ΠΤΥΧΙΑΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ. Θαλάσσια γεωλογική δομή και σεισμική στρωματογραφία της καλδέρας της Σαντορίνης ΚΑΤΣΕΝΗΣ ΗΛΙΑΣ. Επιβλέπων καθηγητής: Γ.

Transcript

1 ΠΤΥΧΙΑΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ Θαλάσσια γεωλογική δομή και σεισμική στρωματογραφία της καλδέρας της Σαντορίνης ΚΑΤΣΕΝΗΣ ΗΛΙΑΣ Α.Μ.:07035 Επιβλέπων καθηγητής: Γ. Παπαθεοδώρου Πάτρα Ιανουάριος 2012

2 ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ Αρχικά θα ήθελα να ευχαριστήσω τους ανθρώπους που με βοήθησαν να φέρω εις πέρας την εργασία αυτή. Αρχικά ευχαριστώ το ΕΛ.ΚΕ.Θ.Ε. (Ελληνικό κέντρο θαλασσίων ερευνών) για την φιλοξενία που μου παρείχε ώστε να μπορώ να δουλέψω, παρέχοντάς μου όλα τα απαραίτητα εργαλεία για την δουλειά μου. Εν συνεχεία θα ήθελα να ευχαριστήσω των καθηγητή του τμήματος γεωλογίας κ. Γεώργιο Παπαθεοδώρου που μου έδωσε την δυνατότητα να κάνω μία πτυχιακή εργασία στον τομέα Θαλάσσιας Γεωλογίας και Φυσικής Ωκεανογραφίας. Ένα τεράστιο ευχαριστώ στον κ. Δημήτρη Σακελαρίου Ερευνητής Γεωλόγος-Ωκεανογράφος Τομέας θαλάσσιας Γεωλογίας και Γεωφυσικής Ινστιτούτο Ωκεανογραφίας Ε.Κ.Θ.Ε. για την πολύτιμη βοήθεια του, την καθοδήγησή του, και πάνω από όλα την υπομονή του. Χωρίς την βοήθειά του η εργασία δεν θα είχε ολοκληρωθεί ποτέ. 2

3 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ Εισαγωγή-Σκοπός 5 1. Γεωδυναμικό καθεστώς του Αιγαίου Γενικά Το Ελληνικό Ορογενετικό τόξο Οι λιθοσφαιρικές πλάκες και η σεισμικότητα της περιοχής του Αιγαίου 1.4. Η γεωτεκτονική εξέλιξη του Αιγαίου 2. Ελληνικό ηφαιστειακό τόξο Μορφοτεκτονικά και γεωφυσικά χαρακτηριστικά 3. Ηφαιστειότητα και δημιουργία της Σαντορίνης 3.1. Ενεργός τεκτονική στην περιοχή της Σαντορίνης 3.2 Προ-ηφαιστειακό υπόβαθρο της Σαντορίνης Ηφαιστειακοί κύκλοι Τα ηφαίστεια του Ακρωτηρίου και των Χριστιανών Το ηφαίστειο της Περιστεριάς Το ηφαίστειο της Θήρας και ο Πρώτος Κύκλος εκρήξεων 3.7 Ο Δεύτερος κύκλος εκρήξεων Μινωική έκρηξη Μινωική Α Μινωική Β Μινωική Γ Μινωική Δ Μετά-Μινωική ηφαιστειακή

4 δραστηριότητα 4.6. Η καλδέρα πριν την Μινωική έκρηξη Εξοπλισμός και Μεθοδολογία Πολυδιαυλική βυθομετρία (Multibeam) Τομογράφος υποδομής πυθμένα Ερμηνεία γεωφυσικών δεδομένων Περιγραφή του υποθαλάσσιου αναγλύφου της καλδέρας Ερμηνεία Σεισμικών Τομών Ανάκλασης Βόρεια Λεκάνη Δυτική Λεκάνη Νότια Λεκάνη Συσχέτιση των σεισμικών στρωματογραφικών πακέτων με ηφαιστειακές αποθέσεις 7. Συμπεράσματα 58 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ

5 ΕΙΣΑΓΩΓΗ ΣΚΟΠΟΣ Αντικείμενο της παρούσας εργασίας είναι η ανάλυση και ερμηνεία των θαλάσσιων γεωλογικών γεωφυσικών δεδομένων τα οποία έχουν συλλεχθεί από το υποθαλάσσιο τμήμα της Καλδέρας της Σαντορίνης. Σκοπός της εργασίας είναι: να μελετηθεί η υποθαλάσσια μορφολογική και γεωλογική δομή της Καλδέρας, να αναλυθεί η σεισμική στρωματογραφία των ηφαιστειακών αποθέσεων κάτω από τον πυθμένα και ιδιαίτερα των αποθέσεων που προέκυψαν από την Μινωική έκρηξη να συσχετισθούν οι σεισμικοί ορίζοντες με αντίστοιχες ηφαιστειακές αποθέσεις και ορίζοντες που έχουν χαρτογραφηθεί στην Σαντορίνη και τέλος να γίνει προσπάθεια αναπαράστασης της μορφολογίας της καλδέρας πριν την Μινωική έκρηξη. Στη παρούσα εργασία χρησιμοποιήθηκαν γεωφυσικά δεδομένα που συλλέχθηκαν από το Ω/Κ ΑΙΓΑΙΟ του Ελληνικού Κέντρου Θαλάσσιων Ερευνών με τη χρήση συστημάτων υποθαλάσσιας γεωφυσικής διασκόπησης (σεισμικά ανάκλασης) και πολυδιαυλικής βυθομέτρησης στα πλαίσια του ερευνητικού προγράμματος THERA 2006, σε συνεργασία με το University of Rhodes Island, USA και με χρηματοδότηση από το National Science Foundation. 5

6 1. Γεωδυναμικό καθεστώς του Αιγαίου 1.1. Γενικά Ο ελληνικός χώρος ανήκει στο αλπικό σύστημα ορογένεσης και πιο συγκεκριμένα στο νότιο κλάδο του ορογενετικού συστήματος της Τηθύος, του ωκεανού που βρισκόταν μεταξύ της Ευρασίας, του ενιαίου ηπειρωτικού χώρου της Ευρώπης και της Ασίας στο βορρά, και της Γκοντβάνα, της ενιαίας ηπείρου που περιλάμβανε την Αφρική, την Ινδία και την Αυστραλία στο νότο. Εικ. 1.1: Τα ορογενετικά τόξα του Δυτικού Αλπικού συστήματος (από Brunn, 1976). 1: Ευρασιατική πλάκα, 2: Περιθώρια της Ευρασιατικής Πλάκας που ενεπλάκησαν στην Αλπική Ορογένεση, 3: Ηπειρωτικές Πλάκες Αφρικής, Αραβίας και Ινδίας, 4: Περιθώρια αυτών των πλακών που ενεπλάκησαν στην Αλπική Ορογένεση, 5: Ενδοηπειρωτικές περιοχές, 6: Μολασσικά ιζήματα, 7: Ολισθοστρώματα Από τα εικονιζόμενα στην Εικ. 1.1 ορογενετικά τόξα τα περισσότερα είναι πλέον ανενεργά. Το ελληνικό τόξο είναι το πλέον ενεργό από τα λίγα τμήματα του συνολικού συστήματος της Αλπικής Ορογένεσης στα οποία συνεχίζεται η βύθιση των τελευταίων τμημάτων του ωκεανού της Τηθύος. Στην περιοχή του Αιγαίου Ανατολικής Μεσογείου συνεχίζεται αυτή τη στιγμή η ορογένεση με όλα τα γεωδυναμικά χαρακτηριστικά ενός υπό εξέλιξη ορογενετικού τόξου. Αυτό οφείλεται στο ότι η Ανατολική Μεσόγειος πάνω στην οποία συνεχίζει να κινείται το ελληνικό τόξο είναι το τελευταίο υπολειμματικό τμήμα της Τηθύος που δεν έχει ακόμη συμμετάσχει στην υπό εξέλιξη αλπική ορογένεση. Πρόσφατες σχετικά 6

7 έρευνες δείχνουν ότι πιθανόν στη περιοχή μεταξύ της Κρήτης και της Κυρηναϊκής Χερσονήσου της Αφρικής να έχει αρχίσει η σύγκρουση μεταξύ των δύο ηπειρωτικών περοθωρίων (Mascle et al, 1999). Αντίθετα, σε όλο το υπόλοιπο μήκος του αλπικού συστήματος της Τηθύος, έχει επέλθει η σύγκρουση ανάμεσα στην Ευρασία και τα διάφορα τμήματα της πρώην Γκοντβάνας. Η ιδιαιτερότητα αυτή του ελληνικού τόξου δίνει τη δυνατότητα μελέτης των διαφόρων φαινομένων της ορογένεσης εν τη γενέσει τους και διαμόρφωσης ακτουαλιστικών προτύπων, τα οποία στη συνέχεια μπορούν να συγκριθούν με τα αντίστοιχα αποτελέσματα από τις έρευνες στα περιειρηνικά ορογενετικά συστήματα και ιδιαίτερα από τις νήσους της Ιαπωνίας. Στο σημείο αυτό θα πρέπει να διευκρινισθεί ότι στην αρχική θεμελίωση της θεωρίας της σύγκρουσης των ηπείρων Αφρικής και Ευρασίας στο χώρο της Μεσογείου, προτάθηκε από τον McKenzie (1970), ότι στο όριο αυτό συνωθούνται πολλές μικροπλάκες, στις οποίες δόθηκαν διάφορα ονόματα (Τουρκική, Αιγαιακή κ.λ.π.), που φαίνονται στην Εικ. 1.2 με δεσπόζουσα τη σημασία της Αιγαιακής μικροπλάκας που κυρίως σχηματίζει το Ελληνικό τόξο. Εικόνα 1.2: Αρχικό σχήμα διαίρεσης του χώρου της Ανατολικής Μεσογείου σε μικροπλάκες από τον McKenzie (1970) 7

8 1.2 Το Ελληνικό Ορογενετικό Τόξο Αναφέρθηκε προηγουμένως ότι το Ελληνικό τόξο είναι δημιούργημα της σύγκλισης της λιθοσφαιρικής πλάκας της Αφρικής και της Ευρώπης και της βύθισης της πρώτης κάτω από τη δεύτερη. Το σύστημα όμως αυτό της σύγκλισης δεν είναι απλό αλλά ιδιαίτερα σύνθετο. Kατά τη σύγκλιση δύο μεγάλων λιθοσφαιρικών πλακών αποκόπτονται από τα περιθώρια τους μικρότερα τεμάχη τα οποία κινούνται σχετικά ανεξάρτητα και προκαλούν μικροσυγκρούσεις και πιέσεις που καθιστούν το γεωδυναμικό σύστημα πολύπλοκο. Έτσι κατά τη σύγκλιση Αφρικής και Ευρώπης το ηπειρωτικό μικροτέμαχος της Αραβίας, που έχει αποσπασθεί από την Αφρικανική πλάκα δια μέσου του ανοίγματος της Ερυθράς θάλασσας, κινείται προς Βορρά σχετικά ανεξάρτητα και με μεγαλύτερη ταχύτητα από την Αφρική. Κατά την κίνηση του αυτή δημιουργείται και το μεγάλο ρήγμα οριζόντιας μετατόπισης του Ιορδάνη - Λιβάνου. Με την προς Βορρά γρήγορη κίνηση της η Αραβική μικροπλάκα πιέζει το Ευρασιατικό περιθώριο στο χώρο της Μικράς Ασίας, η οποία σαν μια άλλη ανεξάρτητη μικροπλάκα (Τουρκική μικροπλάκα) αναγκάζεται να κινηθεί με κατεύθυνση από τα Ανατολικά προς τα Δυτικά και να πιέζει το χώρο του Αιγαίου που ωθείται σε κίνηση ελαφρά νοτιοδυτική (Εικ. 1.3). Εικόνα 1.3 : Χάρτης της Ανατολικής Μεσογείου που δείχνει την ενεργό γεωδυναμική κατάσταση, τις κινήσεις των μικροπλακών στην περιοχή και την διαμόρφωση του Ελληνικού-Αιγιακού τόξου (κατά Παπαζάχος 2001) 8

9 Η κίνηση της Τουρκικής μικροπλάκας προς τα Δυτικά πραγματοποιείται δια μέσου του μεγάλου δεξιόστροφου ρήγματος οριζόντιας μετατόπισης της Βόρειας Ανατολίας (North Anatolian fault). Από τα παραπάνω γίνεται φανερό ότι στην διαμόρφωση και εξέλιξη του Ελληνικού τόξου συνέβαλε όχι μόνο απλά η βύθιση της Αφρικανικής πλάκας κάτω από την Ευρασιατική, αλλά και οι τάσεις που αναπτύσσονται πλευρικά. Αναλυτικότερα, η σύγκλιση μεταξύ της λιθόσφαιρας της ανατολικής Μεσογείου, που αποτελεί το μπροστινό μέρος της αφρικανικής λιθοσφαιρικής πλάκας, και της λιθόσφαιρας του ευρύτερου χώρου του Αιγαίου, που αποτελεί το μπροστινό μέρος της ευρασιατικής λιθοσφαιρικής πλάκας, πραγματοποιείται κατά μήκος του γνωστού κυρτού μέρους του ελληνικού τόξου (Ζάκυνθος, νότιες ακτές Κρήτης, νότια Ρόδος), και έχει ως συνέπεια την υποβύθιση της λιθόσφαιρας της Mεσογείου κάτω από την λιθόσφαιρα του Αιγαίου. Σε αυτή την κίνηση οφείλονται η επιφανειακή σεισμική δράση κατά μήκος του ελληνικού τόξου, οι σεισμοί ενδιάμεσου βάθους στο νότιο Αιγαίο και η οριοθέτηση του ηφαιστειακού τόξου (Νίσυρος, Μέθανα, Σαντορίνη, Μήλος). Οι σεισμολογικές μελέτες, αλλά και οι διάφορες γεωλογικές (νεοτεκτονικές) έρευνες απέδειξαν ότι στο εξωτερικό (κυρτό) μέρος του Ελληνικού τόξου ασκούνται ισχυρές συμπιεστικές τάσεις που έχουν ως αποτέλεσμα την παραμόρφωση των ιζημάτων στην περιφερειακή τάφρο, αλλά και στο εξωτερικό κράσπεδο του ιζηματογενούς τόξου. Οι παραμορφώσεις αυτές είναι κυρίως ανάστροφα ρήγματα που διαπιστώνονται μέσα στα νέα θαλάσσια ιζήματα νότια της Κρήτης και Πελοποννήσου με γεωφυσικές μεθόδους και βαθιές γεωτρήσεις, αλλά και με υπαίθριες παρατηρήσεις πάνω στα πετρώματα των Ιόνιων νησιών. Αντίθετα, σε όλο το χώρο εσωτερικά του Ελληνικού τόξου από την Κρήτη μέχρι Βόρεια στη Μακεδονία - Θράκη σ' ολόκληρο το Αιγαίο και τον ηπειρωτικό χώρο, ασκούνται εφελκυστικές τάσεις, όπως διαπιστώνεται τόσο από τους μηχανισμούς γένεσης των σεισμών, όσο και από γεωλογικές παρατηρήσεις, αλλά και από in situ γεωφυσικές μετρήσεις των τάσεων που ασκούνται ενεργά στα πετρώματα. Οι εφελκυστικές τάσεις έχουν γενική διεύθυνση Βορράς-Νότος (Εικ. 1.4 και 1.5) και προκαλούν κανονικά ρήγματα, κυρίως Ανατολικής-Δυτικής διεύθυνσης. 9

10 Εικόνα 1.4 : Κύρια χαρακτηριστικά της ενεργού τεκτονικής του Ελληνικού τόξου κια του ευρύτερου Αιγιακού χώρου, 1: Όρια λιθοσφαιρικών πλακών, 2:Ζώνη ανάστροφων ρηγμάτων, 3: Τα σπουδεότερα κανονικά ρήγματα, 4: Ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης 5: Ηφαίστεια Πλειο-Τεταρτογενούς, 6: Ζώνη συμπίεσης. Τα κ ιτρινα βέλη δείχνουν τη διεύθυνση του εφελκυστικού πεδίου στο Ανώτερό Μειόκαινο-Πλειόκαινο και τα κόκκινα βέλη την διεύθυνση του ενεργού εφελκυσμού. Τα μαύρα βέλη δείχνουν τη διεύθυνση κίνησης της Αφρικανικής πλάκας και την διεύθυνση των συμπιεστικών τάσεων Πηγή: Συνοπτική γεωτεκτονική εξέλιξη του ευρύτερου Ελληνικού χώρου Δ. Μουντράκης ( Εικόνα 1.5: Χάρτης των κυρίων γενικευμένων διευθύνσεων εφελκυσμού (διακεκομμένες γραμμές) στον ευρύτερο χώρο του Αιγαίου (Μέσο-Ανώτερο Τεταρτογενές). Οι συνεχείς γραμμές δηλώνουν τις διευθύνσεις των αξόνων συμπίεσης εξωτερικά του Ελληνικού τίξου. Τα μαύρα βέλη είναι οι οριζόντιες προβολές των διανυσμάτων κίνησης της Αφρικανικής πλάκας σε σχέση με την Ευρασιατική πλάκα. Πηγή:κατά Le Pichon et al. 1982, συμπληρωμένο από Lyberis 1984 Εκτός όμως από τα ρήγματα γενικής διεύθυνσης Α-Δ με τις ίδιες εφελκυστικές τάσεις επαναδραστηριοποιούνται και παλιότερα ρήγματα άλλων διευθύνσεων, που είχαν δημιουργηθεί σε άλλες γεωλογικές περιόδους με διαφορετικής διεύθυνσης τάσεις. Κυρίως πρόκειται για ρήγματα ΒΔ-ΝΑ διεύθυνσης αποτέλεσμα 10

11 προγενέστερης τεκτονικής φάσης (βλέπε παρακάτω), τα οποία ξανασπάνε λόγω του ότι αποτελούν ήδη ασθενικές γραμμές διαρραγής. Αποτέλεσμα των ασκούμενων εφελκυστικών τάσεων και των κανονικών ρηγμάτων που προκαλούν είναι να δημιουργηθούν αλλεπάλληλοι τεκτονικοί τάφροι και τεκτονικά κέρατα τόσο κατά διεύθυνση Α-Δ, όσο και παράλληλα και ακτινωτά στο Ελληνικό τόξο. Όλοι σχεδόν οι πρόσφατοι και ιστορικοί σεισμοί που έγιναν στον Εσωτερικό Ελληνικό χώρο οφείλονται σε τέτοια κανονικά ρήγματα. Εξαίρεση αποτελούν τα ρήγματα στην τάφρο του Βορείου Αιγαίου, τα οποία εμφανίζονται με ισχυρή οριζόντια συνιστώσα δεξιόστροφη, σχετιζόμενα ίσως με το ρήγμα της Βόρειας Ανατολίας, καθώς και πιθανόν ορισμένα άλλα ανάλογα φαινόμενα στο χώρο των Νότιων Κυκλάδων. Θα πρέπει πάντως να σημειωθεί ότι πολύ κοντά στο όριο σύγκρουσης των λιθοσφαιρικών πλακών, δηλαδή αμέσως εσωτερικά του Ελληνικού τόξου, υπάρχουν σεισμολογικές μελέτες (Παπαζάχος et al. 1986) που διαπιστώνουν ότι ο εφελκυσμός έχει διεύθυνση κατά θέσεις Α-Δ κάθετη στο τόξο. Όσον αφορά την προς Βορρά επέκταση του τόξου βύθισης της Αφρικανικής πλάκας κάτω από την Ευρώπη πιστεύεται ότι αυτό φθάνει μέχρι την περιοχή Ζακύνθου-Κεφαλονιάς (Εικ. 1.4). Μέχρι τη θέση αυτή τα φαινόμενα βύθισης είναι εμφανή. Βορειότερα κατά μήκος των ακτών της Ηπείρου και της Αλβανίας προς την Αδριατική θεωρείται ότι δεν λαμβάνει χώρα βύθιση (subduction), αλλά απλώς ηπειρωτική σύγκρουση που συνοδεύεται από έντονα συμπιεστικά φαινόμενα. Ένα πιθανό ρήγμα μετασχηματισμού διαφοροποιεί τις συνθήκες Βόρεια και Νότια της θέσης Ζακύνθου-Κεφαλονιάς-Λευκάδας. Παρ' όλα αυτά υπάρχουν ορισμένοι επιστήμονες που πιστεύουν ότι η βύθιση της Αφρικανικής πλάκας συνεχίζεται και βορειότερα και εντάσσουν την Πλειο-Τεταρτογενή ηφαιστειότητα της Αλμωπίας στα φαινόμενα της βύθισης αυτής Οι λιθοσφαιρικές πλάκες και η σεισμικότητα της περιοχής του Αιγαίου Ο ευρύτερος χώρος του Αιγαίου πελάγους καθώς επίσης και οι γύρω από αυτόν περιοχές της Ελλάδας και της δυτικής Τουρκίας, αποτελούν μία από τις πιο σεισμογενείς περιοχές του πλανήτη με έντονη και ταχύτατη παραμόρφωση (Εικ. 1.6). Στην Εικ. 1.6 διακρίνονται οι σχετικές ταχύτητες μετατόπισης της περιοχής της Δυτικής Μικράς Ασίας και του Αιγαιακού χώρου ως προς την Ευρασία. Η διεύθυνση 11

12 των βελών και το μήκος τους αντιστοιχούν στην μετατόπιση και την ταχύτητα παραμόρφωσης αντίστοιχα. Το γεγονός αυτό έχει ως συνέπεια τη δημιουργία μεγάλου αριθμού ρηγμάτων. Ο καθορισμός του ενεργού πεδίου των τάσεων βασίζεται κυρίως στους μηχανισμούς γένεσης των μεγάλων σεισμών οι οποίοι έγιναν στον ελληνικό χώρο περίπου κατά τα τελευταία 30 χρόνια (Εικ. 1.7). Εικ. 1.6: GPS μετρήσεις της σχετικής ταχύτητας μετατόπισης ως προς σταθερή Ευρασία (από Nyst & Thatcher, 2004). Τα αποτελέσματα των πρόσφατων ερευνών πάνω στους μηχανισμούς γένεσης επιφανειακών σεισμών οδήγησαν στο συμπέρασμα ότι ο χώρος του Αιγαίου και των γύρω περιοχών μπορεί να χωριστεί σε διάφορα τμήματα. Κατά μήκος του Τόξου και της Ελληνικής Τάφρου κυριαρχούν συμπιεστικές τάσεις που εκδηλώνονται με ανάστροφα ρήγματα και με ρήγματα οριζόντιας ολίσθησης. Τα τελευταία είναι ιδιαίτερα χαρακτηριστικά στο ΒΔ άκρο του τόξου, κατά μήκος του ρήγματος της Κεφαλονιάς, και στο ανατολικό τμήμα του Τόξου, κατά μήκος των δύο τάφρων του Πλίνιου και του Στράβωνα. 12

13 Εικ. 1.7 (από Nyst & Thatcher, 2004): Κύρια ενεργά ρήγματα και μηχανισμοί γένεσης σεισμών στην περιοχή του Αιγαίου. Στο εσωτερικό του Αιγαιακού χώρου διακρίνονται επίσης διάφορα τμήματα με διαφορετικό χαρακτήρα παραμόρφωσης. Η Τάφρος του Βορείου Αιγαίου χαρακτηρίζεται από ρήγματα οριζόντιας ολίσθησης, γεγονός που αντικατοπτρίζει την δραστηριότητα του Ρήγματος της Βόρειας Ανατολίας. Παρόμοιο καθεστώς απαντάται και νοτιότερα κατά μήκος των παράλληλων κλάδων του ίδιου ρήγματος. Πρόκειται για την μεγάλη δεξιόστροφη ρηξιγενή ζώνη κατά μήκος της οποίας κινείται το ηπειρωτικό τέμαχος της Μικράς Ασίας προς τα δυτικά. Στην Κεντρική Ελλάδα επικρατεί εφελκυστική παραμόρφωση με πιο χαρακτηριστικές δομές τις τάφρους του Κορινθιακού και του Β. Ευβοϊκού Κόλπου, ενώ στη Δυτική Ελλάδα επικρατεί καθεστώς συμπίεσης, το οποίο αντικατοπτρίζει την σύγκρουση των δύο ηπειρωτικών τεμαχών, της Ελλάδας και της Απουλίας. Όσον αφορά τις εφελκυστικές δυνάμεις στο χώρο του Αιγαίου έχουμε τα εξής: Κατά την υποβύθιση της λιθόσφαιρας της ανατολικής Μεσογείου κάτω από τη λιθόσφαιρα 13

14 του νότιου Αιγαίου, παράγεται θερμότητα στην επάνω επιφάνεια της καταδυόμενης λιθόσφαιρας, λόγω τριβής, με συνέπεια τη δημιουργία ρευμάτων μεταφοράς στο χώρο της ασθενόσφαιρας που βρίσκεται μεταξύ της υποβυθιζόμενης λιθόσφαιρας και της λιθόσφαιρας του Αιγαίου. Έτσι, θερμό υλικό ανεβαίνει προς τη λιθόσφαιρα του Αιγαίου και όταν φθάνει στον πυθμένα της κινείται οριζόντια, ψύχεται και ξαναβυθίζεται. Το θερμό αυτό υλικό κατέχει τον ασεισμικό χώρο (χωρίς εστίες σεισμών) κάτω από τη λιθόσφαιρα του Αιγαίου (περιοχή Κυκλάδων). Κατά την οριζόντια κίνησή τους, τα ρεύματα μεταφοράς ασκούν οριζόντιες εφαπτομενικές δυνάμεις στην κάτω επιφάνεια (πυθμένα) της λιθόσφαιρας του Αιγαίου με συνέπεια την ανάπτυξη δυνάμεων εφελκυσμού μέσα σε αυτή (επεκτατικές δυνάμεις) κατά τη διεύθυνση Β-Ν, τη θραύση της και διείσδυση σε αυτή θερμού υλικού της ασθενόσφαιρας. Στη θραύση αυτή οφείλονται οι επιφανειακοί σεισμοί που παρατηρούνται στον ευρύτερο χώρο του Αιγαίου και στη διείσδυση του θερμού υλικού οφείλονται η ηφαιστειακή δράση και οι γεωθερμικές εκδηλώσεις του χώρου αυτού. Εδώ πρέπει να σημειωθεί ότι στο εφελκυστικό πεδίο δράσεων που επικρατεί στο χώρο του Αιγαίου συμβάλλει και το μοντέλο, που έχει προταθεί, της οπισθοχώρησης της ζώνης καταβύθισης. Κατά το μοντέλο αυτό η καταβύθιση ψυχρής και πυκνής λιθόσφαιρας της Μεσογείου προκαλεί έλξη προς το νότο, και διαστολή και προώθηση της αιγαιακής πλάκας προς την ίδια διεύθυνση Η γεωτεκτονική εξέλιξη του Αιγαίου Το Αιγαίο, κατά τη γεωτεκτονική του εξέλιξη, επηρεάστηκε από διάφορα πεδία τάσεων τα οποία δημιούργησαν και ανάλογα ρήγματα ή επαναδραστηριοποίησαν παλαιότερα. Από το μέσο Πλειστόκαινο μέχρι σήμερα, δηλαδή εδώ και 1 εκατομμύριο χρόνια, ο αιγαιακός χώρος βρίσκεται σε μια εκτεταμένη εφελκυστική φάση με κύρια διεύθυνση εφελκυσμού Β-Ν, η οποία επιβεβαιώνεται και από την ανάλυση των μηχανισμών γένεσης επιφανειακών σεισμών. Ένα μεγάλο μέρος των ρηγμάτων και των διαρρήξεων που έχουν διεύθυνση ΒΒΑ- ΝΝΔ έχουν δημιουργηθεί κατά τη διάρκεια τεκτονικών κινήσεων εφελκυσμού που ανήκουν χρονολογικά στο Πλειόκαινο, ενώ επαναδραστηριοποιούνται ως ρήγματα δεξιόστροφα οριζόντιας μετατόπισης κατά τη διάρκεια τεκτονικών κινήσεων του τεταρτογενούς. Οι επιφάνειες των ρηγμάτων και διαρρήξεων με διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ 14

15 δημιουργούνται και αυτές κατά τη διάρκεια των μεγάλων τεκτονικών επεισοδίων του Πλειόκαινου, ενώ κατά το Πλειστόκαινο επαναδραστηριοποιούνται ως ρήγματα αριστερόστροφα οριζόντιας μετατόπισης. Επίσης τα παραπάνω αυτά δεξιόστροφα και αριστερόστροφα ρήγματα χαρακτηρίζονται από οριζόντια συνιστώσα κανονικής μετάπτωσης λόγω του ενεργού εφελκυστικού πεδίου τάσεων Β-Ν του τεταρτογενούς. Τέλος οι επιφάνειες των ρηγμάτων και των διαρρήξεων με διεύθυνση Α-Δ χαρακτηρίζουν ρήγματα εφελκυσμού κανονικής μετάπτωσης, με κλίσεις άλλοτε προς τα βόρεια και άλλοτε προς τα νότια, και οφείλονται στο γνωστό ισχύον πεδίο τάσεων του τεταρτογενούς. Είναι ενδιαφέρον ότι, αν και τα ρήγματα στον ευρύτερο χώρο του Αιγαίου έχουν διάφορους προσανατολισμούς, οι διευθύνσεις διαρρήξεων πάνω στα ρήγματα αυτά έχουν σχεδόν σταθερό προσανατολισμό κατά τη διεύθυνση Β-Ν, ιδιότητα η οποία βρίσκεται σε συμφωνία με την άποψη ότι η λιθόσφαιρα του Αιγαίου επεκτείνεται (διαστέλλεται) κατά την ίδια διεύθυνση. Εξαίρεση παρατηρείται μόνο στην περιοχή της λεκάνης του βόρειου Αιγαίου και της βόρειας Τουρκίας (ρήγμα Ανατολίας), όπου επικρατεί δεξιόστροφη κίνηση της μεγάλης ρηξιγενούς ζώνης της Ανατολίας που αποτελείται από δεξιόστροφα ρήγματα διεύθυνσης με μικρή κανονική ή ανάστροφη συνιστώσα. Αν και η σχετική κίνηση του Αιγαίου ως προς την Ευρασία είναι νοτιοδυτική με ταχύτητα περίπου 4 εκ./έτος, η σχετική διαστολή είναι περίπου 1 εκ./έτος. Ολόκληρη η περιοχή του Αιγαίου παραμορφώνεται κατά 3 εκ./έτος στο βόρειο τμήμα του, 1-2 εκ./έτος στην κεντρική ηπειρωτική Ελλάδα και 2 εκ./έτος στο νότιο Αιγαίο κατά μήκος της τάφρου της Ανατολίας-βόρειου Αιγαίου. Οι μηχανισμοί γένεσης των σεισμών ενδιάμεσου βάθους στο νότιο Αιγαίο δείχνουν ότι οι σεισμοί αυτοί προκαλούνται από ανάστροφα ρήγματα, αποτέλεσμα που βρίσκεται σε συμφωνία με την κατάδυση της λιθόσφαιρας της Μεσογείου κάτω από τη λιθόσφαιρα του Αιγαίου κατά μήκος του ελληνικού τόξου. Αποτέλεσμα της κατείσδυσης της αφρικανικής πλάκας κάτω από τη μικροπλάκα του Αιγαίου είναι και η δημιουργία πολλών ηφαιστείων ασβεσταλκαλικής σύστασης, τα οποία αποτελούν το ηφαιστειακό τόξο του νότιου Αιγαίου. Τα κυριώτερα ηφαιστειακά κέντρα του τόξου του Αιγαίου είναι από ΒΔ προς ΝΑ οι Λιχάδες, το 15

16 Σουσάκι, η Αίγινα, τα Μέθανα, ο Πόρος, η Μήλος, η Σαντορίνη, η Νίσυρος, το Γυαλί, η Κως και άλλα. Η ηφαιστειακή δραστηριότητα σε κάποια από τα κέντρα έχει ηλικία μέχρι 5 εκατ. έτη, ενώ τα περισσότερα από τα παραπάνω ηφαιστειακά κέντρα είναι ενεργά. 16

17 2. Ελληνικό ηφαιστειακό τόξο - Μορφοτεκτονικά και γεωφυσικά χαρακτηριστικά Στον Ελληνικό χώρο έχουμε την σύγκλιση-σύγκρουση της Ευρασιατικής λιθοσφαιρικής πλάκας με την Αφρικανική πλάκα, με αποτέλεσμα την καταβύθιση ωκεάνιου φλοιού της Αφρικανικής πλάκας κάτω από την Ευρασιατική. Αποτέλεσμα αυτής της σύγκλισης είναι η δημιουργία του Ελληνικού τόξου. Η σύγκλιση αυτή περιγράφεται από μία αμφιθεατρική επιφάνεια πάνω από την οποία διατάσσονται μία σειρά υποκέντρων σεισμών. Περιμετρικά της Ελληνικής χερσονήσου και εκεί που διαχωρίζονται η Αφρικάνικη από την Ευρασιατική πλάκα αναπτύσσεται μία τοξοειδής βαθιά λεκάνη που ονομάζεται Ελληνική αύλακα ή δίαυλος. Το μήκος της είναι της τάξης των 1000 χιλιομέτρων και η ακτίνα καμπυλότητας της είναι 400 χιλιόμετρα. Εικ. 2.1: Χάρτης ψηφιακού αναγλύφου της ευρύτερης περιοχής του Αιγαίου, στον οποίο έχουν σημειωθεί οι κύριες γεωδυναμικές γραμμές του Ελληνικού Τόξου, του Ηφαιστειακού Τόξου και του Ρήγματος της Βόρειας Ανατολίας. 17

18 Όπως και σε άλλα ηπειρωτικά τόξα έτσι και στο Ελληνικό τόξο αναπτύσσεται μία αλυσίδα ηφαιστείων, η οποία διαγράφει το Ελληνικό Ηφαιστειακό Τόξο (Εικ. 2.1). Το ηφαιστειακό τόξο έχει μήκος 500km και πλάτος 20-40km και εκτείνεται από την ηπειρωτική Ελλάδα μέχρι την Τουρκία. Στο Ελληνικό ηφαιστειακό τόξο περιλαμβάνονται τα ηφαιστειακά κέντρα των Μεθάνων, της Μήλου, της Θήρας (Σαντορίνη) της Νισύρου και της Κώ. Το ηφαιστειακό τόξο αναπτύσσεται παράλληλα με το εξωτερικό τόξο και χιλιόμετρα πάνω από την ζώνη καταβύθισης (McKenzie, 1970; Le Pichon & Angelier, 1979). Το πάχος του φλοιού στην ηπειρωτική Ελλάδα και τα νησιά του Αιγαίου παρουσιάζει σημαντικές διακυμάνσεις εξαιτίας των γεωτεκτονικών διεργασιών της Αλπικής ορογενετικής φάσης. Το πάχος κυμαίνεται από 46 χιλιόμετρα στην οροσειρά της Πίνδου σε χιλιόμετρα στις Κεντρικές Κυκλάδες και φτάνει τα 32 χιλιόμετρα κάτω από την Κρήτη. Ο λεπτότερος φλοιός στο Νότιο Αιγαίο είναι της τάξης των χιλιομέτρων. Ο ηπειρωτικός φλοιός που δομεί την περιθωριακή λεκάνη του Αιγαίου μαζί με τον ισχυρά απολεπτυσμένο φλοιό μεταξύ του ηφαιστειακού τόξου και της Κρήτης είναι οι δύο κύριες διαφορές που έχει το Ελληνικό τόξο σε σχέση με τα νησιωτικά τόξα που αναπτύσσονται στον Περι-Ειρηνικό δακτύλιο. Η σεισμική και ηφαιστειακή δράση καθορίζονται από δύο βασικούς παράγοντες (α) από την κατάδυση της λιθόσφαιρας της Ανατολικής Μεσογείου (μπροστινό μέρος της Αφρικανικής λιθοσφαιρικής πλάκας κάτω από το Αιγαίο και (β) από την επέκταση της λιθόσφαιρας του Αιγαίου (μπροστινό μέρος της Ευρασιατικής πλάκας κατά την διεύθυνση βορράς-νότου. Η επέκταση της λιθόσφαιρας του Αιγαίου στο ηφαιστειακό τόξο είναι της τάξης των 2cm/year και πραγματοποιείται κατά την διεύθυνση Ν30W. Συνέπεια της επέκτασης αυτής είναι η διάρρηξη της λιθόσφαιρας (σε κανονικά ρήγματα διεύθυνσης N60E) και την εκδήλωση των ηφαιστειακών φαινομένων (ηφαιστειακές εκρήξεις στην Σαντορίνη). Σύμφωνα με τους Papazachos & Panagiotopoulos (1993) τα επίκεντρα των σεισμών (επιφανειακοί και ενδιάμεσου βάθους) στο ηφαιστειακό τόξο βρίσκονται πάνω σε 5 παράλληλες γραμμές οι οποίες περνούν από τα 5 ηφαιστειακά κέντρα (Σουσάκι- Μέθανα-Μήλος-Σαντορίνη-Νίσυρος). Οι γραμμές αυτές αντιστοιχούν στις διευθύνσεις 5 κανονικών ρηγμάτων στα οποία γίνονται οι επιφανειακοί σεισμοί και 18

19 γίνεται η έξοδος του ηφαιστειακού υλικού. Οι πέντε ζώνες διάρρηξης είναι σε βάθος km (Εικ. 2.2). Εικ. 2.2 (από Papazachos & Panagiotopoulos, 1993): Χάρτης του Νοτίου Αιγαίου με τις πέντε σεισμο-ηφαιστειακές δομές, οι οποίες πιθανόν αντιστοιχούν σε κανονικές ρηξιγενείς ζώνες. 19

20 3. Ηφαιστειότητα και δημιουργία της Σαντορίνης Η Σαντορίνη είναι το γνωστότερο ενεργό ηφαίστειο του ηφαιστειακού τόξου του Νότιου Αιγαίου που άρχισε να σχηματίζεται πριν από 2,5 εκατομμύρια χρόνια με την καταβύθιση της Αφρικανικής πλάκας κάτω από την Ευρασιατική πλάκα. Πρόκειται για ένα πολυσύνθετο στρωματοηφαίστειο με μία μεγάλη καλδέρα Ενεργός τεκτονική στην περιοχή της Σαντορίνης Το ηφαιστειακό πεδίο της Σαντορίνης περιλαμβάνει τα ηφαιστειακά κέντρα Χριστιανών, Σαντορίνης και Κολούμπο. Όλα τα ηφαιστειακά κέντρα εντοπίζονται κατά μήκος δύο ηφαιστειακών-τεκτονικών γραμμών, της Γραμμής Καμένης και της Γραμμής Κολούμπο. Οι Bohnhoff et al (2006) έδειξαν ότι η διασπορά των σεισμικών επικέντρων στην ευρύτερη περιοχή της Σαντορίνης (Εικ. 3.1) δεν είναι τυχαία, αλλά σχετίζεται με την τεκτονική ρηξιγενή δομή (Εικ. 3.2). Εικ. 3.1: Διασπορά σεισμικών επικέντρων στην ευρύτερη περιοχή του ηφαισειακού πεδίου της Σαντορίνης (από Bohnhoff et al, 2006) Εικ. 3.2: Κύριες ρηξιγενείς δομές στην ευρύτερη περιοχή του ηφαισειακού πεδίου της Σαντορίνης (από Bohnhoff et al, 2006) Οι Sakellariou et al (2010), με συστηματική θαλάσσια γεωλογική έρευνα και χαρτογράφηση της ευρύτερης θαλάσσιας περιοχής γύρω από την Σαντορίνη, έδειξαν ότι η Γραμμή Καμένης Κολούμπο αποτελεί μία ρηξιγενή ζώνη οριζόντιας ολίσθησης, η οποία έχει χρησιμοποιηθεί για την άνοδο του μάγματος σε όλα τα ηφαιστειακά κέντρα της Σαντορίνης. Οι ίδιοι συγγραφείς προτείνουν ότι οι ρηξιγενείς ζώνες Ιου και Ανυδρου, οι οποίες οριοθετούν την περιοχή εκδήλωσης της 20

21 ηφαιστειότητας αποτελούν διακλαδώσεις της κύριας ρηξιγενούς ζώνης οριζόντιας ολίσθησης Καμένης Κολούμπο (Εικ. 3.3). Εικ. 3.3: Χάρτης ενεργών ρηγμάτων της περιοχής του ηφαιστειακού πεδίου Σαντορίνης Κολούμπο (από Sakellariou et al, 2010). 3.2 Προ-ηφαιστειακό υπόβαθρο της Σαντορίνης Το προ-ηφαιστειακό υπόβαθρο της Σαντορίνης εμφανίζεται στο βουνό του Προφήτη Ηλία, στο Μέσα Βουνό, στην ράχη του Γαβρήλου, στον Πύργο, τον Μονόλιθο και το εσωτερικό κομμάτι της καλδέρας ανάμεσα στο ακρωτήριο Πλάκα και τον Αθηνιό. Τα πετρώματα αυτά αντιπροσωπεύουν ένα παλιό μη ηφαιστειακό νησί με διαστάσεις περίπου 9 επί 6 χιλιόμετρα παρόμοιο με τα γειτονικά Κυκλαδονήσια όπως η Ίος και η Αμοργός κ.α. Εμφανίζονται μεταμορφωμένα ασβεστολιθικά πετρώματα και σχιστόλιθοι από το Τριαδικό ως το Τριτογενές, τα οποία πτυχώθηκαν κατά την 21

22 Αλπική πτύχωση. Στον Αθηνιό βρίσκεται ένας γρανίτης του Μειοκαίνου (9,5 εκατομμύρια χρόνια) που είναι κομμάτι της εκτεταμένης εμφάνισης γρανίτη που βρίσκεται στις Κυκλάδες και είναι η πηγή ορυκτών όπως ο τάλκης, ο χαλκοπυρίτης, ο μαγνητίτης και άλλα ορυκτά που βρίσκονται στην περιοχή. Εικ. 3.4: Γεωλογικός χάρτης της Σαντορίνης από Druit & Davies 3.3 Ηφαιστειακοί κύκλοι Η ηφαιστειότητα στην περιοχή της Σαντορίνης ξεκίνησε πριν από 2 εκατομμύρια χρόνια με την εκροή δακιτικής λάβας από την περιοχή που βρίσκεται σήμερα η χερσόνησος του Ακρωτηρίου ενώ συνέχιζε να παράγει διαφορετικά είδη λάβας και 22

23 άλλων πυροκλαστικών υλικών. Ωστόσο ο πιο χαρακτηριστικός τύπος της δραστηριότητας τα τελευταία χρόνια είναι η κυκλική κατασκευή ασπιδόμορφων ηφαιστείων που διακόπτεται από μεγάλες εκρήξεις και καταστροφικά φαινόμενα όπως η Μινωική έκρηξη. Συγκεκριμένα η ηφαιστειακή εξέλιξη της Σαντορίνης μπορεί να χωριστεί σε 5 βασικά στάδια: 1)Τα ηφαίστεια του Ακρωτηρίου και κώνοι σκωριών ( χιλιάδες χρόνια πριν) 2)Τα ηφαίστεια στα Περιστέρια και της Θήρας ( χιλιάδες χρόνια πριν) 3)Πρώτος κύκλος εκρήξεων ( χιλιάδες χρόνια πριν) 4)Δεύτερος κύκλος εκρήξεων (180 χιλιάδες χρόνια πριν-1600π.χ) 5)Η ασπίδα της Καμένης (197- σήμερα) 3.4 Τα ηφαίστεια του Ακρωτηρίου και των Χριστιανών Τα παλαιότερα ηφαιστειακά πετρώματα βρίσκονται στην περιοχή του Ακρωτηρίου και των Χριστιανών. Αποτελούνται από δακιτικές λάβες, οι οποίες με την μορφή θόλων εξήλθαν από τον θαλάσσιο πυθμένα και σχημάτισαν τα νησιά των Χριστιανών και πιθανότατα ένα νησί στην περιοχή του Ακρωτηρίου. Τα ηφαιστειακά πετρώματα είναι έντονα αλλοιωμένα από την υδροθερμική δράση. Από απολιθώματα που βρέθηκαν σε τόφφους συνάγεται ότι η ηλικία των σχηματισμών του Ακρωτηρίου είναι τουλάχιστον 2Ma. Εικόνα 3.5: Η νησίδα Χριστιανή Πηγή: Καπούτσης ΚΠ 23

24 Εικόνα 3.6: Υαλοκλαστικές αποθέσεις στην περιοχή του Ακρωτηρίου Πηγή: Σολδάτος. Τ Εικόνα 3.7: Λάβες στην περιοχή του Ακρωτηρίου Πηγή: Σολδάτος. Τ 3.5 Το ηφαίστειο της Περιστεριάς Στα Ka σχηματίζεται ένα μεγάλο ηφαίστειο στο βόρειο μέρος που ονομάζεται ηφαίστειο της Περιστεριάς. Σήμερα τα υπολείμματα αυτού του ηφαιστείου αντιπροσωπεύονται από το Μικρό Προφήτη Ηλία και το Μεγάλο Βουνό. Τα προιόντα είναι ανδεσιτικές λάβες. Συγχρόνως μικρότερα ηφαιστειακά κέντρα δραστηριοποιούνται νοτιότερα στον Μπάλο, Κόκκινη Παραλία και Κοκκινόπετρα σχηματίζοντας κώνους σκωριών βασαλτικής και ανδεσιτικής σύστασης. Εικόνα 3.8: Κώνος σκωριών στην κόκκινη παραλία Πηγή: Σολδάτος. Τ Εικόνα 3.9: Τα τοιχώματα της σημερινής καλδέρας αποκαλύπτουν το εσωτερικό και τις λάβες του ηφαιστείου της Περιστεριάς Πηγή: Σολδάτος. Τ 24

25 3.6 Το ηφαίστειο της Θήρας και ο Πρώτος Κύκλος εκρήξεων Στα Ka δημιουργείται το ασπιδόμορφο ηφαίστειο της Θήρας, περίπου στο κέντρο της σημερινής καλδέρας, με εκχύσεις λαβών, οι οποίες ένωσαν τα προηγούμενα ηφαιστειακά κέντρα σχηματίζοντας ένα ενιαίο νησί. Το ηφαίστειο της Θήρας δημιουργεί επίσης ένα κύκλο ηφαιστειακών εκρήξεων Πλίνιου τύπου με προιόντα σκωριές και κίσσηρη (κατώτερη κίσσηρη). Τα προιόντα είναι ανδεσιτικής έως ρυοδακιτικής σύστασης. Ο κύκλος αυτός και η δραστηριότητα του ηφαιστείου της Θήρας κλείνει περίπου στα Ka με τον σχηματισμό μιας πρώτης καλδέρας. Εικόνα :Τα προιόντα του ηφαιστείου της Θήρας διακρίνονται στην περιοχή του ακρωτηρίου Αλωνάκι κοντά στα Φηρά. Πηγή: Σολδάτος. Τ 3.7 Ο Δεύτερος κύκλος εκρήξεων Μετά τα 180Ka ακολουθεί ένας άλλος κύκλος ηφαιστειακής δράσης ο οποίος κλείνει με την μεγάλη Μινωική έκρηξη και τον σχηματισμό της σημερινής καλδέρας. Τα προιόντα είναι βασαλτικής- ανδεσιτικής σύστασης. Ο κύκλος αυτός περιλαμβάνει τα εξής στάδια 170Ka 60-40Ka 40-20Ka Λάβες Σημαντίρη Διάφορες εκρήξεις Πλίνιου τύπου, κώνοι σκωριών Μεγάλου Βουνού και Κόκκινου Βουνού, Δακτύλιος τόφφων Κολούμπου Σχηματισμό δεύτερης καλδέρας Ασπιδόμορφα ηφαίστεια Σκαρού και Θηρασίας 25

26 21Ka Έκρηξη Ακρωτηρίου Ρίβα Σχηματισμός τρίτης καλδέρας 1630 π.χ Μινωική έκρηξη Σχηματισμός της σημερινής καλδέρας Εικόνα 3.12: Το ασπιδόμορφο ηφαίστειο του Σκάρου. Πηγή: Σολδάτος. Τ Εικόνα 3.13: Ο κόκκινος ιγκνιμβρίτης στην περιοχή της Οίας. Πηγή: Σολδάτος.Τ Εικόνα 3.14: Κώνος σκωριών στο Μεγάλο Βουνό. Πηγή: Σολδάτος. Τ Εικόνα 3.15: Δακτύλιος τόφφων στο ακρωτήριο Κολούμπο. Πηγή: Σολδάτος.Τ 26

27 4. Μινωική έκρηξη H σημερινή μορφή του νησιού της Σαντορίνης είναι αποτέλεσμα της βίαιης δραστηριότητας του ηφαιστείου στα προιστορικά χρόνια. Στην πραγματικότητα το νησί οφείλει την ύπαρξή του στο ηφαίστειο. Η τελευταία μεγάλη έκρηξη του ηφαιστείου της Σαντορίνης έγινε πριν χρόνια (Μινωική έκρηξη) δηλαδή στο τέλος της εποχής του χαλκού. Η έκρηξη αυτή κατέστρεψε ένα μεγάλο νησί την Στρογγύλη, υπόλειμμα της οποίας αποτελεί σήμερα η Σαντορίνη. Κατά την Μινωική έκρηξη εξήντα εκατομμύρια κυβικά μέτρα ισοδύναμου ξηρού πετρώματος (Dry Rock Equivalent DRE) (Sigurdsson et al, 2006) από μάγμα σε μορφή καυτής ελαφρόπετρας και στάχτης εκσφενδονίστηκαν στον αέρα σε ύψος 36 χιλιομέτρων πάνω από το νησί, σκεπάζοντας τα τρία νησιά (Θήρα, Θηρασία και Ασπρονήσι). Τα στερεά και τα αέρια που εκτοξεύτηκαν από το ηφαίστειο δημιούργησαν ένα μεγάλο κενό μέσα στο οποίο καταποντίστηκε το κεντρικό του τμήμα δημιουργώντας την σημερινή καλδέρα. Η Μινωική έκρηξη μελετήθηκε λεπτομερώς από πολλούς επιστήμονες, και είναι από τις καλύτερα μελετημένες ηφαιστειακές εκρήξεις. Με βάση τα προιόντα της έκρηξης διακρίνονται τέσσερις φάσεις. Οι φάσεις αυτές ονομάζονται Μινωική Α, Μινωική Β, Μινωική Γ, Μινωική Δ. Το κέντρο της έκρηξης εντοπίζεται ανάμεσα από τα σημερινά Φηρά και την Νέα Καμένη. 4.1 Μινωική Α Είναι η πρώτη φάση της έκρηξης. Αντιστοιχεί σε αποθέσεις κίσσηρης. Οι αποθέσεις αποτελούνται κατά 90% από ανδρόκοκκα κλάσματα λευκής κίσσηρης με ρυοδακιτική σύσταση (71% SiO2) και κατά 10% από στάχτη και λιθικά. Οι αποθέσεις προέρχονται από την κατάρρευση της εκρηκτικής στήλης ύψους 36-39km.Η φάση της έκρηξης ήταν προωθούμενη από τα μαγματικά αέρια. Το πάχος των αποθέσεων κυμαίνεται από 0,5-5m και καλύπτει ομοιόμορφα την προ-μινωική επιφάνεια του νησιού. Έχουμε μεγάλες συγκεντρώσεις στα νοτιοανατολικά που δείχνει ότι η απόθεση της κίσσηρης επηρεάστηκε από ισχυρούς ανέμους. Το μεγαλύτερο πάχος και τα μεγαλύτερα κλάσματα των αποθέσεων βρίσκονται στα ορυχεία νότια των 27

28 Φηρών. Αυτό σε συνδιασμό με τις ισοπαχείς των αποθέσεων δείχνουν ότι το κέντρο της έκρηξης ήταν ανάμεσα στα Φηρά και την Νέα Καμένη. Εικόνα 4.1: Αποθέσεις κίσσηρης που καλύπτουν το παλαιοέδαφος της Μινωικής Περιόδου. Αποτελείται κυρίως από αδρόκκοκο κλάσμα κίσσηρης. Πηγή: Σολδάτος. Τ 4.2 Μινωική Β Είναι η δεύτερη φάση της έκρηξης. Αντιστοιχεί σε μεγα-πυροκλαστικές αποθέσεις. Οι αποθέσεις αποτελούνται από πολυάριθμα λευκά στρώματα που αποτελούνται κατά 90% από λεπτόκοκκη στάχτη με αποστρογγυλεμένα λιθάρια κίσσηρης και κατά 10-20% από λιθικά τεμάχη και ογκόλιθους (1-2m). Οι αποθέσεις προέρχονται από υδροηφαιστειακές εκρήξεις. Οι ρωγμές και η διάβρωση στον ηφαιστειακό πόρο επέτρεψαν στο θαλασσινό νερό να εισχωρήσει και να προκαλέσει βίαιες εκρήξεις που κονιορτοποίησαν το μάγμα και εκτόξευσαν μεγάλα λιθικά θράυσματα. Οι μεγακυματισμοί πλευρικά και οριζόντια με την μορφή δακτυλοειδούς νέφους με μεγάλες ταχύτητες (50-180km/h). Το πάχος των αποθέσεων κυμαίνεται από 0,1-12m. Κοντά στο κέντρο της έκρηξης οι πυροκλαστικές αποθέσεις έχουν αποτεθεί σε πρανή με κλίσεις και ύψος m. Χαρακτηριστικές είναι οι διασταυρούμενες δομές των στρώσεων, οι ρυτιδώσεις και οι θίνες καθώς και τα βαθουλώματα που σχηματίζουν τα λιθικά στα χαλαρά υλικά, που δείχνουν βαλλιστική μεταφορά. 28

29 Εικόνα 4.2: Μεγα- πυροκλαστικές αποθέσεις πάνω από την Μινωική Α. Δ ιακρίνονται οι διασταυρούμενες στρώσεις και τα ίχνη των τροχιών των λιθικών. Πηγή: Σολδάτος. Τ 4.3 Μινωική Γ Είναι η Τρίτη φάση της έκρηξης. Αντιστοιχεί σε ροές στάχτης. Οι αποθέσεις αποτελούνται από παχιά στρώματα λεπτόκοκκης στάχτης και κίσσηρης που περιέχουν 25-30% λιθικά μεγέθους εώς και 10m. Έχουν χαοτική και μη ταξινομημένη διάταξη. Το πάχος των αποθέσεων είναι μεγαλύτερο σε τοπογραφικά χαμηλές περιοχές. Στα πρανή της καλδέρας το μέγιστο πάχος είναι 40m, στη νότια Θήρα 55m και μειώνεται σημαντικά με την απόσταση Τα λιθικά δείχνουν ότι μεταφέρθηκαν με ροή και λίγα με βαλλιστική μεταφορά. Οι ροές είχαν μεγάλη ενέργεια, αφού σε ορισμένα σημεία στις πλαγιές του Προφήτη Ηλία και του Μεγάλου Βουνού ανέρχονται σε πρανή με κλίση 30. Η πληθώρα των λιθικών οφείλεται στο γεγονός ότι κατά την φάση αυτή άρχισε η κατάρρευση του μαγματικού θαλάμου και ο σχηματισμός της καλδέρας. Εικόνα 4.3: Ροές στάχτης πάνω από την Μινωική Γ. Αποτελούνται από παχιά στρώματα λεπτόκοκκης στάχτης και κίσσηρης Πηγή: Σολδάτος. Τ 29

30 4.4 Μινωική Δ Αυτή είναι η τέταρτη φάση της έκρηξης. Οι αποθέσεις της φάσης αυτής διαφέρουν από αυτές της τρίτης φάσης. Αποτελούνται από πιο λεπτόκοκκα υλικά που περιέχουν μικρά λιθικά και κλάσματα κίσσηρης. Η συγκέντρωση όμως των λιθικών είναι μεγαλύτερη (34-50%). Οι αποθέσεις στα πρανή της καλδέρας έχουν μικρό πάχος (0.7-2 m) ή λείπουν, ενώ στην παραλία έχουν πάχος έως και 40 m. Οι αποθέσεις αυτές διαβρώνονται πολύ εύκολα και από κάποια σημεία του νησιού λείπουν εντελώς. Τα υλικά της τέταρτης φάσης είναι επεξεργασμένα υλικά της τρίτης φάσης από πλημμύρες κατά την δημιουργία της καλδέρας, από βροχές, τσουνάμι και ανέμους. Εικόνα 4.4: Λεπτόκοκκα υλικά που περιέχουν πάρα πολλά λιθικά και κλάσματα κίσσηρης Πηγή: Σολδάτος. Τ 4.5. Μετα-Μινωική ηφαιστειακή δραστηριότητα Μετά την Μινωική έκρηξη, η ιστορική πια ηφαιστειακή δραστηριότητα συνεχίστηκε πολύ πιο ήπια και οικοδόμησε μέσα στην καλδέρα τα νησιά της Παλαιάς και Νέας Καμένης που αποτελούν ψυγμένη λάβα. Η Παλαιά Καμένη δημιουργήθηκε με την έκρηξη που σημειώθηκε το 47μ.χ και τετραπλασιάστηκε η επιφάνειά της με την έκρηξη το 726μ.χ. Περίπου 850 χρόνια αργότερα εμφανίστηκε η Μικρή Καμένη η οποία μετά από 350 χρόνια σε νέα έκρηξη ενσωματώθηκε με την Νέα Καμένη. Σήμερα 7 κρατήρες βρίσκονται στο νησί της Νέας Καμένης και ένας στο νησί της Παλαιάς Καμένης. 30

31 4.6. Η καλδέρα πριν την Μινωική έκρηξη Περιγραφή των ερμηνειών και αναπαραστάσεων της προ-μινωικής καλδέρας που έχουν διατυπωθεί μέχρι σήμερα. Πηγή ( Friedrich, W.L., Fire in the Sea.) Εικόνα Α : Στο βόρειο τμήμα της Σαντορίνης, πολλά ηφαίστεια ήταν ενεργά σε διάφορες χρονικές στιγμές. Τα κύρια ηφαιστειακά κέντρα ήταν στο Μεγάλο Βουνό, τον Σκάρο, το ηφαίστειο Οία-Θηρασία καθώς και ο προφήτης Ηλίας. Στο βόρειο τμήμα του νησιού ηφαίστεια δημιούργησαν επικαλυπτόμενες εκχύσεις, ενώ στο νότιο τμήμα αναπτύχθηκαν σε μια λεκάνη, η οποία πιθανότατα ήταν κάτω από τη στάθμη της θάλασσας. 31

32 Εικόνα Β : Περίπου χρόνια πριν συνέβη μία τεράστια ιγνιμβριτική έκρηξη στο βόρειο τμήμα της Σαντορίνης κοντά στο ακρωτήριο Riva. Οι αποθέσεις βρίσκονται στη Θηρασία, στα λατομεία στην Οία, γύρω από το λατομείο Μαυρομάτη στο Ακρωτήρι και κάτω από τον οικισμό της εποχής του Χαλκού στο Ακρωτήρι και στον Ποταμό. Η ηλικία αυτής της έκρηξης προσδιορίστηκε με ραδιοχρονολόγηση σε δέντρα που θάφτηκαν από ιγνιμβρίτη. Χαρακτηριστικά πετρώματα από τον ιγνιμβρίτη της Ρίβας βρέθηκαν επίσης σε αποθέσεις της Μινωικής έκρηξης. Εικόνα C : Στα βόρεια μία ρηχή λιμνοθάλασσα σχηματίστηκε στην οποία αναπτύχθηκαν στρωματόλιθοι 15 με 12 χιλιάδες χρόνια πριν. Νέα ηφαιστειακή δραστηριότητα δημιούργησε το νησί Προ-Καμένη στην μέση της καλδέρας στην εποχή του χαλκού. Στο νότιο τμήμα, η παρουσία νέων διαβρωσιγενών καναλιών, που δημιουργήθηκαν μετά την απόθεση του ιγνιμβρίτη της Ρίβας, υποδεικνύει ότι η νότια λεκάνη βάθυνε περισσότερο μετά την έκρηξη του Ακρ. Ρίβα. Εικόνα D : Κατάρρευση της οροφής του μαγματικού θαλάμου που βρισκόταν κάτω από το νησί Προ-Καμένη οδήγησε στην δημιουργία της υποθετικής δομής δακτυλίου αυτού του νησιού. Η Μινωική έκρηξη ξεκίνησε με μία Πλίνια φάση από το νησί Προ- Καμένη. Κατά την διάρκεια αυτής και των επόμενων σταδίων της έκρηξης το νησί καταστράφηκε ολοσχερώς και τα βράχια εκτινάχθηκαν μαζί με τις μάζες ελαφρόπετρας της Μινωικής έκρηξης. Το νερό γέμισε την χοάνη που δημιουργήθηκε Εικόνα Ε : Η Μινωική έκρηξη προκάλεσε αρκετές αλλαγές στο νησιωτικό δακτύλιο: το αρχικό ηφαιστειακό οικοδόμημα ήταν χωρισμένο στη Θήρα, τη Θηρασία και το Ασπρονήσι. Αλλεπάλληλες κατολισθήσεις στα απότομα εσωτερικά τοιχώματα έδωσαν στη καλδέρα την σημερινή της μορφή. Η λεκάνη βόρεια διαμορφώθηκε με ένα αρχικό βάθος πάνω από τα 500 μέτρα. Σήμερα είναι μόνο 390 μέτρα κάτω από την επιφάνεια της θάλασσας. Στο ανατολικό τμήμα τα προιόντα της Μινωικής έκρηξης διεύρυναν αισθητά το νησί της Θήρας και το νησί του Μονόλιθου συνδέθηκε με την Θήρα. Εικόνα F : Μετά το 197 π.χ νέα ηφαιστειακά πετρώματα αρχίζουν να γεμίζουν την καλδέρα και πάλι σχηματίζοντας τα νησιά Παλαιά Καμένη και Νέα Καμένη. Το τελευταίο είναι το μοναδικό ενεργό ηφαίστειο της Σαντορίνης αυτή την στιγμή. 32

33 5. Εξοπλισμός και Μεθοδολογία Η θαλάσσια γεωλογική γεωφυσική έρευνα στην καλδέρα της Σαντορίνης πραγματοποιήθηκε από το Ελληνικό Κέντρο Θαλάσσιων Ερευνών το 2001 και το Η έρευνα έγινε με το ωκεανογραφικό σκάφος Ω/Κ ΑΙΓΑΙΟ και χρησιμοποιήθηκαν το σύστημα πολυδιαυλικής βυθομέτρησης SEABEAM 2120 για την βυθομετρική αποτύπωση και τομογράφος Airgun 10 κυβικών ιντσών για την σεισμική διασκόπηση ανάκλασης του υποστρώματος και της δομής του υποθαλάσσιου τμήματος της καλδέρας. Εικόνα 5.1. : Ωκεανογραφικό σκάφος Ω/Κ ΑΙΓΑΙΟ 33

34 5.1 Πολυδιαυλική βυθομετρία (Multibeam) Η μορφολογική αποτύπωση του πυθμένα επιτυγχάνεται με τον συνεχή πλευρικό ηχοβολισμό της επιφανείας του με πηγές υψηλών συχνοτήτων ( khz). Τα συστήματα που συνήθως χρησιμοποιούνται είναι α) ο ηχοβολιστής πλευρικής σάρωσης (side scan sonar) στον οποίο η μονάδα εκπομπής των ηχητικών παλμών ρυμουλκείται σε μικρή απόσταση από τον πυθμένα καταγράφοντας τη μορφολογία του σε δίαυλο μεγίστου εύρους 700m (λειτουργία στα 100 khz) ή 200m (500 khz) (Εικ.5.2) και β) ο πολυδιαυλικός ηχοβολιστής πυθμένα (multibeam echo-sounder) (Εικ.5.3), του οποίου οι μονάδες εκπομπής είναι εν σειρά ενσωματωμένοι στα ύφαλα (στη γάστρα) του ερευνητικού πλοίου. Εχει τη δυνατότητα να αποτυπώνει τον πυθμένα σε δίαυλο 5-10 Km που εξαρτάται από το βάθος (συνήθως ο δίαυλος είναι 2-5 φορές το βάθος του πυθμένα). Οι συχνότητες εκπομπής είναι μικρότερες από αυτές του πλευρικού ηχοβολιστικού (συνήθως khz) γι αυτό και έχει μικρότερη διακριτικότητα αλλά μεγάλη εμβέλεια καταγραφής τόσο όσον αφορά το βάθος όσο και το εύρος αποτύπωσης του πυθμένα. Ο πολυδιαυλικός ηχοβολιστής πυθμένα που χρησιμοποιείται την τελευταία δεκαετία, αποτέλεσε καινοτομία στην βαθυμετρική και μορφολογική αποτύπωση του πυθμένα λόγω της ταχύτατης και ευρείας σάρωσης του πυθμένα. Χρησιμοποιείται σε βυθομετρικές αποτυπώσεις μεγάλου βάθους (δίαυλοι τοποθέτησης καλωδίων) και σε επιστημονικές μελέτες με έμφαση στην γεωλογία του βυθού (Τεκτονική, ηφαιστειότητα - υδροθερμία, μετακινήσεις μαζών - κατολισθήσεις κλπ.). 34

35 Εικόνα 5.2: Σχηματική απεικόνιση της λειτουργίας του ηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης (side scan sonar) (Πηγή Δ. Σακελλαρίου, ΕΛΚΕΘΕ) Εικόνα 5.3: Σχηματική απεικόνιση της βυθομετρικής κάλυψης του πυθμένα με σύστημα πολυδιαυλικής βυθομέτρησης (Πηγή Woods Hole Oceanographic Institution) 35

36 5.2 Τομογράφος υποδομής πυθμένα Ο τομογράφος υποδομής του πυθμένα χρησιμοποιείται για την μελέτη της γεωλογικής υποδομής του πυθμένα. Εκπέμπει ηχητικά κύματα τα οποία ανακλώνται μερικώς από την επιφάνεια του πυθμένα, ενώ το διεισδύον μέρος των ηχητικών κυμάτων ανακλάται τμηματικά από τα υπό επιφανειακά στρώματα. Τα επιστρέφοντα ηχητικά κύματα προσλαμβάνονται από τον δέκτη, ενισχύονται και καταγράφονται με τέτοιο τρόπο έτσι ώστε να σχετίζονται οι ανακλάσεις που προέρχονται από την ίδια ανακλαστική επιφάνεια. Με τον τρόπο αυτό στοιχειοθετείται μια σεισμική τομή του πυθμένα ανάλογη των γεωλογικών τομών της χέρσου. Οι τομογράφοι υποδομής του πυθμένα δίνουν πληροφορίες όσον αφορά: 1) στη γεωλογική υποδομή του πυθμένα 2) στις φυσικές και γεωτεχνικές ιδιότητες των επιφανειακών ιζημάτων 3) στην παρουσία αερίων υδρογονανθράκων στους πόρους των ιζημάτων 4) στην μορφολογία του πυθμένα κατά μήκος της τομής Ένας τομογράφος υποδομής πυθμένα θα πρέπει να έχει εξαιρετική διεισδυτική και συγχρόνως υψηλή διακριτική ικανότητα. Τα σημερινά συστήματα διακρίνονται από υψηλή διακριτική και περιορισμένη διεισδυτική ικανότητα και από υψηλή διεισδυτική και περιορισμένη διακριτική ικανότητα. Η μεθοδολογία βασίζεται στην εκπομπή ηχητικών κυμάτων (παλμών) από επιφανειακή πηγή και την συνεχή καταγραφή τους μετά από ενίσχυση - επεξεργασία του ανακλώμενου (η διαθλώμενου κύματος) από υδρόφωνο η σειρά υδροφώνων.το φάσμα των συχνοτήτων εκπομπής του ηχητικού κύματος (σήμα) είναι ευρύ (συνήθως 50 Hz - 12 khz) και εξαρτάται από το είδος της ηχητικής πηγής λόγω των χαρακτηριστικών ιδιοτήτων (διακριτικότητα - διατρητικότητα) των διαφορετικών συχνοτήτων ηχητικών κυμάτων. Οι δυνατότητες των διαφόρων συστημάτων σεισμικής (ακουστικής) διασκόπησης των υποστρωμάτων του πυθμένα εκφράζονται κυρίως με την κατακόρυφη διακριτική (resolution) και διατρητική (penetration) ικανότητα. Η διατρητική ικανότητα εξαρτάται από την κοκκομετρική σύσταση, την πυκνότητα, την υδαρότητα και την συνεκτικότητα των ιζημάτων όπως επίσης και από την ενέργεια και συχνότητα του εκπεμπόμενου κύματος. Η διατρητική ικανότητα εξαρτάται κυρίως από την συχνότητα του εκπεμπόμενου ηχητικού παλμού, από το εύρος του (pulse length) και σε μικρότερο βαθμό από την κοκκομετρική διαβάθμιση των υποστρωμάτων του πυθμένα. 36

37 Εικόνα 5.4:Σχηματική απεικόνιση της μεθόδου της σεισμικής (ακουστικής) με την χρήση ηχητικών πηγών (Πηγή : Εισαγωγή στην Υποθαλάσσια Έρευνα. Δρ. Βασίλης Λυκούσης) Εικόνα 5.5: Πόντιση τομογράφου AirGun από την πρύμνη του Ω/Κ ΑΙΓΑΙΟ 37

38 6 Ερμηνεία γεωφυσικών δεδομένων 6.1. Περιγραφή του υποθαλάσσιου αναγλύφου της καλδέρας Το νησιωτικό σύμπλεγμά της Σαντορίνης αποτελεί μοναδική σχεδόν περίπτωση στον κόσμο ενός ηφαιστείου που έχει καλδέρα μέσα στην θάλασσα. Η διάμετρος της καλδέρας φθάνει τα 16χλμ τα οποία και την κατατάσσουν ως την μεγαλύτερη καλδέρα στη Γη. Εντός της καλδέρας της Σαντορίνης διακρίνονται τρεις λεκάνες, η Βόρεια η Δυτική και η Νότια Λεκάνη: Βόρεια Λεκάνη Στο βόρειο τμήμα της Καλδέρας, βόρεια από την Παλαιά και Νέα Καμένη, διαμορφώνεται η Βόρεια Λεκάνη, μία βαθιά λεκάνη με ωοειδές σχήμα και το βάθος μόλις δεν υπερβαίνει τα 390μ. Οι πλευρές είναι απότομες αλλά μετά την ισοβαθή των 350μ η κλίση μικραίνει και σε περίπου 380μ από το δάπεδο γίνεται σχεδόν επίπεδη παρουσιάζοντας μία μικρή κλίση προς τα νότιο-ανατολικά. Κατά μήκος της Θηρασίας από το ακρωτήρι Τρυπητή μέχρι και το ακρωτήρι Ρίβα έχουμε απότομη κλίση των πρανών, η οποία μειώνεται σιγά σιγά με το βάθος. Στην Παλαιά και Νέα Καμένη έχουμε και εδώ απότομη κλίση των πρανών αλλά με την διαφορά ότι στην Παλαιά Καμένη παρατηρούμε πιο ομαλή μορφολογία με εξάρσεις και υβώματα. Η απότομη κλίση των πρανών συνεχίζεται και κατά μήκος της Θήρας από το Αμμούδι μέχρι και το ακρωτήρι Θερμιά ενώ καθώς προχωράμε προς το ακρωτήρι Ασπρονήσι η κλίση μειώνεται σιγά σιγά με το βάθος. Δυτική Λεκάνη Η Δυτική λεκάνη είναι πιο μικρή σε έκταση από τις άλλες δύο με μέγιστο βάθος 320μ. Οι πλευρές είναι απότομες αλλά μετά την ισοβαθή των 320μ ο πυθμένας της λεκάνης είναι σχεδόν επίπεδος. Μικρότερη κλίση παρατηρείται στο δυτικό μέρος με εξάρσεις και υβώματα, ενώ καθώς προχωράμε προς τα τοιχώματα της Θηρασίας η κλίση αυξάνεται απότομα. Καθώς προχωράμε προς την Νέα Καμένη παρατηρούμε πιο ομαλή μορφολογία ενώ κοντά στα τοιχώματα η κλίση αυξάνεται. 38

39 Νότια Λεκάνη Η Νότια λεκάνη περικλείεται από την Παλαιά και Νέα Καμένη και από το νότιο μέρος της Θήρας. Σε μήκος είναι μεγαλύτερη από την βόρεια λεκάνη και το βάθος της είναι περίπου 290μ. Οι πλευρές είναι απότομες αλλά μετά την ισοβαθή 150μ η κλίση μικραίνει και πριν από τα 290μ ο πυθμένας γίνεται σχεδόν επίπεδος. Κατά μήκος της Νέας και Παλαιάς Καμένης έχουμε απότομη κλίση των πρανών η οποία μειώνεται σιγά σιγά με το βάθος. Κατά μήκος των τοιχωμάτων της Θήρας στο ανατολικό τμήμα παρατηρούμε και εδώ απότομη κλίση των πρανών με εξάρσεις και υβώματα. Εικ. 6.1: Βυθομετρικός χάρτης της Καλδέρας της Σαντορίνης από Alexandri et al (2003). 39

40 6.2 Ερμηνεία Σεισμικών Τομών Ανάκλασης Στον χάρτη της Εικ. 6.2 φαίνονται οι σεισμικές τομές ανάκλασης οι οποίες καταγράφηκαν με το σύστημα Airgun 10 κυβ. ιντσών με το Ω/Κ ΑΙΓΑΙΟ το 2006 στην Καλδέρα της Σαντορίνης. Η ερμηνεία της σεισμικής στρωματογραφίας των τομών θα γίνει σε τρία μέρη που αντιστοιχούν στις τομές από τις τρεις λεκάνες της Καλδέρας. Εικ. 6.2: Χάρτης της Καλδέρας της Σαντορίνης με την θέση των σεισμικών τομών ανάκλασης Airgun 10 κυβ. ιντσών 40

41 6.2.1 Βόρεια Λεκάνη Σεισμική Τομή (90-91) (SE-NW) Διακρίνουμε έξι πακέτα στρωμάτων με διαφορετικά σεισμικά χαρακτηριστικά το καθένα τα οποία έχουν αποτεθεί το ένα πάνω στο άλλο. Το πακέτο 1 χαρακτηρίζεται από διαφανή ακουστικό χαρακτήρα και δευτερευόντως περιέχει ασθενείς συνεχείς παράλληλους ανακλαστήρες και έχει πάχος 35 χιλιοστά του δευτερολέπτου. Πάνω από το πακέτο 1 και κοντά στο βορειοανατολικό πρανές της Νέας Καμένης παρατηρείται τοπικά το πακέτο Κ, το οποίο δημιουργεί λοφοειδή μορφή στον περιβάλλοντα επίπεδο πυθμένα. Το πακέτο Κ είναι το νεότερο από όλες τις αποθέσεις στη καλδέρα και χαρακτηρίζεται από έντονους συνεχείς κυματοειδείς ανακλαστήρες. Κάτω από το πακέτο 1 υπάρχει το πακέτο 2 που χαρακτηρίζεται από έντονους συνεχείς κυματοειδείς ανακλαστήρες πάχους 40 χιλιοστών του δευτερολέπτου. Πιο κάτω έχει αποτεθεί το πακέτο 3 το οποίο χαρακτηρίζεται από διαφανείς συνεχείς φακοειδείς ανακλαστήρες με εμφανή ίχνη ροής. Κάτω από το στρώμα 3 υπάρχει το πακέτο 4 που χαρακτηρίζεται από έντονους συνεχείς υπο-παράλληλους ανακλαστήρες πάχους 40 χιλιοστα του δευτερολέπτου και το οποίο διαπερνάται σε δύο σημεία από ανυψώσεις του υποβάθρου (Δ1 και Δ2), πιθανότατα ηφαιστειακής προέλευσης. Πιο κάτω έχουμε άλλα δύο πακέτα, το πακέτο 5 που χαρακτηρίζεται από διαφανείς ασυνεχείς λοφοειδείς ανακλαστήρες πάχους χιλιοστα του δευτερολέπτου και από κάτω το πακέτο 6 που χαρακτηρίζεται από ασυνεχείς ανακλαστήρες. Το πακέτο 6 πάχους 50 χιλιοστά του δευτερολέπτου έχει αποτεθεί πάνω σε μια μορφολογικά ανώμαλη επιφάνεια κάτω από την οποία δεν έχουμε σεισμικά δεδομένα και αποτελεί την βάση των αποθέσεων της σημερινής καλδέρας. 41

42 TWTT (msecs) TWTT (msecs) Σεισμική Τομή (90-91) (SE-NW) SE (90) NW (91) SE (90) NW (91)

43 Σεισμική τομή (38-39) (N-S) Στην τομή αυτή έχουμε διαφορετική σεισμική στρωματογραφία σε σχέση με την τομή (90-91). Το πακέτο 1 έχει αποτεθεί πάνω στο πακέτο 3 ενώ το πακέτο 2 απουσιάζει. Το πακέτο 3 διακρίνεται σε τρία στρώματα, το στρώμα 3a το οποίο χαρακτηρίζεται από συνεχείς παράλληλους ανακλαστήρες και φακοειδείς ασυνεχείς ανακλαστήρες και το πάχος του είναι 40 χιλιοστά του δευτερολέπτου, το στρώμα 3b το οποίο χαρακτηρίζεται από συνεχείς πολύ έντονες υπό παράλληλους έως φακοειδής ανακλαστήρες με πάχος 30 χιλιοστά του δευτερολέπτου και το στρώμα 3c που χαρακτηρίζεται από διαφανείς λοφοειδής ανακλαστήρες με πάχος 20 χιλιοστά του δευτερολέπτου. Το πακέτο 3 έχει αποτεθεί πάνω στο πακέτο 4, το οποίο αποτελεί έναν χαρακτηριστικό ορίζοντα της σεισμικής στρωματογραφίας της καλδέρας: έχει πάχος περίπου 10 χιλιοστά του δευτερολέπτου και χαρακτηρίζεται από πολύ έντονους, συνεχείς και παράλληλους ανακλαστήρες. Κάτω από το πακέτο 4 βρίσκεται το πακέτο 5 πάχους 40 χιλιοστά του δευτερολέπτου. Το πακέτο 5 έχει αποτεθεί πάνω στο πακέτο 6 πάχους 160 χιλιοστά του δευτερολέπτου. Το πακέτο 6 έχει αποτεθεί πάνω σε μια μορφολογικά ανώμαλη επιφάνεια κάτω από την οποία δεν έχουμε σεισμικά δεδομένα. 43

44 TWTT (msecs) TWTT (msecs) Σεισμική τομή (38-39) (N-S) South(39) North (38) South(39) North (38)

45 Σεισμική τομή (40-41) (SW-NE) Το πακέτο 1 παρουσιάζει τα ίδια σεισμικά χαρακτηριστικά που παρατηρήθηκαν στις προηγούμενες τομές και το ίδιο πάχος, το οποίο έχει αποτεθεί πάνω στο πακέτο 2. Το πακέτο 2 έχει και αυτό τα ίδια σεισμικά χαρακτηριστικά, το πάχος του όμως από τα 10 χιλιοστά του δευτερολέπτου αυξάνει στα 40 χιλιοστά του δευτερολέπτου καθώς προχωράμε προς τα βορειοανατολικά. Κάτω από το πακέτο 2 έχει αποτεθεί το πακέτο 3 με τα ίδια σεισμικά χαρακτηριστικά που έχουν προαναφερθεί. Παρατηρείται μία αυξομείωση του πάχους από τα 40 χιλιοστά του δευτερολέπτου στα 10 χιλιοστά του δευτερολέπτου στο σημείο που αυξάνεται το πάχος του πακέτου 2 ενώ στην συνέχεια το πάχος επανέρχεται καθώς προχωράμε προς τα βόρεια της τομής. Κάτω από το πακέτο 3 έχει αποτεθεί το πακέτο 4 παρουσιάζοντας τα ίδια σεισμικά χαρακτηριστικά, ενώ το πάχος του αυξάνεται στο βόρειο τμήμα της τομής. Κάτω από το πακέτο 4 βρίσκεται το πακέτο 5 έχοντας τα ίδια σεισμικά χαρακτηριστικά και πάχος 30 χιλιοστά του δευτερολέπτου. Το πακέτο 6 απουσιάζει εντελώς. 45