«ΙΖΗΜΑΤΟΛΟΓΙΚΗ ΚΑΙ ΓΕΩΧΗΜΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ TΩΝ ΑΠΟΘΕΣΕΩΝ ΤΗΣ ΤΟΜΗΣ ΠΟΤΑΜΟΣ ΣΤΗ ΝΗΣΟ ΓΑΥ Ο»

Transcript

1 ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΙΑΤΡΙΒΗ ΜΕΤΑΠΤΥΧΙΑΚΟΥ ΙΠΛΩΜΑΤΟΣ ΕΙ ΙΚΕΥΣΗΣ «ΙΖΗΜΑΤΟΛΟΓΙΚΗ ΚΑΙ ΓΕΩΧΗΜΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ TΩΝ ΑΠΟΘΕΣΕΩΝ ΤΗΣ ΤΟΜΗΣ ΠΟΤΑΜΟΣ ΣΤΗ ΝΗΣΟ ΓΑΥ Ο» ΗΜΗΤΡΙΟΣ Α. ΚΤΕΝΑΣ Εξεταστική Επιτροπή: Ζεληλίδης Α. Καθηγητής Επιβλέπων Κοντόπουλος Ν. Καθηγητής Μέλος Πασαδάκης Ν. Αν. Καθηγητής Μέλος ΠΑΤΡΑ 2011

2 2

3 ΠΡΟΛΟΓΟΣ Η εργασία αυτή πραγµατοποιήθηκε στα πλαίσια του Μεταπτυχιακού Προγράµµατος Σπουδών «Γεωεπιστήµες & Περιβάλλον» της κατεύθυνσης «Χρήσεων Γης» του τµήµατος Γεωλογίας της σχολής θετικών Επιστηµών του Πανεπιστηµίου Πατρών. Ένα µέρος των εργαστηριακών αναλύσεων πραγµατοποιήθηκε στο εργαστήριο Χηµείας και τεχνολογίας Υδρογονανθράκων στα Χανιά Κρήτης. Η πραγµατοποίηση της εργασίας αυτής δεν θα ήταν δυνατή χωρίς την βοήθεια κάποιων ανθρώπων, που µε τον ένα ή τον άλλο τρόπο συνέβαλαν στην επιτυχή ολοκλήρωσή της. Ξεκινώντας από τα µέλη της επιτροπής: Θα ήθελα πρώτα να ευχαριστήσω θερµά τον καθηγητή, εµπνευστή και επιβλέποντα της εργασίας κ. Αβραάµ Ζεληλίδη ο οποίος ήταν δίπλα µου και συντόνιζε κάθε βήµα της προσπάθειας µου. Παράλληλα µε την επιστηµονική του συµβολή, µου έδωσε την ευκαιρία να εµπλακώ και να συµµετέχω σε ερευνητικές δραστηριότητες, αλλά και να αποκτήσω την απαραίτητη γνώση, ώστε να ανταπεξέλθω στις δυσκολίες της παρούσας εργασίας. Ευχαριστώ θερµά τον κ. Κοντόπουλο Νικόλαο, καθηγητή του Τµήµατος Γεωλογίας του Πανεπιστηµίου Πατρών, για την βοήθεια πραγµατοποίησης εργαστηριακών αναλύσεων καθώς και για την συνεργασία που είχαµε κατά το µεγαλύτερο διάστηµα διεξαγωγής της εργασίας αυτής. Επίσης θα ήθελα να ευχαριστήσω τον κ. Πασαδάκη Νικόλαο, αναπληρωτή καθηγητή του τµήµατος Μηχανικών Ορυκτών Πόρων του Πολυτεχνείου Κρήτης, για την φιλοξενία του και τις εύστοχες παρατηρήσεις του κατά την πραγµατοποίηση των εργαστηριακών αναλύσεων που έλαβαν χώρα στο εργαστήριο Χηµείας και τεχνολογίας Υδρογονανθράκων στα Χανιά Κρήτης. Επιπλέον θα ήθελα να ευχαριστήσω θερµά τους, Παναγόπουλο Γεώργιο, υποψήφιο διδάκτορα του Τµήµατος Μηχανικών Ορυκτών Πόρων του Πολυτεχνείου Κρήτης και τους συναδέλφους Πυλιώτη Ιωάννη, Καραντζή Αικατερίνη, για την βοήθεια τους στην εργασία υπαίθρου καθώς και για την φιλοξενία αντίστοιχα, που µου προσέφεραν κατά την διάρκεια παραµονής µου στην πόλη των Χανίων. 3

4 Θερµές ευχαριστίες στους µεταπτυχιακούς φοιτητές του Τµήµατος Γεωλογίας για την συνεργασία που είχαµε και ιδιαίτερα στους µεταπτυχιακούς φοιτητές Νικόλαο Κοκίδη κατά την διάρκεια των εργαστηριακών µας αναλύσεων, στο Εργαστήριο Ιζηµατολογίας Πανεπιστηµίου Πατρών και Ελισσάβετ Γκαδρή για τις συζητήσεις που είχαµε, πάνω σε γεωλογικά θέµατα τεκτονικού περιεχοµένου. Τέλος, ένα µεγάλο ευχαριστώ στην οικογένεια µου, για την αµέριστη υποστήριξη και συµπαράστασή τους καθ όλη την διάρκεια της εκπόνησης της διπλωµατικής αυτής αλλά και κατά την διάρκεια των σπουδών µου. 4

5 ΠΕΡΙΛΗΨΗ Στην παρούσα εργασία πραγµατοποιήθηκε ιζηµατολογική και γεωχηµική ανάλυση των Μέσο-Μειοκαινικών ιζηµάτων της Τοµής Ποταµός (Kατ. Τορτόνιο) στο Β τµήµα της νήσου Γαύδου, µε απώτερο σκοπό να µελετηθούν τα αποθετικά τους περιβάλλοντα, οι συνθήκες σχηµατισµού τους και η γεωδυναµική εξέλιξη της περιοχής στην κατεύθυνση ύπαρξης πεδίων υδρογονανθράκων. Από τις κοκκοµετρικές αναλύσεις προέκυψε ότι τα ιζήµατα βαθειάς θάλασσας της µελετηθείσας τοµής ανήκουν στο µέγεθος του πηλού, η µεταφορά τους έχει γίνει κυρίως ως οµογενές αιώρηµα ενώ η απόθεσή τους στο σύνολό τους, σύµφωνα µε το C-M διάγραµµα (Passega,1957,1964), έγινε µε τουρβιδιτικά ρεύµατα. Επίσης από την ανάλυση του Ανθρακικού ασβεστίου η οποία βασίστηκε στην διάσπαση (CaCO3) µε τη χρήση (CH3COOH) προέκυψε πως τα δείγµατα στο σύνολό τους είναι φτωχά. Aπό τα αποτελέσµατα της έρευνας της οργανικής γεωχηµείας του περιεχόµενου Οργανικού Άνθρακα τα οποία βασίστηκαν στην µέθοδο της Tιτλοδότησης (Gaudette at al.1974), αλλά και κατά δεύτερο λόγο από τα αποτελέσµατα των δεικτών (για συγκριτικούς σκοπούς) µε την µέθοδο της πυρόλησης (Rock-Eval 2), προέκυψε πως τα δείγµατα παρουσιάζουν φτωχή δυνατότητα γένεσης υδρογονανθράκων. Αντιθέτως η ιζηµατογενής ακολουθία του σχηµατισµού Ποταµός κρίθηκε ιδανική να λειτουργήσει ως ρεζερβουάρ αποθήκευσης υδρογοναναθράκων αλλά και ως µονωτήριο πέτρωµα σύµφωνα µε τον τρόπο ανάπτυξής της. Από τον συνδυασµό αναλύσεων στην περιοχή µελέτης µε αυτές στην υπολεκάνη της Μεσσαράς (Νότια Κρήτη), ίδιας ηλικίας (Κάτω Τορτόνιο) και λαµβάνοντας υπόψιν πως η Μεσσαρά αποτελεί το βόρειο τµήµα της βυθιζόµενης τάφρου, µεταξύ Κρήτης και Γαύδου (µια από τις backstop λεκάνες), και σύµφωνα µε τη δράση κανονικών ρηγµάτων πίσω από τη Μεσογειακή ράχη που δηµιουργούν αυτή τη λεκάνη, µπορούµε να υποθέσουµε πως υπάρχει πλούσιο οργανικό υλικό στο βόρειο τµήµα της και η τροφοδοσία της λεκάνης προέρχεται από ένα δελταϊκό σύστηµα. Η κύρια τάφρος δοµείται από υποθαλάσια ριπίδια τουρβιδιτικές αποθέσεις και η παρουσία έστω και ολιγάριθµων δειγµάτων πλούσιων σε οργανικό υλικό στις µελετηθείσες τοµές δείχνει ότι πιθανά στο κέντρο της τάφρου οι συνθήκες να είναι ιδανικότερες για τη γένεση υδρογονανθράκων. Η τάφρος φαίνεται να συγκεντρώνει το µεγαλύτερο ποσοστό 5

6 ιζηµάτων στο κεντρικό της τµήµα εξασφαλίζοντας τη συνεχή ταφή τους, οδηγώντας τα σε ωρίµανση και παραγωγή υδρογονανθράκων, µε πιθανούς ταµιευτήρες τους ψαµµίτες που έχουν αναγνωριστεί στην περιοχή. ABSTRACT In the present thesis, sedimentological and geochemichal analysis of the Middle-Miocene sediments of the Lower Tortonian Potamos section in the northwestern part of the island of Gavdos was conducted, aiming to study the depositional environments, the conditions of the formation and the geodynamic evolution of the region towards presence of hydrocarbon fields. Grain size analysis revealed that deep sea sediments of the studied section belong to the size of clay, the transfer has taken place mainly as a homogeneous suspension whereas the deposit, as a whole, according to the C-M diagram (Passega,1957,1964), was made by turbitity currents. In addition, the analysis of calcium carbonate which was based on decomposition (CaCO3) using (CH3COOH) revealed that the samples in their entirety, are poor. From the results of the research in the organic geochemistry Organic Carbon content, which was based on the method of tritation (Gaudette et al., 1974), and secondly on the results of indicators (for comparative purposes) with the method of pyrolysis (Rock-Eval 2), emerged that the studied rocks represent poor oil source. In contrast, the sedimentary succession of Potamos was ideal to function as a reservoir as well as a cap rock (seal) according to the manner of its development. From the compined analysis in the study area to those in Messara basin (Southern Crete), which have the same age (Lower Tortonian) and taking into account that the Messara basin (is at the northern part of the sink trench), between Crete and Gavdos (one of the backstop basins), and under the action of normal faults behind the Mediterranean ridge that creates this basin, it can be assumed that there is a rich organic material in the northern part and the feed of the basin originates from a delta system. The main trench is constructed by submarine fans turbitity deposits and the presence of even a restricted number of samples rich in organic material in the studied sections indicates that probably in the center of the trench the conditions are ideal for the genesis of hydrocarbons. The trench appears to concentrate the highest percentage of sediments in the central part of the trench providing their continued burial, leading to the maturation and production of hydrocarbons, with the prospective sandstone reservoirs which have been recognized in the region. 6

7 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Ο 1.1. Eισαγωγή-Σκοπός Γενικά Γεωλογία Πετρελαίων Πεδία Υδρογονανθράκων Μητρικά Πετρώµατα Περιβάλλοντα Απόθεσης Μητρικών Πετρωµάτων ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Ο 2.1. Περιοχή Μελέτης Γεωλογία Κρήτης Αλπικές Ενότητες Μεταλπικοί Σχηµατισµοί στην Κεντρική Κρήτη ΚΕΦΑΛΑΙΟ Γεωδυναµική-Παλαιογεωγραφική εξέλιξη της Νήσου Γαύδου Γεωλογική οµή της Νήσου Γαύδου Γενική Λιθοστρωµατογραφία της Νήσου Γαύδου Προ-νεογενές Αλπικό υπόβαθρο Ιζήµατα Ανώτερου Καινοζωικού Νεογενείς Σχηµατισµοί Τεταρτογενείς Αποθέσεις ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Ο 4.1. Περιγραφή και ανάλυση των ιζηµατογενών φάσεων της Μελετηθείσας Tοµής Ποταµός 42 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Μεθοδολογία Εργαστηριακών Αναλύσεων 54 7

8 5.2. Κοκκοµετρική Ανάλυση µε την συσκευή Malvern Mastersizer 2000 Ydro (Laser Analysis) Kοκκοµετρική Ανάλυση µε την µέθοδο των Κοσκίνων- Πιπέτας (Pipette analysis) Μέθοδος προσδιορισµού Οργανικού Άνθρακα µε Τιτλοδότηση Μέθοδος προσδιορισµού Οργανικού Ανθρακα µε πυρόλυση Rock-Εval Μέθοδος Προσδιορισµού Ανθρακικού Ασβεστίου (CaCO 3 ) 73 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 O 6.1. Αποτελέσµατα Κοκκοµετρικών Αναλύσεων Αποτελέσµατα Κοκκοµετρικών Αναλύσεων από Malvern Mastersizer 2000 Ydro (Laser Analysis) Αποτελέσµατα Κοκκοµετρικών Αναλύσεων µε την Μέθοδο Κοσκίνων- Πιπέτας (Pipette Analysis) Συγκριση Κοκκοµετρικών Αναλύσεων, Malvern mastersizer 2000 Ydro (Laser Analysis) Μέθοδος Kοσκινων πιπέττας (Pipette analysis) 6.2. Αποτελέσµατα Αναλύσεων Οργανικής Γεωχηµείας Aποτελέσµατα Οργανικού Ανθρακα Με Τιτλοδότηση Αποτελέσµατα Οργανικού Ανθρακα µε πυρόλυση Rock-Eval Συγκριση Αναλύσεων Οργανικού Ανθρακα των µεθόδων RockEval 2 Gaudette 6.3. Αποτελέσµατα Ανθρακικού Ασβεστίου 115 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Συµπεράσµατα Εργαστηριακών Αναλύσεων και Υπαίθριας Παρατήρησης Παλαιογεωγραφική εξέλιξη της περιοχής µελέτης 121 ΚΕΦΑΛΑΙΟ ιεθνής Βιβλιογραφία Ελληνική Βιβλιογραφία Παράρτηµα 139 8

9 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Ο 1.1 ΕΙΣΑΓΩΓΗ-ΣΚΟΠΟΣ Σκοπός της παρούσας διατριβής είναι η µελέτη των ιζηµάτων που αποτέθηκαν κατά την διάρκεια του Μέσο-Μειόκαινου από περιοχή της Ανατολικής Μεσογείου (τοµή Ποταµός, νήσος Γαύδος). Η παρούσα διατριβή βασίστηκε στην σύνθεση δεδοµένων πεδίου αλλά και σε µια σειρά εργαστηριακών αναλύσεων η οποία περιελάµβανε, ιζηµατολογική και γεωχηµική ανάλυση. Πιο συγκεκριµένα, έγιναν κοκκοµετρικές αναλύσεις των ιζηµάτων µε επεξεργασία των στατιστικών παραµέτρων, έγινε ποσοτικός προσδιορισµός του Οργανικού Άνθρακα (Corg) και του Ανθρακικού Ασβεστίου (CaCO 3 ). Στόχος της παρούσας διατριβής είναι, η επεξεργασία των παραπάνω διεργασιών στα Nεογενή ιζήµατα της Γαύδου, µε απώτερο σκοπό να µελετηθούν τα αποθετικά τους περιβάλλοντα, οι συνθήκες σχηµατισµού τους, η γεωδυναµική εξέλιξη της υπο µελέτη περιοχής αλλά και της ευρύτερης περιοχής της Μεσογείου, διερευνώντας συνάµα την πιθανότητα ύπαρξης και αξιολόγησης πιθανών πεδίων µητρικών πετρωµάτων υδρογονανθράκων. Η εργασία αυτή συνδυάστηκε µε την διατριβή µε τίτλο «Ιζηµατολογική και Γεωχηµική µελέτη του Σχηµατισµού Μετόχια» που εκπονήθηκε από τον υποψήφιο µεταπτυχιακό κ. Πυλιώτη Ιωάννη µε στόχο τη σύγκριση και εξαγωγή κοινών συµπερασµάτων για τα ιζήµατα της νήσου Γαύδου. 1.2 ΓΕΝΙΚΑ Tα ιζήµατα της Μεσογείου εξαιτίας του γεωγραφικού της πλάτους και της µορφολογίας της λεκάνης, είναι ιδιαίτερα ευαίσθητα στις καταγραφές αστρονοµικά ελεγχόµενων κλιµατικών µεταβολών. Έτσι την τελευταία δεκαετία, οι κυκλικές ιζηµατογενείς ακολουθίες Πλειoκαίνου-Πλειστοκαίνου χρησιµοποιήθηκαν σε πολλές µελέτες που αφορούσαν πολλούς κλάδους, κυκλοστρωµατογραφίας, τεκτονικών περιστροφών, παλαιοµαγνητισµού, ιζηµατολογίας, γεωχηµείας, παλαιοντολογίας και παλυνολογίας. Γνωρίζοντας λοιπόν και κατανοώντας τις µελέτες που έχουν γίνει για το χρονικό 9

10 διάστηµα αυτό, θεωρήθηκε σκόπιµο η έρευνα να προχωρήσει προς τα πίσω στον γεωλογικό χρόνο και να πραγµατοποιηθούν παρόµοιες αναλύσεις, για το Μειόκαινο στη Μεσόγειο, µιας και τα ιζήµατά µας αφορούν την περίοδο αυτή. Η Μεσόγειος κατά την διάρκεια του Μειοκαίνου, υπέστη πολλές και ουσιαστικές αλλαγές. Στο Κατώτερο Μειόκαινο, η Μεσογειακή λεκάνη ήταν συνδεδεµένη µε τον Ατλαντικό και Ινδικό ωκεανό καθώς και µε την Παρατηθύ. Κατά την διάρκεια του Μέσου-Ανώτερου Μειοκαίνου, η σύγκλιση της Αφρικανικής και Ευρασιατικής πλάκας είχε ως αποτέλεσµα πρώτα την στένωση και τελικά το κλείσιµο των θαλάσσιων διόδων που υπήρχαν µεταξύ της θαλάσσας της Μεσογείου και του Ατλαντικού και Ινδικού ωκεανού (Dercourt et al., 1993). O αποκλεισµός της Μεσογείου από τον Ινδικό ωκεανό έλαβε χώρα περίπου πριν από 14 εκατοµµύρια χρόνια (e.g. Hsu & Bernouli, 1978; Vrielynk et al., 1997). H σύνδεση της Μεσογείου µε τον Ατλαντικό ωκεανό τερµατίστηκε σταδιακά κατά το Μέσο-Ανώτερο Μειόκαινο όταν έκλεισαν οι θαλάσσιες δίοδοι της Ισπανικής χερσονήσου και της ΒΑ Αφρικής κατά το Αν. Μεσσήνιο (Benson et al., 1991; Krijgman et al., 1998). Τα δυτικά περάσµατα (Betic Strait & Rifian Corridor) βαθµιαία έκλεισαν (Εικ.1.1). Εικόνα 1.1: Παλαιογεωγραφική αναπαράσταση της Μεσογείου κατά το Μέσο Μειόκαινο σε σχέση µε την σηµερινή γεωγραφία της περιοχής ( τροποποιηµένη από Orszag Sperber et al., 1993). 10

11 Τα τεκτονικά αυτά γεγονότα προκάλεσαν σηµαντικές µεταβολές στην κυκλοφορία των υδάτων καθώς και στον εξαερισµό αυτών. Η πλήρης αποµόνωση της Μεσογείου από τον Ατλαντικό ωκεανό οδήγησε στην γνωστή Κρίση Αλµυρότητας, MSC (Mediterranean Salinity Crisis) κατά το Αν. Μεσσήνιο. Στην Ανατολική Μεσόγειο Μέσο-Άνω Μειοκαινικές τοµές (~12-6.8Ma) που χαρακτηρίζονται από κυκλικές ιζηµατογενείς ακολουθίες ανευρέθησαν στην Κρήτη (Langereis, 1994), στην Σικελία (τοµή Giblisiscemi) (Krijgman et al.,1995; Ηilgen et al., 2000) και στην νήσο Γαύδο (Τοµή Μετόχια) (Αντωναράκου, 2001). Παρόµοιες ακολουθίες νεογενών ιζηµάτων έχουν χαρακτηριστεί και στην νήσο Γαύδο µε παλαιότερα ιζήµατα στην τοµή Ποταµός (περιοχή µελέτης), (Μέσο Σερραβάλιο-Κάτω Τορτόνιο) και µε νεότερα ιζήµατα στις τοµές Μετόχια και Αγ.Ιωάννης (Κάτω-Μέσο Τορτόνιο). Επίσης έχουν διεξαχθεί λεπτοµερείς αναλύσεις, µε τις περισσότερες αναφορές σε νεότερα ιζήµατα (Τοµή Μετόχια), στην περιεχόµενη µικροπανίδα βενθονικών Τρηµατοφόρων αλλά και ισότοπα οξυγόνου για τον προσδιορισµό των παραγόντων που επηρεάζουν την κατανοµή τους (Κouwenhoven et al., 1999). Με βάση την γεωλογική εξέλιξη που προτείνει ο Anastasakis et al. (1995) για την περιοχή του υβώµατος της Γαύδου σε ακολουθία Μειοκαινικών ιζηµάτων, το κατώτερο όριο είναι ηλικίας Μέσο-Αν.Σερραβάλλιο και το ανώτερο όριο είναι ηλικίας Αν. Μεσσήνιο. Για τον Σχηµατισµό Ποταµό πρόσφατες έρευνες από συνδυαστικά αποτελέσµατα βενθονικών τρηµατοφόρων και ιζηµατολογικών αναλύσεων έδειξαν ηλικία Κάτω Τορτόνιο (Antonarakou et al., 2007). 1.3 ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΠΕΤΡΕΛΑΙΩΝ ΠΕ ΙΑ Υ ΡΟΓΟΝΑΝΑΘΡΑΚΩΝ Για την δηµιουργία πεδίων υδρογονανθράκων πρέπει να ικανοποιούνται µια σειρά από τις παρακάτω στυνθήκες: Μια Aποταµιευτήρια Mοναδά (reservoir): Ικανή ώστε να αποθηκεύσει τα ρευστά του πετρελαίου. Η κύρια θεώρηση στην εκτίµηση ενός ταµιευτήρα είναι το πιθανό πορώδες και διαπερατότητα του ταµιευτήρα. Ο ταµιευτήρας είναι εκείνο το πέτρωµα που 11

12 προσφέρει τον κενό χώρο που υπάρχει σε µια παγίδα. Τα αποταµιευτήρια πετρώµατα συνήθως είναι χονδρόκοκκοι ψαµµίτες ή ανθρακικά πετρώµατα (Gluyas and Swarbrick, 2004). Ένα Πετρελαϊκό Σύστηµα Φόρτισης: Συνθέτοντας µητρικά πετρώµατα µε θερµικά ώριµα πετρώµατα πετρελαίου ικανά να αποβάλουν ρευστά πετρελαίου µέσα στο πορώδες των στρωµάτων µεταφοράς, τα οποία µεταφέρονται σε θέσεις συγκέντρωσης (παγίδες) στην αποταµιευτήρια µονάδα. Μητρικά πετρώµατα υδρογονανθράκων µπορούν να καθοριστούν εκείνα τα λεπτόκοκκα ιζήµατα τα οποία δηµιουργήθηκαν, δηµιουργούνται ή θα δηµιουργηθούν στο φυσικό τους περιβάλλον και θα απελευθερώσουν αρκετό υδρογονάνθρακα για να σχηµατιστεί µια αξιοσηµείωτη συγκέντρωση από πετρέλαιο ή αέριο (Brooks et al., 1987). Μετανάστευση των υδρογονανθράκων (migration): H διαδικασία της µετανάστευσης των υδρογονανθράκων είναι απαραίτητη για την δηµιουργία πεδίων υδρογονανθράκων καθώς µε αυτήν εξασφαλίζεται η µεταφορά τους από το µητρικό πέτρωµα στον ταµιευτήρα. Η µετανάστευση περιλαµβάνει δύο στάδια, την πρωτογενή και την δευτερογενή µετανάστευση. Η πρωταρχική µετανάστευση αναφέρεται στην αποβολή του πετρελαίου από το µητρικό πέτρωµα και η δευτερογενής στην διαδροµή των υδρογονανθράκων προς µια παγίδα (Allen & Allen, 2005; Gluyas & Swarbrick, 2004). Ύπαρξη Περιφερειακού Μονωτήρα (seal): το πετρέλαιο και το αέριο είναι λιγότερο πυκνά από το νερό και ως εκ τούτου από την στιγµή που µεταναστεύουν από το µητρικό πέτρωµα έχουν την τάση να ανυψώνονται µέσα στην ιζηµατογενή στήλη. Τα ρευστά των υδρογονανθράκων συνεχίζουν την ανοδική τους πορεία µέχρι να φθάσουν στον περιφερειακό µονωτήρα. Η παρουσία ενός η περισσοτέρων περιφερειακών µονωτήρων κρίνεται απαραίτητη για την δηµιουργία συγκεντρώσεων υδρογονανθράκων. Εβαπορίτες και λεπτόκοκκα ιζήµατα, όπως αργιλικοί σχίστες και ιλυόλιθοι, οι οποίοι δεν έχουν ανοικτά σπασίµατα (open fracture) λειτουργούν ως αποτελεσµατικοί µονωτήρες. Μόνωση στην ροή των ρευστών µπορεί να δηµιουργηθεί κατά µήκος ρηγµάτων, ρηξιγενών ζωνών και διακλάσεων. (Einsele, 1992; Gluyas & Swarbrick, 2004). Ύπαρξη Παγίδων (trap): Η παγίδα αντικατοπτρίζει την ύπαρξη ενός υποεπιφανειακού εµποδίου στην µετανάστευση του πετρελαίου προς την επιφάνεια της γης. Οι παγίδες 12

13 ταξινοµούνται σε δοµικές, στρωµατογραφικές και υδροδυναµικές (Gluyas & Swarbrick, 2004). α) Οι δοµικές παγίδες δηµιουργούνται από διαδικασίες τεκτονικές, διαπυρικές, συµπύκνωσης και βαρυτικές. β) Οι στρωµατογραφικές παγίδες σχηµατίζονται από λιθολογικές διακυµάνσεις που δηµιουργούνται στο ίζηµα κατά την απόθεση ή µεταγενέστερα είτε από αλλαγές του υλικού απόθεσης είτε κατά την διαγένεση. γ) Οι υδροδυναµικές παγίδες είναι πιο σπάνιες και προκαλούνται από διαφορές στην πίεση του νερού που δηµιουργούνται λόγω της κίνησης των ρευστών. Η σύγχρονη σχέση των παραπάνω παραγόντων (timing) δίνει την δυνατότητα π.χ. να υπάρχουν διαθέσιµες παγίδες την χρονική στιγµή της πετρελαϊκής φόρτισης ΜΗΤΡΙΚΑ ΠΕΤΡΩΜΑΤΑ Το µητρικό πέτρωµα είναι ένα ιζηµατογενές πέτρωµα το οποίο περιέχει ικανή ποσότητα οργανικού υλικού, τέτοια ώστε όταν θαφτεί και θερµανθεί να παράξει υδρογονάνθρακες (υγρούς και αέριους) (Gluyas & Swarbrick, 2004). Τα µητρικά πετρώµατα σχηµατίζονται όταν µια µικρή αναλογία οργανικού άνθρακα που συµµετέχει στον κύκλο του άνθρακα θάφτηκε σε ιζηµατογενή περιβάλλοντα όπου αναστέλλεται η οξείδωση. Οι δύο απαραίτητοι παράγοντες παραγωγή και διατήρηση του οργανικού υλικού στα ιζήµατα είναι η υψηλή παραγωγικότητα και η έλλειψη οξυγόνου στην υδάτινη στήλη και τον πυθµένα. Η διατήρηση του οργανικού υλικού είναι, µεταξύ άλλων παραγόντων, ένας δείκτης της περιεκτικότητας του οξυγόνου στα νερά του πυθµένα, του ρυθµού ιζηµατογένεσης, και της έντασης της βενθονικής ζωής (Ζεληλίδης, 1995) ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΑ AΠΟΘΕΣΗΣ MΗΤΡΙΚΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ Οι τρεις κύριες θέσεις απόθεσης µητρικών πετρωµάτων είναι οι Λιµναίες, ελταϊκές και Θαλάσσιες λεκάνες. Απόθεση µητρικών πετρωµάτων µπορεί να γίνει και σε άλλες θέσεις όπως έλη γλυκών νερών, µη δελταϊκές ακτογραµµές, ηπειρωτικές κατωφέρειες και υβώµατα, οι όποιες έχουν προσφέρει µια σχετικά µικρή αναλογία στα παγκόσµια αποθέµατα πετρελαίου και σε επίπεδο προφητείας µητρικών πετρωµάτων παράγουν µια σχετικά µικρή πιθανότητα (Allen & Allen, 2005). 13

14 Οι λιµναίες λεκάνες είναι οι πιο σπουδαίες θέσεις για την απόθεση των µητρικών πετρωµάτων σε ηπειρωτικές ακολουθίες. Οι λίµνες για να σχηµατίσουν αποθέσεις µεγάλου στρωµατογραφικού πάχους πρέπει να έχουν µεγάλο γεωλογικό χρόνο ζωής. Ανοξικές συνθήκες σε µόνιµες λίµνες αναπτύσσονται όταν η υδάτινη στήλη παρουσιάζει διαστρωµάτωση (Allen & Allen, 2005). Η παραπάνω συνθήκη, σύµφωνα µε τους Allen & Collison (1986), είναι πιο πιθανό να πραγµατωθεί στις εξής περιπτώσεις: α) Σε βαθιές λίµνες, οι οποίες συνήθως ελέγχονται τεκτονικά, αναπτύσσονται σε γρήγορα βυθιζόµενα συστήµατα ηπειρωτικών τάφρων διαστολής (extensional rift, continental rift system) και σπανιότερα σε περιοχές τεκτονικής συµπίεσης β) Σε χαµηλά γεωγραφικά πλάτη, µε θερµά, τροπικά, οµοιόµορφα κλίµατα όπου τα νερά των ποταµών είναι λιγότερο πυκνά και δεν έχουν την τάση να σχηµατίζουν υψηλής πυκνότητας ροές και περιέχουν λιγότερο οξυγόνο, ευνοώντας την ανάπτυξη ανοξικών συνθηκών και γ) Σε ξηρά κλίµατα, µπορεί να αναπτυχτεί διαστρωµάτωση αλµυρότητας, σαν το αποτέλεσµα υψηλής απώλειας επιφανειακής εβαποριτοποίησης. Το οργανικό υλικό που υπάρχει στις λίµνες µπορεί να είναι αυτόχθονο αποτελούµενο από φύκη και βακτήρια ή αλλόχθονο προερχόµενο από ανώτερο φυτά που παρασύρθηκαν από το υδρογραφικό δίκτυο της λίµνης (Einsele, 1992). Τα δέλτα µπορεί να είναι σηµαντικές θέσεις απόθεσης µητρικών πετρωµάτων. Το οργανικό υλικό µπορεί να προέρχεται από φύκη γλυκών νερών, βακτήρια σε έλη και λίµνες που δηµιουργούνται στην δελταϊκή πλατφόρµα, από θαλάσσιο φυτοπλαγκτόν και βακτήρια στη δελταϊκή κατωφέρεια, θαλάσσιους σχιστόλιθους στην προδελταϊκή περιοχή και πιθανά πιο σηµαντικά από τα µεταφερόµενα χερσαία φυτά που αναπτύσσονται στην δελταϊκή πλατφόρµα (Einsele, 1992). Μητρικά πετρώµατα µπορούν να αναπτυχθούν σε κλειστές θαλάσσιες λεκάνες µε περιορισµένη κυκλοφορία οξυγόνου (µειωµένη παροχή οξυγόνου), ή σε ανοιχτές υφαλοκρηπίδες/κατωφέρειες όπου η προς τα πάνω ωκεάνια ροή (upwelling) δικαιολογεί: α) την υψηλή οργανική παραγωγικότητα και β) την κατανάλωση οξυγόνου για την αποδόµηση του οργανικού υλικού από αερόβια βακτήρια και την παραγωγή της ωκεάνειας µεσοπελαγικής ζώνης ελάχιστου οξυγόνου (oceanic midwater oxygenminimum layer) (Einsele, 1992). 14

15 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Ο 2.1 ΠΕΡΙΟΧΗ ΜΕΛΕΤΗΣ Η περιοχή µελέτης βρίσκεται νότια από το δυτικό µισό της νήσου Κρήτης (Εικ.2.1). Η νήσος Γαύδος είναι ένα µικρό νησάκι που βρίσκεται περί τα 20 µίλια νοτίως της χώρας Σφακίων της Κρήτης, έχει µέγιστο µήκος 10km και µέγιστο πλάτος 5,5km, καλύπτει δε µία περιοχή 33km². Tο µεγαλύτερο θαλάσσιο βάθος µεταξύ της Γαύδου και της Κρήτης πλησιάζει τα 1500m. Εικόνα 2.1: Χάρτης της Ελλάδος όπου απεικονίζεται η περιοχή µελέτης. Το γεωγραφικό πλάτος της νήσου Γαύδου είναι µε συντεταγµένες ,92 ενώ το γεωγραφικό µήκος είναι ,02 και περιλαµβάνεται στον γεωλογικό χάρτη του Ι.Γ.Μ.Ε κλίµακας 1: (φύλλο: Γαύδος). 15

16 2.2 ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΚΡΗΤΗΣ Το νησί της Κρήτης αποτελεί το µεγαλύτερο νησί του ελλαδικού χώρου και βρίσκεται στα νότια του Αιγαίου πελάγους. Πρόκειται για µια επιµήκη χερσαία περιοχή µε γενική διεύθυνση ανάπτυξης Α-, µε τη θαλάσσια µάζα του Κρητικού πελάγους να βρέχει τις βόρειες ακτές του νησιού και το Λιβυκό πέλαγος να βρέχει τις νότιες. Βρίσκεται στο νοτιότερο άκρο του Ελληνικού τόξου και λόγω αυτής της ιδιαίτερης θέσης της, χαρακτηρίζεται από πολύπλοκη γεωλογική δοµή, που οφείλεται στην τεκτονική τοποθέτηση αλλεπάλληλων καλυµµάτων από αλπικές ενότητες, σε ένα χώρο µε σχετικά µικρό πλάτος αλλά και µε διαρκή τεκτονική δραστηριότητα ακόµα και στη µεταλπική περίοδο ΑΛΠΙΚΕΣ ΕΝΟΤΗΤΕΣ Η πολυπλοκότητα αυτή οδήγησε στη µελέτη της Κρήτης από πολλούς ερευνητές, από τα µέσα του 19ου αιώνα και κατά συνέπεια τη δηµοσίευση πολλών και διαφορετικών απόψεων, σχετικά µε τη δηµιουργία, τη σύνθεση και τελικά τη διαδροµή των διαφόρων γεωτεκτονικών ενοτήτων, µέχρι τη σηµερινή γεωλογική δοµή (Εικ.2.2). Πιο συγκεκριµένα το νησί Κρήτης αποτελεί µία εξέχουσα δοµή ενδορηγµατικής ένστρωσης η οποία σχηµατίστηκε µπροστά από το Ελληνικό τόξο της ζώνης καταβύθισης. Η δοµή της Κρήτης αποτελείται από ενότητες πετρωµάτων από διάφορες παλαιογεωγραφικές ζώνες οι οποίες θα µπορούσαν να χωριστούν σε δύο ενότητες: Η Κατώτερη ενότητα, υψηλών πιέσεων-χαµηλών θερµοκρασιών (HP-LT) και η Ανώτερη ενότητα (Van Hinsbergen & Meulenkamp, 2006; Papanikolaou & Vassilakis, 2010; Zachariasse et al., 2011). Γενικά πιστεύεται, πως η τεκτονική επαφή των δύο παραπάνω ενοτήτων είναι µία αξιοσηµείωτη επιφάνεια αποκόλλησης Α- διεύθυνσης, η οποία έχει ονοµαστεί ως επιφάνεια αποκόλλησης της Κρήτης (Cretan Detachment). Αυτή η ζώνη έδρασε κατά το Μέσο Μειόκαινο (15-17 Μa), ως χαµηλής γωνίας κανονικό ρήγµα και έχει παρατηρηθεί στην Κρήτη καθώς και στις Κυκλάδες (Ring et al., 2001; Van Hinsbergen & Meulenkamp, 2006; Tortorici et al., 2010). 16

17 Εικόνα 2.2. (α) Γενικευµένος γεωλογικός χάρτης της Ν. Κρήτης και Γαύδου. (β) Η θέση τους σε σχέση µε το Ελληνικό τόξο και τις κυριότερες τεκτονο-στρωµατογραφικές δοµές του. Η σύγχρονη σύγκλιση των τεκτονικών πλακών-κόκκινες γραµµές, το σύγχρονο και παλαιότερο ηφαιστειακό τόξο-κόκκινα και πράσινα τρίγωνα, τα κύρια µέτωπα επωθήσεων των εξωτερικών Ελληνίδων- Ιόνια και Παξοί πράσινα Πίνδος µπλε, τις Πλειο-Τεταρτογενείς θαλάσσιες λεκάνες της κεντρικής Ελλάδας-ροζ, οι κύριες σύγχρονες θαλάσσιες λεκάνες-γκρι, οι µεγάλες επιφάνειες αποκόλλησης Μειοκαινικής ηλικίας-πράσινες γραµµές µε το βέλος να δείχνει τη φορά µέγιστης Κλίσης (Βασιλάκης, 2006). Από την ανάλυση κυρίως των παραπάνω βιβλιογραφικών δεδοµένων προκύπτουν τεκτονικές ενότητες και σχηµατισµοί οι οποίοι αποτελούν προέκταση στη νήσο Γαύδο (Εικ.2.3). Kατώτερη Ενότητα (HP-LT): Ενότητα Κρήτης-Μάνης, γνωστή ως όρος οµάδα Πλακωδών Ασβεστόλιθων Plattenkalk-Gruppe, αποτελεί την κατώτερη ενότητα της Κρήτης (Φυτρολάκης 1978,1980; Manutsoglu et al., 1995b). Ενότητα Τρυπαλίου, όπου επικρατεί η άποψη πως αποτελεί τµήµα της Ενότητας Κρήτης-Μάνης. 17

18 Εικόνα 2.3:Η δοµή της εξωτερικής τεκτονο-μεταµορφικής ζώνης στην Κρήτη (Παπανικολάου, 1989). Ενότητα Φυλλιτών-Χαλαζιτών, όπου βρίσκεται τεκτονικά µεταξύ της σχετικά αυτόχθονης ενότητας Κρήτης-Μάνης και του καλύµατος της Τρίπολης. Ενότητα Τρίπολης, χωρίζεται σε τρεις στρωµατογραφικές σειρές, την αργιλοσχιστολιθική ανθρακική σειρά Ραβδούχων Τριαδικής ηλικίας, την ανθρακική σειρά Τρίπολης και τον φλύσχη Τρίπολης, (Φυτρολάκης, 1980). Ενότητα Ωλονού-Πίνδου, ως ανώτερο τεκτονικό κάλυµµα, είναι µια ακολουθία ιζηµάτων και ιζηµάτων κλιτύος, αποτελούµενη από ασβεστόλιθους, κερατόλιθους και ραδιολαρίτες. Πάνω από την ακολουθία των πελαγικών ιζηµάτων υπάρχει φλύσχης Παλαιοκαινικής Ηωκαινικής ηλικίας. Η απόθεση του φλύσχη ξεκινά πολύ αργότερα στην Κρήτη σε σχέση µε την Ηπειρωτική Ελλάδα όπου τα µεταβατικά στρώµατα ασβεστόλιθου-φλύσχη είναι ηλικίας Ανώτερου Κρητιδικού. Λόγω αυτής της διαφοράς και µερικών άλλων ιδιαιτεροτήτων, όπως διαφορά φάσης όπου από πελαγική ακολουθία γίνεται πιο νηρητική η Ενότητα Ωλονού-Πίνδου αναφέρεται στην Κρήτη ως Ενότητα Εθιάς ή σειρά της Μαγκασσά. Εµφανίσεις της Ενότητας Ωλονού-Πινδου αναφέρονται στην νήσο Γαύδο κυρίως στο νότιο τµήµα του νησιού και σχεδόν σε όλο το τµήµα της νήσου Γαυδοπούλα (Vicente, 1970). 18

19 Πάνω από τις παραπάνω αναφερόµενες εξωτερικές ζώνες υπάρχουν σε ανώτερη τεκτονική θέση αλλόχθονα τεκτονικά λέπια των εσωτερικών ζωνών, όπως είναι η ενότητα της Άρβης. Ενότητα Άρβης: Ανώτερες τεκτονικές ενότητες: Στις ενότητες αυτές περιλαµβάνονται τα καλύµµατα της Μιαµού και των σχιστολίθων του Βάτου (Bonneau, 1972, 1974) και το καλυµµα των Αστερουσίων κατά Bonneau (1972) ή σύνολο Σερπεντινών Αµφιβολιτών κατά (Creutzburg & Seidel, 1975). To Kάλυµµα των Αστερουσίων αντιπροσωπεύεται α) από ένα σύνολο υψηλού βαθµού µεταµόρφωσης πετρωµάτων (Seidel et al., 1981). β) Οφιόλιθους, οι οποίοι κατέχουν συνήθως την ανώτερη τεκτονική θέση. Νότια της Κρήτης, στη νήσο Γαύδο αναφέρονται επίσης εµφανίσεις οφιολιθικών πετρωµάτων. Πιο συγκεκριµένα στο ΒΑ τµήµα της νήσου Γαύδου απαντούν µεταβασάλτες, µεταρυόλιθοι και µεταιζήµατα, γνωστά ως Ενότητα Καλυψούς, µεταµορφωµένα κατά το Ανώτερο Ιουρασικό σε συνθήκες κυανοσχιστολιθικής πρασινοσχιστολιθικής φάσης (Vicente, 1970; Seidel et al., 1977). Τα πετρώµατα αυτά καλύπτονται ασύµφωνα από µη µεταµορφωµένες µάργες και ψαµµίτες Ανωκρητιδικής ηλικίας (Vicente, 1970). Τέλος, πάνω από τους αλπικούς σχηµατισµούς βρίσκονται ιζήµατα του Νεογενούς και Τεταρτογενούς τα οποία συνήθως έχουν κυµαινόµενο πάχος και εξάπλωση στις διάφορες περιοχές της Κρήτης ΜΕΤΑΛΠΙΚΟΙ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟΙ ΣΤΗΝ ΚΕΝΤΡΙΚΗ ΚΡΗΤΗ Το 1/3 της Κρήτης αποτελείται από ιζήµατα του Νεογενούς και του Πλειστοκαίνου. Η ευρύτερη περιοχή της κεντρικής Κρήτης, αποτελεί µια ιδιαίτερη νεοτεκτονική δοµή που αποτελείται από δύο ξεχωριστές µεταλπικές λεκάνες, αυτήν της Μεσσαράς στα νότια και του Ηρακλείου στα βόρεια, µε διαφορετικούς προσανατολισµούς ανάπτυξης η κάθε µία. Μετά από την αλπική περίοδο, κατά την οποία ολοκληρώθηκε η δηµιουργία του προνεογενούς υποβάθρου της Κρήτης και όταν η ευρύτερη περιοχή ισορροπεί, αρχίζει η µετα ορογενετική διαδικασία της ιζηµατογένεσης µε την απόθεση κλαστικών, µη θαλάσσιων ιζηµάτων κατά τη διάρκεια του Μέσου Μειοκαίνου. 19

20 Aπό το Μέσο Μειόκαινο και µετά ο χώρος της Κρήτης µετασχηµατίστηκε σε µωσαϊκό τεκτονικών κεράτων και βυθισµάτων, µε κατακόρυφες µετακινήσεις, το µέγεθος των οποίων µεταβάλλεται τόσο στο χώρο όσο και στον χρόνο (Φυτρολάκης, 1980; Meulenkamp et al., 1988; Van Hinsbergen & Meulenkamp, 2006). Από την µελέτη των ιζηµάτων του Νεογενούς προκύπτουν στοιχεία για επαναλαµβανόµενες, δραµατικές αλλαγές στον παλαιογεωγραφικό χώρο της Κρήτης, που οι αλλαγές αυτές τις περισσότερες φορές συνδέονται µε µεγάλα τεκτονικά γεγονότα ή έντονες κλιµατικές αλλαγές. Οι δραµατικές αυτές αλλαγές είχαν ως αποτέλεσµα την εποχή αυτή να αποτεθούν µια ποικιλία ιζηµάτων µε πολλές, γρήγορες αλλαγές τόσο κατά την οριζόντια όσο κατά την κατακόρυφη, µε την παρουσία γύψων Μεσσήνιας ηλικίας που αποτέθηκαν κατά την διάρκεια της «κρίσης Αλατότητας του Μεσσηνίου» (MSC). Πιο συγκεκριµένα οι διαδοχικές παλαιογεωγραφικές διατάξεις αντικατοπτρίζουν τέσσερα (4) κύρια επεισόδια κατά την εξέλιξη του αναγλύφου κατά µήκος της διατοµής στην κεντρική Κρήτη (Μeulenkamp et al., 1994) (Εικ.2.4). Κατά την διάρκεια του Πρώτου επεισοδίου (Άνω Σερραβάλλιο) στην περιοχή λάµβανε χώρα λιµναία ιζηµατογένεση και οριοθετούσε την ξηρά του Νοτίου Αιγαίου (Southern Aegean landmass). Το εύτερο και Τρίτο επεισόδιο (Ανώτατο Σερραβάλλιο- Μεσσήνιο) δηµιούργησαν ένα παλαιογεωγραφικό καθεστώς, όπου οι σηµερινές κορυφογραµµές που οριοθετούν και διατέµνουν την λεκάνη του Ηρακλείου, άρχισαν να παίζουν ενεργό ρόλο στην παλαιογεωγραφία και την τοπογραφία του πυθµένα. Κατά την διάρκεια του Άνω Μειοκαίνου αναπτύχθηκε η λεκάνη του Ηρακλείου ενώ οι κορυφογραµµές της κεντρικής Κρήτης µε διεύθυνση Α- άρχισαν να διαχωρίζουν την λεκάνη στο βόρειο και νότιο τµήµα της. Το Τέταρτο επεισόδιο χαρακτηρίζεται από την έντονη άνοδο όλης της περιοχής κατά το Πλείο-Πλειστόκαινο. Μία διαφορετική άποψη εκφράσθηκε για την εξέλιξη της περιοχής από τον ten Veen (1998). H ιζηµατογένεση στις λεκάνες του Νεογενούς ξεκίνησε µε την απόθεση χερσαίων κλαστικών ιζηµάτων κατά την διάρκεια του Μέσου Μειοκαίνου (Σερραβάλλιο). Αµµώδεις και ιλυώδεις αποθέσεις µε µικρές παρενστρώσεις από κροκαλοπαγή πλήρωσης καναλιού, ανήκουν στον σχηµατισµό του Βιάννου. Περίπου 20

21 κατά την Μέσο-Άνω Μειοκαίνου µετάβαση, έλαβε χώρα εναπόθεση ασβεστολιθικών λατυποπαγών και µαζική τοποθέτηση ασυνήθιστων τεµαχών από παλαιότερους ασβεστόλιθους της ζώνης της Τρίπολης. Πάνω από τον σχηµατισµό του Βιάννου και σε συµφωνία µε αυτόν, αποτίθεται ο σχηµατισµός Σχοινιά, ο οποίος αποτελείται από αργίλους συνδεδεµένους µε την περίοδο του Αν.Σερραβάλλιου (Zachariasse et al., 1975). Εικόνα 2.4: Παλαιογεωγραφική εξέλιξη των Νεογενών ιζηµάτων της νήσου Κρήτης & Γαύδου (τροποποιηµένη από Μeulenkamp et al., 1994). 21

22 Κατά την περίοδο του Κάτω Τορτόνιου αποτέθηκαν κλαστικά ιζήµατα που ανήκουν στο κατώτερο τµήµα του σχηµατισµού Αµπελούζου (Meulenkamp et. al., 1979). Στρωµατογραφικά, ο σχηµατισµός αυτός αποτέθηκε πάνω από τον σχηµατισµό Σxοινιά. Οι υπόλοιποι σχηµατισµοί που ακολουθούν χρονοστρωµατογραφικά προς τα άνωθεν είναι ο Αµπελούζος (Άνω Τορτόνιο) καθώς και οι υπόλοιποι σχηµατισµοί, Πύργος (Μεσσήνιο), Αγ.Βαρβάρα (Μεσσήνιο), οι οποίοι είναι συσχετισµένοι µε την κρίση αλατότητας κατά το Μεσσήνιο (MSC) (Εικ.2.5). Εικόνα 2.5: Λιθοφασική εξέλιξη της ιζηµατογενούς λεκάνης του Ηρακλείου κατά ten Veen, (1998). Η ερµηνεία σεισµικών τοµών σχετίζεται µε την χερσαία στρωµατογραφία, αποδεικνύοντας ότι οι διαδικασίες διάβρωσης, που συµβαίνουν στην Κρήτη και στην Γαύδο, ως αντιµετώπιση των µεγάλων τεκτονικών γεγονότων, ήταν υπεύθυνες για την υψηλή ιζηµατογένεση σε όλα τα σηµεία της εγγύς περιθωρίου νότια της Κρήτης. Σεισµικά στοιχεία από την λεκάνη της Κρήτης (Κopf et. al., 2006) χρησιµοποιήθηκαν σε συνδυασµό µε στρωµατογραφικές πληροφορίες, DSDP Site 378 (Hsü et al., 1978), από την ξηρά (Fassoulas, 2001; Peterek & Schwarze, 2004; Van Hinsbergen & Meulenkamp 2006; Ten Veen & Postma, 1999) και από την ανοιχτή θάλασσα της Κρήτης (Anastasakis et al., 1990, 1995; Huson & Fortuin, 1985; Leite & Mascle, 1982), για να συνδέσουν τα γεωφυσικά δεδοµένα µε την περιφερειακή στρωµατογραφία. 22

23 Η βιοστρωµατογραφική χρονολόγηση της θαλάσσιας διαδοχής στην Κρήτη βασίζεται σε πλαγκτονικά τρηµµατοφόρα (Zachariasse 1975; Zachariasse & Spaak 1983; Driever 1988; Theodoridis, 1983) και σε νανοαπολιθώµατα (βαθµονοµηµένα εν µέρει µέσω µαγνητοστρωµατογραφίας, (Langereis, 1984) και χρονολογούνται από στρώµατα τέφρας (Krijgsman et al., 1995). Οι ερµηνείες σεισµικών δεδοµένων ακολουθούν τις µεθοδολογίες του Mitchum et al., (1977) και της Damuth, (1980) για δεδοµένα διαµόρφωσης προφίλ (Εικ.2.6). Εικόνα 2.6: Πίνακας συσχετισµού µεταξύ των σεισµο-στρωµατογραφικών και λιθοστρωµατογραφικών ενοτήτων της Κρήτης αλλά και των στρωµατογραφικών σχηµατισµών στην Λεκάνη του Ηρακλείου, στην Κεντρική Κρήτη (Alves et al., 2007). Όπως προαναφέραµε, κατά το Κάτω-Μέσο Μειόκαινο η εκταφή και η ανύψωση του υποβάθρου συνοδεύτηκε από διαρθρωτική διάλυση της οροφής, δηµιουργώντας σχηµατισµούς από ιζηµατογενείς λεκάνες στην κορυφή του καλύµατος. Μία από αυτές τις ιζηµατογενείς λεκάνες, είναι και η Λεκάνη της Μεσσαράς, η οποία σύµφωνα µε αρκετούς ερευνητές, αναπτύχθηκε κατά την διάρκεια της αποκόλλησης της οροφής (Cretan Detachment) σχηµατίζοντας µια ανώτερη αποκόλληση µε παραµορφωµένη βάση και αρκετά εφελκυστικά βυθίσµατα (van Hinsbergen & Meulenkamp, 2006; Tortorici et al., 2010). 23

24 Η Λεκάνη της Μεσσαράς αποτελεί µια από τις µεγαλύτερες λεκάνες Νεογενών σχηµατισµών στην Κεντρική Κρήτη και Οριοθετείται Β από το όρος Ίδα, ΒΑ από την οροσειρά ίκτη και ΝΑ από τα Αστερούσια όρη (Εικ.2.2). Οι Νεογενείς λεκάνες ουσιαστικά αποτελούνται από κροκαλοπαγή, ψαµµίτες, πηλίτες, µάργες, ανθρακικά και εβαπορίτες. Τα τελευταία 25 χρόνια περισσότερες από 60 επίσηµες και άτυπες λιθοστρωµατογραφικές ενότητες έχουν παρατηρηθεί, από τις οποίες οι περισσότερες εµφανίζονται σ όλο το νησί και σύµφωνα µε Μeulenkamp et al., (1979) ταξινοµούνται σε έξι (6) οµάδες σχηµατισµών: την οµάδα της Πρίνα, του Τεφελίου, των Βρυσσών, του Ελληνικού, του Φοινικιά και της Αγίας Γαλήνης (Εικ.2.7). Eικόνα 2.7: Σχηµατική τοµή στην οποία φαίνεται η θέση των Νεογενών σχηµατισµών στην περιοχή της Κρήτης (Μeulenkamp, 1979). 24

25 Η οµάδα του Τεφελίου, αναπτύχθηκε στη διάρκεια του Μέσου-Άνω Μειοκαίνου (Zachariasse, 1975; Meulenkamp, 1979; Meulenkamp et al., 1979) και περιλαµβάνει όλους τους τεταρτοκλαστικούς σχηµατισµούς που υπέρκεινται της οµάδας της Πρίνα ή επικάθονται ασύµφωνα στο προ-νεογενές υπόβαθρο, που υπόκεινται των ασβεστιτικών στρωµάτων της οµάδας των Βρυσσών. Οι σχηµατισµοί που ενσωµατώνονται στην οµάδα αυτή αποτελούνται κυρίως από κροκαλοπαγή, άµµους και αργίλους, αποθέσεις ποτάµιων, υφάλµυρων και θαλάσσιων περιβαλλόντων. Επίσηµη λιθοστρωµατογραφική υποδιαίρεση για τις αποθέσεις Μειοκαίνου δεν υπάρχει. Οι περισσότεροι συγγραφείς επικαλούνται τον πρωταρχικό σχηµατισµό του Meulekamp et al., (1979) όσον αφορά τους τρεις (3) σχηµατισµούς, από την κατώτερη στην ανώτερη ενότητα: 1. Βιάννος (Σερραβάλλιο), (Meulenkamp, 1979) 2. Σχοινιάς (Άνω Σερραβάλλιο Κάτω Τορτόνιο), (Zachariasse, 1975) 3. Αµπελούζος ( Κάτω Τορτόνιο) (De Bruijn et al., Sissingh, 1972) (Ανώτερο Τορτόνιο) (Krijgsman, 1994) (Εικ.2.8). Εικόνα 2.8: Στρωµατογραφική στήλη των Σχηµατισµών του Τεφελίου. 25

26 Το σύνολο της οµάδας των Βρυσσών συντίθεται από τον σχηµατισµό της Αγ. Βαρβάρας, ο οποίος αποτελείται γενικά από βιοκλαστικούς ασβεστόλιθους. Από κυκλοστρωµατογραφικές µελέτες και ραδιοχρονολογήσεις (Ar/Ar), αποδείχθηκε ότι αυτή η επαφή συµπίπτει µε το όριο Τορτόνιο-Μεσσήνιο (Krijgsman, 1996). Τα ανώτερα στρώµατα του σχηµατισµού αποτελούνται, από αποθέσεις γύψου κατά τόπους, οι οποίοι σχετίζονται µε την Κρίση Αλατότητας της Μεσογείου (ΜSC), κατά τη Μεσσήνια περίοδο. Ο σχηµατισµός της Φοινικιάς αποτελείται από λευκές µάργες και µαργαϊκούς ασβεστόλιθους βαθιάς θάλασσας. Η ηλικία τους είναι Κάτω Πλειοκαίνο και δηµιουργήθηκαν από την άνοδο της στάθµης της θάλασσας µε τον τερµατισµό της Κρίσης της αλατότητας του Μεσσήνιου. Πρόσφατα το εν λόγω καθεστώς της λεκάνης της Κεντρικής Κρήτης, αναβαθµίστηκε λιθοστρωµατογραφικά και χρονολογικά, από τρεις (3) (Meulenkamp et. al., (1979) σε έξι (6) σχηµατισµούς (Ζachariasse et al., 2011): 1. Βιάννος, 2. Σχοινιάς, 3. Καστελιανά (ο αντίστοιχος σχηµατισµός Aµπελούζος), 4. Μούλια (ο αντίστοιχος σχηµατισµός Αγ. Βαρβάρα), 5. Αγίου Μύρωνα (εντοπίζεται στην λεκάνη του Β. Ηρακλείου) και 6. Χερσόνησος (εντοπίζεται στην λεκάνη του Β. Ηρακλείου). Οι σχηµατισµοί αυτοί υποδηλώνουν ηλικία, Τορτόνιο-Μεσσήνιο (Zachariasse et al., 2011) (Εικ.2.9). Εικόνα 2.9: Χρονοστρωµατογραφία και περιβάλλοντα απόθεσης ιζηµατογενών πετρωµάτων µε ηλικία Τορτόνιο-Μεσσήνιο,στην λεκάνη της Μεσσαράς, Κεντρική Κρήτη (Maravelis et al., 2011). 26

27 Πιο συγκεκριµένα µε την νέα έρευνα, ο σχηµατισµός του Βιάννου υπέρκειται του Προ- Nεογενούς υπόβαθρου και στην επαφή έχουν βρεθεί πολύ αδρόκοκκα και ακανόνιστα τεµάχη πετρωµάτων. Η συγκέντρωση των ιζηµάτων περιλαµβάνει ζώνη καναλιών, λιµναίες αποθέσεις ενώ ο ακανόνιστος και µη ταξιθετηµένος χαρακτήρας των συστατικών των λατυποπαγών, πιθανόν να ανήκουν σε αλλουβιακά ριπίδια µε στρώµατα πληµµυρίδας (Zachariasse et al., 2011). Ο σχηµατισµός του Σxοινιά υπέρκειται σύµφωνα στον σχηµατισµό του Βιάννου και αποτελείται από πελαγικές αργίλους µε ενστρωµµένους ψαµµίτες σε ορισµένες περιπτώσεις χαλίκια ενώ αποθέσεις βαρυτικών ολισθήσεων είναι σπάνιες (Zachariasse et al., 2011). Με τις νέες τροποποιήσεις ηλικιών (Τορτόνιο) των αποθέσεων της Οµάδας του Τεφελίου, ο σχηµατισµός του Βιάννου καλύπτει το διάστηµα 10,8 10,4εκ. χρόνια πριν, ο Σχοινιάς 10,4 9,6εκ. χρόνια πριν και τέλος ο Αµπελούζος από 9.6 8εκ. χρόνια πριν. Η νήσος Γαύδος καλύπτεται σε µεγάλο ποσοστό από Νεογενείς αποθέσεις οι οποίες κάθονται ασύµφωνα πάνω στην Ενότητα της Καλυψώς και στην Ενότητα Ωλονού Πίνδου, (Εικ.2.2). Επί των Νεογενών και επί των παλαιοτέρων στρωµάτων παρατηρούνται συγκολληµένα ή και ασύνδετα χονδρόκοκκα υλικά. Τα υλικά αυτά είναι κροκάλες και λατύπες διαφόρων µεγεθών και αποτελούν τις χερσαίες τεταρτογενείς αποθέσεις. Οι θαλάσσιες Τεταρτογενείς αποθέσεις παρουσιάζονται υπό µορφή θαλάσσιων αναβαθµίδων που σχηµατίστηκαν κατά το Τυρρήνιο. Τα υλικά τους είναι κυρίως άµµοι ή κροκαλοπαγή, καλά συγκολληµένα µε άµµους. Οι εµφανίσεις των Τυρρήνιων αποθέσεων παρατηρούνται σε όλες τις νότιες ακτές της Κρήτης και σπανίως στις βόρειες ακτές (Φυτρολάκης, 1980). Στην νήσο Γαύδο, κατά µήκος των βόρειων ακτών υπάρχουν θαλάσσιες αναβαθµίδες, πιθανώς ηλικίας Τυρρήνιου (Vicente, 1970) που κάθονται ασύµφωνα στους Μειοκαινικούς καλκαρενίτες. 27

28 28

29 ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΓΕΩ ΥΝΑΜΙΚΗ-ΠΑΛΑΙΟΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΤΗΣ ΝΗΣΟΥ ΓΑΥ ΟΥ Ο Ελληνικός χώρος δηλαδή οι Ελληνίδες που σχηµατίζουν το Ελληνικό Τόξο αποτελεί τµήµα του Αλπικού συστήµατος και πιο συγκεκριµένα του νοτίου κλάδου του Ορογενετικού συστήµατος της Τυθήος. Στο Ελληνικό τόξο συνεχίζεται η ορογένεση και το Τόξο έχει όλα τα γεωδυναµικά χαρακτηριστικά ενός υπο εξέλιξη ορογενετικού Τόξου (Papanikolaou, 1986). Το σηµερινό σύστηµα του Ελληνικού Τόξου αποτελείται από την Ελληνική τάφρο στο χώρο του Ιονίου πελάγους και νότια και ανατολικά της Κρήτης µε τις τάφρους Πτολεµαίου, Πλίνιου και Στράβωνος, το Νησιώτικο Τόξο βόρεια της Ελληνικής τάφρου που περιλαµβάνει την Πελοπόννησο, τα νησιά Κρήτη, Κύθηρα και τα ωδεκάνησα, την Oπισθοτάφρο της Κρήτης, βόρεια της Κρήτης και βορειότερα το Ηφαιστειακο Τόξο Αιγαίου. Νότια της Ελληνικής Τάφρου αναπτύσσεται η Οροσειρά της Ανατολικής Μεσογείου ή Μεσογειακή Ράχη. Η περιοχή της νήσου Γαύδου βρίσκεται µεταξύ της Κρήτης και της Ελληνικής τάφρου και αποτελεί τµήµα της Ελληνικής τάφρου (Εικ.2.1). Κατά την διάρκεια του Σερραβάλλιου, το νησί της Γαύδου αποτελούνταν από ιζήµατα που προέκυψαν από το Προ-Νεογενές υπόβαθρο. Από παρατηρήσεις πεδίου µαζί µε µικροπαλαιοντολογικές αναλύσεις (Anastasakis et al., 1995), κατά το τέλος του Σερραβάλλιου το νησί πιθανόν να επηρεάστηκε από δραστικές καθιζήσεις. Αυτό είχε ως αποτέλεσµα την µετατροπή του Κεντρικού- υτικού τµήµατος του νησιού, σε έναν ενιαίο ύφαλο χαρακτηριζόµενο από ηµιπελαγικές καθιζήσεις. Κατά την διάρκεια του Κατώτερου Τορτόνιου διαφοροποιηµένες δραστηριότητες ρηγµάτων χώρισαν τον ύφαλο σε επιµέρους λεκάνες οι οποίες αποτελούσαν ξεχωριστές παλαιογεωγραφικές ενότητες (Tsaparas, 2005). Eπίσης κατά το Κατώτερο Τορτόνιο αναπτύχθηκε ένα Β -ΑΝΑ φράγµα κορραλιογενή ύφαλου το οποίο ενεργούσε ως δοµικό όριο που περιόριζε την ανταλλαγή του νερού µεταξύ των επιµέρους λεκανών, (Tsaparas & Dermitzakis, 2005) (Εικ.3.1). 29

30 Εικόνα 3.1: Παλαιογεωγραφική αναπαράσταση της εξέλιξης σχηµατισµού της νήσου Γαύδου κατά την χρονική περίοδο Κατώτατο-Κατώτερο Τορτόνιο (Tsaparas, 2005 & Tsaparas & Dermitzakis, 2005). Το ύβωµα της Γαύδου αποτελεί την νοτιότερη προέκταση του νησιώτικου τόξου του Νοτίου Αιγαίου. Οριοθετείται, προς Νότο από την Ιόνια τάφρο και προς βορρά από την Ν Κρητική τάφρο (Εικ.2.2) Η δοµή και η γεωδυναµική εξέλιξη του υβώµατος έχει άµεση σχέση µε την σύγκλιση του Ελληνικού Περιθωρίου της Ευρωπαϊκής πλάκας και της πλάκας της Αφρικής (Εικ.3.2). Εικόνα 3.2: Η κίνηση και οι επιπτώσεις της βύθισης της λιθοσφαιρικής πλάκας της Αφρικής στην περιοχή της Ν. Κρήτης & Γαύδου ( J.H. ten Veen & P.Th.Meijer, 1998). 30

31 Σήµερα, το νότιο τµήµα του ελληνικού περιθωρίου της Ευρωπαϊκής πλάκας κινείται προς ΝΝ, σε σχέση µε τις πλάκα της Αφρικής και το ιζηµατογενές κάλυµµα της Οροσειράς της Ανατολικής Μεσογείου ή Μεσογειακής Ράχης υποβυθίζεται κάτω από το Ελληνικό περιθώριο της Ευρωπαϊκής πλάκας (Finetti, 1976,1982,1991; Papazachos & Comninakis, 1977; McKenzie, 1978; Angelier et al., 1982; Papanikolaou, 1986,1989; Παπαζάχος & Παπαζάχου; 1989). Σύµφωνα µε ερευνητές που συνέταξαν τεκτονικό χάρτη της οροσειράς της Ανατολικής Μεσογείου µεταξύ Κρήτης και Λιβύης, κατέληξαν στο συµπέρασµα πως η Ελληνική Τάφρος είναι µια επιφάνεια διαχωρισµού µεταξύ του τµήµατος αυτής, όπου επικρατούν εφελκυστικές τάσεις και του νοτίου τµήµατος αυτής όπου επικρατούν συµπιεστικές τάσεις (Le Pichon et al., 1982/2). Το τεκτονικό καθεστώς της περιοχής του υβώµατος της Γαύδου είναι συµπιεστικό, παρατηρείται στο νότιο τµήµα του υβώµατος και είναι αποτέλεσµα της κίνησης του υβώµατος (που αποτελεί τµήµα του ελληνικού περιθωρίου της Ευρωπαικής πλάκας) σε σχέση µε την οροσειρά της Ανατολικής Μεσογείου, καθώς και της πίεσης που δέχεται το ύβωµα στο νότιο τµήµα του, λόγω της υποβύθισης των ιζηµάτων της Οροσειράς της Ανατολικής Μεσογείου κάτω από το Ελληνικό περιθώριο της Ευρωπαϊκής πλάκας. Στο βόρειο τµήµα του υβώµατος επικρατεί εφελκυσµός ο οποίος δηµιουργεί κανονικά ρήγµατα και η τεκτονική αυτή δοµή έχει ως επακόλουθο την σταδιακή βύθιση της περιοχής. Αυτό επίσης επιβεβαιώνεται από πολλές εργασίες που έχουν πραγµατοποιηθεί πάνω σε δεδοµένα γεωφυσικά, τεκτονικά, στρωµατογραφικές αναλύσεις σεισµικών τοµών στην περιοχή µεταξύ της Κρήτης και Ελληνικής τάφρου και γενικότερα της οροσειράς της Ανατολικής Μεσογείου και του Νότιου Ελληνικού τόξου (Nesteroff et al., 1976; Stanley, 1977; Φυτρολάκης, 1978,1980; Mariolakos & Papanikolaou, 1981; Kenyon et al., 1982; Leite & Mascle, 1982; Huchon et al., 1982; Le Pichon et al., 1982/2; Lyberis et.al., 1982; Angelier et al., 1982; Finetti, 1985; Peter & Huson, 1985; Anastasakis et al., 1987; Καρβέλης, 1996). 31

32 3.2 ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΟΜΗ ΤΗΣ ΝΗΣΟΥ ΓΑΥ ΟΥ Το υψηλότερο τµήµα της νήσου Γαύδου παρουσιάζεται στην ράχη µεταξύ του ακρωτηρίου Κεφαλή και ακρωτηρίου Τρυπητή µε κατεύθυνση Β -ΝΑ. Το βορειοδυτικό µισό της ράχης περιλαµβάνει τις περισσότερες ψηλές κορυφές του νησιού συµπεριλαµβανοµένης και της κορυφής Φανάρι, που είναι η πιο ψηλή κορυφή του νησιού και φθάνει σε ύψος 374m. Το νοτιοανατολικό µέρος της ράχης είναι χαµηλότερο µε ύψη που ξεκινούν από τα 230m και φτάνουν κάτω από τα 100m κοντά στο ακρωτήρι της Τρυπητής. Ολόκληρη η νοτιοδυτική ακτή του νησιού σχηµατίζει ένα θεαµατικό γραµµικό ανάχωµα µε διεύθυνση Β -ΝΑ και είναι ευθυγραµµισµένη κατά µήκος µιας σηµαντικής ρηξιγενούς ζώνης µε άλµατα που φθάνουν και τα 300m. Στην Γαύδο σε όλη την έκτασή της, παρατηρούνται κανονικά ρήγµατα, το µεγαλύτερο ποσοστό των οποίων έχει κλιµακωτή διάταξη µε διευθύνσεις Β -ΝΑ και ΒΒΑ-ΝΝ και κλίσεις επιπέδων προς ΒΑ και ΑΝΑ αντίστοιχα. Αποτέλεσµα αυτής της τεκτονικής δοµής είναι η παρουσία υψηλότερου τοπογραφικού αναγλύφου, στο νοτιοδυτικό τµήµα της νήσου και χαµηλότερου στο ανατολικόβορειονανατολικό τµήµα. Κατά µήκος της νότιας ακτής παρατηρείται ένα πρανές που η δηµιουργία του οφείλεται πιθανότατα σε κανονικό ρήγµα µε διέυθυνση Β -ΝΑ και κλίση προς τα Ν. Στο Νοτιοδυτικό άκρο της Γαύδου, κοντά στο ακρωτήρι Κεφαλή παρατηρείται ζώνη ενεργών τεκτονικών διαρρήξεων, µε διεύθυνση Β -ΝΑ και κλίση επιπέδου προς Ν. (Εικ.3.3) 32

33 Εικόνα 3.3: Γεωλογικός χάρτης της νήσου Γαύδου, η περιοχή µελέτης (Ποταµός) περιλαµβάνεται µε κόκκινο πλαίσιο, 1. Άµµοι ακτών & θίνες (Τεταρτογενές-Ολόκαινο) 2. Αλλουβιακές αποθέσεις (Τεταρτογενές-Ολόκαινο) 3. Νεογενείς σχηµατισµοί (Νεογενές-Μέσο Μειόκαινο) 4. Οφιολιθικό σύµπλεγµα (Τουρώνιο-Σενώνιο) 5. Φλύσχης (Παλαιόκαινο-Ηώκαινο) 6. Προνεογενείς σχηµατισµοί Ασβεστολιθικής σειράς (Ανώτερο Μαιστρίχτιο) (τροποποιηµένος κατά Βιδάκης, Μ., φύλλο Γαύδος 1:50.000, Ι.Γ.Μ.Ε, 1988). Στην περιοχή περιµετρικά της νήσου έχουν αναγνωριστεί ορισµένοι ισόχρονοι-ισοβαθείς ορίζοντες, συνεχείς ή ασυνεχείς, µε µεγάλα διαστήµατα συνέχειας και µε µεγάλο πλάτος. Αυτοί οι ορίζοντες πρόκειται για παλαιο-επιφάνειες διάβρωσης που αντιπροσωπεύουν την οροφή του αλπικού υπόβαθρου ή την οροφή των Μειοκαινικών ιζηµάτων (Anastasakis, 1987). Αυτές οι επιφάνειες διάβρωσης επιβεβαιώνουν την ανύψωση της Γαύδου και ορισµένων τµηµάτων γύρω από αυτή όπως επίσης και από την έντονη διάβρωση που παρατηρείται στα ιζήµατα της Γαύδου, ιδιαίτερα στα νεογενή του βόρειου τµήµατος, όπου παρατηρούνται βαθιές χαραδρώσεις. Στο τµήµα της Ελληνικής τάφρου, το οποίο βρίσκεται βορειοδυτικά του υβώµατος της Γαύδου, έχουν πραγµατοποιηθεί σεισµικές τοµές σε δύο κλάδους της και έχουν χαρακτηριστεί οι ανακλάσεις τους, διαφοροποιηµένες (Καρβέλης, 1996). 33

34 Η διαφοροποίηση των χαρακτηριστικών των ανακλάσεων µεταξύ των δύο τµηµάτων της Ελληνικής τάφρου πιθανόν να οφείλεται στην τεκτονική δοµή σε συνδυασµό µε την διαφορετική προσφορά ιζηµάτων από την Κρήτη και τις γύρω περιοχής. Στο ΝΑ τµήµα της Ελληνικής τάφρου υπάρχει µικρότερη προσφορά ιζηµάτων και εντονότερη ενεργή τεκτονική ενώ στο -Ν τµήµα υπάρχει µεγαλύτερη προσφορά ιζηµάτων. Η διαφορετική προσφορά από το ύβωµα της Γαύδου οφείλεται στο πάχος των Πλειο- Τεταρτογενών ιζηµάτων του υβώµατος που στο ΝΑ τµήµα είναι πολύ µικρό, σε σύγκριση µε το -Ν, µε αποτέλεσµα να είναι διαφορετική η παροχή ιζηµάτων. Σύµφωνα µε τον (Αnastasakis, 1987) στο τµήµα της Ελληνικής τάφρου που βρίσκεται νοτιοανατολικά του υβώµατος της Γαύδου, δεν υπάρχει απ ευθείας προσφορά ιζηµάτων από την Κρήτη, λόγω πού παράλληλα προς τις νότιες ακτές της Κρήτης και σε µικρή απόσταση από την Κρήτη και ανατολικά του υβώµατος της Γαύδου, εκτείνεται σύστηµα ρηγµατογενούς υποθαλλάσιας κοιλάδας που παγιδεύει τα ιζήµατα που µεταφέρονται από τις νότιες ακτές της Κρήτης. Επίσης στο τµήµα της Ελληνικής Τάφρου που βρίσκεται βορειοδυτικά του υβώµατος της Γαύδου υπάρχει απ ευθείας προσφορά ιζηµάτων από την Κρήτη και ιδιαίτερα από το σύστηµα των λεκανών, βόρεια του υβώµατος της Γαύδου. Αξίζει να σηµειωθεί ότι δεν εµφανίζονται Μεσσήνιοι εβαπορίτες στην Γαύδο, αλλά σε σεισµικές τοµές στον θαλάσσιο χώρο του υβώµατος της Γαύδου υπάρχουν έντονες ανακλάσεις που ερµηνεύονται ως εβαποριτικά στρώµατα, αφού σχηµατίζουν διάπυρα (Anastasakis, 1987). Μπορεί µεν η γεωλογική της δοµή να φαίνεται απλή αλλά η γεωλογική της εξέλιξη είναι πολύπλοκη και αυτό διότι η Γαύδος βρίσκεται µπροστά από την Ελληνική τάφρο που διαµορφώνεται στα όρια υποβύθισης της Αφρικανικής κάτω από την Ευρασιατική πλάκα. Γενικά, η Νήσος Γαύδος αποτελεί µέρος των Ελληνίδων όπως η Κρήτη και τα νότια ωδεκάνησα από άποψη Στρωµατογραφίας, Παλαιογεωγραφίας και Τεκτονικής. 34

35 3.3 ΓΕΝΙΚΗ ΛΙΘΟΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΑ ΤΗΣ ΝΗΣΟΥ ΓΑΥ ΟΥ ΠΡΟ-ΝΕΟΓΕΝΕΣ ΑΛΠΙΚΟ ΥΠΟΒΑΘΡΟ Το προ-νεογενές Αλπικό υπόβαθρο της νήσου Γαύδου απαντάται κατά µήκος της ράχης του Ακρωτηρίου Κεφαλή και ακρωτηρίου Τρυπητή και αποτελείται από µια σειρά επωθηµένων ενοτήτων µε διεύθυνση Β -ΝΑ οι οποίες µοιάζουν σε µεγάλο βαθµό µε τις αντίστοιχες επωθηµένες ενότητες της Κρήτης (Kopp.,1978). Κατά µήκος της εν λόγω ράχης είναι επωθηµένες οι διάφορες επικείµενες ενότητες, συχνά σε ανεστραµµένη θέση, αποτελούµενες ουσιαστικά από τα ανθρακικά ιζήµατα της ζώνης Πίνδου-Εθιάς και τις κλαστικές αποθέσεις του φλύσχη. Το ανθρακικό τµήµα υπερβαίνει σε πάχος τα 300m, αποτελείται από λεπτά κρυσταλλικά λεπτά στρώµατα λευκών έως φαιών ασβεστόλιθων µε ενδιάµεσες ερυθρωπές παρεµβολές που οφείλονται στα οξείδια του σιδήρου. Προς τα πάνω τα στρώµατα του ασβεστόλιθου µεταβαίνουν σε βιοκλαστικούς και λατυποπαγείς αβεστόλιθους µε µαύρους πυριτόλιθους οι οποίοι ακολουθούνται από µικριτικούς ασβεστόλιθους γκρίζου χρώµατος. Ειδικά στο νότιο τµήµα του νησιού οι ασβεστόλιθοι µεταβαίνουν προς τα πάνω σε µια µαργαϊκή σειρά η οποία ακολουθείται από γκριζωπές-πρασινωπές τουρβιδιτικές παρεµβολές, σηµατοδοτώντας τα µεταβατικά στρώµατα προς τον φλύσχη. Ο φλύσχης είναι ψαµµιτικός-πηλιτικός µε θραύσµατα πράσινων πετρωµάτων, ασβεστόλιθων και ραδιολαριτών και παρουσιάζει ένα µέγιστο πάχος 35m. Ο Vicente (1970) προσδιόρισε την ηλικία των ασβεστολίθων ως Μαιστρίχτιο- άνιο και των στρωµάτων του φλύσχη έως Ηώκαινο. Σχετικά πρόσφατες έρευνες (Ι.ΓΜ.Ε, 1993) προσδιορίζουν την ηλικία των αλπικών ασβεστόλιθων της Γαύδου ως Ανώτερο Άλβιο- Ανώτερο Μαιστρίχτιο και του φλύσχη ως Παλαιόκαινο-Ηώκαινο. Προς το βορειοανατολικό άκρο του νησιού εµφανίζεται µια ηφαιστειοϊζηµατογενής σειρά. Η σχέση σερπεντινίτη-αµφιβολίτη διαφοροποιείται στους πράσινους σχίστες και πρασινίτες µε γλαυκοφανή, στους αλβιτικούς γνεύσιους και στους χαλαζίτες. Στους πρασινίτες, οι πράσινοι αµφίβολοι έχουν περιθώρια από γλαυκοφανή γεγονός που µαρτυρά µια φάση υψηλών πιέσεων, χαµηλών θερµοκρασιών στην µεταµορφική ιστορία αυτών των πετρωµάτων. Χρονολόγηση K/Ar υποδεικνύουν µεταµόρφωση Ανώτερου 35

36 Ιουρασικού και όταν συγκρίνεται µε τα αντίστοιχα πετρώµατα στην Κρήτη παρουσιάζει αρκετές διαφοροποιήσεις (Seidel et al., 1978). Το κατώτερο τµήµα της ηφαιστειοϊζηµατογενούς σειράς αποτελείται από ροδόχρωους και ερυθρούς πελαγικούς ασβεστόλιθους µε ανακρυσταλλωµένους ραδιολαρίτες, πρασινωπούς αργιλικούς σχίστες και λεπτοστρωµατώδεις πρασινοκαφέ ψαµµίτες πλούσιους σε χαλαζία και θραύσµατα πρασινοπετρωµάτων. Τα τελευταία περιλαµβάνουν θραύσµατα διαφόρων µεγεθών που ποικίλουν από χονδρόκοκκες λατύπες, κροκαλοπαγές και κλάσµατα χονδρόκοκκης άµµου που αποτελούνται κυρίως από πρασινοσχιστόλιθους, µαργαϊκούς σχιστόλιθους, γνεύσιους, σπιλίτες και ραδιολαρίτες. Σύµφωνα µε τον Bonneau, (1984) η ηφαιστειοϊζηµατογενής σειρά της νήσου Γαύδου, γνωστή ως ενότητα της Καλυψούς, είναι επωθηµένη πάνω στην σειρά Πίνδου-Εθιάς ΙΖΗΜΑΤΑ ΑΝΩΤΕΡΟΥ ΚΑΙΝΟΖΩΙΚΟΥ Τα ιζήµατα του Ανώτερου Καινοζωϊκου της νήσου Γαύδου καλύπτουν το µεγαλύτερο µέρος της επιφάνειας της. Έως σήµερα δεν έχει γίνει καµία περιγραφή αυτού του ανώτερου ιζηµατογενούς καλύµµατος. Ο Anapliotis (1967) ήταν ο πρώτος ο οποίος χαρτογράφησε την κατανοµή των Νεογενών ιζηµάτων της νήσου Γαύδου, τα περιέγραψε και τα χρονολόγησε. Κατά κύριο λόγο µε βάση τα µικροαπολιθώµατα που συνέλλεξε κυρίως στα ανώτερα τµήµατα των Νεογενών αποθέσεων της Γαύδου και της Γαυδοπούλας, προσέδωσε ηλικία Ελβέτιου και Τορτόνιου. Ο Freudenthal (1969) τοποθέτησε ολόκληρη την ιζηµατογενή στήλη του Ανώτερου Καινοζωϊκού της Γαύδου σε έναν σχηµατισµό ο οποίος ξεκινά µε καλά αποστρογγυλωµένα κροκαλοπαγή τα οποία µεταβαίνουν σε άµµους µε παρεµβολές στρωµάτων µε Crassostrea. Το ανώτερο σχήµα του σχηµατισµού αποτελείται από µάργες. Σε άλλες περιοχές του νησιού το στρώµα βάσης αποτελείται από εναλλαγές λεπτόκοκκων καφέ άµµων και µπλε αµµούχων πηλών µε απουσία πλαγκτονικών τρηµµατοφόρων και έλλειψη µικροαπολιθωµάτων. Στο ανώτερο τµήµα αυτών των πηλών περιέχεται σηµαντική ποσότητα Crassostrea και µερικά υπολείµµατα φυτών. Οι Anapliotis (1967) & Freudenthal (1969) ερµήνευσαν το κύριο τµήµα του σχηµατισµού της Γαύδου ως 36

37 ιζήµατα ρηχής θάλασσας ενώ το κατώτερο τµήµα αντιπροσωπεύει αποθέσεις βαθύτερης θάλασσας. Ο Sissingh (1972) και ο Zachariasse (1975) µελετώντας πλαγκτονικά τρηµµατοφόρα που ελήφθησαν από τον Freudenthal, συµφώνησαν πως ο σχηµατισµός της Γαύδου είναι παλαιότερος από το Μέσο και Ανώτερο Τορτόνιο ΝΕΟΓΕΝΕΙΣ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟΙ Τα ιζήµατα των Νεογενών σχηµατισµών καλύπτουν τα 2/3 περίπου του νησιού και επίκεινται ασύµφωνα του Αλπικού υποβάθρου (Εικ.3.3). Οι καλύτερες επιφανειακές εµφανίσεις, που περιλαµβάνουν ολόκληρη την ακολουθία των διαδοχικών λιθοφάσεων, απαντώνται στα έντονα ρηγµατωµένα παράκτια πρανή του νησιού. Η πολύπλοκη αλληλεπίδραση των τεκτονικών κινήσεων µε την ιζηµατογένεση είχε ως αποτέλεσµα τη δηµιουργία µεγάλης ποικιλίας ιζηµάτων καθώς και τις γρήγορες πλευρικές και κατακόρυφες λιθολογικές µεταβολές. Η ιζηµατογένεση των Νεογενών αποθέσεων δεν ήταν ταυτόχρονη σε όλο το νησί. ύο βασικοί Νεογενείς σχηµατισµοί διακρίνονται στην Γαύδο, µε βάση λιθοστρωµατογραφικά και βιοστρωµατογραφικά κριτήρια, ο Σχηµατισµός του Ποταµού και ο Σχηµατισµός Μετόχια (Anastasakis et al., 1995) (Εικ.3.4). Επίσης µια πρόσφατη, καλή αναγνώριση και περιγραφή των συγκεκριµένων σχηµατισµών έχει πραγµατοποιηθεί και από τους Drinia et al. (2003,2004) & Τsaparas (2005) (Εικ.3.5). Σύµφωνα µε Αnastasakis et al. (1995) και Aντωναράκου (2001), µε βάση τα πλαγκτονικά τρηµµατοφόρα, θεωρούν πως τα ιζήµατα του Σχηµατισµού Ποταµού αντιστοιχούν στο Μέσο Σερραβάλλιο-Κατώτερο Τορτόνιο ενώ τα ιζήµατα του Σχηµατισµού Μετόχια αντιστοιχούν στο Κάτω-Μέσο Τορτόνιο. Πρόσφατες έρευνες από Antonarakou et al. (2007), από µετρήσεις µικροπαλαιοντολογικών παραµέτρων στον Ποταµό έδειξαν ότι οι ηλικίες των ιζηµάτων αντιστοιχούν στο Κατώτερο Τορτόνιο ( ,01 Μa). Συνδυαστικά αποτελέσµατα από µελέτη βενθονικών τρηµµατοφόρων και ιζηµατολογικών αναλύσεων έδειξαν πως τα ιζήµατα του Σχηµατισµού Ποταµού ήταν 37

38 µέρος µιας ευρείας υφαλοκρηπίδας από εξωτερικού νηριτικού έως βαθειάς θάλασσας (Drinia et al., 2007). Ο Σχηµατισµός του Ποταµού (περιοχή µελέτης) µε τα παλαιότερα ιζήµατα, ξεκινά µε µια έντονη γωνιώδης ασυµφωνία από µία ευδιάκριτη διαβρωσιγενής επιφάνεια δείχνοντας την έναρξη της απόθεσης της Νεογενούς ιζηµατογενής στήλης της Γαύδου. Στην βάση της ασυµφωνίας αναπτύσσεται ένα χονδρόκοκκο λατυποπαγές έως καλά αποστρογγυλωµένο κροκαλοπαγές βάσης µε κροκάλες που έχουν τοπική προέλευση από τις Αλπικές ενότητες που εκτίθενται στο νησί. Το πάχος του κροκαλοπαγούς κυµαίνεται από µερικά µέτρα έως περισσότερο από 10m και εµφανίζεται σε αρκετές τοποθεσίες ιδιαίτερα στο βορειοδυτικό τεταρτηµόριο του νησιού. Πάνω από αυτό το κροκαλοπαγές συνήθως υπάρχει ένας κοραλλιογενής ασβεστόλιθος ο οποίος παρόλα αυτά παρουσιάζει διαφορετικούς φασικούς συνδυασµούς. Οι λιθοφάσεις του κοραλλιογενούς ασβεστόλιθου κυµαίνονται από µπλοκ υφαλογόνων κορηµάτων (reef talus) που κατατόπους υπερβαίνουν τα 40µέτρα πάχος έως µαζώδης ή καλά στρωµένους απολιθωµατοφόρους ασβεστόλιθους και ένα σχηµατισµό µαργών που περιέχει επανατοποθετηµένα κοράλλια. Ο κοραλλιογενής ασβεστόλιθος υπόκειται σε µια περισσότερο ή λιγότερο καλά εκφρασµένη διαβρωσιγενής επαφή που παρουσιάζει ρηχή συντήρηση από απολιθωµατοφόρο ψαµµίτη µε εναλλαγές γκρι-υπόλευκου-µπλε χρώµατος στρώµατα πλούσια σε µαλάκια και κορράλια. Κατά κανόνα ο ψαµµίτης βάσης του σχηµατισµού Ποταµός είναι φτωχά αναπτυγµένος και η καλύτερη εµφάνιση είναι στο φαράγγι Καστρί, κάτω από την εκκλησιά του Χριστού. Σε περισσότερες άλλες τοποθεσίες ο κοραλλιογενής ασβεστόλιθος υπόκειται σε λευκές έως γκριζοµπλέ εναλλαγές µαργαϊκών ασβεστόλιθων και άµµων (marly limestone & sands). Προς τα πάνω αυτά τα στρώµατα µεταβαίνουν σε εναλλαγές αργίλων και άµµων (shale & sand). Σύµφωνα µε Drinia e al. (2007) αυτές οι εναλλαγές άµµων-αργίλων-ψαµµιτών φαίνεται να µοιάζουν µε τουρβιδιτικές αποθέσεις. 38

39 Η απόθεση τουρβιδιτών στα θαλάσσια περιβάλλοντα, είναι αποτέλεσµα από την ροή βαρύτητας που προκαλείται από τα µαζικά συµβάντα αποκόλλησης υλικού, στη διάρκεια της οποίας αρκετά εκατοστά (cm) ή µέτρα (m), του νέου ιζηµατογενούς υλικού µπορεί να αποτεθούν ραγδαία στην κορυφή αυτόχθονων ιζηµάτων (Bouma, 1962; Mulder & Cochonat, 1996). Συνήθως τα στρώµατα άµµου επικάθονται στις αργίλους ήπια και παρουσιάζουν όχι άµεση αναγνωρίσιµη τάση προς τα πάνω. Το πάχος των στρωµάτων άµµου, στα χαµηλότερα σηµεία της τοµής, είναι 10 έως 30cm, ενώ οι υπερκείµενες άργιλοι είναι τρεις έως έξι φορές παχύτερες και κατά κανόνα το πάχος τους κυµαίνεται από 60cm έως πάνω από ένα µέτρο. Τα στρώµατα άµµου παρουσιάζουν αξιοσηµείωτη πλευρική συνέχεια. Στην κορυφή οι εναλλαγές άµµων αργίλων γίνονται λεπτότερες ενώ ακόµα πιο πάνω µεταβαίνουν κατά κύριο λόγο σε λεπτόκοκκες αργιλικές λιθοφάσεις, παρουσιάζοντας µια κυκλοθεµατική ανάπτυξη παρόµοια µε τους καλά περιγεγραµµένους πλούσιους σε οργανικό υλικό ιλύς (τους αποκαλούµενους σαπροπηλούς, Anastasakis & Stanley, 1984) του Ανώτερου Τεταρτογενούς της Ανατολικής Μεσογείου. Η τυπική ακολουθία των αργίλων του Ποταµού αποτελείται από γκρίζες αργίλους, που επικαλύπτονται από πιο σκουρόχρωµες γκρι-µπλε-πρασινωπές αργίλους, που συχνά στην κορυφή έχουν ένα στρώµα οξείδωσης (Anastasakis et al., 1995). Ο άλλος σχηµατισµός, µε τα νεότερα ιζήµατα, είναι ο Σχηµατισµός Μετόχια, ο οποίος απαντάται κυρίως στο ΒΑ τµήµα της Γαύδου και αρχίζει µε µια έντονη γωνιώδη ασυµφωνία πάνω από τον Αλπικό φλύσχη, η οποία συνίσταται από κροκαλοπαγές που τοπικά αντικαθίσταται από παλαιοεδάφη ακολουθούµενα από λίγα µέτρα υφάλµυρων ιζηµάτων. Ακολουθεί ένας απολιθωµατοφόρος επικλυσιγενής ψαµµίτης που τον διαδέχονται µάργες, οι οποίες παρουσιάζουν κυκλοθεµατική ανάπτυξη σαπροπηλικής σειράς (Krijgsman et al., 1995). Σε πολλές περιοχές της Γαύδου εµφανίζονται ασβεστολιθικός φλοιός από άλγες και υψηλής ενέργειας κλαστικά ιζήµατα, όπως κροκάλες καναλιών και χονδρόκοκκα στρώµατα ψαµµίτη που συχνά παρουσιάζουν διασταυρούµενη στρώση. 39

40 Αυτά τα στρώµατα υπέρκεινται διαφόρων ειδών Αλπικού υποβάθρου και Ανω- Καινοζωϊκών ιζηµάτων, που γενικά δείχνουν έντονα φαινόµενα διάβρωσης. Τέτοιες αποθέσεις δείχνουν παλιρροιακά επίπεδα περιβάλλοντος που συχνά κόβονται από κανάλια και γενικά µε αρκετά µέτρα πάχος. Αυτά τα υπερκείµενα παλιρροιακά ιζήµατα παρουσιάζονται σε όλο το νησί, παρουσιάζουν ένα ευρύ φάσµα υψοµετρικών επιπέδων που κυµαίνονται από το επίπεδο της θάλασσας στο βόρειο τµήµα του νησιού έως πάνω από 320m κατά µήκος της Νοτιοδυτικής ακτογραµµής του νησιού. Εικόνα 3.4: Λιθοστρωµατογραφική στήλη των σχηµατισµών Ποταµός και Μετόχια σύµφωνα µε Anastasakis et al., 1995). 40

41 Εικονα 3.5: Λιθοστρωµατογραφική στήλη του σχηµατισµού Ποταµός.(τροποποιηµένη, από Antonarakou et al., 2007) ΤΕΤΑΡΤΟΓΕΝΕΙΣ ΑΠΟΘΕΣΕΙΣ Οι Τεταρτογενείς αποθέσεις είναι διάσπαρτες σε όλο το νησί, έχουν αποτεθεί ασύµφωνα στα ιζήµατα του Μέσου-Ανώτερου Μειοκαίνου (Νεογενές). Αντιπροσωπεύονται από µικρού πάχους Πλειστοκαινικούς µαργαϊκούς ασβεστόλιθους,ασβεστιτικούς ψαµµίτες του Τυρρηνίου, από θαλάσσιες αµµώδεις αναβαθµίδες, άµµους και πρόσφατες θίνες που καλύπτουν µεγάλες εκτάσεις στο βορειοδυτικό τµήµα του νησιού και πρόσφατες (αλλούβια, κώνοι κορηµάτων, ποταµοχειµάρρειες αποθέσεις κλπ) που απαντούν σε µορφολογικά βυθίσµατα ή στην βάση απότοµων πρανών. 41

42 42

43 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Ο 4.1 ΠΕΡΙΓΡΑΦΗ ΚΑΙ ΑΝΑΛΥΣΗ ΤΩΝ ΙΖΗΜΑΤΟΓΕΝΩΝ ΦΑΣΕΩΝ ΤΗΣ ΜΕΛΕΤΗΘΕΙΣΑΣ TΟΜΗΣ ΠΟΤΑΜΟΣ Η εµφάνιση των Νεογενών του Ποταµού προσεγγίστηκαν από δύο επιµέρους τοµές οι οποίες είναι σχεδόν κάθετες µεταξύ τους. Αυτό συνέβη διότι ήταν δύσκολη η πρόσβαση και υπήρχαν πολλά υλικά καταπτώσεων τα οποία δεν µας επέτρεπαν να έχουµε µια µεγάλη, σαφή και συνεχή ακολουθία µε µια µόνο γενική διεύθυνση, παρόλα ταύτα η δειγµατοληψία έγινε ενιαία. Η Τοµή 1 έχει διεύθυνση ΒΑ-Ν και η Τοµή 2 Β -ΝΑ. Το πάχος της Τοµής 1 είναι περίπου 100m και το πάχος της Τοµής 2 είναι περίπου 70m (Εικ.4.1). Εικόνα 4.1: Τοπογραφικός χάρτης όπου σηµειώνεται µε κόκκινο χρώµα η Τοµή 1 και κίτρινο χρώµα η Τοµή 2 (Τροποποιηµένος τοπογραφικός χάρτης, Βιδάκης, Μ., φύλλο Γαύδος 1:50.000, Ι.Γ.Μ.Ε, 1988). 43

44 ΤΟΜΗ 1 Στην παρακάτω εικόνα όπου βρισκόµαστε εν πλω, φαίνεται το πρανές µε διεύθυνση ΒΑ- Ν στο οποίο και πραγµατοποιήσαµε δειγµατοληψία (Εικ.4.2). Εικόνα 4.2: Γενική άποψη της Τοµής 1 από βάρκα καθώς πλησιάζουµε τον Όρµο Ποταµό. Η Τοµή 1 έχει περίπου 450m µήκος και απόσταση από την ακτογραµµή περίπου 170m, µε συντεταγµένες x: ,48 Ν και y: ,75 E. Ξεκινώντας από τα Ν προς το ΒΑ στην παρακάτω τοµή, αναγνωρίστηκαν ενότητες σχηµατισµών, οι οποίες φωτογραφήθηκαν και µετρήθηκαν. Από τις διεργασίες αυτές εξάγεται η παρακάτω τοµή (Εικ.4.3). Σύµφωνα µε την υπαίθρια παρατήρηση η κατώτερη ενότητα της ακολουθίας των ιζηµάτων της τοµής, αποτελείται από γκρίζους αργίλους (>10m) (Εικ.4.4), στην οποία επικάθεται µεγάλου πάχους ενότητα µε εναλλαγές ψαµµίτη/πηλού, σε αναλογία 1:1 µε πάχος περίπου 15m (Εικ.4.6). Στο Ν µέρος της Τοµής 1, ο µεγάλου πάχους (~10m) γκρι αργιλικός ορίζοντας ο οποίος αποτελεί την κατώτερη ενότητα της τοµής, επικάθεται τεκτονικά ασύµφωνα πάνω στον υφαλογόνο, κοραλλιογενή ασβεστόλιθο (Εικ.4.5). 44

45 Εικόνα 4.3: υτικό τµήµα της Τοµής 1 σε επαφή µε τα ρήγµατα τα οποία επηρεάζουν την συνέχεια των Νεογενών σχηµατισµών. Εικόνα 4.4: Γκρι άργιλος από την οποία και πραγµατοποιήσαµε δειγµατοληψία. 45

46 Εικόνα 4.5: Γωνιώδης τεκτονική επαφή του υφαλογόνου ασβεστόλιθου µε τον αργιλικό σχηµατισµό της τοµής, µε κλίση ρηξιγενούς επιφάνειας 040/45. Εικόνα 4.6: Εναλλαγές άµµου/πηλού µε παράταξη και κλίση 010/15, σε αναλογία 1:1, που υπέρκεινται της αργίλου. 46

47 Πάνω από τις εναλλαγές ψαµµίτη/πηλού η κατώτερη ενότητα µεταβαίνει σε συµπαγή γκρι άργιλο (5-6m) και βαθµιαία η άργιλος αυτή µεταβαίνει σε µία µικρή ενότητα πηλού µε επαναλαµβανόµενες µονάδες (παρενστρώσεις) άµµου, συνολικού πάχους 3m, η οποία παρουσιάζει καλή στρώση. Συνεχίζοντας προς τα άνωθεν της τοµής συναντάµε µία συµπαγή ενότητα άµµου µε αύξηση του κοκκοµετρικού µεγέθους προς τα άνωθεν της τοµής (Εικ.4.7). Στους αµµώδεις αυτούς ψαµµιτικούς πάγκους (~10m), το κυρίαρχο λιθολογικό υλικό είναι η άµµος µε παρεµβολές πολύ λεπτών αργιλικών στρώσεων. Εικόνα 4.7: Αύξηση των αµµούχων οριζόντων προς τα άνωθεν της τοµής Τα ανώτερα στρώµατα της Τοµής 1 αποτελούνται από γκρι έως καφέ αργίλους (15m) και κλείνουν µε ανθρακικά πετρώµατα (~5m) (Εικόνα 4.8). 47

48 Εικόνα 4.8: Στην εικόνα παρατηρούνται τα ανθρακικά πετρώµατα που επικάθονται των γκρίζων αργίλων. Αξίζει να σηµειωθεί πως στην επαφή της ανώτερης ενότητας της αργίλου µε την υποκείµενη ενότητα συµπαγούς άµµου παρεµβάλλουν τρεις σκούροι αργιλικοί ορίζοντες (Εικ.4.9) όπου παρατηρήθηκε και ένας τελευταίος προς τα άνωθεν της επαφής, σιδηρούχος ορίζοντας (Εικ.4.10) Εικόνα4.9: Σκούροι αργιλικοί ορίζοντες οι οποίοι παρεµβάλλονται στη επαφή της υποκείµενης άµµου µε την υπερκείµενη ενότητα της αργίλου. 48

49 Εικόνα 4.10: Σιδηρούχος ορίζοντας στην επαφή, ανώτερης ενότητας αργίλων µε την ενότητα υποκείµενης άµµου. Όπως προαναφέραµε, στο δυτικό τµήµα της Τοµής 1 λόγω πολλών υλικών κατάπτωσης δεν µπορούσαµε να αποσαφηνίσουµε την συνέχεια των οριζόντων. Το γεγονός αυτό πιθανά να οφείλεται στην θέση των ρηγµάτων που οριοθετούν από τα δυτικά την λεκάνη. Αντίθετα προχωρώντας προς τα Ανατολικά όπου απαντά η Τοµή 2 η παρατήρηση των οριζόντων καθίσταται ευδιάκριτη και οι ορίζοντες της Τοµής 1 φαίνεται να αποτελούν προέκτασή τους. Τοµή 2 Στην παρακάτω εικόνα φαίνεται η Τοµή 2 µε διεύθυνση Β -ΝΑ, έχει περίπου 120m µήκος και απόσταση από την ακτογραµµή περίπου 100m, µε συντεταγµένες x: ,18 N και y: ,34. Όπως και στην Τοµή 1, έτσι και στην Τοµή 2 αναγνωρίσαµε µακροσκοπικά και φωτογραφίσαµε την συνέχεια των οριζόντων οι οποίοι αποτελούν προέκταση της Τοµής 1, (Εικ.4.11). 49

50 Εικόνα 4.11: Τοµή 2 µε διεύθυνση Β -ΝΑ όπου φαίνονται οι σχηµατισµοί που αναγνωρίστηκαν. Σύµφωνα µε την επιτόπια παρατήρηση, η κατώτερη ενότητα αποτελείται από γκρίζους αργίλους (>10m) οι οποίοι µεταβαίνουν σε δύο εναλλαγές άµµου µε γκρι άργιλο (~ 2m) (Εικ.4.12). Εικόνα 4.12:Κατώτερη ενότητα γκρίζου αργιλικού ορίζοντα (>10m) από την οποία πραγµατοποιήσαµε και δειγµατοληψία. Πλησιάζοντας προς το µέσον της τοµής συναντάµε εννέα (9) κύκλους εναλλαγών άµµου/πηλού (~15m) µε αύξηση του πάχους του ψαµµίτη (~2m) προς τα άνωθεν της τοµής. Στο µέσον της τοµής συναντάµε ψαµµιτικούς πάγκους (~25m) µε ελάχιστες παρενστρώσεις, σκούρων έως µαύρων αργιλικών οριζόντων της τάξης µερικών εκατοστών (cm). Παρακάτω στην Εικόνα 4.13 βρισκόµαστε στο µέσον της Τοµής 2 και πιο συγκεκριµένα πάνω στον έκτο (6 ο ) από τους εννέα (9) πάγκους ψαµµίτη που µετρήθηκαν συνολικά, 50

51 από τους οποίους και πραγµατοποιήσαµε δειγµατοληψία. Στην Εικόνα 4.14 φαίνονται οι εναλλαγές λεπτοµερούς/αδροµερούς άµµου, σε πάγκο άµµου περίπου 2m ενώ στην Εικόνα 4.15, φαίνονται οι εναλλαγές άµµου/πηλού κάτω από την βάση, του πάγκου της άµµου. Εικόνα 4.13:. Άµµος σε πάγκους (ψαµµιτικούς) περίπου στο µέσον της Τοµής 2 µε ελάχιστες παρενστρώσεις γκρι σκούρο αργιλικό υλικό, µε παράταξη και κλίση 340/10 ο. Εικόνα 4.14: Πάγκος άµµου (~2m) καφέ έως γκρι όπου φαίνονται οι εναλλαγές λεπτοµερούς αδροµερής άµµου. 51

52 Εικόνα 4.15:Στην βάση κάτω από τον πάγκο της άµµου φαίνονται µικρές εναλλαγές άµµου/πηλού. Αξίζει να σηµειωθεί πως κάτω από την βάση του παραπάνω ψαµµίτη, στο µέσον της τοµής, παρατηρήσαµε πολύ σκούρες λεπτόκοκκες αργιλικές λιθοφάσεις (~30cm), οι οποίες παρουσιάζουν µία σχετικά καλή κυκλοθεµατική ανάπτυξη. O ορίζοντας αυτός συνεχίζει για περίπου 10m ανατολικά και µετά χάνεται. Θα µπορούσαµε κάλλιστα να τον συνδέσουµε, µε τον πλούσιο σε οργανικό υλικό ιλύς, τους αποκαλούµενους σαπροπηλούς, του Ανώτερου Τεταρτογενούς της Ανατολικής Μεσογείου (Anastasakis & Stanley, 1984) (Εικ.4.16). Εικόνα 4.16: Σκούρες γκρι αργιλικές λιθοφάσεις (~30cm), πιθανόν σαπροπηλιτικός ορίζοντας. 52

53 Πλησιάζοντας προς τα ανώτερα στρώµατα της τοµής οι ψαµµιτικοί πάγκοι µεταβαίνουν σε µια ενότητα γκρι αργίλου (~5m) και κλείνουν µε εναλλαγές άµµου/πηλού (~10m) σε αναλογία 2:1. Συνοψίζοντας τις Τοµές 1 & 2 µπορούµε να εξάγουµε τις παρακάτω λιθοστρωµατογραφικές στήλες οι οποίες αποτελούν την σύνθεση της Τοµής Ποταµός. (Εικ.4.17). Όπως έχουµε αναφέρει αρχικά στη ενότητα αυτή, η Τοµή 2 έχει περίπου πάχος 70m και υπέρκεινται υψοµετρικά της Τοµή 1 µε πάχος περίπου 100m. Από την παρακάτω εικόνα µπορούµε να παρατηρήσουµε την υψοµετρική διαφορά που παρουσιάζουν οι δύο τοµές αλλά και τα διαφορετικά πάχη στρωµάτων µε τα οποία συνδέονται οι τοµές. Το γεγονός αυτό ενδεχοµένως να οφείλεται στην θέση των ρηγµάτων µε γενική διεύθυνση ΒΑ, τα οποία έχουν ως αποτέλεσµα την διάβρωση των σχηµατισµών της ανώτερης ενότητας της Τοµής 2 (Εικ.4.3). 53

54 Εικόνα 4.17: Τοµές 1 & 2, οι οποίες συνθέτουν την λιθοστρωµατογραφία της υπο µελέτη τοµής, Ποταµός. Επι των στηλών σηµειώνονται οι θέσεις δειγµατοληψίας και οι αριθµήσεις των. 54

55 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 Ο 5.1 ΜΕΘΟ ΟΛΟΓΙΑ ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΑΚΩΝ ΑΝΑΛΥΣΕΩΝ Τα (49) δείγµατα που συλλέχθηκαν στην τοµή Ποταµός αναλύθηκαν στο εργαστήριο Ιζηµατολογίας. Αρχικά έγινε κοκκοµετρική αναλύση µε τη χρήση της συσκευής Malvern Mastersizer 2000 Hydro για τον υπολογισµό των στατιστικών παραµέτρων και την περαιτέρω αναπαράσταση κατά Folk and Ward (1957). Εν συνεχεία για την σύγκριση των αποτελεσµάτων επιλέχθηκαν µε βάση το CaCO 3 16/49 δείγµατα και η κοκκοµετρική ανάλυση πραγµατοποιήθηκε µε τη χρήση κοσκίνων και τη µέθοδο της πιπέτας κατά Folk et al. (1957). Η στατιστική ανάλυση ολοκληρώθηκε µε τη χρήση προτύπων, γραφικών παραστάσεων κατά Folk & Ward (1957). Προσδιορίστηκε επίσης το περιεχόµενο CaCO 3 & Corg. Το περιεχόµενο Corg προσδιορίστηκε µε τη χρήση της µεθόδου της στοιχειοµετρικής ανάλυσης κατά Gaudette et al. (1974). Ακολούθως προσδιορίστηκε ο Οργανικός Ανθρακας στα 9/49 δείγµατα µε πυρόλυση (RockEvall 2), για συγκριτικούς σκοπούς. Το περιεχόµενο CaCO3 προσδιορίστηκε µε τη χρήση CH3COOH περιγραφόµενη από Varnavas (1979) και Ζεληλίδης (1988). 5.2 ΚΟΚΚΟΜΕΤΡΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΜΕ ΤΗΝ ΣΥΣΚΕΥΗ MALVERN MASTERSIZER 2000 YDRO (LASER ANALYSIS) Η κοκκοµετρική ανάλυση των δειγµάτων από τα ιζήµατα της Γαύδου έγινε µε την βοήθεια της συσκευής Malvern Mastersizer 2000 Hydro, που βασίζεται στην περίθλαση µε λέιζερ (Εικ.5.1). Η συγκεκριµένη µέθοδος προσδιορισµού του κοκκοµετρικού µεγέθους είναι η καλύτερη για την λεπτοµερή σύγκριση δειγµάτων ίδιας προέλευσης, για την µελέτη κοκκοµετρικού µεγέθους και για τις αλλαγές στη συσσωµάτωση. Η συσκευή ανάλυσης µεγέθους σωµατιδίων Malvern Mastersizer 2000 Ydro χρησιµοποιείται κυρίως για την κατανοµή του κοκκοµετρικού µεγέθους ιζήµατος µε εύρος µεγέθους µm. H λειτουργία της βασίζεται στην αρχή της περίθλασης µε λέιζερ και στη θεωρία Μie για να καθορίσει το επι τις εκατό (%) ποσοστό κατ όγκο των κόκκων σε καθεµία από τις κοκκοµετρικές κλάσεις. 55

56 Εικόνα 5.1: Συσκευή Malvern Mastersizer 2000 Hydrο που χρησιµοποιήθηκε στη παρούσα µελέτη, (Εργαστήριο Ιζηµατολογίας Πατρών). Η θεωρία Mie είναι µια επίλυση των εξισώσεων του Maxwell (οι οποίες είναι µια σειρά τεσσάρων θεµελιωδών εξισώσεων που ελέγχουν την συµπεριφορά ηλεκτρικών και µαγνητικών πεδίων) (Eshel et. al., 2004) Η θεωρία Mie βασίζεται στις παραδοχές πως, α) Το σωµατίδιο υποτίθεται ότι είναι σφαιρικό. Αυτό είναι σηµαντικό, επειδή λίγα σωµατίδια είναι πραγµατικά σφαιρικά. Η σκέδαση του φωτός είναι ευαίσθητη προς τον όγκο του σωµατιδίου. Για το λόγο αυτό, οι διάµετροι των σωµατιδίων υπολογίζονται από την µέτρηση όγκου του σωµατιδίου, θεωρείται ότι ισοδυναµούν µε µία σφαίρα αντίστοιχου όγκου και β) Το αιώρηµα είναι αραιό. Η συγκέντρωση των σωµατιδίων θεωρείται ότι είναι τόσο χαµηλή που η σκέδαση της ακτινοβολίας µετράται απευθείας από τον ανιχνευτή και ότι δεν υπάρχει εκ νέου σκέδαση από άλλα σωµατίδια, πριν φθάσει στον ανιχνευτή. Η τεχνική της περίθλασης µε λέιζερ βασίζεται στο ότι τα σωµατίδια που διέρχονται από µια δέσµη λέιζερ θα σκεδάσουν το φως σε γωνία που έχει άµεση σχέση µε το µέγεθός τους. Το εύρος µεγέθους κατά την διάρκεια της µέτρησης είναι άµεσα συνδεδεµένο µε το φάσµα της γωνίας σκέδασης. Καθώς το µέγεθος των σωµατιδίων µειώνεται, η γωνία σκέδασης αυξάνεται λογαριθµικά. Η ένταση της σκέδασης εξαρτάται επίσης από το µέγεθος των σωµατιδίων και µειώνεται, σε µια καλή προσέγγιση, σε σχέση µε τα σωµατίδια της εγκάρσιας διατοµής. Μεγάλα σωµατίδια, εποµένως σκεδάζουν το φως σε µικρές γωνίες µε υψηλή ένταση, ενώ τα µικρά σωµατίδια σκεδάζουν σε ευρύτερες οπτικές γωνίες, αλλά µε χαµηλή ένταση. 56

57 Χρησιµοποιούνται δύο πηγές φωτός, ένα κόκκινο λέιζερ He Ne σε 0,632 µm και ένα µπλέ LED σε 0,466 µm. To φως που προκαλεί η περίθλαση παράγεται από ένα ευρύ φάσµα από γωνίες, µετριέται από 52 αισθητήρες και τελικά συσσωρεύεται σε 100 µέρη διαφορετικής κλάσης µεγέθους. Για να εξασφαλιστεί ότι το υπο δοκιµή υλικό περνάει µέσα από τις ακτίνες λέιζερ υπάρχει ένα σύστηµα παρουσίασης των δειγµάτων (Εικ.5.2). Εικ.5.2: Απεικόνιση της λειτουργίας της συσκευής Μalvern Mastersizer 2000 Ydro. Αρχικά πριν ξεκινήσει η κοκκοµετρική ανάλυση µε την µέθοδο της σκέδασης φωτός, πραγµατοποιείται η αποσυµπέτρωση των δειγµάτων µε H 2 O 2 κατά αραιά χρονικά διαστήµατα µέχρι την πλήρη κατάπαυση του αναβρασµού. Η κατάπαυση του αναβρασµού σηµαίνει την πλήρη οξείδωση του οργανικού υλικού. Ακολούθως βράζεται το δείγµα ισχυρά για δέκα λεπτά πάνω σε φλόγα Bunsen για την πλήρη διάσπαση του H 2 O 2. Το περιεχόµενου του ποτηριού ζέσεως αφήνεται στη συνέχεια να ψυχθεί και κατόπιν προστίθενται µικρές ποσότητες απιονισµένου νερού εκπλένοντας συγχρόνως τα τοιχώµατα του ποτηριού. Το δείγµα στη συνέχεια υφίσταται έκπλυση για την αποµάκρυνση των προϊόντων οξείδωσης. Κατόπιν προστίθενται 25ml Calgon (µεταφωσφορικό νάτριο). Το Calgon χρησιµοποιείται ως µέσον διασποράς (peptizer) µε αποτέλεσµα την αποφυγή συγκολλήσεως των κόκκων της αργίλου και την αποφυγή της κροκίδωσής της. Η δράση του Calgon υποβοηθάται µε την προηγηθείσα καταστροφή. Ολοκληρώνοντας την προετοιµασία των δειγµάτων υποβλήθηκαν σε υγρή κοσκίνηση µε κόσκινο διαµέτρου 1,4mm για να αποφευχθεί οποιαδήποτε φθορά στο αναλυτικό όργανο αφού όπως αναφέραµε το φάσµα µεγέθους που µετράται είναι από µm. 57

58 Για την κοκκοµετρική ανάλυση τοποθετήθηκε το κάθε δείγµα σε ένα ποτήρι ζέσεως και προστέθηκε απιονισµένο νερό. Στην συνέχεια αναταράχτηκε για ένα λεπτό περίπου σε ηλεκτρικό υδρόλουτρο για να αποκολληθούν οι κόκκοι µεταξύ τους. Επειτα το κάθε δείγµα τοποθετήθηκε στο ποτήρι του κοκοµετρικού αναλυτή Mastersizer 2000 Ydro µε απιονισµένο νερό ml. Με την έναρξη της λειτουργίας της συσκευής γίνεται µέτρηση της διαύγειας του νερού. Αν η µέτρηση είναι στα επιτρεπόµενα όρια τότε γίνεται εισαγωγή του δείγµατος. Αρχικά λειτουργεί για 30 δευτερόλεπτα υπέρηχος γιατί χωρίς αυτόν το µέσο µέγεθος υπερεκτιµάται. Το τελικό αποτέλεσµα που µας δίνει η συσκευή είναι το ποσοστό της σκίασης/θολερότητας και τα αποτελέσµατα καταγράφονται αυτόµατα σε πρόγραµµα συνδεδεµένο σε ηλεκτρονικό υπολογιστή. Εικ.5.3: Τριγωνικό σύστηµα ταξινόµησης λεπτόκοκων ιζηµάτων (Folk,1974). 58

59 Τα δεδοµένα που λήφθηκαν από τον κοκκοµετρικό αναλυτή ήταν το κοκκοµετρικό κλάσµα σε µm και το αντίστοιχο (%) ποσοστό κατ όγκο των κλασµάτων (άµµος, πηλός, άργιλος), όπως προτείνεται από τους Folk & Ward (1957). Επίσης έγινε ο λιθολογικός χαρακτηρισµός των δειγµάτων µε τη χρήση του τριγωνικού διαγράµµατος ταξινόµησης (Folk, 1974), (Εικ.5.3). Τέλος κατασκευάστηκαν οι καµπύλες κατανοµής του κοκκοµετρικού µεγέθους των δειγµάτων και υπολογίστηκαν οι στατιστικές παράµετροι ( ιάµεσος, µέσο µέγεθος, σταθερή απόκλιση, λοξότητα, κύρτωση) του κάθε δείγµατος. Στον παρακάτω πίνακα παρουσιάζονται οι µαθηµατικές σχέσεις για τον υπολογισµό των στατιστικών παραµέτρων (Πίν.1) καθώς και η κλίµακα ταξινόµησης ιζηµάτων ανάλογα µε τις τιµές των στατιστικών παραµέτρων κατά Folk & Ward (1957), (Πίν.2). Πίνακας 1: Tύποι υπολογισµού στατιστικών παραµέτρων κατά Folk & Ward (1957). Στατιστικές Παράµετροι ιάµεσος (Md) Αριθµητικός Μέσος (Μz) Σταθερά Απόκλιση (σi) Ασυµµετρία (S Ki ) Κύρτωση (K G ) Τύποι Στατιστικών Παραµέτρων Φ50 (Φ16+Φ50+Φ84)/3 [(Φ84-Φ16)/4]+[(Φ95-Φ5)/6,6] {(Φ16+Φ84-2*Φ50)/[2*(Φ84- Φ16)]}+{(Φ5+Φ95-2*Φ50)/[2*(Φ95-Φ5)]} (Φ95-Φ5)/[2,44*(Φ75-Φ25)] ιάµεσος (Median, Md): Το 50% κατά βάρος των κλαστικών κόκκων είναι χονδρότερα από τη διάµεσο και το 50% είναι λεπτότερα από αυτήν. Η διάµεσος είναι η διάµετρος που αντιστοιχεί στο σηµείο της αθροιστικής καµπύλης 50% και µπορεί να εκφραστεί σε mm ή σε τιµές Φ. Η παράµετρος αυτή είναι εύκολη στον προσδιορισµό της όµως δεν επηρεάζεται από τα άκρα της καµπύλης και άρα δεν εκφράζει ικανοποιητικά το συνολικό φάσµα µεγέθους των ιζηµάτων (ειδικά για ασύµµετρες κατανοµές). Για ιζήµατα δύο τύπων είναι χωρίς αξία. Αριθµητικός Μέσος (Mean size, Mz): δείχνει τη διακύµανση µεγέθους του διαθέσιµου υλικού και το ποσό ενέργειας που µεταδόθηκε στο ίζηµα, το οποίο εξαρτάται από την ταχύτητα του ρεύµατος ή από το στροβιλισµό του µέσου µεταφοράς (Folk, 1974). 59

60 Σταθερά Απόκλιση (Standard Deviation, S D ): δείχνει τον βαθµό διασποράς γύρω από το µέσο µέγεθος και στην προκειµένη περίπτωση εκφράζει την οµοιοµορφία ή τον βαθµό ταξιθέτησης των ιζηµάτων. Ο βαθµός ταξιθέτησης εξαρτάται από τη διακύµανση του µεγέθους του υλικού µε το οποίο τροφοδοτείται το περιβάλλον ιζηµατογένεσης, το µέσο και τον τρόπο µεταφοράς και απόθεσης και τον ρυθµό προσφοράς ιζήµατος σε σχέση µε την αποτελεσµατικότητα του µέσου ταξιθέτησης. (Folk, 1974). Ασυµµετρία (Skewness, S Ki ): είχνει πόσο η κατανοµή του µεγέθους των κόκκων πλησιάζει την κανονική κατανοµή του Gauss. Μια συµµετρική κατανοµή έχει Sk=0 και τείνουν σ αυτή τα ιζήµατα που προέρχονται από µία πηγή, ενώ αυτά που έχουν πολλές πηγές έχουν έντονη λοξότητα. Θετικές τιµές ασυµµετρίας δείχνουν περίσσεια ποσότητας λεπτόκοκκου υλικού, ενώ οι αρνητικές τιµές αντίθετα περίσσεια αδρόκοκκου υλικού (Folk, 1974), (Κοντόπουλος, 2007). Κύρτωση (Kurtosis, K G ): Είναι µια µέτρηση του βαθµού ταξιθέτησης των άκρων µιας κοκκοµετρικής καµπύλης σε σχέση µε τη ταξιθέτηση του κεντρικού τµήµατός της. Για κανονικές κατανοµές, δηλαδή για ιζήµατα µε οµοιόµορφη ταξιθέτηση σε όλα τα κλάσµατά τους, παίρνει την τιµή 1. Για τιµές µεγαλύτερες του 1 οι καµπύλες χαρακτηρίζονται ως λεπτόκυρτες, ενώ για τιµές µικρότερες του 1 πλατύκυρτες. Η κύρτωση µε άλλα λόγια µετρά την αναλογία µεταξύ της διασποράς των τιµών (sorting) στα άκρα και της διασποράς των τιµών στην κεντρική περιοχή της κατανοµής, δηλαδή αναφέρεται στο βαθµό συγκέντρωσης των τιµών της µεταβλητής γύρω από το µέσον και τα άκρα ( tails ) της κατανοµής (Κοντόπουλος, 2007). Πίνακας 2: Κλίµακα ταξινόµησης ιζηµάτων ανάλογα µε τις τιµές των στατιστικών παραµέτρων κατά Folk & Ward (1957). ΠΑΡΑΜΕΤΡΟΣ ΟΡΙΑ ΟΝΟΜΑΤΟΛΟΓΙΑ Σταθερά απόκλιση <0,35Ø 0,35-0,50 Ø 0,50-0,71 Ø 0,71-1,00 Ø 1,00-2,00 Ø 2,00-4,00 Ø >4,00 Ø πολύ καλά ταξιθετηµένα καλά ταξιθετηµένα µέτρια καλά ταξιθετηµένα µέτρια ταξιθετηµένα φτωχά ταξιθετηµένα πολύ φτωχά ταξιθετηµένα εξαιρετικά φτωχά ταξιθετηµένα 60

61 Ασυµµετρία (1,00) - (0,30) (0,30) - (0,10) (0,10) - (-0,10) (-0,10)- (-0,30) (-0,30)- (-1,00) πολύ θετική ασυµµετρία λεπτή θετική ασυµµετρία σχεδόν κανονική ασυµµετρία σχεδόν αρνητική ασυµµετρία πολύ αρνητική ασυµµετρία Κύρτωση <0,67 0,67-0,90 0,90-1,11 1,11-1,50 1,50-3,00 > 3,00 πολύ πλατύκυρτη πλατύκυρτη µεσόκυρτη λεπτόκυρτη πολύ λεπτόκυρτη εξαιρετικά λεπτόκυρτη Επιπλέον, µε βάση τα αποτελέσµατα των στατιστικών παραµέτρων, τα περιβάλλοντα απόθεσης των ιζηµάτων καθώς και οι µηχανισµοί µεταφοράς και απόθεσής τους ερµηνεύονται σύµφωνα µε τα ιαγράµµατα κατά Passega, (1964) (Εικ.5.4). Τα διαγράµµατα C-M του Passega (1964) είναι µια προσέγγιση για την εύρεση του τρόπου µεταφοράς των κόκκων. Η προβολή του δείκτη C, υπολογίζει σε εκατοστιαία κλίµακα τα πιο αδρόκοκκα κλάσµατα, σε αντίθεση µε το δείκτη Μ, ο οποίος υπολογίζει τη διάµεσο(md). Τα διαγράµµατα αυτά παράγουν διαφορετικά πεδία του τρόπου µεταφοράς όπως είναι τα πεδία των πελαγικών αιωρήσεων, των τουρβιδιτικών ροών, των ρευστικών ροών και άλλα. Τα πεδία αυτά ορίζουν συγχρόνως και περιβάλλοντα αποθέσεων µε συγκεκριµένα υδραυλικά χαρακτηριστικά. Τα διαγράµµατα αυτά παρουσιάζουν δυο µειονεκτήµατα στην κατεύθυνση ορισµού περιβαλλόντων απόθεσης. Το ένα µειονέκτηµα είναι ότι µπορεί δυο διαφορετικά περιβάλλοντα απόθεσης να κατέχουν ανάλογα υδραυλικά χαρακτηριστικά και κατά συνέπεια να δείχνουν το ίδιο πεδίο ορισµού. Το δεύτερο µειονέκτηµα αφορά την κληρονοµικότητα των κοκκοµετρικών χαρακτηριστικών από την πηγή τροφοδοσίας και την διατήρηση τους στη διάρκεια της µεταφοράς και απόθεσης. Συγκεκριµένα µια λεπτόκοκκη άµµος µε καλό βαθµό ταξιθέτησης που µεταφέρεται στη λεκάνη απόθεσης θα είναι ο µόνος κοκκοµετρικός τύπος που θα αποτεθεί ανεξάρτητα του περιβάλλοντος ή του τρόπου µεταφοράς. 61

62 1 3 2 Εικόνα 5.4: Το διάγραµµα κατά Passega (1957, 1964). NO: κύλιση. OP: κύλιση και αιώρηση. PQ: αιώρηση και κύλιση. QR: διαβαθµισµένο αιώρηµα. RS: οµογενές αιώρηµα. Pelag.: πελαγικό αιώρηµα. 1. Πεδίο ορισµού αποθέσεων παραλίας (beach). 2. Πεδίο ορισµού τουρβιδιτικών ρευµάτων (turbitity currents) 3. Πεδίο ορισµού πελαγικών αιωρηµάτων. 5.3 KΟΚΚΟΜΕΤΡΙΚΗ AΝΑΛΥΣΗ MΕ TΗΝ MΕΘΟ Ο TΩΝ KΟΣΚΙΝΩΝ- ΠΙΠΕΤΑΣ (PIPETTE ANALYSIS) Η κοκκοµετρική ανάλυση αποτελεί τη βάση των ιζηµατολογικών αναλύσεων και προσφέρει τον υπολογισµό µιας σειράς από χαρακτηριστικές στατιστικές παραµέτρους από τις οποίες χαρακτηρίζεται: 1. Η κατανοµή του κοκκοµετρικού µεγέθους των κόκκων των ιζηµάτων 2. Η ονοµατολογία του πετρώµατος από το οποίο ανακτήθηκε το δείγµα 3. Τα µέσα και οι τρόποι µεταφοράς 4. Το περιβάλλον απόθεσης των ιζηµάτων 62

63 Η µέθοδος που χρησιµοποιήθηκε για την κοκκοµετρική ανάλυση αποτελείται από τρία µέρη, την αποσυµπέτρωση του δείγµατος, την κοκκοµετρική ανάλυση µε κόσκινα (sieve analysis), και την κοκκοµετρική ανάλυση µε πιπέττα (pipette analysis). Η διαδικασία της ανάλυσης ξεκινά από την µέθοδο της πιπέττας επειδή τα προς ανάλυση δείγµατα ήταν στο σύνολο τους λεπτόκοκκα και το κλάσµα της άµµου δεν αναµένετο να υπερβεί το 10%. Από κάθε δείγµα λαµβάνεται περίπου 20gr, τα οποία τοποθετούνται σε ποτήρι ζέσεως των 600ml, προστίθενται περίπου 100ml απιονισµένου νερού και το περιεχόµενο αναδεύεται επί 5 ως 10 λεπτά κατά αραιά χρονικά διαστήµατα. Μετά την πάροδο περίπου 24 ωρών προστίθενται 25ml H 2 O 2 (30% κατά όγκο) µε ταυτόχρονη ισχυρή ανάδευση. Θα παρατηρηθεί έντονος αναβρασµός, ο οποίος σε σύντοµο διάστηµα καταπαύει. Για τη διαπίστωση του σωστού αποτελέσµατος προσθέτουµε µικρές ποσότητες H 2 O 2 (περίπου 5ml). Εφόσον συνεχίζει να παρατηρείται αναβρασµός, συνεχίζουµε να προσθέτουµε µικρές ποσότητες H 2 O 2 κατά αραιά χρονικά διαστήµατα µέχρι την πλήρη κατάπαυση του αναβρασµού. Η κατάπαυση του αναβρασµού σηµαίνει την πλήρη οξείδωση του οργανικού υλικού (πρωτεΐνη, υδατάνθρακες ), το οποίο έχει εγκλεισθεί µέσα στο υπό ανάλυση δείγµα και συγχρόνως επιτυγχάνεται η πλήρης αποσυµπέτρωση των δειγµάτων στους επιµέρους κόκκους (individual particles) από τους οποίους συνίστανται. Ακολούθως βράζεται το δείγµα ισχυρά για δέκα λεπτά πάνω σε φλόγα Bunsen για την πλήρη διάσπαση του H 2 O 2. Το περιεχόµενου του ποτηριού ζέσεως αφήνεται στη συνέχεια να ψυχθεί και κατόπιν προστίθενται µικρές ποσότητες απιονισµένου νερού εκπλένοντας συγχρόνως τα τοιχώµατα του ποτηριού. Το δείγµα στη συνέχεια υφίσταται έκπλυση για την αποµάκρυνση των προϊόντων οξείδωσης. Κατόπιν προστίθενται 25ml Calgon (µεταφωσφορικό νάτριο). Το Calgon χρησιµοποιείται ως µέσον διασποράς (peptizer) µε αποτέλεσµα την αποφυγή συγκολλήσεως των κόκκων της αργίλου και την αποφυγή της κροκίδωσής της. Η δράση του Calgon υποβοηθάται µε την προηγηθείσα καταστροφή και αποµάκρυνση του οργανικού υλικού µε τη χρήση H 2 O 2 και µε την έκπλυση. 63

64 Το εν διασπορά ίζηµα εκχύνεται εντός ενός διαβρεγµένου πλέγµατος (κόσκινο 63mµ ή 4phi), το οποίο τοποθετείται πάνω από ένα µεγάλο χωνί επίσης διαβρεγµένο µε απιονισµένο νερό. Το διερχόµενο από το κόσκινο υλικό συλλέγεται µέσα σε έναν κύλινδρο των 1000ml. Το παραµένον (κόκκοι µεγέθους µεγαλύτερα από 63mµ) επί του κόσκινου υλικό µεταφέρεται µε τη χρήση υδροβολέα εντός µιας πορσελάνινης κάψας ή ενός ποτηριού ζέσεως και τοποθετείται µέσα σε πυραντήριο για την ξήρανσή του στους 110 ο C. Το συγκρατηθέν υλικό αποτελεί την λεπτή άµµο και την ποσότητα πηλού και αργίλου που συγκρατήθηκε από το υγρό κόσκινο. Με τη χρήση κόσκινου 63mµ και µε ταυτόχρονη δόνηση το συγκρατηθέν ποσό πηλού και αργίλου αποχωρίζεται από το κλάσµα της άµµου και προστίθεται µέσα στον ογκοµετρικό κύλινδρο των 1000ml. Κατόπιν ο ογκοµετρικός κύλινδρος συµπληρώνεται µέχρι την ανώτερη χαραγή µε απιονισµένο νερό και τοποθετείται εντός υδρόλουτρου σταθερής θερµοκρασίας 26 ο C. Ακολουθεί το στάδιο της αναρρόφησης. Το περιεχόµενο του κυλίνδρου υφίσταται ανάδευση διάρκειας 2 ως 3 λεπτών. Μετά την παύση της αναδεύσεως και µετά την παρέλευση 20 λαµβάνεται µε τη βοήθεια σιφωνίου των 25ml σε βάθος 20cm από την ελεύθερη επιφάνεια του εναιωρήµατος κλάσµα το οποίο µεταγγίζεται σε ένα ποτήρι ζαχάρεως που έχει προζυγισθεί. Η ενέργεια αυτή επαναλαµβάνεται στο βάθος των 10cm, σε χρόνους 1 41, 6 45, 27 1, και στο βάθος των 5cm, σε χρόνο 3 h 36 10, µετά το πέρας της εκάστοτε απαιτούµενης αναδεύσεως. Το υλικό των ποτηριών ζαχάρεως ξηραίνεται στους 110 ο C και ακολούθως φέρεται προς ψύξη. Τα ποτήρια ζυγίζονται εκ νέου και υπολογίζεται το βάρος των περιεχόµενων κλασµάτων εκ της διαφοράς των δύο ζυγίσεων. Από το ευρισκόµενο βάρος των κλασµάτων αφαιρείται το βάρος του Calgon που περιέχεται µέσα στα κλάσµατα και λαµβάνεται το πραγµατικό τους βάρος. Το αθροιστικό επί τοις % βάρος του κάθε κλάσµατος υπολογίζεται από τον ακόλουθο τύπο: 100 * (S+SC-P) S+SC S= το βάρος του κλάσµατος της άµµου, SC= το βάρος του κλάσµατος του πηλού και της αργίλου, P= το βάρος του κλάσµατος που πήραµε από το σιφώνι πληρώσεως επί

65 Το αθροιστικό επί τοις % (CP) των επιµέρους κλασµάτων αργίλου και πηλού προβάλλονται συναρτήσει των αντίστοιχων διαµέτρων (d) των κόκκων επί χάρτη συχνότητας πιθανότητας (probability percentage paper) και λαµβάνεται η αθροιστική καµπύλη συχνότητας πιθανότητας (Cumulative frequency curve) των κοκκοµετρηθέντων δειγµάτων. Εικόνα 5.5. Ανάδευσεις ογκοµετρικών κυλίνδρων και στην συνέχεια οι πρώτες µετρήσεις κατά την διαδικασία, (Εργαστήριο Ιζηµατολογίας, Πανεπιστήµιο Πατρών). Στην παρούσα διαδικασία της ανάλυσης ακολουθήθηκαν τα παρακάτω βήµατα: Στο πρώτο µέρος της ανάλυσης, πάρθηκαν περίπου 25g από κάθε δείγµα και προστέθηκαν σε 100ml απεσταγµένου νερού, το µίγµα αναδεύθηκε κατά αραιά χρονικά διαστήµατα. Στη συνέχεια προστέθηκαν 25ml Η 2 Ο 2 και παρατηρήθηκε έντονος αναβρασµός λόγω της οξείδωσης του οργανικού υλικού. Τα δείγµατα αναδεύθηκαν επανειληµµένα. Προστέθηκαν µικρές ποσότητες Η 2 Ο 2 µέχρι να σταµατήσει ο βρασµός, γεγονός που σηµαίνει πλήρη οξείδωση του οργανικού υλικού και αποσυµπέτρωση του δείγµατος. Το µίγµα έβρασε για 10 λεπτά για την πλήρη διάσπαση του Η 2 Ο 2, αφέθηκε να κρυώσει και προστέθηκαν 25ml µεταφωσφορικού νατρίου (Calgon) ως µέσο διασποράς για την αποφυγή συγκόλλησης και κροκίδωσης των κόκκων της αργίλου. Τα δείγµατα πέρασαν από υγρό κόσκινο 63mµ και το µεν λεπτόκοκκο µέρος οδηγήθηκε σε κυλινδρικό σωλήνα 1000ml, ενώ το αδρόκοκκο που παρέµεινε στο κόσκινο τοποθετήθηκε για ξήρανση σε πυραντήρα στους 100 ο C. Στο δεύτερο µέρος της ανάλυσης, το αδρόκοκκο µέρος του δείγµατος µετά την ξήρανσή του τοποθετήθηκε στο πάνω µέρος σειράς κόσκινων ταξινοµηµένων µε το µέγεθος του 65

66 ανοίγµατός τους από -5,5 phi έως 4 phi, ώστε να διαχωριστούν οι κόκκοι από το κλάσµα των χαλικιών έως της πολύ λεπτής άµµου (Εικ.5.6). Ο διαχωρισµός επιτεύχθηκε µε δόνηση της σειράς των κόσκινων για 15 λεπτά. Στη συνέχεια, το συγκρατηθέν µέρος του δείγµατος σε κάθε κόσκινο ζυγίστηκε και αυτό που πέρασε το τελευταίο κόσκινο των ( 63mµ ή 4 phi) προστέθηκε στον κυλινδρικό σωλήνα των 1000ml, όπου νωρίτερα διαχωρίστηκε το µεγαλύτερο µέρος του λεπτόκοκκου υλικού. Εικόνα 5.6. Κοκκοµετρική ανάλυση µε κόσκινα (Εργαστήριο Ιζηµατολογίας, Πανεπιστήµιο Πατρών). Στο τρίτο µέρος της ανάλυσης, και εφόσον το λεπτόκοκκο υλικό αποτέλεσε τουλάχιστον το 10% του συνόλου του δείγµατος, πραγµατοποιήθηκε περαιτέρω διαχωρισµός του δείγµατος µε τη µέθοδο της πιπέττας. Ο κυλινδρικός σωλήνας των 1000 ml που περιείχε το σύνολο του δείγµατος που πέρασε το κόσκινο των 63 mµ συµπληρώθηκε έως τα 1000 ml και τοποθετήθηκε σε υδατόλουτρο σε σταθερή θερµοκρασία 26 ο C. Το περιεχόµενο του κυλίνδρου υπέστη ανάδευση για 2-3 λεπτά (περίπου 60 αναδεύσεις) (Εικ.5.5) για να ξεκινήσουν οι δειγµατοληψίες µε βαθµονοµηµένη πιπέττα των 25 ml, σε ακριβή χρονικά διαστήµατα και βάθη από την ελεύθερη στάθµη του µίγµατος, σύµφωνα µε τον Πίνακα3. 66

67 ιάµετρος σε Ø λεπτότερα από: Βάθος ανάλη ψης σε cm s 20s 20s 20s 20s 20s 20s 20s 20s 20s m 0s 1m57s 1m54s 1m51s 1m49s 1m46s 1m44s 1m41s 1m3s 1m37s m 0s 7m48s 7m36s 7m25s 7m15s 7m5s 6m55s 6m45s 6m36s 6m27s m59s 31m11s 30m26s 29m41s 28m59s 28m18s 27m39s 27m1s 26m25s 25m49s m58s 62m22s 60m51s 59m23s 57m58s 56m36s 55m18s 54m2s 52m49s 51m39s 9 5 4h 16m 4h 9m 4h3m 3h58m 3h52m 3h46s 3h41m 3h36m 3h31m 3h27m Πίνακας 3: Χρόνος απόληψης του κάθε δείγµατος υπολογισµένος από τον νόµο του Stokes. 67

68 Μετά το πέρας της δειγµατοληψίας, τα κλάσµατα των δειγµάτων τοποθετήθηκαν σε πυριαντήριο στους 100 ο C. Τέλος, τα δείγµατα αφέθηκαν να κρυώσουν, ζυγίστηκαν και υπολογίστηκε το διορθωµένο βάρος του κάθε κλάσµατος µετά την αφαίρεση του βάρους του Calgon σε ποσοστό επί τοις %. Τα βάρη συµπληρώθηκαν σε φόρµες υπολογισµού και διαµορφώθηκαν οι κοκκοµετρικές καµπύλες των δειγµάτων. Επιπλέον, υπολογίστηκαν οι στατιστικές παράµετροι των δειγµάτων, µε βάση των οποίων ερµηνεύθηκαν τα περιβάλλοντα απόθεσης των ιζηµάτων καθώς και οι µηχανισµοί µεταφοράς και απόθεσής τους σύµφωνα µε το ιάγραµµα CLAM κατά Passega, (1964), όπως ακριβώς έγινε και στην µέθοδο κοσκίνων-πιπέτας (Εικ.5.4). 5.4 ΜΕΘΟ ΟΣ ΠΡΟΣ ΙΟΡΙΣΜΟΥ ΟΡΓΑΝΙΚΟΥ ΑΝΘΡΑΚΑ ΜΕ ΤΙΤΛΟ ΟΤΗΣΗ Το οργανικό υλικό µπορεί να θεωρηθεί ότι είναι ένα σηµαντικό µέσον για την αναγνώριση των περιβαλλόντων απόθεσης ιζηµάτων. Η παρουσία του υποδηλώνει σύµφωνα µε τον Folk (1968), περιβάλλον ιζηµατογένεσης. Το οργανικό υλικό αφθονεί περισσότερο σε περιοχές όπου υπάρχει έντονη εκδήλωση ζωής, όπως στο θαλάσσιο και λιµναίο βυθό, σε περιοχές όπου το µορφολογικό ανάγλυφο βυθίζεται γρήγορα και όπου υπάρχει έλλειψη βακτηριακής δράσης. Ευνοϊκές συνθήκες δηµιουργίας οργανικού υλικού παρέχουν τα στάσιµα, αναγωγικού χαρακτήρα νερά. Ποιοτικά το οργανικό υλικό, αναγνωρίζεται από τα χουµικά και τα βιτουµενιούχα συστατικά. Ποσοτικά προσδιορίζεται µε τον υπολογισµό του εκατοστιαίου ποσοστού του οργανικού άνθρακα που περιέχεται σε ένα δείγµα. Ο ποσοτικός προσδιορισµός του οργανικού άνθρακα των δειγµάτων στηρίχτηκε στην οξείδωση του περιεχοµένου στα δείγµατα οργανικού άνθρακα και την εν συνεχεία εξουδετέρωση ενός δηµιουργούµενου όξινου περιβάλλοντος, πραγµατοποιήθηκε δε µε τιτλοδότηση όπως αυτή προτάθηκε από τον Gaudette et al. (1974). Η µέθοδος που χρησιµοποιήθηκε για τον προσδιορισµό του συνολικού οργανικού άνθρακα C org στα δείγµατα βασίζεται στην τιτλοδότηση του δείγµατος και περιγράφεται παρακάτω (Gaudette et al, 1974): 1. Τα δείγµατα των πετρωµάτων κονιοποιήθηκαν έως το κλάσµα των 250mµ. 2. Ακολούθησε ξήρανση στους 50 C για 24 ώρες για αποµάκρυνση της υγρασίας. 68

69 3. Ζυγίστηκε δείγµα βάρους 0,2-0,5g από κάθε δοκίµιο σε ζυγό ακριβείας δυο δεκαδικών του γραµµαρίου και µεταφέρθηκε σε σφαιρικού σχήµατος φιάλη των 500ml. 4. Προστέθηκαν 10ml διαλύµατος διχρωµικού καλίου Κ 2 Cr 2 O 7 1Ν και το διάλυµα αναδεύτηκε. 5. Προστέθηκαν 20ml πυκνού θειικού οξέος Η 2 SO 4 96% (w/w) και το διάλυµα αναδεύτηκε για 1 min. Η ανάδευση έχει ως στόχο την αποφυγή επικόλλησης του δείγµατος στα τοιχώµατα του δοχείου, αλλά και την πλήρη επαφή του µε τα αντιδραστήρια, και άρα την βέλτιστη αντίδρασή του µε αυτά. 6. Το διάλυµα αφέθηκε σε ηρεµία για 30 λεπτά ώστε να ολοκληρωθεί η εξώθερµη αντίδραση που περιγράφεται από την εξίσωση: 3C + 2 K 2 Cr 2 O H 2 SO 4 2 K 2 SO 4 + 2Cr(SO 4 ) 3 + 3CO H 2 O Mετά την παρέλευση του χρόνου των 30min ακολούθησε αραίωσή του µε απεσταγµένο νερό, µέχρι να αποκτήσει όγκο 200ml. 7. Προστέθηκαν 10ml φωσφορικού οξέος (Η 3 ΡO 4 ) 85%, 0,2gr φθοριούχου νατρίου (NaF) και 15 σταγόνες δείκτη διφενυλαµίνης. 8. Το διάλυµα επανατιτλοδοτήθηκε µε διάλυµα σιδηρούχου θειικού αµµωνίου FeSO 4 (NH 4 ) 2 SO 4 (6H 2 O) 0,5N. Το ποσοστό υπολογίστηκε από τον παρακάτω τύπο, αναγόµενο σε ποσοστό %, το χρώµα του διαλύµατος περνά διαδοχικά από καφέ πράσινο σε µαύρο, µπλε, µοβ λιλά και τέλος χαρακτηριστικό φωτεινό πράσινο που σηµατοδοτεί την ολοκλήρωση της διαδικασίας. Η παραπάνω διαδικασία πραγµατοποιήθηκε αρχικά σε τυφλό δείγµα (διάλυµα χωρίς ίζηµα) και στη συνέχεια στα δοκίµια. Τυφλό δείγµα πρέπει να ακολουθεί πάντα, κάθε διαφορετική οµάδα δειγµάτων που τιτλοδοτούνται και κάθε φορά που παρασκευάζεται εκ νέου κάποιο από τα αντιδραστήρια, που χρησιµοποιούνται στην διαδικασία αυτή. Το επι τοις ποσοστό % του οργανικού άνθρακα C org µέσα στο δείγµα υπολογίζεται από την εξίσωση : C (%) = 10(1-Τ/S)*(1,0N*0,003*100/W), όπου: Τ = διάλυµα σιδηρούχου θειικού αµµωνίου FeSO 4 (NH 4 ) 2 SO 4 (6H 2 O) στο δείγµα σε ml 69

70 S = διάλυµα σιδηρούχου θειικού αµµωνίου FeSO 4 (NH 4 ) 2 SO 4 (6H 2 O) στο τυφλό δείγµα σε ml 0,003 = 12/4000 το µέγιστο δυνατό βάρος του C 1,0Ν = κανονικότητα του διχρωµικού καλίου Κ 2 Cr 2 O 7 10 = ποσότητα του διχρωµικού καλίου Κ 2 Cr 2 O 7 σε gr W = το βάρος του δείγµατος σε gr Η προετοιµασία των αντιδραστηρίων που χρησιµοποιούνται στην τιτλοδότηση πραγµατοποιείται ως εξής: Το κανονικό διάλυµα (1Ν) του διχρωµικού καλίου K 2 Cr 2 O 7 παρασκευάζεται µε τη διάλυση 49,44g σκόνης καθαρού διχρωµικού καλίου, σε 1000 ml διαλύµατος. Το διάλυµα ένυδρου σιδηρούχου θειικού αµµωνίου [(NH 4 ) 2 Fe(SO 4 ) 2 x 6H 2 0] κανονικότητας 0,5Ν παρασκευάζεται µε τη διάλυση 196,1g ουσίας, σε περίπου 800ml αποσταγµένου νερού, στο οποίο έχουν προστεθεί 20ml H 2 SO 4. Ακολουθεί συµπλήρωση µε νερό µέχρι όγκου 1000ml. Ο δείκτης διφαινυλαµίνης ((C 6 H 5 ) 2 NH) παρασκευάζεται µε τη διάλυση 0,5g ουσίας (δείκτη) σε 20 ml αποσταγµένου νερού και την προσθήκη 100ml H 2 SO 4 στο προκύπτον διάλυµα. 5.5 ΜΕΘΟ ΟΣ ΠΡΟΣ ΙΟΡΙΣΜΟΥ ΟΡΓΑΝΙΚΟΥ ΑΝΘΡΑΚΑ ΜΕ ΠΥΡΟΛΥΣΗ ROCK- ΕVAL Η Rock-Eval πυρόλυση καθώς και ο προσδιορισµός του οργανικού άνθρακα (TOC) είναι οι πιο σηµαντικές και οι πιο ευρέως χρησιµοποιούµενες αναλύσεις για το χαρακτηρισµό µητρικών πετρωµάτων και τον προσδιορισµό του είδους του κηρογόνου. Η εκτεταµένη χρήση της Rock-Eval 2 πυρόλυσης, έγγειται στον εύκολο και γρήγορο γεωχηµικό προσδιορισµό του είδους της οργανικής ύλης χωρίς να χρειάζεται αποµόνωση του κηρογόνου. Συγκεκριµένα η Rock-Eval 2 πυρόλυση χρησιµοποιείται για να προσδιορίσει το είδος και την ωριµότητα της οργανικής ύλης και να ανιχνεύσει τη δυνατότητα παραγωγής πετρελαίου σε δείγµατα πετρωµάτων. Για την ανάλυση των δειγµάτων µας, 70

71 χρησιµοποιήθηκε το αναλυτικό όργανο RE 2/TOC V1-4 της εταιρείας Vinci, (Eικ.5.7,5.8), όπου µικρή ποσότητα δείγµατος πετρώµατος (~100 mg) πυρολύεται σε αδρανή ατµόσφαιρα ηλίου (He), για τον ποσοτικό προσδιορισµό των παρακάτω: Ελεύθερων υδρογονανθράκων που περιέχονται στο δείγµα Υδρογονανθράκων και οξυγονούχων ενώσεων που παράγονται κατά τη διάρκεια της θερµικής διάσπασης της οργανικής ύλης Εικόνα 5.7: Αναλυτικό όργανο Rock-Eval II/TOC της εταιρείας Vinci, (Εργαστήριο Xηµείας και Τεχνολογίας Υδρογοναναθράκων, ΜηχΟΠ Κρήτης). Εικόνα 5.8: Σχηµατική παράσταση συσκευής Rock-Eval. 71

72 Το θερµοκρασιακό πρόγραµµα που ακολουθήθηκε είναι το εξής: Παραµονή για 3min ισόθερµα στους 3000 o C, όπου εξατµίζονται οι ελεύθεροι υδρογονάνθρακες του δείγµατος πετρώµατος, ανιχνεύονται από τον ανιχνευτή ιονισµού φλόγας (FID) και δίνουν το S1 peak (Εικόνα 5.9). Εν συνεχεία η θερµοκρασία αυξάνεται από τους 3000 o C στους 5500 o C µε ρυθµό 250 o C/min. Εδώ εξατµίζονται οι βαρύτεροι υδρογονάνθρακες (>C40) και διασπάται θερµικά η µη πτητική οργανική ύλη. Οι υδρογονάνθρακες που απελευθερώνονται µετρώνται από τον FID και αποτυπώνονται στο S2 peak. Η θερµοκρασία στην οποία το S2 peak εµφανίζει µέγιστο, εξαρτάται από τη φύση και την ωρίµανση του κηρογόνου και ονοµάζεται Tmax. Το CO2 που απελευθερώνεται από τη διάσπαση της οργανικής ύλης κατά το θερµοκρασιακό εύρος 300 C-390 C παγιδεύεται. Η παγίδα θερµαίνεται και το διοξείδιο του άνθρακα απελευθερώνεται και ανιχνεύεται από τον ανιχνευτή θερµικής αγωγιµότητας (TCD), δίνοντας το S3 peak (Εικόνα 5.9). Εικόνα 5.9: Τυπική ανάλυση Rock-Eval. Η Rock Eval II µπορεί επιπλέον να προσδιορίσει και τον περιεχόµενο ολικό οργανικό άνθρακα του δείγµατος πετρώµατος (TOC) µε την οξείδωση της οργανικής ύλης που αποµένει µετά την πυρόλυση του δείγµατος (υπολειπόµενος οργανικός άνθρακας) σε ειδικό φούρνο οξείδωσης, ισόθερµα στους 600 o C. Στη συνέχεια, το TOC προσδιορίζεται προσθέτοντας τον υπολειπόµενο άνθρακα µε τον πυρολυόµενο οργανικό άνθρακα. 72

73 Πιο συγκεκριµένα οι παράµετροι που προσδιορίζονται µε Rock Eval πυρόλυση είναι οι εξής: S1: υπολογίζεται από το εµβαδόν της κορυφής S1 και εκφράζει την ποσότητα των ελεύθερων υδρογονανθράκων, ή και της απορροφηµένης οργανικής ύλης (mg/g πετρώµατος) που εξατµίζονται σε θερµοκρασίες κάτω από 300 o C. Τιµές του S1 µεγαλύτερες από 1mg/g είναι ικανοποιητικές για µητρικά πετρώµατα πετρελαίου S2: υπολογίζεται από το εµβαδόν της κορυφής S2 και εκφράζει την ποσότητα των υδρογονανθράκων (mg/g πετρώµατος) που παράγεται από θερµική διάσπαση της µη πτητικής οργανικής ύλης, κατά την αύξηση της θερµοκρασίας στους C. Το S2 είναι µία ένδειξη της δυνατότητας του µητρικού πετρώµατος για γένεση πετρελαίου S3: υπολογίζεται από το εµβαδόν της κορυφής S3 και εκφράζει την ποσότητα του CO2 (mg CO2/g πετρώµατος) που παράγεται κατά την πυρόλυση του κηρογόνου σε θερµοκρασίες µεγαλύτερες από C. Το S3 είναι µία ένδειξη της ποσότητας του οξυγόνου που υπάρχει στο κηρογόνο Tmax: η θερµοκρασία στην οποία έχουµε τη µέγιστη απελευθέρωση υδρογονανθράκων από τη θερµική διάσπαση της οργανικής ύλης κατά τη διάρκεια της πυρόλυσης (είναι το µέγιστο της κορυφής S2). Το Tmax είναι µια ένδειξη του βαθµού ωρίµανσης της οργανικής ύλης TOC: ο συνολικός οργανικός άνθρακας (%) Τα αποτελέσµατα της Rock-Eval πυρόλυσης χρησιµοποιούνται για τον προσδιορισµό δεικτών, χαρακτηριστικών για την ποιότητα της οργανικής ύλης του πετρώµατος: ΗΙ: δείκτης υδρογόνου (HI = [100 S2]/ TOC). Ουσιαστικά προσδιορίζει έµµεσα την αναλογία Η/C. Χρησιµοποιείται για τον χαρακτηρισµό της προέλευσης της οργανικής ύλης. Οι θαλάσσιοι οργανισµοί και τα φύκη, σε γενικές γραµµές συντίθενται από λίπη και πρωτεΐνες όπου οι αναλογίες H/C είναι υψηλότερες σε σχέση µε τις ενώσεις που αποτελούν δοµικά συστατικά χερσαίων φυτών. Ο δείκτης ΗΙ συνήθως κυµαίνεται από για τα µητρικά πετρώµατα πετρελαίου OI: δείκτης οξυγόνου (OI = [100 S3]/ TOC). Προσδιορίζει εµµέσως την αναλογία O/C. Ο δείκτης αυτός είναι υψηλός σε χερσαία φυτά πλούσια σε πολυσακχαρίτες. 73

74 Συνήθως κυµαίνεται από και χρησιµοποιείται για τον χαρακτηρισµό του είδους της οργανικής ύλης PI: δείκτης παραγωγικότητας (PI = S1/ [S1 + S2]). Χρησιµοποιείται για να χαρακτηρίσει το επίπεδο εξέλιξης της οργανικής ύλης. Συνήθως αυξάνεται µε το βάθος και µπορεί να χρησιµοποιηθεί για την εξακρίβωση ζωνών ασυνήθιστα υψηλών ή χαµηλών ποσοτήτων υδρογονανθράκων PC: πυρολυόµενος άνθρακας (PC = 0,083 [S1 + S2]). Αντιστοιχεί στη µέγιστη ποσότητα υδρογονανθράκων ικανών να παραχθούν από µητρικό πέτρωµα µε σηµαντικό βάθος ενταφιασµού και χρόνο. Αποτελεί ένδειξη του είδους της οργανικής ύλης 5.6 ΜΕΘΟ ΟΣ ΠΡΟΣ IΟΡΙΣΜΟΥ ΑΝΘΡΑΚΙΚΟΥ ΑΣΒΕΣΤΙΟΥ (CACO 3 ) Για τον προσδιορισµό της επί τοις % περιεκτικότητας των δειγµάτων σε ανθρακικό ασβέστιο (CaCO 3 ) χρησιµοποιήθηκε η µέθοδος Βarnavas (1979), η αξιοπιστία της οποίας έχει επιβεβαιωθεί και από άλλους ερευνητές Ζεληλίδης (1988). Η µέθοδος αυτή στηρίζεται στην πλήρη διάσπαση του ανθρακικού ασβεστίου (CaCO 3 ) µε οξικό οξύ (CH 3 COOH), προς σχηµατισµό ευδιάλυτου άλατος οξικού ασβεστίου ((CH 3 COO) 2 Ca) και διαφυγή του παραγόµενου διοξειδίου του άνθρακα (CO 2 ), σύµφωνα µε την εξίσωση: CaCO 3 + 2CH 3 COOH (CH 3 COO) 2 Ca + CO 2 + H 2 O Σύµφωνα µε τη µέθοδο αυτή, ζυγίζεται για κάθε περίπτωση 1g ξηρού και κονιοποιηµένου δείγµατος και µεταφέρεται σε κωνική φιάλη των 100ml. Μέσα στην κωνική φιάλη προστίθενται 10ml (περίσσεια) οξικού οξέος 25% w/w και το δείγµα τοποθετείται προς ανάδευση για χρονική διάρκεια τεσσάρων (4) ωρών σε ηλεκτρικό δονητή, είτε παραµένει προς αντίδραση είκοσι τέσσερις (24) ώρες σε θερµοκρασία περιβάλλοντος, εφ όσον δοκιµές που πραγµατοποιήθηκαν έδειξαν ότι το αποτέλεσµα είναι το ίδιο. Μετά το πέρας της διεργασίας αυτής πραγµατοποιείται διήθηση του εναποµείναντος δείγµατος και των προϊόντων της αντίδρασης σε προζυγισµένο, µε ζυγό ακριβείας φίλτρο διηθητικού χάρτη πολύ λεπτού ηθµού (DIN EN ISO 9001). Το ευδιάλυτο άλας του οξικού ασβεστίου διέρχεται από το διηθητικό χάρτη - για το σκοπό αυτό 74

75 πραγµατοποιούνται 2-3 εκπλύσεις του φίλτρου µε απιονισµένο νερό - ενώ το µέρος του ιζήµατος που δεν αντέδρασε συγκρατείται. Το διηθητικό χαρτί µε το αδιάσπαστο ίζηµα αφήνεται προς ξήρανση σε πυριαντήριο και στη συνέχεια ζυγίζεται. Η διαφορά βάρους του διηθητικού χάρτη µε και χωρίς ίζηµα δίνει το βάρος του µη ανθρακικού µέρους του δείγµατος, ενώ η διαφορά του συγκρατηθέντος ιζήµατος από το αρχικό βάρος του δείγµατος πολλαπλασιαζόµενο επί εκατό (100) δίνει το ποσοστό του ανθρακικού ασβεστίου που περιέχει το δείγµα. Εάν το βάρος του αρχικού δείγµατος δεν είναι ακριβώς 1g τότε το επί τοις % ποσοστό του ανθρακικού ασβεστίου δίνεται από τον τύπο: % ποσοστό CaCO 3 = [(Wδείγµατος- Wφίλτρου)/ Wδείγµατος]100% όπου Wδείγµατος και Wφίλτρου είναι το βάρος του δείγµατος και η διαφορά βάρους του φίλτρου µε και χωρίς ίζηµα. Στις αναλύσεις που πραγµατοποιήθηκαν, τα προς κονιοποίηση δείγµατα είχαν αρχική κοκκοµετρική διάµετρο µικρότερη των 4mm (MESH 5). Η ξήρανση των δειγµάτων πριν από την κονιοποίηση πραγµατοποιήθηκε στον αέρα, µετά δε από αυτή σε πυριαντήριο και σε θερµοκρασία 60 0 C. Η αύξηση ή µείωση του ποσοστού του ανθρακικού ασβεστίου, σε µια ακολουθία ιζηµάτων, δείχνει συνθήκες ιζηµατογένεσης. Επί πλέον φαίνεται πως υπάρχει σχέση µεταξύ του ποσοστού του ανθρακικού υλικού και της κοκκοµετρικής κατανοµής. Στα ποτάµια ιζήµατα, όπου επικρατούν συνθήκες έντονης ιζηµατογένεσης, παρατηρείται αύξηση της ποσότητας του ανθρακικού ασβεστίου προς τα λεπτότερα κλάσµατα (Saadellah & Kukal, 1969), ενώ συµβαίνει να µειώνεται όσο το δυναµικό του ποταµού καθώς και το παρεχόµενο ίζηµα αυξάνονται (Manickam et al, 1985). Η ανάλυση Ανθρακικού Ασβεστίου χρησιµοποιείται στην ιζηµατολογική ανάλυση για να χαρακτηρίσει περιβάλλοντα απόθεσης των ιζηµάτων. Η µέθοδος που χρησιµοποιήθηκε για τον προσδιορισµό του CaCO3 στα δείγµατα βασίζεται στη διάσπαση του CaCO3 από το οξικό οξύ CΗ3CΟΟΗ Βarnavas (1979) και περιγράφεται παρακάτω: 1. Τα δείγµατα των πετρωµάτων κονιοποιήθηκαν έως το κλάσµα των 250mµ 2. Ακολούθησε ξήρανση στους 50 C για 24 ώρες για αποµάκρυνση της υγρασίας 75

76 3. Ζυγίστηκε δείγµα βάρους 1g από κάθε δοκίµιο σε ζυγό ακριβείας τεσσάρων δεκαδικών του γραµµαρίου και µεταφέρθηκε σε κωνική φιάλη των 100 ml 4. Προστέθηκαν 10 ml οξικού οξέος CΗ3CΟΟΗ 25% κ.β. και το διάλυµα τοποθετήθηκε σε ηλεκτρικό δονητή για τουλάχιστον 4 ώρες σε θερµοκρασία περιβάλλοντος 5. Το διάλυµα διηθήθηκε σε διηθητικό ηθµό (προ-ζυγισµένο σε ζυγό ακριβείας) και αφέθηκε να στεγνώσει. Με την παραπάνω διαδικασία επιτυγχάνεται διάσπαση του CaCO 3, το οποίο διέρχεται από το διηθητικό χαρτί, ενώ το υπόλοιπο µέρος του δείγµατος που δεν έχει αντιδράσει συγκρατείται σε αυτό. 6. Ο διηθητικός ηθµός µε το κατακρατηθέν ίζηµα ξηραίνονται και ζυγίζονται. Το ποσοστό του CaCO 3 στο κάθε δείγµα υπολογίστηκε από τη διαφορά του βάρους του ιζήµατος που συγκρατήθηκε στο διηθητικό ηθµό και του αρχικού δείγµατος, αναγόµενο σε ποσοστό %. 76

77 ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ ΚΟΚΚΟΜΕΤΡΙΚΩΝ ΑΝΑΛΥΣΕΩΝ ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ ΚΟΚΚΟΜΕΤΡΙΚΩΝ ΑΝΑΛΥΣΕΩΝ ΑΠΟ MALVERN MASTERSIZER 2000 YDRO (LASER ANALYSIS) Από την κοκκοµετρική ανάλυση των δειγµάτων, εξήχθησαν οι αντίστοιχες καµπύλες αθροιστικές, συχνότητας πιθανότητας. Παρακάτω στις Εικόνες( ), παρουσιάζονται 16/49 καµπύλες καθώς οι υπόλοιπες, βρίσκονται στο Παράρτηµα. Eικόνα 6.1: Aθροιστικές καµπύλες συχνότητας πιθανότητας για τα δείγµατα ΠΟΤ 14, ΠΟΤ 2, ΠΟΤ 29, ΠΟΤ

78 Eικόνα 6.2: Aθροιστικές καµπύλες συχνότητας πιθανότητας για τα δείγµατα ΠΟΤ 24, ΠΟΤ 39, ΠΟΤ 5, ΠΟΤ 44. Eικόνα 6.3: Aθροιστικές καµπύλες συχνότητας πιθανότητας για τα δείγµατα ΠΟΤ 43, ΠΟΤ 31, ΠΟΤ 47, ΠΟΤ

79 Eικόνα 6.4: Aθροιστικές καµπύλες συχνότητας πιθανότητας για τα δείγµατα ΠΟΤ 11, ΠΟΤ 48, ΠΟΤ 33, ΠΟΤ 40. Στον Πίνακα 4 παρακάτω, παρουσιάζονται αναλυτικά τα αποτελέσµατα των κοκκοµετρικών αναλύσεων µε τις αντίστοιχες στατιστικές παραµέτρους που υπολογίστηκαν κατά Folk & Ward, (1957). Πίνακας 4: Προσδιορισµός κοκκοµετρικών στατιστικών παραµέτρων των δειγµάτων κατά Folk & Ward (1957). A/A ΕΙΓΜΑ ΤΟΣ ΙΑΜΕΣΟΣ (Μd) ΑΡΙΘΜΗΤΙΚΟΣ ΜΕΣΟΣ (Mz) ΣΤΑΘΕΡΑ ΑΠΟΚΛΙΣΗ (σ i ) ΑΣΥΜΜΕΤΡΙΑ (Sk i ) ΚΥΡΤΩΣΗ ΠOT 1 5,653 5,896 1,730 0,214 0,931 ΠOT 2 5,688 5,875 1,781 0,169 0,903 (K G ) ΠOT 3 6,166 6,318 1,512 0,157 0,996 ΠOT 4 5,837 6,040 1,545 0,214 0,582 ΠΟT 5 6,184 6,299 1,592 0,127 0,909 ΠOT 6 6,228 6,392 1,639 0,161 0,906 ΠOT 7 6,235 6,390 1,441 0,166 1,052 ΠOT 8 5,556 5,279 1,718 0,178 0,917 ΠOT 9 6,210 6,243 1,832 0,044 0,903 79

80 ΠOT 10 6,095 6,176 1,844 0,093 0,844 ΠOT 11 6,359 6,438 1,784 0,085 0,873 ΠOT 12 4,788 5,161 2,006 0,287 0,857 ΠOT 13 5,474 5,765 1,650 0,269 1,021 ΠOT 14 7,139 7,133 1,533-0,024 1,037 ΠOT 15 5,591 5,878 1,722 0,258 0,902 ΠOT 16 6,349 6,514 1,564 0,173 0,937 ΠOT 17 5,368 5,703 1,907 0,281 0,794 ΠOT 18 4,871 4,944 2,578 0,046 0,800 ΠOT 19 4,861 5,207 2,047 0,269 0,774 ΠOT 20 6,789 6,820 1,729 0,034 0,881 ΠOT 21 3,517 4,225 1,913 0,569 1,088 ΠOT 22 6,308 6,356 1,813 0,059 0,833 ΠOT 23 3,809 4,484 2,187 0,455 0,850 ΠOT 24 5,027 5,162 1,874 0,135 0,840 ΠOT 25 6,693 6,791 1,629 0,105 0,856 ΠOT 26 6,573 6,634 1,776 0,058 0,882 ΠOT 27 6,452 6,498 1,854 0,030 0,903 ΠOT 28 5,994 5,993 2,083 0,015 0,910 ΠOT 29 6,629 6,692 1,802 0,073 0,832 ΠOT 30 6,343 6,432 1,811 0,094 0,844 ΠΟT 31 6,357 6,454 1,709 0,107 0,884 ΠΟΤ 32 6,601 6,680 1,695 0,091 0,857 ΠΟΤ 33 6,031 6,199 1,660 0,163 0,954 ΠΟΤ 34 3,574 4,390 2,241 0,520 0,836 ΠΟΤ 35 6,592 6,530 1,912-0,017 0,835 80

81 ΠΟΤ 36 5,808 5,992 1,722 0,154 1,016 ΠΟΤ 37 4,749 5,183 1,749 0,383 0,957 ΠΟΤ 38 4,039 4,661 1,890 0,499 1,009 ΠΟΤ 39 6,692 6,779 1,440 0,147 1,158 ΠΟΤ 40 6,677 6,716 1,585 0,048 0,948 ΠΟΤ 41 6,396 6,424 1,778 0,025 0,950 ΠΟΤ 42 3,888 4,334 2,126 0,329 0,884 ΠΟΤ 43 3,858 4,389 2,062 0,398 0,970 ΠΟΤ 44 5,921 6,140 1,836 0,183 0,848 ΠΟΤ 45 5,616 5,971 1,819 0,296 0,832 ΠΟΤ 46 6,249 6,243 2,001-0,016 0,918 ΠΟΤ 47 6,214 6,313 1,880 0,047 0,966 ΠΟΤ 48 5,831 6,120 1,820 0,240 0,832 ΠΟΤ 49 4,969 5,393 1,936 0,323 0,898 σ i : <0,35φ πολύ καλή ταξιθέτηση, 0,35φ-0,50φ καλή ταξιθέτηση, 0,50φ-0,71φ µέτρια καλή ταξιθέτηση, 0,71φ-1,00φ µέτρια ταξιθέτηση, 1,00φ-2,0 0φ πτωχή ταξιθέτηση, 2,00φ-4,00φ πάρα πολύ πτωχή ταξιθέτηση, >4,00φ άκρως πτωχή ταξιθέτηση. Sk i : (+)1,00-(+)0,30 πολύ θετική ασυµµετρία, (+)0,30-(+)0,10 θετική ασυµµετρία - (+)0,10-(-)0,10 σχεδόν κανονική ασυµµετρία - (-)0,10-(-)0,30 αρνητική ασυµµετρία - (-)0,30-(- )1,00 πολύ αρνητική ασυµµετρία. K G : <0,67 πολύ πλατύκυρτη, 0,67-0,90 πλατύκυρτη, 0,90-1,11 µεσόκυρτη, 1,11-1,50 λεπτόκυρτη, 1,50-3,00 πολύ λεπτόκυρτη, >3,00 πάρα πολύ λεπτόκυρτη. Md: διάµεσος, Μ z : αριθµητικός µέσος, σ i :σταθερή απόκλιση, Sk i : ασυµµετρία, K G :κύρτωση. Με βάση τις Αθροιστικές καµπύλες και τον υπολογισµό των στατιστικών παραµέτρων (Πίνακας 4,Εικόνες ) προέκυψαν τα εξής: Ο βαθµός ταξιθέτησης στο 82% των αναλυθέντων δειγµάτων δείχνει ότι τα ιζήµατα έχουν πτωχή ταξιθέτηση (σ i : 1,00-2,00φ) ενώ το 18% των αναλυθέντων δειγµάτων δείχνουν πάρα πολύ πτωχή ταξιθέτηση, (σ i > 2φ). Η ασυµµετρία των αναλυθέντων δειγµάτων κατέχει ένα ευρύ φάσµα τιµών. Το 47% των δειγµάτων έχει θετική ασυµµετρία, το 37% σχεδόν κανονική ασυµµετρία και ένα µικρότερο ποσοστό της τάξεως 16% πολύ θετική ασυµµετρία. Η κύρτωση των αναλυθέντων δειγµάτων έδειξε επίσης πως κατέχει ένα ευρύ φάσµα τιµών, όπου το 49% των δειγµάτων ανήκει στις πλατύκυρτες καµπύλες καθώς το υπόλοιπο 49% 81

82 ανήκει στις µεσόκυρτες και ένα πολύ µικρό ποσοστό της τάξεως του 2% στις πολύ πλατύκυρτες καµπύλες. Με βάση τα ποσοστά των επί µέρους κλασµάτων: χαλίκι, άµµος, πηλός και άργιλος, που υπολογίστηκαν από τις κοκκοµετρικές αναλύσεις, τα αναλυθέντα δείγµατα προβάλλονται σε τριγωνικά διαγράµµατα λιθολογικής ονοµατολογίας (κατά Folk 1984), (Τριγωνικά ιαγράµµατα 1 & 2). Ακολουθούν λεπτοµερώς τα αποτελέσµατα των Τριγωνικών διαγραµµάτων 1 & 2 στον Πίνακα 5. Πίνακας 5: Αποτελέσµατα κοκκοµετρικών αναλύσεων των δειγµάτων µε τον αντίστοιχο λιθολογικό χαρακτήρα τους. 82

83 ΕΙΓΜΑ ΧΑΛΙΚΙ ΑΜΜΟΣ ΠΗΛΟΣ ΑΡΓΙΛΟΣ ΟΝΟΜΑ ΕΙΓΜΑΤΟΣ Α/Α % % % % ΠΟΤ ,3 5,4 Αµµούχος πηλός ΠΟΤ ,5 81,1 5,4 Αµµούχος πηλός ΠΟΤ 3 0,1 4,5 89,9 5,5 Ελαφρά χαλικούχος ιλύς ΠΟΤ 4 0 6,1 89,1 4,8 Πηλός ΠΟΤ ,3 5,7 Πηλός ΠΟΤ 6 0,1 4,4 88,3 7,2 Ελαφρά χαλικούχος ιλύς ΠΟΤ 7 0 3,7 90,8 5,4 Πηλός ΠΟΤ ,1 80,5 4,4 Αµµούχος πηλός ΠΟΤ 9 0,1 10,4 82,2 7,2 Ελαφρά χαλικούχος άµµος ΠΟΤ ,1 81,6 7,4 Άµµος ΠΟΤ ,5 84,8 8,7 Πηλός ΠΟΤ ,9 61,6 4,5 Αµµούχος πηλός ΠΟΤ ,6 84,6 4,8 Αµµούχος πηλός ΠΟΤ ,9 86,2 10,9 Πηλός ΠΟΤ 15 0,1 10,6 83,7 5,5 Ελαφρά χαλικούχος ιλύς ΠΟΤ 16 0,1 2,6 89,7 7,5 Ελαφρά χαλικούχος ιλύς ΠΟΤ ,1 72,5 6,4 Αµµούχος πηλός ΠΟΤ ,4 54,3 5,3 Αµµούχος πηλός ΠΟΤ ,1 59,4 4,5 Αµµούχος πηλός ΠΟΤ 20 0,3 3,7 84,9 11,2 Ελαφρά χαλικούχος ιλύς ΠΟΤ ,8 3,2 Πηλούχος άµµος ΠΟΤ ,5 83,6 7,9 Πηλός ΠΟΤ ,8 42,9 4,2 Πηλούχος άµµος ΠΟΤ ,9 66,3 2,8 Αµµούχος πηλός ΠΟΤ , ,2 Πηλός ΠΟΤ ,4 84,6 10,1 Πηλός ΠΟΤ ,7 83,1 9,2 Πηλός 83

84 ΠΟΤ ,1 74,1 7,7 Αµµούχος πηλός ΠΟΤ ,6 11,4 Πηλός ΠΟΤ ,7 84,3 9,1 Πηλός ΠΟΤ ,9 86,9 8,2 Πηλός ΠΟΤ ,7 87,4 9,9 Πηλός ΠΟΤ ,7 87 6,3 Πηλός ΠΟΤ ,7 39 4,2 Πηλούχος άµµος ΠΟΤ ,9 80,9 10,2 Πηλός ΠΟΤ ,9 84,6 5,5 Πηλός ΠΟΤ ,4 68,9 3,7 Αµµούχος πηλός ΠΟΤ ,8 47,4 3,7 Αµµούχος πηλός ΠΟΤ ,9 89,1 8,9 Πηλός ΠΟΤ ,8 8,3 Πηλός ΠΟΤ ,2 84,2 7,7 Πηλός ΠΟΤ ,7 43 2,3 Πηλούχος άµµος ΠΟΤ ,8 43,7 3,4 Πηλούχος άµµος ΠΟΤ 44 0,1 9,9 82,4 7,7 Ελαφρά χαλικούχος ιλύς ΠΟΤ ,4 82,2 7,3 Αµµούχος πηλός ΠΟΤ 46 0,1 13,5 78,4 8,1 Ελαφρά χαλικούχος ιλύς ΠΟΤ ,7 82,4 7,9 Πηλός ΠΟΤ ,8 83,3 7,8 Πηλός ΠΟΤ ,7 5,3 Αµµούχος πηλός Με βάση την παραπάνω ταξινόµηση προκύπτουν τα εξής: Τα δείγµατα είναι λεπτόκκοκα, κυρίως στο µέγεθος του πηλού µε το µεγαλύτερο ποσοστό της τάξεως του 42,85% καθώς τα υπόλοιπα δείγµατα αποτελούνται, από αµµούχο πηλό 28,60%, ιλύ 14,28%, πηλούχο άµµο 10,20% και σε µικρότερο ποσοστό της τάξεως του 4%, τα δείγµατα της άµµου. 84

85 Με βάση τις παραµέτρους C-M προέκυψε το παρακάτω ιάγραµµα CLAM 1 (Εικ. 6.5). Εικόνα 6.5 ιάγραµµα CLAM 1 κατά Passega, (1957, 1964) για τα (49) δείγµατα. Από το παραπάνω διάγραµµα CLAM 1, προκύπτει πως ο κύριος µηχανισµός µεταφοράς των κόκκων στο σύνολο των αναλυθέντων δειγµάτων είναι το οµογενές αιώρηµα µιας ροής ρευστού (fluid flow). Εντούτοις το 80% των αναλυθέντων δειγµάτων εµπίπτει και στο πεδίο των τουρβιδιτικών ρευµάτων (sediment gravity flows) ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ ΚΟΚΚΟΜΕΤΡΙΚΩΝ ΑΝΑΛΥΣΕΩΝ ΜΕ ΤΗΝ ΜΕΘΟ Ο ΚΟΣΚΙΝΩΝ-ΠΙΠΕΤΑΣ (PIPETTE ANALYSIS) Με τα στοιχεία που εξήχθησαν από την κοκκοµετρική ανάλυση κατασκευάστηκαν οι παρακάτω αθροιστικές κοκκοµετρικές καµπύλες συχνότητας πιθανότητας (Εικόνες ). Επιπλέον, στον Πίνακα 6 παρουσιάζονται οι αντίστοιχοι στατιστικοί παράµετροι που υπολογίστηκαν στα δείγµατα πετρωµάτων κατά Folk & Ward (1957). Επίσης παρουσιάζονται τα αποτελέσµατα των κοκκοµετρικών αναλύσεων των δειγµάτων µε τον αντίστοιχο λιθολογικό χαρακτηρισµό τους. 85

86 Εικόνα 6.6: Καµπύλες Αθροιστικής συνχνότητας πιθανότητας για τα δείγµατα ΠΟΤ 14, ΠΟΤ 2, ΠΟΤ 29, ΠΟΤ 41. Εικόνα 6.7: Καµπύλες Αθροιστικής συνχνότητας πιθανότητας για τα δείγµατα ΠΟΤ 24, ΠΟΤ 39, ΠΟΤ 5, ΠΟΤ

87 Εικόνα 6.8: Καµπύλες Αθροιστικής συxνότητας πιθανότητας για τα δείγµατα ΠΟΤ 43, ΠΟΤ 31, ΠΟΤ 47, ΠΟΤ 42. Εικόνα 6.9: Καµπύλες Αθροιστικής συxνότητας πιθανότητας για τα δείγµατα ΠΟΤ 11, ΠΟΤ 48, ΠΟΤ 33, ΠΟΤ

88 Πίνακας 6: Προσδιορισµός κοκκοµετρικών στατιστικών παραµέτρων κατά Folk & Ward, (1957). A/A ΕΙΓΜ ΑΤΟΣ ΙΑΜΕΣΟΣ (Μd) ΑΡΙΘΜΗΤΙKOΣ ΜΕΣΟΣ (Mz) ΣΤΑΘΕΡΑ ΑΠΟΚΛΙΣΗ (σ i ) ΑΣΥΜΜΕΤΡΙΑ (Ski) ΚΥΡΤΩΣΗ (K G ) ΠΟΤ 2 6,4 6,673 2,09 0,17 0,70 ΠΟΤ 5 7,85 7,677 1,81-0,20 0,77 ΠΟΤ 11 6,4 6,720 1,94 0,21 0,73 ΠΟΤ 14 7,42 7,637 1,61 0,11 0,66 ΠΟΤ 24 7,42 7,227 1,95-0,14 0,66 ΠΟΤ 29 7,18 7,287 1,75 0,04 0,91 ΠΟΤ 31 6,45 6,663 1,64 0,18 0,81 ΠΟΤ 33 7,64 7,627 1,67-0,05 0,70 ΠΟΤ 39 6,65 6,367 1,82-0,19 1,39 ΠΟΤ ,430 1,72 0,03 0,70 ΠΟΤ 41 6,8 6,683 1,88-0,04 0,66 ΠΟΤ 42 3,2 3,523 1,48 0,50 1,64 ΠΟΤ 43 3,56 3,737 1,43 0,41 1,72 ΠΟΤ 44 5,73 5,837 1,37 0,20 0,91 ΠΟΤ 47 6,17 6,677 1,94 0,32 0,77 ΠΟΤ 48 6,78 7,040 1,94 0,14 0,65 Με βάση τις αθροιστικές καµπύλες υπολογίστηκαν οι στατιστικές παράµετροι των δειγµάτων και από τον προσδιορισµό τους προέκυψαν τα εξής: Ο βαθµός ταξιθέτησης στο σύνολο των αναλυθέντων δειγµάτων δείχνει ότι τα ιζήµατα έχουν πτωχή ταξιθέτηση (σ i : 1,00-2,00φ) ενώ ένα δείγµα (ΠΟΤ2) φαίνεται να έχει πάρα πολύ πτωχή ταξιθέτηση, (σ i > 2φ). Η ασυµµετρία των αναλυθέντων δειγµάτων κατέχει ένα ευρύ φάσµα τιµών, µε έξι δείγµατα να έχουν θετική ασυµµετρία, τέσσερα δείγµατα σχεδόν κανονική, τρία πολύ θετική και τρία δείγµατα αρνητική ασυµµετρία. Η κύρτωση των 88

89 αναλυθέντων δειγµάτων έδειξε επίσης πως κατέχει ένα ευρύ φάσµα τιµών, µε επτά δείγµατα να εµφανίζουν πλατύκυρτες καµπύλες, δύο µεσόκυρτες, µία λεπτόκυρτη, τέσσερις πολύ πλατύκυρτες και δύο πολύ λεπτόκυρτες καµπύλες. Από την κοκκοµετρική ανάλυση των δεκαέξι (16) δειγµάτων υπολογίστηκαν τα ποσοστά (%) των κλασµάτων της άµµου, του πηλού και της αργίλου (Πίν.7), που συµµετέχουν σε κάθε δείγµα. Η προβολή των υπολογισθέντων ποσοστών κάθε δείγµατος στο Τριγωνικό διάγραµµα (κατά Folk 1984), έδωσε την λιθολογική ονοµατολογία των δειγµάτων, (Τριγωνικό ιάγραµµα 3). ΤΡΙΓΩΝΙΚΟ ΙΑΓΡΑΜΜΑ 3 Πίνακας 7: Αποτελέσµατα κοκκοµετρικών αναλύσεων των δειγµάτων µε τον αντίστοιχο λιθολογικό χαρακτήρα τους. ΕΙΓΜΑ ΧΑΛΙΚΙ ΑΜΜΟΣ ΠΗΛΟΣ ΑΡΓΙΛΟΣ ΟΝΟΜΑ Α/Α % % % % ΤΟΣ ΠΟΤ 2 0 2,63 72,87 24,49 Πηλός ΕΙΓΜΑ ΠΟΤ 5 0 0,93 51,48 47,59 Ιλύς ΠΟΤ ,66 73,16 26,18 Πηλός ΠΟΤ ,26 58,14 41,59 Ιλύς ΠΟΤ ,8 62,12 37,08 Ιλύς 89

90 ΠΟΤ ,6 70,9 28,52 Πηλός ΠΟΤ ,31 76,86 22,82 Πηλός ΠΟΤ ,27 43,73 Ιλύς ΠΟΤ ,28 80,32 12,4 Πηλός ΠΟΤ ,41 38,58 Ιλύς ΠΟΤ ,37 67,82 29,8 Πηλός ΠΟΤ ,21 21,68 4,08 Πηλούχος άµµος ΠΟΤ ,2 27,08 4,71 Πηλούχος άµµος ΠΟΤ ,69 92,27 7,02 Πηλός ΠΟΤ ,26 72,91 25,81 Πηλός ΠΟΤ ,36 67,79 30,85 Πηλός Με βάση την παραπάνω λιθολογική ταξινόµηση προκύπτουν τα εξής: Τα δείγµατα είναι λεπτόκκοκα, κυρίως στο µέγεθος του πηλού (9 δείγµατα), πηλούχος άµµος (2 δείγµατα) και ιλύς (5 δείγµατα). Με βάση τις παραµέτρους C-M προέκυψε το παρακάτω ιάγραµµα CLAM 2 για τα 16 δείγµατα (Εικόνα 6.10). 90

91 Εικόνα 6.10: ιάγραµµα CLAM 2 κατά Passega(1957, 1964) για τα 16 δείγµατα. Από το ιάγραµµα CLAM 2 προκύπτει ότι ο κύριος µηχανισµός µεταφοράς των κόκκων, είναι το πελαγικό αιώρηµα για το 55% δειγµάτων, το διαβαθµισµένο αιώρηµα για το 30% των δειγµάτων και το οµογενές αιώρηµα για το 15% των δειγµάτων. Εντούτοις οι προβολές των δειγµάτων στα πεδία του διαβαθµισµένου και του οµογενούς αιωρήµατος µπορεί να θεωρηθούν ότι ορίζονται και στο πεδίο των τουρβιδιτικών ρευµάτων ΣΥΓΚΡΙΣΗ ΚΟΚΚΟΜΕΤΡΙΚΩΝ ΑΝΑΛΥΣΕΩΝ, MALVERN MASTERSIZER 2000 YDRO (LASER ANALYSIS) ΜΕΘΟ ΟΣ KΟΣΚΙΝΩΝ ΠΙΠΕΤΤΑΣ (PIPETTE ANALYSIS) Σε αυτή την ενότητα θα συγκρίνουµε τις µεθόδους που έχουν αναφερθεί παραπάνω για τα 16 από τα 49 δείγµατα, στην τοµή Ποταµός, ώστε να τεκµηριώσουµε την αξιοπιστία των µεθόδων αυτών σε συνδυασµό µε την χρονική δαπάνη για την ανάληψη δεδοµένων. Παρακάτω στον Πίνακα 8 παρουσιάζονται συγκριτικά οι στατιστικές παράµετροι των 16/49 δειγµάτων µε τις αντίστοιχες κοκκοµετρικές αθροιστικές καµπύλες συχνότητας πιθανότητας Eικόνες 6.11 &

92 Πίνακας 8: Στατιστικές παράµετροι των 16/49 δειγµάτων µε τις µεθόδους Laser & Pipette analysis. A/A ΕΙΓΜ ΑΤΟΣ ΙΑΜΕΣΟΣ (Μd) ΑΡΙΘΜΗΤΙΚ ΟΣ ΜΕΣΟΣ (Mz) ΣΤΑΘΕΡΑ ΑΠΟΚΛΙΣΗ (σ i ) ΑΣΥΜΜΕΤΡΙ Α (Sk i ) Laser Pipet ΚΥΡΤΩΣΗ (K G ) Laser Pipet Laser Pipette Laser Pipet Laser Pipet te te te te ΠΟΤ 2 5,688 6,4 5,875 6,673 1,781 2,09 0,169 0,17 0,903 0,70 ΠΟΤ 5 6,184 7,85 6,299 7,677 1,592 1,81 0,127-0,20 0,909 0,77 ΠΟΤ 11 6,359 6,4 6,438 6,720 1,784 1,94 0,085 0,21 0,873 0,73 ΠΟΤ 14 7,139 7,42 7,133 7,637 1,533 1,61-0,024 0,11 1,037 0,66 ΠΟΤ 24 5,027 7,42 5,162 7,227 1,874 1,95 0,135-0,14 0,840 0,66 ΠΟΤ 29 6,629 7,18 6,692 7,287 1,802 1,75 0,073 0,04 0,832 0,91 ΠΟΤ 31 6,357 6,45 6,454 6,663 1,709 1,64 0,107 0,18 0,884 0,81 ΠΟΤ 33 6,031 7,64 6,199 7,627 1,660 1,67 0,163-0,05 0,954 0,70 ΠΟΤ 39 6,692 6,65 6,779 6,367 1,440 1,82 0,147-0,19 1,158 1,39 ΠΟΤ 40 6, ,716 7,430 1,585 1,72 0,048 0,03 0,948 0,70 ΠΟΤ 41 6,396 6,8 6,424 6,683 1,778 1,88 0,025-0,04 0,950 0,66 ΠΟΤ 42 3,888 3,2 4,334 3,523 2,126 1,48 0,325 0,50 0,884 1,64 ΠΟΤ 43 3,858 3,56 4,389 3,737 2,062 1,43 0,398 0,41 0,970 1,72 ΠΟΤ 44 5,921 5,73 6,140 5,837 1,836 1,37 0,183 0,20 0,848 0,91 ΠΟΤ 47 6,214 6,17 6,313 6,677 1,880 1,94 0,047 0,32 0,966 0,77 ΠΟΤ 48 5,831 6,78 6,120 7,040 1,820 1,94 0,240 0,14 0,832 0,65 ΚΑΜΠΥΛEΣ ΑΘΡΟΙΣΤΙΚΗΣ ΣΥΧΝΟΤΗΤΑΣ ΠΙΘΑΝΟΤΗΤΑΣ % Α θροιστική συχνότητα POT 40 POT 11 POT 33 POT 48 POT 43 POT 44 POT 42 POT 31 POT 5 POT 47 POT 14 POT 41 POT 29 POT 39 POT 2 POT Κλίµακα φι (phi scale) Εικόνα 6.11: Καµπύλες Αθροιστικές συχνότητας πιθανότητας για τα 16/49 δείγµατα (Pipette anαlysis). 92

93 % Αθροιστική συχνότητα ΚΑΜΠΥΛΕΣ ΑΘΡΟΙΣΤΙΚΗΣ ΣΥΧΝΟΤΗΤΑΣ ΠΙΘΑΝΟΤΗΤΑΣ Ποτ 2 Ποτ 5 Ποτ 11 Ποτ 14 Ποτ 24 Ποτ 29 Ποτ 31 Ποτ 33 Ποτ 39 Ποτ 40 Ποτ 41 Ποτ 42 Ποτ 43 Ποτ 44 Ποτ 47 Ποτ Κλίµακα φι (phi scale) Εικόνα 6.12: Καµπύλες Αθροιστικές συχνότητας πιθανότητας analysis). για τα 16/49 δείγµατα (Laser Pipette Analysis Με βάση τις Αθροιστικές καµπύλες και από τον προσδιορισµό των στατιστικών παραµέτρων των 16 δειγµάτων (Πίνακας 8, Εικόνα 6.11) προέκυψαν τα εξής: ο βαθµός ταξιθέτησης στο σύνολο των αναλυθέντων δειγµάτων δείχνει ότι τα ιζήµατα έχουν πτωχή ταξιθέτηση (σ i : 1,00-2,00φ), ενώ δύο δείγµατα (ΠΟΤ42&43) φαίνεται να έχουν πάρα πολύ πτωχή ταξιθέτηση, (σ i > 2φ). Η ασυµµετρία των αναλυθέντων δειγµάτων κατέχει ένα ευρύ φάσµα τιµών, µε επτά δείγµατα να έχουν θετική ασυµµετρία, επτά σχεδόν κανονική και δύο πολύ θετική ασυµµετρία. Η κύρτωση των αναλυθέντων δειγµάτων έδειξε, οχτώ δείγµατα να εµφανίζουν µεσόκυρτες και έξι πλατύκυρτες καµπύλες. Laser Analysis Με βάση τις Αθροιστικές καµπύλες και τον υπολογισµό των στατιστικών παραµέτρων (Πίνακας 8, Εικόνα 6.12) προέκυψαν τα εξής: Ο βαθµός ταξιθέτησης στο σύνολο των αναλυθέντων δειγµάτων δείχνει ότι τα ιζήµατα έχουν πτωχή ταξιθέτηση (σ i : 1,00-2,00φ) ενώ ένα δείγµα (ΠΟΤ2) φαίνεται να έχει πάρα πολύ πτωχή ταξιθέτηση, (σ i > 2φ). Η ασυµµετρία των αναλυθέντων δειγµάτων κατέχει ένα ευρύ φάσµα τιµών, µε έξι δείγµατα να έχουν θετική ασυµµετρία, τέσσερα δείγµατα σχεδόν κανονική, τρία πολύ θετική και 93

94 τρία δείγµατα αρνητική ασυµµετρία. Η κύρτωση των αναλυθέντων δειγµάτων έδειξε επίσης πως κατέχει ένα ευρύ φάσµα τιµών, µε επτά δείγµατα να εµφανίζουν πλατύκυρτες καµπύλες, δύο µεσόκυρτες, µία λεπτόκυρτη, τέσσερις πολύ πλατύκυρτες και δύο πολύ λεπτόκυρτες καµπύλες. Συνοψίζοντας και συγκρίνοντας τα αποτελέσµατα και µε τις δύο µεθόδους παρατηρούµε πως τα δείγµατα κυρίως εµφανίζουν φτωχή έως πολύ πτωχή ταξιθέτηση. O µέσος όρος για την Ασυµµετρία στην µέθοδο της Pipette Analysis είναι 0,1405 ενώ στην µέθοδο της Laser Analysis είναι 0,1056. Οπότε από τον µέσο όρο, των δύο µεθόδων και σύµφωνα µε την λεκτική κλίµακα που έχει προταθεί για την ασυµµετρία κατά Folk & Ward τα δείγµατα εµφανίζουν θετική ασυµµετρία. Ο µέσος όρος για την Κύρτωση στην µέθοδο της Pipette Analysis είναι 0,92425 ενώ στην µέθοδο της Laser Analysis είναι 0, Στην λεκτική κλίµακα που έχει προταθεί για την Κύρτωση (K G ) κατά Folk & Ward, οι τιµές για την πλατύκυρτη είναι από (0,67-0,90) και για την µεσόκυρτη από (0,90-1,11). Οπότε από τον µέσο όρο και των δύο µεθόδων µπορούµε να καταλήξουµε στο συµπέρασµα πως οι κοκκοµετρικές καµπύλες εµφανίζονται από πλατύκυρτες (Laser Analysis) έως µεσόκυρτες (Pipette Analysis). Παρακάτω στον Πίνακα 9 παρουσιάζονται τα ποσοστά του κάθε δείγµατος στα επί µέρους κλάσµατα: άµµος, πηλός και άργιλος, σύµφωνα µε τα οποία τα δείγµατα προβάλλονται σε Τριγωνικό ιάγραµµα 4 (Laser Analysis) & 5 (Pipette Analysis) (κατά Folk 1984) µε την αντίστοιχη λιθολογική ονοµατολογία των δειγµάτων. Πίνακας 9: Συγκριτικά αποτελέσµατα κοκκοµετρικών αναλύσεων των 16 δειγµάτων µε τον αντίστοιχο λιθολογικό χαρακτήρα τους. A/A ΕΙΓΜΑ ΤΟΣ ΑΜΜΟΣ % ΠΗΛΟΣ % ΑΡΓΙΛΟΣ % ΟΝΟΜΑ ΕΙΓΜΑΤΟΣ Laser Pipette Laser Pipette Laser Pipette Laser Pipette ΠΟΤ 2 13,5 2,63 81,1 72,87 5,4 24,49 Αµµούχος πηλός Πηλός ΠΟΤ 5 5 0,93 89,3 51,48 5,7 47,59 Πηλός Ιλύς ΠΟΤ 11 6,5 0,66 84,8 73,16 8,7 26,18 Πηλός Πηλός ΠΟΤ 14 2,9 0,26 86,2 58,14 10,9 41,59 Πηλός Ιλύς ΠΟΤ 24 30,9 0,8 66,3 62,12 2,8 37,08 Αµµούχος πηλός Ιλύς 94

95 ΠΟΤ ,6 84,6 70,9 11,4 28,52 Πηλός Πηλός ΠΟΤ 31 4,9 0,31 86,9 76,86 8,2 22,82 Πηλός Πηλός ΠΟΤ 33 6, ,27 6,3 43,73 Πηλός Ιλύς ΠΟΤ 39 1,9 7,28 89,1 80,32 8,9 12,4 Πηλός Πηλός ΠΟΤ ,8 61,41 8,3 38,58 Πηλός Ιλύς ΠΟΤ 41 8,2 2,37 84,2 67,82 7,7 29,8 Πηλός Πηλός ΠΟΤ 42 54,7 74, ,68 2,3 4,08 ΠΟΤ 43 52,8 68,2 43,7 27,08 3,4 4,71 ΠΟΤ 44 9,9 0,69 82,4 92,27 7,7 7,02 Πηλούχος άµµος Πηλούχος άµµος Ελαφρά χαλικούχος ιλύς Πηλούχος άµµος Πηλούχος άµµος Πηλός ΠΟΤ 47 9,7 1,26 82,4 72,91 7,9 25,81 Πηλός Πηλός ΠΟΤ 48 8,8 1,36 83,3 67,79 7,8 30,85 Πηλός Πηλός Pipette analysis Τα δείγµατα είναι λεπτόκκοκα, κυρίως στο µέγεθος του πηλού (9 δείγµατα), Πηλούχος άµµος (2 δείγµατα) και Ιλύς (5 δείγµατα). Laser analysis Τα δείγµατα είναι λεπτόκκοκα, κυρίως στο µέγεθος του πηλού (11 δείγµατα), Πηλούχος άµµος (2 δείγµατα), Αµµούχος πηλός (2 δείγµατα) και Ιλύς (1 δείγµα). Συνοψίζοντας τις ταξινοµήσεις από τον Πίνακα 9 και τα ΤΡΙΓΩΝΙΚΑ ΙΑΓΡΑΜΜΑΤΑ 4 & 5 παρακάτω, παρατηρούµε πως τα δείγµατα είναι συµφώνος λεπτόκοκκα κυρίως στο µέγεθος του πηλού, το οποίο αποτελεί και το κύριο συστατικό. Οι διαφορές των µεθόδων παρατηρούνται κυρίως στο δευτερεύον συστατικό των δειγµάτων κυρίως στα δείγµατα ΠΟΤ 2 & ΠΟΤ 24. Επίσης στην πλειονότητα των δειγµάτων, παρατηρείται πως τα ποσοστά του κλάσµατος της αργίλου στην στήλη Laser, είναι µικρότερα σε σχέση µε την στήλη της Pipette. Φαίνεται λοιπόν, πως η µέθοδος της Laser Analysis υποτιµά το αργιλικό κλάσµα εν αντιθέσει µε την µέθοδο της Pipette Analysis. 95

96 Αυτό είτε ίσως να οφείλεται στις διαφορετικές αρχικές συγκεντρώσεις( ιζήµατος,calgon) των δειγµάτων µεταξύ των δύο µεθόδων είτε λόγω κακής συγκέντρωσης της σκίασης/θολερότητας του δείγµατος στη διαδικασία της Laser Analysis. H συγκέντρωση του δείγµατος ελέγχεται από τον έλεγχο της σκίασης της δέσµης λέιζερ που προκαλείται από το δείγµα. Η σκίαση είναι απλά το κλάσµα του φωτός που χάνεται από την ακτίνα αναλυτή, όταν το δείγµα εισάγεται. Για παράδειγµα µία σκίαση του 30% σηµαίνει ότι το 30% της δέσµης του αναλυτή έχει χαθεί είτε από σκέδαση είτε από απορρόφηση. Εµπειρικά µετά από αρκετές µετρήσεις, θα µπορούσαµε να θεωρήσουµε πως ιδανικές συνθήκες καλής συγκέντρωσης σκίασης/θολερότητας είναι από 5-50 %. 96

97 97

98 Παρακάτω στις Εικόνες 6.13 & 6.14 παρουσιάζονται τα ιαγράµµατα CLAM 3 & 4 από τις αντίστοιχες εν συγκρίσει µεθόδους. Eικόνα 6.13: ιάγραµµα CLAM 3 κατά Passega(1957,1964), (Pipette Analysis). Εικόνα 6.14 : ιάγραµµα CLAM 4 κατά Passega(1957,1964),(Laser Analysis) Pipette Analysis Από το ιάγραµµα CLAM 3 προκύπτει ότι ο µηχανισµός µεταφοράς των κόκκων είναι το πελαγικό αιώρηµα για το 55% των δειγµάτων, το διαβαθµισµένο αιώρηµα για το 30% των δειγµάτων και το οµογενές αιώρηµα για το 15% των δειγµάτων. Εντούτοις οι 98

99 προβολές των δειγµάτων στα πεδία του διαβαθµισµένου και του οµογενούς αιωρήµατος µπορεί να θεωρηθούν ότι ορίζονται και στο πεδίο των τουρβιδιτικών ρευµάτων. Laser Analysis Από το διάγραµµα CLAM 4 προκύπτει ότι ο µηχανισµός µεταφοράς των κόκκων είναι το οµογενές αιώρηµα για το 80% των δειγµάτων, το διαβαθµισµένο αιώρηµα για το 12% των δειγµάτων και το πελαγικό αιώρηµα για το 8% των δειγµάτων. Εντούτοις το 75% των δειγµάτων ορίζονται και στο πεδίο των τουρβιδιτικών ρευµάτων. Mε βάση τα παραπάνω C-M διαγράµµατα (CLAM 1,2,3,4) των αναλυθέντων δειγµάτων προκύπτει ότι τα διαγράµµατα αυτά είναι διαφορετικά για κάθε µια µέθοδο ανάλυσης. Αυτό οφείλεται σε µια υπερεκτίµηση της ποσοτικής παρουσίας του πηλού από την µέθοδο που στηρίζεται στη χρήση Laser σε σχέση προς τη µέθοδο της πιπέττας. Ανακεφαλαιώνοντας µπορούµε να παραθέσουµε κάποια µειονεκτήµατα και πλεονεκτήµατα των παραπάνω µεθόδων καθώς και τον προβληµατισµό µας στην αξιοπιστία των µεθόδων αυτών. Όπως προαναφέραµε σε προηγούµενη ενότητα η διαδικασία της υγρής ή ξηρά κοσκίνισης, µε την µέθοδο της πιπέττας (Pipette Analysis) χαρακτηρίζεται από πολλούς ερευνητές ως αξίοπιστη κλασσική τεχνική και αποτελεί την βάση των ιζηµατολογικών αναλύσεων. Η µέθοδος της πιπέττας βασίζεται στο νόµο του Stokes και προσδιορίζει το µέγεθος των λεπτόκοκκων σωµατιδίων από την ταχύτητα καθίζησης κάτω από συγκεκριµένες συνθήκες και πραγµατοποιείται, αφού το λεπτοµερές υλικό διαχωριστεί από το υπόλοιπο µε υγρή κοσκίνιση. Υπάρχουν όµως αρκετοί παράγοντες που µπορούν να επηρεάσουν την ακρίβεια των αποτελεσµάτων µας. Εφαρµόζοντας κανείς αυτή την µέθοδο µπορεί να διαπιστώσει ότι η µελέτη των σωµατιδίων των λεπτόκοκκων ιζηµατογενών πετρωµάτων είναι εξαιρετικά πολύπλοκη και κουραστική. Η κοκκοµετρική ανάλυση αυτή περιορίζεται σε µεγάλο βαθµό σε ιζήµατα αδρόκκοκκα µε διάµετρο µεγαλύτερη από 63mµ. Έχουν ήδη εξεταστεί ορισµένες από τις ελλείψεις του νόµου του Stokes και έχουν καταλήξει στο συµπέρασµα πως αν και δεν µπορούν να παρέχουν απόλυτες τιµές µεγέθους για µη σφαιρικά 99

100 σωµατίδια, µπορεί να παρέχει επαρκή δείκτη για το µέγεθος των σωµατιδίων (Kaufman, A. J., 2006). Η προ-επεξεργασία µεταβάλλει κατ ανάγκην την φύση της κατανοµής µεγέθους των ιζηµάτων και θα πρέπει να χρησιµοποιείται µόνο στον βαθµό που είναι αναγκαία για να αφαιρέσουµε δευτερογενή ορυκτά και να επιτευχθεί καλή διασπορά. Υπερβολική σύνθλιψη ή βίαιη χηµική επεξεργασία, είναι σχεδόν βέβαιο ότι θα έκανε ζηµιά στους κόκκους και αυτό θα µας παρέκτρεπε απ τον αρχικό σκοπό της ανάλυσης µας. Απώλειες κατά την διάρκεια µετάγγισης του δείγµατος, είναι γενικά επιλεκτικές, που είναι συγκεκριµένο µέγεθος ή το σχήµα των σωµατιδίων που έχει χαθεί και αυτές οι απώλειες µπορούν να ελαχιστοποιηθούν µε φυγοκέντρηση. Η ελλιπής διασπορά είναι ίσως η κύρια πηγή των µεταβλητών και ανακριβή αποτελεσµάτων. Η διατήρηση µιας σταθερής διασποράς εξαρτάται από την πλήρη ενυδάτωση των σωµατιδίων του µεγέθους του πηλού και την καθιέρωση ενός υψηλού αρνητικού δυναµικού. Λεπτά σωµατίδια έχουν επιβαρύνσεις κατά µήκος των επιφανειών τους, λόγω της ρήξης χηµικών δεσµών, που τους αναγκάζουν να προσκολλώνται µεταξύ τους όταν έρχονται σ επαφή. Με την προσθήκη ενός κατάλληλου ηλεκτρολύτη, θα δηµιουργηθεί ένα µοριακό στρώµα γύρω από τα σωµατίδια και θα προκαλέσει µια αµοιβαία άπωση όταν πλησιάζουν ο ένας µε τον άλλον. Αυτός ο ηλεκτρολύτης θα ονοµάζεται, µέσο διασποράς. Η υπερβολική συγκέντρωση ενός µέσου διασποράς µπορεί από µόνη της να προκαλέσει κροκίδωση και η βέλτιστη ποσότητα για ένα συγκεκριµένο τύπο ιζήµατος καθορίζεται σε µεγάλο βαθµό από την δοκιµή και το λάθος (Krunbein and Pettijohn, 1938, p. 58). Το φαινόµενο της κροκίδωσης είναι το αποτέλεσµα της ανεπαρκούς προ-επεξεργασίας, η διαδικασία της αφαλάτωσης και η αφαίρεση της οργανικής ύλης. Επιπλέον, οι υψηλές συγκεντρώσεις του πηλού, είτε απ τό µεγάλο µέγεθος του δείγµατος ή ένα υψηλό ποσοστό της αργίλου στο εσωτερικό του δείγµατος θα προκαλεί συχνά φαινόµενα κροκίδωσης, οπότε το µέγεθος του δείγµατος θα πρέπει να µειώνεται. Κατά την διάρκεια της ανάλυσης, πηγές λάθους περιλαµβάνουν την ελλιπή αρχική οµογενοποίηση, αναταράξεις που δηµιουργούνται κατά την απόσυρση των κλασµάτων και των διακυµάνσεων της θερµοκρασίας του νερού. Οι δύο πρώτες από αυτές µπορούν να ελαχιστοποιηθούν µε την κατάλληλη προσοχή στην τεχνική της µεθόδου και η 100

101 τελευταία µε ελεγχόµενη θερµοκρασία δωµατίου ή την χρήση υδατόλουτρου µε ρυθµιζόµενη αντίσταση. Σφαίρα χαλαζία των 0,05mm θα αυξηθεί από 0,196cm/sec στους 15 C σε 0,223 cm/sec στους 20 C, µία αύξηση της τάξης του 2,3% ανά βαθµό Κελσίου, (Krumbein and Pettijohn,1938, p. 102). Αυτό το παράδειγµα υποδεικνύει την σηµασία της οµοιόµορφης θερµοκρασίας κατά την διάρκεια της ανάλυσης. Μεγάλη προσπάθεια έχει δοθεί σε πολλές µελέτες για τον προσδιορισµό της σχετικής ακρίβειας ή την αναπαραγωγικότητα της µεθόδου από µόνη της (Carnes and Sexton, 1933; Sternberg & Creager, 1961). Πρέπει να είναι σαφές ότι η πραγµατική ακρίβεια της κάθε µεθόδου µηχανικής ανάλυσης µεγέθους των ιζηµάτων είναι αδύνατη, επειδή απαιτεί τη γνώση της πραγµατικής κατανοµής του µεγέθους των σωµατιδίων. Αυτό που µπορούµε να µετρήσουµε είναι η σχετική ακρίβεια ή την αναπαραγωγικότητα της τεχνικής µας. Πιο συγκεκριµένα, αυτό που θα επιθυµούσαµε να γνωρίζουµε είναι η δυνατότητα αναπαραγωγής συγκεκριµένων κατηγοριών µεγέθους ιζηµάτων ή τη µέση διάµετρο της κατανοµής µεγέθους. O χρόνος που απαιτείται για την απόκτηση επακριβή αποτελεσµάτων, η σχετικά χαµηλή ανάλυση της τεχνικής και των προβληµάτων που σχετίζονται µε το κοσκίνισµα, έχει οδηγήσει το κοσκίνισµα να αντικατασταθεί από τεχνικές, όπως η περίθλαση µε Laser. Βέβαια ακόµα κι έτσι εξακολουθεί να αποτελεί µια χρήσιµη µέθοδος διαχωρισµού σωµατιδίων µε βάση το µέγεθός τους. Οι εξελίξεις της τεχνολογίας σήµερα επιτρέπουν την χρήση αυτόµατων αναλυτών, συνδυασµένων οργάνων και ροµποτικών συστηµάτων περιορίζοντας τον χρόνο ανάλυσης και των πιθανοτήτων ανθρωπίνου λάθους. Οι σύγχρονες αυτοµατικοποιηµένες αναλυτικές τεχνικές που χρησιµοποιούνται για την ταξινόµηση ιζηµάτων όπως µε περίθλαση Laser (LPSA), είναι γρήγορη, εύκολη, ο χειριστής είναι ανεξάρτητος, έχουν ένα πολύ ευρύτερο φάσµα µέτρησης (0.02µm έως 2000µm) και έχουν πολύ υψηλή ανάλυση µε πολλούς περισσότερους διαύλους µεταβίβασης δεδοµένων. Η σηµαντικά µεγαλύτερη ταχύτητα από την τεχνική αυτή επιτρέπει σε έναν πολύ µεγαλύτερο αριθµό δειγµάτων προς ανάλυση να παρέχει λεπτοµερείς πληροφορίες για µια περιοχή ενδιαφέροντος. 101

102 Η µέθοδος αυτή πάσχει από αβεβαιότητες που σχετίζονται µε την κατάλληλη προετοιµασία/προ-επεξεργασία των δειγµάτων. Πάνω από το ήµισυ των προβληµάτων που ανέκυψαν κατά την µέτρηση ενός δείγµατος, προκαλείται από την κακή προετοιµασία του. Αν τα σωµατίδια είναι προσκολληµένα µεταξύ τους και επιπλέουν στην επιφάνεια ή αν έχουµε αποτύχει να πάρουµε ένα αντιπροσωπευτικό δείγµα δεν θα έχουµε το σωστό αποτέλεσµα. Τα ιζήµατα που είναι πλούσια σε ανθρακικό είναι γενικά δύσκολο να αναλυθούν µε περίθλαση Laser, οπότε χρειάζεται κατάλληλη προ-επεξεργασία για να παράγει τελικά, αυτή η µέθοδος επαληθεύσιµα αποτελέσµατα. Η µέθοδος αυτή περιλαµβάνει αφαίρεση ανθρακικών αλάτων µε υδροχλωρικό οξύ και µετά την αφαίρεση του οργανικού υλικού από πέψη, µε υπεροξείδιο του υδρογόνου. Ως εκ τούτου, ενώ το µέσο περίθλασης µε Laser προσφέρει βελτιώσεις στην ταχύτητα, στον απαιτούµενο όγκο δείγµατος και την επαναληψιµότητα της ανάλυσης, δεν είναι εύκολο να ξεπεραστούν προβλήµατα που συνδέονται µε την ανάλυση των ανθρακικών ιόντων. Πάραυτα όταν προετοιµαστεί καλώς το δείγµα και βρεθεί µία κατάλληλη τεχνική διασποράς µπορούµε να τυποποιήσουµε την διαδικασία, χρησιµοποιώντας το φιλικό προς το χρήστη λογισµικό (SOP, standard operating procedures), της εταιρίας Malvern Instruments. Με την κοσκίνιση µετράται η sieve διάµετρος του κάθε κόκκου, η οποία εκφράζει το ελάχιστο εύρος ενός ανοίγµατος τετραγωνικού σχήµατος µέσα στον οποίο θα περάσει ο ακανόνιστου σχήµατος κόκκος. Όπως προαναφέραµε στην προηγούµενη ενότητα η τεχνική της περίθλασης laser περιγράφεται µε ακρίβεια από την προσέγγιση Fraunhofer και τη θεωρία Mie, µε την υπόθεση της σφαιρικής µορφολογίας σωµατιδίων. Με την µέθοδο της περίθλασης Laser και την µέθοδο κοσκινίσµατος µπορούν να παρατηρηθούν παρόµοια αποτελέσµατα µε την προϋπόθεση πως τα σωµατίδια έχουν χαρακτηριστεί σφαιρικά ή ηµι-σφαιρικά. Σηµαντικές διαφορές όµως παρατηρούνται για τα µη σφαιρικά σωµατίδια, λόγω των διαφορετικών ιδιοτήτων των σωµατιδίων που µετράται από κάθε τεχνική. Ο λόγος για την διαφορά µεταξύ των δύο τεχνικών µπορεί να αποδειχθεί από την παραδοχή ότι και οι δύο χρησιµοποιούν για την µέτρηση ένα ορθογώνιο σχήµα µε διαστάσεις 100µm 200µm (Εικ.6.15). Κατά την διάρκεια της κοσκίνισης 102

103 χρησιµοποιείται ένα κόσκινο 110mµ. Το σωµατίδιο θα περάσει το κόσκινο αυτό επειδή έχει ταξινοµηθεί σύµφωνα µε την 2 η µεγαλύτερη διάσταση (100mµ). Η µέθοδος της περίθλασης µε Laser θα αναφέρει ένα σφαιρικά ισοδύναµο µέγεθος σχετικό µε τον όγκο του σωµατιδίου. Στην περίπτωση αυτή η διάµετρος της σφαίρας, που έχει τον ίδιο όγκο µε το σωµατίδιο που µετριέται, είναι 156mµ. Εικόνα 6.15: Αναπαράσταση σωµατιδίου σε ορθογώνιο σχήµα µε διαστάσεις 100µm 200µm.(Μalvern instruments Ltd., 2007) Κατά γενικό κανόνα, η περίθλαση µε Laser θα αναφέρει πάντα µεγαλύτερο µέγεθος σωµατιδίων σε σχέση µε το κοσκίνισµα, µε το µέγεθος της διαφοράς που σχετίζονται µε την αναλογία του σωµατιδίου. Η µεταβολή των αποτελεσµάτων που προκαλούνται από το σχήµα των σωµατίδιων φαίνεται στο παρακάτω τυπικό διάγραµµα, (Εικόνα 6.16). Εικόνα 6.16: Τυπική σύγκριση µεταξύ περίθλασης µε laser και το κοσκίνισµα, που δείχνει πως επηρεάζεται η κατανοµή µεγέθους (Μalvern instruments, Ltd., 2007). 103

104 Εν κατακλείδι, θα µπορούσαµε να παραθέσουµε σ ένα συγκεντρωτικό συγκριτικό πίνακα, τα χαρακτηριστικά που αναφέραµε παραπάνω και για τις δύο µεθόδους (Πίνακας 10). Πάραυτα, ενόργανες τεχνικές ανάλυσης µε την κλασσικές τεχνικές ανάλυσης δεν λειτουργούν ανταγωνιστικά, αλλά αλληλοσυµπληρώνονται. Οπότε θα µπορούσαµε να πούµε πως ένας καλός αναλυτικός ιζηµατολόγος θα πρέπει να συνδυάζει την επιδεξιότητα που απαιτεί η κλασσική ανάλυση και τη γνώση των δυνατοτήτων της ενόργανης ανάλυσης. Πίνακας 10: Συγκριτικά χαρακτηριστικά των µεθόδων ξηρής/υγρής κοσκίνισης (Pipette analysis) & ιάθλασης µε λέιζερ (Laser diffraction analysis). ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΠΟΣΟΤΗΤΑ ΕΙΓΜΑΤΩΝ ΦΑΣΜΑ ΜΕΤΡΗΣΕΩΝ ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ ΜΕΘΟ ΟΣ ΜΕΓΕΘΟΣ ΣΩΜΑΤΙ ΙΩΝ ΜΕΘΟ ΟΣ ΞΗΡΗΣ/ΥΓΡΗΣ ΚΟΣΚΙΝΙΣΗΣ (PIPETTE ANALYSIS) Μεγάλα δείγµατα & χρονοβόρα (20-25gr) MEΘΟ ΟΣ ΙΑΘΛΑΣΗΣ ΜΕ ΛΕΙΖΕΡ (LASER DIFFRACTION ANALYSIS) Μικρά δείγµατα (0,5gr) <63mµ 0.02mµ έως 2000mµ Παράγει ποσοστό(%) Ιλύος, Άµµου, Αργίλου Καθιερωµένη µέθοδος αναφοράς Υποθέτουµε τα σωµατίδια ως σφαιρικά Παράγει συνεχή αποτελέσµατα, PSD(particle size distribution),καλύτερη εκτίµηση αργιλικού κλάσµατος(θεωρία Μie, Pieri et al., 2007), υποτίµηση αργιλικού κλάσµατος (Κonert et.al., 1997) Νέα µέθοδος, χωρίς διαθέσιµες συσχετίσεις Το µέγεθος σωµατιδίων επηρεάζει τα αποτελέσµατα, υπερεκτίµηση µεγέθους ΙΑ ΙΚΑΣΙΑ ΑΝΑΛΥΣΗΣ Πιο σύνθετη Απλή ΤΑΧΥΤΗΤΑ Μικρή Μεγάλη ΑΥΤΟΜΑΤΙΣΜΟΣ Όχι Ναι ΕΠΙ ΕΞΙΟΤΗΤΑ ΧΕΙΡΙΣΤΗ Υψηλή Μικρή ΚΟΣΤΟΣ Σχετικά χαµηλό Υψηλό ΠΥΚΝΟΤΗΤΑ ΣΩΜΑΤΙ ΙΩΝ Εξαρτάται από την πυκνότητα των σωµατιδίων(ίση µε χαλαζία, 2,65-3 gr/cm) ΚΑΤΑΝΟΜΗ ΜΑΖΑΣ PSD, από κλάσµα µάζας Ανεξάρτητο από την πυκνότητα των σωµατιδίων PSD, από κλάσµα όγκου 104

105 6.2 ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ ΑΝΑΛΥΣΕΩΝ ΟΡΓΑΝΙΚΗΣ ΓΕΩΧΗΜΕΙΑΣ AΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ ΟΡΓΑΝΙΚΟΥ ΑΝΘΡΑΚΑ ΜΕ ΤΙΤΛΟ ΟΤΗΣΗ Στην ενότητα αυτή εκτός από τα αποτελέσµατα που προέκυψαν από την διπλωµατική αυτή παρουσιάζονται τα δεδοµένα για τον ολικό οργανικό άνθρακα δειγµάτων από 12 τοµές που ανήκουν στους σχηµατισµούς του Βιάννου, Σχοινιά και Αµπελούζου της υπολεκάνης της Μεσσαράς, στην κεντρική Κρήτη. Τα αποτελέσµατα έχουν προκύψει µε την µέθοδο Gaudette et al. (1974), από τους Πυλιώτη (2008), Λέκκα (2008) και Μουρτζάκη (2011). Στον Πίνακα 11, δίνονται οι τιµές των µετρήσεων της ανάλυσης του Οργανικού Άνθρακα C org των µελετηθέντων δειγµάτων της Τοµής Ποταµός και στις Εικόνες 6.17 & 6.18 παρουσιάζονται σε διάγραµµα τα αντίστοιχα ποσοστά τους επί τοις εκατό (%) Επίσης στις Εικόνες 6.19, 6.20 & 6.21 δίνονται τα αποτελέσµατα του ποσοστού Οργανικού Άνθρακα (TOC) για τους Σχηµατισµούς Βιάννου (Πυλιώτης, 2008), Σχοινιά (Λέκκας, 2008) και Αµπελούζου (Μουρτζάκης, 2011). Πίνακας 11: Αποτελέσµατα ανάλυσης Οργανικού Άνθρακα Corg των δειγµάτων πετρωµάτων µε την µέθοδο της τιτλοδότησης. ΑΡ. ΕΙΓΜΑΤΟΣ ΒΑΡΟΣ (gr) ΣΙ ΗΡΟΥΧΟ ΘΕΙΙΚΟ ΑΜΜΩΝΙΟ(ml) ΤΥΦΛΟ (ml) ΠOT 1 0, ,80 18,45 0,33 ΠOT 2 0, ,90 18,45 0,27 ΠOT 3 0, ,80 18,45 0,27 ΠOT 4 0, ,00 18,45 0,25 ΠOT 5 0, ,30 18,45 0,08 ΠOT 6 0, ,75 18,45 0,36 ΠOT 7 0, ,25 18,45 0,58 ΠOT 8 0, ,40 18,45 0,46 ΠOT 9 0, ,90 18,45 0,27 ΠOT 10 0, ,90 18,45 0,33 ΠOT 11 0, ,75 18,30 0,32 ΠOT 12 0, ,90 18,30 0,20 ΠOT 13 0, ,95 18,30 0,18 ΠOT 14 0, ,10 18,30 0,56 ΠOT 15 0, ,80 18,30 0,24 ΟΡΓΑΝΙΚΟ % 105

106 ΠOT 16 0, ,50 18,30 0,35 ΠOT 17 0, ,65 18,30 0,24 ΠOT 18 0, ,50 18,30 0,38 ΠOT 19 0, ,20 20,25 0,02 ΠOT 20 0, ,70 18,30 0,30 ΠOT 21 0, ,00 18,30 0,13 ΠOT 22 0, ,00 20,25 0,12 ΠOT 23 0, ,40 20,25 0,02 ΠΟΤ 24 0, ,15 20,25 0,03 ΠΟΤ 25 0, ,00 20,25 0,12 ΠΟΤ 26 0, ,40 20,25 0,07 ΠΟΤ 27 0, ,60 20,25 0,23 ΠΟΤ 28 0, ,00 20,25 0,09 ΠΟΤ 29 0, ,20 20,25 0,02 ΠΟΤ 30 0, ,75 20,25 0,19 ΠΟΤ 31 0, ,50 19,45 0,49 ΠΟΤ 32 0, ,95 19,45 0,24 ΠΟΤ 33 0, ,65 19,45 0,39 ΠΟΤ 34 0, ,35 19,45 0,04 ΠΟΤ 35 0, ,85 19,45 0,29 ΠΟΤ 36 0, ,90 19,45 0,26 ΠΟΤ 37 0, ,35 19,45 0,52 ΠΟΤ 38 0, ,00 19,45 0,18 ΠΟΤ 39 0, ,30 19,45 0,43 ΠΟΤ 40 0, ,85 19,45 0,27 ΠΟΤ 41 0, ,75 19,45 0,31 ΠΟΤ 42 0, ,30 19,45 0,06 ΠΟΤ 43 0, ,50 19,45 0,02 ΠΟΤ 44 0, ,65 19,45 0,33 ΠΟΤ 45 0, ,90 19,45 0,23 ΠΟΤ 46 0, ,25 20,25 0,40 ΠΟΤ 47 0, ,15 20,25 0,43 ΠΟΤ 48 0, ,10 20,25 0,44 ΠΟΤ 49 0, ,40 20,25 0,41 106

107 0,7 %ΟΡΓΑΝΙΚΟ 0,6 0,58 0,56 0,5 0,46 0,4 0,33 0,36 0,33 0,32 0,35 0,38 0,3 0,27 0,27 0,25 0,27 0,24 0,24 0,30 %ΟΡΓΑΝΙΚΟ 0,2 0,20 0,18 0,13 0,12 0,12 0,1 0,08 0,07 0,02 0,02 0,03 0 Pot1 Pot2 Pot3 Pot4 Pot5 Pot6 Pot7 Pot8 Pot9 Pot10 Pot11 Pot12 Pot13 Pot14 Pot15 Pot16 Pot17 Pot18 Pot19 Pot20 Pot21 Pot22 Pot23 Pot24 Pot25 Pot26 Εικόνα 6.17: ιάγραµµα Ποσοστού (%) Οργανικού Άνθρακα Corg των δειγµάτων πετρωµάτων µε την µέθοδο της τιτλοδότησης. 107

108 0,6 %ΟΡΓΑΝΙΚΟ 0,5 0,49 0,52 0,4 0,39 0,43 0,40 0,43 0,44 0,41 0,33 0,31 0,3 0,23 0,24 0,29 0,26 0,27 0,23 %ΟΡΓΑΝΙΚΟ 0,2 0,19 0,18 0,1 0,09 0,02 0,04 0,06 0,02 0 Pot27 Pot28 Pot29 Pot30 Pot31 Pot32 Pot33 Pot34 Pot35 Pot36 Pot37 Pot38 Pot39 Pot40 Pot41 Pot42 Pot43 Pot44 Pot45 Pot46 Pot47 Pot48 Pot49 Εικόνα 6.18: ιάγραµµα ποσοστού (%) Οργανικού Άνθρακα Corg των δειγµάτων πετρωµάτων µε την µέθοδο της τιτλοδότησης. 108

109 Από τα αποτελέσµατα του ποσοστιαίου Οργανικού Άνθρακα όπως διακρίνουµε από τον παραπάνω Πίνακα 11 αλλά και από τα ιαγράµµατα (Εικ.6.17 & 6.18), προκύπτει πως το ποσοστό του Οργανικού Άνθρακα κυµαίνεται από 0,02 % 0,58 %, µε µέση τιµή 0,26 %. Γενικά πετρώµατα µε τιµές Οργανικού Άνθρακα (ΤΟC) πάνω από 0,5 % θεωρούνται ικανά για παραγωγή υδρογονανθράκων. Από τα παραπάνω ποσοστά και την µέση τιµή προκύπτει πως τέσσερα (4) δείγµατα παρουσιάζουν µέτρια δυνατότητα γένεσης υδρογονανθράκων ενώ τα υπόλοιπα δείγµατα παρουσιάζουν φτωχή δυνατότητα γένεσης. ΠΡΟΦΙΛ ΕΙΓΜΑ TOC (%) ΠΡΟΦΙΛ ΕΙΓΜΑ TOC (%) Π2\ 1 0,08 Π2\ 31 0,00 Π2\ 2 0,12 Π2\ 32 0,00 ΠΡΟΦΙΛ 2 Π2\ 3 0,00 Π2\ 33 0,00 Π2\ 4 0,52 Π2\ 34 0,00 Π2\ 5 0,46 Π10\ 9 0,13 Π2\ 6 0,24 Π10\ 8 0,30 Π2\ 7 0,75 Π10\ 7 0,21 Π2\ 8 0,65 Π10\ 6 0,21 ΠΡΟΦΙΛ 10 Π2\ 9 0,45 Π10\ 5 6,36 Π2\ 10 0,36 Π10\ 4 0,15 Π2\ 11 0,64 Π10\ 1 0,29 Π2\ 12 0,62 Π10\ 2 0,27 Π2\ 13 0,43 Π9\ 3 0,48 Π2\ 14 0,48 Π9\ 2 0,32 ΠΡΟΦΙΛ 9 Π2\ 15 0,37 Π9\ 1 0,44 ΠΡΟΦΙΛ 2 Π2\ 16 0,31 MM1 0,08 Π2\ 17 0,03 Π8\ 2 0,00 ΠΡΟΦΙΛ 8 Π2\ 18 0,07 Π8\ 1 0,00 Π2\ 19 0,14 Π1\ 9 0,05 Π2\ 20 1,06 Π1\ 8 0,08 Π2\ 21 0,00 Π1\ 7 0,25 Π2\ 22 0,00 Π1\ 10 0,11 Π2\ 23 0,00 Π1\ 6 0,07 ΠΡΟΦΙΛ 1 Π2\ 24 0,00 Π1\ 5 0,19 Π2\ 25 0,00 Π1\ 4 0,23 Π2\ 26 0,00 Π1\ 3 0,09 Π2\ 27 0,00 Π1\ 2 0,04 Π2\ 28 0,00 Π1\ 1 0,30 Π2\ 29 0,00 Π7\ 2 0,05 ΠΡΟΦΙΛ 7 Π2\ 30 0,00 Π7\ 1 0,08 Εικόνα 6.19: Ποσοστό ολικού Οργανικού Άνθρακα δειγµάτων του Σχηµατισµού Βιάννου (Προφίλ 2.9 &10) και των µεταβατικών στρωµάτων (Προφίλ 1,7 & 8) προς αυτό το σχηµατισµό (Πυλιώτης 2008). 109

110 ΠΡΟΦΙΛ ΕΙΓΜΑ TOC (%) Π5\ 10 0,41 Π5\ 9 0,13 Π5\ 8 0,32 ΠΡΟΦΙΛ 5 Π5\ 7 0,18 Π5\ 6 0,22 Π5\ 4 0,24 Π5\ 3 0,06 Π5\ 2 0,25 Π3\ 5 0,00 Π3\ 4 0,00 ΠΡΟΦΙΛ 3 Π3\ 2 0,00 Π3\ 1 0,00 ΜΜ4 0,88 Εικόνα 6.20: Ποσοστό ολικού Οργανικού Άνθρακα (TOC) δειγµάτων του Σχηµατισµού Σχοινιά (Λέκκας 2008). ΠΡΟΦΙΛ ΕΙΓΜΑ TOC (%) Π11\ 3 0,26 ΠΡΟΦΙΛ 11 Π11\ 2 0,07 Π11\ 1 0,32 Π12\ 5 0,65 Π12\ 4 0,63 ΠΡΟΦΙΛ 12 Π12\ 3 0,74 Π12\ 2 0,28 Π12\ 1 0,23 Π6\ 12 0,14 Π6\ 11 0,25 Π6\ 10 0,39 Π6\ 9 0,17 Π6\ 8 0,37 ΠΡΟΦΙΛ 6 Π6\ 7 0,42 Π6\ 6 0,19 Π6\ 5 0,15 Π6\ 4 0,14 Π6\ 3 0,05 Π6\ 2 0,53 Π6\ 1 0,67 Π13\ 4 0,39 ΠΡΟΦΙΛ 13 Π13\ 3 0,12 Π13\ 1 0,04 Εικόνα 6.21:Ποσοστό ολικού Oργανικού Άνθρακα (TOC) δειγµάτων του Σχηµατισµού Αµπελούζου (Μουρτζάκης 2011) Tα δείγµατα από τον υποκείµενο φλύσχη και τα µεταβατικά στρώµατα του Σχηµατισµού του Βιάννου παρουσιάζουν τιµές περιεχόµενου Οργανικού Άνθρακα από 0-0,30% µε µέση τιµή 0,11% (Προφίλ 1,7 & 8) (Εικ. 6.19). Τα δείγµατα του 110

111 Σχηµατισµού του Βιάννου παρουσιάζουν τιµές περιεχοµένου Οργανικού Άνθρακα από 0-6,36% µε µέση τιµή 0,37% (Προφίλ 2,9 & 10) (Εικ.6.19). Τα δείγµατα από τον Σχηµατισµό του Σχοινιά παρουσιάζουν τιµές Οργανικού Άνθρακα από 0-0,88% µε µέση τιµή 0,21% (Εικ.6.20). Τα δείγµατα από τον σχηµατισµό του Αµπελούζου περιέχουν τιµές από 0,04-0,74% µε µέση τιµή 0,31% (Εικ.6.21). Από τα παραπάνω προκύπτει: πως στον Σχηµατισµό του Βιάννου ένα (1) δείγµα παρουσίαζε εξαιρετική δυνατότητα γένεσης υδρογονανθράκων ενώ τα υπόλοιπα φτωχή δυνατότητα γένεσης, στον Σχηµατισµό του Σχοινιά πέντε (5) δείγµατα είχαν µέτρια δυνατότητα, δεκαοχτώ (18) φτωχή δυνατότητα και στον Σχηµατισµό του Αµπελούζου ένα (1) δείγµα παρουσίαζε µέτρια δυνατότητα γένεσης υδρογονανθράκων και δώδεκα (12) φτωχή δυνατότητα γένεσης ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ ΟΡΓΑΝΙΚΟΥ ΑΝΘΡΑΚΑ ΜΕ ΠΥΡΟΛΥΣΗ ROCK-EVAL Aπό την ανάλυση της πυρόλυσης των δειγµάτων πετρωµάτων προσδιορίστηκαν οι δείκτες S1, S2, S3, Tmax & TOC, από τις τιµές των οποίων προέκυψαν τα παρακάτω αποτελέσµατα (Πίνακας 12). Επίσης στην Εικόνα 6.22 δίνονται και τα αποτελέσµατα ποσοστού Οργανικού Ανθρακα (TOC) από τον Σχηµατισµό Μετόχια (Πυλιώτης, αδηµοσίευτα). Πίνακας 12: Παράµετροι που προσδιορίζονται µε Rock Eval πυρόλυση. Αρ. είγµατος Mass (gr) Tmax S1 S2 S3 TOC % ΠΟΤ 39 62, ,03 0,85 0,11 ΠΟΤ 26 66, ,01 0,12 1,09 0,13 ΠΟΤ ,01 0,12 1,25 0,17 ΠΟΤ 20 66, ,01 0,07 0,86 0,12 ΠΟΤ 46 65, ,01 0,12 0,86 0,17 ΠΟΤ 30 51, ,05 0,13 0,73 0,16 ΠΟΤ 42 85, ,03 0,22 0,03 ΠΟΤ 19 74, ,04 0,16 0,02 ΠΟΤ 44 70, ,07 0,09 0,87 0,12 Ο είκτης S1 στα δείγµατα πετρωµάτων κυµαίνεται από 0-0,07 µε µέση τιµή 0,035, δηλαδή εµφανίζει χαµηλές τιµές. Τιµές του S1 < 1 mg/gr δεν είναι ικανοποιητικό για µητρικά πετρώµατα πετρελαίου 111

112 Ο είκτης S2 στα δείγµατα πετρωµάτων κυµαίνεται µεταξύ των τιµών 0,03-0,13 µε µέση τιµή 0,365. Τιµές του S2 < 2 mg/gr δεν χαρακτηρίζουν πετρώµατα ως καλή πηγή παραγωγής υδρογονανθράκων Ο είκτης S3 στα δείγµατα πετρωµάτων έχει µέση τιµή 0,705 mg CO 2 /gr και αποτελεί ένδειξη κηρογόνου µε µικρή περιεκτικότητα σε οξυγόνο Ο είκτης Tmax για τα δείγµατα πετρωµάτων κυµαίνεται µεταξύ των τιµών C, µε µέση τιµή 346,5 C. Οι τιµές αυτές υποδεικνύουν ανώριµο θερµικά µητρικό πέτρωµα Γενικά πετρώµατα µε τιµές TOC > 0,5 % θεωρούνται ικανά για παραγωγή υδρογονανθράκων. Oι τιµές του είκτη TOC όπως παρουσιάζονται στον παραπάνω πίνακα, κυµαίνονται από 0,02 0,17 %, µε µέση τιµή 0,11 %. εδοµένου λοιπόν ότι σε κάποια δείγµατα, οι τιµές του TOC είναι µεγαλύτερες, τα πετρώµατα αυτά ίσως θα µπορούσαν να αποτελέσουν εν δυνάµει µητρικά πετρώµατα. Το ποσοστό Οργανικού υλικού (TOC) για τα δείγµατα του Σχηµατισµού Μετόχια κυµαίνεται από 0 2,77% µε µέση τιµή 0,24%. Από τις τιµές του TOC για το σύνολο των δειγµάτων, προκύπτει πως πέντε (5) δείγµατα έχουν φτωχή δυνατότητα για την γένεση υδρογονανθράκων, ένα (1) µέτρια δυνατότητα, τρία (3) πολύ καλή δυνατότητα και δύο (2) καλή δυνατότητα γένεσης. Τα υπόλοιπα δείγµατα έχουν τιµές κάτω από 0-0,08% µε µέση τιµή 0,04%, παρουσιάζοντας φτωχή δυνατότητα γένεσης υδρογονανθράκων. 112

113 Εικόνα 6.22: Ποσοστό Οργανικού Άνθρακα (TOC), µε πυρόλυση Rock-Eval στον σχηµατισµό Μετόχια, (Πυλιώτης,αδηµοσίευτα). 113