ΙΖΗΜΑΤΟΛΟΓΙΚΗ ΚΑΙ ΠΑΛΑΙΟΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΤΗΣ ΥΠΟΛΕΚΑΝΗΣ ΤΟΥ ΠΛΑΤΑΝΟΥ ΣΤΗΝ ΔΥΤΙΚΗ ΚΡΗΤΗ

Transcript

1 ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΟ ΙΖΗΜΑΤΟΛΟΓΙΑΣ ΙΖΗΜΑΤΟΛΟΓΙΚΗ ΚΑΙ ΠΑΛΑΙΟΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΤΗΣ ΥΠΟΛΕΚΑΝΗΣ ΤΟΥ ΠΛΑΤΑΝΟΥ ΣΤΗΝ ΔΥΤΙΚΗ ΚΡΗΤΗ ΑΒΡΑΑΜ ΖΕΛΗΛΙΔΗΣ ΚΑΘΗΓΗΤΗΣ ΠΤΥΧΙΑΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ ΓΙΑΧΑΛΗ ΑΝΔΡΙΑΝΑ ΔΕΚΕΜΒΡΙΟΣ 2012 ΠΑΤΡΑ

2 Περιεχόμενα ΠΡΟΛΟΓΟΣ...3 ΕΙΣΑΓΩΓΗ ΤΕΚΤΟΝΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ ΤΗΣ ΚΡΗΤΗΣ ΙΖΗΜΑΤΟΛΟΓΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ ΠΑΛΑΙΟΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ Υπολεκάνη του Πλατάνου Υπολεκάνη του Καστελλίου Υπολεκάνη του Μάλεμε ΕΡΓΑΣΙΑ ΥΠΑΙΘΡΟΥ ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΑΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ Ανάλυση για τον προσδιορισμό του ποσοστού του ανθρακικού ασβεστίου (CaCO 3 ) των δειγμάτων Ανάλυση και ποσοτικός προσδιορισμός του οργανικού άνθρακα Κοκκομετρική ανάλυση Σχέση ΤOC-CaCO ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΑΚΩΝ ΑΝΑΛΥΣΕΩΝ ΓΕΝΙΚΑ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ...44 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ...45 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ!...47 [2]

3 ΠΡΟΛΟΓΟΣ Η παρούσα διπλωματική διατριβή με τίτλο «Ιζηµατολογική και Παλαιογεωγραφική ανάλυση της υπολεκάνης του Πλατάνου στην δυτική Κρήτη», εκπονήθηκε στα πλαίσια πτυχιακής εργασίας του τμήματος Γεωλογίας της σχολής Θετικών Επιστημών του Πανεπιστημίου Πατρών. Στόχος της εργασίας ήταν η γεωχημική και ιζηµατολογική ανάλυση των νεογενών ιζημάτων της νήσου Κρήτης στο δυτικό τμήμα, της υπολεκάνης του Πλατάνου, με απώτερο σκοπό να μελετηθούν τα αποθετικά τους περιβάλλοντα, οι συνθήκες σχηματισμού τους, η γεωδυναμική εξέλιξη της περιοχής καθώς και ο εντοπισμός και αξιολόγηση πιθανών μητρικών πετρωμάτων υδρογονανθράκων Σε αυτό το σημείο θα ήθελα να ευχαριστώ όλους όσους συνέβαλαν και με βοήθησαν στην συγγραφή και την ολοκλήρωση της παρούσας εργασίας. Καταρχήν τον επιβλέποντα καθηγητή της πτυχιακής κ. Αβραάμ Ζεληλίδη, Καθηγητή του τμήματος Γεωλογίας του Πανεπιστημίου Πατρών, για την επιστημονική καθοδήγηση που μου παρείχε τόσο στο θεωρητικό όσο και στο ερευνητικό μέρος της εργασίας μου καθώς και για την άψογη συνεργασία που είχαμε κατά την εκπόνηση της. Τον κ. Κοντόπουλο Νικόλαο, Καθηγητή του τμήματος Γεωλογίας του Πανεπιστημίου Πατρών, για την βοήθεια που μου παρείχε στο τμήμα των εργαστηριακών αναλύσεων και για το συνεχές ενδιαφέρον του για την πορεία της εργασίας μου. Τον κ. Μανούτσογλου Εμμανουήλ, Καθηγητή του τμήματος Μηχανικών Ορυκτών Πόρων του Πολυτεχνίου Κρήτης, για την φιλοξενία του στα Χανιά της Κρήτης κατά την πραγματοποίηση της εργασίας υπαίθρου καθώς επίσης και για τα σχόλια και τις παρατηρήσεις του. Επίσης ευχαριστώ θερμά: Τον Παναγόπουλο Γεώργιο, υποψήφιο διδάκτορα του τμήματος Μηχανικών Ορυκτών Πόρων του Πολυτεχνείου Κρήτης, για την φιλοξενία του στα Χανιά, την σημαντική βοήθεια του στην ύπαιθρο αλλά και για κάποιες εργαστηριακές πληροφορίες που μου έδωσε. Τον ξάδερφο μου, Ανδρουλιδάκη Χαράλαμπο υποψήφιο διδάκτορα του τμήματος πολιτικών μηχανικών του Πολυτεχνείου Πατρών για την βοήθεια που μου προσέφερε στην εργασία υπαίθρου καθώς και για την ηθική στήριξη του. [3]

4 Τον συμφοιτητή μου και πολύ καλό μου φίλο, Μποτζιολή Χρύσανθο για την συνεργασία που είχαμε κατά την εκπόνηση των διπλωματικών μας. Τους μεταπτυχιακούς φοιτητές Κτενά Δημήτριο, Αναγνωστάκη Δήμητρα και Νικολάου Κωνσταντίνο για την πολύτιμη βοήθειά τους στις εργαστηριακές αναλύσεις. Τέλος, θα ήθελα να ευχαριστήσω την οικογένειά μου, για την στήριξή της αυτά τα τέσσερα χρόνια της φοίτησης μου στο τμήμα Γεωλογίας του Πανεπιστημίου Πατρών. [4]

5 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Η Κρήτη αποτελεί το μεγαλύτερο νησί του ελλαδικού χώρου και βρίσκεται νότια του Αιγαίου πελάγους. Πρόκειται για μια επιμήκη χερσαία περιοχή με γενική διεύθυνση ανάπτυξης Α-Δ, η οποία βρέχεται από το Κρητικό πέλαγος στα βόρεια και από το Λιβυκό πέλαγος στα νότια. Η Κρήτη βρίσκεται περίπου 90km από το ελληνικό τόξο (εικόνα 1), και έχει χωριστεί σε τρεις επιμέρους υπολεκάνες που είναι οι εξής: η υπολεκάνη του Πλατάνου, η υπολεκάνη του Καστελλίου και η υπολεκάνη του Μάλεμε. Εικόνα 1: Η Κρήτη σε σχέση με το ελληνικό τόξο και τα υπάρχουσα ρήγματα (Kontopoulos et al.1996) Οι μεγαλύτερες πόλεις βρίσκονται στις βόρειες ακτές της Κρήτης και από τα δυτικά προς τα ανατολικά είναι τα Χανιά, το Ρέθυμνο, το Ηράκλειο, ο Αγ. Νικόλαος και η Σητεία, όπου υπάρχουν μεγάλες λιμενικές εγκαταστάσεις που εξυπηρετούν την ακτοπλοϊκή σύνδεση του νησιού με την ηπειρωτική Ελλάδα και την Ευρώπη γενικότερα. Κατά μήκος της νότιας ακτογραμμής συναντώνται μικρότερες πόλεις (Ιεράπετρα, Αγ. Γαλήνη, Χώρα Σφακίων). Οι μεγάλοι ορεινοί όγκοι που δεσπόζουν το νησί είναι τρεις. Τα Λευκά όρη, με μέγιστο υψόμετρο m, που βρίσκονται στο δυτικό τμήμα της Κρήτης, νότια της πόλης των Χανίων. Ο Ψηλορείτης με υψόμετρο που φθάνει τα m και βρίσκεται μεταξύ των νομών Ηρακλείου [5]

6 και Λασιθίου, όπου έχει δημιουργηθεί το μεγάλης έκτασης οροπέδιο του Λασιθίου σε υψόμετρο 850m. Σημαντικές μορφολογικές εξάρσεις συναντώνται και πιο ανατολικά, μεταξύ των πόλεων Ιεράπετρα και Σητεία (όρη Θριπτης, 1.476m), αλλά και κατά μήκος των νοτίων παραλιών της κεντρικής Κρήτης, όπου αναπτύσσονται τα Αστερούσια όρη, με μέγιστο υψόμετρο τα 1.231m. Ενδιάμεσα των παραπάνω ορεινών όγκων το υψόμετρο μειώνεται και δημιουργούνται οι λεκάνες του Ρεθύμνου, του Ηρακλείου και της Ιεράπετρας με μέση διεύθυνση Β-Ν. οι κύριοι κλάδοι των ποταμών που ρέουν σε όλο το νησί της Κρήτης έχουν μέση διεύθυνση Β-Ν, ενώ το ίδιο συμβαίνει και με τα περισσότερα φαράγγια που έχουν δημιουργηθεί στις παράκτιες περιοχές (Σαμαριά, Σφακιανό, Τρυπητή, Αναποδάρη κτλ) (εικόνα 2). Εικόνα 2: Τμήμα του σεισμοτεκτονικού χάρτη της Ελλάδας, κλίμακας 1: , όπου φαίνεται η Κρήτη με τις διαφορετικές γεωλογικές εμφανίσεις πετρωμάτων των διαφορετικών ισοτοπικών ζωνών. Με κόκκινο πλαίσιο σημειώνεται η περιοχή μελέτης που βρίσκεται στα βορειοδυτικά του νησιού (ΙΓΜΕ, 1989). [6]

7 1. ΤΕΚΤΟΝΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ ΤΗΣ ΚΡΗΤΗΣ ΙΖΗΜΑΤΟΛΟΓΙΚΗ ΚΑΙ ΠΑΛΑΙΟΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ Η κύρια διεύθυνση των κανονικών ρηγμάτων, που χωρίζει και οριοθετεί την περιοχή στις τρεις υπολεκάνες που προαναφέρθηκαν, είναι βόρεια-βορειοανατολική (εικόνα 1.1). Τα βόρειαςβορειοανατολικής διεύθυνσης ρήγματα εξαιτίας της αλλαγής της διεύθυνσης κλίσης δημιουργούν τάφρους και κέρατα και είναι φυσικά η αιτία κατακερματισμού της περιοχής και η δημιουργία των τριών υπολεκανών. Πιο συγκεκριμένα, στην υπολεκάνη του Πλατάνου καθώς επίσης και στην υπολεκάνη του Καστελλίου παρουσιάζονται δύο ρήγματα μετασχηματισμού δυτικής-βορειοδυτικής διεύθυνσης, ενώ στην υπολεκάνη του Μάλεμε παρουσιάζονται δύο ρήματα μετασχηματισμού βορειοανατολικής διεύθυνσης. Στην υπολεκάνη του Πλατάνου σχηματίζεται μιας ασύμμετρης μορφής λεκάνη λόγω της παρουσίας ενός ρήγματος στα ανατολικά περιθώριά της. Το ρήγμα αυτό ωστόσο ήταν ανενεργό κατά την περίοδο του Πλειοκαίνου, αλλά κατά την περίοδο του Πλειστοκαίνου ενεργοποιήθηκε ξανά. Στην υπολεκάνη του Καστελλίου υπάρχουν παρόμοιας διεύθυνσης ρήγματα και στα ανατολικά αλλά και στα δυτικά περιθώρια, που όμως η τεκτονική τους δραστηριότητα μετανάστευσε προς το κέντρο της κατά τη διάρκεια του Μεσσηνίου. Η εξέλιξη της υπολεκάνης επηρεάστηκε και παρήγαγε μια περιορισμένη λεκάνη όπου σχηματίστηκε η γύψος. Τα ρήγματα αυτά δεν φαίνονται στην επιφάνεια. Τέλος, στην υπολεκάνη του Μάλεμε αυτά τα ρήγματα βρίσκονται στα δυτικά περιθώρια και η τεκτονική δραστηριότητα του ενεργού ρήγματος μετανάστευσε ανατολικά με την πάροδο του χρόνου. Το ρήγμα έχει λιστρική γεωμετρία καθώς τα ιζήματα έχουν ασύμμετρες βυθίσεις (σφήνες). [7]

8 Εικόνα 1.1 Γεωλογικός χάρτης της Κρήτης όπου φαίνονται οι τρεις υπολεκάνες. (Kontopoulos et al. 1996) [8]

9 2. ΙΖΗΜΑΤΟΛΟΓΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ Η ιζηματογένεση της Κρήτης ξεκίνησε από το Τορτόνιο και ολοκληρώθηκε στο μέσο Πλειστόκαινο. Και οι τρεις υπολεκάνες ξεκινούν με τις ίδιες συνθήκες ιζηματογένεσης. Τα παλαιότερα ιζήματα ηλικίας Τορτονίου αποτελούνται από συμπαγείς πηλούς που αποτέθηκαν στην υφαλοκρηπίδα, μέχρι το βάθος των 200m (εικόνα 2.1). Οι φάσεις είναι οι εξής: 1. Συμπαγής πηλός 2. Συμπαγής πηλός με ολισθήσεις 3. Εναλλαγές πηλού και κροκαλοπαγών 4. Βιοκλαστικός ασβεστόλιθος 5. Γυψούχος φάση Μεσσηνίου 6. Ετερολιθική φάση (εναλλαγές πηλού και άμμου) 7. Εναλλαγές αμμούχων πηλών πηλούχων άμμων 8. Θαλάσσιοι αναβαθμοί Εικόνα. 2.1 Στρωματογραφική διάρθρωση και συσχέτιση των μελετηθέντων ιζημάτων στις τρεις υπολεκάνες (Kontopoulos et al. 1996). [9]

10 Αναλυτικότερα, στην υπολεκάνη του Πλατάνου εμφανίζεται κατά το Τορτόνιο συμπαγής πηλός, γκρι χρώματος και πάχους 100m, ο οποίος δηλώνει περιβάλλον υφαλοκρηπίδας, και συμπαγής πηλός με ολισθήσεις, ο οποίος έχει ανοιχτό γκρι χρώμα και πάχος 44m. Από το Τορτόνιο έως και το Μεσσήνιο ακολουθεί η ετερολιθική φάση, με πάχος ιζήματος 80m. Η φάση αυτή αποτελείται από 11 κύκλους, από τους οποίου ο καθένας έχει πάχος 5-8m, και χαρακτηρίζει παράκτιο περιβάλλον. Εκείνη την περίοδο, έξω από την υπολεκάνη αποτέθηκε η φάση του βιοκλαστικού ασβεστόλιθου. Στη συνέχεια κατά τη διάρκεια του Πλειστοκαίνου διακρίνονται εναλλαγές αμμούχων πηλών και πηλούχων άμμων με πάχος 20m και κύριο χαρακτηριστικό γνώρισμα την παρουσία διατομιτών και οριζόντων με ολισθήσεις. Ιζήματα του Πλειοκαίνου απουσιάζουν και αυτό έχει σαν αποτέλεσμα τα ιζήματα του Πλειστοκαίνου να βρίσκονται σε ασυμφωνία πάνω στα ιζήματα (εικόνα 2.2) του Μεσσηνίου και τα οποία αποτέθηκαν σαν θαλάσσιοι αναβαθμοί (εικόνα 2.3). Εικόνα 2.2 Εικόνες από τις υπολεκάνες του Πλάτανου και του Μάλεμε. a: ψαμμίτης με δείγματα Ophiomorpha nodosa, b: ανώτερα τμήματα της φάσης αμμούχου πηλού-πηλούχου άμμου με στρώματα από γκρι ασβεστιτικό πηλό και λεπτόκοκκη έως μεσόκοκκη άμμο αλλά και πορτοκαλί ασβεστιτικό αμμούχο πηλό, c: ψαμμιτικά κανάλια με κυματοειδή επαφές από τα ανατολικά περιθώρια της Πλειοκαινικής λεκάνης, d: λεπτόκοκκο κοκκινωπό κροκαλοπαγές από την φάση πηλού-κροκαλοπαγούς από την υπολεκάνη του Μάλεμε, e: ο ανώτερος ορίζοντας με δομές slumps (Kontopoulos et al. 1996). [10]

11 Εικόνα 2.3 Φωτογραφίες από την υπολεκάνη του Πλατάνου. α: Πανοραμική θέα από την υπολεκάνη του Πλατάνου όπου Μειοκαινικά αποθέματα αναπτύσσονται στο hangiwall του ΒΒΑ ρήγματος 1:φάση συμπαγούς ασβεστόλιθου, 2:φάση πηλού με δομές slumps, 3:ετερολιθική φάση, b: ασβεστιτικός ασβεστόλιθος με περίπου 10% ψαμμιτικά στρώματα μέσα σε κύκλους ετερολιθικής φάσης, c: ψαμμιτικά στρώματα με επαφές στην κορυφή της ετερολιθικής φάσης (Kontopoulos et al. 1996). Στην περιοχή των Γρηγοριανών, λίγο έξω από την υπολεκάνη του Καστελλίου, κατά την περίοδο του Τορτονίου έχουμε την εμφάνιση πηλού πάνω σε κροκαλοπαγή. Στην ίδια περιοχή αλλά στο χωριό Χαιρετιανά, εμφανίζεται συμπαγής πηλός με πάχος ιζήματος 50m και συμπαγής πηλός με ολισθήσεις με κανάλια εύρους 4m και πάχους 1m. Κατά την περίοδο του Μεσσηνίου παρατηρείται η γυψούχος φάση με πάχος ιζήματος έως 100m, η οποία χαρακτηρίζεται από 15 κύκλους. Κάθε κύκλος αποτελείται από στρώματα γύψου και μάργας. Η γύψος βρέθηκε εκεί λόγω της Μεσσήνιας κρίσης. Πάνω από την γυψούχο φάση παρατηρούνται εναλλαγές πηλού και άμμου (ετερολιθική φάση), πάχους 60m, που αποτελούνται από κύκλους με πάχος 5m. Στην υπολεκάνη του Μάλεμε, στην περιοχή Βούβες, εμφανίζεται συμπαγής πηλός και στη συνέχεια πηλός μαζί με κροκαλοπαγή κατά τη διάρκεια του Τορτονίου (εικόνα 2.2). Τα κροκαλοπαγή αυτά εμφανίζονται κοντά σε ρήγματα στο νότιο τμήμα της περιοχής μελέτης. Η φάση έχει πάχος 170m, γκρι χρώματος και χωρίς να παρουσιάζονται απολιθώματα. [11]

12 Παρατηρήθηκαν επίσης και κόκκινα κροκαλοπαγή. Ο κύκλος αυτός εμφανίζεται τρεις φορές, αλλά στον τρίτο κύκλο, κατά την περίοδο του Μεσσηνίου, εμφανίζεται γύψος Μεσσηνίου στην περιοχή Βουκολίες. Κατά το Μεσσήνιο επίσης παρουσιάστηκε και η φάση του βιοκλαστικού ασβεστόλιθου. Στο Πλειόκαινο εμφανίζεται συμπαγής πηλός και εναλλαγές πηλούχου άμμου και αμμούχου πηλού που επαναλαμβάνεται δύο φορές. [12]

13 3. ΠΑΛΑΙΟΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ Η σύγχρονη δράση συνθετικών και αντιθετικών ρηγμάτων χώρισε τη βορειοδυτική Κρήτη σε τρεις περιοχές οι οποίες είναι ο Πλάτανος, το Καστέλλι και το Μάλεμε. Αυτές οι περιοχές εξαιτίας της σύγχρονης δράσης ενός μεγάλου δυτικού-βορειοδυτικού και ενός μεγάλου βόρειο-βορειοανατολικού ρήγματος στο νότιο περιθώριο αυτών των περιοχών δημιούργησαν αντίστοιχα τις τρεις υπολεκάνες. Η ιζηματογένεση στο ξεκίνημα της δημιουργίας τους ήταν παντού η ίδια και χαρακτηρίζεται από αποθέσεις συμπαγή πηλού με βάθος ιζήματος 100m, (επίπεδο υφαλοκρηπίδας). Μετά από αυτό το στάδιο ιζηματογένεσης οι τρεις υπολεκάνες εξελίσσονται διαφορετικά και γι αυτό εξετάζονται και χωριστά σε σχέση με την γεωχρονολογική περίοδο (εικόνα 3.1). Εικόνα 3.1 Παλαιογεωγραφική εξέλιξη των τριών μελετηθέντων υπολεκανών από το Τορτόνιο έως και το Πλειστόκαινο (Kontopoulos et al., 1996). 3.1 Υπολεκάνη του Πλατάνου Η υπολεκάνη του Πλατάνου σχηματίστηκε λόγω ενός συστήματος ορθογώνιων ρηγμάτων μετασχηματισμού με διεύθυνση βόρειο-βορειοανατολική και δυτική-βορειοδυτική όπου όπως προαναφέρθηκε συγκεντρώθηκε εκεί η φάση του συμπαγούς πηλού. Τότε, κατά την ιζηματογένεση αυτή, η αναλογία της βύθισης του πυθμένα προς τον ρυθμό ιζηματογένεσης ήταν σταθερή (=1). Στο Ανώτερο Τορτόνιο όμως η αναλογία αυτή ήταν μεγαλύτερη από το 1 με [13]

14 αποτέλεσμα την δημιουργία απότομων περιθωρίων στην λεκάνη. Λόγω λοιπόν των περιθωρίων αυτών, σχηματίστηκε και η φάση του συμπαγούς πηλού με ολισθήσεις που αναγνωρίστηκε περισσότερο στα περιθώρια της υπολεκάνης. Οι νότιες περιοχές απέκτησαν μεγάλες κλίσεις και τα προϋπάρχοντα ιζήματα άρχιζαν να ολισθαίνουν. Κατά την περίοδο του Μεσσηνίου, η συνεχής απόθεση ιζημάτων υφαλοκρηπίδας δείχνει ότι η λεκάνη δεν επηρεάστηκε από τη Μεσσήνια κρίση (κρίση αλμυρότητας), οπότε ο ρυθμός βύθισης να είναι μεγαλύτερος από το ρυθμό πτώσης της στάθμης της θάλασσας, έτσι ώστε το περιβάλλον να είναι σταθερό και η υπολεκάνη να παραμείνει ενεργή. Οι κύκλοι μέσα στην ετερολιθική φάση αντιπροσωπεύουν τεκτονικούς παλμούς από το Ανώτερο Τορτόνιο έως και το Ανώτερο Μεσσήνιο. Την περίοδο εκείνη το βάθος της υπολεκάνης μειώνεται δείχνοντας μια σταδιακή αύξηση του ρυθμού ιζηματογένεσης σε σχέση με τον ρυθμό βύθισης του πυθμένα. Επίσης το μεγάλο πάχος της στρωματογραφικής ακολουθίας για μια γενικά ρηχή υπολεκάνη, αντιπροσωπεύει την συνεχόμενη δράση των ρηγμάτων του περιθωρίου που σχημάτισαν την υπολεκάνη. Βόρεια, έξω από την προϋπάρχουσα υπολεκάνη και λόγω της δράσης του δυτικούβορειοδυτικού ρήγματος μετασχηματισμού, η φάση του βιοκλαστικού ασβεστόλιθου σχηματίστηκε πάνω στο επίπεδο του ρήγματος σε παράκτιο περιβάλλον. Κατά την περίοδο του Πλειοκαίνου, η ιζηματογένεση περιορίζεται μόνο κοντά στο κύριο ρήγμα. Ο ρυθμός βύθισης της υπολεκάνης μειώνεται και έτσι η υπολεκάνη σταδιακά μπαζώνει. Εκεί φαίνεται και η λιστρική γεωμετρία του ρήγματος. Στο Κατώτερο Πλειόκαινο όλη η υπολεκάνη ανυψώθηκε και η ιζηματογένεση σταμάτησε. Κατά το Ανώτερο Πλειόκαινο η δράση του βόρειο-βορειοανατολικού ρήγματος ενεργοποιήθηκε ξανά. Δημιουργήθηκε έτσι μια σχεδόν ασύμμετρη θαλάσσια λεκάνη, με πολύ απότομα περιθώρια και αυξανόμενο βάθος ανατολικά προς το περιθωριακό ρήγμα. Σε αυτή την λεκάνη αποτέθηκε η φάση με εναλλαγές αμμούχου πηλού με πηλούχου άμμου. 3.2 Υπολεκάνη του Καστελλίου Τα ρήγματα που ελέγχουν την υπολεκάνη του Καστελλίου έχουν γεωμετρία ρομβοειδούς συστήματος και είναι ρήγματα μετασχηματισμού, με βόρειο-βορειοανατολική και δυτικήβορειοδυτική διεύθυνση. Το δυτικό-βορειοδυτικό ρήγμα μετασχηματισμού στο βορειότερο τμήμα της υπολεκάνης αποτελεί το κύριο όριο της υπολεκάνης κατά τη διάρκεια του Ανώτερου Τορτονίου και εκεί εμφανίζεται συμπαγής πηλός. Τα απότομα περιθώρια της υπολεκάνης αναπτύχθηκαν νότια, και μπροστά από αυτά αποτέθηκαν δελταϊκά ριπίδια. Ο συμπαγής πηλός [14]

15 με ολισθήσεις αναπτύχθηκε λόγω της ξαφνικής επαναδραστηριοποίησης του ρήγματος, εξαιτίας της δημιουργίας απότομων περιθωρίων νότια του ρήγματος. Υπήρχε επίσης εμφάνιση πηλού πάνω σε κροκαλοπαγή, στην περιοχή των Γρηγοριανών. Τότε, λόγω μετανάστευσης της τεκτονικής δραστηριότητας στα βόρεια περιθώρια του ρήγματος, η υπολεκάνη άρχισε να χερσεύει. Κατά το Μεσσήνιο, στα περιθώρια του ρήγματος αναπτύχθηκε μια περιορισμένη λεκάνη με την παρουσία μιας ακολουθίας από γύψο. Το εύρος αυτών των φάσεων δείχνει ότι στο Ανώτερο Τορτόνιο το ρήγμα του περιθωρίου της υπολεκάνης ήταν ακόμα ενεργό, δημιουργώντας έτσι μια σχετικά τοπική βύθιση του μπλοκ μεταξύ των δύο δυτικών-βορειοδυτικών ρηγμάτων μετασχηματισμού. Η υπολεκάνη του Καστελλίου επηρεάστηκε από την Μεσσήνια κρίση με αποτέλεσμα την ανάπτυξη των εβαποριτών. Ο ρυθμός όμως και εδώ της ιζηματογένεσης είναι μεγαλύτερος του ρυθμού βύθισης γι αυτό άλλωστε και η υπολεκάνη χερσεύει. Η υπολεκάνη περιορίζεται κεντρικά και νότια και η ιζηματογένεση σταματά στην υπολεκάνη της Κουκουνάρας. Τα όρια του ρήματος αναπτύσσονται στη νότια πλευρά της υπολεκάνης και στην υπολεκάνη Πλατάνου και Μάλεμε σχηματίζεται αντίστοιχα βιοκλαστικός ασβεστόλιθος πάνω στο επίπεδο του ρήγματος. Εξαιτίας της σύγχρονης δράσης του δυτικού-βορειοδυτικού ρήγματος του περιθωρίου και του βόρειου-βορειοανατολικού ρήγματος μετασχηματισμού, το ανώτερο μέρος της ετερολιθικής φάσης σχηματίστηκε πάνω στη γύψο γύρω από την περιοχή Χαιρετιανά. Κατά τη διάρκεια του Πλειοκαίνου ολόκληρη η περιοχή της υπολεκάνης του Καστελίου ανυψώθηκε καθώς η ιζηματογένεση σταμάτησε. 3.3 Υπολεκάνη του Μάλεμε Η εξέλιξη της υπολεκάνης του Μάλεμε, ελέγχεται επίσης από ένα ρομβοειδές σύστημα ρηγμάτων όπως και η εξέλιξη τη υπολεκάνης του Καστελίου, με ρήγματα μετασχηματισμού βόρειας-βορειανατολικής και βορειοανατολικής διεύθυνσης. Η υπολεκάνη αυτή φαίνεται να περιορίζεται βαθμιαία βορειανατολικά. Ο πιθανός λόγος γι αυτήν την εξέλιξη είναι ο διαφορετικός βαθμός βύθισης στο επίπεδο του δυτικού-βορειοδυτικού ρήγματος που ορίζει τα περιθώρια της υπολεκάνης με τη βύθιση να αυξάνεται βορειανατολικά. Λόγω της δράσης του δυτικού-βορειοδυτικού κανονικού ρήγματος και του βόρειο-βορειανατολικού ρήγματος μετασχηματισμού στο Ανώτερο Τορτόνιο, τοποθετείται στα ανατολικά και νότια περιθώρια της υπολεκάνης συμπαγής πηλός. Η μετανάστευση της τεκτονικής δραστηριότητας προς τα βόρεια [15]

16 συσχετίζεται με την φάση με τις εναλλαγές πηλού και κροκαλοπαγή που εμφανίζεται στο νοτιοδυτικό τμήμα της υπολεκάνης. Ως αποτέλεσμα αυτής της μετανάστευσης αποτίθεται βιοκλαστικός ασβεστόλιθος στην οροφή του ρήγματος (hangiwall) στις υπολεκάνες του Πλατάνου και του Μάλεμε και η γύψος της υπολεκάνης του Καστελίου αποτίθεται στον πόδα (footwall) του ρήγματος. Ο πόδας του ρήγματος που οριοθετεί την υπολεκάνη ανυψώθηκε και σχηματίστηκε χερσαίο περιβάλλον, που συσχετίζεται με την γύψο στην υπολεκάνη του Μάλεμε. Η ράχη του ρήγματος, έδρασε σαν εμπόδιο και διαχώρισε τις υπάρχουσες υπολεκάνες, σχηματίζοντας έτσι ένα περιβάλλον πίσω από το εμπόδιο, με γύψο στα νότια του ρήγματος. Στο βόρειο μέρος αυτής της ράχης σχηματίστηκαν ασβεστόλιθοι και αναβαθμίδες σε ένα παράκτιο περιβάλλον. Κατά την περίοδο του Μεσσηνίου οι αποθέσεις εβαποριτών εμφανίζονται σε μια στενή επιμήκη ζώνη σχεδόν παράλληλη με τα ρήγματα που οριοθετούν την υπολεκάνη, με συνέπεια η υπολεκάνη αυτή να επηρεαστεί από τη Μεσσήνια κρίση αλλά μόνο σε κάποιες περιοχές που βρίσκονται στον πόδα του ρήγματος. Η εναλλαγή παράκτιων και ρηχών θαλάσσιων αποθέσεων στο Κατώτερο Τορτόνιο-Ανώτερο Μεσσήνιο, της ανώτερης στρωματογραφικής ακολουθίας της φάσης πηλός/κροκαλοπαγή και των ρηχών θαλάσσιων αποθέσεων αναπαριστά την αύξηση της στάθμης της θάλασσας λόγω της επαναδραστηριοποίησης του παλιού ρήγματος που την οριοθετούσε. Ενδείξεις γι αυτήν την επαναδραστηριοποίηση του παλιού ρήγματος δηλώνει επίσης η παρουσία εναλλαγών πηλούχου άμμου και αμμούχου πηλού κατά την περίοδο του Πλειοκαίνου. Η βιοστρωματογραφική ανάλυση έδειξε μια συνεχόμενη ιζηματογένεση από το Μεσσήνιο έως το Πλειόκαινο, με μια θαλάσσια επίκληση στη διάρκεια του Κατώτερου Πλειοκαίνου. [16]

17 4. ΕΡΓΑΣΙΑ ΥΠΑΙΘΡΟΥ Κατά την εργασία υπαίθρου έγινε συλλογή συνολικά 42 δειγμάτων από την περιοχή του Πλατάνου (εικόνα 4.1). Εικόνα 4.1 Εικόνα της περιοχής μελέτης, του Πλατάνου που απεικονίζεται αριθμητικά η δειγματοληψία. Από την εργασία υπαίθρου προέκυψε η παρακάτω στρωματογραφική στήλη της περιοχής του Πλατάνου. Η στρωματογραφική αυτή διάρθρωση δίνει με περισσότερη λεπτομέρεια τα ιζηματολογικά χαρακτηριστικά που θα αναλυθούν στη συνέχεια και εργαστηριακά (εικόνα 4.2). Εικόνα 4.2 Η στρωματογραφική διάρθρωση της λεκάνης του Πλατάνου και η συσχέτισή τους με τα συλλεχθέντα δείγματα. [17]

18 Πρέπει να αναφερθεί πως στην εργασία υπαίθρου, δεν ξεχώριζε η ακριβής λιθολογία όλων των δειγμάτων καθώς όλα είναι πολύ λεπτόκοκκα, με αποτέλεσμα η μετάβαση από τον πρώτο κύκλο ιζηματογένεσης (φάση συμπαγούς πηλού με ολισθήσεις) στο δεύτερο (ετερολιθική φάση) να μην είναι εύκολη από κοντά. Επιπλέον, τρία από τα δείγματα ήταν πολύ ισχυρώς διαγεννημένα, που σημαίνει πως η διάσπαση τους δεν κατέστη δυνατή, έτσι η κοκκομετρική ανάλυση βασίστηκε στα 39 δείγματα. [18]

19 5. ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΑΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ Τα δείγματα που συλλέχθηκαν στην ύπαιθρο αναλύθηκαν στο εργαστήριο. Οι εργαστηριακές αναλύσεις περιελάμβαναν προσδιορισμό του ποσοστού του ανθρακικού ασβεστίου, ποσοτικό προσδιορισμό του οργανικού άνθρακα και κοκκομετρική ανάλυση. 5.1 Ανάλυση για τον προσδιορισμό του ποσοστού του ανθρακικού ασβεστίου (CaCO 3 ) των δειγμάτων Για τον προσδιορισμό της επί τοις % περιεκτικότητας των δειγμάτων σε ανθρακικό ασβέστιο (CaCO 3 ) των δειγμάτων χρησιμοποιήθηκε η μέθοδος διάσπασης του CaCO 3 με CH 3 COOH (οξικό οξύ)όπως αυτή περιγράφεται από τον Βαρνάβα, 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 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 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 χαρτιού με και χωρίς ίζημα δίνει το βάρος του μη ανθρακικού μέρους του δείγματος, ενώ η διαφορά του συγκρατηθέντος ιζήματος από το αρχικό βάρος του δείγματος πολλαπλασιαζόμενο επί εκατό (100) δίνει το ποσοστό του ανθρακικού ασβεστίου που περιέχει το δείγμα. Εάν το βάρος του [19]

20 αρχικού δείγματος δεν είναι ακριβώς 1g τότε το επί τοις % ποσοστό του ανθρακικού ασβεστίου δίνεται από τον τύπο: % ποσοστό CaCO 3 =[(W δείγματος - ΔW φίλτρου )/W δείγματος ] Όπου W δείγματος και ΔW φίλτρου είναι το βάρος του δείγματος και η διαφορά βάρους του φίλτρου με και χωρίς ίζημα. Η αύξηση ή η μείωση του ανθρακικού ασβεστίου σε μια ακολουθία ιζημάτων δείχνει τις συνθήκες ιζηματογένεσης. Σε συνθήκες έντονης ιζηματογένεσης η ποσότητα του ανθρακικού ασβεστίου αυξάνεται προς τα λεπτόκοκκα κλάσματα (ποτάμια - δελταϊκά) ενώ στα θαλάσσια ιζήματα σε θέσεις χαμηλού ρυθμού ιζηματογένεσης το ανθρακικό υλικό αυξάνεται προς τα χονδρόκοκκα κλάσματα (Saadellah & Kukal, 1969). Η ανάλυση του ανθρακικού ασβεστίου έδειξε ότι τα δείγματα είναι πολύ πλούσια σε ανθρακικό ασβέστιο (Πίνακας 5.1.1, εικόνα 5.1.1). Από τα αποτελέσματα προκύπτει ότι η περιεκτικότητα των δειγμάτων σε CaCO 3, κυμαίνεται από 34,87 έως 87,47% με μέση τιμή 53,3%. Δεν παρατηρήθηκε ιδιαίτερη αύξηση ή μείωση σε σχέση με τη λιθολογία, αντίθετα το μεγάλο ποσοστό ανθρακικού ασβεστίου θα μπορούσε να κατατάξει τα δείγματα μας ως ανθρακικά, δείχνοντας ξεκάθαρα έντονα οξειδωτικές συνθήκες ιζηματογένεσης. [20]

21 ΠΟΣΟΣΤΟ % CaCO 3 Π1 Π2 Π3 Π4 Π5 Π6 Π7 Π8 Π9 Π10 Π11 Π12 Π13 Π14 Π15 Π16 Π17 Π18 Π19 Π20 Π21 Π22 Π23 Π24 Π25 Π26 Π27 Π28 Π29 Π30 Π31 Π32 Π33 Π34 Π35 Π36 Π37 Π38 Π39 Π40 Π41 Π42 62,69 50,30 38,78 74,04 44,08 49,57 50,87 62,89 50,10 48,17 46,91 47,82 44,08 40,36 52,11 57,17 52,76 35,97 44,93 34,87 39,88 45,23 46,51 46,63 58,57 49,13 53,30 47,61 69,47 66,77 59,88 57,66 66,77 60,20 62,22 56,06 67,71 66,44 72,88 80,82 87,47 86, ΕΤΕΡΟΛΙΘΙΚΗ ΦΑΣΗ ΦΑΣΗ ΣΥΜΠΑΓΟΥΣ ΠΗΛΟΥ Εικόνα Ραβδόγραμμα όπου φαίνεται η % περιεκτικότητα των δειγμάτων σε CaCO 3. [21]

22 ΑΡΙΘΜΟΣ ΔΕΙΓΜΑΤΟΣ ΒΑΡΟΣ ΔΙΗΘΗΤΙΚΟΥ ΧΑΡΤΙΟΥ ΧΩΡΙΣ ΙΖΗΜΑ ΒΑΡΟΣ ΔΙΗΘΗΤΙΚΟΥ ΧΑΡΤΙΟΥ ΜΕ ΙΖΗΜΑ ΒΑΡΟΣ ΙΖΗΜΑΤΟΣ ΒΑΡΟΣ CaCO 3 ΠΟΣΟΣΤΟ % CaCO 3 Π1 1,23 1,61 0,37 0,63 62,69 Π2 1,25 1,75 0,50 0,50 50,30 Π3 1,23 1,84 0,61 0,39 38,78 Π4 1,25 1,51 0,26 0,74 74,04 Π5 1,23 1,79 0,56 0,44 44,08 Π6 1,24 1,75 0,50 0,50 49,57 Π7 1,24 1,73 0,49 0,51 50,87 Π8 1,24 1,61 0,37 0,63 62,89 Π9 1,23 1,73 0,50 0,50 50,10 Π10 1,23 1,75 0,52 0,48 48,17 Π11 1,25 1,79 0,53 0,47 46,91 Π12 1,23 1,75 0,52 0,48 47,82 Π13 1,24 1,80 0,56 0,44 44,08 Π14 1,21 1,81 0,60 0,40 40,36 Π15 1,23 1,70 0,48 0,52 52,11 Π16 1,23 1,66 0,43 0,57 57,17 Π17 1,24 1,72 0,47 0,53 52,76 Π18 1,23 1,36 0,13 0,87 87,47 Π19 1,23 1,64 0,41 0,59 58,57 Π20 1,23 1,87 0,64 0,36 35,97 Π21 1,21 1,76 0,55 0,45 44,93 Π22 1,24 1,54 0,31 0,69 69,47 Π23 1,24 1,37 0,13 0,87 86,76 Π24 1,24 1,57 0,33 0,67 66,77 Π25 1,26 1,66 0,40 0,60 59,88 Π26 1,23 1,65 0,42 0,58 57,66 Π27 1,23 1,83 0,60 0,40 39,88 Π28 1,26 1,59 0,33 0,67 66,77 Π29 1,23 1,78 0,55 0,45 45,23 Π30 1,24 1,64 0,40 0,60 60,20 Π31 1,24 1,62 0,38 0,62 62,22 Π32 1,25 1,78 0,53 0,47 46,51 Π33 1,25 1,78 0,53 0,47 46,63 Π34 1,23 1,42 0,19 0,81 80,82 Π35 1,24 1,74 0,51 0,49 49,13 Π36 1,23 1,69 0,47 0,53 53,30 Π37 1,24 1,51 0,27 0,73 72,88 Π38 1,23 1,88 0,65 0,35 34,87 Π39 1,22 1,66 0,44 0,56 56,06 Π40 1,21 1,53 0,32 0,68 67,71 Π41 1,24 1,57 0,34 0,66 66,44 Π42 1,23 1,76 0,52 0,48 47,61 Πίνακας Ποσοστιαία συμμετοχή CaCO 3. [22]

23 5.2 Ανάλυση και ποσοτικός προσδιορισμός του οργανικού άνθρακα ΙΖΗΜΑΤΟΛΟΓΙΚΗ ΚΑΙ ΠΑΛΑΙΟΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ Ο ποσοτικός προσδιορισμός του οργανικού άνθρακα έγινε με τη μέθοδο Gaudette et al Σύμφωνα με τη μέθοδο αυτή ο προσδιορισμός του οργανικού άνθρακα γίνετε με τιτλοδότηση. Συγκεκριμένα: Παίρνουμε 0,2-0,5 gr ξηρού και κονιοποιημένου δείγματος και το τοποθετούμε σε φιάλη σχήματος φλασκιού χωρητικότητας 500 ml. Προσθέτουμε ακριβώς 10 ml διαλύματος διχρωμικού καλίου (K 2 Cr 2 O 7 )κανονικότητας 1 (1Ν) και ανακατεύουμε τη φιάλη προσεκτικά. Κατόπιν προσθέτουμε 20 ml πυκνού θειικού οξέος (H 2 SO 4, 96%) και ανακατεύουμε το μίγμα με απαλό κούνημα της φιάλης για ένα λεπτό. Αυτό γίνεται προσεκτικά για να πετύχουμε την πλήρη επαφή (αντίδραση) του ιζήματος με το αντιδραστήριο ενώ συγχρόνως προσέχουμε να μην κολλήσει ίζημα στα τοιχώματα της φιάλης και δεν έρχεται σε επαφή με τα αντιδραστήρια. Το μίγμα αφήνεται για αντίδραση σε ηρεμία για 30 λεπτά. Μετά τα 30 λεπτά, το διάλυμα αραιώνεται με 200 ml αποσταγμένο νερό και σε αυτό προσθέτουμε 10 ml φωσφορικού οξέος (H 3 PO 4, 85%) και 0,2 gr φθοριούχου νατρίου (NaF) και 15 σταγόνες δείκτη διφενυλαμίνης. Το διάλυμα επανατιτλοδοτείται με διάλυμα σιδηρούχου θειικού αμμωνίου κανονικότητας 0,5N (FeSO 4 (NH 4 ) 2 (SO 4 )6H 2 O). Το χρώμα εξελίσσεται από θαμπό πράσινο-καφέ σε πράσινο, με την προσθήκη κατά προσέγγιση 10 ml του σιδηρούχου διαλύματος. Το χρώμα συνεχίζει να μεταβάλλεται με την προσθήκη 10 έως 20 σταγόνων του σιδηρούχου διαλύματος που θα επιφέρουν μεταβολή στο χρώμα και θα το κάνουν πολύ φωτεινό πράσινο. Η ίδια διαδικασία ακολουθείται και σε ένα τυφλό δείγμα (δείγμα το οποίο δεν περιέχει ίζημα) ανά δέκα δείγματα υπαίθρου. Τα αποτελέσματα της ανάλυσης υπολογίζονται με την ακόλουθη εξίσωση: %οργανικού άνθρακα= 10 (1- Τ/S)[1.0Ν (0.003) (100/W)] Όπου: T= τιτλοδοτημένο δείγμα, σε ml το σιδηρούχο διάλυμα S= τιτλοδοτημένο τυφλό δείγμα, σε ml το σιδηρούχο διάλυμα 0.003= 12/4000= το μέγιστο βάρος του άνθρακα (C) 1.0Ν= κανονικότητα του K 2 Cr 2 O 7 10= η ποσότητα του K 2 Cr 2 O 7 σε ml [23]

24 W= το βάρος του ιζήματος σε gr Από την ανάλυση προέκυψε ότι η ποσοστιαία συμμετοχή οργανικού άνθρακα στα δείγματα κυμαίνεται από 0% έως 2,38% (Πίνακας 5.2.1, εικόνα.5.2.1). Γενικά τα δείγματα μας είναι φτωχά σε οργανικό υλικό και μόνο συγκεκριμένοι ορίζοντες είναι σχετικά πλούσιοι, δείχνοντας ανοξικές αναγωγικές συνθήκες για μικρά χρονικά διαστήματα στη λεκάνη ιζηματογένεσης. % TOC Π1 Π3 Π5 Π7 Π9 Π11 Π13 Π15 Π17 Π19 Π21 Π23 Π25 Π27 Π29 Π31 Π33 Π35 Π37 Π39 Π41 0,18 0,04 0,18 0,09 0,2 0,18 0,2 0,3 0,14 0,11 0,05 0,27 0,45 0,34 0,03 0 0,06 0 0,17 0,04 0,02 0,13 0,06 0,16 0,32 0,36 0,14 0,19 0,19 0,42 0,36 0,41 0,32 0 0,09 0,69 1,03 1,17 1,39 1,97 1,68 2,26 0 0,5 1 1,5 2 2,5 ΕΤΕΡΟΛΙΘΙΚΗ ΦΑΣΗ ΦΑΣΗ ΣΥΜΠΑΓΟΥΣ ΠΗΛΟΥ Εικόνα Ραβδόγραμμα όπου φαίνεται η % περιεκτικότητα των δειγμάτων σε οργανικό άνθρακα. [24]

25 ΑΡΙΘΜΟΣ ΔΕΙΓΜΑΤΟΣ ΔΙΑΛΥΜΑ ΣΙΔΗΡΟΥΧΟΥ ΘΕΙΙΚΟΥ ΑΜΜΩΝΙΟΥ (ml) [Τ] ΒΑΡΟΣ ΔΕΙΓΜΑΤΟΣ (gr) [25] ΔΙΑΛΥΜΑ ΣΙΔΗΡΟΥΧΟΥ ΘΕΙΙΚΟΥ ΑΜΜΩΝΙΟΥ ΣΤΟ ΤΥΦΛΟ ΔΕΙΓΜΑ (ml) [S] Π1 20,1 0, ,5 0,18 Π2 20,4 0, ,5 0,04 Π3 20,05 0, ,5 0,18 Π4 20,2 0, ,5 0,09 Π5 20,15 0, ,5 0,20 Π6 20,1 0, ,5 0,18 Π7 19,85 0, ,5 0,20 Π8 19,75 0, ,5 0,30 Π9 20,15 0, ,5 0,14 Π10 20,15 0, ,5 0,11 Π11 20,4 0, ,5 0,05 Π12 19,75 0, ,5 0,27 Π13 20,3 0, ,5 0,45 Π14 20,75 0,3 21,5 0,34 Π15 20,2 0,26 24,5 0,69 Π16 24,4 0, ,5 0,03 Π17 24,5 0, ,5 0 Π18 20,3 0,26 24,5 1,97 Π19 24,3 0, ,5 0,06 Π20 24,5 0, ,5 0 Π , ,5 1,17 Π22 23,8 0, ,5 0,17 Π23 20,3 0, ,5 1,39 Π24 20,5 0,29 24,5 1,68 Π25 19,5 0,27 24,5 2,26 Π26 23,7 0, ,8 0,04 Π27 23,75 0, ,8 0,02 Π28 20,25 0,277 20,5 0,13 Π29 20,3 0, ,5 0,06 Π30 19,95 0, ,5 0,16 Π , ,5 0,32 Π32 19,95 0, ,5 0,36 Π ,489 20,5 0,14 Π , ,5 0,19 Π35 19,9 0, ,5 0,19 Π36 20,7 0,26 21,5 0,42 Π37 20,7 0,31 21,5 0,36 Π38 20,8 0, ,5 0,41 Π39 20,5 0, ,5 0,32 Π40 22,25 0,4 21,5 0 Π41 21,3 0, ,5 0,09 Π42 19,35 0,29 21,5 1,03 Πίνακας Ποσοστιαία συμμετοχή του οργανικού άνθρακα. ΠΟΣΟΣΤΟ % ΤΟΥ ΟΡΓΑΝΙΚΟΥ ΑΝΘΡΑΚΑ

26 5.3 Κοκκομετρική ανάλυση Η κοκκομετρική ανάλυση, που σκοπό έχει τον καθορισμό της λιθολογίας και τον προσδιορισμό των κοκκομετρικών παραμέτρων για την περιγραφή της κοκκομετρικής κατανομής των ιζημάτων, έγινε με τη μέθοδο των κοσκίνων για το αδρομερές μέρος των ιζημάτων (>63μm) και με τη μέθοδο της πιπέττας (pipette analysis)για το λεπτομερές μέρος των ιζημάτων. Από κάθε δείγμα 25 gr περίπου τοποθετήθηκαν σε ποτήρια ζέσεως των 600 ml στα οποία προστέθηκαν περίπου 100 ml αποσταγμένου νερού και το περιεχόμενο των ποτηριών αναδεύτηκε για μερικά λεπτά κατά αραιά χρονικά διαστήματα. Μετά την παρέλευση 24 ωρών προστέθηκαν 25 ml υπεροξειδίου του υδρογόνου (Η 2 Ο 2 ) περιεκτικότητας 30% κατ όγκον. Η προσθήκη αυτή έγινε με σκοπό την οξείδωση του οργανικού υλικού καθώς επίσης και στην πλήρη αποσυμπέτρωση των δειγμάτων στους επιμέρους κόκκους εκ των οποίων συνίσταται. Στα δείγματα παρατηρήθηκε αναβρασμός και αφού αναδεύτηκαν αφέθηκαν για άλλες 24 ώρες. Κατόπιν προστέθηκε μικρή ποσότητα Η 2 Ο 2 (5 ml) ώστε να παρατηρήσουμε αν η αντίδραση είχε επιτευχθεί πλήρως. Στα δείγματα που παρατηρήθηκε εκ νέου αναβρασμός συνεχίστηκε η προσθήκη μικρών ποσοτήτων Η 2 Ο 2 ανά εικοσιτετράωρα έως ότου παύσει ο αναβρασμός. Όταν τα δείγματα πλέον δεν ανέβραζαν τοποθετήθηκαν σε θερμαντική πλάκα και βράστηκαν ώστε να διασπαστεί τυχόν υπόλειμμα του Η 2 Ο 2 και τα αντιδρώντα της οξείδωσης του οργανικού υλικού. Μόλις τα δείγματα αφαιρέθηκαν από την θερμαντική πλάκα προστέθηκε ποσότητα αποσταγμένου νερού καθαρίζοντας ταυτόχρονα τα τοιχώματα των ποτηριών ζέσεως και εν συνεχεία τα δείγματα αφέθηκαν σε ηρεμία ώστε να καθιζήσει το υλικό και κατόπιν αφαιρέθηκε με πιπέττα το διάλυμα το οποίο περιείχε τα προϊόντα της οξειδώσεως. Έπειτα τα δείγματα υποβλήθηκαν σε υγρή κοσκίνιση ώστε να επιτευχτεί ένας πρώτος διαχωρισμός μεταξύ των αδρομερών συστατικών (ψηφίτες και άμμος) και των λεπτομερών συστατικών (πηλός και άργιλος). Η υγρή κοσκίνιση είναι μία έκπλυση του δείγματος με αποσταγμένο νερό μέσα σε κόσκινο διαμέτρου κόκκων 63μm, όπου το διερχόμενο υλικό (κόκκοι μεγέθους πηλού και αργίλου και νερό) συγκεντρώνεται σε ογκομετρικούς κυλίνδρους των 1000 ml ενώ το συγκρατούμενο (κόκκοι μεγέθους μεγαλυτέρων των 63 μm αλλά και υλικό μικρότερης διαμέτρου που δεν κατόρθωσε να περάσει από το κόσκινο) μεταφέρεται σε ποτήρια ζέσεως των 400 ml και τοποθετείται σε φούρνο θερμοκρασίας 60 ο για να ξηρανθεί. [26]

27 Το μέρος του δείγματος που συγκρατήθηκε κατά την υγρή κοσκίνιση και αφού ξηράνθηκε υποβλήθηκε σε ξηρή κοσκίνιση. Το υλικό που πέρασε από το κόσκινο διαμέτρου 63 μm αφού ζυγίστηκε τοποθετήθηκε στους ογκομετρικούς σωλήνες μαζί με το υπόλοιπο λεπτομερές υλικό. Στο λεπτομερές μέρος των δειγμάτων όπως προαναφέρθηκε εφαρμόστηκε η μέθοδος της πιπέττας, η διαδικασία της οποίας είναι η εξής: Στο υλικό που είχε συγκεντρωθεί στους ογκομετρικούς κυλίνδρους τοποθετήθηκαν 25 ml Calgon (μεταφωσφορικό νάτριο) και οι ογκομετρικοί συμπληρώθηκαν με αποσταγμένο νερό μέχρι τη χαραγή των 1000 ml και τοποθετήθηκαν σε υδρόλουτρο θερμοκρασίας 30 ο C. Το Calgon χρησιμοποιήθηκε ως μέσο διασποράς με αποτέλεσμα την αποφυγή συγκολλήσεως των κόκκων της αργίλου και την μη κροκίδωση αυτής. Η δράση αυτή του Calgon υποβοηθήθηκε από την προηγηθείσα καταστροφή και απομάκρυνση του οργανικού υλικού με την χρήση Η 2 Ο 2. Έπειτα το δείγμα αφέθηκε για 24 ώρες για να επιδράσει το Calgon. Μετά ακολούθησε το στάδιο της αναρροφήσεως όπου το περιεχόμενο του κυλίνδρου αναδεύτηκε 2 έως 3 λεπτά και μετά την παύση της αναδεύσεως και με την παρέλευση 20 δευτερολέπτων και σε βάθος 20 cm από την ελεύθερη επιφάνεια του εναιωρήματος λήφθηκε με την βοήθεια σιφωνιού κλάσμα 25 ml, όπου στην συνέχεια μεταγγίστηκε σε ποτήρι το οποίο προηγουμένως είχε ζυγιστεί. Η ίδια διαδικασία ακολουθήθηκε για βάθος 10 cm σε χρόνους 1 26, 6 16, 24 22, 1h 37 28, 6h Το υλικό των ποτηριών ξηράνθηκε στους 110 ο C και αφού ψύχθηκαν ζυγίστηκαν εκ νέου και υπολογίστηκε το βάρος των περιεχόμενων κλασμάτων από τη διαφορά των 2 ζυγίσεων. Από το βάρος των κλασμάτων που βρέθηκε αφαιρέθηκε το βάρος του Calgon το οποίο περιείχε κάθε κλάσμα για να υπολογίσουμε το πραγματικό βάρος των κλασμάτων. Το αθροιστικό επί της εκατό βάρος για κάθε κλάσμα υπολογίστηκε σύμφωνα με τον τύπο: Αθροιστικό βάρος %= 100 (S + SC - P)/ S + SC Όπου: S= το βάρος του κλάσματος της άμμου SC= το βάρος του κλάσματος του πηλού και της αργίλου P= το βάρος του ληφθέντος κλάσματος επί 40. [27]

28 Τα δείγματα στα οποία το αδρομερές κλάσμα δεν ξεπερνούσε το 10% εφαρμόστηκε μόνο η μέθοδος της πιπέττας (με εξαίρεση μόνο μια ξηρή κοσκίνιση με κόσκινο διαμέτρου 63μm ώστε να περάσει λεπτόκοκκο υλικό το οποίο δεν πέρασε κατά την διάρκεια της υγρής κοσκίνισης)ενώ αντίστοιχα τα δείγματα στα οποία το λεπτομερές κλάσμα δεν ξεπερνούσε το 10% εφαρμόστηκε η μέθοδος των κοσκίνων. Με τα στοιχεία που εξήχθησαν από την κοκκομετρική ανάλυση κατασκευάστηκαν οι αθροιστικές κοκκομετρικές καμπύλες (Παράρτημα, εικόνα 5.3.1, εικόνα 5.3.2), καθώς καθορίστηκε ο λιθολογικός χαρακτήρας των ιζημάτων με τη βοήθεια της ταξινόμησης κατά Folk & Ward 1957 (εικόνα 5.3.3, πίνακας 5.3.1) και υπολογίστηκαν οι στατιστικές παράμετροι (διάμεσος Md, αριθμητικός μέσος Mz, τυπική απόκλιση σi, ασυμμετρία SK1 και κύρτωση KG) κατά Folk & Ward 1957 (Πίνακας 5.3.2, Πίνακας 5.3.3, Πίνακας 5.3.4). Εικόνα Κοκκομετρικές καμπύλες των δειγμάτων του πρώτου κύκλου της στρωματογραφίας της περιοχής (ετερολιθική φάση). [28]

29 Εικόνα Κοκκομετρικές καμπύλες των δειγμάτων του δεύτερου κύκλου της στρωματογραφίας της περιοχής (φάσης του πηλού). Εικόνα Το διάγραμμα κατά Folk & Word (1957). [29]

30 ΑΡΙΘΜΟΣ ΑΜΜΟΣ % ΠΗΛΟΣ % ΑΡΓΙΛΟΣ % ΟΝΟΜΑΤΟΛΟΓΙΑ ΔΕΙΓΜΑΤΟΣ Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Πηλούχος άμμος Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Πηλούχα άμμος Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Π Αμμούχος πηλός Πίνακας Πίνακας όπου φαίνεται ο λιθολογικός χαρακτήρας των δειγμάτων με βάση το διάγραμμα κατά Folk & Word (1957). [30]

31 ΣΤΑΤΙΣΤΙΚΕΣ ΠΑΡΑΜΕΤΡΟΙ ΑΡΙΘΜΟΣ ΔΙΑΜΕΣΟΣ ΑΡΙΘΜΗΤΙΚΟΣ ΤΥΠΙΚΗ ΑΣΥΜΜΕΤΡΙΑ ΚΥΡΤΩΣΗ ΔΕΙΓΜΑΤΟΣ ΜΕΣΟΣ ΑΠΟΚΛΙΣΗ Md Mz σg σi SK1 KG Π1 5,79 5,401 0,161 1,716-0,322 1,982 Π2 5,19 5,223 0,147 1,694 0,038 1,173 Π3 5,89 5,574 0,156 1,6-0,237 0,985 Π4 6,41 6,366 0,145 1,532-0,103 0,606 Π5 5,7 5,789 0,115 1,937-0,02 0,723 Π6 5,28 5,248 0,147 1,717 0,029 1,343 Π7 5,46 5,628 0,147 1,07 0,063 1,04 Π8 5,68 5,955 0,256 1,106 0,304 1,541 Π9 5,21 5,654 0,113 1,983 0,179 0,625 Π10 5,22 4,724 0,178 1,681-0,326 1,59 Π11 5,98 5,892 0,129 1,789-0,127 0,836 Π12 4,88 5,548 0,144 1,616 0,456 0,97 Π13 6,58 6,267 0,13 1,862-0,343 0,991 Π14 6,15 5,628 0,108 2,32-0,409 0,883 Π15 6,85 6,542 0,15 1,756-0,41 0,994 Π16 5,47 5,393 0,097 2,315-0,119 4,125 Π17 6,44 6,203 0,132 1,723-0,249 0,804 Π19 6,43 6,187 0,129 1,76-0,254 0,775 Π20 5,86 5,759 0,124 1,841-0,122 0,786 Π21 6,25 6,021 0,12 1,869-0,224 0,783 Π22 5,25 5,308 0,142 1,89-0,044 1,709 Π23 3,61 3,537 0,272 1,312-0,031 2,71 Π24 4,52 4,744 0,131 1,953 0,134 1,952 Π25 5,14 4,977 0,096 2,389-0,131 0,488 Π26 5,41 4,921 0,091 2,574-0,289 0,909 Π27 6,23 5,914 0,112 2,044-0,284 0,982 Π28 5,33 4,888 0,108 2,187-0,233 0,82 Π29 5,79 5,465 0,165 1,545-0,242 1,388 Π30 5,47 5,142 0,132 1,904-0,219 1,011 Π31 4,08 3,93 0,014 1,834-0,04 0,98 Π32 5,36 5,506 0,119 1,905 0,046 0,87 Π33 6,26 5,824 0,13 1,797-0,331 0,962 Π34 5,74 5,304 0,104 2,377-0,333 1,165 Π35 5,27 5,525 0,12 1,934 0,084 0,896 Π36 5,42 5,199 0,104 2,194-0,123 0,727 Π38 6,3 6,015 0,116 1,969-0,27 0,774 Π39 6,36 6,044 0,122 1,889-0,294 0,886 Π40 6,49 6,098 0,124 1,96-0,378 0,963 Π42 5,07 5,233 0,097 2,341-0,001 0,717 Πίνακας Πίνακας όπου φαίνονται οι στατιστικές παράμετροι που υπολογίστηκαν. [31]

32 ΑΡΙΘΜΟΣ ΔΕΙΓΜΑΤΟΣ Inman (σg) ΤΥΠΙΚΗ ΑΠΟΚΛΙΣΗ Folk & Ward (σi) ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΜΟΣ Π1 0,161 1,716 Φτωχή ταξιθέτηση Π2 0,147 1,694 Φτωχή ταξιθέτηση Π3 0,156 1,6 Φτωχή ταξιθέτηση Π4 0,145 1,532 Φτωχή ταξιθέτηση Π5 0,115 1,937 Φτωχή ταξιθέτηση Π6 0, Φτωχή ταξιθέτηση Π7 0,147 1,07 Φτωχή ταξιθέτηση Π8 0, Φτωχή ταξιθέτηση Π9 0,113 1,983 Φτωχή ταξιθέτηση Π10 0,178 1,681 Φτωχή ταξιθέτηση Π11 0,129 1,789 Φτωχή ταξιθέτηση Π12 0,144 1,616 Φτωχή ταξιθέτηση Π13 0,13 1,862 Φτωχή ταξιθέτηση Π14 0,108 2,32 Πολύ φτωχή ταξιθέτηση Π15 0,15 1,756 Φτωχή ταξιθέτηση Π16 0,097 2,315 Πολύ φτωχή ταξιθέτηση Π17 0,132 1,723 Φτωχή ταξιθέτηση Π19 0,129 1,76 Φτωχή ταξιθέτηση Π20 0,124 1,841 Φτωχή ταξιθέτηση Π21 0,12 1,869 Φτωχή ταξιθέτηση Π22 0,142 1,89 Φτωχή ταξιθέτηση Π23 0,272 1,312 Φτωχή ταξιθέτηση Π24 0,131 1,953 Φτωχή ταξιθέτηση Π25 0,096 2,389 Πολύ φτωχή ταξιθέτηση Π26 0,091 2,574 Πολύ φτωχή ταξιθέτηση Π27 0,112 2,044 Πολύ φτωχή ταξιθέτηση Π28 0,108 2,187 Πολύ φτωχή ταξιθέτηση Π29 0,165 1,545 Φτωχή ταξιθέτηση Π30 0,132 1,904 Φτωχή ταξιθέτηση Π31 0,014 1,834 Φτωχή ταξιθέτηση Π32 0,119 1,905 Φτωχή ταξιθέτηση Π33 0, Φτωχή ταξιθέτηση Π34 0,104 2,377 Πολύ φτωχή ταξιθέτηση Π35 0,12 1,934 Φτωχή ταξιθέτηση Π36 0,104 2,194 Πολύ φτωχή ταξιθέτηση Π ,969 Φτωχή ταξιθέτηση Π39 0,122 1,889 Φτωχή ταξιθέτηση Π40 0, Φτωχή ταξιθέτηση Π42 0,097 2,341 Πολύ φτωχή ταξιθέτηση Πίνακας Στατιστικές παράμετροι των δειγμάτων (τυπική απόκλιση) και ο χαρακτηρισμός τους. [32]

33 ΑΡΙΘΜΟΣ ΔΕΙΓΜΑΤΟΣ Inman (SKG) ΑΣΥΜΜΕΤΡΙΑ Folk & Ward (SK1) ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΜΟΣ Π1-0,9-0,322 Πολύ αρνητική Π2-0,804 0,038 Σχεδόν κανονική Π3-1, Αρνητική Π4-0, Αρνητική Π5-0, Σχεδόν κανονική Π6-0,842 0,029 Σχεδόν κανονική Π7-0,713 0,063 Σχεδόν κανονική Π8-0, Πολύ θετική Π9-0, Θετική Π10-1,231-0,326 Πολύ αρνητική Π11-0,888-0,127 Αρνητική Π12-0,363 0,456 Πολύ θετική Π13-0,972-0,343 Πολύ αρνητική Π14-1,198-0,409 Πολύ αρνητική Π15-1, Πολύ αρνητική Π16-0, Αρνητική Π17-0,99-0,249 Αρνητική Π19-1,013-0,254 Αρνητική Π20-0,931-0,122 Αρνητική Π21-0,97-0,224 Αρνητική Π22-0,752-0,044 Σχεδόν κανονική Π23-0, Σχεδόν κανονική Π24-0,588 0,134 Θετική Π25-0, Αρνητική Π26-1, Αρνητική Π27-0,94-0,284 Αρνητική Π28-1,138-0,233 Αρνητική Π29-0,971-0,242 Αρνητική Π30-1,056-0,219 Αρνητική Π31-0,992-0,04 Σχεδόν κανονική Π32-0,77 0,046 Σχεδόν κανονική Π33-1,122-0,331 Πολύ αρνητική Π34-0,926-0,333 Πολύ αρνητική Π35-0,667 0,084 Σχεδόν κανονική Π36-0,959-0,123 Αρνητική Π38-1,012-0,27 Αρνητική Π39-1,003-0,294 Αρνητική Π40-1,075-0,378 Πολύ αρνητική Π42-0,797-0,001 Σχεδόν κανονική Πίνακας Στατιστικές παράμετροι των δειγμάτων (ασυμμετρία) και ο χαρακτηρισμός τους. [33]

34 ΑΡΙΘΜΟΣ ΔΕΙΓΜΑΤΟΣ Inman ΚΥΡΤΩΣΗ Folk & Ward (KG) ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΜΟΣ Π ,982 Πολύ λεπτόκυρτη Π ,173 Λεπτόκυρτη Π ,985 Μεσόκυρτη Π ,606 Πολύ πλατύκυρτη Π5 0,275 0,723 Πλατύκυρτη Π ,343 Λεπτόκυρτη Π ,04 Μεσόκυρτη Π8 1,072 1,541 Πολύ λεπτόκυρτη Π9 0,298 0,625 Πολύ πλατύκυρτη Π10 1,284 1,59 Πολύ λεπτόκυρτη Π11 0,377 0,836 Πλατύκυρτη Π12 0,414 0,97 Μεσόκυρτη Π13 0,534 0,991 Μεσόκυρτη Π ,883 Πλατύκυρτη Π Μεσόκυρτη Π ,125 Πάρα πολύ λεπτόκυρτη Π17 0, Πλατύκυρτη Π Πλατύκυρτη Π20 0,357 0,786 Πλατύκυρτη Π ,783 Πλατύκυρτη Π ,709 Πολύ λεπτόκυρτη Π23 2,055 2,71 Πολύ λεπτόκυρτη Π24 0,716 1,952 Πολύ λεπτόκυρτη Π25 0,37 0,488 Πολύ πλατύκυρτη Π Μεσόκυρτη Π Μεσόκυρτη Π28 0,454 0,82 Πλατύκυρτη Π29 0,704 1,388 Λεπτόκυρτη Π30 0,656 1,011 Μεσόκυρτη Π31 0,828 0,98 Μεσόκυρτη Π ,87 Πλατύκυρτη Π ,962 Μεσόκυρτη Π ,165 Λεπτόκυρτη Π ,896 Πλατύκυρτη Π36 0,36 0,727 Πλατύκυρτη Π38 0,344 0,774 Πλατύκυρτη Π ,886 Πλατύκυρτη Π ,963 Μεσόκυρτη Π ,717 Πλατύκυρτη Πίνακας Στατιστικές παράμετροι των δειγμάτων (κύρτωση) και ο χαρακτηρισμός τους. [34]

35 Η επεξεργασία των στατιστικών παραμέτρων έγινε με τα διαγράμματα: ΙΖΗΜΑΤΟΛΟΓΙΚΗ ΚΑΙ ΠΑΛΑΙΟΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ 1. Διάγραμμα κατά Friedman (1979) με προβολή του σ1 με το Sk1 (εικόνα 5.3.3) στο οποίο καμία από τις τιμές δεν προβάλλεται γιατί όλες οι τιμές του σ1 είναι μεγαλύτερες του Διάγραμμα κατά Amarall (1977) με προβολή του Μz με το Sk1 (εικόνα 5.3.4). Σε αυτό το διάγραμμα επίσης δεν προβάλλονται τιμές επειδή καμία τιμή του Mz δεν είναι από 1 έως Διάγραμμα κατά Stewart (1958) με προβολή του Μd με το σ1 (εικόνα ) στο οποίο φαίνεται πως τα δείγματα αποτελούν αργή απόθεση σε ήρεμα νερά. 4. Διαγράμματα κατά Valia & Cameron (1977) με προβολή (α)των Mz και Sk1 και (β) των Sk1 και σi (εικόνα 5.3.6). Και από τα δυο αυτά διαγράμματα προκύπτει πως κυρίως η πηλούχα φάση αποτέθηκε στα βαθύτερα νερά ενώ η ετερολιθική φάση παρουσιάζει διάφορες διακυμάνσεις, μεγαλύτερου και μικρότερου βάθους. 5. Διάγραμμα κατά Moila & Visher (1968) με προβολή του Kg με το Sk1 (εικόνα ). Από αυτό το διάγραμμα προκύπτει το ίδιο συμπέρασμα που προέκυψε από τα διαγράμματα κατά Valia & Cameron (1979). 6. Διάγραμμα κατά Passega (1957, 1969) με προβολή των C, L, A, M με C=M (εικόνα 5.3.8). Από αυτό το διάγραμμα προκύπτει ότι τα δείγματα αποτέθηκαν κυρίως ως ομογενές αιώρημα. [35]

36 Εικόνα Διάγραμμα κατά Friedman (1979) με προβολή του σ1 με το Sk1. Εικόνα Διάγραμμα κατά Amarall (1979) με προβολή του Mz με το Sk1. [36]

37 3 2,5 2 σ1 1,5 1 0,5 0 ΕΤΕΡΟΛΙΘΙΚΗ ΦΑΣΗ ΦΑΣΗ ΠΗΛΟΥ Md Εικόνα Διάγραμμα κατά Stewart (1958) με προβολή του Md με το σ1. 0,6 0,4 0,2 Sk1-1E-15-0,2-0,4-0,6 ΜΙΚΡΟΥ ΒΑΘΟΥΣ ΒΑΘΟΥΒΑΘΟΥ ΜΕΓΑΛΟΥ ΒΑΘΟΥΣ ΕΤΕΡΟΛΙΘΙΚΗ ΦΑΣΗ ΦΑΣΗ ΠΗΛΟΥ 0 2 Mz ,6 0,4 0,2 Sk1-1E-15-0,2-0,4-0,6 ΜΙΚΡΟΥ ΒΑΘΟΥΣ ΜΕΓΑΛΟΥ ΒΑΘΟΥΣ σ1 ΕΤΕΡΟΛΙΘΙΚΗ ΦΑΣΗ ΦΑΣΗ ΠΗΛΟΥ Εικόνα Διαγράμματα κατά Valia & Cameron (1977) με προβολή (α) των Mz και Sk1 και (β) των Sk1 και σ1. [37]

38 Φ 1 (μm) ΙΖΗΜΑΤΟΛΟΓΙΚΗ ΚΑΙ ΠΑΛΑΙΟΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ 0,6 0,4 0,2 SK1-1E-15-0,2-0,4-0, KG ΕΤΕΡΟΛΙΘΙΚΗ ΦΑΣΗ ΦΑΣΗ ΠΗΛΟΥ ΠΟΤΑΜΙΟ ΘΑΛΑΣΣΙΟ Εικόνα Διαγράμματα κατά Moila & Visher (1968) με προβολή του Kg με το Sk ΕΤΕΡΟΛΙΘΙΚΗ ΦΑΣΗ ΦΑΣΗ ΠΗΛΟΥ Διάμεσος (μm) Εικόνα Διάγραμμα κατά Passega (1957, 1969) με προβολή των C,L,A,M με C=M. Από τη χρήση των παραπάνω διαγραμμάτων και με δεδομένο ότι πρόκειται για αποθέσεις υφαλοκρηπίδας είναι προφανές ότι στο διάγραμμα Friedman και Amarall δεν υπάρχουν προβολές καθότι το διάγραμμα αυτό χρησιμοποιείται για ποτάμια ιζήματα. Η επεξεργασία των διαγραμμάτων Valia & Cameron καθώς και Moila & Visher χρησιμοποιήθηκαν για να τεκμηριώσουμε το βάθος ιζηματογένεσης. Από τα διαγράμματα αυτά φαίνεται ότι η πηλούχα φάση αποτέθηκε στα βαθύτερα νερά της υφαλοκρηπίδας ενώ η ετερολιθική φάση στα ρηχότερα, γεγονός που ενισχύει τις ιζηματολoγικές παρατηρήσεις με βάση τις δομές και τον ιστό τους. Επιπλέον ο τρόπος μεταφοράς και απόθεσης των ιζημάτων υπό μορφή ομογενούς αιωρήματος ενισχύει την άποψη για ήρεμες συνθήκες ιζηματογένεσης σε σχεδόν στάσιμα (χωρίς κυκλοφορία) νερά. Τα δείγματα της ετερολιθικής φάσης παρουσιάζουν μεγαλύτερο εύρος [38]

39 διακύμανσης του βάθους, αφού τα συναντάμε και σε μικρά βάθη και σε μεγαλύτερα βάθη, αντίθετα τα δείγματα της φάσης του πηλού τα συναντάμε σε πιο βαθιά νερά. 5.4 Σχέση ΤOC-CaCO 3 Όπως αναφέρθηκε τα περιβάλλοντα υψηλής παραγωγικότητας οργανικού υλικού παρατηρούνται σε ιζήματα που αποτίθενται σε περιοχές με στάσιμα νερά και υψηλή παραγωγικότητα οργανικού υλικού. Ωστόσο, ένα μεγάλο μέρος του νεκρού οργανικού υλικού που παράχθηκε σε ένα τέτοιο περιβάλλον σαρώνεται και ανακυκλώνεται μέσα στο βιολογικό κύκλο. Αντίθετα, για να διατηρηθεί το οργανικό υλικό, το ποσοστό οξυγόνου των κατώτατων αλλά και των ενδιάμεσων στρωμάτων νερού του ιζήματος θα πρέπει να είναι πολύ χαμηλό ή μηδέν. Τέτοιες συνθήκες είναι δυνατόν να δημιουργηθούν ή από την υπερπαραγωγή οργανικού υλικού ή σε περιβάλλοντα τα οποία χαρακτηρίζονται από περιορισμένη κυκλοφορία νερού. Οι περιοχές στις οποίες το οργανικό υλικό είναι άφθονο είναι εκείνες με έντονη παρουσία ζωής. Για παράδειγμα, στο θαλάσσιο και λιμναίο βυθό, στα στάσιμα και αναγωγικού χαρακτήρα νερά, όταν το μορφολογικό ανάγλυφο βυθίζεται γρήγορα και υπάρχει έλλειψη βακτηριακής δράσης το οργανικό υλικό αφθονεί. Αντίθετα, η διάβρωση οδηγεί στην οξείδωση του οργανικού υλικού των μητρικών πετρωμάτων αλλά και στην διάλυση και καθίζηση των ορυκτών στα ψαμμιτικά και ασβεστολιθικά πετρώματα. Τα παλαιοοικολογικά χαρακτηριστικά (οργανικό υλικό, ποσό οξυγόνου) επηρεάζονται από το επίπεδο της στάθμης της θάλασσας (Tovar et al., 2010). Επίσης, η διάλυση του ανθρακικού ασβεστίου (CaCO 3 ) επηρεάζεται από την θερμοκρασία, την πίεση και την μερική πίεση του διοξειδίου του άνθρακα (CO 2 ). Η διάλυση του ανθρακικού ασβεστίου (CaCO 3 ) ελέγχεται από την διάλυση του διοξειδίου του άνθρακα (CO 2 ) : CaCO 3 + H CO 2 Ca++ + 2HCO Όσο περισσότερο διοξείδιο του άνθρακα (CO 2 ) μπορεί να διαλυθεί στο νερό, τόσο πιο πολύ θα είναι και το ανθρακικό ασβέστιο (CaCO 3 ) που θα διαλυθεί. Εφόσον το CO 2 διαλύεται ευκολότερα στις υψηλές πιέσεις και στις χαμηλές θερμοκρασίες, έτσι και το CaCO 3 διαλύεται περισσότερο στα βαθιά νερά του ωκεανού παρά στα επιφανειακά νερά. Εκτός από την πίεση και την θερμοκρασία, ο κορεσμός σε CaCO 3 εξαρτάται και από το ph. Όσο μεγαλύτερο είναι το ph του νερού, τόσο πιο μεγάλη είναι και η συγκέντρωση σε CO 2 και ο [39]

40 βαθμός κορεσμού. Όσο CO 2 προστίθεται στο νερό τόσο CaCO 3 μπορεί να διαλυθεί. Δηλαδή, όσο περισσότερο CO 2 προστίθεται στα βαθιά νερά του ωκεανού λόγω της αναπνοής των οργανισμών τόσο πιο εύκολα το νερό του πυθμένα διαβρώνει τα ασβεστιτικά κελύφη. Κατά την αποσύνθεση των θαλάσσιων ιζημάτων από το οξυγόνο και την οξείδωση του οργανικού υλικού, CO 2 απελευθερώνεται στο νερό των πόρων. Αυτό το CO 2 μειώνει το ph του νερού των πόρων που είναι υποκορεσμένο σε CaCO 3. Τότε το CO 2 μπορεί να γίνει ουδέτερο κατά την διάλυση του CaCO 3 των ιζημάτων. Με αυτήν την διαδικασία το CaCO 3 που πέφτει σε έναν πυθμένα με υπερκορεσμένο σε CaCO 3 νερό μπορεί να υποβληθεί σε μετα-αποθετική διάλυση. (Martin & Sayles, 2004). Η διάλυση του CaCO 3 από τους οργανισμούς μπορεί (metabolic dissolution) είναι ανεξάρτητη από τον κορεσμό των περιβαλλόντων νερών (Milliman et al., 1999). Από την άλλη πλευρά, το CaCO3 στα πελαγικά ιζήματα ελέγχεται από: 1) την έκταση της παροχής άνθρακα στο θαλάσσιο πυθμένα σε σταθερή ένταση διαλύσεως (παράγοντας της παραγωγικότητας). 2) διακυμάνσεις στην περιεκτικότητα του άνθρακα σε σταθερό ρυθμό τροφοδοσίας άνθρακα (παράγοντας της διαλυτοποίησης), 3) αλλαγή στις αναλογίες των ασβεστούχων/πυριτικών σωματιδίων στην ροή και 4) αραίωση από μη βιογενές υλικό όπως αιολικά και ηφαιστειακά σωματίδια. (Boo-Keun Khim et. a1., 2011). Γνωρίζοντας το ποσοστό του οργανικού υλικού των ιζημάτων μπορούμε να αναγνωρίσουμε τα περιβάλλοντα απόθεσης των ιζημάτων αυτών. Επίσης, η ανάλυση Ανθρακικού Ασβεστίου χρησιμοποιείται στην ιζηµατολογική ανάλυση για να χαρακτηρίσει περιβάλλοντα απόθεσης των ιζημάτων. Όπου η σχέση μεταξύ CaCO 3 -TOC μέσα στα ιζήματα είναι αντιστρόφως ανάλογη σημαίνει ότι το CO 2 που παράγεται από την αποσύνθεση του TOC στα βαθύτερα τμήματα του πυθμένα (όπου έχουμε απουσία κυκλοφορίας και ανακύκλωσης Ο 2 ) και στα ιζήματα, μειώνει το ph του νερού επισπεύδοντας την διάλυση CaCO 3 που παράγεται στα πιο επιφανειακά βάθη. Αυτό συμβαίνει για ιζήματα με ποσοστό TOC πάνω από 12% ή για εποχικούς ανοξικούς πυθμένες Dean (1999, 2002). Αντίθετα όπου παρατηρείται θετική συσχέτιση των δύο ποσοστών συμβαίνει λόγω της απομάκρυνσης του CO 2 καθώς και σε υψηλές θερμοκρασίες όπου μειώνεται η διαλυτότητα του CaCO 3 και το ph στα ανώτερα τμήματα της υφαλοκρηπίδας και συνεπώς επιταχύνεται η παραγωγή CaCO 3 (Hodell et al. 1998). Η διακοπή της σχέσης αυτής μέσα στην στρωματογραφική στήλη δείχνει ότι το CaCO 3 στα ιζήματα ελέγχεται κυρίως από την διάλυσή του σε μεγάλα βάθη και στα ιζήματα λόγω της αποσύνθεσης του οργανικού υλικού. [40]

41 Συμπερασματικά, θα μπορούσαμε να ομαδοποιήσουμε την σχέση των δύο παραμέτρων σε δύο σχέσεις: 1. Αρνητική συσχέτιση: α. ΤΟC μεγάλο και CaCO 3 μικρό, δείχνοντας αναγωγικές συνθήκες, β. TOC μικρό και CaCO 3 μεγάλο, δείχνοντας οξειδωτικές συνθήκες, 2. Θετική συσχέτιση με: α. και τα δύο ποσοστά χαμηλά, που ίσως δείχνουν ανοξικές συνθήκες (χαμηλό CaCO 3 ) με χαμηλή όμως, οργανική παραγωγικότητα, β. και τα δύο ποσοστά υψηλά που πιθανά οφείλονται σε οξειδωτικές συνθήκες (ψηλό CaCΟ 3 ) με ψηλό αντίστοιχα ΤΟC ίσως εξ αιτίας του γρήγορου ρυθμού ενταφιασμού σε μια γρήγορα βυθιζόμενη λεκάνη όπου το οργανικό δεν προλαβαίνει να οξειδωθεί. Στην περιοχή μελέτης αυτό που προκύπτει από τη σύγκριση του ανθρακικού ασβεστίου με τον οργανικό άνθρακα είναι πως πρόκειται για μια λεκάνη ιζηματογένεσης με μεγάλη κυκλοφορία οξυγόνου που δημιουργεί έντονα οξειδωτικές συνθήκες και συνακόλουθα αυξημενα ποσοστά ανθρακικού ασβεστίου (εικόνα ). ΑΡΝΗΤΙΚΗ ΣΥΧΕΤΙΣΗ ΘΕΤΙΚΗ ΣΥΣΧΕΤΙΣΗ Εικόνα Σχέση οργανικού άνθρακα (TOC) και ανθρακικού ασβεστίου των δειγμάτων της περιοχής μελέτης. Η διακεκομμένη γραμμή δείχνει το όριο του 40% για το ανθρακικό ασβέστιο και το όριο του 0.5% για το οργανικό υλικό Συνεπώς η σύγκριση των δύο παραμέτρων στην πλειοψηφία των δειγμάτων είναι αρνητική με χαμηλό TOC και αυξημένο CaCO 3 δείχνοντας τις οξειδωτικές συνθήκες του περιβάλλοντος ιζηματογένεσης. Σε 3 τουλάχιστον περιπτώσεις εκεί όπου έχουμε και αυξημένο TOC θα μπορούσαμε να χαρακτηρίζουμε τη σχέση ως θετική. Στην περίπτωση που τα υψηλά ποσοστά [41]

42 και των δύο δεικτών δείχνουν από τη μια μεριά τις οξειδωτικές συνθήκες του περιβάλλοντος που η διατήρηση του υψηλού ποσοστού οργανικού άνθρακα μπορεί να οφείλετε στο υψηλό ρυθμό ιζηματογένεσης σε μια γρήγορα βυθιζόμενη λεκάνη ιζηματογένεσης. Τέλος, μέσα στην ετερολιθική φάση όπου και παρουσιάζονται οι περισσότερες εναλλαγές στα ποσοστά των δύο δεικτών επιβεβαιώνουν και την εναλλαγή της λιθολογίας δείχνοντας έντονη αυξομείωση του βάθους ιζηματογένεσης εξαιτίας προφανώς της τεκτονικής δραστηριότητας. Στην περίπτωση αυτή θα μπορούσε και η θετική συσχέτιση που αναφέρθηκε παραπάνω να συνδεθεί με την αλλαγή του τεκτονικού καθεστώτος στο πέρασμα από την φάση του πηλού στην ετερολιθική φάση. 6. ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΑΚΩΝ ΑΝΑΛΥΣΕΩΝ 1. Η ανάλυση του ανθρακικού ασβεστίου έδειξε πως τα δείγματα είναι πλούσια σε ανθρακικό ασβέστιο. Η περιεκτικότητα των δειγμάτων σε CaCO 3, κυμαίνεται από 34,87 έως 87,47% με μέση τιμή 53,3%. Δεν παρατηρήθηκε ιδιαίτερη αύξηση ή μείωση σε σχέση με τη λιθολογία, αντίθετα το μεγάλο ποσοστό ανθρακικού ασβεστίου θα μπορούσε να κατατάξει τα δείγματα μας ως ανθρακικά, δείχνοντας ξεκάθαρα έντονα οξειδωτικές συνθήκες ιζηματογένεσης. 2. Η ανάλυση του οργανικού άνθρακα έδειξε ότι γενικά τα δείγματα είναι φτωχά σε οργανικό υλικό και μόνο συγκεκριμένοι ορίζοντες είναι σχετικά πλούσιοι, δείχνοντας ανοξικές αναγωγικές συνθήκες για μικρά χρονικά διαστήματα στη λεκάνη ιζηματογένεσης. Από την ανάλυση προέκυψε ότι η ποσοστιαία συμμετοχή οργανικού άνθρακα στα δείγματα κυμαίνεται από 0% έως 2,38%. 3. Η κύρια λιθολογία που επικρατεί είναι ο αμμούχος πηλός και φαίνεται από τα δείγματα πως γενικά το κλάσμα της αργίλου παρουσιάζει μικρές τιμές. 4. Από την κοκκομετρική ανάλυση φάνηκε ότι τα δείγματα αποτελούν αποθέσεις υφαλοκρηπίδας και είναι προφανές πως οι δυο κύκλοι παρουσιάζουν συγκεκριμένο βάθος ιζηματογένεσης. Από τα διαγράμματα φαίνεται ότι η πηλούχα φάση αποτέθηκε στα βαθύτερα νερά της υφαλοκρηπίδας ενώ η ετερολιθική φάση στα ρηχότερα, γεγονός που ενισχύει τις ιζηματολoγικές παρατηρήσεις με βάση τις δομές και τον ιστό τους. Επιπλέον ο τρόπος [42]

43 μεταφοράς και απόθεσης τους είναι υπό μορφή ομογενούς αιωρήματος, ενισχύοντας έτσι την άποψη για ήρεμες συνθήκες ιζηματογένεσης σε σχεδόν στάσιμα (χωρίς κυκλοφορία) νερά. Τα δείγματα της ετερολιθικής φάσης παρουσιάζουν μεγαλύτερο εύρος διακύμανσης του βάθους, αφού τα συναντάμε και σε μικρά βάθη και σε μεγαλύτερα βάθη, αντίθετα τα δείγματα της φάσης του πηλού τα συναντάμε σε πιο βαθιά νερά. 5. Η σύγκριση CaCO 3 - TOC έδειξε πως πρόκειται για μια λεκάνη ιζηματογένεσης με μεγάλη κυκλοφορία οξυγόνου που δημιουργεί έντονα οξειδωτικές συνθήκες και συνακόλουθα αυξημένα ποσοστά ανθρακικού ασβεστίου και χαμηλό TOC. Σε τρεις περιπτώσεις έχουμε και αυξημένο TOC όπου και χαρακτηρίζουμε τη σχέση ως θετική. Στην περίπτωση που είναι και οι δύο δείκτες υψηλοί, σημαίνει ότι επικρατούν οξειδωτικές συνθήκες και η διατήρηση του υψηλού ποσοστού οργανικού άνθρακα μπορεί να οφείλετε στο υψηλό ρυθμό ιζηματογένεσης σε μια γρήγορα βυθιζόμενη λεκάνη ιζηματογένεσης. Τέλος, μέσα στην ετερολιθική φάση όπου και παρουσιάζονται οι περισσότερες εναλλαγές στα ποσοστά των δύο δεικτών επιβεβαιώνουν και την εναλλαγή της λιθολογίας δείχνοντας έντονη αυξομείωση του βάθους ιζηματογένεσης εξαιτίας προφανώς της τεκτονικής δραστηριότητας. Στην περίπτωση αυτή θα μπορούσε και η θετική συσχέτιση που αναφέρθηκε παραπάνω να συνδεθεί με την αλλαγή του τεκτονικού καθεστώτος στο πέρασμα από την φάση του πηλού στην ετερολιθική φάση. [43]

44 7. ΓΕΝΙΚΑ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ Α. Με βάση τα παραπάνω εκτιμάται ότι τα ιζήματα αποτελούν αποθέσεις υφαλοκρηπίδας πλούσια κατά θέσεις σε οργανικό υλικό, με το μεγαλύτερο πάχος των ιζημάτων να συγκεντρώνεται στο ανατολικό τμήμα της υπολεκάνης όπου βρίσκεται και το ρήγμα που δημιουργεί τη λεκάνη ιζηματογένεσης και είναι λιστρικής γεωμετρίας. Οπότε οι κύκλοι που περιγράφηκαν παραπάνω έχουν μικρότερο πάχος αμμούχων στρωμάτων στο δυτικό τμήμα της λεκάνης εξασφαλίζοντας έτσι πιο πλούσια και παχιά μητρικά πετρώματα, με σταθερές αναγωγικές συνθήκες και απουσία οξείδωσης. Β. Με βάση τις κλίσεις των στρωμάτων (οι οποίες λειτουργούν ως δρόμοι μετανάστευσης των παραγόμενων αέριων υδρογονανθράκων), θα μπορούσαν να μεταναστεύουν εύκολα βορειότερα και να εγκλωβιστούν στους εκεί υπάρχοντες άμμους. Γ. Το γεγονός της ύπαρξης πολλών ρηγμάτων δείχνει πως τα στρώματα μπορούν να επικοινωνούν μεταξύ τους καθώς και να εγκλωβίζονται οι υδρογονάνθρακες στα βαθύτερα τμήματα της λεκάνης ώστε να αποφεύγεται η διαφυγή τους στην ατμόσφαιρα. Δ. Η υπόθεση της ανάπτυξης υποθαλάσσιων ριπιδίων στα βαθύτερα τμήματα της λεκάνης, και έξω από την περιοχή μελέτης, και η ανάπτυξη λοβών που τόσο πλευρικά όσο πάνω και κάτω περικλείονται από λεπτόκοκκα ιζήματα οδηγεί στην εκτίμηση πιθανής ύπαρξης κοιτασμάτων αέριων υδρογονανθράκων, δυτικά, παγιδευμένων μέσα στους αμμούχους λοβούς. [44]

45 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ Amaral, E.J., Pryor, W.A., (1977), Depositional environment of the St. Peter sandstone deduced by textural analysis. Jour. Sed. Petr., V47, Nol, Barnavas, S.P., (1979), Geochemistry of sediments from the eastern Pacific. Ph. D. Thesis University London pp.431. Dean, W. (1999), The carbon cycle and biogeochemical dynamics in lake sediments. Joural of Paleolimnology 21: Dean, W. (2002), A 1500-year record of climatic and environmental changes in Elk Lake,Clearwater County, Minnesota II: geochemistry, mineralogy, and stable isotopes. J Paleolimnol 27: Folk, R.L., (1968), Petrology of Sedimentary Rocks. Hemphill Publishing Co, Austin, Texas, 170p. Folk, R.L., & Ward, W.S., (1957), Brazos river bar: a study in the significance of grain size parameters. Jour. Sed. Petr., 27, Nol, Friedman, G.M., (1979), Differences in size distributions of populations of particles among sands of various origins. Addendum to IAS Presidential Address. Sentimentology, 26, Gaudette, H.E., Flight, W.R., Toner, L., & Folger, D.W., (1974), An inexpensive titration method for the determination of organic carbon in recent sediments. Jour. Sed. Petr., 44, Hodell, D. A., C. L. Schelske, G. L. Fahnenstiel, and L. L. Robbins. (1998), Biologically induced calcite and its isotopic composition in Lake Ontario. Limnology and Oceanography 43: Ibach, L.E.J., (1982), Relationship between sedimentation rate and total organic carbon content in ancient marine sediments. Ammer. Ass. Petr. Geol. Bui., 66, No2, , 12 figs, 4 tabl. Khim, B.-K., Kim, H.-J., Cho, Y.-S., Chi, S.-B., Yoo, C.-M., (2012), Orbital Variations of Biogenic CaCO3 and Opal Abundance in the Western and Central Equatorial Pacific Ocean During the Late Quaternary. Terr. Atmos. Ocean. Sci. 23-1, Kontopoulos, N., Zelilidis,A. & Frydas,D. (1996), Late Neogene sedimentary and tectonostratigraphic evolution of southwestern Crete island, Greece. - N. Jb. Geol.Palaont. Abh., 202, Kontopoulos, N. & Zelilidis, A. (1997), Depositional processes in outer arc marginal sub-basins during the Messinian. Examples from the western Crete Island, Greece. -Geologica Balcanica, 27, 1-2, Kukal, Z., (1971), Geology of recent sediments. Academic Press London and New York, 490 pp. [45]

46 [46] ΙΖΗΜΑΤΟΛΟΓΙΚΗ ΚΑΙ ΠΑΛΑΙΟΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ Martin, W., Sayles, F., (2004), The recycling of biogenic material of the seafloor. In : Holland, H.D. and Turekian, K.K. (eds.). Treatise on Geochemistry, Vol. 7, Sediments, Diagenesis and Sedimentary Rocks (ed. F.T. Mackenzie), Elsevier. Amsterdam, pp. Milliman J. D., Troy P. J., Balch W. M., Adams A. K., Li Y.-H., and Mackenzie F. T. (1999), Biologically mediated dissolution of calcium carbonate above the chemical lysocline? Deep- Sea Res. 46, Moila, R.J., & Visher, D.,(1968), Textural parameters: an evaluation, Jour. Sed. Petr., V260, p Passega, R., Byramjee, R.,(1969), Grain size image of Clastic deposits. Sentimentology, 13, Saadellah, R., Byramjee, R., (1969), Grain size and carbonate content in costal sediment of Iraq. Jour. Iraq G. Soc, 2, Sissingh, W. (1972), Late Cenozoic Ostracoda of the South Aegean island arc, Utrecht Micropal. Bull, 6, 187. Stewart H.B., (1958), Sedimentary reflections of depositional environments in San Miguel Lagoon, Baja California, Mexico: Am. Assoc. Petr. Geol. Bull., V42, p Ten Veen, J.H., & G. Postma (1999), Neogene tectonics and basin fill patterns in the Hellenic outer-arc (Crete- Greece). Basin Research, 11, Ten Veen, J.H., & P. T. Meijer (1998), Late Miocene to recent tectonic evolution of Crete (Greece): geological observations and model analysis, Tectonophysics, 298, Trask, P.D., (1939), Organic content of recent marine sediments. Recent marine sediments, Valia, H.S., & Cameron, B., (1977), Skewness as an Paleoenvironmental indicator. Jour. Sed. Petr., 47, No2, Willmann, R. (1982), Biostratigraphisch wichtige Susswassergastropoden (Prosobranchia, Hydrobiidae) aus dem Neogen des Agaiscs- Raumes, N. Jb. Geol, Palaont. Abh., 162, Zachariasse, W. J. (1975), Planktonic foraminiferal biostratigraphy of the Late Neogene of Crete (Greece), Utrecht Micropal. Bull., 143. Ζεληλίδης, Α.Μ., (1988), Μεταμειοκαινική εξέλιξη της ΝΔ Πελοποννήσου, Διδακτορική διατριβή, σελ ΙΓΜΕ,(1989), Σεισμοτεκτονικός χάρτης της Ελλάδας, κλίμακας 1: , όπου φαίνεται η Κρήτη. Κοντόπουλος, Ν., (1978), Περιβάλλοντα αποθέσεως των ιζημάτων του Πηδάσου (ΝΔ Πελοπόννησος). Διδακτορική διατριβή, Πάτρα, 90 σελίδες.

47 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ! Κοκκομετρική καμπύλη του δείγματος Π1. Κοκκομετρική καμπύλη του δείγματος Π2. [47]

48 Κοκκομετρική καμπύλη του δείγματος Π3. Κοκκομετρική καμπύλη του δείγματος Π4. [48]

49 Κοκκομετρική καμπύλη του δείγματος Π5. Κοκκομετρική καμπύλη του δείγματος Π6. [49]

50 Κοκκομετρική καμπύλη του δείγματος Π7. Κοκκομετρική καμπύλη του δείγματος Π8. [50]

51 Κοκκομετρική καμπύλη του δείγματος Π9. Κοκκομετρική καμπύλη του δείγματος Π10. [51]

52 Κοκκομετρική καμπύλη του δείγματος Π11. Κοκκομετρική καμπύλη του δείγματος Π12. [52]

53 Κοκκομετρική καμπύλη του δείγματος Π13. Κοκκομετρική καμπύλη του δείγματος Π14. [53]

54 Κοκκομετρική καμπύλη του δείγματος Π15. Κοκκομετρική καμπύλη του δείγματος Π16. [54]

55 Κοκκομετρική καμπύλη του δείγματος Π17. Κοκκομετρική καμπύλη του δείγματος Π19. [55]

56 Κοκκομετρική καμπύλη του δείγματος Π20. Κοκκομετρική καμπύλη του δείγματος Π21. [56]

57 Κοκκομετρική καμπύλη του δείγματος Π22. Κοκκομετρική καμπύλη του δείγματος Π23. [57]

58 Κοκκομετρική καμπύλη του δείγματος Π24. Κοκκομετρική καμπύλη του δείγματος Π25. [58]