ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΓΕΝΙΚΗΣ, ΘΑΛΑΣΣΙΑΣ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΚΑΙ ΓΕΩΔΥΝΑΜΙΚΗΣ. Άγγελος Γ. Μαραβέλης Γεωλόγος

Transcript

1 ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΓΕΝΙΚΗΣ, ΘΑΛΑΣΣΙΑΣ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΚΑΙ ΓΕΩΔΥΝΑΜΙΚΗΣ Άγγελος Γ. Μαραβέλης Γεωλόγος Η λεπτομερής ιζηματολογική-πετρογραφική μελέτη των αποθέσεων του φλύσχη στη Λήμνο σε σχέση με την παλαιογεωγραφική εξέλιξη του Βορείου Αιγαίου στην κατεύθυνση της πιθανής ύπαρξης πεδίων υδρογονανθράκων ΔΙΔΑΚΤΟΡΙΚΗ ΔΙΑΤΡΙΒΗ ΠΑΤΡΑ 2009

2 Αφιερωµένο στους γονείς µου

3

4 Τα µέλη της επταµελούς Εξεταστικής Επιτροπής Καθηγητής Αβραάµ Ζεληλίδης (Επιβλέπων), Πανεπιστήµιο Πατρών, Τµήµα Γεωλογίας Καθηγητής Νικόλαος Κοντόπουλος, Πανεπιστήµιο Πατρών, Τµήµα Γεωλογίας Επίκουρος Καθηγητής Βασίλειος Τσικούρας, Πανεπιστήµιο Πατρών, Τµήµα Γεωλογίας Καθηγητής Ανδρέας Παυλόπουλος, Γεωπονικό Πανεπιστήµιο Αθηνών Αναπληρωτής Καθηγητής Μανώλης Μανούτσογλου, Πολυτεχνείο Κρήτης, Τµήµα Μηχανικών Ορυκτών Πόρων Καθηγητής Γεώργιος Φερεντίνος, Πανεπιστήµιο Πατρών, Τµήµα Γεωλογίας Αναπληρωτής Καθηγητής Γεώργιος Παπαθεοδώρου, Πανεπιστήµιο Πατρών, Τµήµα Γεωλογίας

5

6 ΠΡΟΛΟΓΟΣ Η ανάθεση της διδακτορικής διατριβής έγινε ύστερα από απόφαση της Γενικής Συνέλευσης Ειδικής Σύνθεσης (1/ ) του τµήµατος Γεωλογίας του Πανεπιστηµίου Πατρών. Η διατριβή, για την περίοδο , χρηµατοδοτήθηκε από το Γ Κοινοτικό Πλαίσιο Στήριξης µέσω του έργου «Πρόγραµµα ενίσχυσης ερευνητικού δυναµικού (ΠΕΝΕ 2003)» µε τίτλο «Εξέλιξη περιβαλλόντων ιζηµατογένεσης-πεδία υδρογονανθράκων». Η τριµελής συµβουλευτική επιτροπή αποτελείται από τα µέλη ΕΠ του τµήµατος Γεωλογίας, τους κκ. Καθηγητή Αβραάµ Ζεληλίδη, Καθηγητή Νικόλαο Κοντόπουλο και Επίκουρο Καθηγητή Βασίλειο Τσικούρα. Καθ όλη τη διάρκεια της διατριβής µου συµπαραστάθηκαν µε τις συµβουλές και τις υποδείξεις τους και τους ευχαριστώ θερµά. Επίσης, θα ήθελα να ευχαριστήσω: τα υπόλοιπα µέλη της εξεταστικής επιτροπής, τους κκ. Καθηγητή Ανδρέα Παυλόπουλο, Αναπληρωτή καθηγητή Μανώλη Μανούτσογλου, Καθηγητή Γεώργιο Φερεντίνο, και τον Αναπληρωτή Καθηγητή Γεώργιο Παπαθεοδώρου, για τις συµβουλές και παρατηρήσεις τους στην εξέταση της διατριβής, την κκ. Καθηγήτρια Krystallina Stoykova (Geological Institute, Bulgarian Academy of Sciences) για την πολύτιµη συµβολή της στον προσδιορισµό της ηλικίας των ιζηµάτων, τους συναδέλφους γεωλόγους του Εργαστηρίου Ιζηµατολογίας, υποψήφιους διδάκτορες κκ. Γεώργιο Παντόπουλο, Μιχάλη Παγώνα, Όλγα Παναγιωτακοπούλου και Παναγιώτη Κωνσταντόπουλο για τις συµβουλές τη συµπαράσταση και τους. Τέλος, οφείλω να ευχαριστήσω θερµά την οικογένειά µου για την υλική και ηθική στήριξη σε όλη τη διάρκεια των σπουδών µου. Πάτρα, Ιούνιος 2009 Άγγελος Μαραβέλης

7

8 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ i ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1:Εισαγωγή Περιοχή μελέτης Σκοπός και στόχος 2 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα ιζηματογένεσης Εισαγωγή Εισαγωγικά περί βαρυτικών ροών και τουρβιδιτών Βαρυτικές ροές Τουρβιδιτικά ρεύματα Θεωρία και πειραματικά δεδομένα Υψηλής πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα Χαμηλής πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα Τουρβιδίτες Ατελείς ακολουθίες BOUMA Ακολουθίες στις οποίες απουσιάζει η βάση Ακολουθίες στις οποίες απουσιάζει η οροφή Ακολουθίες στις οποίες απουσιάζουν τα μεσαία μέλη Ταξινόμηση τουρβιδιτικών φάσεων Σύμφωνα με τους MUTTI AND RICCHI LUCCI (1975) Σύμφωνα με τον PICKERING ET AL. (1986) Τουρβιδιτικές ακολουθίες φάσεων Ακολουθίες φάσεων ανώτερης κατωφέρειας Ακολουθίες φάσεων κατώτερης κατωφέρειας Ακολουθίες φάσεων υποθαλάσσιων φαραγγιών Ακολουθίες φάσεων καναλιών εσωτερικού ριπιδίου Ακολουθίες φάσεων καναλιών μεσαίου ριπιδίου Ακολουθίες φάσεων στο στόμιο των καναλιών Ακολουθίες φάσεων αναχωμάτων Ακολουθίες φάσεων ψαμμιτών από διάρρηξη των αναχωμάτων Ακολουθίες φάσεων μεταξύ των καναλιών Ακολουθίες φάσεων λοβών εξωτερικού ριπιδίου Ακολουθίες φάσεων μεταξύ των ριπιδίων Ακολουθίες φάσεων πεδίου λεκάνης Ιζηματογενείς φάσεις/περιβάλλοντα ιζηματογένεσης στη Λήμνο Αποθέσεις λοβών Περιγραφή Ερμηνεία Αποθέσεις μεταξύ των λοβών Περιγραφή Ερμηνεία Αποθέσεις μεταξύ των ριπιδίων Περιγραφή Ερμηνεία Αποθέσεις καναλιών Αποθέσεις καναλιών χωρίς κροκαλοπαγές βάσης Περιγραφή Ερμηνεία Αποθέσεις καναλιών με κροκαλοπαγές βάσης Περιγραφή Ερμηνεία Αποθέσεις αναχωμάτων 57

9 ii ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ Περιγραφή Ερμηνεία Αποθέσεις κατωφέρειας Περιγραφή Ερμηνεία Αποθέσεις υφαλοκρηπίδας Περιγραφή Ερμηνεία Πλευρική και κατακόρυφη εξέλιξη Εισαγωγή Πλευρική και κατακόρυφη εξέλιξη στην Λήμνο Συμπεράσματα 78 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3: Κοκκομετρική ανάλυση Εισαγωγή Μεθοδολογία Κοκκομετρική ανάλυση στην Λήμνο Συμπεράσματα 95 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4: Γεωχρονολογηση Εισαγωγή Μεθοδολογία Τεχνικές Προετοιμασίας Παρατήρηση Γεωχρονολογηση στην Λήμνο Συμπεράσματα 116 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5: Παλαιορευματική ανάλυση Εισαγωγή Πρωτογενείς ανόργανες ιζηματογενείς δομές Εισαγωγή Προ-αποθετικές δομές FLUTE MARKS GROOVE MARKS TOOL MARKS Παλαιορευματική ανάλυση στη Λήμνο 123 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6: Ιχνολογική έρευνα Εισαγωγή Ιχνολογική έρευνα στην Λήμνο Συμπεράσματα 136 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7: Οργανική γεωχημεία Εισαγωγή Μεθοδολογία Προσδιορισμός συνολικού οργανικού άνθρακα Μέθοδος πυρόλυσης ROCK-EVAL Εισαγωγή Νέο θερμοκρασιακό εύρος για τους φούρνους πυρόλυσης και οξείδωσης Συνεχής, απευθείας ανίχνευση του CO και του CO2 με τους υπέρυθρους ανιχνευτές Επεξεργασία των πολλαπλής θέρμανσης κύκλων διακύμανσης Αποτελέσματα της ROCK-EVAL 6 στην Λήμνο Περιγραφή 149

10 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ iii Δυνατότητα μητρικού πετρώματος Τύπος κηρογόνου Θερμική ωριμότητα Συμπεράσματα 158 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8: Ανόργανη γεωχημεία Εισαγωγή Μεθοδολογία Ανάλυση κύριων στοιχείων Ανάλυση Ιχνοστοιχείων Ανάλυση σπάνιων γαιών Συμπεράσματα 184 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 9 : Πετρογραφική ανάλυση Εισαγωγή Μεθοδολογία Πετρογραφική έρευνα στην Λήμνο Περιγραφή Ερμηνεία Συμπεράσματα 195 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 10. Ποιότητα ρεζερβουάρ Εισαγωγή Μεθοδολογία Τεχνική ποροσιμετρίας υδραργύρου Πετροφυσική ανάλυση των δεδομένων της μεθόδου Καθορισμός πορώδους Υπολογισμός διαπερατότητας Έρευνα πορώδους και διαπερατότητας στην Λήμνο Συμπεράσματα 204 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 11. Στατιστική ανάλυση Εισαγωγή Στατιστική ανάλυση στην Λήμνο Συμπεράσματα 211 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 12. Παλαιογεωγραφική ανάλυση/μοντέλο εξέλιξης 213 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 13. Συμπεράσματα 219 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 14. Synopsis Introduction Depositional environments Grain-size statistic and hydraulic parameters determination 226

11 iv ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ Age determination Palaeocurrent analysis Organic geochemical research Inorganic geochemical research Petrographical research Porosity and permeability assessment Statistical analysis Palaeogeographic reconstruction 232 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 15. Βιβλιογραφία 233

12 Κεφάλαιο 1: Εισαγωγή 1 1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ 1.1. ΠΕΡΙΟΧΗ ΜΕΛΕΤΗΣ Η περιοχή µελέτης βρίσκεται στο ΒΑ Αιγαίο (Εικ. 1.1). Εικ Χάρτης της Ελλάδας όπου απεικονίζεται η περιοχή µελέτης.

13 2 Κεφάλαιο 1: Εισαγωγή Εκτείνεται µε βάση τις γεωγραφικές της συντεταγµένες από βόρεια έως νότια και από δυτικά έως ανατολικά και περιλαµβάνεται στον γεωλογικό χάρτη του Ι.Γ.Μ.Ε. κλίµακας 1:50000 (φύλλο: Λήµνος) ΣΚΟΠΟΣ ΚΑΙ ΣΤΟΧΟΣ Σκοπός της παρούσας διδακτορικής διατριβής είναι η λεπτοµερής µελέτη των ιζηµάτων που αποτεθήκαν στην περιοχή µελέτης κατά την διάρκεια του ανώτερου Ηωκαίνου-κατώτερου Ολιγοκαίνου. Τα ιζήµατα αποτελούνται από αποθέσεις υποθαλάσσιων ριπιδίων και αντίστοιχες υφαλοκρηπίδας. Η παρούσα διατριβή βασίστηκε στην σύνθεση δεδοµένων πεδίου αλλά και σε µια σειρά εργαστηριακών αναλύσεων η οποία περιλάµβανε: λεπτοµερή ιζηµατολογική ανάλυση, οργανική και ανόργανη γεωχηµεία, ακριβή προσδιορισµό της ηλικίας των υπό µελέτη ιζηµάτων, προσδιορισµό πορώδους και διαπερατότητας, πετρογραφική και κοκκοµετρική ανάλυση λεπτών τοµών. Στόχος της διατριβής είναι η ασφαλής ταξινόµηση κατά Mattern, 2005, του υπό µελέτη τουρβιδιτικού συστήµατος, η παλαιογεωγραφική αναπαράσταση της περιοχής µελέτης αλλά και της ευρύτερης περιοχής του ΒΑ Αιγαίου και η διερεύνηση της πιθανότητας γένεσης, αποθήκευσης και παγίδευσης αερίων ή/και υγρών υδρογονανθράκων στην ευρύτερη περιοχή του νησιού της Λήµνο.

14 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 3 2. ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΑ ΙΖΗΜΑΤΟΓΕΝΕΣΗΣ 2.1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ Οι βαρυτικές ροές είναι θεμελιώδεις μηχανισμοί μεταφοράς ιζημάτων και έχουν αναγνωριστεί σαν σημαντικοί παράγοντες στον σχηματισμό υποθαλάσσιων ριπιδίων και δέλτα (Bates, 1953; Prior and Coleman, 1982). Οι βαρυτικές ροές συνεισφέρουν στον σχηματισμό των υποθαλάσσιων φαραγγιών και των συστημάτων καναλιών-αναχωμάτων και λοβών του εσωτερικού και εξωτερικού ριπιδίου αντίστοιχα (Normark and Piper, 1972; Mutti, 1992). Η καθοριστική τους σημασία στον σχηματισμό των υποθαλάσσιων ριπιδίων έχει αποδειχθεί μέσα από το μοντέλο του Normark (1970). Το τουρβιδιτικό ρεύμα Grand Banks που πυροδοτήθηκε από έναν σεισμό (Heezen and Ewing, 1952; Kuenen, 1952) απέδειξε ότι μεγάλης κλίμακας ολισθήσεις ροών μπορούν να δημιουργήσουν βαρυτικές ροές ιζημάτων στον ωκεανό. Οι ροές κατά μήκος του θαλάσσιου πυθμένα είναι οικονομικής σημασίας μιας και οι κινήσεις τους ή οι μηχανισμοί που πυροδοτούνται από αυτές μπορούν να προκαλέσουν βιομηχανικές και περιβαλλοντικές καταστροφές όπως καταστροφές δικτύων ύδρευσης και καλωδίων τηλεφωνίας (Grand Banks, 1929, Heezen and Ewing, 1952, Nice, 1979, Gennesseaux et al., 1980) ή δημιουργία τσουνάμι (Grand Banks, 1929, Dawson, 1999, Nice, 1979, Gennesseaux et al., 1980). Τα υποθαλάσσια ριπίδια αποτελούν σημαντικές αποθήκες υδρογονανθράκων ανα τον κόσμο. Συνεπώς, η σαφής κατανόηση της γεωμετρίας τους, των φάσεων ιζηματογένεσης και της ποιότητας τους ως ταμιευτήρες υδρογονανθράκων είναι σημαντική για την εκμετάλλευση των συγκεκριμένων αποθέσεων (Shanmugan and Moiola, 1988). Για τον λόγο αυτό οι τουρβιδίτες αποτελούν ένα από τα πιο λεπτομερώς μελετημένα συστήματα απόθεσης (Menard, 1960; Mutti and Ricci Lucchi, 1972; Middleton and Bouma, 1973; Whitaker, 1976; Stanley and Kelling, 1978; Tillman and Ali, 1982; Bouma, 1983/1984; Nelson and Nilsen, 1984; Bouma et al., 1985a; Mutti and Normark, 1987). Οι επιφανειακές τους εμφανίσεις στο νησί της Λήμνου αποτέλεσαν το αντικείμενο εκτεταμένης έρευνας με βάση την παρούσα διδακτορική διατριβή και συνέβαλαν τόσο στην κατανόηση και περιγραφή του περιβάλλοντος απόθεσης όσο και στην γεωτεκτονική εξέλιξη της υπό μελέτη περιοχής. Τα ιζήματα είναι ανωτέρου

15 4 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Ηωκαίνου- κατωτέρου Ολιγοκαίνου ηλικίας (Maravelis et al., 2007) και οι λιθοφασικές ενότητες μελετήθηκαν ως προς το χρώμα, το πάχος, το μέγεθος κόκκων, την υφή και την ύπαρξη ή όχι ιζηματογενών δομών. Η μελέτη περιελάμβανε επίσης τον διαχωρισμό των υποπεριβαλλόντων ιζηματογένεσης και την κατακόρυφη και πλευρική εξέλιξη τους. Για τον σκοπό αυτό πραγματοποιήθηκαν λεπτομερείς περιγραφές των επιφανειακών εμφανίσεων ενώ το μοντέλο των Nelson and Nilsen 1984 αποτέλεσε τον οδηγό για των διαχωρισμό των φάσεων τουρβιδιτικών ακολουθιών. Επιπλέον, κατασκευάστηκαν γεωλογικές τομές τόσο κάθετα όσο και παράλληλα στον παλαιορευματικό άξονα. Τα παλαιορευματικά δεδομένα προέρχονται αποκλειστικά από δομές πυθμένα που παρέχουν μεγαλύτερη εγκυρότητα σε σχέση με δεδομένα από διασταυρούμενη στρώση. Η ονοματολογία του Pickering et al χρησιμοποιήθηκε για την περιγραφή των φάσεων ιζηματογένεσης ενώ οι Walker 1965 and 1967, Hubert 1967, Nardin et al., 1979, Lowe 1982, Piper et al., 1985, Postma 1986, Shanmugam 2000, Stow and Johansson 2000, Hamblin and Walker 1979 για τον καθορισμό των τύπων ροών κατά την διάρκεια της απόθεσης. Σκοπός του κεφαλαίου είναι η λεπτομερής ιζηματολογική μελέτη των ιζημάτων του ανωτέρου Ηωκαίνου-κατωτέρου Ολιγοκαίνου στην περιοχή μελέτης, η ταξινόμηση του τουρβιδιτικού συστήματος κατά Mattern, 2005 και η χωρική εξέλιξη των διαφόρων υποπεριβαλλόντων ιζηματογένεσης. Το κεφάλαιο αποτελεί τμήμα της δημοσιευμένης εργασίας: Maravelis, A., Konstantopoulos, P., Pantopoulos, G. and Zelilidis, A. (2007). North Aegean sedimentary basin evolution during the late Eocene to ealy Oligocene based on sedimentological studies on Lemnos Island (NE Greece). Geologica Carpathica, 58, σελ και της εργασίας: Maravelis, A. and Zelilidis, A. Geometry, sequence stratigraphy and textural characteristics of shelf and basin floor to slope turbidite systems, Lemnos Island, NE Greece. που υποβλήθηκε για δημοσίευση σε περιοδικό του citation index το 2009.

16 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης ΕΙΣΑΓΩΓΙΚΑ ΠΕΡΙ ΒΑΡΥΤΙΚΩΝ ΡΟΩΝ ΚΑΙ ΤΟΥΡΒΙΔΙΤΩΝ ΒΑΡΥΤΙΚΕΣ ΡΟΕΣ Ο όρος βαρυτικές ροές ιζημάτων (sediment gravity flow) εισήχθη πρώτη φορά στην γεωλογική βιβλιογραφία από τους Middleton and Hampton, 1973, με σκοπό να περιγράψει τους κύριους τύπους ροών που συνδέονται με διαδικασίες επαναιζηματογένεσης. Οι ροές αυτές έχουν ορισθεί και ταξινομηθεί σύμφωνα με τον κυρίαρχο μηχανισμό συγκράτησης του ιζήματος και το εκάστοτε καθεστώς ροής (Middleton and Hampton, 1973, 1976; Carter, 1975; Lowe, 1982; Nardin et al., 1979; Postma, 1986). Οι Middleton and Hampton (1973, 1976) αναγνώρισαν τέσσερις τύπους βαρυτικών ροών (Εικ. 2.1): Τουρβιδιτικό ρεύμα, στο οποίο το ίζημα μεταφέρεται λόγω της τυρβώδους ροής. Υγροποιημένη ροή, στην οποία το ίζημα μεταφέρεται από την προς τα πάνω ροή του υγρού που διαφεύγει μεταξύ των κόκκων όπως οι κόκκοι καθιζάνουν λόγω της βαρύτητας. Ροή κόκκων, στην οποία το ίζημα μεταφέρεται λόγω της αλληλεπίδρασης των κόκκων μεταξύ τους. Δεβριτική ροή (μείγμα υγρού και λεπτόκοκκων ιζημάτων), στην οποία το ίζημα μεταφέρεται από μια θεμελιώδη μάζα (matrix). Εικ Ανάλυση των βαρυτικών τύπων ροών σύμφωνα με τους Middleton and Hampton, 1976.

17 6 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης ΤΟΥΡΒΙΔΙΤΙΚΑ ΡΕΥΜΑΤΑ Θεωρία και πειραματικά δεδομένα Τα τουρβιδιτικά ρεύματα αποτελούν αιωρήσεις ιζήματος τα οποία διατηρούνται σε αυτή την κατάσταση λόγο της τύρβωσης. Ο όρος τουρβιδιτικό ρεύμα εισήχθη για πρώτη φορά από τον Johnson (1938). Λεπτομερείς εργαστηριακές μελέτες (Kuenen, 1950; Middleton, 1966, 1967; Allen, 1971) έδωσαν μια σαφή εικόνα για τον μηχανισμό που διέπει ένα τουρβιδιτικό ρεύμα. Το τουρβιδιτικό ρεύμα χαρακτηρίζεται από την ροή ενός μίγματος ιζήματος-υγρού μέσα σε ένα περιβάλλον σώμα υγρού, όπου η διαφορά πυκνότητας προκαλείται από την υψηλή συγκέντρωση ιζήματος μέσα στην υγρή μάζα. Η τύρβωση και η αιώρηση μπορεί να αυξηθεί λόγω υδραυλικού άλματος (Van Andel and Komar, 1969; Komar, 1971). Το συγκεκριμένο άλμα μπορεί να συμβεί λόγω της μείωσης της κλίσης στη βάση της κατωφέρειας π.χ. στο στόμιο ενός υποθαλάσσιου φαραγγιού (submarine canyon). Ένα τουρβιδιτικό ρεύμα μπορεί να διατηρηθεί κατά μήκος μεγάλων αποστάσεων χωρίς σημαντική διάβρωση ή απόθεση με τη βοήθεια ενός μηχανισμού που ονομάζεται αυτοαιώρηση. Η αυτοαιώρηση είναι μια κατάσταση δυναμικής ισορροπίας στην οποία ισχύουν τα εξής: η περίσσια πυκνότητα του αιωρούμενου ιζήματος ωθεί την ροή. η ροή παράγει τριβή και τύρβωση του υγρού. η τύρβωση διατηρεί τα τεμάχη του ιζήματος σε αιώρηση, δηλαδή πρόκειται για μία διαδικασία ανατροφοδοσίας (feed-back loop). Για να διατηρηθεί η ροή και η κυκλικότητα (loop) του ρεύματος χωρίς διακοπή, θα πρέπει το έλλειμμα ενέργειας λόγω τριβής και καθίζησης να εξισορροπεί το ενεργειακό κέρδος που προκύπτει από την βαρύτητα κατά την μετακίνηση του ρεύματος προς τα κάτω. Τα τουρβιδιτικά ρεύματα παράγουν αυτο-αιώρηση όταν η πυκνότητα υπερβαίνει κάποια οριακή τιμή. Τιμές πυκνότητας μικρότερες της οριακής τιμής οδηγούν σε εξασθένιση του ρεύματος και σε καθίζηση του φορτίου του, ενώ υπέρβαση της οριακής τιμής οδηγεί σε αύξηση της ταχύτητας του ρεύματος οπότε και επιτυγχάνεται η αυτο-αιώρηση.

18 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 7 Σημαντικός παράγοντας για την συμπεριφορά της ροής αποτελεί και η κλίση του πρανούς, με τα ρεύματα να επιταχύνουν και να διαβρώνουν ή να επιβραδύνουν και να αποθέτουν ανάλογα με την αλλαγή στην κλίση. Τα τουρβιδιτικά ρεύματα είναι δυνατόν να λειτουργήσουν και σε πολύ μικρές κλίσεις και είναι ικανά να μεταφέρουν ένα μεγάλο εύρος κοκκομετρικών μεγεθών από κροκάλες έως λεπτόκοκκη άργιλο σε αρκετά μεγάλες ποσότητες. Το τελευταίο αυτό γεγονός οδήγησε στην αναγνώριση τουρβιδιτικών ρευμάτων υψηλής και χαμηλής πυκνότητας και για τον λόγο αυτό αναλύονται παρακάτω ως ανεξάρτητα καθεστώτα ιζηματογένεσης Υψηλής πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα Τα υψηλής πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα έχουν ως αποτέλεσμα την απόθεση άμμου και χαλίκων σε βαθιές θαλάσσιες λεκάνες. Τα ρεύματα αυτά χαρακτηρίζονται από μια σειρά διαδικασιών (Normark and Piper, 1991). Τα περισσότερα από αυτά προέρχονται από ολισθήσεις στη βάση της κατωφέρειας καθώς από άλλους τύπους βαρυτικών ροών όπως οι δεβριτικές ροές. Mερικές ακόμα βαρυτικές ροές μπορεί να προέρχονται κατευθείαν από τα ποτάμια κατά την διάρκεια πλημμυρικών επεισοδίων, όπου το ρευστό που εκρέει είναι τόσο τυρβώδες και πυκνότερο των νερών της λεκάνης. Τέτοιες υπέρπυκνες ροές (hyper concentrated flows) είναι περισσότερο συχνές σε γλυκά νερά λιμνών, αλλά μπορεί επίσης να εμφανιστούν και σε μερικά θαλάσσια περιβάλλοντα τα οποία τροφοδοτούνται από μικρού ή μεσαίου μεγέθους ποτάμια, είτε σε ετήσια βάση, είτε κάτω από ένα καθεστώς βαρυτικών καταστροφικών γεγονότων (Mulder and Syvitski, 1995). Πειραματικές έρευνες απέδειξαν ότι τα τουρβιδιτικά ρεύματα αναπτύσσουν μια χαρακτηριστική κατά μήκος ανατομία η οποία περιλαμβάνει την κεφαλή (head), λαιμό (neck), κύριο σώμα (body) και ουρά (tail) (Εικ. 2.2) (Middleton, 1966 ; Middleton and Hampton, 1976). Η κεφαλή έχει χαρακτηριστικό σχήμα και τύπο ροής. Σε κάτοψη, η κεφαλή παρουσιάζεται λοβοειδής με τοπικές αποκλίσεις της διεύθυνσης ροής. Στο εσωτερικό της κεφαλής επικρατούν κυκλικές κινήσεις. Οι χοντρότεροι κόκκοι συγκεντρώνονται στην κεφαλή. Το κύριο σώμα είναι το τμήμα όπισθεν της κεφαλής όπου η ροή είναι σχεδόν ομοιόμορφη σε πάχος. Απόθεση μπορεί να συμβεί από το κύριο σώμα ενώ η κεφαλή δρα διαβρωτικά. Στην ουρά η ροή λεπταίνει γρήγορα και γίνεται

19 8 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης πολλή αραιή. Παράγοντες όπως: μίξη της ροής με νερό, απώλεια του ιζήματος λόγω απόθεσης και διαχωρισμού της ροής στον λαιμό, επιβραδύνουν και τελικά επιτυγχάνουν την ακινητοποίηση του τουρβιδιτικού ρεύματος. Επίσης o Kuenen (1967) υπολόγισε ότι για ένα μέσο τουρβιδιτικό ρεύμα το χοντρόκοκκο ίζημα θα αποτεθεί σε ένα χρονικό διάστημα ωρών, μολονότι η πλήρης καθίζηση του λεπτόκοκκου υλικού της ουράς μπορεί να κρατήσει μια εβδομάδα. Υπάρχουν αρκετοί συνδυασμοί αλλαγών της ταχύτητας σε σχέση με τον χώρο και τον χρόνο οι οποίες επηρεάζουν τον τύπο της απόθεσης μιας ροής. Έτσι αναγνωρίστηκαν τέσσερις κύριοι μηχανισμοί απόθεσης από ένα τουρβιδιτικό ρεύμα υψηλής πυκνότητας: Κατακρήμνιση από ένα τουρβιδιτικό ρεύμα το οποίο, όπως χάνει την ορμή του, γίνεται λιγότερο σταθερό και επέρχεται γρήγορη απόθεση. Εξέλιξη ενός τουρβιδιτικού ρεύματος σε μια αμμώδη δεβριτική ροή ακολουθούμενη από πάγωμα του στρώματος κάτω από το κύριο σώμα της ροής, όπως προελαύνει προς τα κατάντι. Συνεχής απόθεση κάτω από ένα διατηρημένο σταθερό ή σχεδόν σταθερό ρεύμα, με το ίζημα να περνά διαμέσου ενός ενεργού βασικού στρώματος εμποδιζόμενης (hindered) καθίζησης (Kneller and Branney, 1995). Συνεχιζόμενο σύρσιμο κάτω από ένα διατηρημένο σταθερό η σχεδόν σταθερό ρεύμα. Το σύρσιμο του φορτίου λαμβάνει χώρα όταν η συχνότητα του τροφοδοτούμενου ιζήματος στην βάση δεν είναι πολύ υψηλή. Μετασχηματισμοί μεταξύ αυτών των μηχανισμών είναι πολύ πιθανοί με ένα αποθετικό γεγονός να περιλαμβάνει εξίσου διαδικασίες τουρβιδιτικών ρευμάτων και δεβριτικών ροών (Stow et al., 1999). Κλασικό παράδειγμα υψηλής πυκνότητας τουρβιδιτικών ρευμάτων στην φύση αποτελεί η ροή που πυροδοτήθηκε κατά το σεισμό του Grand Banks το Αυτή η ροή, η οποία παρήχθη από μια μεγάλων διαστάσεων κατολίσθηση, ταξίδεψε προς τα βαθύτερα τμήματα της λεκάνης για εκατοντάδες χιλιόμετρα φθάνοντας τη μέγιστη ταχύτητα των 70Km/h (25m/sec) (Heezen and Ewing, 1952; Piper et al., 1988; Hughes et al., 1990).

20 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 9 Εικ Επιμήκης ανατομία του τουρβιδιτικού ρεύματος (τροποποιημένο από τους Middleton and Hampton, 1976) Χαμηλής πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα Τα χαμηλής πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα μπορούν να προέλθουν από τις εξής διεργασίες: (1) καταιγίδες στην υφαλοκρηπίδα, ανακινώντας το ίζημα ώστε να δημιουργηθεί ένα τουρβιδιτικό στρώμα, (2) έκχυση ενός ιλυώδους ρεύματος σε μια λίμνη ή στη θάλασσα και (3) την ανάπτυξη μια αραιωμένης ουράς σε ένα τουρβιδιτικό ρεύμα υψηλής πυκνότητας (Moore, 1969; Rupke and Stanley, 1974). Η απόθεση από χαμηλής πυκνότητας τουρβιδιτικό ρεύμα ή από αραιωμένο, τελευταίου σταδίου τουρβιδιτικό ρεύμα υψηλής πυκνότητας μπορεί να συμβεί μέσω δύο πολύ διαφορετικών μηχανισμών: Αργή κατακρήμνιση από εξασθενημένη (αραιωμένη) αιώρηση η οποία μπορεί να συνοδεύεται από σύρσιμο, σχηματίζοντας πηλώδεις ρυτιδώσεις και πηλώδεις ελασματώσεις σε διαβαθμισμένους ιλυώδεις τουρβιδίτες. Συγκέντρωση εξασθενημένης αιώρησης, όπως η ροή επιβραδύνεται, μείωση της τύρβωσης, στρωμάτωσης της και τελικά δημιουργία μιας αργάς κινούμενης υπέρπυκνης ροής ( kg/m3) ή ιλυώδους δεβριτικής ροής η οποία μπορεί να παγώσει (ξαφνική απόθεση) ως ένα μη διαβαθμισμένο στρώμα ιλύος (McCave and Jones, 1988). Για τα περισσότερα τουρβιδιτικά ρεύματα, το χοντρότερο υλικό αποτίθεται σε χρονικό διάστημα ωρών, ωστόσο ολοκληρωτική καθίζηση του λεπτότερου υλικού μπορεί να λάβει χώρα μέσα σε διάστημα εβδομάδας (Stow and Bowen, 1980; Allen, 1991). Τελικά όπως τα αδρομερέστερα τεμάχη αποτίθενται, το ρεύμα καθίσταται ποιο «ελαφρύ», επιτυγχάνεται η παραγωγή ενός plume και το ρεύμα συνεχίζει να λειτουργει με αυτή τη μορφή (Sparks et al., 1993). Στο υποθαλάσσιο ριπίδιο Bengal, στην

21 10 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Ανατολική Ινδία, μια τέτοια διαδικασία είναι συνηθισμένη σε απομακρυσμένους τουρβιδίτες (Stow and Wetzel, 1990). Είναι ξεκάθαρο ότι ένα τουρβιδιτικό ρεύμα το οποίο έχει ταξιδέψει πάνω από km και έχει αποθέσει ιλυώδεις τουρβιδίτες πάχους πάνω από 2.5m σε υπερβολικά μικρές κλίσεις, προοδευτικά σταματάει. Κατά την διάρκεια των τελευταίων αυτών σταδίων το ρεύμα έχει αραιωθεί υπερβολικά και απλώς αποθέτει το εναπομείναν αιωρούμενο υλικό μέσα σε υδάτινη στήλη από 200m έως και πάνω από 1000m πάνω από τον ωκεάνιο πυθμένα. Επιπλέον υλικό προστείθεται στο αιώριμα καθώς η ουρά του ρεύματος φτάνει στο σημείο απόθεσης σε χρονικό διάστημα από αρκετές ημέρες έως και μία εβδομάδα ή περισσότερο. Υλικό από το αιώριμα καθιζάνει στην επιφάνεια του ωκεάνειου πυθμένα τόσο πάνω από το απομακρυσμένο χείλος του ιλυώδους τουρβιδίτη όσο και πιο μακρυά από το σημείο που μπορεί να φτάσει. Τελικά αποτίθεται ένα παχύ στρώμα ιλύος γνωστό ως «ημιτουρβιδίτης» (Stow and Wetzel,1990) ΤΟΥΡΒΙΔΙΤΕΣ Οι αποθέσεις των τουρβιδιτικών ρευμάτων, ονομάζονται τουρβιδίτες και είναι ευρέως διεσπαρμένες σε θαλάσσια περιβάλλοντα μεγάλου βάθους και δομούν ακολουθίες με πάχη που φθάνουν την τάξη των χιλιομέτρων. Οι χαρακτηριστικές ακολουθίες δομών και ιστού ενός τουρβιδιτικού ρεύματος αποτελούνται από: Ίχνη πυθμένα (sole marks) Κατακόρυφη διαβάθμιση Συγκεκριμένες ακολουθίες εσωτερικών δομών (π.χ. ακολουθία Bouma) Σχετικά υψηλό ποσοστό συνδετικού υλικού (matrix) Οι σχηματιζόμενες από το ρεύμα πρωταρχικές ιζηματογενείς δομές στην βάση των τουρβιδιτικών στρωμάτων, αποτελούνται κυρίως από δομές διάβρωσης (scour marks) π.χ. ίχνη «πέλματος» (flute marks), ίχνη «εργαλείων» (tool marks) και ίχνη «αύλακος» (groove marks). Τα ίχνη πέλματος και αύλακας έχουν αποδειχθεί εξαιρετικά χρήσιμοι δείκτες παλαιορευματικών διευθύνσεων. Οι μορφές των δομών αυτών σχηματίζονται λόγω της διάβρωσης από τουρβιδιτικά ρεύματα σε μια επιφάνεια ιλύος που έχει αποτεθεί από το προηγούμενο τουρβιδιτικό ρεύμα. Αμέσως μετά τη διάβρωση, οι κοιλότητες

22 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 11 αυτές συνήθως γεμίζουν με άμμο από το ίδιο τουρβιδιτικό ρεύμα το οποίο προηγουμένως έχει διαβρώσει την κοιλότητα. Ένα από τα πιο σημαντικά αποτελέσματα των ερευνών για τις δομές σε τουρβιδίτες είναι η ακολουθία Bouma, η οποία μας δείχνει ότι οι ποικίλες εσωτερικές ιζηματογενείς δομές των τουρβιδιτών λαμβάνουν χώρα σε μία προβλέψιμη κατακόρυφη ακολουθία (Bouma, 1962). Μία πλήρης ακολουθία αποτελείται από πέντε δομικές υποδιαιρέσεις. (Εικ. 2.3). Εικ Ολοκληρωμένη ακολουθία Bouma (τροποποιημένη από τους Drake and Lyttle, 1981) Τa: αποτελεί το κατώτερο τμήμα, στερείται ελασμάτωσης, ενώ μπορεί να εμφανίζει διαβάθμιση κόκκων Το ίζημα κατέφθασε στη θέση απόθεσης τόσο γρήγορα ώστε να μην είναι δυνατή η επεξεργασία του. Αυτό έχει ως συνέπεια την απουσία στρώσης ή ελασμάτωσης. Η ραγδαία απόθεση οδηγεί επίσης σε ασταθή αρχική τοποθέτηση των κόκκων, με συνέπεια να ακολουθούν φαινόμενα ρευστοποίησης, όπως μαρτυρούν οι στυλοειδείς και δισκοειδείς δομές διαφυγής του νερού. Ένα δεύτερο ενδεχόμενο της δημιουργίας της υποδιαίρεσης Τa είναι η εμφάνιση μιας σταθερής ροής μέσω της οποίας

23 12 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης η άμμος συνεχώς συσσωρευόταν, βοηθούμενη και από την παρουσία κάποιου εμποδίου στον πυθμένα. Tb: παρατηρείται παράλληλη ελασμάτωση, η οποία προκαλείται από την μεταφορά του ιζηματογενούς φορτίου στη μορφή κύλισης, ολίσθησης, ή αναπήδησης κάτω από ένα υδραυλικό καθεστώς υψηλής ροής (upper flow regime). Tc: το τμήμα αυτό παρουσιάζει ρυτίδωση και διασταυρούμενη ελασμάτωση και αντανακλά κατακρήμνιση άμμου ή πηλού από αιώρηση, ενώ στο κατώτερο τμήμα ροής από δευτερεύοντα ρεύματα δημιουργούνται κινούμενες ρυτιδώσεις. Στην περίπτωση όπου η κατακρήμνιση είναι ραγδαία εμφανίζεται αναρριχώμενη ρυτίδωση (climbing ripple) και διασταυρούμενα ελασματωμένη ρυτίδωση (ripple-cross lamination). Σε αυτό το τμήμα (Tc) μπορεί επίσης να περιλαμβάνεται περιελιγμένη ελασμάτωση (convolute lamination), αντιπροσωπεύοντας πιθανώς υγροποίηση άμεσα αποτιθέμενης άμμου και πηλού της υποδιαίρεσης Tc μαζί με σύρσιμο της ροής. Td: το τμήμα αυτό δείχνει τη μετάβαση από τη διαδικασία απόθεσης των κόκκων μέσω συρσίματος στην απόθεση μέσω αιώρησης (Walker, 1965). Παρατηρούνται ελασματώσεις πηλιτών και ψαμμιτών, ενώ στη βάση του εμφανίζει κοκκομετρική διαβάθμιση. Te: είναι ορίζοντες που σχηματίζονται από την απόθεση κόκκων που βρίσκονται σε αιώρηση (suspension). Σχηματίζονται πηλίτες με ελασμάτωση. Η υδροδυναμική ερμηνεία για τους ορίζοντες Tb-Te, προτείνει ότι ίσως το τμήμα Ta προκύπτει από το ανώτερο τμήμα του υδραυλικού καθεστώτος υψηλής ροής (Walton, 1967). Όπως το τουρβιδιτικό ρεύμα ρέει προς τα κατάντι, η τουρβιδιτική απόθεση γίνεται προοδευτικά λεπτότερη, αδύναμη και προοδευτικά αποτελείται μόνο από τις υψηλότερες υποδιαιρέσεις της ακολουθίας Bouma. Επίσης οι αποθέσεις τουρβιδιτών χαμηλής πυκνότητας, οι οποίες μεταφέρουν κυρίως πηλώδη και αργιλικά υλικά, σχηματίζουν τις υποδιαιρέσεις τις ακολουθίας Bouma Td, Te. Πολλοί τουρβιδίτες έχουν σύσταση γραουβάκη, δηλαδή περιέχουν περίπου 15% έως 40% συνδετικό υλικό. Το ερώτημα που προκύπτει δηλαδή αν το συνδετικό υλικό των αρχαίων αποθέσεων γραουβάκη είναι πρωτογενές ή δευτερογενές, ονομάστηκε το πρόβλημα του γραουβάκη (Cummins, 1962). Υπήρχε η διαφωνία αν το συνδετικό υλικό εισήχθη σε πορώδη στρώματα άμμου κατά την διάρκεια της διαγένεσης από την προς τα πάνω κίνηση του νερού των πόρων (Emery, 1964), είτε αν αυτό είναι πρωτογενές και τμηματικά εισήχθη

24 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 13 από τη διαγενετική μεταβολή ή την χαμηλού βαθμού μεταμόρφωση των κόκκων ασταθών ορυκτών (Cummins, 1962; Kuenen, 1966). Οι τουρβιδίτες μπορεί να είναι μαζί πυριτιοκλαστικοί (silisiclastic) και βιοκλαστικοί (bioclastic). Ανθρακικοί τουρβιδίτες είναι γνωστοί από σύγχρονες και παλαιές υποθαλάσσιες λεκάνες (Meischner, 1964; Rusnak and Nesteroff, 1964; Davies, 1968). Χαρακτηριστικό γνώρισμα πολλών τουρβιδιτικών ακολουθιών είναι και τα ιχνοαπολιθώματα. Ιχνη ερπυσμού ή ανάπαυσης μικροοργανισμών είναι πολύ κοινά στα ανώτερα τμήματα των τουρβιδιτικών αποθέσεων ή μέσα σε διαστρωματωμένους ημιπελαγίτες. Ιχνη βόσκησης και σίτισης οργανισμών στην επιφάνεια, καθώς και εσωτερικές δομές στοών (burrows) συναντώνται στη βάση των τουρβιδιτικών στρωμάτων, συμβάλλοντας έτσι στον σχηματισμό των «ιχνών πυθμένα» (sole marks). Η παρουσία των ιχνοαπολιθωμάτων σε μια τουρβιδιτική ακολουθία ρυθμίζεται από το βάθος, την αλατότητα, την κοκκομετρία και την σύσταση των τουρβιδιτών και των ημιπελαγιτών, την συχνότητα εμφάνισης των τουρβιδιτικών ρευμάτων και την γεωλογική ηλικία ΑΤΕΛΕΙΣ ΑΚΟΛΟΥΘΙΕΣ BOUMA Ο Walker (1965) εξέτασε τις υδροδυναμικές συνθήκες που επηρεάζουν τα τουρβιδιτικά ρεύματα και πρότεινε λόγους για την παρουσία ή απουσία κάθε μίας από τις πέντε υποδιαιρέσεις τις ακολουθίας Bouma: Ακολουθίες στις οποίες απουσιάζει η βάση Οι ακολουθίες στις οποίες απουσιάζει η βάση σχηματίζονται όταν η απόθεση από το ρεύμα δεν ξεκινά παρά μόνο σε ένα προχωρημένο στάδιο (Bouma, 1962). Η απόθεση των κατωτέρων υποδιαιρέσεων από το ίδιο ρεύμα μπορεί να είχε πραγματοποιηθεί σε άλλη περιοχή. Η ακολουθία Τbcde υποδηλώνει αρχική απόθεση στο στάδιο παραγωγής οριζόντιας στρώσης του καθεστώτος υψηλής ροής, ή πλήρη επανεπεξεργασία της προηγούμενης αποτιθεμένης διαβαθμισμένης υποδιαίρεσης σε ελασματώσεις. Η απόθεση των ακολουθιών Tcde υποδηλώνει αρχική απόθεση σε ένα στάδιο ακριβώς πάνω από αυτό της παραγωγής των ρυτιδώσεων (υδραυλικό καθεστώς τύπου dunes ή plane

25 14 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης bed ) και επακόλουθη επανεπεξεργασία του ιζήματος αυτού σε ρυτιδώσεις. Η αρχική απόθεση στο στάδιο ρυτιδώσεων, στο υδραυλικό καθεστώς χαμηλής ροής, με την έλλειψη μίας σαφούς αλληλεπίδρασης του στρώματος που αποτέθηκε με το ρεύμα πάνω από αυτό, μπορεί να δημιουργήσει κάποια μορφή παράλληλης ελασμάτωσης. Η υποδιαίρεση Ε από μόνη της είναι πολύ δύσκολο να διακριθεί ως τουρβιδιτική απόθεση εκτός αν περιέχει μεταφερμένη πανίδα ρηχού ύδατος Ακολουθίες στις οποίες απουσιάζει η οροφή Η προφανέστερη αιτία των ακολουθιών Tαbcd, Tabc, Tab και Ta-στις οποίες απουσιάζει η κορυφή είναι η διάβρωση που προκαλείται από ένα επόμενο ρεύμα. Μία άλλη αιτία, ωστόσο, είναι η απουσία της απόθεσης των ανώτερων υποδιαιρέσεων. Αν η υποδιαίρεση Ta αποτίθεται κοντά στην πηγή τροφοδοσίας, πιθανώς λόγο ψύξης του στρώματος σύρσης ( freezing the traction carpet), η διάτμηση η οποία εφαρμόστηκε στην οροφή του στρώματος και εξισορροπήθηκε από τις αλληλοεπιδράσεις κόκκου με κόκκο μέσα στο στρώμα αυτού εφαρμόζεται μόνο σε λίγα ανώτερα στρώματα κόκκων τα οποία και θα μεταφερθούν μακριά. Αυτά μπορούν εύκολα να μεταφερθούν μακρυά, αφήνοντας το ρεύμα με περίσσεια διάτμησης. Αν το ανώτερο τμήμα του «παγωμένου» (frozen) στρώματος σύρσης είναι αρκετά συνεκτικό για να επαναεπεξεργαστει σε ελασματώσεις, η διάτμηση πρέπει να μειωθεί μέσα στο ρεύμα. Αυτό θα οδηγήσει σε αύξηση της τύρβωσης και πιθανόν και της ταχύτητας. Η απόθεση ξαφνικά θα σταματίσει και ένα αναγενημένο, πιο γρήγορα και τυρβώδες ρεύμα θα μεταφέρει το υπόλοιπο υλικό μακρυά. Κατά την διάρκεια της μεταφοράς αυτής, η υποδιαίρεση Ta μπορεί (αν δεν είναι συνεκτική) να επανεπεξεργαστεί σε ελασματώσεις, ρυτιδώσεις, ή και τα δύο, χωρίς επακόλουθη απόθεση από το ρεύμα. Συνεπώς η ακολουθία που δημιουργείται θα είναι Ta, Tab, Tabc ή Tac, το τελευταίο δημιουργείται από την πλήρη επαναεπεξεργασία των ελασματώσεων σε ρυτιδώσεις.

26 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Ακολουθίες στις οποίες απουσιάζουν τα μεσαία μέλη Η ακολουθία Tae υποδηλώνει αρχική απόθεση της υποδιαίρεσης Ta, πιθανώς από απότομο πάγωμα του στρώματος σύρσεως. Όλο το εναπομείναν ίζημα μεταφέρεται μακρύτερα μέσα στην λεκάνη και η ιλύς η οποία καθιζάνει αργά μετά την εξασθένηση του ρεύματος, συμπληρώνει την ακολουθία Tae. Το ίδιο επιχείρημα ισχύει και για την ακολουθία Tabe, εκτός του γεγονότος ότι μετά την απόθεση η υποδιαίρεση Τa υπέστη επανεπεξεργασία που οδήγησε στον σχηματισμό ελασματώσεων. Στην ακολουθία Tabe, οι ελασματώσεις δεν συνοδεύονται από ρυτιδώσεις, πιθανώς λόγο της υψηλής συνεκτικότητας του στρώματος. Η ακολουθία Tace υποδηλώνει ότι μετά το πάγωμα της υποδιαίρεσης Ta και επανεπεξεργασίας της οροφής με σχηματισμό ελασματώσεων, οι ελασματώσεις έχουν επίσης ολοκληρωτικά επανεπεξεργασθεί σε ρυτιδώσεις. Στις ακολουθίες Tae, Tabe και Tace που παρατηρήθηκαν στο Shale Grit και Grindslow Shales, η διαβαθμισμένη υποδιαίρεση είναι σπανίως διαβαθμισμένη και το κοκκομετρικό μέγεθος της άμμου στις ρυτιδώσεις και ελασματώσεις είναι ίδια με αυτή στην διαβαθμισμένη υποδιαίρεση. Αυτό ενισχύει την υπόθεση ότι οι ελασματώσεις και οι ρυτιδώσεις είναι επανεπεξεργασμένα στοιχεία στην οροφή της υποδιαίρεσης Ta. Υπάρχει άλλη μια σημαντική ακολουθία που απουσιάζουν τα μεσαία μέλη η οποία συνήθως παρατηρείται στους τουρβιδιτικούς σχηματισμούς, δηλαδή Ta Te. Αυτό αντιπροσωπεύει ένα στρώμα με τέλεια διαβάθμιση από την βάση μέχρι την πηλιτική διαβάθμιση, χωρίς ελασματώσεις ή ρυτιδώσεις. Η απουσία αυτών των χαρακτηριστικών ιζηματογενών δομών υποδηλώνει ότι κατά την διάρκεια της απόθεσης δεν έχει συμβεί σύρσιμο των κόκκων. Ένα τέτοιο στρώμα μπορεί να δημιουργηθεί μετά την καταστροφή της αυτοαιώρησης, από την καθίζηση των κόκκων από αιώρηση. Εναλλακτικά, το ρεύμα μπορεί να έχει μείνει αιωρούμενο πάνω από τον πυθμένα της θάλασσας, όλη η ιζηματογένεση λαμβάνει χώρα κάθετα με την δημιουργία διαβάθμισης αλλά όχι και δομών που δημιουργούνται από το κινούμενο ρεύμα. Η διάστρωση της πυκνότητας του νερού μπορεί να δημιουργήσει ένα αραιωμένο, χαμηλής πυκνότητας τουρβιδιτικό ρεύμα το οποίο θα χωριστεί σε δύο, το κάτω τμήμα να κινείται στο πυθμένα της θάλασσας και το μικρότερης πυκνότητας άνω τμήμα αποχωρίζεται και διασκορπίζεται σε ένα ενδιάμεσο επίπεδο. Ένα τουρβιδιτικό ρεύμα έτσι μπορεί να παράγει δύο τουρβιδίτες, ή ένα τουρβιδίτη με μία μορφή διπλής διαβαθμισμένης στρώσης.

27 16 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης ΤΑΞΙΝΟΜΗΣΗ ΤΟΥΡΒΙΔΙΤΙΚΩΝ ΦΑΣΕΩΝ Η λεπτομερής περιγραφή των τουρβιδιτικών φάσεων που πραγματοποιήθηκέ στο πλαίσιο της παρούσας διατριβής στηρίχτηκε στα μοντέλα ταξινόμησης των Μutti and Ricchi Lucci (1975) και του Pickering et al. (1986) Σύμφωνα με τους Μutti andι Ricchi Lucci (1975) Οι Mutti and Ricci Lucchi (1972), εργαζόμενοι σε καλά εμφανιζόμενες τουρβιδιτικές ακολουθίες στην Βόρεια Ιταλία και Ισπανία, έχουν αναπτύξει ένα σύστημα ταξινόμησης των υποθαλάσσιων κλαστικών αποθέσεων σε φάσεις. Το ταξινομικό αυτό σύστημα υποδιαιρεί τις υποθαλάσσιες αποθέσεις σε επτά φάσεις, Α-G, περιλαμβάνοντας εσωτερικά και χαρακτηριστικά της ακολουθίας Βouma. Οι Mutti και Ricci Lucchi το 1975 αναθεώρησαν και πρόσθεσαν σημαντικές λεπτομέρειες στην αρχική ταξινόμηση. Τα βασικά χαρακτηριστικά των τουρβιδιτικών φάσεων A-G κατά Μutti and Ricchi Lucci (1975), παρουσιάζονται παρακάτω: Φάση Α: Πολύ μεγάλου πάχους και πολύ χοντρόκοκκα στρώματα Α1: οργανωμένα κροκαλοπαγή, χαλικώδης ψαμμίτης, ψαμμίτης Α2: ανοργάνωτα κροκαλοπαγή, χαλικώδης ιλυόλιθοι, slurried στρώματα Φάση Β: Μεγάλου πάχους, μέσο- έως χοντρόκοκκα στρώματα, με παράλληλη ελασμάτωση στη βάση Β1: Σχετικά συνεχή στρώματα, εκ πάχος Β2: Φακοειδή ή σφηνοειδή στρώματα, με ρυτιδώσεις στην οροφή, εκ πάχος Φάση C: Στρώματα που περιέχουν υποδιαιρέσεις της ακολουθίας Βouma, που περιέχουν στη βάση την υποδιαίρεση Τa C1: Χονδρό- έως λεπτόκοκκη άμμο, με τις υποδιαιρέσεις Τace και Tac C2: Μέσο- έως λεπτόκοκκη άμμο, με τις υποδιαιρέσεις Τabcde, Τabce και Tabde

28 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 17 Φάση D: Στρώματα στα οποία απουσιάζει η υποδιαίρεση Ta της ακολουθίας Bouma D1: Τb-e, Tc-e, Tde, αναλογία ψαμμίτη προς άργιλο > 1, 3-40 εκ πάχος D2: Τb-e, Tc-e, Tdc, αναλογία ψαμμίτη προς άργιλο < 1, εκ πάχος D3: Te ιλυόλιθος, εκ πάχος Φάση Ε: Λεπτοστρωματώδεις, μέσο- έως χοντρόκοκκοι ψαμμίτες με ασυνεχή τμήματα αργίλου,υψηλή αναλογία ψαμμίτη προς άργιλο, ακανόνιστης γεωμετρίας στρώματα, απουσίαδιαβαθμισμένης στρώσης, με μεγάλης κλίσης διασταυρούμενη στρώση, απότομη οροφήκαι 3-20 εκ πάχος Φάση F:Χαοτικές αποθέσεις λόγω βαρυτικών ολισθήσεων εκτός αποθέσεων δεβριτικών ροών Φάση G: Πηλίτες από ημιπελαγική απόθεση Σύμφωνα με τον Pickering et al. (1986) Σύγχρονες μελέτες σε υποθαλάσσια περιβάλλοντα απόθεσης σύγχρονα και παλαιά οδήγησε στην καλύτερη κατανόηση των διαδικασιών μεταφοράς/απόθεσης και τον καθορισμό φάσεων που δεν ταιριάζουν απόλυτα στην ταξινόμηση του Mutti and Ricchi Lucchi (1975). Στηριζόμενοι σε αυτό το σκεπτικό οι Pickering et al. (1986) ταξινόμησαν τα υποθαλάσσια ιζήματα σε επτά κλάσεις φάσεων Α-G. Οι πρώτες πέντε Α-Ε οριοθετήθηκαν κυρίως με βάση τις διαφορές στο κοκκομετρικό μέγεθος, η κλάση F με βάση την εσωτερική οργάνωση και η κλάση G με βάση την σύσταση. Στους παρακάτω πίνακες παρατίθενται αναλυτικά οι ομάδες φάσεων σύμφωνα με την διαφορετική ταξινόμηση κατά Pickering et al., (1986). Τα πάχη των στρωμάτων έχουν καθοριστεί σύμφωνα με Ingram (1954).

29 18 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Α: ΚΡΟΚΑΛΕΣ, ΙΛΥΩΔΗΣ ΚΡΟΚΑΛΕΣ, ΚΡΟΚΑΛΩΔΗ ΙΛΥΣ ΚΑΙ ΧΑΛΙΚΩΔΕΙΣ ΑΜΜΟΙ, 5% ΚΡΟΚΑΛΕΣ Α1: Με ανοργάνωτη εσωτερική Α2: Με οργανωμένη εσωτερική δομή Α2.5: Χαλικώδεις άμμοι με στρώση δομή Α1.1: Ανοργάνωτη κροκάλα Α2.1: Κροκάλες με στρώση Α2.6: Χαλικώδεις άμμοι με αντίστροφα διαβαθμισμένη στρώση Α1.2: Ανοργάνωτα ιλυώδη Α2.2: Κροκάλες με αντίστροφα Α2.7: Χαλικώδεις άμμοι με κανονικά κροκ/γή διαβαθμισμένη στρώση διαβαθμισμένη στρώση Α1.3 Ανοργάνωτες χαλικώδεις Α2.3: Κροκάλες με κανονική Α2.8: Χαλικώδεις άμμοι με κανονικά ιλύs διαβαθμισμένη στρώση διαβαθμισμένη στρώση Α1.4: Ανοργάνωτοι χαλικώδεις άμμοι Α2.4: Διαβαθμισμένες στρωμένες κροκάλες Β: ΆΜΜΟΙ ΜΕ 80% ΠΟΣΟΣΤΟ ΣΕ ΆΜΜΟ ΚΑΙ <5% ΠΟΣΟΣΤΟ ΣΕ ΧΑΛΙΚΙ Β1: Με ανοργάνωτη εσωτερική δομή Β1.2: Λεπτό- στρωματώδεις, χοντρόκοκκοι Β2.1: Άμμοι με παράλληλη διαστρωμάτωση ανοργάνωτες άμμοι Β1.1: Παχύ/ μέσοστρωματώδεις Β2: Με οργανωμένη εσωτερική δομή Β2.2: Άμμοι με διασταυρούμενη στρώση άμμοι C: ΕΝΑΛΛΑΓΕΣ ΑΜΜΟΥ, ΙΛΥΟΣ ΚΑΙ ΙΛΥΩΔΕΙΣ ΆΜΜΟΙ % ΆΜΜΟ, <80% ΙΛΥΣ C1: Με ανοργάνωτη εσωτερική δομή C1.1: Φτωχά διαβαθμισμένοι ιλυώδεις άμμοι C2: Με οργανωμένη εσωτερική δομή C2.3: Εναλλαγές λεπτο-στρωματωδών άμμων- ιλύος (πάχος στρώματος μικρότερο από 10εκ.) C2.1: Εναλλαγές πολύ παχύ/παχύ στρωματωδών άμμοι άμμων-ιλύος (πάχος στρώματος μεγαλύτερο από 30 εκ.) C2.4: Εναλλαγές πολύ παχύ/παχυστρωματωδών, άμμων-ιλύος, με κυριαρχία ιλύος C1.2: Διάστικτοι ιλυώδεις άμμοι C2.2: Εναλλαγές μέσο-στρωματωδών άμμων- ιλύος (πάχος στρώματος που κυμαίνεται από 10 έως 30 εκ.) D: ΠΗΛΟΙ, ΠΗΛΟΥΧΟΙ ΑΜΜΟΙ, ΚΑΙ ΕΝΑΛΛΑΓΕΣ ΠΗΛΟΥ-ΙΛΥΟΣ, ΙΛΥΣ >80%, 40% ΠΗΛΟΣ, 0-20% ΆΜΜΟΣ D1: Με ανοργάνωτη εσωτερική δομή D1.3: Διάστικτος πηλός και ιλύς D2.2: Παχιές, ακανόνιστες ελασματώσεις πηλού και ιλύος D1.1: Ανοργάνωτοι πηλοί D2: Με οργανωμένη εσωτερική δομή D2.3: Λεπτές κανονικές ελασματώσεις πηλού και ιλύος D1.2: Ιλυώδεις πηλοί D2.1: Πηλός με στρώση που παρουσιάζει κανονική διαβαθμισμένη στρώση E: 95% ΠΟΣΟΣΤΟ ΙΛΥΟΣ, <40% ΠΟΣΟΣΤΟ ΠΗΛΟΥ, <5% ΆΜΜΟΣ ΚΑΙ ΠΙΟ ΑΔΡΟΜΕΡΕΣ, 25% ΒΙΟΓΕΝΗ Ε1: Με ανοργάνωτη εσωτερική Ε1.3: Διάστικτες ιλύς Ε2.1: Ιλύς με διαβαθμισμένη στρώση δομή Ε1.1: Ανοργάνωτες ιλύς Ε2: Με οργανωμένη εσωτερική δομή Ε2.2: Ελασματοποιημένες ιλύς και άργιλοι Ε1.2: Ποικιλόχρωμες ιλύς F: ΧΑΩΔΕΙΣ ΑΠΟΘΕΣΕΙΣ F1: Εξωτικά τεμάχη F2: παραμορφωμένα / διαταραγμένα στρώματα G: BIOΓENH, ΗΜΙ- ΠΕΛΑΓΙΤΕΣ OOZES ΚΑΙ ΧΗΜΙΓΕΝΗ ΙΖΗΜΑΤΑ: < 5% ΧΕΡΣΑΙΑ ΆΜΜΟΣ ΚΑΙ ΚΡΟΚΑΛΕΣ G1: Βιογενής ιλύς ooze G2: Ημιπελαγίτες G3: Χημικά ιζήματα με>30% σκελετικά υπολείμματα και arls Πίνακας 2.1. Ταξινόμηση των τουρβιδιτικών φάσεων κατά Pickering et al., (1986).

30 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης ΤΟΥΡΒΙΔΙΤΙΚΕΣ ΑΚΟΛΟΥΘΙΕΣ ΦΑΣΕΩΝ Υπάρχουν τρεις κύριες τουρβιδιτικές ακολουθίες φάσεων σύμφωνα με τους Nelson and Nilsen, (1984) (Εικ. 2.4): Εικ Υποθετικό μοντέλο υποθαλάσσιων ριπιδίων (από Nelson and Nilsen, 1984) Αυτές διαιρούνται σε : κατωφέρεια, υποθαλάσσιο ριπίδιο και πεδίο λεκάνης και με την σειρά τους υποδιαιρούνται από τα ανάντι προς τα κατάντι σε: Ανώτερη

31 20 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης κατωφέρεια, κατώτερη κατωφέρεια, υποθαλάσσιο φαράγγι, κανάλι εσωτερικού ριπιδίου, κανάλι μεσαίου ριπιδίου, αποθέσεις στο στόμιο των καναλιών (channel-mouth bar), αναχώματα, αποθέσεις ψαμμιτών που προήλθαν απο σπάσιμο των αναχωμάτων (crevasse splay deposits), αποθέσεις μεταξύ των καναλιών, λοβοί εξωτερικού ριπιδίου, αποθέσεις μεταξύ των ριπιδίων, αποθέσεις πεδίου λεκάνης Ακολουθίες Φάσεων Ανώτερης Κατωφέρειας Τα ανώτερα τμήματα της κατωφέρειας είναι κυρίως περιοχές απόθεσης λεπτόκοκκης ιλύος και πηλού. Το μεγαλύτερο ποσοστό του ιζήματος που αποτίθεται στην περιοχή αυτή καθιζάνει κατακόρυφα από αιώρηση και συσσωρεύεται μετά το όριο υφαλοκρηπίδας - κατωφέρειας. Οι λεπτόκοκκες αποθέσεις συχνά μεταφέρονται ξανά προς τα κάτω με διάφορες διαδικασίες υποθαλάσσιων ολισθήσεων (Morgenstern, 1967), που έχει σαν αποτέλεσμα, στην ανώτερη κατωφέρεια σε πολλές λεκάνες να κυριαρχούν πιθανώς ουλές ολισθήσεων (slump scars). Στην στρωματογραφική καταγραφή, καλά προσδιορισμένες αποθέσεις ανώτερης κατωφέρειας δεν έχουν περιγραφεί ολοκληρωμένα, πιθανώς λόγω του διαδοχικού τεκτονισμού των λεπτόκοκκων αποθέσεων και εν μέρει λόγω της έλλειψης μεγάλου πάχους συγκέντρωσης ιζημάτων στην ανώτερη κατωφέρεια Ακολουθίες Φάσεων Κατώτερης Κατωφέρειας Η κατώτερη κατωφέρεια είναι η θέση συσσώρευσης των λεπτόκοκκων ιλύων της φάσης G, που αποτίθενται λόγω της καθίζησης λεπτού υλικού προκαλούμενης από θύελλα και πλημμύρα. Επίσης περιέχει άφθονες αποθέσεις της φάσεως F, προκαλούμενης από υποθαλάσσιες ολισθήσεις. Τα προϊόντα της ολίσθησης συσσωρεύονται στην κατώτερη κατωφέρεια και στη βάση αυτής ως επικαλυπτόμενα τεμάχη τα οποία είναι έντονα παραμορφωμένα και σπασμένα ως αποτέλεσμα της κίνησης προς την βάση της κατωφέρειας.

32 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Ακολουθίες Φάσεων Υποθαλάσσιων Φαραγγιών Τα υποθαλάσσια φαράγγια χρησιμεύουν ως κανάλια μεταφοράς των ρηχών θαλάσσιων ιζημάτων προς τις βαθύτερες θέσεις απόθεσης. Η υφαλοκρηπίδα τροφοδοτείται από ιζήματα δελταϊκών καναλιών, δελταϊκών ριπιδίων, καταιγίδων, πλημμυρών και άλλων διαδικασιών καθώς και ρευμάτων που κινούνται κατά μήκος της ακτής, που στην συνέχεια μεταφέρονται προς τα κατάντι ως ιζήματα βαρυτικών ροών, για να αποτεθούν στη βάση της κατωφέρειας, σε υποθαλάσσια ριπίδια ή στον πυθμένα της βαθιάς θάλασσας. Υπάρχουν πολλά παραδείγματα τέτοιων αποθέσεων σε σύγχρονες κατωφέρειες, κατά μήκος όλων των τύπων περιθωρίων, αλλά λίγα είναι τα καλά μελετημένα παραδείγματα σε παλιές αποθέσεις (Whitaker, 1974). Επίσης, τα περισσότερα παραδείγματα παλιών υποθαλάσσιων φαραγγιών, έχουν αποδειχθεί ότι είναι τελικώς αποθέσεις υποθαλάσσιου ριπιδίου. Όταν μία ακολουθία πλήρωσης υποτιθέμενων φαραγγιών συνίσταται από υλικά διάβρωσης της κατωφέρειας που μπορεί να είναι ηφαιστειακά, μεταμορφωμένα ή παλαιότερα ιζηματογενή πετρώματα, τότε είναι σίγουρο ότι οι αποθέσεις αυτές αποτελούν αποθέσεις υποθαλάσσιου ριπιδίου. Οι αποθέσεις υποθαλάσσιων ριπιδίων μπορούν να αποτελούνται κυρίως από χοντρόκοκκες φάσεις Α και Β. Σε άλλες περιπτώσεις μπορεί να αποτελούνται από λεπτόκοκκο ίζημα. Σε τομή, τα υποθαλάσσια φαράγγια μπορεί να διατέμνουν τις αποθέσεις περιθωρίων σε σχήμα U ή V ή μπορεί να παρουσιάζουν πολύπλοκο σχήμα, εξαιτίας πολλαπλών υπoφαραγγιών (subcanyons), αναχωμάτων (levees) και αναβαθμών (terraces). Ένα από τα καλύτερα παραδείγματα υποθαλάσσιων φαραγγιών σε παλιές αποθέσεις βρίσκεται στο Sacramento Valley, στη βόρεια Καλιφόρνια (Almgren, 1978) Ακολουθίες Φάσεων Καναλιών Εσωτερικού Ριπιδίου Τα κανάλια του εσωτερικού ριπιδίου είναι μεγάλα και βαθιά και χρησιμεύουν ως αγωγοί μεταφοράς ιζήματος στο μεσαίο και εξωτερικό ριπίδιο. Το μεγαλύτερο ποσοστό χονδρού υλικού που μεταφέρεται από τις βαρυτικές ροές αποτίθεται στο εσωτερικό ριπίδιο ως κροκάλες και χοντρόκοκκοι άμμοι. Τα κανάλια του εσωτερικού ριπιδίου βαθμιαία μειώνονται σε πλάτος και βάθος προς τα απομακρυσμένα τμήματα του ριπιδίου. Το χοντρότερο υλικό αποτίθεται στα κανάλια ενώ το λεπτότερο υλικό στα αναχώματα

33 22 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης (levees) και στις περιοχές μεταξύ των καναλιών (interchannel areas). Χαρακτηριστικά των αποθέσεων καναλιών του εσωτερικού ριπιδίου είναι οι φάσεις Α και Β Ακολουθίες Φάσεων Καναλιών Μεσαίου Ριπιδίου Τα κανάλια του μεσαίου ριπιδίου κυρίως σχηματίζουν λεπτόκοκκους και λεπτότερους προς τα πάνω κύκλους. Χοντρόκοκκες και παχυστρωματώδεις φάσεις Α ή Β κροκαλοπαγών και ψαμμιτών αναπτύσσονται στην βάση των κύκλων, ενώ προς την κορυφή των κύκλων αναπτύσσονται λεπτόκοκκοι και λεπτοστρωματώδεις ψαμμίτες. Σχετιζόμενες φάσεις με τις κυκλικές ακολουθίες φάσεων αποτελούν τα αναχώματα και οι αποθέσεις μεταξύ των καναλιών. Τα κανάλια έχουν χαρακτήρα διαβρωσιγενή και αποθετικό μαζί αν και έχουν καταγραφεί και κανάλια που είναι μόνο διαβρωσιγενή ή αποθετικά. Παράδειγμα αποθέσεων καναλιών μεσαίου ριπιδίου έχουν μελετηθεί από τους Mutti and Sonnino (1981) στην λεκάνη Hecho στη βόρεια Ισπανία. Εκεί παρατηρήθηκαν καλά ορισμένες συγκεντρώσεις ψαμμίτη με χοντρότερα και παχύτερα στρώματα στον άξονα των καναλιών και με λεπτότερα και λεπτόκοκκα στρώματα κατά μήκος των περιθωρίων των καναλιών (channel margins) και των αναχωμάτων τους Ακολουθίες Φάσεων στο Στόμιο των Καναλιών Oι Mutti and Ricci Lucchi (1975) και Mutti (1977) διέκριναν σε κάποια υποθαλάσσια ριπίδια αποθέσεις στο στόμιο των καναλιών. Οι αποθέσεις αυτές αποτελούνται κυρίως από διασταυρούμενη στρώση και έχουν παραχθεί όταν τα τουρβιδιτικά ρεύματα που εξέρχονται από κανάλια, κινούνται προς όλες τις κατευθύνσεις και πιθανώς υφίστανται υδραυλικό άλμα και αποθέτουν το χοντρότερο υλικό του φορτίου τους. Οι αποθέσεις αυτές επεξεργάζονται ξανά από διερχόμενα τουρβιδιτικά ρεύματα παράγοντας έτσι μία σειρά από λεπτά, ( σεντόνια ) στρώματα με στρωμένο ψαμμίτη. Επανεξέταση των αποθέσεων αυτών έδειξε ότι μπορεί να αντιπροσωπεύουν αποθέσεις αναχωμάτωνυπερχείλισης σε μακρινές αποστάσεις από τα κανάλια, στην περιοχή που τελειώνουν τα κανάλια και ξεκινούν οι λοβοί του εξωτερικού ριπιδίου (Mutti and Sonnino, 1981).

34 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Ακολουθίες Φάσεων Αναχωμάτων Τα αναχώματα αποτίθενται στις πλευρές των καναλιών με διαδικασίες υπερχείλισης. Tα αναχώματα ανήκουν κυρίως στις φάσεις D και Ε. Μεμονωμένα στρώματα χαρακτηρίζονται συνήθως από την υποδιαίρεση Tc, έχουν ποικίλο κοκκομετρικό μέγεθος και πάχος, είναι πλευρικά ασυνεχή και συνήθως έχουν πολύ απότομες (sharp) βάσεις και οροφές με μικρού βαθμού διαβάθμιση (Nelson et al., 1976; Mutti, 1977). Οι αποθέσεις αναχωμάτων γενικά έχουν υψηλό ποσοστό ψαμμίτη σε σχέση με την άργιλο το οποίο μειώνεται όσο απομακρυνόμαστε από τα περιθώρια του καναλιού προς τις περιοχές μεταξύ των καναλιών. Αποτελούνται κυρίως είτε από κύκλους που αυξάνεται το πάχος και το κοκκομετρικό μέγεθος προς τα πάνω, σε θέσεις όπου τα αναχώματα προελαύνουν πάνω στις περιοχές μεταξύ των καναλιών, είτε από κύκλους με λεπτότερα και λεπτόκοκκα στρώματα προς τα πάνω, εκεί όπου τα αναχώματα γίνονται ανενεργά. Οι αποθέσεις τύπου αναχωμάτων είναι συνήθως χοντρότερες και παχύτερες προς τα κατάντι του ριπιδίου γιατί προς τα εκεί τα κανάλια είναι πιο ρηχά και έτσι μεγαλύτερες ποσότητες χοντρότερου υλικού μπορούν να μεταφερθούν πάνω από τα περιθώρια των καναλιών. Οι αποθέσεις αναχωμάτων μπορούν να παραμορφωθούν από συνιζηματογενείς ολισθήσεις. Με τον τρόπο αυτό μπλοκ από υλικό αποθέσεων μπορεί να ολισθήσει προς τα κανάλια ή προς τις περιοχές μεταξύ των καναλιών Ακολουθίες Φάσεων Ψαμμιτών από Διάρρηξη των Αναχωμάτων Σε περιοχές των ριπιδίων που η μορφολογία τους έχει ένα ενδιάμεσο χαρακτήρα από καναλοειδή σε μη καναλοειδή γεωμετρία, μεγάλη ποσότητα άμμου μπορεί να υπερχειλίσει πλευρικά έξω από ρηχά κανάλια και να σχηματίσει ακανόνιστες συγκεντρώσεις οι οποίες έχουν χαρακτηριστικά από καναλοειδείς και μη καναλοειδείς αποθέσεις. Οι συγκεντρώσεις αυτές δείχνουν είτε κύκλους με προς τα πάνω μείωση του πάχους και του κοκκομετρικού μέγεθος είτε κύκλους με αυξανόμενο προς τα πάνω το πάχος και το κοκκομετρικό μέγεθος. Κάποια τμήματα των συγκεντρώσεων αυτών μπορεί να περιέχουν διακριτές αποθέσεις πλήρωσης καναλιών, με την γεωμετρία των καναλιών να διατηρείται (φακοειδή γεωμετρία), ενώ άλλα τμήματα μπορεί να είναι μη καναλοειδή,

35 24 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης με μεμονωμένα στρώματα καλής πλευρικής συνέχειας. Οι φάσεις Β, C και λιγότερο η φάση Ε είναι τυπικές των αποθέσεων αυτών Ακολουθίες Φάσεων μεταξύ των Καναλιών Οι αποθέσεις αυτές γενικά αποτελούνται από λεπτόκοκκες ιλύς οι οποίες συσσωρεύονται είτε ως το αποτέλεσμα μιας ημιπελαγικής καθίζησης από υλικό που είναι σε αιώρηση είτε μιας καθίζησης λεπτόκοκκου υλικού με διαδικασίες υπερχείλισης. Όμως, μεγάλα τουρβιδιτικά ρεύματα μπορούν να προκαλέσουν υπερχείλιση χοντρόκοκκου υλικού πάνω από τα αναχώματα και να αποθέσουν άμμους αντί ιλύος στις περιοχές μεταξύ των καναλιών. Παχιά στρώματα χοντρόκοκκου ιζήματος μπορούν επίσης να μεταφερθούν στις περιοχές μεταξύ των καναλιών μέσω διάρρηξης στα αναχώματα, σχηματίζοντας αποθέσεις μικρού ριπιδίου (crevasse-splay deposits). Η προέλαση των αναχωμάτων σε περιοχές μεταξύ των καναλιών συνήθως δημιουργεί αποθέσεις μικρού πάχους πακέτων με ψαμμίτη που δείχνει ρυτίδωση ή πηλίτη. Στα πακέτα αυτά τα ιδιαίτερα στρώματα παχαίνουν ή λεπταίνουν προς τα πάνω. Ο Nelson (1976) έδειξε ότι το πάχος των στρωμάτων στις αποθέσεις μεταξύ των καναλιών αυξάνεται προς το κατάντι του ριπιδίου στο ριπίδιο της Astoria, πιθανώς γιατί το χοντρότερο ίζημα πιο εύκολα μπορεί να μεταφερθεί έξω από τα πιο ρηχά κανάλια του μεσαίου ριπιδίου παρά από τα βαθύτερα κανάλια του εσωτερικού ριπιδίου Ακολουθίες Φάσεων Λοβών Εξωτερικού Ριπιδίου Οι λοβοί αυτοί γενικά σχηματίζουν μη καναλοειδής αποθέσεις που χαρακτηρίζονται από χοντρότερες και παχύτερες προς τα πάνω μεγα-ακολουθίες, αν και έχουν παρατηρηθεί κάποιες μεγα-ακολουθίες στις οποίες το πάχος και το κοκκομετρικό μέγεθος μειώνονται προς τα πάνω. Οι λοβοί του εξωτερικού ριπιδίου αποτέθηκαν από τουρβιδιτικά ρεύματα που εξέρχονται από τα κανάλια στα κατώτερα τμήματα των υποθαλάσσιων ριπιδίων των οποίων η τοπογραφία είναι ομαλή και επικρατούν μικρές κλίσεις. Ειδικότερα όταν οι ροές εξέρχονται από τα κανάλια, διασκορπίζονται σε μια ευρεία περιοχή και αποθέτουν το φορτίο τους, κυρίως άμμο και ιλύς, ως πλευρικά συνεχή στρώματα ( σεντόνια ). Το χοντρότερο ίζημα καθιζάνει πρώτο ενώ το λεπτότερο μεταφέρεται περαιτέρω προς τα

36 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 25 κατάντι. Ως αποτέλεσμα, τα περισσότερα στρώματα λεπταίνουν σε πάχος και κοκκομετρικό μέγεθος προς τα κατάντι, μακριά από την περιοχή που τελειώνουν τα κανάλια και βεβαίως κατανέμονται αυτά ακτινωτά. Στα απομακρυσμένα τμήματα των λοβών του εξωτερικού ριπιδίου, τα στρώματα μειώνονται σε πάχος και κοκκομετρικό μέγεθος και μεταβαίνουν πλευρικά σε αποθέσεις μεταξύ των ριπιδίων (fan-fringe deposits). Παράδειγμα αποθέσεων λοβών εξωτερικών ριπιδίων αποτελούν οι αποθέσεις του Ανώτερου Μειόκαινου και Κατώτερου Πλειόκαινου του σχηματισμού Laga στην ανατολική-κεντρική Ιταλία (Mutti et al. 1978). Οι λοβοί του εξωτερικού ριπιδίου αποτελούνται κυρίως από μικρές επαναλαμβανόμενες ακολουθίες ψαμμιτικών στρωμάτων αυξανόμενου πάχους προς τα πάνω μέσα σε μία γενική μέγα-ακολουθία αυξανόμενου προς τα πάνω πάχους. Αυτές οι μικρές ακολουθίες πιστεύεται ότι προέρχονται από την προοδευτική ομαλοποίηση του αποθετικού αναγλύφου που παράγεται κατά την κατασκευή του κάθε ψαμμιτικού λοβού. Στρώματα τουρβιδιτικής άμμου που αποτέθηκαν σε σχετικά οριζόντιες επιφάνειες δημιουργούν μια ελαφριά καμπύλη επιφάνεια και τα επερχόμενα τουρβιδιτικά ρεύματα τείνουν να ομαλοποιήσουν την τοπογραφική αυτή επιφάνεια και να αποθέσουν στρώματα άμμου τα οποία είναι λεπτά ή να μην αποθέσουν καθόλου υλικό στην κορυφή του προηγούμενου αποτιθέμενου στρώματος. Οι αποθέσεις των στρωμάτων άμμου από τα επερχόμενα αυτά ρεύματα έχουν μεγαλύτερο πάχος μακριά από την κορυφή Ακολουθίες Φάσεων Μεταξύ των ριπιδίων Οι αποθέσεις αυτές σχηματίζονται κατά μήκος των κατώτερων περιθωρίων των υποθαλάσσιων ριπιδίων και αποτελούνται από λεπτόκοκκες αποθέσεις της φάσης D. Οι αποθέσεις διαβαθμίζονται στη στρωματογραφική καταγραφή προς τα πάνω σε ακολουθίες φάσεων των λοβών του εξωτερικού ριπιδίου ενώ προς τα κάτω σε τουρβιδίτες πεδίου λεκάνης (basin plain). Οι αποθέσεις μεταξύ των ριπιδίων είναι σημαντικές σε πολλά συστήματα ριπιδίων και μπορούν να σχηματίσουν ακολουθίες πάχους έως και 1000 μέτρα (Mutti, 1977; Mutti and Johns, 1979; Pickering, 1981a). Οι ακολουθίες αυτές σχηματίζουν διακριτές μέγα-ακολουθίες με αυξανόμενο το πάχος των στρωμάτων των ακολουθιών προς τα πάνω οι οποίες γενικά είναι μικρότερες από 5 μέτρα και αποτελούνται κυρίως από στρώματα της φάσης D και λιγότερο της φάσης C. Οι

37 26 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης αποθέσεις μεταξύ των ριπιδίων, προς τα κατάντι του ρεύματος, είναι ισοδύναμες των λοβών του εξωτερικού ριπιδίου, και βρίσκονται σε φυσική συνέχεια με τις αποθέσεις των λοβών και τις αποθέσεις μεταξύ των λοβών. Πιθανώς αποτίθενται σε πολύ επίπεδες περιοχές που χαρακτηρίζονται από μικρές κλίσεις. Τα ιζήματα των αποθέσεων μεταξύ των ριπιδίων πιθανώς αποτέθηκαν από αραιωμένα, φθίνοντος δυναμικού, τουρβιδιτικά ρεύματα τα οποία είχαν προηγουμένως αποθέσει το φορτίο της άμμου που μετέφεραν, στον ψαμμιτικό λοβό. Η κατακόρυφη οργάνωση των αποθέσεων μεταξύ των ριπιδίων δείχνει την ίδια διαδικασία παραγωγής που συναντά κανείς και στους παχύτερους κύκλους των ψαμμιτικών λοβών. Πιθανώς η οργάνωση αυτή είναι το αποτέλεσμα της προέλασης, των πλευρικών αλλαγών στην τοποθεσία απόθεσης και της διαδικασίας πλήρωσης. Όμως, ο Ghibaudo (1980) κατέδειξε τις διαφορές μεταξύ του καναλοειδούς μεσαίου ριπιδίου, των εγγύς και απομακρυσμένων τμημάτων των ψαμμιτικών λοβών του εξωτερικού ριπιδίου και των αποθέσεων μεταξύ των λοβών στις αποθέσεις του Ολιγόκαινου του σχηματισμού Macigno στα βόρεια Απέννινα. Οι αποθέσεις μεταξύ των ριπιδίων σε αποθετικά συστήματα πλούσια σε άμμο, είναι φτωχά αναπτυγμένες ή και μπορεί να λείπουν Ακολουθίες Φάσεων Πεδίου Λεκάνης Οι αποθέσεις πεδίου λεκάνης περιβάλλουν τις αποθέσεις των υποθαλάσσιων ριπιδίων στα εξώτατα όρια τους, συσσωρεύονται σε επίπεδους πυθμένες λεκανών, ενώ γενικά διαβαθμίζονται πλευρικά σε αποθέσεις μεταξύ των ριπιδίων στα όρια του ριπιδίου, και αποθέσεις κατωφέρειας σε άλλα τμήματα των περιθωρίων της λεκάνης. Το βάθος αυτό των πεδίων λεκάνης κυμαίνεται, με το μεγαλύτερο βάθος να παρατηρείται σε τάφρους και αβυσσαλέα πεδία. Κάποιες λεκάνες, ιδιαίτερα μικρές περιορισμένες ή μερικά περιορισμένες λεκάνες, οι οποίες είναι τροφοδοτούνται υπερβολικά με χοντρόκοκκο ίζημα ή λεκάνες στις οποίες ο ωκεάνιος φλοιός έχει καταβυθιστεί, χαρακτηρίζονται από την απουσία αποθέσεων πεδίου λεκάνης και πληρούνται εντελώς από ιζήματα υποθαλάσσιων ριπιδίων. Η αποθετική ιστορία των περισσότερων υποθαλάσσιων λεκανών ξεκινά με ιζηματογένεση πεδίου λεκάνης. Οι αποθέσεις πεδίου λεκάνης περιλαμβάνουν μία ποικιλία φάσεων, κυρίως λεπτοστρωματώδεις τουρβιδίτες της φάσης D που εναλλάσσεται με ημιπελαγικές και πελαγικές αποθέσεις της φάσης G. Οι

38 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 27 τουρβιδίτες της φάσης D μπορούν να ιχνηλατηθούν σε μία τομή για μεγάλες αποστάσεις χωρίς μεγάλες αλλαγές στο πάχος ή το κοκκομετρικό μέγεθος (Scolle, 1971; Hesse, 1974). Η αναλογία ψαμμίτη-αργίλου των αποθέσεων πεδίου λεκάνης είναι γενικά χαμηλότερες από αυτές της πλήρωσης καναλιών, περιθωρίων καναλιών, λοβών του εξωτερικού ριπιδίου και αποθέσεων μεταξύ των ριπιδίων. Η αναλογία ψαμμίτη-αργίλου και το πάχος των τουρβιδιτικών στρωμάτων μειώνεται συστηματικά μακριά από την πηγή τροφοδοσίας των τουρβιδιτών του πεδίου λεκάνης. Γενικά, μόνο οι αποθέσεις στην κατωφέρεια και μεταξύ των καναλιών μπορεί να έχουν μικρότερη αναλογία ψαμμίτηαργίλου από τις αποθέσεις πεδίου λεκάνης. Οι τουρβιδίτες των αποθέσεων πεδίου λεκάνης δεν είναι τυπικά οργανωμένες σε μέγα- ακολουθίες με προς τα πάνω αύξηση ή του κοκκομετρικού μεγέθους (Mutti and Ricci Lucchi, 1972, 1975; Ricci Lucchi, 1975). Οι τουρβιδίτες που αποτέθηκαν στο πεδίο λεκάνης μπορεί να περιέχουν παχιά και λεπτά στρώματα με ποικίλη σύσταση. Τα στρώματα αυτά μπορεί να προέρχονται από κάποιο από τα περιθώρια της λεκάνης. Οι τουρβιδίτες του πεδίου λεκάνης μπορεί να οργανώνονται σε μεγάλης κλίμακας κατακόρυφους κύκλους που μπορεί να είναι της τάξης των εκατοντάδων ή ακόμη και χιλιάδων μέτρων σε πάχος. Αυτοί οι κύκλοι μπορεί να αντανακλούν τεκτονική ανάδυση των περιοχών τροφοδοσίας, ευστατικές αλλαγές του επιπέδου της θάλασσας, κλιματικές αλλαγές, προελάσεις ή οπισθοχωρήσεις παγετώνων και άλλες μεγάλης κλίμακας αλλαγές. Οι κύκλοι αυτοί μπορεί να παρουσιάζουν προς τα πάνω αύξηση ή μείωση του πάχους και του κοκκομετρικού μεγέθους ή να εμφανίζονται χωρίς την ανάλογη τάση ΙΖΗΜΑΤΟΓΕΝΕΙΣ ΦΑΣΕΙΣ/ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΑ ΙΖΗΜΑΤΟΓΕΝΕΣΗΣ ΣΤΗΝ ΛΗΜΝΟ Στην περιοχή μελέτης αναγνωρίστηκαν και ερμηνεύτηκαν λεπτομερώς εφτά (7) διαφορετικές φάσεις ιζηματογένεσης: Αποθέσεις λοβών, αποθέσεις μεταξύ των λοβών, αποθέσεις μεταξύ των ριπιδίων, αποθέσεις καναλιών, αποθέσεις αναχωμάτων, αποθέσεις κατωφέρειας και αποθέσεις υφαλοκρηπίδας (Εικ.2.5).

39 28 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Εικ Γεωλογικός χάρτης της Λήμνου στον οποίο απεικονίζονται οι επιφανειακές εμφανίσεις των υπό μελέτη ιζημάτων (τροποποιημένος από Ι.Γ.Μ.Ε.)

40 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης ΑΠΟΘΕΣΕΙΣ ΛΟΒΩΝ: Περιγραφή: Οι αποθέσεις λοβών παρουσιάζονται στην περιοχή μελέτης με πάχος που ξεπερνά τα 100 μέτρα, καταλαμβάνουν μεγάλες εκτάσεις στα βόρεια και βορειοδυτικά τμήματα του νησιού και χαρακτηρίζονται από εναλλαγές ψαμμιτικών και αργιλικών στρωμάτων. Οι ψαμμίτες, οι οποίοι εμφανίζονται καφέ ή πράσινοι, από πολύ λεπτοστρωματώδεις έως παχυστρωματώδεις, κυμαίνονται από μεσόκοκκοι έως και πολύ λεπτόκοκκοι και παρουσιάζουν συνήθως κανονική διαβάθμιση. Συχνά εμφανίζονται να έχουν παράλληλη και διασταυρούμενη ελασμάτωση ανάλογη με τις υποδιαιρέσεις Τb και Tc της ακολουθίας Bouma αντίστοιχα (Εικ.2.6). Συχνή είναι η παρουσία της αναρριχητικής ή της περιελιγμένης ελασμάτωσης (climbing/convolute lamination). Εικ.2.6: ψαμμιτικό στρώμα το οποίο περιέχει τις υποδιαιρέσεις Tb (παράλληλη ελασμάτωση) και Tc (διασταυρούμενη ελασμάτωση) της ακολουθίας Bouma. Η πλειονότητα τους έχει επίπεδες βάσεις (Εικ.2.7) αν και έχουν παρατηρηθεί ψαμμίτες με απότομη ή διαβρωσιγενή βάση (Εικ.2.8). Δεν παρουσιάζουν συχνά ίχνη διάβρωσης με τις υποκείμενες αργίλους και εμφανίζονται χωρίς αξιοσημείωτη μεταβολή του πάχους τους. Οι άργιλοι είναι καφέ ή πράσινοι και συνήθως στερούνται εσωτερικών

41 30 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης δομών. Παρόλα αυτά, έχουν παρατηρηθεί αργιλικά στρώματα με παρενστρώσεις πηλού, οι οποίες παρουσιάζουν προοδευτική μείωση του πάχους τους προς τα πάνω. Τα ψαμμιτικά στρώματα ταξινομούνται στις ιζηματογενείς φάσεις C2.1, C2.2 και C2.3 ενώ τα αργιλικά στην ιζηματογενή φάση D2.2. Η παρουσία ιχνοαπολιθωμάτων είναι συχνή στις συγκεκριμένες αποθέσεις. Εικ.2.7: Ψαμμιτικό στρώμα με επίπεδη βάση αποτελούμενο από την υποδιαίρεση Τa και ψαμμιτικό στρώμα με φακοειδή γεωμετρία χαρακτηριστική των αποθέσεων λοβών. Εικ.2.8: Ψαμμιτικό στρώμα των αποθέσεων λοβών με χαρακτηριστική διαβρωσιγενής βάση.

42 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 31 Παρουσιάζονται με πολύ καλή πλευρική συνέχεια (Εικ.2.9) ενώ συχνά εμφανίζουν μέσα σε ένα μεγάλης κλίμακας κύκλο ιζηματογένεσης (Εικ. 2.10), μικρής κλίμακας αντίστοιχους κύκλους με σαφή αύξηση του πάχους και του κοκκομετρικού μεγέθους τους προς τα πάνω (Εικ.2.11). Εικ.2.9: Αποθέσεις λοβών με πολύ καλή πλευρική συνέχεια. Εικ.2.10: Μεγάλης κλίμακας κύκλος ιζηματογένεσης με σαφή αύξηση του πάχους και του κοκκομετρικού μεγέθους προς τα πάνω.

43 32 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Εικ.2.11: Μικρής κλίμακας κύκλος ιζηματογένεσης με σαφή αύξηση του πάχους και του κοκκομετρικού μεγέθους προς τα πάνω.

44 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 33 Έτσι, η αναλογία ψαμμίτη/άργιλου αυξάνεται προς τα πάνω και εξελίσσεται από 1/9 σε 9/1 ενώ τα ψαμμιτικά στρώματα προοδευτικά από πολύ λεπτοστρωματώδη σε παχυστρωματώδη με πάχη που κυμαίνονται από 2 εκατοστά έως και 3 μέτρα (Εικ.2.12). Παλαιορευματικοί δείκτες όπως flute και groove marks βρίσκονται σε αφθονία και συμβάλλουν στον καθορισμό του παλαιορευματικού καθεστώτος. Τα μήκη τους κυμαίνονται από 6-10 εκατοστά και εκατοστά αντίστοιχα ενώ το πλάτος των flute marks από 2-4 εκατοστά (Εικ. 2.13). Εικ Στρωματογραφική στήλη των αποθέσεων λοβών.

45 34 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Εικ Παλαιορευματικός δείκτης τύπου groove mark στη βάση ψαμμιτικού στρώματος Ερμηνεία: Η ιζηματολογική μελέτη των συγκεκριμένων αποθέσεων οδηγεί στο συμπέρασμα ότι προέρχονται από χαμηλής έως υψηλής πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα. Η συχνή παρουσία τόσο της αναρριχητικής όσο και της περιελιγμένης ελασμάτωσης υποδηλώνει γρήγορη απόθεση υλικού από αιώρηση. Τέτοια γρήγορη απόθεση σχετίζεται με την αραίωση της ροής κατά την μετάβασή της από περιορισμένες, καναλοειδείς περιοχές με απότομες κλίσεις σε περιοχές με πιο ομαλή τοπογραφία (Hiscott 1981). Η μικρής κλίμακας κύκλοι ιζηματογένεσης με σαφή αύξηση του πάχους και του κοκκομετρικού μεγέθους προς τα πάνω, μέσα σε ένα μεγάλης κλίμακας αντίστοιχο κύκλο επιτρέπουν τον χαρακτηρισμό των συγκεκριμένων ιζημάτων ως αποθέσεις λοβών. Αυτοί η μικρής κλίμακας κύκλοι ιζηματογένεσης θεωρείται ότι αναπαριστάνουν κύκλους αναπλήρωσης οι οποίοι προέρχονται από την προοδευτική εξομάλυνση του ανάγλυφου λόγω της κατακόρυφης ανάπτυξης του λοβού (Mutti and Sonnino, 1981). Η ανάπτυξη του λοβού τόσο κατά την κατακόρυφη όσο και κατά την η οριζόντια διεύθυνση συνέβαλλε στον σχηματισμό του. Ειδικότερα, σε επίπεδο στρώματος ο σχηματισμός του

46 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 35 οφείλεται στην κατακόρυφη ανάπτυξη ενώ όλο το πακέτο του λοβού οφείλει τον σχηματισμό στην οριζόντια ανάπτυξη (Shanmugan and Moiola, 1988) ΑΠΟΘΕΣΕΙΣ ΜΕΤΑΞΥ ΤΩΝ ΛΟΒΩΝ: Περιγραφή: Οι αποθέσεις μεταξύ των λοβών παρουσιάζονται στην περιοχή μελέτης με πάχος που ξεπερνά τα 30 μέτρα, χαρακτηρίζονται από εναλλαγές ψαμμιτικών και αργιλικών στρωμάτων ενώ συχνά παρεμβάλλονται ανάμεσά τους ιζήματα που προέρχονται από υπερβασικής σύστασης πετρώματα πάχους έως 6 μέτρα. Τα ιζήματα αυτά έχουν αποτεθεί παράλληλα στην στρώση των τουρβιδιτικών αποθέσεων και μπορούν να χαρτογραφιθούν κατά μήκος πολλών χιλιομέτρων (Εικ. 2.14). Ο προσδιορισμός της σύστασής τους πραγματοποιήθηκε μέσα από την γεωχημική ανάλυσή τους (κεφάλαιο 8). Εικ Ιζήματα υπερβασικής σύστασης που παρεμβάλονται παράλληλα στην στρώση των τουρβιδιτικών αποθέσεων. Οι ψαμμίτες, εμφανίζονται καφέ ή πράσινοι, από πολύ λεπτοστρωματώδεις (3-5εκ.) έως μεσοστρωματώδεις (15-40εκ.), κυμαίνονται από λεπτόκοκκοι έως και πολύ λεπτόκοκκοι και παρουσιάζουν συνήθως κανονική διαβάθμιση. Πολύ συχνά

47 36 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης παρουσιάζουν καλά εκφρασμένη παράλληλη και διασταυρούμενη ελασμάτωση ανάλογη με τις υποδιαιρέσεις Τb και Tc της ακολουθίας Bouma αντίστοιχα (Εικ.2.15) ενώ πολλά από τα ψαμμιτικά στρώματα εμφανίζονται με περιελιγμένη ελασμάτωση (convolute lamination) (Εικ.2.16 και 2.17). Εικ.2.15: Ψαμμιτικό στρώμα αποτελούμενο από τις υποδιαιρέσεις Ta, Tb και Tc. Εικ.2.16: Ψαμμιτικό στρώμα με χαρακτηριστική περιελιγμένη ελασμάτωση.

48 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 37 Εικ.2.17: Ψαμμιτικό στρώμα με χαρακτηριστική περιελιγμένη ελασμάτωση. Δεν παρουσιάζουν ίχνη διάβρωσης με τα υποκείμενα αργιλικά στρώματα (Εικ.2.18) αν και έχουν παρατηρηθεί ψαμμίτες με απότομη ή και διαβρωσιγενή βάση και με χαρακτηριστικές επιφάνειες συγχώνευσης (amalgamation surfaces) (Εικ.2.19). Εικ.2.18: Ψαμμιτικό στρώμα με επίπεδη βάση.

49 38 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Εικ.2.19: Ψαμμιτικό στρώμα με χαρακτηριστική επιφάνεια συγχωνευσης (amalgamation surface). Εμφανίζονται χωρίς αξιοσημείωτη μεταβολή του πάχους τους και με πολύ καλή πλευρική συνέχεια (Εικ.2.20). Εικ. 2.20: Αποθέσεις μεταξύ των λοβών με πολύ καλή πλευρική συνέχεια (ακρωτήρι Πλάκα).

50 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 39 Οι άργιλοι είναι καφέ έως πράσινοι και συνήθως στερούνται εσωτερικών δομών. Παρόλα αυτά, έχουν παρατηρηθεί αργιλικά στρώματα με παρενστρώσεις πηλού, οι οποίες παρουσιάζουν προοδευτική μείωση του πάχους τους προς τα πάνω. Οι ψαμμίτες ταξινομούνται στις ιζηματογενείς φάσεις C2.1, C2,2 και C2.3 ενώ οι άργιλοι στην ιζηματογενή φάση D2.2. Οι αποθέσεις χαρακτηρίζονται από κύκλους ιζηματογένεσης που στερούνται καλά εκφρασμένης τάσης στο πάχος των ψαμμιτικών στρωμάτων και η αναλογία ψαμμίτη/άργιλο κυμαίνεται από 2/1 έως 1/3 (Εικ.2.21). Εικ. 2.21: Στρωματογραφική στήλη των αποθέσεων μεταξύ των λοβών.

51 40 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Ερμηνεία: Η ιζηματολογική μελέτη των συγκεκριμένων αποθέσεων οδηγεί στο συμπέρασμα ότι κυρίως προέρχονται από χαμηλής έως μέσης πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα με μικρή ικανότητα διάβρωσης τα οποία μεταφέρουν λεπτόκοκκη άμμο, πηλό και άργιλο ως αιωρούμενο υλικό. Σπάνια, όταν κάποια υψηλής πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα φτάσουν στο σημείο απόθεσης, σχηματίζουν μεσοστρωματώδη ψαμμιτικά στρώματα με διαβρωσιγενείς βάσεις. Η συχνή παρουσία τόσο της αναρριχητικής (climbing) όσο και της περιελιγμένης (convolute) ελασμάτωσης υποδηλώνει γρήγορη απόθεση υλικού από αιώρηση. Τέτοια γρήγορη απόθεση σχετίζεται με την αραίωση της ροής κατά την μετάβασή της από περιορισμένες, καναλοειδείς περιοχές με απότομες κλίσεις σε περιοχές με πιο ομαλή τοπογραφία (Hiscott 1981). Τα ιζήματα αυτά αποτελούν αποθέσεις μεταξύ των λοβών. Αποτελούν τα απομακρυσμένα ισοδύναμα, τόσο παράλληλα όσο και κάθετα στην παλαιορευματική διεύθυνση, των μεσόκοκκων και παχυστρωματωδών ψαμμιτών, που δομούν τους αποθετικούς λοβούς του εξωτερικού ριπιδίου. Έτσι, τα υψηλής πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα που φτάνουν στα τμήματα του εξωτερικού ριπιδίου αποθέτουν αρχικά τα πιο αδρομερή τους υλικά. Πιο μακρυά, το ίδιο ρεύμα αποθέτει τα πιο λεπτόκοκκα μέρη του υλικού που μεταφέρει, τα οποία συσσωρεύονται περιφερειακά των λοβών σαν αποθέσεις μεταξύ των λοβών ΑΠΟΘΕΣΕΙΣ ΜΕΤΑΞΥ ΤΩΝ ΡΙΠΙΔΙΩΝ: Περιγραφή: Οι αποθέσεις μεταξύ των ριπιδίων παρουσιάζονται στην περιοχή μελέτης με πάχος που ξεπερνά τα 30 μέτρα και χαρακτηρίζονται από εναλλαγές ψαμμιτικών και αργιλικών στρωμάτων. Οι ψαμμίτες εμφανίζονται καφέ ή πράσινοι, από πολύ λεπτοστρωματώδεις έως μεσοστρωματώδεις, κυμαίνονται από μεσόκοκκοι έως και πολύ λεπτόκοκκοι και παρουσιάζονται συνήθως με κανονική διαβάθμιση. Η πλειονότητά τους εμφανίζεται με παράλληλη και/ ή διασταυρούμενη ελασμάτωση ανάλογη με τις υποδιαιρέσεις Τb και Tc της ακολουθίας Bouma αντίστοιχα (Εικ.2.22).

52 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 41 Εικ.2.22: Ψαμμιτικό στρώμα το οποίο περιέχει τις υποδιαιρέσεις Ta και Tc. Δεν παρουσιάζουν ίχνη διάβρωσης με τα υποκείμενα αργιλικά στρώματα (Εικ.2.23) αν και έχουν παρατηρηθεί ψαμμίτες με απότομη ή διαβρωσιγενή βάση και με χαρακτηριστικές επιφάνειες συγχώνευσης (Εικ.2.24). Εικ.2.23: Ψαμμιτικό στρώμα με επίπεδη βάση.

53 42 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Εικ.2.24: Ψαμμιτικό στρώμα με χαρακτηριστική επιφάνεια συγχώνευσης. Εμφανίζονται χωρίς αξιοσημείωτη μεταβολή του πάχους τους και με πολύ καλή πλευρική συνέχεια μια και μπορούν να χαρτογραφηθούν σε απόσταση μεγαλύτερη των 100 μέτρων (Εικ.2.25). Εικ.2.25: Αποθέσεις μεταξύ των λοβών με πολύ καλή πλευρική συνέχεια.

54 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 43 Οι άργιλοι είναι καφέ έως πράσινοι και συνήθως στερούνται εσωτερικών δομών. Παρόλα αυτά, έχουν παρατηρηθεί αργιλικά στρώματα με παρενστρώσεις πηλού, οι οποίες παρουσιάζουν προοδευτική μείωση του πάχους τους προς τα πάνω. Τα ψαμμιτικά στρώματα ταξινομούνται στις ιζηματογενείς φάσεις C2.1, C2,2 και C2.3 ενώ τα αργιλικά στην ιζηματογενής φάση D2.2. Η παρουσία των ιχνοαπολιθωμάτων είναι πολύ συχνή στις συγκεκριμένες αποθέσεις. Στην βάση πολλών μεσοστρωματωδών ψαμμιτών αναγνωρίστηκαν είδη ιχνοαπολιθωμάτων όπως: Lorenzinia και Paleodictyon. Οι αποθέσεις χαρακτηρίζονται από την εμφάνιση κύκλων ιζηματογένεσης με σαφή αύξηση του πάχους και του κοκκομετρικού μεγέθους προς τα πάνω. Έτσι, η αναλογία ψαμμίτη/άργιλο εξελίσσεται προοδευτικά προς τα πάνω από 1/9 σε 9/1 και τα ψαμμιτικά στρώματα από πολύ λεπτοστρωματώδη (3-5εκ.) έως μεσοστρωματώδη (15-60εκ.) (Εικ.2.26). Εικ. 2.26: Αποθέσεις μεταξύ των ριπιδίων στις οποίες ο κύκλος ιζηματογένεσης σταματά με την απόθεση μεσο-στρωματωδών ψαμμιτών. Σε αντίθεση με τις αποθέσεις λοβών, η μετάβαση από την ακολουθία βάσης στην οποία κυριαρχεί η άργιλος, στην ακολουθία οροφής στην οποία κυριαρχεί ο ψαμμίτης,

55 44 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης πραγματοποιείται πιο ομαλά ενώ δεν παρατηρείται απόθεση παχυστρωματωδών ψαμμιτών μια και κάθε κύκλος τελειώνει με την απόθεση μεσοστρωματωδών ψαμμιτών (Εικ.2.27). Εικ.2.27: Στρωματογραφική στήλη των Fan Fringe αποθέσεων.

56 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Ερμηνεία: Η ιζηματολογική μελέτη των συγκεκριμένων αποθέσεων οδηγεί στο συμπέρασμα ότι κυρίως προέρχονται από χαμηλής έως υψηλής πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα, τα οποία μεταφέρουν λεπτόκοκκη άμμο, πηλό και άργιλο ως αιωρούμενο υλικό. Η ύπαρξη κύκλων ιζηματογένεσης που χαρακτηρίζονται από σαφή αύξηση του πάχους και του κοκκομετρικού μεγέθους προς τα πάνω και οι οποίοι τελειώνουν με την απόθεση μεσοστρωματωδών ψαμμιτών επιτρέπει των χαρακτηρισμό των συγκεκριμένων ιζημάτων σαν αποθέσεις μεταξύ των ριπιδίων. Οι αποθέσεις αυτές είναι χαρακτηριστικές περιοχών που βρίσκονται πιο μακριά από τις περιοχές απόθεσης των λοβών οι οποίες συσχετίζονται με το προελαύνον τουρβιδιτικό σύστημα αλλά δεν έχουν φτάσει σε αυτές τα υψηλής πυκνότητας ρεύματα τα οποία σχηματίζουν τους χοντρόκοκκους και παχυστρωματώδεις λοβούς του εξωτερικού ριπιδίου. Αποτελούν στην ουσία τα παράλληλα προς την παλαιορευματική διεύθυνση απομακρυσμένα ισοδύναμα των αποθετικών λοβών ΑΠΟΘΕΣΕΙΣ ΚΑΝΑΛΙΩΝ: Οι αποθέσεις καναλιών παρουσιάζονται στην περιοχή μελέτης με πάχος που ξεπερνά τα 100 μέτρα και διαχωρίζονται σε δύο κατηγορίες ανάλογα με την ύπαρξη ή όχι κροκαλοπαγούς βάσης Αποθέσεις καναλιών χωρίς κροκαλοπαγές Περιγραφή: Αποτελούνται από λεπτοστρωματώδεις (3-5εκ.) έως πολύ παχυστρωματώδεις (>3μ), χοντρόκοκκους έως λεπτόκοκκους ψαμμίτες πού εναλλάσσονται με ημιπελαγικά αργιλικά στρώματα. Τα ιζήματα χαρακτηρίζονται από κύκλους ιζηματογένεσης με σαφή μείωση του πάχους και του κοκκομετρικού μεγέθους προς τα πάνω (Εικ.2.28). Η βάση κάθε κύκλου συνίσταται από παχυστρωματώδη ψαμμιτικά στρώματα τα οποία είναι συνήθως αδιαβάθμητα, σχηματίζουν συγχωνευμένα στρώματα το πάχος των οποίων

57 46 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης μπορεί να ξεπεράσει τα 3 μέτρα και τα οποία εναλλάσσονται μονότονα με αργιλικά στρώματα (Εικ.2.29). Εικ.2.28: Στρωματογραφική στήλη των αποθέσεων καναλιών

58 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 47 Εικ.2.29: Αποθέσεις καναλιών με χαρακτηριστική μείωση του κοκκομετρικού μεγέθους προς τα πάνω (ακρωτήρι Φαλακρό). Οι ψαμμίτες, οι οποίοι εμφανίζονται καφέ ή πράσινοι, έχουν πολύ κακή πλευρική συνέχεια και παρουσιάζουν ίχνη διάβρωσης με τα υποκείμενα αργιλικά στρώματα. Έτσι, αποσφηνώνονται πλευρικά πολύ γρήγορα ενώ οι παχυστρωματώδεις ψαμμίτες έχουν απότομες ή διαβρωσιγενείς βάσεις (Εικ.2.30). Εικ. 2.30: Αποθέσεις καναλιών με γρήγορη πλευρική αποσφήνωση.

59 48 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Έχουν παρατηρηθεί ψαμμίτες με κανονική διαβάθμιση, τα ανώτερα τμήματα των οποίων μπορεί να παρουσιάζουν παράλληλη και/ή διασταυρούμενη ελασμάτωση ανάλογη με τις υποδιαιρέσεις Τb και Tc της ακολουθίας Bouma αντίστοιχα (Εικ. 2.31). Εικ. 2.31: Ψαμμιτικό στρώμα με τις υποδιαιρέσεις Ta και Tb της ακολουθίας Bouma. Τα ψαμμιτικά στρώματα ταξινομούνται στις ιζηματογενείς φάσεις C1και C2.1 ενώ τα αργιλικά στην ιζηματογενή φάση D2.3. Προοδευτικά προς τα πάνω, η αναλογία ψαμμίτη/άργιλο εξελίσσεται από 9/1 σε 1/3 ενώ οι ψαμμίτες, οι οποίοι συνήθως εμφανίζονται με κανονική διαβάθμιση από παχυστρωματώδεις σε λεπτοστρωματώδεις. Η παρουσία της παράλληλης και/ή της διασταυρούμενης ελασμάτωσης ανάλογη με τις υποδιαιρέσεις Τb και Tc της ακολουθίας Bouma αντίστοιχα είναι συχνή στους λεπτοστρωματώδεις κυρίως ψαμμίτες των αποθέσεων υπερχείλισης (Εικ. 2.32).

60 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 49 Εικ. 2.32: Ψαμμιτικά στρώμα με τις υποδιαιρέσεις Τa και Tb της ακολουθίας Bouma. Οι αποθέσεις αυτές παρουσιάζονται διαταραγμένες σε σχέση τόσο με τα υποκείμενα όσο και με τα υπερκείμενα στρώματα ενώ εμφανίζουν διαβρωσιγενείς βάσεις με τις υποκείμενες αργίλους (Εικ και 2.34). Εικ. 2.33: Αποθέσεις υπερχείλισης με χαρακτηριστική από ατεκτονική παραμόρφωση (slumped) γεωμετρία.

61 50 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Εικ. 2.34: Αποθέσεις υπερχείλισης με χαρακτηριστική διαβρωσιγενής βάση και γρήγορη πλευρική αποσφήνωση. Οι άργιλοι είναι καφέ έως πράσινοι και συνήθως στερούνται εσωτερικών δομών. Παρόλα αυτά, έχουν αναγνωριστεί αργιλικά στρώματα με παρενστρώσεις πηλού, οι οποίες παρουσιάζουν προοδευτική μείωση του πάχους τους προς τα πάνω. Παλαιορευματικοί δείκτες όπως flute και groove marks βρίσκονται σε αφθονία. Τα μήκη τους κυμαίνονται από 6-10 εκατοστά και εκατοστά αντίστοιχα ενώ το πλάτος των flute marks από 2-4 εκατοστά Ερμηνεία: Η ιζηματολογική μελέτη των συγκεκριμένων αποθέσεων οδηγεί στο συμπέρασμα ότι κυρίως προέρχονται από απόθεση από χαμηλής έως υψηλής πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα τα οποία μεταφέρουν άμμο, πηλό και άργιλο ως αιωρούμενο υλικό. Οι απότομες και/ή διαβρωσιγενείς βάσεις των παχυστρωματωδών ψαμμιτών με τα υποκείμενα αργιλικά στρώματα, η γρήγορη αποσφήνωσή τους και η ύπαρξη κύκλων ιζηματογένεσης με σαφή μείωση του πάχους και του κοκκομετρικού μεγέθους προς τα πάνω επιτρέπει

62 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 51 την κατάταξη των συγκεκριμένων ιζημάτων ως αποθέσεις καναλιών που προέρχονται από τουρβιδιτικά ρεύματα με μεγάλη ικανότητα διάβρωσης όπως τα υψηλής πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα. Οι κανονικά διαβαθμισμένοι ψαμμίτες με την παράλληλη και/ή διασταυρούμενη ελασμάτωση ανάλογη με τις υποδιαιρέσεις Τb και Tc της ακολουθίας Bouma αντίστοιχα προέρχονται από τουρβιδιτικά ρεύματα τα οποία χάνουν προοδευτικά το δυναμικό τους. Οι λεπτοστρωματώδεις, κανονικά διαβαθμισμένοι ψαμμίτες οι οποίοι αποτελούν την οροφή του κάθε κύκλου ιζηματογένεσης ερμηνεύονται ως αποθέσεις αναχωμάτων και προέρχονται από τουρβιδιτικά ρεύματα τα οποία με την σειρά τους προέρχονται από τα γειτονικά κανάλια Αποθέσεις καναλιών με κροκαλοπαγές βάσης Περιγραφή: Αποτελούνται από πολύ λεπτοστρωματώδεις (3-5εκ.) έως και πολύ παχυστρωματώδεις (>3μ.), μεσόκοκκους έως και πολύ χονδρόκοκκους ψαμμίτες οι οποίοι κατά τόπους συσχετίζονται με χαλικώδεις ψαμμίτες και κροκαλοπαγή και εναλλάσσονται με ημιπελαγικούς αργίλους (Εικ και 2.36). Εικ. 2.35: Εναλλαγές κροκαλοπαγών και ψαμμιτών με αργιλικά στρώματα.

63 52 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Εικ. 2.36: Χαρακτηριστικές αποθέσεις καναλιών με σαφής μεόωση του κοκκομετρικού μεγέθους προς τα πάνω. Οι ψαμμίτες εμφανίζονται καφέ ή πράσινοι, έχουν πολύ κακή πλευρική συνέχεια και παρουσιάζουν ίχνη διάβρωσης με τα υποκείμενα αργιλικά στρώματα (Εικ. 2.37, 2.38 και 2.39). Εικ. 2.37: Ψαμμιτικό στρώμα με διαβρωσιγενή βάση

64 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 53 Εικ. 2.38: Αποθέσεις καναλιών εσωτερικού ριπιδίου με γρήγορη πλευρική αποσφήνωση. Εικ. 2.39: Αποθέσεις καναλιών εσωτερικού ριπιδίου με γρήγορη πλευρική αποσφήνωση.

65 54 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Στα πιο λεπτά μέλη είναι πιο συχνή η ύπαρξη των υποδιαιρέσεων Tb και Τc της ακολουθίας Bouma (Εικ. 2.40). Εικ. 2.40: Ψαμμιτικά στρώμα τα τα οποία περιέχουν τις υποδιαιρέσεις Τa και Tc της ακολουθίας Bouma. Τα παχύτερα μέλη τους είναι συνήθως αδιαβάθμητα αν και έχουν παρατηρηθεί ψαμμίτες με κανονική διαβάθμιση, τα ανώτερα τμήματα των οποίων μπορεί να εμφανίζουν παράλληλη και/ή διασταυρούμενη ελασμάτωση (υποδιαιρέσεις Tb και Τc της ακολουθίας Bouma αντίστοιχα). Τα ιζήματα αυτά χαρακτηρίζονται από την παρουσία κύκλων ιζηματογένεσης με σαφή μείωση του πάχους και του κοκκομετρικού μεγέθούς προς τα πάνω (Εικ. 2.41). Πιο συγκεκριμένα, πολύ παχυστρωματώδεις έως παχυστρωματώδεις, πολύ χονδρόκοκκοι έως μεσόκοκκοι ψαμμίτες, οι οποίοι κατά τόπους συσχετίζονται με χαλικώδεις ψαμμίτες και κροκαλοπαγή και οι οποίοι εναλλάσσονται με αργιλικά στρώματα με μια αναλογία ψαμμίτη/άργιλο που κυμαίνεται από 8/1 έως 9/1.

66 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 55 Εικ. 2.41: Στρωματογραφική στήλη των αποθέσεων καναλιών Οι ψαμμίτες αυτοί εξελίσσονται προς τα πάνω σε λεπτοστρωματώδεις, μεσόκοκκους έως λεπτόκοκκους ψαμμίτες που εναλλάσσονται με αργίλους με μια αναλογία ψαμμίτη/άργιλο η οποία κυμαίνεται από 1/3 έως 1/1 (Εικ. 2.42). Τα κροκαλοπαγή κατατάσσονται στις ιζηματογενείς φάσεις Α1.1, Α2.2 και Α2.3, οι χαλικώδεις ψαμμίτες στην Β1.1, οι ψαμμίτες στις φάσεις C2.1, C2.2 και C2.3 και τα αργιλικά στρώματα στην D2.2.

67 56 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Εικ. 2.42: Αποθέσεις καναλιών με σαφή μείωση του πάχους και του κοκκομετρικού μεγέθους προς τα πάνω (περιοχή Παναγιά). Τα κροκαλοπαγή, το πάχος των οποίων μπορεί να ξεπερνά και τα 3 μέτρα είναι σχεδόν πάντα αδιαβάθμητα αν και κατά τόπους είναι εμφανής τόσο κανονική όσο και ανάστροφη διαβάθμιση. Είναι πολύμεικτα και αποτελούνται από ραδιολαριτικές, ασβεστολιθικές, ψαμμιτικές, γνευσιακές, σχιστολιθικές, χαλαζιτικές και ηφαιστειακές κροκάλες και από ψαμμιτικό συνδετικό υλικό. Οι άργιλοι είναι καφέ έως πράσινοι και συνήθως στερούνται εσωτερικών δομών. Σχηματίζουν ασυνεχή στρώματα το πάχος των οποίων μπορεί να ξεπεράσει τα 10 εκατοστά. Συχνές είναι οι περιπτώσεις όπου οι άργιλοι έχουν εξολοκλήρου διαβρωθεί και σχηματίζονται συγχωνευμένα ψαμμιτικά στρώματα το πάχος των οποίων μπορεί να ξεπεράσει τα 3 μέτρα Ερμηνεία: Η ιζηματολογική ανάλυση των αποθέσεων αυτών επιτρέπει τον διαχωρισμό των μηχανισμών που καθόρισαν την απόθεση των διαφορετικών φάσεων ιζηματογένεσης. Έτσι, τα κροκαλοπαγή και οι χαλικώδεις ψαμμίτες αποτέθηκαν από ρεύματα δαπέδου κάτω από υψηλής πυκνότητας ροές, μη συνεκτικές δεβριτικές ροές και ροές κόκκων, οι

68 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 57 αδιαβάθμητοι ψαμμίτες από τουρβιδιτικά ρεύματα με μεγάλη ικανότητα διάβρωσης όπως τα υψηλής πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα και οι κανονικά διαβαθμισμένοι ψαμμίτες με την παράλληλη και/ή διασταυρούμενη ελασμάτωση ανάλογη με τις υποδιαιρέσεις Τb και Tc της ακολουθίας Bouma αντίστοιχα προέρχονται από τουρβιδιτικά ρεύματα τα οποία χάνουν προοδευτικά το δυναμικό τους. Οι απότομες και/ή διαβρωσιγενεις βάσεις των παχυστρωματωδών ψαμμιτών με τα υποκείμενα αργιλικά στρώματα, η γρήγορη αποσφήνωσή τους και η ύπαρξη κύκλων ιζηματογένεσης με σαφής μείωση του πάχους και του κοκκομετρικού μεγέθους προς τα πάνω επιτρέπει την κατάταξη των συγκεκριμένων ιζημάτων ως αποθέσεις καναλιών ανάλογες με τις προηγούμενες. Η ύπαρξη όμως του κροκαλοπαγούς βάσης δηλώνει ένα περιβάλλον απόθεσης πιο κοντά στην πηγή τροφοδοσίας όπου τα κανάλια είναι πιο βαθιά και πιο περιορισμένα, ένα περιβάλλον στο οποίο η επίδραση της διάβρωσης είναι πιο έντονη ΑΠΟΘΕΣΕΙΣ ΑΝΑΧΩΜΑΤΩΝ Περιγραφή: Οι ψαμμίτες των αποθέσεων αυτών παρουσιάζονται καφέ και αποτελούνται σχεδόν αποκλειστικά από διασταυρούμενη λαμίνωση (υποδιαίρεση Tc της ακολουθίας Bouma). Κάποια από τα πιο παχιά στρώματα εμφανίζεται η υποδιαίρεση Ta της ακολουθίας Bouma (Εικ. 2.43). Εικ. 2.43: Στρωματογραφική στήλη των αποθέσεων αναχωμάτων. Οι αποθέσεις αναχωμάτων είναι σπάνιες στην περιοχή μελέτης και περιορίζονται σε θέσεις που συσχετίζονται με τις αποθέσεις καναλιών με κροκαλοπαγές βάσης.

69 58 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Συνίστανται από εναλλαγές πολύ λεπτοστρωματωδών ψαμμιτών (3-5εκ.) με ημιπελαγικές αργίλους. Έχουν χαρακτηριστική φακοειδή γεωμετρία (Εικ. 2.44) και παρουσιάζονται διαταραγμένα σε σχέση τόσο με τα υποκείμενα όσο και με τα υπερκείμενα στρώματα (Εικ. 2.45). Εικ. 2.44: Διαταραγμένοι ψαμμίτες με φακοειδή γεωμετρία. Εικ. 2.45: Αποθέσεις αναχωμάτων με χαρακτηριστική γεωμετρία ολισθήσεως (slump).

70 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Ερμηνεία: Τα ιζηματολογικά και μορφολογικά χαρακτηριστικά των αποθέσεων αυτών επιτρέπουν την ερμηνεία τους ως αποθέσεις αναχωμάτων που οφείλονται σε χαμηλής πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα τα οποία ξεκινούν μέσα από τα γειτονικά των αναχωμάτων κανάλια. Η διατάραξή τους είναι πιθανώς αποτέλεσμα της πτώσης λόγω της συνεχιζόμενης συσσώρευσης υλικού στα αναχώματα ΑΠΟΘΕΣΕΙΣ ΚΑΤΩΦΕΡΕΙΑΣ Περιγραφή: Εμφανίζονται στην περιοχή μελέτης με πάχος που ξεπερνά τα 30 μέτρα. Αποτελούνται από λεπτοστρωματώδεις αργίλους (3-5εκ.) χωρίς άλλες εσωτερικές δομές (Εικ και 2.47). Οι ψαμμίτες είναι σπάνιοι ενώ όταν εμφανίζονται είναι πολύ λεπτοί και λεπτόκοκκοι. Συχνά διακόπτουν αποθέσεις καναλιών ή αναχωμάτων. Εικ. 2.46: Στρωματογραφική στήλη των αποθέσεων κατωφέρειας.

71 60 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Εικ. 2.47: Αποθέσεις κατωφέρειας Ερμηνεία: Οι αργιλικές αποθέσεις κατωφέρειας προέρχονται από την καθίζηση λεπτόκοκκου υλικού το οποίο δεν είναι τουρβιδιτικής προέλευσης. Πρόκειται για υλικό το οποίο προέρχεται από ρεύματα πλημμύρας ή καταιγίδας ΑΠΟΘΕΣΕΙΣ ΥΦΑΛΟΚΡΗΠΙΔΑΣ Περιγραφή: Εμφανίζονται με πάχος που ξεπερνά τα 50 μέτρα και χαρακτηρίζονται από μια σαφή μείωση του κοκκομετρικού μεγέθους προς τα πάνω (Εικ. 2.48). Έτσι, η βάση των αποθέσεων αυτών συνίσταται σχεδόν αποκλειστικά από ψαμμίτες χρώματος κίτρινου ή

72 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 61 καφέ που σχηματίζουν στρώματα πάχους έως και 3 μέτρα (Εικ. 2.49). Ανάμεσα στους ψαμμίτες παρεμβάλλονται πολύ λεπτά αργιλικά στρώματα. Χαρακτηρίζονται από οριζόντια και/ή από διασταυρούμενη ελασμάτωση ενώ οι άργιλοι περιέχουν συχνά οργανικό υλικό (Εικ. 2.50). Οι περισσότερες από τις βάσεις των ψαμμιτικών στρωμάτων εμφανίζονται να στερούνται ιδιαιτέρων χαρακτηριστικών αν και έχουν αναγνωριστεί δομές πυθμένα όπως flute και groove marks. Προοδευτικά προς τα πάνω η αμμώδης αυτή ακολουθία εξελίσσεται σε μια σχεδόν αποκλειστικά αργιλική η οποία συνίσταται από συμπαγείς και ομογενείς πράσινους ή γκρι αργίλους (Εικ. 2.51). Εικ. 2.48: Στρωματογραφική στήλη των αποθέσεων υφαλοκρηπίδας.

73 62 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Εικ. 2.49: Παχυστρωματώδεις ψαμμίτες των αποθέσεων υφαλοκρηπίδας. Εικ.2.50: Άργιλος με υψηλό ποσοστό οργανικού υλικού.

74 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 63 Εικ. 2.51: Συμπαγής και ομογενής άργιλος Ερμηνεία: Τα ιζηματολογικά χαρακτηριστικά των ψαμμιτικών στρωμάτων που δομούν την βάση των συγκεκριμένων αποθέσεων δείχνουν ότι οι ψαμμίτες προέρχονται τόσο από τουρβιδιτικά ρεύματα όσο και από ρεύματα καταιγίδας στα βαθύτερα τμήματα της υφαλοκρηπίδας, ενώ παρουσιάζουν η σαφής μείωση του κοκκομετρικού μεγέθους προς τα πάνω.

75 64 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 2.4. ΠΛΕΥΡΙΚΗ ΚΑΙ ΚΑΤΑΚΟΡΥΦΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΕΙΣΑΓΩΓΗ Η απόθεση κλαστικών ιζημάτων βαθιάς θάλασσας ελέγχεται από την αλληλεπίδραση παραγόντων όπως η τεκτονική, το κλίμα, ο ρυθμός ιζηματογένεσης, το είδος του παρεχόμενου ιζήματος και οι διακυμάνσεις στην στάθμη της θάλασσας (Stow et al., 1985, Richards and Bowman, 1998) (Εικ. 2.52). Πρόσφατα, μοντέλα στρωματογραφικών ακολουθιών (Vial 1987, Van Wagoner et al. 1988) έχουν χρησιμοποιηθεί για την μελέτη της χωρικής κατανομής των διαφόρων φάσεων ιζηματογένεσης ενός τουρβιδιτικού συστήματος (Coleman and Roberts 1988, Bouma et al. 1989, Fleeley et al. 1990, Weimer 1990, Flood et al. 1995). Εικ Διαγραμματικό μπλοκ που απεικονίζει την αλληλεπίδραση παραγόντων όπως είναι: η τεκτονική, το κλίμα, ο ρυθμός ιζηματογένεσης, το είδος του παρεχόμενου ιζήματος και οι διακυμάνσεις στην στάθμη της θάλασσας στην απόθεση των κλαστικών ιζημάτων βαθιάς θάλασσας (Stow et al.,1985, Bouma 1997). Οι επιφανειακές εμφανίσεις των αποθέσεων των υποθαλάσσιων ριπιδίων στην Λήμνο παρέχουν μία σπουδαία ευκαιρία για την κατανόηση την κατακόρυφης και πλευρικής εξέλιξης ενός τουρβιδιτικού συστήματος. Καταλαμβάνουν ένα μεγάλο τμήμα

76 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 65 της ακτογραμμής και μπορούν να χαρτογραφηθούν κατά μήκος αρκετών χιλιομέτρων δίνοντας μια σαφή εικόνα της στρωματογραφίας της περιοχής. Στόχος του συγκεκριμένου κεφαλαίου αποτελεί η λεπτομερής καταγραφή και απόδοση της χωρικής κατανομής των αποθέσεων του ανώτερου Ηωκαίνου-κατώτερου Ολιγοκαίνου στην περιοχή μελέτης αλλά και η χρήση της στην κατανόηση των παραγόντων που επέδρασαν κατά την διάρκεια της ιζηματογένεσης. Για τον σκοπό αυτό και στο πλαίσιο της παρούσας διδακτορικής διατριβής πραγματοποιήθηκε μια εκτεταμένη μελέτη η οποία περιλάμβανε τον σαφή καθορισμό της πλευρικής και κατακόρυφης εξέλιξης των περιβαλλόντων και υπό-περιβαλλόντων ιζηματογένεσης μέσα από την κατασκευή στρωματογραφικών στηλών και γεωλογικών χαρτών ΠΛΕΥΡΙΚΗ ΚΑΙ ΚΑΤΑΚΟΡΥΦΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΣΤΗΝ ΛΗΜΝΟ Το πάχος των υποθαλάσσιων ριπιδίων και της υφαλοκρηπίδας στην περιοχή μελέτης δεν ξεπερνά τα 350μ. Χαρακτηρίζονται από την ύπαρξη αποθέσεων εξωτερικού και εσωτερικού ριπιδίου αλλά και από αυτή των αποθέσεων κατωφέρειας δείχνοντας σύμφωνα με το μοντέλο των Posamentier and Allen, (1993) περιβάλλον ριπιδίου λεκάνης και κατωφέρειας αντίστοιχα. Μεγάλης κλίμακας αντίκλινα έχουν παρατηρηθεί και στα δύο ριπίδια. Τα συγκεκριμένα ιζήματα χαρακτηρίζονται από την επικράτηση της άμμου έναντι του πηλού σε ποσοστό που φτάνει το 70%. Έτσι, οι αποθέσεις κατωφέρειας καταλαμβάνουν στο νησί μία πολύ μικρή έκταση αναλογικά με τα υπόλοιπα υποπεριβάλλοντα. Την βάση της στρωματογραφικής στήλης της Λήμνου αποτελούν οι τουρβιδίτες του εξωτερικού ριπιδίου πού αποτυπώνονται ως χαρακτηριστικές αποθέσεις λοβών με πάχος που φτάνει τα 150m. Εμφανίζονται να υπόκεινται των καναλιών χωρίς την παρεμβολή στρώματος αργίλου ανάμεσα τους, είναι ηλικίας ανώτερου Ηωκαίνου, πλευρικά εξελίσσονται σε αποθέσεις μεταξύ των λοβών ενώ μεταβαίνουν προς τα εμπρός σε αποθέσεις τόσο μεταξύ των ριπιδίων όσο και μεταξύ των λοβών. Στην συνέχεια, η ιζηματολογική εξέλιξη συνεχίζεται με την απόθεση τουρβιδιτών πιο κοντά στην πηγή τροφοδοσίας που βρίσκονται στρωματογραφικά πάνω από τους αντίστοιχους του εξωτερικού ριπιδίου (Εικ. 2.53). Το σύστημα αυτό των υποθαλάσσιων ριπιδίων υπόκεινται αποθέσεων υφαλοκρηπίδας με πάχος που ξεπερνά τα 50 μέτρα.

77 66 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Εικ Τουρβιδίτες εξωτερικού ριπιδίου που υπόκεινται των αντίστοιχων του εσωτερικού. Οι εμφανίσεις τους στο Ακρωτήρι Φαλακρό έδειξαν ότι πρόκειται για αποθέσεις καναλιών τόσο διαβρωσιγενούς όσο και αποθετικού χαρακτήρα. Βρίσκονται σε περιοχές που αποτελούν τμήμα ή είναι κοντά σε αυτές των εσωτερικών τμημάτων ενός τουρβιδιτικού συστήματος (Εικ και 2.55). Εικ Κανάλια με διαβρωσιγενή χαρακτήρα τα οποία υπέρκεινται αποθέσεων εξωτερικού ριπιδίου.

78 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 67 Εικ Κανάλια με διαβρωσιγενή χαρακτήρα τα οποία υπέρκεινται αποθέσεων εξωτερικού ριπιδίου. Θέσεις στα βόρεια τμήματα του νησιού (Όρμος Τηγάνι) έδειξαν ότι τα ιζήματα αυτά υπόκεινται αποθέσεων βαθιών, διαβρωσιγενών καναλιών αλλά και αποθέσεων αναχωμάτων, όλες χαρακτηριστικές των εσωτερικών τμημάτων του υποθαλάσσιου ριπιδίου αποδεικνύοντας έτσι την ακόμα μεγαλύτερη εγγύτητα της θέσης στης πηγή τροφοδοσίας (Εικ. 2.56, 2.57 και 2.58). Εικ Αποθέσεις καναλιών εσωτερικού ριπιδίου που υπόκεινται αντίστοιχων αποθέσεων πιο κοντινών στην πηγή τροφοδοσίας.

79 68 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Εικ Αποθέσεις καναλιών εσωτερικού ριπιδίου που υπόκεινται αντίστοιχων αποθέσεων πιο κοντινών στην πηγή τροφοδοσίας. Εικ Στρωματογραφική στήλη αποθέσεων καναλιών εσωτερικού ριπιδίου που υπόκεινται αντίστοιχων αποθέσεων πιο κοντινών στην πηγή τροφοδοσίας.

80 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 69 Στο Ολιγόκαινο η Λήμνος αποτελούσε το σημείο απόθεσης αργιλικών ιζημάτων της κατωφέρειας που κόβουν τα αντίστοιχα των καναλιών και των αναχωμάτων του εσωτερικού ριπιδίου (Εικ και 2.60). Εικ Αποθέσεις κατωφέρειας σε επαφή: α. με τις αντίστοιχες των καναλιών του εσωτερικού ριπιδίου (περιοχή Κασπακας).. Εικ Αποθέσεις κατωφέρειας σε επαφή με τις αντίστοιχες των αναχωμάτων (περιοχή Κασπακας)..

81 70 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Η διεξοδική μελέτη υπαίθρου και η κατασκευή λιθοφασικών στηλών τόσο αξονικά όσο και κάθετα προς στον παλαιορευματικό άξονα αποτέλεσε το μέσο για την κατανόηση, περιγραφή και αποτύπωση της επιφανειακής εμφάνιση και χωρικής εξέλιξης των ιζηματογενών πετρωμάτων (Εικ. 2.5). Ο προσδιορισμός του παλαιορευματικού άξονα πραγματοποιήθηκε από δομές πυθμένα, έχει ΒΑ κατεύθυνση και παρουσιάζεται εκτενώς σε επόμενο κεφάλαιο. Η κατασκευή των λιθοφασικών στηλών έδειξε ότι τα περιφερειακά τμήματα του νησιού παρουσιάζονται να δομούνται κυρίως από ιζήματα εξωτερικού ριπιδίου. Έτσι, μεγάλες περιοχές στα νοτιοδυτικά και στα βορειοανατολικά του νησιού αποτελούνται από αποθέσεις μεταξύ των ριπιδίων και από τα προς τα κατάντι και πλευρικά ισοδύναμα τους τις αποθέσεις μεταξύ των λοβών. Τέτοιου είδους εξέλιξη είναι χαρακτηριστική στην περιοχή γύρω από το χωριό Σκανδάλη, στα νοτιοανατολικά του νησιού (Τομή ΑΆ.). Οι αποθέσεις των καναλιών και των αναχωμάτων περιορίζονται κυρίως στα κεντρικά τμήματα του νησιού καλύπτοντας μια μεγάλη έκταση από τον βορρά έως το νότο. Πιο συγκεκριμένα, στην στρωματογραφική τομή Β Β, που είναι κατασκευασμένη σχεδόν κάθετα στον παλαιορευματικό άξονα, αποτυπώνεται ξεκάθαρα αυτός ο περιορισμός των επιφανειακών εμφανίσεων στα Βόρεια τμήματα του νησιού και συγκεκριμένα στην περιοχή από την θέση 3 έως την θέση 7. Οι λοβοί καταλαμβάνουν αρκετά σημαντικές εκτάσεις στο νησί κυρίως στα βόρεια και βορειοδυτικά τμήματά του. Αξονικά εξελίσσονται σε αποθέσεις μεταξύ των ριπιδίων ενώ τα πλευρικά τους ισοδύναμα, οι αποθέσεις μεταξύ των λοβών εμφανίζονται να υπόκεινται αποθέσεων καναλιών. Χαρακτηριστική είναι η συγκεκριμένη μετάβαση στην περιοχή της Ηφαιστείας, στα βορειοανατολικά τμήματα του νησιού, στον όρμο Τηγάνι αλλά και στην περιοχή από το ακρωτήρι Τρυγιές έως και το ακρωτήρι Μπουρνιάς (Τομές Γ Γ, Δ Δκαι Η Η). Το μεγαλύτερο τμήμα της στρωματογραφικής στήλης της περιοχής μελέτης, κατα την διάρκεια του ανώτερου Ηωκαίνου-κατώτερου Ολιγοκαίνου, αποκαλύπτεται στα Νοτιοανατολικά τμήματα του νησιού και απεικονίζεται στην τομή ΕΕ ενώ η προοδευτική μετάβαση του περιβάλοντος απόθεσης της περιοχής μελέτης από εξωτερικό ριπίδιο σε εσωτερικό αποκαλύπτεται στην περιοχή Κότσινας απεικονίζεται στην τομή ΖΖ.

82 Τομή ΑΑ κατασκευασμένη κάθετα στον παλαιορευματικό άξονα. Είναι σαφής η πλευρική εξέλιξη των αποθέσεων του εξωτερικού ριπιδίου. ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 71

83 72 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Τομή ΒΒ κατασκευασμένη κάθετα στον παλαιορευματικό άξονα. Αποθέσεις καναλιών πάνω από αντίστοιχες μεταξύ των λοβών και πλευρική εξέλιξη των αποθέσεων του εξωτερικού ριπιδίου.

84 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 73 Τομή Γ Γ κατασκευασμένη κάθετα στον παλαιορευματικό άξονα. Πλευρική εξέλιξη των λοβών και αποθέσεις καναλιών που υπέρκεινται των αντίστοιχών μεταξύ των λοβών.

85 74 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Τομή Δ Δ κατασκευασμένη κάθετα στον παλαιορευματικό άξονα. Σαφής προοδευτική μετάβαση από περιβάλλον εξωτερικού ριπιδίου σε εσωτερικού.

86 Τομή ΕΕ κατασκευασμένη παρ/λα στον παλαιορευματικό άξονα. Σαφής προοδευτική μετάβαση από περιβάλλον εξωτερικού ριπιδίου σε υφαλοκρηπίδα. ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 75

87 76 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Τομή Ζ Ζ κατασκευασμένη κάθετα στον παλαιορευματικό άξονα. Σαφής προοδευτική μετάβαση από περιβάλλον εξωτερικού ριπιδίου σε εσωτερικού.

88 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 77 Τομή ΗΗ κατασκευασμένη κάθετα στον παλαιορευματικό άξονα.. αποθέσεις καναλιών πάνω από αντίστοιχες μεταξύ των λοβών και πλευρική εξέλιξη των αποθέσεων του εξωτερικού ριπιδίου.

89 78 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 2.5. ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ Η μελέτη των επιφανειακών εμφανίσεων της περιοχής μελέτης αναφέρεται στα ιζήματα που συνίστανται από αποθέσεις τουρβιδιτών και από αποθέσεις υφαλοκρηπίδας. Τα συμπεράσματα στα οποία και καταλήγουμε προέρχονται τόσο από τον συνδυασμό ιζηματολογικών στοιχείων όσο και από την επεξεργασία δεδομένων γεωχρονολογησης και παλαιορευματικών διευθύνσεων τα οποία αναφέρονται στα επόμενα κεφάλαια. Οι ιζηματογενείς φάσεις που αναγνωρίστηκαν στην ύπαιθρο αποτέλεσαν τον οδηγό για την εύρεση και την περιγραφή των διαφόρων τύπων ροών που έλεγχαν την διαδικασία απόθεσης τόσο των υποθαλασσίων ριπιδίων όσο και των αποθέσεων υφαλοκρηπίδας. Τα συγκεκριμένα ιζήματα συνίστανται από κροκαλοπαγή, πολύ-λεπτοστρωματώδεις έως πολύ-παχυστρωματώδεις ψαμμίτες και αργίλους. Τα μοντέλα των Walker 1965 and 1967, Hubert 1967, Nardin et al., 1979, Lowe 1982, Piper et al., 1985, Postma 1986, Shanmugan 2000, Stow and Johansson 2000 αποδίδουν την γένεσή τους σε μηχανισμούς όπως: ροές κόκκων, δεβριτικές ροές, και χαμηλής, μέσης και υψηλής πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα. Οι μηχανισμοί αυτοί είναι ικανοί να αποθέσουν ιζήματα με την μορφή υποθαλάσσιων ριπιδίων. Η υφαλοκρηπίδα, συμφωνα με τα μοντέλα των Hamblin and Walker (1979) δομείται από αποθέσεις ρευμάτων καταιγίδας. Η λεπτομερής ιζηματολογική μελέτη των αποθέσεων υποθαλάσσιου ριπιδίου παρείχε τις απαραίτητες πληροφορίες που οδήγησαν στην ασφαλή ταξινόμηση κατά Mattern, 2005 του τουρβιδιτικού συστήματος και αποτέλεσαν σημαντικό εργαλείο για την περαιτέρω έρευνα στην κατεύθυνση της πιθανής ύπαρξης πεδίων υδρογονανθράκων στον ευρύτερο χώρο του ΒΑ/κου Αιγαίου. Οι διάφορες στρωματογραφικές ενότητες του συστήματος των υποθαλάσσιων ριπιδίων που αποτέθηκαν στην περιοχή μελέτης κατά την διάρκεια του κατώτερου Ηωκαίνου-ανώτερου Ολιγόκαινου (NP 18-NP 21b) είναι χαρακτηριστικές, σύμφωνα με το μοντέλο των Vail, 1987 και Posamentier et al., 1988 και 1991, των ενοτήτων που αποτίθενται κατά την διάρκεια μίας γενικής πτώσης της θάλασσας και της επακόλουθης επικράτησης χαμηλών ευστατικών συνθηκών και αναπαριστάνουν το λεγόμενο «σύστημα χαμηλών ευστατικών συνθηκών» (Εικ. 2.61). Το σύστημα αυτό περιλαμβάνει το πιο απομακρυσμένο και κατώτερο στρωματογραφικά «ριπίδιο πεδίου λεκάνης» (basin-floor fan) το οποίο είναι ισοδύναμο με το «ριπίδιο χαμηλών ευστατικών

90 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 79 συνθηκών» και το λιγότερο απομακρυσμένο και πιο ρηχά τοποθετημένο σύστημα καναλιών και αναχωμάτων, αναφερόμενο σαν «πρίσμα χαμηλών ευστατικών συνθηκών» ή «ριπίδιο κατωφέρειας» (slope fan). Το πρώτο ριπίδιο αποτίθεται κατά την διάρκεια της πτώσης της θάλασσας ενώ το δεύτερο κατά την διάρκεια της ακόλουθης αργής ανόδου της στάθμης της θάλασσας (Posamentier et al., 1988, 1991). Το «πρίσμα των χαμηλών ευστατικών συνθηκών» περιέχει σύγχρονα αποθετικά συστήματα υφαλοκρηπίδας με την μορφή αποθέσεων πλήρωσης διανοιχθέντων κοιλάδων (Posamentier and Vial, 1988). Εικ Σύστημα χαμηλών ευστατικών συνθηκών (από Posamentier et al. 1991) Στην Λήμνο, τα υπό μελέτη τουρβιδιτικά ιζήματα αποτελούνται από: αποθέσεις καναλιών, αποθέσεις αναχωμάτων, αποθέσεις λοβών, μεταξύ των λοβών και μεταξύ των ριπιδίων. Οι αποθέσεις εσωτερικού ριπιδίου (αποθέσεις καναλιών και αναχωμάτων) αντιστοιχούν στο «πρίσμα χαμηλών ευστατικών συνθηκών» και παρουσιάζονται στρωματογραφικά πάνω από τις αντίστοιχες του εξωτερικού ριπιδίου (αποθέσεις λοβών, μεταξύ των λοβών και μεταξύ των ριπιδίων) ή «ριπίδιο χαμηλών ευστατικών συνθηκών» (Εικ. 2.62) υποδηλώνοντας έναν προελαύνωντα χαρακτήρα κατά την διάρκεια εξέλιξης του συστήματος (Maravelis et. al., 2007). Η μετάβαση αυτή πραγματοποιείται χωρίς την παρεμβολή στρώματος αργίλου, χαρακτηριστική των συστημάτων με κανάλια προσκολλημένα στους λοβούς που έχουν περιγραφεί από τους Mutti and Ricci Lucci, (1975). Το συνολικό πάχος των τουρβιδιτών δεν ξεπερνά τα m και σε συνδυασμό με τα 4,5 εκατομμύρια χρόνια διάρκειας ιζηματογένεσης, δείχνει ένα πολύ χαμηλό μέσο ρυθμό ιζηματογένεσης (0,06 χιλ./χρ.).

91 80 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Εικ Σαφή μετάβαση από αποθέσεις εξωτερικού ριπιδίου σε αντίστοιχες του εσωτερικού χωρίς παρεμβολή στρώματος αργίλου σημαντικού πάχους. Το «ριπίδιο πεδίου λεκάνης» θεωρείται ότι αποτελεί ένα αμμώδη σύστημα που σχηματίζεται εξαιτίας της αυξημένης ικανότητας των ρευμάτων και των μεγαλύτερων κλίσεων κατά την διάρκεια των αρχικού σταδίου της πτώσης της στάθμης της θάλασσας (Van Wagoner et al., 1990). Κατά την περίοδο αυτή η περιοχή της υφαλοκρηπίδας παρακάμπτεται και το κύριο σημείο απόθεσης της χοντρόκοκκης άμμου μεταφέρεται στην λεκάνη ιζηματογένεσης (Posamentier and Vial, 1988; Van Wagoner et al., 1990). Έπειτα από αυτό το αρχικό στάδιο εξέλιξης, η στάθμη της θάλασσας στην Λήμνο σταθεροποιείται και αργότερα αρχίζει αργά να ανεβαίνει γεγονός που αποτυπώνεται με

92 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 81 την απόθεση του «ριπιδίου κατωφέρειας». Κατά την περίοδο αυτή, σε μια λεκάνη ιζηματογένεσης, η προοδευτική μείωση των κλίσεων η οποία είναι συνδεδεμένη με την αυξημένη απόθεση στην περιοχή της υφαλοκρηπίδας οδηγεί στην μείωση του όγκου των ιζημάτων που καταλήγουν στην λεκάνη (Van Wagoner et al., 1990). Το «ριπίδιο πεδίου λεκάνης» και το «ριπίδιο κατωφέρειας» έχουν ερμηνευτεί ως τμήματα ενός πλούσιου σε άμμο υποθαλάσσιου ριπιδίου από την βάση της κατωφέρειας ως το πεδίο λεκάνης (Maravelis et. al., 2007). Η προοδευτική εξέλιξη της περιοχής μελέτης απεικονείζεται λεπτομερώς στην εικόνα Η λεπτομερής χαρτογράφιση των διαφόρων φάσεων του πλούσιου σε άμμου συστήματος ριπιδίων αποκαλύπτει τις αποθέσεις των πιο απομακρυσμένων τμημάτων του στα περιθώρια του νησιού. Αποτελείται από ένα εσωτερικό και ένα εξωτερικό ριπιδίο, έχει πάχος m περίπου και το μεγαλύτερο μέρος του πάχους αυτού ανήκει στο εξωτερικό ριπίδιο. Ο σχηματισμός του συστήματος ριπίδιο πεδίου λεκάνης/ριπίδιο κατωφέρειας οφείλεται στην ταυτόχρονη αλληλεπίδραση της, τόσο προς τα πάνω, όσο και της προς τα έξω, εξέλιξης κατά την διάρκεια της ιζηματογένεσης (Maravelis et. al., 2007). Έτσι, χαρακτηρίζεται από αποθέσεις με σαφή κατακόρυφη τάση του πάχους και του κοκκομετρικού μεγέθους είτε να αυξάνονται είτε να μειώνονται προς τα πάνω (κανάλια, λοβοί), από αποθέσεις χωρίς την αντίστοιχη τάση (αποθέσεις αναχωμάτων, μεταξύ των καναλιών και μεταξύ των λοβών) αλλά και από την επικάλυψη του εξωτερικού ριπιδίου από το εσωτερικό. Η αλληλεπίδραση της, τόσο προς τα πάνω, όσο και της προς τα έξω, εξέλιξης κατά την διάρκεια της ιζηματογένεσης υποδηλώνεται και από το γεγονός ότι οι αποθέσεις λοβών συχνά εμφανίζουν μικρής κλίμακας κύκλους ιζηματογένεσης με σαφή αύξηση του πάχους και του κοκκομετρικού μεγέθους τους προς τα πάνω μέσα σε ένα μεγάλης κλμίακας αντίστοιχο κύκλο (Maravelis et. al., 2007).

93 82 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης Εικ Διαγραμματικά μοντέλα στα οποία απεικονίζεται η προοδευτική εξέλιξη της περιοχής μελέτης (από Posamentier and Allen, 1993).

94 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 83 Αυτοί οι μικρής κλίμακας κύκλοι ιζηματογένεσης θεωρείται ότι αναπαραστούν «κύκλους αναπλήρωσης» (compensation cycles) που προέρχονται από την προοδευτική εξομάλυνση του ανάγλυφου λόγω της κατακόρυφης ανάπτυξης του λοβού (Mutti and Sonnino, 1981). Οι κύκλοι σχηματίζονται εξαιτίας επαναλαμβανόμενων μεταλαγών των αποθετικών αξόνων, καθώς προσφάτως σχηματισθέντα αποθετικά στρώματα, παράγουν γειτονικά βαθυμετρικά χαμηλά μέσα στα οποία αποτείθονται διαδοχικά στρώματα. Σε επίπεδο λοιπόν στρώματος, ο σχηματισμός του κύκλου οφείλεται στην κατακόρυφη ανάπτυξη ενώ όλο το πακέτο του λοβού οφείλει τον σχηματισμό και στην οριζόντια ανάπτυξη (Shanmugan and Moiola, 1988). Η ύπαρξη τους υποδηλώνει ότι παρόλο που τα πλούσια σε άμμο ριπίδια όπως αυτό της Λήμνου είναι χαμηλής ικανότητας (Nilsen, 1984) και δεν ευνοείται την ανάπτυξή τους, το σύστημα τελικά προελαύνει μέσα στην λεκάνη ιζηματογένεσης και παρουσιάζει έναν χαρακτήρα κατακόρυφης ανάπτυξης και δημιουργίας των κύκλων (Maravelis et. al., 2007). Η παρουσία καλά εκφρασμένων καναλοειδών λοβών, o προσκολλημένος στους λοβούς τύπος των καναλιών και το συνολικό πάχος των αποθέσεων που δεν ξεπερνά τα 300 μέτρα επιτρέπουν τον χαρακτηρισμό του συστήματος σαν ένα πλούσιο σε άμμο υποθαλάσσιο ριπίδιο όμοιο με αυτά που έχουν περιγραφεί από τους Shanmugan and Moiola, 1988 και Reading and Richards, Τα υπό μελέτη ιζήματα περιέχουν πάνω από 70% άμμο (Maravelis et al., 2007) και ισοδυναμούν με τα χαμηλής ικανότητας/πλούσια σε άμμο συστήματα που έχουν περιγραφεί από πολλούς ερευνητές (π.χ. Mutti and Johns, 1978; Normark, 1978; Mutti 1979; Link and Nilsen, 1980; Nilsen, 1980; Mutti and Sonnino, 1981; Mutti, 1985; Busby-Spera, 1985) (Πίνακας 2.2) σαν αποτέλεσμα του μικρότερου όγκου υλικού και της έλλειψης πηλού. Έτσι, χαρακτηρίζεται από γρήγορη απόθεση της άμμου και αυτό αποτυπώνεται στην περιοχή μελέτης με την σαφή επικράτηση της έναντι του πηλού. Η γενική προς τα πάνω μετάβαση από αποθέσεις εξωτερικού σε αποθέσεις εσωτερικού ριπιδίου με κατάληξη την επιφανειακή εμφάνιση κροκαλοπαγών δομημένων από τεμάχη γνευσιακών, ραδιολαριτικών, ασβεστολιθικών κ.α. πετρωμάτων πιστοποιούν την προοδευτική μείωση της απόστασης της περιοχής με την πηγή τροφοδοσίας. Τα μεγέθη των τεμαχών αυτών οδηγούν στο συμπέρασμά ότι η είσοδος των ιζημάτων πραγματοποιείται διαμέσου ενός κύριου τροφοδοτικού καναλιού που πιθανά αποτελεί την εξέλιξη ενός υποθαλασσίου φαραγγιού προς τα κάτω και παράλληλα στον

95 84 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης παλαιορευματικό άξονα. Η επικράτηση μιας κύριας παλαιορευματικής διεύθυνσης προς τα ΒΑ (Σχήμα 5.4, κεφάλαιο 5) οδηγεί την αναζήτησή της πηγής τροφοδοσίας στα ΝΔ ενώ η σύσταση των κροκαλοπαγών πιστοποιεί την ανάλογη σύστασή της. Το σύστημα εμφανίζεται σαν ένα πλευρικά απομονωμένο σώμα χωρίς καμία ένδειξη για φυσική επαφή με κάποιο άλλο τουρβιδιτικό σύστημα παρουσιάζοντας μία μείωση του πάχους του προς τα περιθώρια του. ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΜΙΚΡΗΣ ΙΚΑΝΟΤΗΤΑΣ ΣΥΣΤΗΜΑ ΤΗΣ ΛΗΜΝΟΥ ΙΖΗΜΑ Πλούσια σε άμμο Πλούσιο σε άμμο ΠΗΓΗ ΤΡΟΦΟΔΟΣΙΑΣ Περιορισμένη Περιορισμένη ΣΥΣΤΗΜΑ ΠΑΡΟΧΗΣ ΙΖΗΜΑΤΟΣ Υποθαλάσσιο φαράγγι Υποθαλάσσιο φαράγγι ΜΕΓΕΘΟΣ ΡΙΠΙΔΙΟΥ Μικρό Μικρό ΚΛΙΣΗ Μεγάλη Μεσαία ΑΠΟΣΤΑΣΗ ΜΕΤΑΦΟΡΑΣ Μικρή Μικρή ΠΟΣΟΣΤΟ ΛΕΠΤΟΚΟΚΚΩΝ Μικρό Μικρό ΚΑΝΑΛΙΑ Προσκολλημένα στους λοβούς Προσκολλημένα στους λοβούς ΛΟΒΟΙ Μικροί Μικροί ΚΥΚΛΟΙ ΛΟΒΩΝ Σπάνιοι Σπάνιοι ΑΠΟΘΕΣΕΙΣ ΜΕΤΑΞΥ ΤΩΝ ΡΙΠΙΔΙΩΝ Σπάνιες Σπάνιες ΑΠΟΘΕΣΕΙΣ ΠΕΔΙΟΥ ΛΕΚΑΝΗΣ Όχι Όχι Πίνακας 2.2. Χαρακτηριστικά ενός τουρβιδιτικού συστήματος με μικρή ικανότητα μεταφοράς άμμου (Mutti and Johns, 1978; Mutti, 1979; Mutti and Sonnino, 1981) και σύγκρισή τους με τα αντίστοιχα του συστήματος της Λήμνου. Στο γενικώς παχύ (πάνω από 100μ) καναλοειδές τμήμα του συστήματος έχει παρατηρηθεί μόνο ένα κέντρο εισόδου ιζημάτων. Το κέντρο αυτό στην ύπαιθρο είναι ένα κανάλι διανομής το οποίο κατέχει μια θέση περίπου στο κέντρο του συστήματος των ριπιδίων και σε συνδυασμό με την κύρια παλαιορευματική ροή προς τα βοριοανατολικά υποδηλώνει ένα καμπύλο σχήμα για το σύστημα. Οι αποθέσεις του κέντρου εισόδου αποτελούνται από εναλλαγές κροκαλοπαγών με πολύ παχυστρωματώδεις ως πολύ λεπτοστρωματώδεις ψαμμίτες. Το ριπίδιο κατωφέρειας χαρακτηρίζεται από πιο συχνές και βαθιές επιφάνειες συγχώνευσης (amalgamation surfaces) που αποδίδονται στην μεγαλύτερη διαβρωτική ικανότητα των παχύτερων, ταχύτερων και ισχυρά τυρβωδών ροών στα κανάλια διανομής (Mattern, 2002).

96 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης 85 Η στρώση στο ριπίδιο πεδίου λεκάνης είναι σχετικά απλή, παράλληλη και κανονική ενώ οι ιζηματογενείς του φάσεις εμφανίζονται με πολύ καλή πλευρική συνέχεια. Οι κανάλια εσωτερικού ριπιδίου εκθέτουν ένα πολύπλοκο μοτίβο στρώσης με κατακόρυφη και πλευρική τυχαία κατανομή των αυλάκων πλήρωσης και αξονική διάβρωση. Το σύστημα παρουσιάζεται με ένα γενικά δικτυωτό χαρακτήρα στην επιφάνεια του ριπιδίου με τον σχηματισμό τόσο μορφής καλυμμάτων (sheet-like) όσο και λοβοειδών (lobate) σωμάτων άμμου. Ο χαρακτήρας αυτός οφείλεται στο μικρό ποσοστό λεπτόκοκκου υλικού ο οποίος εμποδίζει την ανάπτυξη περιορισμένων και σταθερών καναλιών (Belderson et al., 1984; Nelson and Nilsen, 1984; Busby-Spera, 1985; Kleverlaan, 1989). Η εξέλιξη του συστήματος αποτελεί κλασικό παράδειγμα ενεργής τροφοδοσίας των περιβαλλόντων βαθιών θαλασσών με αδρόκοκκο, κλαστικό υλικό και μπορεί να προσομοιαστεί με ένα προελαύνων δέλτα στην τουρβιδιτική κατωφέρεια και στην προ δελταική περιοχή (Piper et al., 1985). Κατά την διάρκεια του ανώτερου Ηωκαίνου-κατώτερου Ολιγοκαίνου ο πλανήτης χαρακτηρίζεται από την επικράτηση χαμηλών ευστατικών συνθηκών χωρίς σημαντικές αυξομειώσεις στην στάθμη της θάλασσας (Haq et al., 1987). Στην περιοχή μελέτης αποτίθενται ταυτόχρονα ιζήματα καναλιών και αναχωμάτων που υπέρκεινται αντιστοίχων λοβών, μεταξύ των λοβών και μεταξύ των ριπιδίων. Σύμφωνα και στρωματογραφικά πάνω από τους τουρβιδίτες αποτίθενται ιζήματα υφαλοκρηπίδας, ηλικίας κατώτερου Ολιγόκαινου. Η μετάβαση αυτή δείχνει μια γενική πτώση της στάθμης της θάλασσας (Maravelis et al., 2007). Αυτή η τάση μπορεί να ερμηνευθεί είτε ως το αποτέλεσμα πλήρωσης της περιοχής σε ένα γεωτεκτονικό καθεστώς παθητικού περιθωρίου είτε ως το αποτέλεσμα της τεκτονικής σε μια ενεργώς τεκτονικά περιοχή (Shanmugan and Moiola, 1988). Η ύπαρξη μεγάλης κλίμακας αντίκλινα στα υπό μελέτη ιζήματα και η γεωχημική έρευνα που περιγράφεται εκτεβώς σε επόμενο κεφάλαιο και έδειξε ένα ενεργό περιθώρειο ως πιθανό γεωτεκτονικό περιβάλλον υποδηλώνουν ότι η περιοχή μελέτης είναι μια ενεργώς τεκτονικά περιοχή. Η μετάβαση στην περιοχή μελέτης από αποθέσεις εξωτερικού ριπιδίου, σε αποθέσεις καναλιών εσωτερικού ριπιδίου χωρίς κροκαλοπαγές βασης και σε αποθέσεις καναλιών εσωτερικού ριπιδίου με κροκαλοπαγές βασης υποδηλώνει το προοδευτικό στένεμα της περιοχής απόθεσης.

97 86 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Περιβάλλοντα Ιζηματογένεσης

98 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3: Κοκκομετρική Ανάλυση ΚΟΚΚΟΜΕΤΡΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ 3.1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ Από την στιγμή που αναγνωρίστηκε, ότι μεγάλες ποσότητες κλαστικών ιζημάτων μεταφέρονται μέσα στους ωκεανούς από ροές βαρύτητας (Kuenen and Migliorini, 1950), τα ιστολογικά χαρακτηριστικά των αποθέσεων που προέρχονται από τις ροές αυτές θεωρούνται ότι αποτελούν σημαντικούς δείκτες των υδροδυναμικών συνθηκών ροής (Middleton, 1967; Kuenen and Sengupta, 1970; Lowe, 1982; Kranck, 1984; Komar, 1985). Η υφή θεωρείται γενικώς ως μία θεμελιώδης ιδιότητα για κάθε ιζηματογενή συγκέντρωση (Griffiths, 1967). Ωστόσο, πολλοί ερευνητές έχουν εκφράσει αμφιβολίες για την αξία των αποτελεσμάτων εργασιών βασισμένες σε δεδομένα κοκκομετρικού μεγέθους μιας και δεν έχουν καταφέρει να εξάγουν αξιόπιστα συμπεράσματα σε σχέση με τα περιβάλλοντα και τις διαδικασίες απόθεσης (Selley, 1976; Pettijohn et al., 1987). Τα δεδομένα αυτά συχνά απεικονίζουν ένα παραπλανητικό εντυπωσιακό περίβλημα εικόνων το οποίο περιβάλλει ένα κενό γεωλογικής ερμηνείας (Folk and Ward, 1957). Αν και η χρησιμότητα τους στην διευκρίνιση περιβαλλόντων ιζηματογένεσης είναι περιορισμένη, όταν συνδυαστούν με άλλες πληροφορίες μπορούν να φανούν πολύ χρήσιμα στην ανάλυση της τεκτονικής και της ιζηματολογικής ιστορίας μίας ακολουθίας ιζημάτων. Το κοκκομετρικό μέγεθος συνήθως αντικατοπτρίζει το επίπεδο ενέργειας του ρεύματος ενώ η ταξιθέτηση τον τύπο και την διάρκεια της δράσης του (Selley, 1970). Οι παράμετροι αυτοί έχουν σχέση και με άλλους σημαντικούς οικονομικούς παραμέτρους όπως το πορώδες και η διαπερατότητα (Johnson, 1994). Τα ιστολογικά χαρακτηριστικά των πετρωμάτων που είναι δυνατόν να αποτελέσουν ρεζερβουάρ αερίων και υγρών υδρογονανθράκων είναι πολύ σημαντικά στον σχεδιασμό εργασιών όπως η κατασκευή γεωτρήσεων, η παραγωγή των ρεζερβουάρ και ο έλεγχος των υδροδυναμικών συνθηκών (Bjorlykke and Hoeg, 1997). Ο πιο σημαντικός εξωγενής παράγοντας που ελέγχει τις μηχανικές ιδιότητες ενός πετρώματος είναι η πίεση ενώ σημαντικοί ενδογενείς παράγοντες είναι το πορώδες, το μέγεθος κόκκων, το είδος της ορυκτής κόλας και η ορυκτολογία (Plumb et al., 1992;). Η κανονικού μεγέθους διαβάθμιση αποτελεί ένα χαρακτηριστικό γνώρισμα των τουρβιδιτών (Kuenen and Migliorini, 1950; Middleton, 1993) ενώ η ταξιθέτηση είναι φτωχότερη σε σχέση με

99 88 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3: Κοκκομετρική Ανάλυση αυτή που απαντάται στα ιζήματα των ποταμιών ή της ρηχής θάλασσας (Kuenen and Menard, 1952; Hiscott, 1994a). Το κεφάλαιο αποτελεί τμήμα της εργασίας: Maravelis, A. and Zelilidis, A. Geometry, sequence stratigraphy and textural characteristics of shelf and basin floor to slope turbidite systems, Lemnos Island, NE Greece. που υποβλήθηκε για δημοσίευση σε περιοδικό του citation index το ΜΕΘΟΔΟΛΟΓΙΑ Για τον προσδιορισμό του κοκκομετρικού μεγέθους, της μέσης ταχύτητας ροής και της ταξιθέτησης των ψαμμιτών της περιοχής μελέτης, κατασκευάστηκαν λεπτές τομές κάθετα προς στην στρώση και ουσιαστικά τυχαία ως προς την κατεύθυνση ροής. Συνολικά μετρήθηκαν 30 λεπτές τομές για το μέγεθος κόκκων, χρησιμοποιώντας μία τυποποιημένη τεχνική πλέγματος με ένα οπτικό μικροσκόπιο και ένα ψηφιακό σύστημα μέτρησης κόκκου που καταγράφει αυτόματα τα μήκη των κόκκων σε έναν υπολογιστή. Καταγράφηκαν μόνο οι μέγιστες διάμετροι κόκκων. Μετρήθηκαν 300 κόκκοι χαλαζία και αστρίων σε κάθε τομή, αριθμός που παρέχει ικανοποιητική ακρίβεια στην μέθοδο, ακόμη και στους κακώς ταξινομημένους ψαμμίτες (Johnson, 1994). Στους χαλαζιακούς κόκκους ο πραγματικός μεγάλος άξονας υπολογίζεται με τον πολλαπλασιασμό της παραγόμενης από το μικροσκόπιο μέτρηση σε mm επί 1.3 ή προσθέτοντας 0.4 στην περίπτωση που τα δεδομένα είναι στην κλίμακα φ (Johnson, 1994). Η μέτρηση του μεγέθους κόκκων στις λεπτές τομές έχει διάφορους περιορισμούς που πρέπει να εξεταστούν (Johnson, 1994). Καταρχάς, οι μέσοι διάμετροι σε μονάδες φ οι οποίοι προέρχονται από σφαιρικούς κόκκους υποτιμούν τις πραγματικές μέσες τιμές κατά φ (Johnson, 1994). Έπειτα, το λεπτότερο τμήμα της κατανομής επηρεάζεται από την ανάλυση της μετρούμενης τεχνικής. Θεωρείται ότι μια λογική ακρίβεια μπορεί να επιτευχθεί από το μέγεθος κόκκων των 5.5 φ (0.02 χιλ.). Ανάλογο κατώτερο όριο προτάθηκε από τον Johnson, 1994 το οποίο είναι αρκετά χαμηλό ώστε να εξασφαλίσει ότι οι κατανομές δεν έχουν μικρύνει σημαντικά. Τέλος, το χονδρόκοκκο τμήμα των κατανομών, ειδικότερα στους, φτωχά ταξιθετημένους, χονδρόκοκκους ψαμμίτες, είναι υποτιμημένες εξαιτίας των δυσκολιών που υπάρχουν στην απόκτηση λεπτών τομών αντιπροσωπευτικών δειγμάτων με αραιά διεσπαρμένους κόκκους. Επιπλέον μπορεί να αποδειχτεί δύσκολο

100 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3: Κοκκομετρική Ανάλυση 89 να προσδιορίσουμε ποσοτικά το αδρότερο τμήμα της κανονικής διαβάθμισης το οποίο φαίνεται προφανές στην ύπαιθρο. Οι περιγραφικές στατιστικές μετρήσεις που προέκυψαν από τα στοιχεία μετά από τη μετατροπή στην κλίμακα φ. Το μέσο μέγεθος κόκκων που υπολογίζεται στην κλίμακα φ είναι ένα καλύτερο μέτρο της κεντρικής τάσης από τον αριθμητικό μέσο όρο που προέρχεται από δεδομένα σε χιλιοστόμετρα, και αντιστοιχεί στο γεωμετρικό μέσο στη μετρική κλίμακα (Pierce and Graus, 1981). Η ταξινόμηση ιζημάτων υπολογίστηκε χρησιμοποιώντας την φ ταξινόμηση. Η ταξινόμηση αυτή όπως μετριέται στις λεπτές τομές έχει μία ελάχιστη τιμή 0.284φ στην περίπτωση που το ίζημα αποτελείται από σχεδόν ιδανικούς σφαιρικούς κόκκους (Johnson, 1994). Τα σφάλματα στη μέτρηση του μέσου και της τυπικής απόκλισης προσδιοριστήκαν με επίπεδο εμπιστοσύνης 95% βασιζόμενα στα συστηματικά σφάλματα του μέσου και της τυπικής απόκλισης. Το συστηματικό σφάλμα για τον μέσο δίνεται από τον τύπο: = / n Όπου σ είναι η τυπική απόκλιση του πληθυσμού και n ο αριθμός των μετρήσεων. Το συστηματικό σφάλμα της τυπικής απόκλισης είναι: = / ( 2n ) s Το συστηματικό σφάλμα της τυπικής απόκλισης έχει μία κανονική κατανομή μόνο για έναν μεγάλο αριθμό δειγμάτων και παρέχει έναν οδηγό της ακρίβειας της τυπικής απόκλισης (Davies and Goldsmith, 1977). Ο Friedman (1962) προτείνε ότι τυπική απόκλιση της τάξης του 0.5 ή λιγότερο χαρακτηρίζει πολύ καλά διαβαθμισμένους ψαμμίτες, σταθερή απόκλιση από καλά διαβαθμισμένους ψαμμίτες, από μετρίως διαβαθμισμένους ψαμμίτες ενώ γενικώς μόνο οι κακώς διαβαθμισμένοι ψαμμίτες μπορούν να δώσουν σε λεπτές τομές τιμές σταθερής απόκλισης μεγαλύτερες από 1φ. Η πιο ρεαλιστική κατανομή των ψαμμιτών σε σχέση με το μήκος του μέγιστου άξονα είναι όπως προτάθηκε από τον Johnson (1994) η ακόλουθη: < 0.45 φ: πολύ καλά ταξιθετημένο φ: καλά ταξιθετημένο φ: μέτρια ταξιθετημένο φ: κακώς ταξιθετημένο >0.90 φ: πολύ κακώς ταξιθετημένο

101 90 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3: Κοκκομετρική Ανάλυση Ο προσδιορισμός της μέσης ταχύτητας ροής των επιλεγμένων ψαμμιτικών στρωμάτων πραγματοποιήθηκε με την χρήση του τύπου που προτάθηκε από τον Komar, 1985 και η οποία εκφράζεται μαθηματικά από την εξίσωση: Όπου u= w m είναι η ταχύτητα καθίζησης και w m C f C f είναι μια σταθερά με τιμή Η ταχύτητα καθίζησης είναι ένα υδροδυναμικό μέτρο του μεγέθους κόκκου, έχει ευρεία εφαρμογή στις μελέτες μεταφοράς ιζημάτων και υπολογίστηκε σύμφωνα με την μεθοδολογία του Le Roux (2005). Παράγει αρκετά αξιόπιστα αποτελέσματα όχι μόνο για τα ρεύματα του νερού ή του αέρα με μία μόνο κατεύθυνση ροής αλλά και για τα κύματα ταλαντώσεων στα θαλάσσια και λιμναία νερά. Αυτό είναι επειδή εξαρτάται από τις ίδιες σημαντικές μεταβλητές (μέγεθος, πυκνότητα και μορφή) που καθορίζουν τη μεταφορά ιζημάτων (Le Roux, 2005) ΜΕΓΕΘΟΣ ΚΟΚΚΩΝ, ΤΑΞΙΘΕΤΗΣΗ ΚΑΙ ΤΑΧΥΤΗΤΑ ΡΟΗΣ ΣΤΟΥΣ ΤΟΥΡΒΙΔΙΤΕΣ ΚΑΙ ΤΗΝ ΥΦΑΛΟΚΡΗΠΙΔΑ ΤΗΣ ΛΗΜΝΟΥ Η έρευνα για τον προσδιορισμό του κοκκομετρικού μεγέθους, της μέσης ταχύτητας ροής και της ταξιθέτησης των αποθέσεων υποθαλασσίων ριπιδίων και υφαλοκρηπίδας της Λήμνου περιελάβανε την συλλογή, προετοιμασία και μελέτη 30 ψαμμιτικών δειγμάτων κάτω από το πολωτικό μικροσκόπιο. Η επιλογή τους πραγματοποιήθηκε με σκοπό την κάλυψη τόσο ολόκληρης της στρωματογραφικής στήλης της περιοχής μελέτης κατά την διάρκεια του κατώτερου Ηώκαινου-ανώτερου Ολιγόκαινου όσο και την πλευρική εξέλιξη των τουρβιδιτικών φάσεων που αναγνωρίστηκαν στο νησί (Εικ. 3.1). Έτσι, επιλέχθηκαν δείγματα τόσο από τα εξωτερικά και εσωτερικά τμήματα του τουρβιδιτικού συστήματος αλλά και από τις αποθέσεις υφαλοκρηπίδας (Εικ. 3.2). Τα αποτελέσματα της έρευνας παρουσιάζονται στους πίνακες 3.1, 3.2 και 3.3.

102 Eικ Στρωματογραφική τοποθέτηση των επιλεγμένων δειγμάτων ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3: Κοκκομετρική Ανάλυση 91

103 92 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3: Κοκκομετρική Ανάλυση Εικ Γεωλογικός χάρτης της Λήμνου όπου απεικονίζονται οι θέσεις συλλογής των υπό μελέτη δειγμάτων (τροποποιημένος από Ι.Γ.Μ.Ε.).

104 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3: Κοκκομετρική Ανάλυση 93 Αριθμός Δείγματος Μέση ταχύτητα ροής Τυπική απόκλιση Αριθμός Δείγματος Μέση ταχύτητα ροής Τυπική απόκλιση φ φ φ φ φ φ φ φ φ φ φ φ φ φ φ φ φ φ φ φ φ φ φ φ φ Πίνακας 3.1. Τυπική απόκλιση και ταχύτητες ροής των υπό μελέτη δειγμάτων. Αριθμός Δείγματος Ταξιθέτηση Αριθμός Δείγματος Ταξιθέτηση 1 Μέτρια 16 Μέτρια 2 Πολύ Καλή 17 Φτωχή 3 Καλή 18 Καλή 4 Καλή 19 Καλή 5 Μέτρια 20 Καλή 6 Καλή 21 Μέτρια 7 Μέτρια 22 Μέτρια 8 Καλή 23 Καλή 9 Πολύ Καλή 24 Μέτρια 10 Καλή 25 Μέτρια 11 Καλή 26 Μέτρια 12 Μέτρια 27 Πολύ Καλή 13 Μέτρια 28 Μέτρια 14 Μέτρια 29 Καλή 15 Καλή 30 Μέτρια Πίνακας 3.2. Ταξιθέτηση των υπό μελέτη δειγμάτων. Αριθμός Δείγματος Μέση διάμετρος κόκκων Κοκκομετρικό μέγεθος Αριθμός Δείγματος Μέση διάμετρος κόκκων Κοκκομετρικό μέγεθος φ Πολύ λεπτόκοκκο φ Πολύ λεπτόκοκκο φ Πολύ λεπτόκοκκο φ Πολύ λεπτόκοκκο φ Λεπτόκοκκο φ Λεπτόκοκκο φ Πολύ λεπτόκοκκο φ Μεσόκοκκο φ Μεσόκοκκο φ Λεπτόκοκκο φ Πολύ λεπτόκοκκο φ Πολύ λεπτόκοκκο φ Πολύ λεπτόκοκκο φ Πολύ λεπτόκοκκο φ Μεσόκοκκο φ Πολύ λεπτόκοκκο φ Λεπτόκοκκο φ Μεσόκοκκο φ Πολύ λεπτόκοκκο φ Μεσόκοκκο φ Λεπτόκοκκο φ Μεσόκοκκο

105 94 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3: Κοκκομετρική Ανάλυση Αριθμός Δείγματος Μέση διάμετρος κόκκων Κοκκομετρικό μέγεθος Αριθμός Δείγματος Μέση διάμετρος κόκκων Κοκκομετρικό μέγεθος φ Λεπτόκοκκο φ Πολύ λεπτόκοκκο φ Μεσόκοκκο φ Λεπτόκοκκο φ Πολύ λεπτόκοκκο φ Πολύ λεπτόκοκκο φ Πολύ λεπτόκοκκο φ Πολύ λεπτόκοκκο Πίνακας 3.3. Προσδιορισμός κοκκομετρικού μεγέθους των υπό μελέτη δειγμάτων. Από τους πίνακες 5.1 και 5.2 προκύπτει ότι τα υπό μελέτη ψαμμιτικά δείγματα παρουσιάζονται με τυπική απόκλιση από 0.44φ (Δείγμα 27) έως 0.759φ (Δείγμα 17) ενώ οι ταχύτητες ροής κυμαίνονται από 1.2 έως 48 cm/sec δείχνοντας απόθεση από χαμηλής (<25 cm/sec) έως υψηλής (>25 cm/sec) πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα σύμφωνα με το μοντέλο των Nelson and Nilsen (1984). Επιπλέον, οι ψαμμίτες είναι κατά βάση λεπτόκοκκοι και πολύ λεπτόκοκκοι ενώ ένας περιορισμένος αριθμός ψαμμιτών είναι μεσόκοκκοι (δείγματα 5, 8, 13, 19, 24, 25 και 26). Μία κλαστική απόθεση σχηματίζεται από ιζήματα που έχουν μεταφερθεί με διαφόρους τρόπους. Πιο συγκεκριμένα, το λεπτομερέστερο υλικό είναι ικανό να μεταφερθεί ανεξάρτητα από το αδρότερο (Passega, 1964). Γρήγορα ιζηματογενή μέσα μεταφοράς μπορούν πιο καλά να χαρακτηριστούν μέσα από παραμέτρους που δίνουν περισσότερες πληροφορίες για το αδρότερο κλάσμα από ότι για το λεπτότερο. Δύο σημαντικοί παράγοντες για την κατανομή του κοκκομετρικού μεγέθους ενός συγκεκριμένου δείγματος είναι το 1% ποσοστό του αδρότερο κλάσματος και η μέση διάμετρος (Passega, 1957). Το διάγραμμα που προτάθηκε επιτρέπει τον προσδιορισμό της σχέσης μεταξύ της υφής μιας κλαστικής απόθεσης και του περιβάλλοντος απόθεσης. Η κατασκευή του συγκεκριμένου διαγράμματος για τα ιζήματα του ανώτερου Ηωκαίνου-κατώτερου Ολιγοκαίνου της περιοχής μελέτης (Εικ. 3.3.) δείχνει ότι το σύνολο των δειγμάτων έχουν μεταφερθεί κάτω από καθεστώς διαβαθμισμένης αιώρησης και αντιστοιχούν σε μεταφορά από τουρβιδιτικά ρεύματα. Ακόμα και τα δείγματα που αντιστοιχούν σε αποθέσεις υφαλοκρηπίδας δείχνουν και αυτά να έχουν μεταφερθεί από τουρβιδιτικά ρεύματα υποδηλώνοντας ότι πρόκειται για ιζήματα στα απομακρυσμένα τμήματα της υφαλοκρηπίδας (outer shelf).

106 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3: Κοκκομετρική Ανάλυση 95 Εικ C-M διάγραμμα για τα υπό μελέτη δείγματα. NO: κύλιση, OP: κύλιση και αιώρηση, PQ: αιώρηση και κύλιση, QR: διαβαθμισμένο αιώρημα, RS: ομογενές αιώρημα, pelag: πελαγικό αιώρημα ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ Η μελέτη που πραγματοποιήθηκε στην περιοχή μελέτης αφορά στον προσδιορισμό του κοκκομετρικού μεγέθους, της ταξιθέτησης και της μέσης ταχύτητας ροής των αποθέσεων της υφαλοκρηπίδας και των υποθαλάσσιων ριπιδίων βασίστηκε στην συλλογή και μελέτη 30 επιλεγμένων ψαμμιτικών δειγμάτων και οδήγησε στα ακόλουθα συμπεράσματα: Χαρακτηρίζονται από ταξιθέτηση φτωχή έως και πολύ καλή με το μεγαλύτερο ποσοστό των δειγμάτων να αποτελούν καλά και μετρίως ταξιθετημένους ψαμμίτες. Προέρχονται τόσο από χαμηλής όσο και από υψηλής πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα. Τα πιο παχιά στρώματα τόσο από τα εσωτερικά όσο και από τα εξωτερικά τμήματα του συστήματος που αποτελούνται από τις βασικές υποδιαιρέσεις Τa

107 96 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3: Κοκκομετρική Ανάλυση και Tb της ακολουθίας Bouma χαρακτηρίζονται από μεγαλύτερες μέσες ταχύτητες ροής (δείγματα 5, 9, 13, 21, 24, 25, 26). Πρόκειται για πολύ λεπτόκοκκους έως μεσόκοκκους ψαμμίτες.

108 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4: Γεωχρονολόγηση ΓΕΩΧΡΟΝΟΛΟΓΗΣΗ 4.1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ Με τον όρο ασβεστιτικό νανοαπολίθωμα (calcareous nannofossil) ορίζεται συνήθως ως το σύνολο όλων των ασβεστιτικών απολιθωμάτων μικρότερων από 30 μm. Βασίζεται στον όρο «νανοπλαγκτόν» που καθορίστηκε από τον Lohmann (1909) και περιλαμβάνει το σύνολο του πλαγκτόν που περνά μέσω των λεπτότερων διχτυών πλαγκτόν, δηλαδή <63 μm. Όπως αναμένεται, ένα ευρύ φάσμα οργανισμών μπορεί να εμφανιστεί ως ασβεστούχα νανοαπολιθώματα όπως: ασκοειδείς βελόνες (ascidian spicules), ασβεστοσφαίρες (calcispheres), ασβεστούχα δινομαστιγωτά και το νεανικό τρηματοφόρο. Η πιο σημαντική ομάδα ασβεστιτικού νανοπλανκτόντος είναι τα υπολείμματα και πιθανά υπολείμματα των αλγών «απτόφυτα» (haptophyte). Τα ασβεστούχα νανοαπολιθώματα συνήθως εμφανίζονται με μορφή δίσκου και είναι ανάλογα με τα ασβεστιτικά ελάσματα, κοκκόλιθοι (coccoliths), οι οποίοι παράγονται από άλγη διαβίωσης haptophyte και πιο συγκεκριμένα από την υποομάδα που είναι γνωστή ως κοκκολιθοφόρα (coccolithophores). Ωστόσο υπάρχει ένας μεγάλος αριθμός ασβεστιτικών νανοαπολιθωμάτων που εμφανίζονται με ένα ευρύ φάσμα μορφών και σχημάτων και των οποίων οι βιολογική συγγένεια είναι λιγότερο σαφής εξαιτίας της έλλειψης ζωντανών ανάλογων διαβίωσης. Είναι γενικά αποδεκτό ότι τα νανοαπολιθώματα είχαν φυκώδη προέλευση δεδομένου ότι παρουσιάζουν συγκρίσιμες κατανομές με τους κοκκόλιθους και πολλοί επιδεικνύουν μόνο μικρές μορφολογικές διαφοροποιήσεις σε σχέση με το βασικό σχέδιο του κοκκόλιθου. Στα απολιθώματα αυτά δεν περιλαμβάνονται ομάδες που είναι γνωστό ότι δεν έχουν σχηματιστεί από υπολείμματα των "απτοφύτων, π.χ. ασβεστοσφαίρες που παράγονται από τα δινομαστιγωτά. Πρέπει να σημειωθεί ότι ο όρος ναννόλιθος nannolith έχει χρησιμοποιηθεί ποικιλοτρόπως από τους διαφορετικούς ερευνητές ενώ ορισμένοι δεν τον χρησιμοποιούν καθόλου (Bown and Young, 1997). Το κοκκολιθοφόρο είναι θαλάσσιο, μονοκύτταρο, πρωτόζωο φυτοπλαγκτόν, που ανήκει στην συνομοταξία των απτοφύτων και την υποδιαίρεση Prymnesiophyceae. Χαρακτηρίζεται από την κατοχή ενός κυψελοειδούς τοίχου που καλύπτει μία κοκκόσφαιρα (coccosphere) των κοκκόλιθων που συντηρούνται εύκολα ως απολιθώματα, είτε ως πλήρεις κοκκόσφαιρες είτε, ως μία αποσυντεθειμένη

109 98 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4: Γεωχρονολόγηση κατάσταση, ως μεμονωμένοι κοκκόλιθοι. Είναι φαινομενικά άφθονοι στα ιζήματα θαλάσσιου πυθμένα επάνω από το βάθος διάλυσης του ανθρακικού ασβεστίου, και διατηρούν την σύνθεση των υπερκειμένων κοινοτήτων εξαιτίας της επιταχυνόμενης ιζηματογένεσης στους περιττωματικούς σβόλους του ζωοπλαγκτόν. Κατά συνέπεια, τα απτόφυτα άλγη έχουν μια από τις αφθονότερα απολιθωμένες καταγραφές οποιασδήποτε συνομοταξίας και, επιπλέον, οι καταγραφές αυτές είναι συνεχείς από την πρώτη εμφάνισή τους προς το τέλος του Τριαδικού έως και σήμερα. Παρά το μικρό τους μέγεθός, τα νανοαπολιθώματα/νανοπλαγκτόν είναι ορατά τόσο στην γεωλογική καταγραφή, ως ιζήματα με νανοαπολιθώματα, όσο και στους παρόντες ωκεανούς ως «κιμωλία» όπως αποδεικνύεται και από τις δορυφορικές εικόνες των εκτενών κοκκολιθοφόρων ανθίσεων (blooms). Εξαιτίας της μεγάλης τους αφθονίας, της φωτοσύνθεσης και της αποτιτάνωσής τους (calcification), τα απτόφυτα άλγη είναι σημαντικά συστατικά των βιογεωχημικών κύκλων. Η εξέλιξη του νανοπλαγκτόντος οδήγησε στην μετατόπιση του γεωμετρικού τόπου της σφαιρικής αποτιτάνωσης τους από τις ηπειρωτικές υφαλοκρηπίδες προς τις βαθιές θάλασσες με τα συνακόλουθα αποτελέσματα στην συγκέντρωση του CO 2 στους ωκεανούς, στο βάθος διάλυσης του ανθρακικού ασβεστίου αλλά και στους γεωλογικούς ρυθμούς ανακύκλωσης του ασβεστίτη. Εν τούτοις, το πρωταρχικό γεωλογικό ενδιαφέρον για την ομάδα είναι η εφαρμογή τους στην βιοστρωματογραφία. Τα ασβεστιτικά νανοαπολιθώματα είναι εξαιρετικά σημαντικά εργαλεία για την βιοστρωματογραφία γιατί είναι άφθονα, πλαγκτονικά (planktonic), εξελίσσονται γρήγορα ενώ εμφανίζονται σε όλες τις περιοχές του πλανήτη. Επiπλέον, το μικρό μέγεθός τους σημαίνει ότι μπορούν να μελετηθούν από τα μικρά θραύσματα πετρώματος που έχουν ιδιαίτερη σημασία στην εξερεύνηση και την ανάπτυξη υδρογονανθράκων. Η βιοστρωματογραφική τους δυνατότητα αναγνωρίστηκε το 1950 και αρχικά εφαρμόστηκαν στις μελέτες πάνω σε πετρώματα του Καινοζωικού (Bramlette και Riedel, 1954) οδηγώντας έτσι στην τυποποιημένη στρωμάτωση κατά Μartini (1971). Οι στρωματώσεις των νανοαπολιθωμάτων παρέχουν τώρα μια από τις σημαντικές βιοχρονολογικές αναφορές για τον Καινοζωικό. Η νανοπαλαιοντολογία του Μεσοζωικού αναπτύχθηκε με έναν πιο αργό ρυθμό που οφείλεται κυρίως στην περιορισμένη είσοδο υλικού από το πρόγραμμα γεωτρήσεων βαθιών θαλασσών (DSDP) αν και η έρευνα που αφορά το Κρητιδικό έχει ωφεληθεί από έναν μεγάλο αριθμό ευνοϊκών περιοχών. Η εργασία των νανοαπολιθωμάτων του Ιουρασικού έχει περιοριστεί ουσιαστικά στις χερσαίες μελέτες (αν και υπάρχει ένας περιορισμένος

110 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4: Γεωχρονολόγηση 99 αριθμός ωκεάνιων εξαιρέσεων), με την περισσότερη εργασία να έχει λάβει χώρα τα τελευταία 15 χρόνια. Ο όγκος των στοιχείων όσον αφορά την στρωματογραφική κατανομή των νανοαπολιθωμάτων έχει συντεθεί σε έναν αριθμό από standards βιοζώνες οι οποίες καλύπτουν το εύρος των νανοαπολιθωμάτων (ειδικότερα Martini, 1971; Sissingh, 1977; Okada and Bukry, 1980; Bown et al, 1988). Αυτές βασίζονται αρχικά στις εξελικτικές πρώτες και τελευταίες εμφανίσεις των διαφόρων ειδών και συμπληρώνονται από μερικά βασισμένα στην αφθονία γεγονότα. Επιπλέον, αναθεωρήσεις και συνθέσεις για την βιοστρωματογραφία των νανοαπολιθωμάτων δίνονται από τους: Lord (1982), Haq (1983a), Perch-Nielsen (1985 a and b) and Siesser (1993) ΜΕΘΟΔΟΛΟΓΙΑ ΤΕΧΝΙΚΕΣ ΠΡΟΕΤΟΙΜΑΣΙΑΣ Το μικρό μέγεθος των ασβεστιτικών απολιθωμάτων αποτρέπει τη μεμονωμένη εξαγωγή ειδών από τα ιζήματα και αντιμετωπίζονται γενικά στην κηλίδα ιζημάτων ή σκορπίζουν τις αντικειμενοφόρους πλάκες. Η απελευθέρωση των απολιθωμάτων από τα ιζήματα και τα ιζηματογενή πετρώματα είναι μια σχετικά απλή διαδικασία που περιλαμβάνει το μηχανικό κατακερματισμό του πετρώματος, την διασπορά του στο νερό, και την τοποθέτηση του αιωρούμενου υλικού πάνω σε μία αντικειμενοφόρο πλάκα. Λόγω του μικρού τους μεγέθους, οι πιθανότητες της μόλυνσης τους είναι υψηλότερες σε σχέση με τα άλλα είδη απολιθωμάτων. Έτσι, για να αποφευχθεί αυτό, απαιτείται ιδιαίτερη προσοχή προκειμένου να κρατηθεί η παραγωγή σκόνης στην διάρκεια θρυμματισμού του πετρώματος να εξασφαλιστεί ότι όλος ο εξοπλισμός, από τις επιφάνειες των πάγκων έως και τα χέρια που έρχονται σε επαφή με το δείγμα, είναι καθαρά. Όπου είναι δυνατόν, ο καθαρισμός πραγματοποιείται με τη χρήση των μίας χρήσης εργαστηριακών εμπορευμάτων, αλλά, όταν ο εξοπλισμός είναι επαναχρησιμοποιήσιμος, ο καθαρισμός επιτυγχάνεται καλύτερα με την πλύση, την ενυδάτωση στο αραιό υδροχλωρικό οξύ και τελικά με τη λεπτομερής πλύση. Το ίδιο δείγμα θα πρέπει επιπλέον να καθαριστεί απομακρύνοντας όλες τις εξωτερικές επιστρώσεις. Η ασβεστιτική τους φύση τα καθιστά ευαίσθητα σε διαδικασίες που πραγματοποιούνται γρήγορα όπως: η χάραξη και η διάλυση. Αυτό μπορεί να αποφευχθεί είτε με την διατήρηση του χρόνου ενυδάτωσης των δειγμάτων στο

111 100 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4: Γεωχρονολόγηση ελάχιστο, είτε με τη χρησιμοποίηση ουδέτερου απεσταγμένου νερού. Στην Λήμνο εφαρμόστηκε η τεχνική της επάλειψης σε αντικειμενοφόρο πλάκα μικροσκοπίου όπως αυτή περιγράφεται από τους Perch-Nielsen (1985) και Young (1998) και η οποία διέπεται από τα εξής βήματα: 1. Λειαίνουμε όλες τις εξωτερικές επιφάνειες του δείγματος 2. Ξύνουμε μια μικρή μερίδα του ιζήματος επάνω σε ένα γυαλί 3. Προσθέτουμε μια σταγόνα απεσταγμένου νερού και δημιουργείται μία παχιά αιώρηση ιζήματος χρησιμοποιώντας μία επίπεδη οδοντογλυφίδα 4. Επαλείφουμε το αιώρημα, αραιά, κατά μήκος της επιφάνειας του γυαλιού με μια οδοντογλυφίδα και στην συνέχεια το στεγνώνουμε σε ένα φούρνο 5. Κολλάμε μια καλυπτρίδα πάνω στην αντικειμενοφόρο πλάκα χρησιμοποιώντας ένα οπτικό συγκολιτικό υλικό. Η τεχνική αυτή είναι γρήγορη και αποτελεσματική αλλά απαιτεί ένα μεγάλο αριθμό πειραμάτων για να επιτευχθούν αξιόπιστα αποτελέσματα. Περιοχές με κυμαινόμενη πυκνότητα κόκκων μπορούν να παραχθούν με μια κυματοειδή κίνηση της οδοντογλυφίδας. Χονδρότεροι κόκκοι είναι πιθανόν να συρθούν έως την άκρη της φωτογραφικής διαφάνειας και να απορριφθούν. Η επαναλαμβανόμενη ξήρανση και η ανά-αιώρηση μπορούν να βοηθήσουν στον κατακερματισμό του ιζήματος. Η τεχνική αυτή εφαρμόζεται πολύ καλά στις μάργες και τις κιμωλίες που αποσυντίθενται εύκολα, αλλά μπορεί να εφαρμοστεί σε όλα τα ιζήματα εκτός από τα πολύ σκληρά. Οι προετοιμασίες αυτού του είδους είναι κατάλληλες για τις βιοστρωματογραφικές μελέτες αλλά μπορούν να χρησιμοποιηθούν και για την ποσοτική ανάλυση των διαφόρων ειδών των ασβεστιτικών απολιθωμάτων. Αν και η αναλογία μεταξύ των νανοαπολιθωμάτων δεν επηρεάζεται κατά τη διάρκεια της προετοιμασίας υπάρχει κάποιος διαχωρισμός μεγέθους που προκαλείται από τη δράση της οδοντογλυφίδας κατά μήκος της αντικειμενοφόρου πλάκας. Παραλλαγές στο παρασκεύασμα απαιτούνται όταν τα ιζήματα είναι σκληρά ή όταν απαιτείται να ενισχυθεί η φτωχή συγκέντρωση των νανοαπολιθωμάτων με περαιτέρω καθαρισμό του δείγματος έτσι ώστε να υπάρξει προετοιμασία για την παρατήρηση με ηλεκτρονικό μικροσκόπιο ή για να απομακρυνθούν μόρια αργίλου ή άμμου ΠΑΡΑΤΗΡΗΣΗ Για πάνω από 100 χρόνια, το μικροσκόπιο ήταν το μόνο όργανο με το οποίο μπορούσαν να παρατηρηθούν τα ασβεστιτικά νανοαπολιθώματα και εξαιτίας της

112 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4: Γεωχρονολόγηση 101 ευκολίας της προετοιμασίας και της ταχύτητας της παρατήρησης έχει παραμείνει το πιο σημαντικό εργαλείο παρατήρησης στις βιοστρωματογραφικές εφαρμογές. Η εμφάνιση των ηλεκτρονικών μικροσκοπίων στη δεκαετία του '50 παρείχε τις υψηλής ευκρίνειας εικόνες των νανοαπολιθωμάτων για πρώτη φορά, και οδήγησε στην γνώση και ταξινόμηση τους. Ωστόσο, ο συνδυασμός δύο τεχνικών παρατήρησης: της συλλογής δομικών και κρυσταλλογραφικών πληροφοριών στην μικροσκοπία φωτός (LM) και η λεπτομερής καταγραφή της επιφανειακής μορφολογίας στο ηλεκτρονικό μικροσκόπιο σάρωσης (SEM) είναι δυνατόν να οδηγήσει στο μέγιστο ποσό της πληροφόρησης για τα νανοαπολιθώματα. Στις έρευνες που πραγματοποιούνται για την βιομηχανία αλλά και στις μελέτες των ασβεστιτικών νανοαπολιθωμάτων, το LM παραμένει το πιο χρήσιμο όργανο παρατήρησης. Επιτρέπει τον ακριβή προσδιορισμό της κρυσταλλογραφικής συγκρότησης και, με προσαρμογή, αποκαλύπτει πολλά χαρακτηριστικά γνωρίσματα της μορφολογίας που επιτρέπουν τον προσδιορισμό, στο επίπεδο ειδών. Η παρατήρηση αυτή των σημαντικών μορφολογικών χαρακτηριστικών γνωρισμάτων εξαρτάται επίσης λιγότερο από την καλή συντήρηση, σε αντίθεση με τα SEM, όπου η άργιλος και ο δευτερογενής ασβεστίτης μπορούν εντελώς να κρύψουν τα νανοαπολιθώματα. Το μέγεθος του νανοαπολιθώματος είναι κοντά στο όριο ανάλυσης του LM και επομένως είναι απαραίτητη η υψηλής ποιότητας οπτική. Τα μικροσκόπια πετρογραφικής έρευνας παράγουν αποδεκτά αποτελέσματα, αλλά όχι τα μικροσκόπια χαμηλού βαθμού που είναι διαθέσιμα στα εργαστήρια γεωλογίας ΓΕΩΧΡΟΝΟΛΟΓΗΣΗ ΣΤΗΝ ΛΗΜΝΟ Συνολικά 45 δείγματα αργίλου επιλέχθηκαν από την περιοχή μελέτης με σκοπό τον σαφή καθορισμό της ηλικίας των αποθέσεων των υποθαλασσίων ριπιδίων και της υφαλοκρηπίδας (Εικ. 4.1.). Η γεωχρονολογική έρευνα βασίστηκε στην μέθοδο της ανάλυσης ασβεστιτικών νανοαπολιθωμάτων και πραγματοποιήθηκε στα εργαστήρια του τμήματος Γεωλογίας του Πανεπιστημίου της Σόφιας στην Βουλγαρία από την καθηγήτρια κ. Kristalina Stoyokova. Τα αποτελέσματα της έρευνας αποτέλεσαν τμήμα της δημοσιευμένης εργασίας: Maravelis, A., Konstantopoulos, P., Pantopoulos, G. and Zelilidis, A. (2007). North Aegean sedimentary basin evolution during the late Eocene to early Oligocene based on sedimentological studies on Lemnos Island (NE Greece). Geologica Carpathica, 58, σελ

113 102 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4: Γεωχρονολόγηση Εικ Στρωματογραφική στήλη των υπό μελέτη ιζημάτων όπου απεικονίζονται τα επιλεγμένα αργιλικά δείγματα. Η επιλογή τους πραγματοποιήθηκε με αντικειμενικό σκοπό την κάλυψη ολόκληρης της στρωματογραφικής στήλης αλλά και της πλευρικής εξέλιξης των ιζηματογενών φάσεων. Έτσι, τα υπό μελέτη αργιλικά στρώματα προέρχονται τόσο από υποθαλάσσια ριπίδια και αποθέσεις υφαλοκρηπίδας όσο και από τα διάφορα υπόπεριβάλλοντα ενός τουρβιδιτικού συστήματος που εμφανίζονται στην περιοχή μελέτης (Εικ. 4.2.). Τα είδη των νανοαπολιθωμάτων που αναγνωρίστηκαν στα υπό μελέτη ιζήματα παρουσιάζονται στον πίνακα 4.1. ενώ οι υψηλής ανάλυσης, ψηφιακές φωτογραφίες των αναγνωρισθέντων ειδών παρουσιάζονται στις εικ

114 Εικ Γεωλογικός χάρτης της Λήμνου όπου απεικονίζονται οι θέσεις συλλογής των υπό μελέτη δειγμάτων (τροποποιημένος από Ι.Γ.Μ.Ε.). ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4: Γεωχρονολόγηση 103

115 104 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4: Γεωχρονολόγηση ΑΠΟΘΕΣΕΙΣ ΕΞΩΤΕΡΙΚΟΥ ΡΙΠΙΔΙΟΥ Sample ID Age (Martini, 1971) Nannofossil species in the association in situ Late Eocene to Reticulofenestra bisecta, E1 Early Oligocene, Cyclicargolithus floridanus, Coccolithus NP18-21 pelagicus, Zygrhablithus bijugatus. E3? Barren E4? Barren Cyclicargolithus floridanus, Coccolithus pelagicus, Ericsonia subdisticha, E. Late Eocene to E5 Early Oligocene, NP20-21 Late Eocene to E6 Early Oligocene, NP20-21 Late Eocene to E7 Early Oligocene, NP20-21 Late Eocene to E8 Early Oligocene, NP18-21 Late Eocene to D1 Early Oligocene, NP20-21 Late Eocene to D3 Early Oligocene, NP20-21 Late Eocene to D4 Early Oligocene, NP20-21 formosa, Zygrhablithus bijugatus, Reticulofenestra samodurovi, R. oamaruensis, R. bisecta, R. hillae, Sphenolithus predistentus, S. radians, Discoaster deflandrei. Cyclicargolithus floridanus, Coccolithus pelagicus, Coccolithus eopelagicus, Reticulofenestra ovata, R. bisecta, R. hillae, Thoracosphaera spp. indet., Discoaster barbadiensis, Sphenolithus moriformis, Ericsonia formosa. Ericsonia subdisticha, E. formosa, Zygrhablithus bijugatus, Sphenolithus moriformis, S. predistentus, S. celsus, S. radians, Cyclicargolithus floridanus, Coccolithus pelagicus, Reticulofenestra umbilica, R. oamaruensis, R. bisecta, R. hillae, Transversopontis pulcher, T. sigmoidalis, Pontosphaera spp. Reticulofenestra ovata, Cyclicargolithus floridanus, Coccolithus eopelagicus. Reticulofenestra bisecta, R. oamaruensis, Sphenolithus moriformis, Chiasmolithus titus, Coccolithus pelagicus Ericsonia subdisticha, E. formosa, Zygrhablithus bijugatus, Reticulofenestra oamaruensis, R. hillae, Cribrocentrum reticulatum, Coccolithus pelagicus, Sphenolithus moriformis, Zygrhablithus bijugatus Thoracosphaera spp., Ericsonia subdisticha, E. formosa, Cyclicargolithus floridanus, Coccolithus pelagicus, Reticulofenestra scrippsae, R. oamaruensis, R. bisecta, Sphenolithus moriformis Reworked species/ Remarks Siliciclastic sample: relatively poor recovery. Clay particles and clastic Quartz grains only seen. Upper Cretaceous reworking: Bomolithus elegans. Upper Cretaceous reworking: Prediscosphaera cretacea, Micula murus, Watznaueria barnesae, Arkhangelskiella cymbiformis, Eifellithus turriseifelli. Poor recovery. Poor recovery, Paleocene reworking species: Biantholithus sparsus. Upper Cretaceous reworking: Prediscosphaera cretacea, Micula decussata, Watznaueria barnesae. Siliciclastic sample: relatively poor recovery and many Upper Cretaceous reworking: Prediscosphaera cretacea, Cr. ehrenbergii, Cretarhabdus crenulatus, Microrhabdulus decoratus, Watznaueria barnesae.

116 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4: Γεωχρονολόγηση 105 Sample ID Age (Martini, 1971) Nannofossil species in the association in situ Reworked species/ Remarks Discoaster barbadiensis, Ponthosphaera D5 Late Eocene to Early Oligocene, NP20-21 sp., Cyclicargolithus floridanus, Coccolithus pelagicus, C. eopelagicus, Zygrhablithus bijugatus, Reticulofenestra oamaruensis, R. bisecta, R. samodurovi, R. scrippsae, R. umbilica, Helicosphaera compacta, Sphenolithus moriformis, S. obtusus, Campylosphaera dela, Upper Cretaceous reworking: : Micula decussata, Arkhangelskiella cymbiformis, Prediscosphaera cretacea, Cr. ehrenbergii, Eifellithus turriseifelli. Paleocene reworking species: Bomolithus elegans, Prinsius spp. Ericsonia formosa. Coccolithus pelagicus, Cyclicargolithus D7 Late Eocene to Early Oligocene, NP20-21 floridanus, Cribrocentrum reticulatum, Reticulofenestra bisecta, Zygrhablithus bijugatus, Ericsonia subdisticha, E. formosa, Helicosphaera compacta, Upper Cretaceous reworking: Arkhangelskiella cymbiformis, Watznaueria barnesae. Sphenolithus moriformis Chiasmolithus oamaruensis, H18 Late Eocene to Early Oligocene, NP20-21 Reticulofenestra bisecta, R. ovata, R. scrippsae, R. umbilica, R. hillae, Ericsonia subdisticha, E. formosa, Coccolithus pelagicus, C. eopelagicus, Zygrhablithus bijugatus E14? Barren Cyclicargolithus floridanus (acme), H1 Late Eocene to Early Oligocene, NP20-21 Reticulofenestra bisecta, R. ovata, R. hillae, Zygrhablithus bijugatus, Sphenolithus moriformis, S. predistentus, Pontosphaera spp., E. formosa, Upper Cretaceous reworking: Cribrosphaera ehrenbergii Helicosphaera intermedia, H. euphratis Cyclicargolithus floridanus, Coccolithus H7 Late Eocene to Early Oligocene, NP20-21 pelagicus, C. eopelagicus, Ericsonia subdisticha, Sphenolithus moriformis, S. predistentus, Reticulofenestra bisecta, Upper Cretaceous reworking: Quadrum trifidum, Q. gartneri, E. eximius. Zygrhablithus bijugatus Ericsonia subdisticha, E. formosa, Helicosphaera compacta, H. euphratis, Late Eocene to Coccolithus pelagicus, Sphenolithus Upper Cretaceous reworking: H17 Early Oligocene, moriformis, Cyclicargolithus floridanus, Lucianorhabdus cayeuxii, Micula decussata, NP19-21 Reticulofenestra bisecta, R. oamaruensis, Cretarhabdus crenulatus. Zygrhablithus bijugatus, Cribrocentrum reticulatum Late Eocene to Zygrhablithus bijugatus, S. moriformis, Poor recovery, Upper Cretaceous H19 Early Oligocene, Coccolithus pelagicus, E. formosa, reworking: Cretarhabdus crenulatus, W. NP19-21 Cyclicargolithus floridanus barnesae and Arkhangelskiella cymbyformis. H20 Late Eocene to Early Oligocene, NP20-21 Sphenolithus pseudoradians, Sphenolithus moriformis, Reticulofenestra bisecta, R. scrippsae, Coccolithus pelagicus, Zygrhablithus

117 106 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4: Γεωχρονολόγηση Sample ID Age (Martini, 1971) Nannofossil species in the association in situ Reworked species/ Remarks bijugatus, Cyclicargolithus floridanus H21 Late Eocene to Early Oligocene, NP20-21, most likely NP20 Reticulofenestra bisecta, R. umbilica, Cyclicargolithus floridanus, Coccolithus pelagicus, Discoaster barbadiensis, Sphenolithus moriformis, S. furcatholithoides Upper Cretaceous reworking: Micula decussata, Prediscosphaera cretacea, Watznaueria barnesae. Ericsonia subdisticha (extremely H23 Late Eocene to Early Oligocene, NP20-21, most likely NP21b abundant acme!), E. formosa, E. obruta, Braarudosphaera bigelowii, Sphenolithus moriformis, S. predistentus, Cyclicargolithus floridanus, Reticulofenestra bisecta, R. ovata, R. Upper Cretaceous reworking: Reinhardites levis, Microrhabdulus decoratus. oamaruensis, Z. bijugatus Ericsonia subdisticha (abundant acme!), E. formosa, Coccolithus H24 Late Eocene to Early Oligocene, NP20-21 pelagicus, Coccolithus eopelagicus, Discoaster tanii, D. deflandrei, Sphenolithus moriformis, S. predistentus, Cyclicargolithus floridanus, Helicosphaera intermedia, This sample probably reflects mfs (maximum flooding surface) event enormously abundant and diverse nannoplankton association! Reticulofenestra bisecta, R. oamaruensis, R. ovata Reticulofenestra bisecta, R. umbilica, R. H25 Late Eocene to Early Oligocene, NP20-21 hillae, Cyclicargolithus floridanus, Coccolithus pelagicus, C. eopelagicus, Chiasmolithus titus, Ericsonia subdisticha, E. formosa, Sphenolithus moriformis, Zygrhablithus bijugatus Ericsonia subdisticha, Cyclicargolithus Late Eocene to floridanus, Coccolithus pelagicus, C. Upper Cretaceous reworking: Reinhardites H26 Early Oligocene, eopelagicus, Reticulofenestra bisecta, levis, Cyclagelosphaera margerelii, NP20-21 Sphenolithus moriformis, S. radians, Z. Lithraphidites acutus. bijugatus Reticulofenestra bisecta, R. hillae, R. samodurovi, R. umbilica, Sphenolithus Late Eocene to radians, S. spiniger, Cyclicargolithus Upper Cretaceous reworking: Fasciculithus H27 Early Oligocene, floridanus, Coccolithus pelagicus, C. tympaniformis. NP20-21 eopelagicus, Zygrhablithus bijugatus, Ericsonia subdisticha, E. formosa, Helicosphaera intermedia

118 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4: Γεωχρονολόγηση 107 ΑΠΟΘΕΣΕΙΣ ΚΑΝΑΛΙΩΝ ΧΩΡΙΣ ΚΡΟΚΑΛΟΠΑΓΕΣ ΒΑΣΗΣ Sample Age Nannofossil species in the association Reworked species/ Remarks ID (Martini, 1971) in situ H3 Late Eocene to Reticulofenestra bisecta, R. ovata, R. Early Oligocene, umbilica, Cy. floridanus, Coccolithus NP20-21 pelagicus, Coccolithus eopelagicus, E. formosa, Cribrocentrum reticulatum, S. moriformis, Zygrhablithus bijugatus H6 Late Eocene to Ericsonia subdisticha, E. formosa, Paleocene reworking: Cruciplacolithus Early Oligocene, Coccolithus pelagicus, Coccolithus tenuis, Heliolithus kleinpelli. NP20-21 eopelagicus, S. moriformis, Chiasmolithus titus, Cy. floridanus, Discoaster tanii, D. saipanensis, Sphenolithus predistentus, S. moriformis, Reticulofenestra bisecta H13 Late Eocene to Reticulofenestra oamaruensis, Generally poor recovery clay minerals. Early Oligocene, Cyclicargolithus floridanus, Coccolithus NP20-21 pelagicus, Discoaster saipanensis, Sphenolithus moriformis H22 Late Eocene to Ericsonia formosa, Coccolithus Upper Cretaceous: Micula decussata, Cr. Early Oligocene, pelagicus, Cy. floridanus, crenulatus; Paleocene: Cruciplacolithus NP20-21 Reticulofenestra bisecta, R. ovata, R. tenuis, Heliolithus kleinpelli, H. cantabriae, umbilica, R. hillae, Zygrhablithus Prinsius dimorphosus bijugatus, E. formosa, S. moriformis, Lower Eocene: Tribrachiatus orthostylus. D9? Barren sample no nannofossils E10? Barren E12 Late Eocene to Early Oligocene, NP20-21 Cyclicargolithus floridanus, Coccolithus pelagicus, Reticulofenestra bisecta, R. oamaruensis, Sphenolithus radians H10 Late Eocene to Reticulofenestra bisecta, R. oamaruensis, Early Oligocene, Sphenolithus moriformis, Zygrhablithus NP20-21 bijugatus, Cy. floridanus, Coccolithus pelagicus, C. eopelagicus, Ericsonia subdisticha H14? Barren sample no nannofossils H16 Late Eocene to Coccolithus pelagicus, Reticulofenestra Early Oligocene, R. bisecta, Ericsonia subdisticha, E. NP20-21 formosa, Sphenolithus radians, S. moriformis, Zygrhablithus bijugatus, Cy. floridanus Poor recovery.

119 108 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4: Γεωχρονολόγηση ΑΠΟΘΕΣΕΙΣ ΚΑΝΑΛΙΩΝ ΜΕ ΚΡΟΚΑΛΟΠΑΓΕΣ ΒΑΣΗΣ Sample Age Nannofossil species in the association Reworked species/ Remarks ID (Martini, 1971) in situ H2 Late Eocene to Sphenolithus moriformis, S. celsus, Good recovery. Upper Cretaceous Early Oligocene, Ericsonia subdisticha, Reticulofenestra reworking: (Maastrichtian) Micula murus. NP20-21 bisecta, R. oamaruensis, R. hillae, R. ovata, R. umbilica, R. scrippsae, Coccolithus pelagicus, Helicosphaera compacta, Cyclicargolithus floridanus, Zygrhablithus bijugatus. H4 Late Eocene to Discoaster barbadiensis, D. tanii, Good recovery. Upper Cretaceous Early Oligocene, Coccolithus pelagicus, Coccolithus reworking: Prediscosphaera cretacea, NP20-21 eopelagicus, Reticulofenestra bisecta, R. Middle Eocene Coccolithus staurion. oamaruensis, R. ovata, Cyclicargolithus floridanus, Zygrhablithus bijugatus, Sphenolithus moriformis, Helicosphaera compacta, Ericsonia formosa. H9 Late Eocene to Reticulofenestra bisecta, R. umbilica, R. Good recovery. Early Oligocene, ovata, Cyclicargolithus floridanus, Upper Cretaceous reworking: NP20-21 Zygrhablithus bijugatus, Sphenolithus Prediscosphaera cretacea, Eifellithus moriformis, Helicosphaera compacta, H. turriseifellii, Micula decussata, Reinhardites euphratis, H. intermedia, Chiasmolithus levis, Cr. crenulatus, Rhagodiscus angustus; titus, Transversopontis pulcheroides, Lower Eocene: Tribrachiatus orthostylus, Toweius gammation, Pontosphaera spp., Sphenolithus anarrhopus. Cribrocentrum reticulatum, Ericsonia subdisticha, E. formosa. H15 Late Eocene to Reticulofenestra bisecta, R. hillae, R. Very good recovery. Early Oligocene, umbilica, R. oamaruensis, (acme of these NP species), Campylosphaera dela, Cribrocentrum reticulatum, Pontosphaera spp., Clatrolithus spinosus, Cyclicargolithus floridanus, Zygrhablithus bijugatus, Toweius gammation, Discoaster barbadiensis, Discoaster saipanensis, Sphenolithus moriformis, E. formosa. E11 Late Eocene to Cyclicargolithus floridanus, Coccolithus Early Oligocene, eopelagicus, Coccolithus pelagicus, NP20-21 Sphenolithus moriformis, S. celsus, Helicosphaera compacta, R. bisecta.

120 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4: Γεωχρονολόγηση 109 ΑΠΟΘΕΣΕΙΣ ΥΦΑΛΟΚΡΗΠΙΔΑΣ Sample Age Nannofossil species in the association Reworked species/ Remarks ID (Martini, 1971) in situ H5 Latest Eocene to Helicosphaera compacta (acme very Upper Cretaceous reworking: Reinhardites Early Oligocene, abundant!), H. intermedia, Ericsonia levis, P. cretacea, Micula concave, Watznaueria NP20-21 (most subdisticha, E. formosa, barnesae. likely early Braarudosphaera bigelowii, Discoaster Oligocene, tanii, Reticulofenestra bisecta, R. NP21b) scrippsae, R. hillae, Coccolithus eopelagicus, Coccolithus pelagicus, Cribrocentrum reticulatum, Cyclicargolithus floridanus, Zygrhablithus bijugatus. H11 Latest Eocene to Zygrhablithus bijugatus, Sphenolithus Upper Cretaceous reworking: Early Oligocene, moriformis, Sphenolithus radians, Arkhangelskiella cymbiformis, Eifellithus NP20-21 (most Discoaster deflandrei, D. barbadiensis, eximius. likely early Micrantholithus spp., Coccolithus Oligocene, eopelagicus, Coccolithus pelagicus, NP21b) Reticulofenestra bisecta, R. scrippsae, R. hillae, R. umbilica, Cyclicargolithus floridanus, E. formosa. D10 Latest Eocene to Ericsonia formosa (acme- abundant!), E. Rare Upper Cretaceous reworking: R. levis. Early Oligocene, subdisticha, Reticulofenestra bisecta, R. NP20-21 (most oamaruensis, R. hillae, R. umbilica, likely early Cyclicargolithus floridanus, Discoaster Oligocene, barbadiensis, Coccolithus eopelagicus, NP21b) Coccolithus pelagicus, Helicosphaera intermedia, H. euphratis, Cribrocentrum reticulatum, Zygrhablithus bijugatus, Sphenolithus moriformis,. D11 Latest Eocene to Ericsonia formosa, E. subdisticha, Upper Cretaceous reworking: Poor recovery. Early Oligocene, Reticulofenestra bisecta, R. oamaruensis, NP20-21 (most R. hillae, H. euphratis, R. umbilica, R. likely early scrippsae, Coccolithus eopelagicus, Oligocene, Coccolithus pelagicus, Discoaster NP21b) deflandrei, Helicosphaera intermedia, Cribrocentrum reticulatum, Zygrhablithus bijugatus, D12 Latest Eocene to Braarudosphaera bigelowii, Ericsonia Upper Cretaceous reworking: Watznaueria Early Oligocene, formosa, Coccolithus eopelagicus, D. barnesae, Reinhardites levis. NP20-21 (most barbadiensis, E. subdisticha, H. likely early intermedia, Reticulofenestra bisecta, R. Oligocene, hillae, R. umbilica, Cyclicargolithus NP21b) floridanus, Coccolithus pelagicus, Discoaster deflandrei, Helicosphaera intermedia, Cribrocentrum reticulatum,

121 110 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4: Γεωχρονολόγηση Sample Age Nannofossil species in the association Reworked species/ Remarks ID (Martini, 1971) in situ D13 Latest Eocene to Ericsonia formosa, Reticulofenestra Upper Cretaceous reworking: Reinhardites Early Oligocene, bisecta, R. oamaruensis, R. hillae,r. levis. NP20-21 (most scrippsae, Cyclicargolithus floridanus, likely early E. subdisticha, Coccolithus eopelagicus, Oligocene, Coccolithus pelagicus, Discoaster NP21b) deflandrei, Helicosphaera intermedia, H. euphratis, Cribrocentrum reticulatum, Zygrhablithus bijugatus, D14 Latest Eocene to Reticulofenestra bisecta, R. hillae, R. Upper Cretaceous reworking: Early Oligocene, umbilica, R. scrippsae, Cyclicargolithus Arkhangelskiella cymbiformis, P. cretacea. NP20-21 (most floridanus, Coccolithus eopelagicus, likely early Coccolithus pelagicus, Discoaster Oligocene, deflandrei, Helicosphaera intermedia, R. NP21b) oamaruensis, Ericsonia formosa,h. euphratis, Cribrocentrum reticulatum, Zygrhablithus bijugatus, Πίνακας 4.1. Παρουσίαση της ηλικίας των υπό μελέτη αργιλικών δειγμάτων με βάση το είδος των ασβεστιτικών νανοαπολιθωμάτων που αναγνωρίστηκαν.

122 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4: Γεωχρονολόγηση 111 Εικ Sphenolithus radians, NP 20-21, 2. Cribrocentrum reticulatum, NP 20-21, 3-4. Helicosphaera compacta, NP 20-21, 5-6. Ericsonia formosa, NP 20-21, 7. Chiasmolithus titus, NP 20-21, 8. Cyclicargolithus floridanus, NP 20-21, 9. Transversopontis pulcheroides, NP 20-21, 10. Reticulofenestra ovata, NP 20-21, 11. Micula staurophora, NP 20-21, 12. Ericsonia formosa, reworked Upper Cretaceous species, NP 20-21, Reticulofenestra umbilica, NP 20-21, 15. Discoaster barbadiensis, NP

123 112 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4: Γεωχρονολόγηση Εικ Coccolithus pelagicus, NP 20-21, 2.Cyclicargolithus floridanus, NP 20-21, 3. Reticulofenestra oamaruensis, NP 20-21, 4. Chiasmolithus consuetus, NP 20-21, 5. Helicosphaera intermedia, NP 20-21, 6. Reticulofenestra hillae/umbilica NP 20-21, 7. Sphenolithus cf. radians, NP 20-21, 8. Ericsonia subdisticha, NP 20-21, 9. Helicosphaera compacta, NP 20-21, 10. Helicosphaera intermedia/euphratis, NP 20-21, 11. Cribrocentrum reticulatum, NP 19-21, 12. Ericsonia formosa, NP 19-21, 13. Reticulofenestra hillae, NP 20-21, 14. Discoaster tanii ornatus, NP 20-21, 15. Reticulofenestra bisecta, NP

124 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4: Γεωχρονολόγηση 113 Εικ Cyclicargolithus floridanus, NP 20-21, 2. Reticulofenestra oamaruensis, NP 20-21, 3. Ericsonia subdisticha, NP 20-21, 4. Reticulofenestra bisecta, NP 20-21, 5. Cyclicargolithus cf. floridanus, NP 20-21, 6. Chiasmolithus solitus, NP 20-21, 7. Sphenolithus moriformis, NP 20-21, 8. Ericsonia formosa, NP 20-21, Sphenolithus predistentus, NP 20-21, Reticulofenestra ovata, NP 20-21, Cyclicargolithus floridanus, NP 20-21, 15. Sphenolithus radians, NP

125 114 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4: Γεωχρονολόγηση Εικ Zygrhablithus bijugatus, NP 20-21, 3.Cyclicargolithus floridanus, NP 20-21, 4. Reticulofenestra wadae, NP 20-21, 5. Reticulofenestra oamaruensis, NP 20-21, 6. Reticulofenestra umbilica, NP 20-21, 7. Pemma papillata, NP 20-21, 8. Ericsonia subdisticha, NP 20-21, 9. Cribrocentrum reticulatum, NP 20-21, 10. Pontosphaera multipora, NP 20-21, 11. Reticulofenestra bisecta, NP 20-21, 12. Zygrhablithus aff. bijugatus subsp. Nov. NP 20-21, 13. Reticulofenestra hillae, NP 20-21, 14. Braarudosphaera bigelowii, NP 20-21, 15. Coccolthus eopelagicus, NP

126 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4: Γεωχρονολόγηση 115 Εικ Reticulofenestra oamaruensis, NP 20-21, 2. Ericsonia subdisticha, NP 20-21, 3. Reticulofenestra scrippsae, NP 20-21, 4-5. Reticulofenestra oamaruensis, NP 20-21, 6. Reticulofenestra umbilica, NP 20-21, 7. Reticulofenestra ovata, NP Sphenolithus moriformis,np Discoaster barbadiensis, NP Ericsonia subdisticha, NP 20-21, 12. Reticulofenestra bisecta, NP 20-21, 13. Reticulofenestra umbilica, NP Zygrhablithus bijugatus, NP Reticulofenestra umbilica, NP

127 116 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4: Γεωχρονολόγηση 4.4. ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ Η μελέτη των ασβεστιτικών απολιθωμάτων έδειξε ότι η ιζηματογένεση στην περιοχή μελέτης ξεκίνησε στο ανώτερο Ηώκαινο και ολοκληρώθηκε στο κατώτερο Ολιγόκαινο (NP18-NP21b). Επιπλέον, η απόθεση των υποθαλασσίων ριπιδίων πραγματοποιήθηκε κατά την διάρκεια των βιοζωνών ΝΡ18-ΝΡ21 και προηγήθηκε αυτής της απόθεσης της υφαλοκρηπίδας (ΝΡ21b) δείχνοντας μία προοδευτική σχετική πτώση της στάθμης της θάλασσας. Η διαδικασία της επανατοποθέτησης έχει παίξει έναν σημαντικό ρόλο κατά την διάρκεια της απόθεσης μια και έχουν παρατηρηθεί είδη του ανώτερου Κρητιδικού (π.χ. Reinhardites Levis, P. cretacea, Micula concave, Watznaueria barnesae), του Παλαιοκαίνου (π.χ. Cruciplacolithus tenuis, Heliolithus kleinpelli, H. cantabriae, Prinsius dimorphosus) αλλά και του κατώτερου και μέσου Ηωκαίνου (π.χ. Coccolithus staurion, Tribrachiatus orthostylus).

128 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5: Παλαιορευματική Ανάλυση ΠΑΛΑΙΟΡΕΥΜΑΤΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ 5.1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ Η παλαιορευματική ανάλυση έχει ως αντικειμενικό σκοπό τον προσδιορισμό της κατεύθυνσης ροής των ιζημάτων στις λεκάνες ιζηματογένεσης. Ο προσδιορισμός πραγματοποιείται με την συλλογή δεδομένων που προκύπτουν από τις διευθύνσεις των διαφόρων ανόργανων ιζηματογενών δομών. Οι δομές αυτές μπορούν κάτω από ορισμένες συνθήκες να αποτελέσουν αξιόπιστες πηγές πληροφοριών σε σχέση με την παλαιογεωγραφία, το ανάγλυφο της περιοχής και την διεύθυνση του σώματος της άμμου. Η παλαιορευματική ανάλυση αποτελεί ένα αναπόσπαστο τμήμα στην μελέτη των επιφανειακών εμφανίσεων αλλά και των υπό επιφανειακών ερευνών με την χρήση dipmeter (Potter and Pettijohn, 1977). Σε ορισμένα περιβάλλοντα τα συστήματα ροής ελέγχονται από την κλίση, ενώ σε άλλα όχι. Χαρακτηριστικά παραδείγματα της πρώτης κατηγορίας αποτελούν τα ποτάμια, τα δελταικά και τα περισσότερα τουρβιδιτικά συστήματα ενώ στην δεύτερη κατηγορία ανήκουν συστήματα όπως τα αιολικά και αυτά της ακτογραμμής. Έτσι, η παλαιορευματική ανάλυση μπορεί στην πρώτη περίπτωση να δώσει πολύ σημαντικά στοιχεία για την εξέλιξη της λεκάνης και την παλαιογεωγραφία της περιοχής ενώ στην δεύτερη περίπτωση όχι. Ο Klein (1967) έχει κάνει ανασκόπηση της σχέσης μεταξύ των διαφόρων ιζηματογενών δομών, των παλαιορευμάτων και της κλίσης στα σύγχρονα ιζήματα. Ο Selley (1968b) έχει καθορίσει διάφορα τοπικά παλαιορευματικά μοντέλα που έχουν αναγνωριστεί στις παλιές ιζηματογενείς αποθέσεις. Κάθε κύριο περιβάλλον απόθεσης χαρακτηρίζεται και από ένα ιδιαίτερο παλαιορευματικό μοντέλο (πίνακας 5.1.). Σε μια ακόμα ευρύτερη κλίμακα, τα παλαιορεύματα μπορούν να δείξουν την ηλικία σχηματισμού των ιζηματογενών δομών. Πιο συγκεκριμένα, μπορούν να καταδείξουν εάν ένα παλαιοανάγλυφο (palaeohigh) ήταν ενεργό κατά τη διάρκεια της ιζηματογένεσης ή εάν ανυψώθηκε μετά από την απόθεση των ιζημάτων που το καλύπτουν. Ομοίως, η παλαιορευματική ανάλυση μπορεί να διαχωρίσει τις συναποθετικές από τις μετά-αποθετικές λεκάνες ιζηματογένεσης. Στις μεν πρώτες τα παλαιορεύματα συγκλίνουν προς το κέντρο της λεκάνης. στις δεύτερες σαρώνουν όλη την λεκάνη κατά μια σχεδόν ομοιόμορφη διεύθυνση.

129 118 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5: Παλαιορευματική Ανάλυση Περιβάλλον Τοπικό άνυσμα ρεύματος Τοπικό μοτίβο Αλλουβιακό: δικτυωτό, μαιανδρικό Μονοκόρυφος (unimodal), χαμηλής μεταβλητότητας Μονοκόρυφος (unimodal), υψηλής μεταβλητότητας Συχνά με σχήμα ριπιδίου Ελεγχόμενο από την κατωφέρεια συχνά κεντρομόλος πλήρωση της λεκάνης Αιολικό μονό-,δύ- or πολυκόρυφος (uni, -bi or poly modal) Μπορεί να αιωρείται για εκατοντάδες χιλιόμετρα γύρω από υψηλής πίεσης συστήματα. Δελταικό Μονοκόρυφος (unimodal) Τοπικά ακτινωτό Ακτογραμμές και υφαλοκρηπίδα Με δύο κορυφές (bimodal) (εξαιτίας παλιρροιακών ρευμάτων), κάποιες φορές μονοπολικά ή διπολικά Γενικώς σταθερά προσανατολισμένο Θαλάσσιοι τουρβιδίτες Κυρίως μονοπολικά (mostly unimodal) Σε σχήμα ριπιδίου ή σε μεγαλύτερη κλίμακα με διεύθυνση κατά μήκος του άξονα της λεκάνης. Πίνακας 5.1. Συσχετισμός μεταξύ των παλαιορευμάτων του περιβάλλοντος και του σχήματος απόθεσης (Selley 1968b) ΠΡΩΤΟΓΕΝΕΙΣ ΑΝΟΡΓΑΝΕΣ ΙΖΗΜΑΤΟΓΕΝΕΙΣ ΔΟΜΕΣ ΕΙΣΑΓΩΓΗ Προσπάθειες για την ταξινόμηση των ανόργανων ιζηματογενών δομών έχουν γίνει από Pettijohn and Potter (1964), Gubler (1966), Conybeare and Crook (1968), Collinson and Thompson (1982) and Harms et al. (1982). Τρεις κύριες ομάδες μπορούν να καθοριστούν με βάση την μορφολογία και το χρόνο σχηματισμού τους (πίνακας 5.2.). Η πρώτη ομάδα δομών είναι προ-αποθετικές σε σχέση με τα αμέσως υπερκείμενα στρώματα. Αυτές οι δομές εμφανίζονται στις επιφάνειες μεταξύ των στρωμάτων. Πολλοί ερευνητές τις ονομάζουν interbed αν και σχηματίστηκαν πριν από την απόθεση του υπερκείμενου στρώματος. Αυτή η ομάδα δομών αποτελείται από τα χαρακτηριστικά γνωρίσματα διάβρωσης όπως οι χαρακτηριστικές δομές πυθμένα (flute, tool και groove marks). Ομάδα Δομών Παραδείγματα Προέλευση I. Προ-αποθετικές Κανάλια Δομές διάβρωσης και πλήρωσης Ίχνη «Flute», «Groove» Κυρίως διαβρωσιγενή και «Tool» II. Συν-αποθετικές Συμπαγής στρώμα Οριζόντια στρώση Διαβαθμισμένη στρώση Διασταυρούμενη στρώση Λαμίνωση Διασταυρούμενη Λαμίνωση Κυρίως αποθετικές Κάμψη Ολίσθηση III. Μετά-αποθετικές Περιελιγμένη ολίσθηση Περιελιγμένη στρώση Κυρίως παραμορφωτικές Ατεκτονικές, κατακεκλιμένες πτυχές Δομές βαρύτητας IV. Ανάμικτες Χαραγές από την βροχή Διαρρήξεις συστολής Πίνακας 5.2. Ταξινόμηση των ανόργανων μεγασκοπικών πρωτογενών ιζηματογενών δομών.

130 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5: Παλαιορευματική Ανάλυση 119 Η δεύτερη ομάδα δομών είναι συν-αποθετική σε σχέση με το χρόνο γένεσης. Δομούν αποθετικά στρώματα με την μορφή οριζόντιας στρώσης, διασταυρούμενης στρώσης και διασταυρούμενη ελασμάτωσης. Είναι γνωστές ως intrabed δομές για να μην συγχέονται με τις προ-αποθετικές interbed δομές. Η τρίτη ομάδα δομών είναι μετα-αποθετική σε σχέση με το χρόνο γένεσης. Αυτές είναι παραμορφωτικές δομές που διαταράσσουν τόσο τις προ-αποθετικές όσο και τις συν- αποθετικές δομές και περιλαμβάνουν τις ολισθήσεις (slumps and slides). Σε αυτές τις τρεις καθορισμένες με σαφήνεια ομάδες ιζηματογενών δομών πρέπει να προστεθεί και μία τέταρτη. Αυτή η τελευταία κατηγορία, που ονομάζεται «ετερόκλητη» (miscellaneous) περιλαμβάνει εκείνες τις διαφορετικές δομές που δεν μπορούν να ενταχθούν λογικά στην προηγούμενη ταξινόμηση. Ένα ευρύ φάσμα των ιζηματογενών δομών μπορεί να χρησιμοποιηθεί στην παλαιορευματική ανάλυση. Μερικές δομές αποτυπώνουν μόνο την διεύθυνση της τρέχουσας ροής ενώ άλλες δείχνουν και την διεύθυνση και την φορά. Στην πρώτη ομάδα ανήκουν δομές όπως τα «groove marks», τα κανάλια και parting lineation. Η δεύτερη ομάδα περιλαμβάνει δομές όπως ο προσανατολισμός των χαλικιών (pebble imbrication), η διασταυρούμενη στρώση, η διασταυρούμενη ελασμάτωση, οι πτυχές ολίσθησης (slump folds), τα flute marks και το ασύμμετρο προφίλ των ρυτιδώσεων (ripples). Ένα σημαντικό σημείο της ανάλυσης είναι το είδος της ιζηματογενούς δομής μέσα από την οποία εξάγουμε συμπεράσματα για την παλαιορευματική διεύθυνση, μιας και ο βαθμός αξιοπιστίας που πρέπει να δίνεται εξαρτάται από το είδος της δομής. Έτσι, μια ρυτίδωση απεικονίζει μια πιο τοπική και μικρότερη τρέχουσα ροή από μία αμμοθίνα (dune). Mία αμμοθίνα, στη συνέχεια, απεικονίζει μια μικρότερη ροή από αυτή ενός καναλιού ενώ ένα κανάλι μπορεί να ελιχθεί και να παρεκκλίνει από την τοπική τοπογραφική κλίση. Συνεπώς, στην παλαιορευματική ανάλυση, δεδομένα που προέρχονται από τον άξονα καναλιών έχουν μεγαλύτερη αξιοπιστία από μερικά δεδομένα προσανατολισμού της διασταυρούμενης στρώσης και αυτά υπολογίζονται περισσότερο από ένα ισοδύναμο αριθμό δεδομένων που προκύπτει από διασταυρούμενη ελασμάτωση. Ωστόσο, στα σύγχρονα κανάλια, η διασταυρούμενη στρώση αποτελεί μια αξιόπιστη πηγή για τον προσδιορισμό της κατεύθυνσης ροής (Smith, 1972; Potter and Pettijohn, 1977). Η παλαιορευματική ανάλυση της περιοχής μελέτης βασίστηκε σε δεδομένα προερχόμενα από προ-αποθετικές δομές όπως τα «flute» και τα «groove marks».

131 120 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5: Παλαιορευματική Ανάλυση ΠΡΟ-ΑΠΟΘΕΤΙΚΕΣ ( INTERBED) ΔΟΜΕΣ Οι προ-αποθετικές ιζηματογενείς δομές εμφανίζονται στις επιφάνειες μεταξύ των στρωμάτων και ο σχηματισμός τους προηγείται της απόθεσης του υπερκείμενου στρώματος. Η πλειοψηφία τους είναι διαβρωσιγενής προελεύσεως και ο σχηματισμός συσχετίζεται με το βαθμό λιθοποίησης. Όταν η επιφάνεια μεταξύ δύο στρωμάτων είναι ανοικτή, η κυρτή δομή που εξαρτάται από το ανώτερο στρώμα ονομάζεται cast ενώ οι κοίλη κοιλότητα στο κατώτερο στρώμα ονομάζεται mould (Εικ. 5.1.). Τα μη σταθεροποιημένα ιζήματα σπάνια διαχωρίζονται στα όρια των intrabed επιφανειών λόγω της εύθρυπτης φύσης τους και αυτό μπορεί να εξηγήσει την προφανή απουσία δομών πυθμένα στις σύγχρονες τουρβιδιτικές άμμους. Από την άλλη, καλά λιθοποιημένα, μετά ιζήματα (metasediments), που απαντούν σε πτυχωμένες ζώνες, τείνουν να αποχωρίζονται περισσότερο κατά μήκος τεκτονικών ρωγματώσεων παρά κατά μήκος της επιφάνειας της στρώσης των στρωμάτων. Από αυτό μπορεί να φανεί ότι οι δομές πυθμένα παρατηρούνται καλύτερα σε μετρίως λιθοποιημένα ιζήματα τα οποία διαχωρίζονται κατά μήκος της επιφάνειας της στρώσης των στρωμάτων. Ο μεγαλύτερος αντιπρόσωπος σε κλίμακα μεγέθους των προ-αποθετικών δομών είναι τα κανάλια. Αυτά μπορούν να έχουν χιλιόμετρα πλάτος και εκατοντάδες μέτρα βάθος. Εμφανίζονται σε διάφορους τύπους περιβαλλόντων από τις χερσαίες (subaerial) αλλουβιακές πεδιάδες ως τα υποθαλάσσια ηπειρωτικά περιθώρια. Ο σχηματισμός τους ξεκινάει από την τοπική γραμμική διάβρωση της ρευστικής ροής υποβοηθούμενη από την διαβρωτική δράση των υλικών σύρσεως (bed load). Όταν σχηματιστεί ένα κανάλι, αναπτύσσεται η οριζόντια συνιστώσα της διάβρωσης. Το αποτέλεσμα της οριζόντιας συνιστώσας είναι το σκάψιμο του αναχώματος στην βάση του και η επακόλουθη κατάρρευση του ανώτερου τμήματός του. Τα καλύτερα μελετημένα κανάλια είναι εκείνα των ποτάμιων συστημάτων και ιδιαίτερη προσοχή έχει δοθεί στη γένεση του μαιανδρισμού τους και τις μαθηματικές σχέσεις που διέπουν την γεωμετρία των ελιγμών, όπως σχέσεις μεταξύ του βαθμού της κυμάτωσης, του πλάτους των καναλιών, του βάθους και της κλίσης (Schumm, 1969; Rust, 1978). Στα παλιά κανάλια, μπορούν να προσδιοριστούν το βάθος, το πλάτος, το κοκκομετρικό μέγεθος των ιζημάτων και η κατεύθυνση ροής. Η κυμάτωση μπορεί επίσης να προσδιοριστεί σε περιοχές όπου υπάρχουν καλά εκφρασμένες τομές

132 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5: Παλαιορευματική Ανάλυση 121 ή στοιχεία γεωτρήσεων. Χρησιμοποιώντας αυτά τα στοιχεία έχουν γίνει προσπάθειες για τον υπολογισμό της κλίσης και της δύναμης του ρεύματος σε αρχαία συστήματα καναλιών (Friend and Moody-Stuart, 1972). Εικ Ονοματολογία για την ύπαρξη δομών πυθμένα. Τα κανάλια είναι μεγάλης οικονομικής σπουδαιότητας για διάφορους λόγους. Μπορούν να είναι δεξαμενές υδρογονανθράκων και υδροφόρα στρώματα ή να περιέχουν μεταλλοφόρα κοιτάσματα. Στις καναλοειδείς δομές ανήκουν και αυτές που καλούνται «scour and fill». Είναι μικρής κλίμακας κανάλια των οποίων οι διαστάσεις μετρούνται σε δεκατόμετρα παρά σε μέτρα, ενώ εμφανίζονται επίσης σε διαφορετικά περιβάλλοντα. Υπάρχει μια τεράστια ονοματολογία για τις πολυάριθμες δομές πυθμένα (Potter and Pettijohn 1977; Dzulinski and Sanders 1962; Dzulinski and Walton 1965) από τις οποίες οι πιο σημαντικές είναι τα «flute», τα «groove» και τα «tool marks». Τα flute και τα groove marks καθορίζονται μόνο από το ρεύμα, που βοηθιέται και από το κοκκώδες φορτίο ενώ τα tool marks σχηματίζονται από μεμονωμένα σωματίδια μεγέθους χαλικιού FLUTE MARKS Τα flute marks είναι κοιλότητες σε σχήμα φτέρνας που βρίσκονται στην επιφάνεια των αργιλικών στρωμάτων. Κάθε κοιλότητα γεμίζει με άμμο από το υπερκείμενο στρώμα (Εικ. 5.2.). Το στρογγυλωμένο μέρος του flute δείχνει το ανάντι του ρεύματος ενώ το φαρδύ τμήμα του το κατάντι. Τα flute έχουν εύρος περίπου 1-5 εκατ. και μήκος 5-20 cm. Ο σχηματισμός τους έχει αποδοθεί στην τοπική διαβρωτική δράση ενός ρεύματος το οποίο κινείται κατά μήκος ενός μη σταθεροποιημένου αργιλικού πυθμένα. Καθώς η ταχύτητα του ρεύματος ελαττώνεται η διάβρωση του flute σταματά και οι κοιλότητες θάβονται κάτω από το στρώμα της άμμου.

133 122 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5: Παλαιορευματική Ανάλυση Εικ Flute marks. (αριστερά) Κάτοψη. (δεξιά) τμήμα που παρουσιάζει την διάβρωση των flute στον μαλακό αργιλικό πυθμένα από τις τρέχουσες δίνες. Ο Allen (1968a, 1969, 1970, 1971) έχει περιγράψει πειράματα που εξηγούν τις υδραυλικές συνθήκες που παράγουν τα flute GROOVE MARKS Ο δεύτερος σημαντικός τύπος δομών πυθμένα είναι τα groove marks. Αυτά, όπως και τα flute, τείνουν να διακόπτουν την άργιλο και να καλύπτονται από άμμο. Είναι μακριά, λεπτά, διαβρωσιγενή σημάδια. Το βάθος και το εύρος τους σπάνια ξεπερνά τα μερικά χιλιοστά ενώ το μήκος τους μπορεί να υπερβεί το 1m. Στη διατομή, τα grooves είναι γωνιώδη ή αποστρογγυλεμένα και εμφανίζονται όπου οι άμμοι υπέρκεινται του πηλού σε διάφορα περιβάλλοντα. Όπως και τα flutes είναι χαρακτηριστικές δομές των τουρβιδιτικών άμμων και σχηματίζονται παράλληλα με την διεύθυνση του ρεύματος. Τα grooves σπάνια μπορούν να συνδεθούν με τα :flutes, εντούτοις, αναπτύσσονται καλύτερα σε μια πιο απομακρυσμένη θέση σε σχέση με τα flutes. Είναι σαφές ότι τα grooves είναι διαβρωσιγενείς δομές που διακόπτουν παράλληλα το ρεύμα. Η ευθύγραμμη παρουσία τους προτείνει στρωτές (laminar) παρά τυρβώδεις συνθήκες ροής. Έχει υποστηριχτεί ότι τα grooves χαράζονται από τα αντικείμενα που παρασύρονται από το ρεύμα. Αυτό όμως δεν είναι εύκολο να αποδειχτεί ειδικά όταν τα εργαλεία δεν έχουν βρεθεί. Επιπλέον, η γραμμικότητα των grooves αποδεικνύει ότι τα εργαλεία δεν περιστρέφονταν, αλλά ότι μεταφέρονταν με έναν σταθερό προσανατολισμό και σε ένα σταθερό ύψος πάνω από την επιφάνεια των ιζημάτων.

134 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5: Παλαιορευματική Ανάλυση TOOL MARKS Μια τρίτη ποικιλία των δομών πυθμένα αποτελούν τα tool marks. Αυτά είναι δομές διάβρωσης που βρίσκονται στον μαλακό αργιλικό πυθμένα όπως τα flute και τα groove marks. Είναι, εντούτοις, εξαιρετικά ακανόνιστα στο σχήμα τόσο σε κάτοψη όσο και σε διατομή, αν και είναι γενικά παράλληλα στον παλαιορευματικό άξονα. Στις ιδανικές περιστάσεις είναι δυνατό να βρεθεί το εργαλείο που σχημάτισε τις δομές αυτές στα κατάντι. Τα εργαλεία που έχουν βρεθεί περιλαμβάνουν: χαλίκια (ειδικά σβόλοι πηλού που αποσπώνται), ξύλο και κομμάτια φυτών, κοχύλια και σπονδύλους ψαριών (Dzulinksi and Slaczka, 1959). Τα flute τα groove και τα tool marks είναι τρεις από τις πιο συχνές δομές πυθμένα. Όλες είναι διαβρωσιγενείς δομές οι οποίες εμφανίζονται σε διάφορα περιβάλλοντα αν και εμφανίζονται καλύτερα στις τουρβιδιτικές άμμους. Λεπτομερείς μελέτες τουρβιδιτικών σχηματισμών έδειξαν συσχετισμό μεταξύ της κατεύθυνσης του ρεύματος και των ιζηματογενών αυτών δομών. Προοδευτικά, από τον σχηματισμό καναλιών, στο σημείο εκκίνησης του τουρβιδιτικού ρεύματος, εξελισσόμαστε στον σχηματισμό flute, groove και τελικά tool marks στα πιο απομακρυσμένα τμήματα της διαδρομής του ΠΑΛΑΙΟΡΕΥΜΑΤΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΣΤΗΝ ΛΗΜΝΟ Σκοπός του συγκεκριμένου κεφαλαίου το οποίο αποτελεί τμήμα της δημοσιευμένης εργασίας: Maravelis, A., Konstantopoulos, P., Pantopoulos, G. and Zelilidis, A. (2007). North Aegean sedimentary basin evolution during the late Eocene to ealy Oligocene based on sedimentological studies on Lemnos Island (NE Greece). Geologica Carpathica, 58, σελ , είναι ο καθορισμός της κατεύθυνσης του συστήματος ροής. Συνολικά σε 12 επιφανειακές εμφανίσεις πραγματοποιήθηκε λεπτομερής παλαιορευματική ανάλυση (Εικ. 5.3.).

135 124 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5: Παλαιορευματική Ανάλυση Εικ Γεωλογικός χάρτης της Λήμνου στον οποίο απεικονίζονται οι υπό μελέτη επιφανειακές εμφανίσεις (τροποποιημένος από Ι.Γ.Μ.Ε.)

136 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5: Παλαιορευματική Ανάλυση 125 Η ανάλυση βασίστηκε στην μέτρηση της διεύθυνσης των προ-αποθετικών πρωτογενών ανόργανων δομών flute και groove marks. Οι θέσεις ανάλυσης επιλέχθηκαν με σκοπό την καταγραφή του παλαιορευματικού καθεστώτος τόσο στα εσωτερικά όσο και στα εξωτερικά τμήματα του τουρβιδιτικού συστήματος και τα αποτελέσματά της παρουσιάζονται στις εικόνες 5.4 και 5.5. Στο διάγραμμα της εικόνας 5.4, μετρήσεις από flute και groove marks υποδηλώνουν μια ΒΑ/ΝΔ διεύθυνση ενώ στην εικόνα 5.5, μετρήσεις μόνο από flute marks υποδηλώνουν μια ΒΑ επικρατούσα κατεύθυνση ροής.

137 126 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5: Παλαιορευματική Ανάλυση Εικ Rose διαγράμματα των υπό μελέτη θέσεων στα οποία απεικονίζεται η μέση διεύθυνση ροής (βασισμένη σε μετρήσεις διευθύνσεων από flute και groove marks ).

138 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5: Παλαιορευματική Ανάλυση 127 Εικ Rose διαγράμματα των υπό μελέτη θέσεων στα οποία απεικονίζεται η μέση κατεύθυνση ροής (βασισμένη σε μετρήσεις διευθύνσεων από flute ).

139 128 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5: Παλαιορευματική Ανάλυση

140 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6: Ιχνολογική Έρευνα ΙΧΝΟΛΟΓΙΚΗ ΕΡΕΥΝΑ 6.1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ Συνήθως, η ύπαρξη ιχνοαπολιθωμάτων αποτελεί και την μοναδική απόδειξη για την ύπαρξη ζωής στα κλαστικά ιζήματα. Εάν αυτή συνδυαστεί και με την ανάλυση της δομής τους, είναι δυνατή η ασφαλής εξαγωγή συμπερασμάτων για διάφορες παλαιόπεριβαλλοντικές παραμέτρους η οποία θα ήταν δύσκολο να πραγματοποιηθεί με την βοήθεια άλλων εργαλείων. Επομένως, οι ιχνολογικές μέθοδοι είναι πολύ χρήσιμες στην μελέτη των βιοτικών γεγονότων κατά την διάρκεια του Φανεροζωικού, όπως για παράδειγμα, στις μελέτες του ορίου Περμίου-Τριαδικού (π.χ., Twitchett και Barras, 2004) ή του ορίου Κρητιδικού-Παλαιογενούς (π.χ., Ekdale και Bromley, 1984; Ekdale και Stinnesbeck, 1998; Rodríguez-Tovar και Uchman, 2006). Τα ιχνοαπολιθώματα είναι καλοί δείκτες της οξυγόνωσης στα ιζήματα ενώ παράμετροι όπως η ποικιλομορφία, η σύνθεση και το μέγεθος τους αλλάζει με τις αλλαγές οξυγόνωσης. Σε πολλά λεπτόκοκκα ιζήματα, οι χονδρίτες (Chondrites) αποτελούν τα πρώτα ιχνοαπολιθώματα τα οποία εμφανίζονται κάτω από δυσοξικές (dysoxic) συνθήκες μετά από τη βελτίωση οξυγόνωσης. Η εμφάνιση ειδών όπως του μεγαλύτερου Zoophycos ή Thalassinoides αποδεικνύει την περαιτέρω βελτίωση της οξυγόνωσης (π.χ., Bromley και Ekdale, 1984). Επίσης, είδη ιχνοαπολιθωμάτων μπορούν να εμφανιστούν και κάτω από ανοξικές συνθήκες (π.χ., Leszczyński, 1991; Martin, 2004), όπως για παράδειγμα το είδος Trichichnus (Uchman, 1995 και 1999). Οι αλλαγές αυτές των ιχνοαπολιθωμάτων επιτρέπουν την αναδημιουργία καμπύλων οξυγόνωσης και την μοντελοποίηση του σχήματός τους, το οποίο συχνά παρουσιάζει διακύμανση ανάλογα με το ποσοστό οξυγόνου στα ιζήματα (π.χ., Savrda και Bottjer, 1986; Savrda, 2007). Σε περιβάλλοντα βαθιάς θάλασσας, όπως π.χ. στα υποθαλάσσια ριπίδια, οι τουρβιδιτικές ροές μπορούν να μεταφέρουν νερά πλούσια σε οξυγόνο συμβάλλοντας στην βελτίωση της οξυγόνωσης η οποία μειώνεται προοδευτικά με τον χρόνο (π.χ., Wetzel και Uchman, 2001). Η χρήση τους προέρχεται από το γεγονός ότι οι παραλλαγές στις συναθροίσεις τους αλλά και ο μέσος βαθμός βιο-αναμόχλευσης στα συστήματα των υποθαλασσίων ριπιδίων απεικονίζουν την κυμαινόμενη επίδραση των διαφόρων δυναμικών παραγόντων ελέγχου όπως: η αναλογία άμμου/πηλού, ο θρεπτικός ανεφοδιασμός, το

141 130 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6: Ιχνολογική Έρευνα επίπεδο οξυγόνωσης, η υδροδυναμική ενέργεια, τα ποσοστά συσσώρευσης ιζημάτων, η αλατότητα και η χημική τοξικότητα (Frey et al., 1990). Την ύπαρξη συγκεκριμένων συναθροίσεων ιχνοαπολιθωμάτων και η σχέση τους με συγκεκριμένα περιβάλλοντα ιζηματογένεσης ανάλογα με την διακύμανση των διαφόρων παραγόντων ελέγχου, υποστηρίζει η κατανομή του Seilacher (1967 και 1974). Τα Graphoglyptids είναι γενικά μικρά ιχνοαπολιθώματα διαφόρων σχημάτων και πολυπλοκότητας που περιλαμβάνουν σπείρες, μαιάνδρους, αστέρια και δύχτια. Εμφανίζονται σχεδόν αποκλειστικά στην βάση τουρβιδιτικών στρωμάτων και αποτελούν το πιο χαρακτηριστικό ίχνο-απολίθωμα της κατηγορίας Nereites, τυπική των περιβαλλόντων υποθαλασσίων ριπιδίων. Έχουν ερμηνευθεί ως ένα πολύπλοκο σύστημα τρυπών οι οποίες έχουν παραχθεί από άγνωστα ασπόνδυλα μέσα σε γενικά ολιγοτροπικά περιβάλλοντα (Seilacher, 1977a,b; Miller, 1991). Θεωρείται ότι στο κατώτερο Κάμβριο βρίσκονταν σε ρηχά, θαλάσσια περιβάλλοντα και μετανάστευσαν προς τα βαθύτερα κοντά στο όριο Καμβρίου- Ορδοβισίου. Σύμφωνα με τον Seilacher (1974, 1977a,b και 1978) και Frey και Seilacher (1980), η ποικιλομορφία αλλά και η πολυπλοκότητα των Graphoglyptids αυξήθηκε κατά την διάρκεια του Φανεροζωικού με μία πολύ γρήγορη αύξηση στο Κρητιδικό ΙΧΝΟΛΟΓΙΚΗ ΕΡΕΥΝΑ ΣΤΗΝ ΛΗΜΝΟ Οι μεγάλου πάχους τουρβιδιτικές ακολουθίες που έχουν αποτεθεί σε περιβάλλοντα ενεργού ηπειρωτικού περιθωρίου έχουν αποτελέσει το αντικείμενο μελέτης των παλαιοντολόγων εξαιτίας της μεγάλης τους ποικιλίας σε ιχνοαπολιθώματα και πιο συγκεκριμένα σε πολύ καλά οργανωμένα και διατεταγμένα ιχνοαπολιθώματα, τα επονομαζόμενα graphoglyptids (Fuchs, 1895) τα οποία κυρίως παρουσιάζονται στην βάση ψαμμιτικών στρωμάτων. Το ενδιαφέρον αναπτύχθηκε γρήγορα όταν έγινε πλήρως κατανοητός ο μηχανισμός δημιουργίας των τουρβιδιτών και αποκαλύφθηκε η χρησιμότητα τους στην αναγνώριση των υπoπεριβαλλόντων ενός τουρβιδιτικού συστήματος (Seilacher, 1962, 1974 και 1977; Crimes, 1973 και 1976; Crimes et al., 1974; Ksiazkiewicz, 1977). Παρά την συστηματική και λεπτομερή έρευνα στο χαρακτηρισμό των διαφόρων υποπεριβαλλόντων ενός τουρβιδιτικού συστήματος, ένας μικρός αριθμός εργασιών έχει προσπαθήσει να ενσωματώσει την μελέτη των ιχνοαπολιθωμάτων και την ιζηματολογία. Υπάρχουν, ωστόσο, λεπτομερείς μελέτες των συναθροίσεων των

142 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6: Ιχνολογική Έρευνα 131 ιχνοαπολιθωμάτων στα συστήματα των υποθαλάσσιων ριπιδίων και τα σχετικά υποπεριβάλλοντα (Crimes, 1977; Ksiazkiewicz, 1977; Crimes et al., 1981; Uchman, 1995a, 1998, 1999; Tchoumatchenco & Uchman, 1999; Orr, 2001; Uchman et al., 2005). Τα υποθαλάσσια ριπίδια της περιοχής μελέτης παρέχουν μια πρώτης τάξεως ευκαιρία για την καταγραφή και αναγνώριση των ιχνοαπολιθωμάτων με σκοπό τόσο την εξαγωγή συμπερασμάτων που θα βοηθήσουν τόσο στην κατανόηση των χρήσεων τους ως διαγνωστικοί δείκτες των περιβαλλόντων βαθιών θαλασσών, όσο και στον υπολογισμό του βαθμού οξυγόνωσης κατά την διάρκεια της ιζηματογένεσης αφού αποτελούν καλούς δείκτες οξυγόνωσης στα ιζήματα και η ύπαρξή τους είναι ανάλογη του βαθμού οξυγόνωσης (Savrda and Bottjer, 1989). Η αναδημιουργία της ιστορίας οξυγόνωσης των θαλασσίων νερών κατά τη διάρκεια της απόθεσης των παλιών λεπτόκοκκων ιζημάτων είναι μεγάλης σπουδαιότητας. Ο βαθμός οξυγόνωσης είναι κυρίαρχος παράγοντας που επηρεάζει τόσο την ποιότητα όσο και την ποσότητα του οργανικού υλικού που διατηρείται στα ιζηματογενή πετρώματα (π.χ. Demaison και Moore, 1980; Pratt, 1984) και μπορεί να επηρεάσει τη συσσώρευση άλλων οικονομικά σημαντικών υλικών όπως: φωσφορίτες, ουράνιο και άλλα δευτερεύοντα στοιχεία (π.χ. Degens et al., 1977; Holland, 1979; Bentor, 1980). Η συστηματική αναγνώριση και περιγραφή τους βασίστηκε τόσο στον μορφολογικό διαχωρισμό του Ksiazkiewicz (1977) όσο και στις ακόλουθες διαφοροποιήσεις που πραγματοποιήθηκαν από τον Uchman (1995). Στην ύπαιθρο αναγνωρίστηκαν 15 συνολικά είδη ιχνοαπολιθωμάτων όλα χαρακτηριστικά των ομάδων Scolithos, Crusiana, Zoophycos και Nereites (Εικ ). Εικ Φωτογραφίες υπαίθρου με χαρακτηριστικά είδη ιχνοαπολιθωμάτων που βρέθηκαν στις βάσεις ψαμμιτικών στρωμάτων της περιοχής μελέτης. Α. Paleodictyon majus (PL), Planolites beverleyenis (PB). B. Phizocorallium (RH).

143 132 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6: Ιχνολογική Έρευνα Εικ Φωτογραφίες υπαίθρου με χαρακτηριστικά είδη ιχνοαπολιθωμάτων που βρέθηκαν στις βάσεις των ψαμμιτικών στρωμάτων της περιοχής μελέτης. Α. Skolithos (SK), Lorenzinia (L). B. Spiroraphe (SP), Paleodictyon majus (PL). Εικ Φωτογραφίες υπαίθρου με χαρακτηριστικά είδη ιχνοαπολιθωμάτων που βρέθηκαν στις βάσεις των ψαμμιτικών στρωμάτων της περιοχής μελέτης. Α. Cruziana (CR). B. Cosmorhaphe (CH). C. Zoophycos (Z).

144 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6: Ιχνολογική Έρευνα 133 Εικ Φωτογραφίες υπαίθρου με χαρακτηριστικά είδη ιχνοαπολιθωμάτων που βρέθηκαν στις βάσεις των ψαμμιτικών στρωμάτων της περιοχής μελέτης. Α. Phycosiphon (PHI), Cosmorhaphe Lobata (CL). B. Arabesca isp. (A). C. Halopoa imbricate (HI), Zoophycos (Z). D. Lorenzinia. Εικ Φωτογραφία υπαίθρου με χαρακτηριστικό ιχνοαπολίθωμα (Scolicia, Sc) που βρέθηκε στην βάση του ψαμμιτικού στρώματος της περιοχής μελέτης.

145 134 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6: Ιχνολογική Έρευνα Εικ Φωτογραφία υπαίθρου με χαρακτηριστικά ιχνοαπολιθώματα (Zoophycos Z, Spirophyton, SPR) που βρέθηκαν στην βάση του ψαμμιτικού στρώματος της περιοχής μελέτης. Εικ Φωτογραφία υπαίθρου με χαρακτηριστικό ιχνοαπολίθωμα (Helminthorhaphe, Hel.) που βρέθηκε στην βάση του ψαμμιτικού στρώματος της περιοχής μελέτης.

146 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6: Ιχνολογική Έρευνα 135 Εικ Φωτογραφία υπαίθρου με χαρακτηριστικό ιχνοαπολίθωμα (Desmograpton, Des.) που βρέθηκε στην βάση του ψαμμιτικού στρώματος της περιοχής μελέτης. Εικ Φωτογραφία υπαίθρου με χαρακτηριστικά ιχνοαπολιθώματα (Protopaleodictyon incompositum, Pr. Inc. Trichichnus linearis, Tr. L.) που βρέθηκε στην βάση του ψαμμιτικού στρώματος της περιοχής μελέτης.

147 136 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6: Ιχνολογική Έρευνα 6.3. ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ Η ιχνολογική έρευνα που πραγματοποιήθηκε στα ιζήματα του ανώτερου Ηωκαίνουκατώτερου Ολιγοκαίνου στην περιοχή της Λήμνου έδειξε ότι τα υπό μελέτη πετρώματα χαρακτηρίζονται από την ύπαρξη ποικίλων ειδών ιχνοαπολιθωμάτων χαρακτηριστικά των ομάδων Scolithos, Crusiana, Zoophycos και Nereites με αυτά της ομάδας Nereites να επικρατούν. Πιο συγκεκριμένα, αναγνωρίστηκαν τα είδη: Zoophycos, Spirophyton, Helminthorhaphe, Scolicia, Phycosiphon, Cosmorhaphe Lobata, Arabesca isp., Halopoa imbricate, Lorenzinia, Cruziana, Skolithos, Spiroraphe, Paleodictyon, Planolites beverleyenis, Phizocorallium, Desmograpton, Trichichnus linearis, Protopaleodictyon incompositum. Η επικράτηση των ιχνοαπολιθωμάτων της ομάδας Nereites επιβεβαιώνει τον χαρακτηρισμό των υπό μελέτη ιζημάτων ως αποθέσεις υποθαλασσίων ριπιδίων όπως προτάθηκε από τους Maravelis et al., (2007). Η ύπαρξη τους, η οποία περιορίζεται στα απομακρυσμένα τμήματα του τουρβιδιτικού συστήματος (αποθέσεις λοβών, μεταξύ των λοβών και μεταξύ των ριπιδίων), υποδηλώνει ότι τα συγκεκριμένα τμήματα αποτέθηκαν κάτω από πλούσιες σε οξυγόνο συνθήκες, σαφώς πλουσιότερες, σε σχέση με τα τμήματα του εσωτερικού ριπιδίου (αποθέσεις καναλιών, αναχωμάτων και μεταξύ των καναλιών) στα οποία δεν έχουν παρατηρηθεί.

148 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7: Οργανική Γεωχημεία ΟΡΓΑΝΙΚΗ ΓΕΩΧΗΜΕΙΑ 7.1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ Σκοπό του συγκεκριμένου κεφαλαίου αποτελεί η διερεύνηση της δυνατότητας γένεσης και ύπαρξης μητρικών πετρωμάτων υδρογονανθράκων στην περιοχή μελέτης με την βοήθεια μερικών από τις βασικότερες μεθόδους της οργανικής γεωχημείας οι οποίες εφαρμόζονται παγκοσμίως στο πλαίσιο της διαδικασίας αναζήτησης αερίων και υγρών υδρογονανθράκων. Επιπλέον, στόχος είναι να προσδιοριστεί ο τύπος αλλά και η ποσότητα και ο βαθμός ωριμότητας του οργανικού υλικού σε επιλεγμένα δείγματα που συλλέχτηκαν στην ύπαιθρο. Συνολικά 20 δείγματα μαύρης αργίλου από την περιοχή μελέτης επιλέχθηκαν για την ανάλυση οργανικής γεωχημείας (Εικ. 7.1). Η συγκεκριμένη ανάλυση οδήγησε στην συγγραφή της εργασίας με τίτλο: Maravelis, A. and Zelilidis, A. Organic geochemical characteristics of the late Eocene- early Oligocene submarine fans and shelf deposits on Lemnos Island, NE Greece, που υποβλήθηκε για δημοσίευση σε περιοδικό του citation index το Εικ Αργιλικό στρώμα στο οποίο εφαρμόστηκε η μέθοδος πυρόλυσης Rock-Eval 6.

149 138 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7: Οργανική Γεωχημεία Η επιλογή των δειγμάτων πραγματοποιήθηκε με σκοπό τόσο την κάλυψη της στρωματογραφικής στήλης της περιοχής μελέτης κατά το κατώτερο Ηώκαινοανώτερο Ολιγόκαινο όσο και την πλευρική εξέλιξη των διαφόρων τουρβιδιτικών φάσεων (Εικ. 7.2). Εικ Στρωματογραφική τοποθέτηση των υπό μελέτη αργιλικών δειγμάτων. Για τον λόγο αυτό, συλλέχθηκαν αργιλικά δείγματα από τα εξωτερικά και εσωτερικά τμήματα του τουρβιδιτικού συστήματος αλλά και από τις αποθέσεις της υφαλοκρηπίδας (Εικ. 7.3).

150 Εικ Γεωλογικός χάρτης της Λήμνου στον οποίο απεικονίζονται οι θέσεις των αργιλικών δειγμάτων (τροποποιημένος από Ι.Γ.Μ.Ε.) ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7: Οργανική Γεωχημεία 139

151 140 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7: Οργανική Γεωχημεία Τα δείγματα αναλύθηκαν για τον ακριβή προσδιορισμό της % περιεκτικότητάς τους σε συνολικό οργανικό υλικό με την χρήση του αναλυτή οργανικού υλικού LECO C-230 ενώ η πυρόλυση Rock-Eval πραγματοποιήθηκε με την χρήση της συσκευής ROCK-EVAL 6 από την BASELINE RESOLUTION INCORPORATION (BRILABS). Η ερμηνεία των αποτελεσμάτων πραγματοποιήθηκε με βάση τον καθορισμό του τύπου, της ποσότητας και του βαθμού ωριμότητας του οργανικού υλικού. Η γεωχημική ανάλυση του πετρελαίου αλλά και του μητρικού πετρώματος είναι κρίσιμης σπουδαιότητας για την κατανόηση αφενός της απόθεσης και ωρίμανσης του μητρικού πετρώματος και αφετέρου της μετανάστευσης και παγίδευσης του πετρελαίου. Η γεωχημική ανάλυση του πετρελαίου παρέχει τις πληροφορίες που είναι απαραίτητες τόσο για την περιγραφή του διαχωρισμού του ταμιευτήρα όσο και για την κατανόηση της διαγενετικής ιστορίας του μητρικού πετρώματος ενώ η γεωχημική ανάλυση του μητρικού πετρώματος χρησιμοποιείται για τους ίδιους σχεδόν λόγους με την πετρογραφική ανάλυση. Για τον προσδιορισμό δηλαδή παραμέτρων όπως η προέλευση και η ιστορία διαγένεσης του μητρικού πετρώματος. Το μητρικό πέτρωμα είναι ένας ιζηματογενής σχηματισμός που περιέχει ικανοποιητική ποσότητα οργανικού υλικού έτσι ώστε όταν θαφτεί και θερμανθεί να παράγει πετρέλαιο και/ή φυσικό αέριο. Οι υψηλές συγκεντρώσεις οργανικού υλικού παρατηρούνται σε ιζήματα που αποτίθενται σε περιοχές με στάσιμα νερά και υψηλή παραγωγικότητα οργανικού υλικού. Τα περιβάλλοντα αυτά, της υψηλής παραγωγικότητας, περιλαμβάνουν τα έλη, τις ρηχές θάλασσες και τις λίμνες. Ωστόσο, ένα μεγάλο μέρος του νεκρού οργανικού υλικού πού παράχθηκε σε ένα τέτοιο περιβάλλον σαρώνεται και ανακυκλώνεται μέσα στο βιολογικό κύκλο. 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. Τα διαφορετικά είδη οργανικού υλικού παράγουν και διαφορετικά είδη υδρογονανθράκων. Το οργανικό υλικό που είναι πλούσιο σε μαλακούς ιστούς, όπως αυτό που βρίσκεται στα άλγη, παράγει συνήθως πετρέλαιο και αέριο στην ωρίμανση (θέρμανση), ενώ το φυσικό αέριο προέρχεται κυρίως από την ωρίμανση οργανικού υλικού πλούσιο σε ξυλώδεις ιστούς. Ακόμη και τα μητρικά τα οποία παράγουν πετρέλαιο είναι δυνατόν να παράγουν φυσικό αέριο

152 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7: Οργανική Γεωχημεία 141 όταν κατά τη διάρκεια του ενταφιασμού τους φτάσουν σε υψηλές θερμοκρασίες (Gluyas και Swarbrick 2004). Δείγματα πετρώματος μπορούν να εξαχθούν τόσο από γεωτρήσεις όσο και από επιφανειακές εμφανίσεις. Αν και το διάστημα δειγματοληψίας σε μία γεώτρηση είναι αρκετά διαφορετικό σε σχέση με αυτό που επιτυγχάνεται στις επιφανειακές εμφανίσεις, οι τεχνικές ανάλυσης είναι οι ίδιες. Τα δείγματα από τις επιφανειακές εμφανίσεις μπορούν να επιλεχτούν και να αναλυθούν με τον ίδιο σχεδόν τρόπο όπως και τα αντίστοιχα των γεωτρήσεων. Αν και τέτοιου είδους δείγματα δεν μολύνονται από τα ρευστά της γεώτρησης, ωστόσο μπορεί να είναι διαβρωμένα. Η διάβρωση οδηγεί στην οξείδωση του οργανικού υλικού των μητρικών πετρωμάτων αλλά και στην διάλυση και καθίζηση των ορυκτών στα ψαμμιτικά και ασβεστολιθικά πετρώματα. Ως εκ τούτου, τα στοιχεία που προκύπτουν από την ανάλυση δειγμάτων από επιφανειακές εμφανίσεις πρέπει να αντιμετωπιστούν με την ίδια προσοχή όπως αυτά που προκύπτουν από την ανάλυση δειγμάτων από γεωτρήσεις. Μπορούν επίσης να υπόκεινται σε τύπους αναλύσεων παρόμοιους με αυτούς που εκτελούνται στα πετρέλαια. Αυτοί περιλαμβάνουν την ανάλυση σταθερών ισοτόπων αλλά και τον προσδιορισμό της θερμικής και μοριακής ωριμότητας (Naeser και McCulloh 1989). Οι αναλύσεις αυτές χρησιμοποιούνται για τους ίδιους ακριβώς λόγους με τις αντίστοιχες αναλύσεις δειγμάτων γεωτρήσεων ωστόσο υπάρχουν πρόσθετες αναλυτικές μέθοδοι που εφαρμόζονται στα ιζήματα και όχι στα πετρέλαια. Μια από τις σημαντικότερες μεθόδους είναι η μέθοδος πυρόλυσης Rock-Eval η οποία έχει χρησιμοποιηθεί εκτενώς στην εξερεύνηση πετρελαίου και φυσικού αερίου στις ιζηματογενείς λεκάνες ανά τον κόσμο. Είναι γρήγορη, ανέξοδη, απαιτεί μικρή μόνο ποσότητα υλικού και εξάγει αρκετά αξιόπιστα αποτελέσματα. Σε αυτά τα χαρακτηριστικά γνωρίσματα οφείλεται και η δυνατότητα για λεπτομερή ανάλυση των γεωτρήσεων και των επιφανειακών τομών αλλά και για την ανάπτυξη των γεωχημικών στηλών (Espitalie et al., 1986 και 1987, Peters και Cassa, 1994). Το όργανο Rock-Eval αναπτύχθηκε από το ινστιτούτο Francais du Petrole (IFP) το 1977 για να πραγματοποιήσει άνυνδρες, ανοιχτού συστήματος πυρολύσεις (Espitalie et al., 1977). Η λεπτομερής περιγραφή του οργάνου, η λειτουργία, οι μετρημένες παράμετροι, οι πιθανές παγίδες αλλά και η εφαρμογή του στην εξερεύνηση πετρελαίου μπορούν να βρεθούν σε: Espitalie et al. (1977, 1985a και b, 1986 και 1987), Peters (1986), Jarvie (1991), Bostick και Daws (1994), Peters και Cassa (1994), Lafargue et al. (1998) και Behar et al. (2001).

153 142 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7: Οργανική Γεωχημεία 7.2. ΜΕΘΟΔΟΛΟΓΙΑ ΠΡΟΣΔΙΟΡΙΣΜΟΣ ΣΥΝΟΛΙΚΟΥ ΟΡΓΑΝΙΚΟΥ ΑΝΘΡΑΚΑ Ο προσδιορισμός του συνολικού οργανικού άνθρακα των υπό μελέτη δειγμάτων πραγματοποιήθηκε με την χρήση του αναλυτή LECO-SC230. H συγκεκριμένη συσκευή προσδιορισμού άνθρακα/θείου κατασκευάστηκε με σκοπό τον ακριβές προσδιορισμό της περιεκτικότητας σε άνθρακα αλλά και θείο των μετάλλων, των μεταλλευμάτων, των κεραμικών και άλλων ανόργανων υλικών (Εικ. 7.4). Ένα προζυγισμένο δείγμα ενός γραμμαρίου καίγεται μέσα σε ένα ρεύμα καθαρού οξυγόνου. Ο άνθρακας που βρίσκεται στο δείγμα είναι οξειδωμένος πρώτιστα στο διοξείδιο του άνθρακα (CO 2 ) με κάποιο μονοξείδιο του άνθρακα (CO) που πιθανόν να παράγεται. Το θείο, το οποίο είναι οξειδωμένο στο διοξείδιο (SO 2 ) του θείου, ξεπλένεται μαζί με το διοξείδιο του άνθρακα (CO 2 ) και το οξυγόνο μέσω ενός φίλτρου σκόνης και ενός ξηρού αντιδραστηρίου μέσα σε ένα υπέρυθρο κύτταρο (IR) όπου το θείο ανιχνεύεται ως διοξείδιο (SO 2 ) του θείου. Τα αέρια αυτά στην συνέχεια μετατρέπονται μέσω ενός θερμαινόμενου καταλύτη, που το μονοξείδιο σε διοξείδιο του άνθρακα (CO 2 ) και τσε τριοξείδιο του θείου (SO 3 ) αντίστοιχα. Το τριοξείδιο του θείου (SO 3 ) απομακρύνεται από ένα φίλτρο και το διοξείδιο του άνθρακα (CO 2 ) μετριέται σε ένα χωριστό κύτταρο IR. Το μονοξείδιο (CO) και διοξείδιο του άνθρακα (CO 2 ) απορροφούν την υπέρυθρη ενέργεια (IR) σε συγκεκριμένα μήκη κύματος στο φάσμα υπέρυθρης ενέργειας. Η ενέργεια σε αυτά τα μήκη κύματος απορροφάται καθώς τα αέρια περνούν μέσω των αντίστοιχων κυττάρων απορρόφησης υπέρυθρης ενέργειας. Οι αλλαγές στην ενέργεια που παρατηρούνται καταγράφονται στους ανιχνευτές. Η απορρόφηση της υπέρυθρης ενέργειας αποδίδεται στο διοξείδιο του άνθρακα (CO 2 ) και το διοξείδιο του θείου (SO 2 ) ανάλογα με το κύτταρο και καθορίζεται έπειτα και η συγκέντρωσή τους. Κάθε κύτταρο υπέρυθρης ενέργειας χρησιμεύει ως αναφορά αλλά και ως θάλαμος μέτρησης.

154 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7: Οργανική Γεωχημεία 143 Εικ Διάγραμμα ροής μέσα από την μηχανή LECO SC ΜΕΘΟΔΟΣ ΠΥΡΟΛΥΣΗΣ ROCK-EVAL Εισαγωγή Η συγκεκριμένη αυτή τεχνική χρησιμοποιεί θερμοκρασία προγραμματισμένης θέρμανσης ενός μικρού ποσού πετρώματος (70 mg) ή κάρβουνου (30-50 mg) σε μια αδρανή ατμόσφαιρα (He ή N) προκειμένου να προσδιοριστεί η ποσότητα των παρόντων ελεύθερων υδρογονανθράκων που βρίσκονται μέσα στο δείγμα (αιχμή S1), εκείνων που μπορούν να απελευθερωθούν ενδεχομένως μετά από την ωρίμανση (S2 αιχμή) αλλά και του CO 2 (αιχμή S3). Το συνολικό οργανικό υλικό καθορίζεται ως το άθροισμα του πυρολυμένου και του υπολειμματικού ανθρακικού κλάσματος. Η τιμή Tmax. αποτελεί μια τυποποιημένη παράμετρος η οποία υπολογίζεται από τη θερμοκρασία στην οποία η αιχμή S2 φθάνει στο μέγιστό της και χρησιμοποιείται ως δείκτης ωριμότητας για την απολιθωμένη οργανική ουσία. Η συνολική γενετική δυνατότητα του δείγματος ορίζεται ως S1 + S2, ο δείκτης (HI) υδρογόνου είναι S2/TOC, όπου TOC είναι το συνολικό ποσοστό οργανικού υλικού στο δείγμα και

155 144 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7: Οργανική Γεωχημεία ο δείκτης (OI) οξυγόνου είναι S3/TOC. Άλλες παράμετροι που χρησιμοποιούνται είναι ο δείκτης (BI) πίσσας, που ορίζεται ως S1/TOC (Killops et al., 1998), και ο ποιοτικός δείκτης (QI) που ορίζεται ως (S1+S2)/TOC (Pepper και Corvi, 1995a). Είναι καθοριστικοί στην περιγραφή της ποιότητας του οργανικού υλικού στο δείγμα πετρώματος και καθορίζουν την καταλληλότητά του ή όχι για την περεταίρω έρευνα για εξερεύνηση πετρελαίου και φυσικού αερίου. Η μέθοδος πυρόλυσης Rock-Eval εφαρμόζεται καλά στα λιμναία και στα θαλάσσια μητρικά πετρώματα, όπου το οργανικό υλικό είναι διασκορπισμένο και ομοιόμορφο. Επιπλέον, δεδομένου ότι τα θαλάσσια και λιμναία πετρώματα είναι συνολικά οι πιο παραγωγικές πηγές πετρελαίου, οι μεθοδολογίες αλλά και οι οδηγίες για την αξιολόγηση της Rock-Eval πυρόλυσης έχουν δοκιμαστεί πρωτίστως πάνω σε αυτούς τους τύπους μητρικών πετρωμάτων. Τα κάρβουνα, από την άλλη πλευρά, παράγουν συνήθως ανώμαλα ή αντιφατικά αποτελέσματα. O Peters (1986) συμπέρανε ότι η Rock-Eval υπερεκτιμά την παραγωγική δυνατότητα μερικών κάρβουνων μέσω των ασυνήθιστων υψηλών τιμών (HI), και τον οδήγησε συμπέρασμα ότι η παραγωγική δυνατότητα των κάρβουνων καθορίζεται καλύτερα από τη στοιχειακή ανάλυση και την οργανική πετρογραφία. Όλες οι παράμετροι Rock-Eval εξαρτώνται από τον τύπο της οργανικής ουσίας. Οι σχέσεις μεταξύ μερικών βασικών παραμέτρων της Rock- Eval (π.χ. BI και HI) και του τύπου είναι πιο σύνθετες για τα κάρβουνα από ότι γενικά υπολογίζεται. Η υψηλή τους περιεκτικότητα σε οργανικό υλικό αλλά και το ανθιστάμενο στην καύση συστατικό των κάρβουνων έχει οδηγήσει στις βελτιωμένες λειτουργίες στο πιο πρόσφατο όργανο Rock-Eval 6 (Lafargue et al., 1998 Behar et al., 2001) Νέο θερμοκρασιακό εύρος για τους φούρνους πυρόλυσης και οξείδωσης Στην Rock-Eval 6, η προγραμματισμένη θέρμανση τόσο της πυρόλυσης όσο και των φούρνων οξείδωσης κυμαίνονται από 100ºC (αντί για 180ºC σε προηγούμενες εκδόσεις) έως 850 C (αντί για 600 C σε προηγούμενες εκδόσεις). Η πυρόλυση στις θερμοκρασίες μέχρι και τους 850 C είναι απαραίτητη για την πλήρη θερμική υποβάθμιση του χερσογενούς προέλευσης τύπου ΙΙΙ οργανικού υλικού. Οι προηγούμενες μελέτες έχουν δείξει ότι η θερμική διάσπαση του χερσογενούς προέλευσης οργανικού υλικού δεν είναι πάντα πλήρης στους 600 C και επομένως η αντίστοιχη αιχμή S2 είναι πιθανόν να υποτιμηθεί. Αυτό μπορεί να

156 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7: Οργανική Γεωχημεία 145 οδηγήσει σε μια πιθανή υποτίμηση της πετρελαϊκής δυνατότητας για τα μητρικά πετρώματα τύπου ΙΙΙ. Αυξάνοντας την τιμή της μέγιστης θερμοκρασίας πυρόλυσης, η μέτρηση του δείκτη υδρογόνου (HI= S2/TOC) είναι πιο ακριβής ενώ και το εύρος μεταβολής της Tmax μετατοπίζεται σε πιο υψηλές τιμές. Ένα άλλο σημαντικό αποτέλεσμα της νέας λειτουργίας είναι ο καλύτερος προσδιορισμός των κινητικών παραμέτρων για το οργανικό υλικό τύπου ΙΙΙ. Σε τέτοιου είδους δείγματα παρατηρήσαμε συχνά καμπύλες πυρόλυσης οι οποίες δεν επέστρεψαν στη βασική γραμμή κατά τη χρησιμοποίηση χαμηλών ποσοστών θέρμανσης. Αυτό το πειραματικό πρόβλημα ήταν και μια πηγή αβεβαιότητας στον καθορισμό των κινητικών παραμέτρων για το οργανικό υλικό τύπου ΙΙΙ. Η θερμοκρασία οξείδωσης του δείγματος έχει αυξηθεί (μέχρι 850 C) προκειμένου να αποφευχθεί η ελλιπής καύση του υλικού που είναι ανθεκτικό στην καύση, όπως: οι βαριοί υδρογονάνθρακες, η πίσσα, τα πυροβιτουμένια και το κωκ στα μητρικά πετρώματα και στους ταμιευτήρες, αλλά και των πολυαρωματικών υδρογονανθράκων (PAH) σε εδάφη μολυσμένων περιοχών. Η νέα λειτουργία έχει οδηγήσει στον καλύτερο προσδιορισμό του ποσοστού του οργανικού υλικού (TOC). Η υψηλή θερμοκρασία οξείδωσης επιτρέπει επίσης και τον προσδιορισμό του ορυκτού άνθρακα, και αποτελεί μια από τις βασικές βελτιώσεις που παρέχονται στην Rock-Eval 6. Η αρχική θερμοκρασία πυρόλυσης έχει μειωθεί στους 100 C αντί 180 C με σκοπό να επιτρέψει τη λεπτομερή μελέτη των ελεύθερων υδρογονανθράκων στα πετρώματα. Αυτό είναι ιδιαίτερα χρήσιμο για την ανάλυση των εκσκαφών στην περιοχή μελέτης (επιδείξεις πετρελαίου κατά τη διάρκεια της διάτρησης), για την μελέτη των ταμιευτήρων (καλύτερη αξιολόγηση της βαρύτητας API από τα δεδομένα της Rock-Eval) και ειδικά για τις μελέτες μόλυνσης των εδαφών όπου οι μολυσματικοί παράγοντες είναι συχνά πολύ ελαφριές ενώσεις υδρογονανθράκων (βενζίνη, πετρέλαιο κ.τ.λ.). Από κοινού με αυτήν την χαμηλότερη θερμοκρασία, είναι τώρα δυνατό να επιλεχτεί το πρόγραμμα θερμοκρασίας προκειμένου να βελτιστοποιηθεί ο διαχωρισμός αυτών των ελαφριών ενώσεων. Επιπλέον, τώρα πια η θέση του θερμοηλεκτρικού ζεύγους που οδηγεί τους φούρνους έχει αλλάξει. Στην συσκευή Rock-Eval 6, το θερμοηλεκτρικό ζεύγος έχει μεταφερθεί στη χοάνη, κάτω από το δείγμα, αντί για απέναντι από τον τοίχο των φούρνων όπως ήταν στην Rock-Eval 2 (Εικ. 7.5). Επομένως, η μετρημένη θερμοκρασία είναι πολύ κοντά στην πραγματική θερμοκρασία δειγμάτων και κατά συνέπεια η μέτρηση

157 146 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7: Οργανική Γεωχημεία θερμοκρασίας είναι ακριβέστερη. Η μορφή της χοάνης είναι επίσης αλλαγμένη προκειμένου να προσαρμοστεί το θερμοηλεκτρικό ζεύγος (TC1). Το δεύτερο θερμοηλεκτρικό ζεύγος (TC2) χρησιμοποιείται για να εξασφαλίσει την συνοχή του ελέγχου θερμοκρασίας όταν η χοάνη απομακρύνεται από το φούρνο της πυρόλυσης στο τέλος της ανάλυσης. Το ίδιο πράγμα ισχύει για το φούρνο οξείδωσης. Εικ Σχηματικό διάγραμμα που δείχνει τη θέση του θερμοηλεκτρικού ζεύγους για τον κανονισμό θερμοκρασίας στο φούρνο πυρόλυσης Συνεχής, απευθείας ανίχνευση του CO και του CO 2 με τους υπέρυθρους ανιχνευτές Για τις προηγούμενες εκδόσεις της Rock-Eval, το CO 2 που απελευθερώνονταν κατά τη διάρκεια της πυρόλυσης ήταν παγιδευμένο και προσδιορισμένο ποσοτικά χρησιμοποιώντας ένα καθαρόμετρο. Αν και η αιχμή S3 αντιστοιχεί στην συνολική παραγωγή του CO 2, δεν απεικονίζει τη προγραμματισμένη θερμοκρασία απελευθέρωσης κατά τη διάρκεια του διάσπασης του κηρογόνου. Αυτό οδηγεί

158 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7: Οργανική Γεωχημεία 147 στον περιορισμό της ερμηνείας της S3 αιχμής. Ομοίως, κατά τη διάρκεια της οξείδωσης, το CO 2 που απελευθερώνονταν παγιδεύονταν στους 600 C και προσδιορίζονταν ποσοτικά με την χρήση μιας συσκευής θερμικής αγωγιμότητας (catharometer). Για πρακτικούς λόγους, το CO δεν αναλύεται κατά τη διάρκεια της πυρόλυσης ή της οξείδωσης. Αυτοί οι περιορισμοί έχουν οδηγήσει στην προσθήκη ευαίσθητων, υπέρυθρων ανιχνευτών στην Rock-Eval 6, οι οποίοι είναι ικανοί για την συνεχής και απευθείας καταγραφή της ποσότητας του CO και του CO 2 που απελευθερώνονται κατά τη διάρκεια της πυρόλυσης και της οξείδωσης των δειγμάτων. Συνεπώς, πέντε καμπύλες λαμβάνονται για κάθε δείγμα που αναλύεται χρησιμοποιώντας την μέθοδο Rock- Eval 6 (Εικ. 7.6): (1) η ποσότητα των υδρογονανθράκων (ανιχνευτής ίχνους ιονισμού φλογών των αιχμών S1και S2), (2-3) CO και CO 2 που παράγονται κατά τη διάρκεια της πυρόλυσης (καμπύλες πυρόλυσης του CO και του CO 2 ), (4-5) CO και CO 2 τα οποία παράγονται κατά τη διάρκεια της οξείδωσης (καμπύλες οξείδωσης CO και του CO2). Η έκτη καμπύλη στην Εικ. 7.6 είναι η επαλληλία των καμπύλων του CO και του CO 2 και είναι χρήσιμη για μια γρήγορη απεικόνιση της παρουσίας ή της απουσίας ανθρακικού άλατος στο δείγμα.. Εικ Απεικόνιση τυποποιημένων καταγραφών Rock-Eval 6 για τους υδρογονάνθρακες, το CΟ και το CO 2 κατά την διάρκεια των φάσεων πυρόλυσης και οξείδωσης.

159 148 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7: Οργανική Γεωχημεία Όπως φαίνεται στην ακολουθία των αποτελεσμάτων, η συνεχής καταγραφή του CO και του CO 2 έχει αποκαλύψει έναν αριθμό από χρήσιμες νέες παραμέτρους. Παραδείγματος χάριν, ο χαρακτήρας των παραγόμενων πυρογραμμάτων του CO και του CO 2 μπορεί να χρησιμοποιηθεί για να διακριθούν οι διάφοροι τύποι κηρογόνου στα δείγματα των πετρωμάτων. Οι διαφορετικές αιχμές αντιστοιχούν στις διαφορετικές κατηγορίες λειτουργικών ομάδων που περιέχουν οξυγόνο (αιθέρες, καρβονύλια κ.τ.λ.) οι οποίες ποικίλλουν από το ένα τύπο οργανικού υλικού στον άλλο. Αυτή η προσέγγιση ήταν ήδη επιτυχώς χρησιμοποιημένη για τα πυρογράμματα CO από ανώριμα έως ελαφρώς ώριμα μητρικά πετρώματα (Daly και Peters 1982). Αυτό η νέα λειτουργία επιτρέπει τη μέτρηση του ορυκτού άνθρακα στο πέτρωμα μαζί με τον κλασσικό προσδιορισμό του οργανικού άνθρακα. Επιπλέον, είναι δυνατός ο προσδιορισμός του ορυκτού τύπου (π.χ. ασβεστίτης, δολομίτης, σιδηρίτης) Επεξεργασία των πολλαπλής-θέρμανσης κύκλων διακύμανσης Εξαιτίας των νέων εφαρμογών της μεθοδολογίας Rock-Eval στην γεωχημεία των ταμιευτήρων και στην μελέτη μόλυνσης των εδαφών ήταν απαραίτητο να επιτραπεί αρκετή ευελιξία στις συσκευές για να μπορέσουν να ερμηνεύσουν την ποικιλία και την ιδιομορφία των υδρογονανθράκων που ανιχνεύονται και προσδιορίζονται ποσοτικά. Παραδείγματος χάριν, στις μελέτες μόλυνσης των εδαφών, ο χρόνος παραμονής της αιχμής S1 και o αρχικός ρυθμός θέρμανσης είναι κρίσιμοι παράγοντες για έναν καλό προσδιορισμό των ρύπων. Για την συσκευή Rock-Eval 6, υπάρχει τώρα πια μια σχέση "θερμοκρασίας/χρόνου", που σημαίνει ότι οι αρχικές θερμοκρασίες, ο ρυθμός θέρμανσης και οι χρόνοι παραμονής μπορούν να ρυθμιστούν από το χρήστη για οποιαδήποτε εφαρμογή. Επιπλέον, διάφοροι προγραμματισμένοι εκ των πρότερων κύκλοι είναι διαθέσιμοι και έχουν ήδη εξεταστεί επιτυχώς στην μελέτη μόλυνσης των εδαφών και στην γεωχημεία των ταμιευτήρων.

160 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7: Οργανική Γεωχημεία ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ ΤΗΣ ROCK-EVAL 6 ΣΤΗΝ ΛΗΜΝΟ ΠΕΡΙΓΡΑΦΗ Τα αποτελέσματα της πυρόλυσης Rock-Eval 6 και του προσδιορισμού του συνολικού οργανικού υλικού παρουσιάζονται στον πίνακα 7.1. Sample Sample TOC S1 S2 S3 Tmax HI OI S1/TOC PI VERIFIED number type Wt.% Mg/g Mg/g Mg/g L1 outcrop L2 outcrop L3 outcrop TOC L4 outcrop L5 outcrop L6 outcrop TOC L7 outcrop TOC L8 outcrop RE6 L9 outcrop L10 outcrop L11 outcrop TOC L12 outcrop L13 outcrop L14 outcrop L15 outcrop L16 outcrop L17 outcrop TOC L18 outcrop L19 outcrop L20 outcrop Πίνακας 7.1. Αποτελέσματα πυρόλυσης Rock-Eval 6 και καθορισμού συνολικού οργανικού υλικού. Το ποσοστό του συνολικού οργανικού υλικού στα υπό μελέτη δείγματα κυμαίνεται από 0,01% έως 5,04% με μέση τιμή 1,12% κ. β. Η αιχμή S1 κυμαίνεται από 0,01 έως 0,2mg/g ενώ η αντίστοιχη S2 από 0,02 έως 3,66 mg/g με μέση τιμή 0,0355 και 0,65 mg/g αντίστοιχα. Η τιμή του δείκτη υδρογόνου (HI) λαμβάνει τιμές από 7 έως 700 mg HC/g TOC με μέση τιμή τα 81,35 mg HC/g TOC ενώ ο δείκτης οξυγόνου

161 150 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7: Οργανική Γεωχημεία (ΟΙ) κυμαίνεται από 33 έως και 2900mg CO2/g TOC με μέση τιμή τα 251,95 mg HC/g TOC. Ο δείκτης παραγωγικότητας (PI) κυμαίνεται από 0,02 έως 0,33 ενώ η Τmax έχει τιμές από 431 έως 602 C Δυνατότητα μητρικού πετρώματος Η ποσότητα του οργανικού υλικού στα πετρώματα υπολογίζεται συνήθως ως η συνολική ποσότητα σε οργανικό άνθρακα (TOC), εκφρασμένη ως % ποσοστό ξηρού πετρώματος. Στα υπό μελέτη ιζήματα, η τιμή του συνολικού αυτού ποσοστού αποκτά τιμές που κυμαίνονται από 0,01 έως 5,01 %, καταδεικνύοντας ότι έχουν από φτωχή έως άριστη δυνατότητα να αποτελούν μητρικά πετρώματα (Peters και Cassa, 1994). Σύμφωνα με το συνολικό ποσοστό σε οργανικό άνθρακα, το δείγμα L6 έχει άριστη (excellent) δυνατότητα να αποτελεί μητρικό πέτρωμα (TOC: 2-4 % σε βάρος), τα δείγματα L1, L4 και L5 έχουν πολύ καλή (very good), τα δείγματα L2, L9 και L10 έχουν καλή (good), τα δείγματα L3, L7 και L8 έχουν μέτρια (fair), ενώ φτωχή (poor) δυνατότητα να αποτελούν μητρικά τα δείγματα έχουν τα δείγματα από L11 έως L20 (πίνακας 7.2). Δυνατότητα μητρικού TOC S1 S2 πετρώματος W.t. % Φτωχή Μέτρια Καλή Πολύ καλή Άριστη >4 >4 >20 Πίνακας 7.2. Ποσοστό του συνολικού οργανικού άνθρακα στα υπό μελέτη ιζήματα και αντίστοιχη πιθανότητα ύπαρξης μητρικών πετρωμάτων. Ο υπολογισμός όμως μόνο του TOC ενός πετρώματος δεν είναι αρκετός για την κατάταξή του σαν πιθανό μητρικό πέτρωμα ή όχι ούτε η υψηλή του τιμή εγγυάται την ανάλογη δυνατότητα να είναι. Για παράδειγμα, οργανική ουσία χερσογενούς προέλευσης που είναι πιθανό να σχηματίσει πετρέλαιο ή οργανικό υλικό που έχει ξανά-επεξεργαστεί με προηγούμενα ιζήματα είναι πιθανόν να αυξήσει το συνολικό οργανικό υλικό των ιζημάτων. Για την αποφυγή της εσφαλμένης ταξινόμησης παράγοντες όπως οι αιχμές S1 και S2 λαμβάνονται υπόψη οι τιμές των οποίων πιστοποιούν ότι τα συγκεκριμένα ιζήματα έχουν

162 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7: Οργανική Γεωχημεία 151 μικρή πιθανότητα να αποτελούν μητρικά πετρώματα. Μόνο το δείγμα L6 εμφανίζεται με μια τιμή S2 που δείχνει μέτρια ανάλογη πιθανότητα (Espitalie, 1982; Peters and Cassa, 1994) ( πίνακας 7.3). Sample Number Lithology Total Organic Carbon W.t.% Source Rock Potential S2 Mg/g Distribution and Mean L1 Shale 2.61 very good to 5.01 wt.% L2 Shale 1.47 good 0.18 Mean: 1,12 wt.% L3 Shale 0.63 fair 0.40 L4 Shale 3.95 very good 2.29 L5 Shale 2.02 very good 1.38 L6 Shale 5.04 excellent 3.66 L7 Shale 0.55 fair 0.11 L8 Shale 0.60 fair 0.13 L9 Shale 1.17 good 0.59 L10 Shale 1.85 good 0.93 L11 Shale 0.23 poor 0.17 L12 Shale 0.14 poor 0.12 L13 Shale 0.38 poor 0.04 L14 Shale 0.17 poor 0.04 L15 Shale 0.27 poor 0.02 L16 Shale 0.48 poor 0.29 L17 Shale 0.37 poor 0.19 L18 Shale 0.11 poor 0.04 L19 Shale 0.01 poor 0.07 L20 Shale 0.32 poor 0.25 Πίνακας Πίνακας των γεωχημικών παραμέτρων που περιγράφουν την πιθανότητα ενός πετρώματος να αποτελεί μητρικό πέτρωμα (Peters and Cassa, 1994). Η μελέτη μεγάλου αριθμού δειγμάτων διαφορετικών ηλικιών έχει οδηγήσει στο συμπέρασμα ότι η ελάχιστη τιμή TOC που απαιτείται για τον προσδιορισμό ενός πετρώματος ως ανώριμο μητρικό είναι 0,5% κ.β. (Hunt, 1979; Hedberg and Moody, 1979; Tissot and Welte, 1984). Κατά συνέπεια, τα μισά από τα υπό μελέτη ιζήματα μπορούν να χαρακτηριστούν ως ανώριμα μητρικά πετρώματα. Η συνολική γενετική δυνατότητα ενός δείγματος (SP) ορίζεται ως το άθροισμα S1 + S2 που προσδιορίζονται από την Rock-Eval 6. Πετρώματα με τιμή SP<2Kg/t (2000 ppm) καταδεικνύουν ανικανότητα παραγωγής πετρελαίου αλλά κάποια δυνατότητα παραγωγής αερίου, τιμές SP από 2 Kg/t (2000 ppm) έως και 6Kg/t (6000 ppm) είναι χαρακτηριστικές πετρωμάτων με περιορισμένη έως μέτρια ικανότητα να αποτελούν μητρικά, ενώ τιμές SP>6Kg/t (6000ppm) χαρακτηρίζουν πετρώματα με

163 152 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7: Οργανική Γεωχημεία καλή έως άριστη δυνατότητα να αποτελούν μητρικά (Tissot και Welte, 1984; Dymann et al., 1996). Η τιμή της συνολικής γενετικής δυνατότητας ενός ιζηματογενούς πετρώματος (SP) εξαρτάται τόσο από το ποσό όσο και από τον τύπο της οργανικής ουσίας. Πετρώματα με τιμές 2>SP>6Kg/t ( ppm) θεωρείται ότι έχουν περιορισμένη δυνατότητα αποτελούν μητρικά πετρώματα, πετρώματα με τιμές 6>SP>12Kg/t ( ppm) εμφανίζουν καλή αντίστοιχη δυνατότητα ενώ αυτά με τιμές SP>12Kg/t (>12000 ppm) έχουν άριστη δυνατότητα να αποτελέσουν μητρικά πετρώματα (Dymann et al., 1996). Οι αντίστοιχες τιμές των υπό έρευνα δειγμάτων ποικίλλουν από 0,03 έως 3,69 mg HC/g πετρώματος. Στην συντριπτική τους πλειοψηφία είναι δείγματα με τιμή SP<2Kg/t (2000ppm) που αντιστοιχεί σε δείγματα με ελάχιστη ή καμία δυνατότητα να αποτελούν μητρικά πετρώματα αλλά με κάποια δυνατότητα να παράγουν αέριους υδρογονάνθρακες. Τα δείγματα L1, L4 και L6 με τιμές SP 2,31, 2,33 και 3,69 mg HC/g αντίστοιχα έχουν περιορισμένη ή ικανή δυνατότητα να αποτελούν μητρικά πετρώματα ειδικά για τους αέριους υδρογονάνθρακες (Dymann et al., 1996). Στο διάγραμμα της εικ. 7.7, όπου προβάλλονται οι τιμές συνολικής γενετικής δυνατότητας των υπό μελέτη δειγμάτων προς το συνολικό τους ποσοστό σε οργανικό άνθρακα, επιβεβαιώνεται το συγκεκριμένο συμπέρασμα. Η τιμή SP ενός ιζηματογενούς πετρώματος είναι ανάλογη με την τιμή του TOC γεγονός που πιστοποιείται και στην περίπτωση των ιζηματογενών πετρωμάτων του ανώτερου Ηωκαίνου- κατώτερου Ολιγόκαινου της Λήμνου. Τα δείγματα στα οποία παρατηρήθηκε η υψηλότερη τιμή SP (L1, L4 και L6) είναι αυτά με το μεγαλύτερο ποσοστό συνολικού οργανικού άνθρακα (2,61, 3,95 και 5,04 % κ.β. αντίστοιχα). Το διάγραμμα του Jackson, et al., 1985 παρέχει μια καλή εκτίμηση της γενετικής δυνατότητας ενός πετρώματος (Εικ. 7.8). Η προβολή του δείκτη υδρογόνου (HI) προς το συνολικό ποσοστό σε οργανικό άνθρακα (TOC) έδειξε ότι το μεγαλύτερο ποσοστό των δειγμάτων της περιοχής μελέτης παρουσιάζονται να έχουν δυνατότητα παραγωγής αερίων υδρογονανθράκων ενώ δείγματα που δείχνουν πολύ περιορισμένη δυνατότητα παραγωγής πετρελαίου απαιτούν επιπλέον έρευνας μιας και θα πρέπει να πραγματοποιηθούν μελέτες χημισμού, θερμικής ωριμότητας και περιγραφής του οργανικού υλικού πριν χαρακτηριστούν ικανά για παραγωγή πετρελαίου (Jackson, et al., 1985).

164 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7: Οργανική Γεωχημεία 153 Εικ Χαρακτηρισμός των μητρικών πετρωμάτων με την βοήθεια διαγράμματος της συνολικής γενετικής δυνατότητας προς το συνολικό ποσοστό σε οργανικό άνθρακα (Hunt, 1995). Εικ Διάγραμμα HI προς TOC των αργιλικών δειγμάτων. Το διάγραμμα του Burwood et al.(1995) ταξινομεί ως κύρια ενεργά (primary) μητρικά πετρώματα αυτά με τιμές S2>5 kg/ton πετρώματος, ως δευτερεύοντα ενεργά

165 154 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7: Οργανική Γεωχημεία (secondary) αυτά με τιμές 1>S2>5 kg/ton ενώ πετρώματα με τιμές S2<1 kg/ton χαρακτηρίζονται ως ενεργά αλλά όχι μητρικά (Εικ. 7.9). Εικ Κατανομή της ποιότητας των υπό μελέτη αργίλων (από Burwood et al., 1995). Η εφαρμογή του συγκεκριμένου διαγράμματος στα αργιλικά δείγματα της περιοχής μελέτης έδειξε ότι η Λήμνος μπορεί να αποτελέσει δεύτερη πηγή μητρικών πετρωμάτων με πιθανότητα παραγωγής αερίων υδρογονανθράκων Τύπος κηρογόνου Η ιδέα ότι το κηρογόνο μπορεί να επηρεάσει την απελευθέρωση του πετρελαίου δεν είναι πρόσφατη (Philippi, 1965; Young and McIver, 1977; Jones, 1980; McAuliffe, 1980). Το κηρογόνο έχει αναγνωριστεί από πολλούς ερευνητές ως ένα πιθανό εμπόδιο στην απελευθέρωση του πετρελαίου (Barker, 1980; Talukdar et al., 1988; Behar and Vandenbroucke, 1988; Pepper, 1989; Wang and Barker, 1989; Katz et al., 1990; Wang, 1990; Noble et al., 1991; Sandvik et al., 1992) ενώ άλλοι το θεωρούν ως μια πιθανή δίοδο (Stainforth, 1988; Stainforth and Reinders, 1989; 1990; Thomas and Clouse, 1990a; b; c).

166 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7: Οργανική Γεωχημεία 155 Ο τύπος των παραγόμενων υδρογονανθράκων (υγρών ή αέριων) σε μία λεκάνη ιζηματογένεσης είναι άρρηκτα συνδεδεμένος με τον τύπο και την χημική σύσταση του οργανικού υλικού. Για τον λόγο αυτόν πραγματοποιήθηκε μία εκτεταμένη έρευνα μέσα από την χρήση παραμέτρων της Rock-Eval 6 μεθόδου με σκοπό τον σαφή καθορισμό του τύπου του οργανικού υλικού. Οι τιμές HI των αργίλων κυμαίνονται από 7 mg HC/g TOC στο δείγμα L15 έως 700 mg HC/g TOC στο δείγμα L19 (πίνακας 7.4). Sample Number HI mg HC/g TOC Kerogen Type Sample Number HI mg HC/g TOC Kerogen Type L1 81 III L11 74 III L2 12 IV L12 84 III L3 63 III L13 10 IV L4 58 III L14 24 IV L6 73 III L16 61 III L7 20 IV L17 52 III L8 22 IV L18 38 IV L9 51 III L I L10 50 III L20 79 III Πίνακας 7.4. Καθορισμός του τύπου κηρογόνου με βάση την τιμή HI. Σύμφωνα με τους Bordenave (1993) και Jones (1984), το οργανικό υλικό των δειγμάτων L2, L7, L8, L13, L14, L15 αποτελείται από τύπο κηρογόνου IV που δεν έχει καμία δυνατότητα παραγωγής υδρογονανθράκων, αυτό των δειγμάτων L1, L3 L4, L5, L6, L9, L10, L11, L12, L16, L17, L18 και L20 από τύπου ΙΙΙ που είναι κατάλληλο για την παραγωγή αερίου και μόνο αυτό του δείγματος L19 από τύπου Ι που είναι κατάλληλο για την παραγωγή πετρελαίου. Για τον προσδιορισμό του τύπου κηρογόνου πραγματοποιήθηκαν τα διαγράμματα HI Tmax και HI OI (εικ. 7.9 και 7.10). Η εφαρμογή τους απέδειξε ότι το οργανικό υλικό όλων σχεδόν των αργίλων αποτελείται από τύπο κηρογόνου IV και III εκτός από το δείγμα L19 που εμφανίζεται με τύπο κηρογόνου ΙΙ. Στο διάγραμμα HI OI της εικ.7.9 προβάλλονται όλα τα δείγματα εκτός από το L19. Το δείγμα αυτό, με ποσοστό TOC 0,01% κ.β., παρουσιάζει μία πολύ μεγάλη τιμή OI που οφείλεται στην γένεση ανόργανου διοξειδίου του άνθρακα από ανθρακικά άλατα κάτω από την μέγιστη θερμοκρασία παγίδευσης των 390 C. Ο ανόργανος αυτός άνθρακας προέρχεται από προσμείξεις και πυρολιτική γένεση οργανικών ρευστών (Katz, 1983)

167 156 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7: Οργανική Γεωχημεία και είναι δυνατόν να προκαλέσουν ασυνήθιστα υψηλές τιμές OI ειδικά σε δείγματα με τιμή TOC μικρότερη από 0,5% κ.β. (Peters, 1986). Συνεπώς, ο καθορισμός του τύπου κηρογόνου του συγκεκριμένου δεν είναι αξιόπιστος. Εικ Αποτελέσματα της Rock-Eval 6 για τα ιζήματα του ανώτερου Ηώκαινου-κατώτερου Ολιγόκαινου στο νησί της Λήμνου προβαλλόμενα σε ένα HI-OI διάγραμμα (Espitalie et al., 1985). Στο διάγραμμα HI-Tmax της εικ φαίνεται ξεκάθαρα η επικράτηση ανάμεσα στα δείγματα του τύπου κηρογόνου ΙΙΙ που προέρχεται από χερσαία φυτά και απεικονίζεται από χαμηλές τιμές του δείκτη υδρογόνου HI ( mg HC/g TOC (Tissot and Welte, 1984; Tyson, 1995).

168 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7: Οργανική Γεωχημεία 157 Εικ Διάγραμμα στο οποίο προβάλλεται ο δείκτης υδρογόνου (HI) προς την μέγιστη θερμοκρασία (Tmax) Θερμική ωριμότητα Οι υπάρχοντες οδηγοί για την ανάλυση τόσο της γενετικής δυνατότητας των μητρικών πετρωμάτων όσο και της θερμικής ωριμότητας συνιστούν την χρήση του όρου ανώριμα δείγματα (Peters, 1986; Peters and Moldowan, 1993; Peters and Cassa, 1994). Η θερμική ωριμότητα του οργανικού υλικού μπορεί να καθοριστεί τόσο μέσα από αναλύσεις πυρόλυσης (Tmax, PI) όσο και με μεθόδους οργανικής πετρογραφίας (spore color index and vitrinite reflection). Στο διάγραμμα της εικ τα αργιλικά δείγματα αποκτούν τιμές Tmax που κυμαίνονται από 426 έως 541 C. Τα

169 158 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7: Οργανική Γεωχημεία δείγματα με τιμές Τmax μεγαλύτερες από 475 C που αντιπροσωπεύουν καμένα μητρικά πετρώματα συνοδεύονται και από πολύ χαμηλές τιμές S2 (<0,2 mg/gr) γεγονός που σύμφωνα με τους Hunt, 1995; Jarvie and Tobey, 1999 καθιστά τα αποτελέσματα της θερμικής ωριμότητας των δειγμάτων L2, L7, L8, L13, L14, L15, L18 και L19 αναξιόπιστα. Τα υπόλοιπα δείγματα βρίσκονται σε ανώριμο και ώριμο στάδιο θερμικής ωριμότητας. Ο δείκτης παραγωγής (PI) φανερώνει την ποσότητα της συνολικής γενετικής δυνατότητας (S1+S2) η οποία μετατρέπεται σε ελεύθερο υδρογονάνθρακα (S1) και παραμένει μέσα στο πέτρωμα πριν από την ωριμότητα κατά την διάρκεια εξέλιξης της θερμικής ταφής (Bordenave, 1993). Η τιμή του PI στην βάση του παραθύρου πετρελαίου (top oil window) είναι 0,1, φτάνει τα 0,4 στην οροφή του παραθύρου πετρελαίου (bottom oil window) και στο ξεκίνημα της ζώνης του άνυδρου αερίου (dry-gas zone) και αυξάνει έως την τιμή 1 όταν η δυνατότητα γένεσης υδρογονανθράκων του κηρογόνου έχει εξαντληθεί (Peters, 1986). Οι τιμές του συγκεκριμένου δείκτη στα υπό μελέτη ιζήματα πιστοποιεί ότι τα δείγματα L2, L7, L8, L9, L11, L12, L13, L14, L15, L17, L18 και L19 βρίσκονται μέσα στο παράθυρο πετρελαίου (πίνακας 7.1). Οι δείκτες PI και Tmax είναι πρωτογενείς μετρήσεις της θερμικής ωριμότητας και μερικώς εξαρτώνται από παράγοντες όπως το είδος του οργανικού υλικού. Έτσι, μελέτες που σχετίζονται με την θερμική ωριμότητα θα πρέπει να συνοδεύονται και από άλλες γεωχημικές αναλύσεις όπως: ανάκλαση βιτρινίτη (vitrinite reflectance) και δείκτη θερμικής μεταβολής (thermal alteration index) (Peters, 1986) ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ Η μελέτη της οργανικής γεωχημείας στα αργιλικά ιζήματα του ανώτερου Ηώκαινουκατώτερου Ολιγόκαινου στην Λήμνο δείχνει ότι: Τα μισά δείγματα μπορούν να χαρακτηριστούν ως ανώριμα μητρικά σε σχέση με το ελάχιστο ποσοστό σε συνολικό οργανικό άνθρακα (TOC) που απαιτείται, ενώ σε σχέση με τους δείκτες PI και Tmax η πλειοψηφία τους βρίσκεται σε ώριμο στάδιο θερμικής ωριμότητας. Παρουσιάζουν από φτωχή έως άριστη δυνατότητα να αποτελούν μητρικά πετρώματα.

170 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7: Οργανική Γεωχημεία 159 Εμφανίζουν από φτωχή έως μέτρια δυνατότητα για την παραγωγή αερίων υδρογονανθράκων Το οργανικό υλικό αποτελείται από τύπο κηρογόνου ΙΙΙ και ΙV. Οι αποθέσεις των εξωτερικών τμημάτων του συστήματος των υποθαλασσίων ριπιδίων αποτελούν τα πλέον ελπιδοφόρα ιζήματα για την παραγωγή αερίων και/ή υγρών υδρογονανθράκων στην περιοχή μελέτης. Οι αποθέσεις της υφαλοκρηπίδας, που βρίσκονται σε ανώριμο στάδιο θερμικής ωριμότητας, μπορεί να αποτελέσουν μητρικά πετρώματα στο μέλλον.

171 160 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7: Οργανική Γεωχημεία

172 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8: Ανόργανη Γεωχημεία ΑΝΟΡΓΑΝΗ ΓΕΩΧΗΜΕΙΑ 8.1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ Δεδομένου ότι διάφορες διατάξεις των τεκτονικών πλακών παράγουν διαφορετικές μαγματικές ακολουθίες (Bonin et al., 1993) διαφορετικών χημικών χαρακτηριστικών, που μεταφέρονται από τα αρχικά πετρώματα στα αντίστοιχα ιζηματογενή, χημικά πρότυπα χρησιμοποιούνται με σκοπό τον διαχωρισμό των διαφόρων γεωτεκτονικών περιβαλλόντων από τα ιζήματα (Crook, 1974; Bhatia, 1983; Roser and Korsch, 1988). Τα πρότυπα αυτά έχουν εφαρμοστεί στις πιο πρόσφατες δημοσιεύσεις από τους Kroonenberg, 1994; Burnett and Quirk, 2001; Zimmermann and Bahlburg, 2003; Armstrong-Altrin et al., 2004; Wanas and Abdel-Maguid, Η γεωχημική ανάλυση των ιζηματογενών πετρωμάτων είναι ένα πολύτιμο εργαλείο για τις μελέτες προέλευσης των πλούσιων σε συνδετικό υλικό ψαμμιτών με την προϋπόθεση ότι δεν επηρεάζεται έντονα η συνολική χημική σύστασή τους από διεργασίες όπως: η διαγένεση, ο μεταμορφισμός ή άλλες διαδικασίες τροποποίησης (McLennan et al., 1993). Οι συγκεντρώσεις και οι αναλογίες των κυρίων στοιχείων πρέπει να ελέγχονται για την κινητικότητα τους, ειδικά κατά τη διάρκεια της διαγένεσης (Boles and Franks, 1979; McLennan et al., 1980; McLennan, 2001). Τα αποτελέσματα διάβρωσης μπορούν να αξιολογηθούν από την άποψη του μοριακού % ποσοστού των οξειδίων, χρησιμοποιώντας το χημικό δείκτη της αλλαγής (Nesbit and Young, 1982). Τα ιχνοστοιχεία (π.χ. Ti, Nb, Ta, Cs, Ce, Ni, V, Co, Y, La, Th, Sc και Zr) είναι ιδιαίτερα χρήσιμα στις αναλύσεις προέλευσης των ιζημάτων δεδομένου ότι είναι αδιάλυτα και συνήθως δυσκίνητα. Εξ αιτίας της χαρακτηριστικής συμπεριφοράς τους κατά τη διάρκεια της κλασματικής κρυστάλλωσης, της διάβρωσης αλλά και της ανακύκλωσης, συντηρούν τα χαρακτηριστικά των μητρικών πετρωμάτων μέσα στην ιζηματογενή ακολουθία (Taylor and McLennan, 1985; Bhatia and Crook, 1986; McLennan, 1989; McLennan et al., 1993; Roser et al., 1996). Επομένως, τα ιχνοστοιχεία αποτελούν πολύ καλούς δείκτες προσδιορισμού τόσο της προέλευσης της πηγής τροφοδοσίας όσο και της διάκρισης του γεωτεκτονικού περιβάλλοντος (Bhatia and Crook, 1986; McLennan, 2001), ενώ η αναγνώρισή τους έχει οδηγήσει στην πραγματοποίηση μελετών καθορισμού τόσο της προέλευσης όσο και του

173 162 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8: Ανόργανη Γεωχημεία γεωτεκτονικού περιβάλλοντος (McLennan et al., 1993; Eriksson et al., 1994; Bahlburg, 1998; Burnett and Quirk, 2001; Zimmermann and Bahlburg, 2003). Οι σπάνιες γαίες αποτελούν τους πιο αξιόπιστους δείκτες προσδιορισμού προέλευσης (McLennan et al., 1990, 1993; McLennan, 2001) αν και πολλές μελέτες έχουν δείξει ότι μπορούν να μετακινηθούν κατά τη διάρκεια της διάβρωσης ή/και της διαγένεσης (Milodowski and Zalasiewicz, 1991; Zhao et al., 1992; Bock et al., 1994; McDaniel et al., 1994; Utzmann et al., 2002). Συχνά είναι δυσκίνητα στοιχεία κάτω από επιφανειακές συνθήκες και επομένως, διατηρούνται όλα τα χαρακτηριστικά των μητρικών πετρωμάτων μέσα στην ιζηματογενή ακολουθία (Taylor and McLennan, 1985). Οι σπάνιες γαίες ομαδοποιούνται συνήθως σύμφωνα με την ατομική μάζα τους σε ελαφριές (LREE) και βαριές (HREE) (La Sm and Gd Lu, αντίστοιχα). Τα αποτελέσματα της έρευνας ανόργανης γεωχημείας στην περιοχή μελέτης αποτέλεσαν τμήμα της εργασίας: Maravelis, A. and Zelilidis, A. Petrography and geochemistry of the late Eocene-early Oligocene submarine fans and shelf deposits on Lemnos Island, NE Greece: Implications for provenance and tectonic setting, που υποβλήθηκε για δημοσίευση σε περιοδικό του citation index το ΜΕΘΟΔΟΛΟΓΙΑ Οι γεωχημικές αναλύσεις των δειγμάτων της περιοχής μελέτης πραγματοποιήθηκαν στα εργαστήρια της ACTLABS με εφαρμογή των μεθόδων της ανάλυσης ενεργοποίησης νετρονίων με την χρήση οργάνου (INAA), εκπομπής της επαγωγικά συζευγμένου πλάσματος οπτικής φασματομετρίας (ICP-OES) και της επαγωγικά συζευγμένου πλάσματος φασματομετρίας μάζας (ICP-MS). Η επιλογή των δειγμάτων πραγματοποιήθηκε με σκοπό να καλύψει τόσο ολόκληρη την στρωματογραφική στήλη της περιοχής μελέτης κατά το κατώτερο Ηώκαινο-ανώτερο Ολιγόκαινο όσο και την πλευρική εξέλιξη των διαφόρων τουρβιδιτικών φάσεων (Εικ. 8.1). Για τον λόγο αυτό, συλέχθηκαν 26 ψαμμιτικά και αργιλικά δείγματα τόσο από τα εξωτερικά και εσωτερικά τμήματα του τουρβιδιτικού συστήματος αλλά και από τις αποθέσεις της υφαλοκρηπίδας (Εικ. 8.2). Επιπλέον, δύο δείγματα προερχόμενα από τις υπερβασικής προέλευσης περενστρώσεις ιζημάτων στα εξωτερικά τμήματα του συστήματος των υποθαλάσσιων ριπιδίων της Λήμνου αναλύθηκαν γεωχημικά.

174 Εικ Στρωματογραφική τοποθέτηση των επιλεγμένων δειγμάτων ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8: Ανόργανη Γεωχημεία 163

175 164 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8: Ανόργανη Γεωχημεία Εικ.8.2 Γεωλογικός χάρτης της Λήμνου στον οποίο απεικονίζονται οι θέσεις των υπό μελέτη δειγμάτων (τροποποιημένος από Ι.Γ.Μ.Ε.).

176 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8: Ανόργανη Γεωχημεία ΤΜΗΜΑ ΑΝΑΛΥΣΗΣ INAA Το δείγμα ζυγίζεται μέσα σε μικρά φιαλίδια πολυαιθυλενίου που κατασκευάζονται στα εργαστήρια της Actlabs. Τα δείγματα στην συνέχεια ακτινοβολούνται με το διεθνές υλικό αναφοράς ελέγχου CANMET WMS-1 και τα καλώδια συλλιπάσματος NiCr σε ένα θερμικό συλλίπασμα νετρονίων 7 X 1012 ν cm -1 s -1 στον πυρηνικό αντιδραστήρα McMaster. Μετά από διάσπαση 7 ημερών, τα δείγματα μετρούνται με έναν ανιχνευτή Ge Ortec υψηλής καθαρότητας με μία ανάλυση 1.67 KeV για τα 1332 Co-60 photopeak. Ο ανιχνευτής συνδέεται με τον αναλυτή Canberra Series 95 κάτω από τον έλεγχο μέσω ηλεκτρονικού υπολογιστή. Η μέθοδος περιγράφεται πλήρως από τον Hoffman, E.L., (1992) ΤΜΗΜΑ ΑΝΑΛΥΣΗΣ ICP Ένα δείγμα 0.25 γραμμαρίων διασπάται στους 260 C με τέσσερα οξέα αρχίζοντας με υδροφθορικό, και συνεχίζοντας, με ένα μίγμα νιτρικών και υπερχλωρικών οξέων. Το δείγμα θερμαίνεται χρησιμοποιώντας μια ακριβώς προγραμματισμένη ελεγχόμενη θέρμανση ώσπου να ξηραθεί και στην συνέχεια διαλύεται ξανά. Με την διάσπαση κάποιες φάσεις μπορούν μερικώς να διαλυθούν. Ο διαχωρισμός των μεταλλικών ενώσεων είναι μερικός για ορισμένα ορυκτά όπως: μαγνητίτης, χρωμίτης, βαρίτης, ζιρκόνιο και συμπαγή σουλφίδια.. Οι διαλύσεις πραγματοποιούνται χρησιμοποιώντας είτε τον Varian VISTA PRO, είτε τον Varian 735-ES είτε τον Perkin Elmer OPTIMA 3000 αναλυτή ΚΥΡΙΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ ΜΕ ICP-OES, ΙΧΝΟΣΤΟΙΧΕΙΑ ΜΕ ICP-MS Τα δείγματα προετοιμάζονται και αναλύονται σε ένα ποσοτικό σύστημα. Κάθε ένα σύστημα περιέχει: ένα κενό αντιδραστήριο μεθοδολογίας, ένα επικυρωμένο υλικό αναφοράς πιστοποίησης και 17% ακριβή αντίγραφα. Τα δείγματα αναμιγνύονται με ένα υγρό που περιέχει λίθιο (Li) και τετραβορικό άλας λιθίου και λιώνονται σε έναν φούρνο επαγωγής. Το λειωμένο μέταλλο διαλύεται αμέσως με νιτρικό οξύ 5%. Το οξύ αυτό περιέχει εσωτερικά πρότυπα και αναμιγνύεται συνεχώς μέχρι να διαλυθεί τελείως (~30λεπτά). Τα δείγματα εξετάζονται στην συνέχεια για κύρια στοιχεία και

177 166 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8: Ανόργανη Γεωχημεία επιλεγμένα ιχνοστοιχεία σε μια ταυτόχρονη/διαδοχική Thermo Jarrell-Ash ENVIRO II ICP ή μία Spectro Cirros ICP συσκευή. Για την ανάλυση ICP, τα κενά αντιδραστηρίων με και χωρίς τη ροή βορικών αλάτων λιθίου, το κενό αντιδραστηρίων μεθόδου αλλά και τα πρότυπα επαλήθευσης διορθώσεων παρέμβασης αναλύονται. Η βαθμονόμηση εκτελείται χρησιμοποιώντας πολλαπλά USGS και CANMET επικυρωμένα υλικά αναφοράς πιστοποίησης. Δύο από τα πρότυπα χρησιμοποιούνται κατά τη διάρκεια της ανάλυσης για κάθε ομάδα δέκα δειγμάτων. Το πρότυπο αυτό υποστηρίζει την ομάδα δειγμάτων. Η διάλυση των δειγμάτων πραγματοποιείται επίσης με εσωτερικά πρότυπα και διαλύεται περεταίρω σε ένα Perkin Elmer SCIEX ELAN 6000 ή σε έναν 6100 ICPMS αναλυτή χρησιμοποιώντας μια ιδιόκτητη μεθοδολογία εισαγωγής δειγμάτων. Η βαθμονομηση πραγματοποιείται χρησιμοποιώντας τα επικυρωμένα υλικά αναφοράς πιστοποίησης USGS και CANMET. Στους πίνακες 8.1 και 8.2 δίνονται τα όρια ανίχνευσης των ιχνοστοιχείων, σπανίων γαιών και κυρίων στοιχείων της μεθόδου. Στοιχείο Όριο ανίχνευσης Ανώτερο όριο Στοιχείο Όριο ανίχνευσης Ανώτερο όριο Ag 0.5 ppm 10,000 ppm Sc 0.1 ppm As 2 ppm Se 3 ppm Au 5 ppb 30,000 ppb Sr 2 ppm Ba 3 ppm Ta 1 ppm 10,000 ppm Be 1 ppm 10,000 ppm V 5 ppm Bi 10 ppm 10,000 ppm W 3 ppm 10,000 ppm Br 1 ppm Y 1 ppm 10,000 ppm Cd 0.5 ppm 5,000 ppm Zn 1 ppm 10,000 ppm Co 1 ppm 10,000 ppm Zr 4 ppm Cr 2 ppm 100,000 ppm La 0.2 ppm 10,000 ppm Cs 0.5 ppm Ce 3 ppm 10,000 ppm Cu 1 ppm 10,000 ppm Nd 5 ppm 10,000 ppm Hf 0.5 ppm Sm 0.1 ppm 10,000 ppm Ir 5 ppb Eu 0.1 ppm Mo 2 ppm 10,000 ppm Tb 0.5 ppm Ni 1 ppm 10,000 ppm Yb 0.1 ppm Pb 5 ppm 5,000 ppm Lu 0.05 ppm Rb 20 ppm U 0.5 ppm 10,000 ppm Sb 0.2 ppm 10,000 ppm Th 0.5 ppm 10,000 ppm Πίνακας 8.1. Ιχνοστοιχεία και σπάνιες γαίες που προσδιορίζονται μέσα από την μέθοδο ανάλυσης ενεργοποίησης πυρήνων µε νετρόνια και τα αντίστοιχα όρια ανίχνευσης.

178 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8: Ανόργανη Γεωχημεία 167 Οξείδια Όριο ανίχνευσης SiO % Al 2 O % Fe 2 O % MgO 0.01% MnO 0.001% CaO 0.01% TiO % Na 2 O 0.01% K 2 O 0.01% P 2 O % Απώλεια στην πύρωση 0.01% Πίνακας 8.2. Κύρια οξείδια τα οποία προσδιορίζονται μέσα από την μέθοδο ανάλυσης ενεργοποίησης πυρήνων µε νετρόνια και τα αντίστοιχα όρια ανίχνευσης ΑΝΑΛΥΣΗ ΚΥΡΙΩΝ ΣΤΟΙΧΕΙΩΝ Η ανάλυση των κύριων στοιχείων των ιζηματογενών πετρωμάτων της περιοχής μελέτης πραγματοποιήθηκε στα εργαστήρια της ACTIVATION LABS και τα αποτελέσματα της παρουσιάζονται στον πίνακα 8.3. Τα δείγματα 1-10 αντιστοιχούν σε αποθέσεις εξωτερικού ριπιδίου, τα δείγματα σε αντίστοιχες εσωτερικού, το δείγμα 24 σε αποθέσεις κατωφέρειας και τα δείγματα 25 κα 26 αντιστοιχούν σε ιζήματα υφαλοκρηπίδας. Sample ID SiO2 % Al2O3 % Fe2O3 (T)% MnO % MgO % CaO % Na2O % K2O % TiO2 % P2O5 % LOI %

179 168 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8: Ανόργανη Γεωχημεία Sample ID SiO2 % Al2O3 % Fe2O3 (T)% MnO % MgO % CaO % Na2O % Πίνακας 8.3. % ποσοστό σε οξείδια των υπό μελέτη δειγμάτων. Οι τιμές έχουν αναχθεί σε άθροισμα 100% μετά από αφαίρεση της περιεκτικότητας σε LOI. K2O % TiO2 % P2O5 % LOI % Η χημική τους σύσταση συζητείται με βάση τα διαγράμματα διάκρισης που προτάθηκαν από τους Maynard et al. (1982); Bhatia (1983) and Roser and Korsch (1986) and (1988) και χρησιμοποιούνται για τον καθορισμό του γεωτεκτονικού καθεστώτος. Η εφαρμογή των συγκεκριμένων διαγραμμάτων δείχνει ότι τα επιλεγμένα ψαμμιτικά και αργιλικά δείγματα αποτέθηκαν σε ένα γεωτεκτονικό καθεστώς ενεργού ηπειρωτικού περιθωρίου. Ο Bhatia (1983) πρότεινε ότι η καλύτερη διάκριση των ψαμμιτών που αντιπροσωπεύουν τα διάφορα γεωτεκτονικά καθεστώτα επιτυγχάνεται μέσα από την κατασκευή διαγραμμάτων του Fe 2 O 3 +MgO προς το TiO 2, Al 2 O 3 /SiO 2 και K 2 O/Na 2 O Η εφαρμογή τους στην περιοχή μελέτης καταδεικνύει ότι τα ψαμμιτικά δείγματα συγκεντρώνονται τόσο στο πεδίο που αντιπροσωπεύει το γεωτεκτονικό καθεστώς ενός ενεργού ηπειρωτικού περιθωρίου όσο και στο αντίστοιχο πεδίο ενός ηπειρωτικού νησιωτικού τόξου (Εικ.8.3, 8.4 και 8.5). Εικ.8.3. Καθορισμός του γεωτεκτονικού καθεστώτος των υπό μελέτη ψαμμιτικών δειγμάτων με την χρήση του διαγράμματος Fe 2 O 3 +MgO προς TiO 2 (Bhatia,1983). (ΟΙΑ) Ωκεάνιο Ηφαιστειακό Τόξο, (CIA) ηπειρωτικό νησιωτικό τόξο, (ACM) ενεργό ηπειρωτικό περιθώριο, (PM) Παθητικό περιθώριο.

180 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8: Ανόργανη Γεωχημεία 169 Εικ.8.4. Καθορισμός του γεωτεκτονικού καθεστώτος των υπό μελέτη ψαμμιτικών δειγμάτων με την χρήση του διαγράμματος Fe 2 O 3 +MgO προς Al 2 O 3 /SiO 2 (Bhatia,1983). (ΟΙΑ) Ωκεάνιο Ηφαιστειακό Τόξο, (CIA) ηπειρωτικό νησιωτικό τόξο, (ACM) ενεργό ηπειρωτικό περιθώριο, (PM) Παθητικό περιθώριο. Εικ.8.5. Καθορισμός του γεωτεκτονικού καθεστώτος των υπό μελέτη ψαμμιτικών δειγμάτων με την χρήση του διαγράμματος Fe 2 O3+MgO προς K 2 O/Na 2 O (Bhatia,1983). (ΟΙΑ) Ωκεάνιο Ηφαιστειακό Τόξο, (CIA) ηπειρωτικό νησιωτικό τόξο, (ACM) ενεργό ηπειρωτικό περιθώριο, (PM) Παθητικό περιθώριο. Οι Roser and Korsch (1986) ανέπτυξαν ένα διάγραμμα καθορισμού του γεωτεκτονικού καθεστώτος που χρησιμοποιεί το % ποσοστό του SiO 2 και την

181 170 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8: Ανόργανη Γεωχημεία αναλογία K 2 O/Na 2 O τόσο για τους ψαμμίτες όσο και για τους αργίλους. Τα όρια των διαφόρων πεδίων είναι βασισμένα στα παλαιά ζεύγη ψαμμίτη-αργίλου που έχουν επαληθευτεί σε σχέση με σύγχρονα ιζήματα από γνωστά γεωτεκτονικά περιβάλλοντα. Με αυτό, οι Roser and Korsch (1986) ήταν σε θέση να διαφοροποιήσουν μεταξύ των ιζημάτων που προήλθαν από νησιωτικά ηφαιστειακά τόξα (ARC), από ενεργά ηπειρωτικά περιθώρια (ACM) και από παθητικά ηπειρωτικά περιθώρια (PM). Συνδεμένο με τις ζώνες καταβύθισης, το υλικό που προέρχεται από νησιωτικά ηφαιστειακά τόξα είναι χαρακτηριστικό των λεκανών μπροστά από το τόξο (fore-arc basins), πίσω από το τόξο (back-arc basins) και ανάμεσα στο τόξο (intra-arc basins) που έχουν σχηματιστεί σε ωκεάνιο φλοιό. Υλικό που προέρχεται από ένα ενεργό ηπειρωτικό περιθώριο είναι χαρακτηριστικό αντίστοιχων λεκανών οι οποίες έχουν σχηματιστεί σε ηπειρωτικό φλοιό. Τα ιζήματα του παθητικού περιθωρίου προέρχονται από σταθερές ηπειρωτικές περιοχές και αποτίθενται σε ένδο-κρατονικές (intra-cratonic basins) λεκάνες ή σε παθητικά ηπειρωτικά περιθώρια. Η εφαρμογή αυτού του διαγράμματος καταδεικνύει ότι η πλειοψηφία από τα επιλεγμένα δείγματα συγκεντρώνονται στο πεδίο του ενεργού ηπειρωτικού περιθωρίου ενώ μερικά δείγματα συγκεντρώνονται στο πεδίο του παθητικού ηπειρωτικού περιθωρίου (Εικ. 8.6). Εικ.8.6. Γεωτεκτονική κατανομή των υπό μελέτη δειγμάτων με την χρήση του διαγράμματος SiO 2 προς K 2 O/Na 2 O (Roser and Korsch,1986). (ARC) νησιωτικό ηφαιστειακό τόξο, (ACM) ενεργό ηπειρωτικό περιθώριο, (PM) Παθητικό περιθώριο.

182 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8: Ανόργανη Γεωχημεία 171 Οι Maynard et al., (1982) χρησιμοποίησαν ένα παρόμοιο διάγραμμα του K 2 O/Na 2 O προς SiO 2 /Al 2 O 3 με σκοπό τον διαχωρισμό των διαφόρων γεωτεκτονικών περιβαλλόντων. Η εφαρμογή του διαγράμματος αυτού απέδειξε ότι τα δείγματα της περιοχής μελέτης συγκεντρώνονται κυρίως στο πεδίο Α2 (περιβάλλον εξελιγμένου ηφαιστειακού τόξου, όξινο-πλουτώνιο υλικό) και στο πεδίο ΑCM (περιβάλλον ενεργού ηπειρωτικού περιθωρίου) (Εικ. 8.7). Οι Floyd and Leveridge (1987) και McCann (1991) χρησιμοποίησαν το διάγραμμα K 2 O Rb για να διαχωρίσουν τα ιζήματα που προέρχονται από πετρώματα όξινης ή ενδιάμεσης σύστασης από αυτά που προέρχονται από πετρώματα βασικής σύστασης. Η προβολή των ψαμμιτικών και αργιλικών δειγμάτων της Λήμνου στο συγκεκριμένο διάγραμμα έδειξε ότι η πλειονότητα των ψαμμιτών χαρακτηρίζεται από αναλογία K/Rb ανάλογη ενός τυπικού διαφοροποιημένου μαγματικής ακολουθίας (main trend) με τιμή 230 (Shaw, 1968). Το γεγονός αυτό σε συνδυασμό με το περιορισμένο ποσοστό Κ και Rb οδηγεί στο συμπέρασμα ότι οι ψαμμίτες θα μπορούσαν να αποτελούν προϊόντα διάβρωσης μιας σειράς μαγματικών πετρωμάτων βασικής κυρίως προέλευσης. Εικ.8.7. Διάγραμμα του K 2 O/Na 2 O προς SiO 2 /Al 2 O 3 για τα επιλεχθείσα δείγματα. Τα όρια των πεδίων από τους Roser and Korsch,1986. (ACM) ενεργό ηπειρωτικό περιθώριο, (PM) Παθητικό περιθώριο, (Α1) περιβάλλον ηφαιστειακού τόξου, βασαλτικό και ανδεσιτικό υλικό, (Α2) περιβάλλον εξελιγμένου ηφαιστειακού τόξου, όξινο-πλουτώνιο υλικό.

183 172 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8: Ανόργανη Γεωχημεία Οι άργιλοι, συγκρινόμενοι με τους ψαμμίτες εμφανίζονται με μεγαλύτερο ποσοστό K 2 O (μέση τιμή 2.99 % κ.β. και 1.68 % κ.β. αντίστοιχα) αντανακλώντας την μεγαλύτερη περιεκτικότητα τους σε αργιλικά ορυκτά (κυρίως ιλλίτη και σερικίτη) και μαφικά συστατικά. Είναι συνήθως εμπλουτισμένοι στα περισσότερα ιχνοστοιχεία, συμπεριλαμβανομένων των λιθόφιλων μεγάλης ακτίνας ιόντων και των σίδηρομαγνησιούχων ιχνοστοιχείων. Ο εμπλουτισμός τους είναι πιθανόν να οφείλεται στον συνδυασμό των υψηλών συγκεντρώσεων αυτών των στοιχείων στα αργιλικά ορυκτά και στην επίδραση της διάλυσης από τον χαλαζία (για κάποια στοιχεία και από τους αστρίους) στην άμμο (McLennan et al., 1990). Οι υψηλότερες αυτές συγκεντρώσεις απεικονίζονται στο διάγραμμα της εικ όπου τα αργιλικά δείγματα δείχνουν να έχουν προέλθει από μαγματικά πετρώματα όξινης ή ενδιάμεσης σύστασης. Εικ.8.8. Διάγραμμα K 2 O Rb για τον καθορισμό της σύστασης των υπό μελέτη δειγμάτων. Τα όρια των πεδίων ανάμεσα στην όξινη/ενδιάμεση σύσταση και την βασική είναι από τους Floyd and Leveridge (1987). Τόσο τα ψαμμιτικά όσο και τα αργιλικά δείγματα δεν παρουσιάζουν θετικές συσχετίσεις K Rb (τιμή r² και αντίστοιχα) και K Cs (τιμή r² και αντίστοιχα) (Εικ. 8.9Α και 8.9B) υποδεικνύοντας ότι τα πλούσια σε Κ αργιλικά ορυκτά (κυρίως ιλλίτης και σερικίτης) πιθανών δεν ελέγχουν τις συγκεντρώσεις των στοιχείων (e.g., McLennan et al., 1983; Feng and Kerrich 1990; Gu 1994).

184 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8: Ανόργανη Γεωχημεία 173 Ωστόσο, τα αποτελέσματα προέλευσης των ιζημάτων τα οποία βασίζονται στην μελέτη των κυρίων στοιχείων, θα πρέπει να αντιμετωπίζονται με προσοχή αφού τα αλκαλικά στοιχεία μπορούν εύκολα να μετακινηθούν κατά την διάρκεια της αποσύνθεσης και της ανακύκλωσης τροποποιώντας έτσι τους αρχικούς χαρακτήρες προέλευσης (Roser and Korsch 1988; Bahlburg, 1998) ΑΝΑΛΥΣΗ ΙΧΝΟΣΤΟΙΧΕΙΩΝ Τα αποτελέσματα της ανάλυσης των ιχνοστοιχείων των ιζηματογενών πετρωμάτων του ανώτερου Ηωκαίνου-κατώτερου Ολιγοκαίνου της Λήμνου παρουσιάζονται στον πίνακα 8.4. ΨΑΜΜΙΤΕΣ Sample ID Au ppb < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 9 Ag ppm < 0.5 < 0.5 < < 0.5 < 0.5 < 0.5 As ppm Ba ppm Be ppm Bi ppm < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 Br ppm 1 1 < 1 < 1 12 < 1 2 Cd ppm < 0.5 < 0.5 < 0.5 < 0.5 < 0.5 < 0.5 < 0.5 Co ppm Cr ppm Cs ppm Cu ppm Hf ppm Hg ppm < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 Ir ppb < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 Mo ppm < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 Ni ppm Pb ppm Rb ppm S % <0.001 Sb ppm Sc ppm Se ppm < 3 < 3 < 3 < 3 < 3 < 3 < 3 Sr ppm Ta ppm < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 Th ppm U ppm V ppm W ppm < 3 < 3 < 3 < 3 < 3 < 3 < 3 Y ppm Zn ppm Zr ppm Sample ID Au ppb < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 Ag ppm < 0.5 < 0.5 < 0.5 < 0.5 < 0.5 < 0.5 < 0.5 < 0.5 As ppm Ba ppm Be ppm < Bi ppm < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 < 2

185 174 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8: Ανόργανη Γεωχημεία Sample ID Br ppm < 1 2 < 1 1 < Cd ppm < 0.5 < 0.5 < 0.5 < 0.5 < < 0.5 < 0.5 Co ppm Cr ppm Cs ppm Cu ppm Hf ppm Hg ppm < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 Ir ppb < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 Mo ppm < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 Ni ppm Pb ppm < 5 < 5 7 Rb ppm S % Sb ppm < 0.2 Sc ppm Se ppm < 3 < 3 < 3 < 3 < 3 < 3 < 3 < 3 Sr ppm Ta ppm < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 Th ppm U ppm V ppm W ppm < 3 < 3 < 3 < 3 < 3 < 3 < 3 < 3 Y ppm Zn ppm Zr ppm ΑΡΓΙΛΟΙ Sample ID Au ppb 8 < 5 < 5 < 5 5 < 5 6 < 5 < 5 < 5 < 5 Ag ppm < 0.5 < 0.5 < 0.5 < < < 0.5 < 0.5 < As ppm Ba ppm Be ppm Bi ppm < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 Br ppm 7 3 < Cd ppm < 0.5 < < 0.5 < 0.5 < 0.5 < 0.5 < < 0.5 < 0.5 Co ppm < 1 Cr ppm Cs ppm Cu ppm Hf ppm Hg ppm < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 Ir ppb < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 Mo ppm < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 < 2 Ni ppm Pb ppm Rb ppm < 20 S % Sb ppm < 0.2 Sc ppm Se ppm < 3 < 3 < 3 < 3 < 3 < 3 < 3 < 3 < 3 < 3 < 3 Sr ppm Ta ppm 2 < 1 < < 1 < 1 < 1 2 Th ppm U ppm V ppm W ppm < 3 < 3 < 3 < 3 < 3 4 < 3 < 3 < 3 < 3 < 3 Y ppm Zn ppm Zr ppm Πίνακας 8.4. Συγκεντρώσεις σε ιχνοστοιχεία των επιλεγμένων ψαμμιτικών και αργιλικών δειγμάτων της Λήμνου.

186 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8: Ανόργανη Γεωχημεία 175 Οι λόγοι Th/Sc και Zr/Sc μπορούν να αποκαλύψουν μια ετερογένεια των πηγών τροφοδοσίας (McLennan et al., 1993). Η αναλογία Th/Sc (ειδικά σε χαμηλές τιμές) αποτελεί έναν καλό δείκτη πιθανής μαφικής πηγής προέλευσης δεδομένου ότι το Th είναι ένα ασυμβίβαστο στοιχείο (με μεγαλύτερη περιεκτικότητα στα όξινα πετρώματα), σε αντίθεση με το Sc που είναι συμβατό στα μαγματικά συστήματα και παρουσιάζει μεγαλύτερες περιεκτικότητες σε βασικά μάγματα (McLennan et al., 1993). Αντίθετα εμπλουτισμός σε Zr (το οποίο είναι ανθεκτικό στην αποσάθρωση) υποδηλώνει πιθανή επανεπεξεργασία του ιζήματος. Η προβολή των Th/Sc προς Zr/Sc των δειγμάτων της Λήμνου δείχνει την συγκέντρωση τους στο όριο του ανώτερου ηπειρωτικού φλοιού του μανδύα (Εικ. 8.10). Εικ Διάγραμμα Th/Sc προς Zr/Sc για τα υπό μελέτη ιζήματα στο οποίο απεικονίζεται η προβολή σημαντικού αριθμού δειγμάτων στο πεδίο του μανδύα δείχνοντας την επιρροή από μία λιγότερο εξελιγμένη πηγή τροφοδοσίας. Τα δείγματα με τιμές Th/Sc μικρότερες από την μέση τιμή του ανώτερου φλοιού αντικατοπτρίζουν επίδραση από μια λιγότερο εξελιγμένη πηγή τροφοδοσίας των συγκεκριμένων δειγμάτων (Zimmermann and Bahlburg, 2003). Η πλειονότητα των τιμών Th/Sc κυμαίνεται γύρω από την μέση τιμή 0,76 του ανώτερου ηπειρωτικού φλοιού (McLennan, 2001) εκτός από το δείγμα 9 που παρουσιάζεται με τιμή 13,458, πολύ μεγαλύτερη από την μέση τιμή του ανώτερου ηπειρωτικού φλοιού. Η αυξημένη αυτή τιμή είναι το αποτέλεσμα της χαμηλής συγκέντρωσης σε Sc και σε συνδυασμό

187 176 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8: Ανόργανη Γεωχημεία με υψηλή συγκέντρωση σε Th υποδεικνύει την προέλευση του από τον ανώτερο φλοιό. Η αναλογία Zr/Sc χρησιμοποιείται συχνά ως μέτρο του βαθμού ανακύκλωσης των ιζημάτων και ως δείκτης του εμπλουτισμού σε Zr, δεδομένου ότι το Zr είναι έντονα εμπλουτισμένο στο ζιρκόνιο, ενώ το Sc όχι, αλλά γενικά τους αρχικούς χαρακτήρες προέλευσης παρόμοια με τις άλλες σπάνιες γαίες (McLennan, 1989a; McLennan et al., 1993). Οι τιμές Zr/Sc των δειγμάτων μας ποικίλλουν από 6.48 (δείγμα 24) σε (δείγμα 22) με έναν μέσο όρο Η πλειονότητα των τιμών κυμαίνονται γύρω από την μέση τιμή του ανώτερου ηπειρωτικού φλοιού (McLennan, 2001) εκτός από τα δείγματα 22 και 9 που παρουσιάζονται τιμές Zr/Sc πολύ υψηλότερες από την μέση τιμή του ανώτερου ηπειρωτικού φλοιού (72.62 και αντίστοιχα). Το δείγμα 9 οφείλει αυτήν του την υψηλή τιμή κυρίως στην συγκέντρωση Sc (2.4 ppm) πολύ μικρότερη από την μέση τιμή (14 ppm) του ανώτερου ηπειρωτικού φλοιού (McLennan, 2001), ενώ το δείγμα 22, εκτός από την χαμηλή του συγκέντρωση σε Sc (6.5 ppm) παρουσιάζεται και με υψηλή συγκέντρωση Zr (443 ppm), πολύ μεγαλύτερη από την μέση τιμή (190 ppm) του ανώτερου ηπειρωτικού φλοιού (McLennan, 2001) δείχνοντας έναν υψηλό βαθμό ανακύκλωσης. Οι Floyd et al., (1991) επισήμαναν ότι η προβολή της αναλογίας La/Th προς την συγκέντρωση του Hf καταδεικνύει τον βαθμό ανακύκλωσης στους ψαμμίτες ενώ παρέχει πληροφορίες για την προέλευσή τους. Η συγκεκριμένη προβολή παρέχει σημαντικές πληροφορίες για τον καθορισμό των διαφόρων συστάσεων του τόξου και της /των πηγών τροφοδοσίας (Floyd and Laveridge, 1987). Οι συγκεντρώσεις των ιχνοστοιχείων των δειγμάτων της Λήμνου δείχνουν ασθενή ανακύκλωση ενώ επιπλέον αποκαλύπτουν ότι η περιοχή μελέτης επηρεάστηκε κυρίως από μία πηγή νησιωτικού τόξου όξινου χημισμού (Εικ.8.11). Το διάγραμμα του La προς το Th που προτάθηκε από τον Bhatia,1983 δείχνει ότι τρία πεδία που αντιπροσωπεύουν το ωκεάνιο νησιωτικό τόξο (OIA), το ηπειρωτικό νησιωτικό τόξο (CIA) και το ενεργό και παθητικό ηπειρωτικό περιθώριο (ACM και PM) αντίστοιχα μπορούν να αναγνωριστούν. Η μέση αναλογία La/Th μειώνεται από 4.2 ± 1.2 για το ωκεάνιο νησιωτικό τόξο, σε 2.4 ± 0.3 για το ηπειρωτικό νησιωτικό τόξο, σε 1.8 ± 0.1 για ενεργό ηπειρωτικό περιθώριο (Bhatia and Crook, 1986). Οι τιμές των αναλογιών La/Th των επιλεγμένων ιζημάτων κυμαίνονται μεταξύ (δείγμα B1) και (δείγμα E14) με μια μέση τιμή 2.53 απεικονίζοντας την επίδραση ενός μαγματικού τόξου στην ενδοχώρα (π.χ. Bhatia, 1985; Bhatia and

188 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8: Ανόργανη Γεωχημεία 177 Crook, 1986; McLennan et al., 1993). Η εφαρμογή του συγκεκριμένου διαγράμματος στην Λήμνο έδειξε ότι η πλειονότητα των μελετημένων δειγμάτων προβάλλεται στο πεδίο του ηπειρωτικού νησιωτικού τόξου (CIA) ενώ τα δείγματα 16 και 3 προβάλλονται μέσα στο πεδίο του ωκεάνιου νησιωτικού τόξου (OIA) (Εικ. 8.12). Εικ Καθορισμός της σύστασης της πηγής τροφοδοσίας στην περιοχή μελέτης ανάλογα με την αναλογία La/Th και την συγκέντρωση Hf. Είναι εμφανής η επίδραση μιας πηγής νησιωτικού τόξου όξινου χημισμού. Εικ Διάγραμμα La προς Th για τα υπό μελέτη δείγματα.

189 178 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8: Ανόργανη Γεωχημεία Η παρατήρηση αυτή είναι σύμφωνη με τα αποτελέσματα που παρουσιάζονται στα διαγράμματα Th Sc La and Th Sc-Zr/10 που προτάθηκαν από τους Bhatia and Crook, 1986 ( Εικ και 8.14). Εικ Th Sc La διάγραμμα που απεικονίζει τα πεδία προέλευσης από τους Bhatia and Crook, (ΟΙΑ) Ωκεάνιο Ηφαιστειακό Τόξο, (CIA) ηπειρωτικό νησιωτικό τόξο, (ACM) ενεργό ηπειρωτικό περιθώριο, (PM) Παθητικό περιθώριο. Εικ Th Sc-Zr/10 διάγραμμα που απεικονίζει τα πεδία προέλευσης από τους Bhatia and Crook, (ΟΙΑ) Ωκεάνιο Ηφαιστειακό Τόξο, (CIA) ηπειρωτικό νησιωτικό τόξο, (ACM) ενεργό ηπειρωτικό περιθώριο, (PM) Παθητικό περιθώριο.

190 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8: Ανόργανη Γεωχημεία 179 Η αναλογία Zr/Th αποτελεί έναν ακόμη δείκτη υπολογισμού του βαθμού ανακύκλωσης (Zimmermann and Bahlburg, 2003). Τα υπό μελέτη δείγματα παρουσιάζονται με αναλογία Zr/Th μεταξύ 4.3 (δείγμα 9) και (δείγμα 22) με μέση τιμή (Πίνακας 8.5). Sample ID Zr (p.p.m.) Th (p.p.m.) Zr/Th Sample ID Zr (p.p.m.) Th (p.p.m.) Zr/Th MEAN UCC Πίνακας 8.5. Συγκεντρώσεις Zr, Th και της αναλογίας Zr/Th για τις αποθέσεις του ανώτερου Ηωκαίνου-κατώτερου Ολιγοκαίνου της Λήμνου σε σχέση με την μέση τιμή του ανώτερου φλοιού (από McLennan, 2001). Τα ιχνοστοιχεία όπως το χρώμιο (Cr) είναι χρήσιμα στον προσδιορισμό των βοηθητικών κλαστικών συστατικών όπως ο χρωμίτης, που προέρχεται συνήθως από βασικές ή υπερβασικές πηγές συμπεριλαμβανομένων και των οφιολίθων, που δεν είναι εύκολα αναγνωρίσιμοι από την πετρογραφία και μόνο (Zimmermann and Bahlburg, 2003). Η μέση περιεκτικότητα σε χρώμιο του ανώτερου ηπειρωτικού φλοιού είναι 83 p.p.m. (McLennan, 2001). Οι αντίστοιχες τιμές των μελετημένων ιζημάτων ποικίλλουν από 18 p.p.m. (δείγμα 9) σε 432 p.p.m. (δείγμα 22) με μια μέση τιμή τα 280 p.p.m., πολύ υψηλότερη από την τιμή 83 p.p.m. του ανώτερου ηπειρωτικού φλοιού (McLennan, 2001). Αυτή η υψηλή και μεταβλητή περιεκτικότητα σε χρώμιο είναι πιθανώς μια αντανάκλαση της μεταβαλλόμενης σύνθεσης της πηγής τροφοδοσίας και την είσοδο κλαστικού υλικού ενός ενδιάμεσου/βασικού χαρακτήρα (Floyd και Leveridge, 1987). Η εισαγωγή υλικού από βασικές πηγές οδηγεί επίσης και στον εμπλουτισμό του V και του Νι. Οι αντίστοιχες τιμές είναι γενικά πολύ υψηλότερες από την τιμή του ανώτερου ηπειρωτικού φλοιού και οδηγεί σε σχετικά υψηλή αναλογία Cr/V (λόγω της υψηλής συγκέντρωσης σε χρώμιο) και σε χαμηλές αναλογίες Y/Ni στα περισσότερα από τα δείγματα (Πίνακας 8.6). Αυτό υπογραμμίζει τη συνεισφορά μιας

191 180 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8: Ανόργανη Γεωχημεία πηγής τροφοδοσίας βασικής ή ύπερβασικής σύστασης κατά την διάρκεια της απόθεσης (Floyd and Leveridge, 1987; McLennan et al., 1993). Sample ID Y/Ni Cr/V Sample ID Y/Ni Cr/V Sample ID Y/Ni Cr/V MEAN UCC Πίνακας 8.6. Αναλογίες Y/Ni και Cr/V για τις αποθέσεις του ανώτερου Ηωκαίνου-κατώτερου Ολιγοκαίνου της Λήμνου σε σχέση με την μέση τιμή του ανώτερου φλοιού (από McLennan, 2001). Η εισαγωγή υλικού από βασικές πηγές υποδηλώνεται και από τις συγκεντρώσεις σε Cr, Ni και Co των παρενστρώσεων υπερβασικών κυρίως πετρωμάτων στα εξωτερικά τμήματα του συστήματος των υποθαλάσσιων ριπιδίων οι οποίες είναι πού πάνω από την τιμή του ανώτερου ηπειρωτικού φλοιού (πίνακας 8.7). Sample ID Au ppb Ag ppm As ppm Ba ppm Be ppm Bi ppm Br ppm Cd ppm O1 < 5 <0.5 < 2 < 3 < 1 < 2 2 <0.5 O2 < 5 < < 1 < 2 < 1 <0.5 Ni ppm Pb ppm Rb ppm S % Sb ppm Sc ppm Se ppm Sr ppm O < < < 3 < 2 O < 5 < < < 3 3 Co ppm Cr ppm Cs ppm Cu ppm Hf ppm Hg ppm Ir ppm Mo ppm O <0.5 3 <0.5 < 1 < 5 < 2 O <0.5 3 <0.5 < 1 < 5 < 2 Ta ppm Th ppm U ppm V ppm W ppm Y ppm Zn ppm Zr ppm O1 < 1 <0.5 < < 3 < 1 28 < 2 O2 < 1 <0.5 < < 3 < 1 40 < 2 Πίνακας 8.7. Συγκεντρώσεις των σπάνιων γαιών των παρενστρώσεων υπερβασικών πετρωμάτων στα εξωτερικά τμήματα του συστήματος των υποθαλάσσιων ριπιδίων ΑΝΑΛΥΣΗ ΣΠΑΝΙΩΝ ΓΑΙΩΝ Τα αποτελέσματα της ανάλυσης των σπάνιων γαιών των ιζηματογενών πετρωμάτων του ανώτερου Ηωκαίνου-κατώτερου Ολιγοκαίνου της Λήμνου παρουσιάζονται στον πίνακα 8.8.

192 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8: Ανόργανη Γεωχημεία 181 Sample La Ce Nd Sm Eu Lu Tb Yb ID ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ΨΑΜΜΙΤΕΣ MEAN ΑΡΓΙΛΟΙ MEAN Πίνακας 8.8. Συγκεντρώσεις των σπάνιων γαιών στα υπό μελέτη δείγματα (- κάτω από το όριο ανίχνευσης). Το γεγονός ότι η πλειονότητα των επιλεγμένων δειγμάτων παρουσιάζεται με τιμή Tb μικρότερη από το όριο ανίχνευσης των 0,5 p.p.m., το συγκεκριμένο στοιχείο δεν έχει προβληθεί στο ομαλοποιημένο σύμφωνα, με την τιμή του χονδρίτη, διάγραμμα της εικ Όλα τα δείγματα είναι εμπλουτισμένα σε ελαφριές σπάνιες γαίες σε σχέση με τις βαριές οι οποίες παρουσιάζονται με επίπεδους τύπους. Τόσο τα ψαμμιτικά όσο και τα αργιλικά δείγματα παρουσιάζουν ασθενής θετική ανωμαλία στο

193 182 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8: Ανόργανη Γεωχημεία Ευρώπιο. Ο εμπλουτισμός τους αυτός μπορεί να εξηγηθεί μέσα από ιζηματογενείς διεργασίες όπου τα πλαγιόκλαστα είναι συγκεντρωμένα στις άμμους εξαιτίας της ταξιθέτησης (McLennan, 1989) και σχετίζεται με το υψηλό πρότυπο ποσοστό σε πλαγιόκλαστο εξαιτίας της τοπικής συγκέντρωσης αστρίων κατά την διάρκεια της ιζηματογένεσης (Nance and Taylor, 1977; McLennan et al., 1990). Εικ Κατανομή των συγκεντρώσεων των σπάνιων γαιών των επιλεγμένων δειγμάτων σε σχέση με ομαλοποιημένες τιμές χονδρίτη (Taylor and McLennan 1985). Το διάγραμμα της εικ παρουσιάζει τις συγκεντρώσεις των κύριων στοιχείων και ιχνοστοιχείων των ψαμμιτικών δειγμάτων της Λήμνου ομαλοποιημένες σύμφωνα με τις αντίστοιχες συγκεντρώσεις του ανώτερου φλοιού όπως αυτές δημοσιευτήκαν από τους Taylor and Mc Lennan, Η κατασκευή του επιτρέπει την απευθείας σύγκριση των στοιχειακών προτύπων με τα διάφορα γεωτεκτονικά περιβάλλοντα (e.g. Bhatia and Crook, 1986; Floyd et al., 1991). Τα στοιχεία είναι ταξινομημένα από αριστερά προς τα δεξιά σε σχέση με τον χρόνο ωκεάνιας παραμονής τους και αποτελούνται από μία ευκίνητη ομάδα (K Ni) και από μία λιγότερο ευκίνητη (Ta Th). Ο χρόνος ωκεάνιας παραμονής μειώνεται από αριστερά προς τα δεξιά ενώ οι Floyd et al., (1991) αναγνώρισαν έναν αριθμό από ανωμαλίες οι οποίες είναι διαγνωστικές των γεωτεκτονικών καθεστώτων και της σύστασης της πηγής τροφοδοσίας.

194 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8: Ανόργανη Γεωχημεία 183 Εικ Διάγραμμα στοιχείων με τιμές ομαλοποιημένες σύμφωνα με τις αντίστοιχες συγκεντρώσεις του ανώτερου φλοιού όπως αυτές δημοσιευτήκαν από τους Taylor and Mc Lennan, (ΟΙΑ) Ωκεάνιο Ηφαιστειακό Τόξο, (CAAM) Ηπειρωτικό Νησιωτικό Τόξο/Ενεργό Ηπειρωτικό Περιθώριο, (PM) Παθητικό Περιθώριο, (OWP). Ωκεανός μέσα στην πλάκα (oceanic within plate). Για τα ψαμμιτικά στρώματα της Λήμνου η εφαρμογή του συγκεκριμένου διαγράμματος πιστοποιεί ότι: Οι συγκεντρώσεις των V, Cr, Ni καιti είναι > 1 πιστοποιώντας την είσοδο μίας βασικής πηγής τροφοδοσίας χαρακτηριστικής ενός γεωτεκτονικού περιβάλλοντος ενεργού ηπειρωτικού περιθωρίου. Το Sc παρουσιάζεται με θετική ανωμαλία ενώ η τιμή συγκέντρωσης του είναι πολύ κοντά στην μονάδα (0,83) ενισχύοντας την τοποθέτηση της περιοχής μελέτης σε ένα γεωτεκτονικό περιβάλλον ενεργού ηπειρωτικού περιθωρίου. Οι συγκεντρώσεις των Hf, και Y παρουσιάζουν αρνητική ανωμαλία προτείνοντας και αυτές ένα γεωτεκτονικό περιβάλλον ενεργού ηπειρωτικού περιθωρίου. Το Zr παρουσιάζεται με θετική ανωμαλία αντανακλώντας την είσοδο βαρέων ορυκτών η οποία θα μπορούσε να θεωρηθεί χαρακτηριστική ενός γεωτεκτονικού περιβάλλοντος ενεργού ηπειρωτικού περιθωρίου. Ωστόσο, αυτή η θετική ανωμαλία πιθανόν να οφείλεται στην επαναεπεξεργασία και ταξιθέτηση κατά την διάρκεια της μεταφοράς των ιζημάτων (Bahlburg, 1998).

195 184 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8: Ανόργανη Γεωχημεία Οι συγκεντρώσεις των Sr και P οι οποίοι παρουσιάζονται να έχουν μέγιστα στο διάγραμμα της εικ και σε συνδυασμό με την παρουσία του Ba και K με ομαλοποιημένες τιμές μικρότερες από την μονάδα καταδεικνύουν την είσοδο μίας βασικής πηγής τροφοδοσίας χαρακτηριστική ενός γεωτεκτονικού περιβάλλοντος ενεργού ηπειρωτικού περιθωρίου ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ Η γεωχημική έρευνα που πραγματοποιήθηκε σε 30 επιλεγμένα ψαμμιτικά και αργιλικά δείγματα στην Λήμνο μας οδήγησε στα ακόλουθα συμπεράσματα: Τα πολύστοιχειακά διαγράμματα που κατασκευάστηκαν υποδηλώνουν ένα περιβάλλον ενεργού περιθωρίου. Η θετική ανωμαλία που παρουσιάζει το Zr η οποία αντανακλά την είσοδο βαρέων ορυκτών και μπορεί να θεωρηθεί τυπική ενός παθητικού περιθωρίου οφείλεται στην επαναεπεξεργασία και ταξιθέτηση κατά την διάρκεια της μεταφοράς των ιζημάτων (Bahlburg, 1998). Επιπλέον, μία βασικής/υπερβασικής σύστασης πηγή τροφοδοσίας ελέγχει την απόθεση τόσο των υποθαλάσσιων ριπιδίων όσο και της υφαλοκρηπίδας. Η βασική/υπερβασική σύσταση της πηγής τροφοδοσίας αποκαλύπτεται και από τις υψηλές συγκεντρώσεις Cr, Ni και V που παρουσιάζουν τόσο τα ψαμμιτικά και αργιλικά δείγματα όσο και οι παρενστρώσεις των υπερβασικών ιζημάτων στα εξωτερικά τμήματα του συστήματος. Η ανάλυση των ιχνοστοιχείων υποδηλώνει ένα περιβάλλον ενεργού ηπειρωτικού περιθωρίου ή ενός ηπειρωτικού νησιωτικού τόξου και ένα μικρό βαθμό ανακύκλωσης (recycling) των υπό μελέτη δειγμάτων. Επιπλέον, αποκαλύπτεται η επίδραση μιας μικτής, όξινης και βασικής/υπερβασικής σύστασης, πηγή τροφοδοσίας. Η ανάλυση των σπανίων γαιών αποκαλύπτει ασθενή θετική ανωμαλία στο Eu. Ο εμπλουτισμός εξηγείται μέσα από ιζηματογενείς διεργασίες όπου τα πλαγιόκλαστα είναι συγκεντρωμένα στις άμμους εξαιτίας της ταξιθέτησης (McLennan, 1989) και σχετίζεται με το υψηλό ποσοστό σε πλαγιόκλαστο λόγω της συγκέντρωσης αστριών κατά την διάρκεια της ιζηματογένεσης (Nance and Taylor, 1977; McLennan et al., 1990). Η ανάλυση των κυρίων στοιχείων υποδηλώνει ότι τα υπό μελέτη ιζήματα αποτέθηκαν σε ένα γεωτεκτονικό περιβάλλον ενός ενεργού ηπειρωτικού περιθωρίου ενώ αποκαλύπτεται και η επίδραση μιας μικτής, όξινης και βασικής/υπερβασικής σύστασης, πηγή τροφοδοσίας.

196 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 9: Πετρογραφική Ανάλυση ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ 9.1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ Η σύσταση των ψαμμιτών επηρεάζεται από το χαρακτήρα της ιζηματογενούς προέλευσης, την φύση των ιζηματογενών διαδικασιών μέσα στη λεκάνη απόθεσης και από το είδος των διόδων διασποράς που συνδέουν την πηγή τροφοδοσίας με τη λεκάνη. Οι βασικές σχέσεις μεταξύ της προέλευσης και της λεκάνης εξαρτώνται από την τεκτονική των πλακών η οποία ελέγχει τη κατανομή των διαφορετικών τύπων ψαμμιτών (Dickinson and Suchek, 1979). Τα στοιχεία για τις σύγχρονες θαλάσσιες και χερσαίες άμμους από γνωστά γεωτεκτονικά περιβάλλοντα παρέχουν τα πρότυπα για την αξιολόγηση της επίδρασης του γεωτεκτονικού περιβάλλοντος στη σύνθεση των ψαμμιτών. Τα στοιχεία αυτά σε συνδυασμό και με τα συμπεράσματα από τις παλαιότερες ψαμμιτικές ακολουθίες, οδηγούν στο συμπέρασμα ότι οι διάφορες κατηγορίες ψαμμιτών μπορούν να συσχετιστούν με τους διάφορους τύπους πηγών τροφοδοσίας και λεκανών που συνδέονται με τα διαφορετικά γεωτεκτονικά καθεστώτα. Οι Crook (1974) and Schwab (1975) παρουσίασαν ότι οι πλούσιοι σε χαλαζία ψαμμίτες συνδέονται με τα ενεργά ηπειρωτικά περιθώρια, οι φτωχοί σε χαλαζία ψαμμίτες είναι συνήθως ηφαιστειογενούς προέλευσης, από μαγματικά νησιωτικά τόξα και οι ενδιάμεσης περιεκτικότητας σε χαλαζία ψαμμίτες συνδέονται κυρίως με τα ενεργά ηπειρωτικά περιθώρια ή άλλες ορογενετικές ζώνες. Η χρήση της ποσοτικής, επικρατούσας κλαστικής ορυκτολογικής σύστασης που προέρχεται από την διαδικασία των σημειακών μετρήσεων των λεπτών τομών είναι ευρέως καθιερωμένη για την εξαγωγή συμπερασμάτων ψαμμιτικής προέλευσης (Dickinson and Suczek, 1979). Το γεωτεκτονικό καθεστώς της πηγής τροφοδοσίας αποτελεί τον πιο σημαντικό παράγοντα ελέγχου της ψαμμιτικής σύστασης (Dickinson et al., 1983). Ωστόσο, παράγοντες όπως το ανάγλυφο, το κλίμα, η διαγένεση, το περιβάλλον απόθεσης και ο μηχανισμός μεταφοράς αποτελούν εξίσου σημαντικούς δευτερογενείς παράγοντες. Τα συμπεράσματα αυτά ενισχύονται και από τις μελέτες των ψαμμιτικών συστάσεων στους σύγχρονους θαλάσσιους πυθμένες (Dickinson και Valloni, 1980; Valloni και Maynard, 1981). Η δημιουργία αποδοτικών κλαστικών συστάσεων απαιτεί την καθιέρωση ευδιάκριτων λειτουργικών ορισμών για τους διάφορους τύπους κόκκων (Dickinson, 1970). Δεν υπάρχει όριο στον αριθμό των διάφορων κατηγοριών κόκκων που μπορούν να μετρηθούν αλλά, αποτελεσματικές

197 186 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 9: Πετρογραφική Ανάλυση τοπικές ή παγκόσμιες συγκρίσεις των ψαμμιτικών συστάσεων βοηθιούνται με την ομαδοποίηση, διαφόρων τύπων κόκκων σε γενικές κατηγορίες. Είναι καθολική πρακτική να περιγράφουν τα μονοκρυσταλλικά ψήγματα ως ορυκτοί κόκκοι και τα πολυκρυσταλλικά ψήγματα ως λιθικά ή θραύσματα πετρώματος. Οι ορυκτοί κόκκοι υποδιαιρούνται σύμφωνα με τα είδη των ορυκτών, ενώ τα θραύσματα πετρώματος είναι ταξινομημένα, όπως τα πετρώματα (Dickinson, 1970). Τα αποτελέσματα της πετρογραφικής έρευνας στην Λήμνο αποτέλεσαν τμήμα της εργασίας: Maravelis, A. and Zelilidis, A. Petrography and geochemistry of the late Eocene-early Oligocene submarine fans and shelf deposits on Lemnos Island, NE Greece: Implications for provenance and tectonic setting που υποβλήθηκε για δημοσίευση σε περιοδικό του citation index το ΜΕΘΟΔΟΛΟΓΙΑ Υπάρχουν δύο μεθοδολογικές προσεγγίσεις στην επεξεργασία των θραυσμάτων πετρώματος κατά τη διάρκεια των σημειακών μετρήσεων (point-counting) των λεπτών τομών (Zuffa, 1980; Ingersoll et al., 1984). Στην πρώτη, όλα τα μέρη των πολυκρυσταλλικών ψηγμάτων μπορούν να μετρηθούν ως θραύσματα πετρώματος. Αυτή η λογική προσέγγιση οδηγεί στην εξάρτηση των υπολογισμένων ψαμμιτικών συστάσεων από το μέγεθος κόκκου. Χονδρόκοκκα μητρικά πετρώματα τα οποία αποτελούνται από κρυστάλλους μεγαλύτερους από mm, μπορούν εν μέρει να εμφανιστούν ως θραύσματα πετρώματος στους χονδρόκοκκους ψαμμίτες αλλά γενικά διαλύονται διαμορφώνοντας μεμονωμένους ορυκτούς κόκκους στους λεπτόκοκκους ψαμμίτες. Η εξάρτηση των υπολογισμένων κλαστικών ορυκτολογικών συστάσεων από το μέγεθος κόκκου μπορεί να μειωθεί εμφανώς με την εφαρμογή μιας διαφορετικής διαδικασίας σημειακής μέτρησης η οποία περιορίζει τα θραύσματα πετρώματος στα μικροκρυσταλλικά, αφανιτικά υλικά τα οποία δεν περιέχουν κρύσταλλο μεγαλύτερο από το όριο του συνδετικού υλικού (όριο άμμου). Μεμονωμένοι κρύσταλλοι μεγαλύτεροι από χιλ. μέτριουνται ως ορυκτοί κόκκοι, ανεξάρτητα από εάν εμφανίζονται ως ξεχωριστά κλαστικά ψήγματα ή ως συστατικοί κρύσταλλοι μέσα σε πολυκρυσταλλικά ψήγματα. Για παράδειγμα, φαινοκρύσταλλοι οι οποίοι βρίσκονται στα ηφαιστειακά πετρώματα, μέτριουνται ως ορυκτοί κόκκοι εάν οι μέσες ορατές διάμετροί τους υπερβαίνουν τα mm. Μόνο όταν το σταυρόνημο του

198 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 9: Πετρογραφική Ανάλυση 187 μικροσκοπίου τέμνει ένα τμήμα της άμορφης μάζας ενός πετρώματος ηφαιστειακής προέλευσης ή ένα μικρότερο φαινοκρύσταλλο, το σημείο αυτό μετριέται ως θραύσμα πετρώματος. Ομοίως, οι κρύσταλλοι μέσα σε ένα γρανιτικό πέτρωμα αλλά και τα πιο χονδρόκοκκα κομμάτια χαλαζία είναι συνήθως αρκετά μεγάλα ώστε να μπορούν να χαρακτηριστούν ως ορυκτοί κόκκοι στον υπολογισμό της κλαστικής σύστασης που προέρχεται μέσα από τις σημειακές μετρήσεις των λεπτών τομών. Υπάρχουν δύο σημεία κλειδιά που πραγματοποιούνται σε αυτήν την διαδικασία. Καταρχάς, οι μετρήσεις θα πρέπει να εκτελεστούν με τέτοιο τρόπο ώστε να διατηρηθούν όλες οι πληροφορίες για την ύπαρξη των συγκεκριμένων τύπων ορυκτών κόκκων μέσα στα διαφορετικά είδη θραυσμάτων πετρώματος. Δεύτερον, η μέθοδος αυτή είναι ένας τρόπος για την κανονικοποίηση των δεδομένων όσον αφορά το μέγεθος κόκκων και δεν μπορεί να διορθωθεί για τις έμφυτες ή γενετικές αποκλίσεις στις αναλογίες κόκκων σε σχέση με το μεταβαλλόμενο μέγεθος κόκκου. Για παράδειγμα, όπου η αναλογία χαλαζία/άστριος είναι διαφορετική σε ψαμμίτες με διαφορετικό κοκκομετρικό μέγεθος, η μέθοδος δεν βελτιώνει τις συνθετικές συγκρίσεις μεταξύ των ψαμμιτών με διαφορετικό μέσο κοκκομετρικό μέγεθος. Έτσι, όπου είναι δυνατόν οι μελέτες προέλευσης θα πρέπει να περιοριστούν σε ψαμμίτες με παρόμοιο κοκκομετρικό μέγεθος ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΗ ΕΡΕΥΝΑ ΣΤΗΝ ΛΗΜΝΟ ΠΕΡΙΓΡΑΦΗ Η πετρογραφική έρευνα στην Λήμνο περιελάβανε την συλλογή, προετοιμασία και μελέτη 30 ψαμμιτικών δειγμάτων κάτω από το πολωτικό μικροσκόπιο. Η επιλογή τους πραγματοποιήθηκε με σκοπό την κάλυψη της στρωματογραφικής στήλης της Λήμνου κατά το κατώτερο Ηώκαινο-ανώτερο Ολιγόκαινο αλλά και την πλευρική εξέλιξη των διαφόρων τουρβιδιτικών φάσεων (Εικ. 9.1). Έτσι, επιλέχθηκαν 30 δείγματα τόσο από τα εξωτερικά και εσωτερικά τμήματα του τουρβιδιτικού συστήματος αλλά και από τις αποθέσεις υφαλοκρηπίδας (Εικ. 9.2).

199 188 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 9: Πετρογραφική Ανάλυση Εικ Στρωματογραφική τοποθέτηση των επιλεγμένων δειγμάτων

200 Εικ. 9.2 Γεωλογικός χάρτης της Λήμνου στον οποίο απεικονίζονται οι θέσεις των υπό μελέτη δειγμάτων (τροποποιημένος από Ι.Γ.Μ.Ε.) ΚΕΦΑΛΑΙΟ 9: Πετρογραφική Ανάλυση 189

201 190 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 9: Πετρογραφική Ανάλυση Η κλαστική ορυκτολογική σύσταση των ψαμμιτών της περιοχής μελέτης προσδιορίστηκε ποσοτικά με την χρήση της μεθόδου των σημειακών μετρήσεων των λεπτών τομών (point-counting) όπως έχουν περιγράψει οι Ingersoll et al. (1984). 300 κόκκοι μετρήθηκαν σε κάθε ψαμμιτικό δείγμα. Η πετρογραφική έρευνα των επιλεγμένων δειγμάτων υποδηλώνει ότι πρόκειται για λιθικούς αρενίτες μιας και το σύνολο τους πλοτάρεται στο αντίστοιχο πεδίο του τριγωνικού διαγράμματος που προτάθηκε από τους Pettijhon et al., (1973) (Εικ 9.3.). Εικ Τριγωνικό Διάγραμμα στο οποίο τα υπό μελέτη δείγματα συγκεντρώνονται κυρίως στο πεδίο του λιθικού αρενίτη (από Pettijhon et al., 1973) Οι ψαμμίτες αποτελούνται κυρίως από τρία συστατικά: κόκκους ορυκτών, συγκολλητικό υλικό και πόρους. Οι κόκκοι αποτελούνται κυρίως από χαλαζία ενώ περιέχουν και σημαντικό ποσοστό αστρίων (αλκαλικούς αστρίους σε μεγαλύτερο ποσοστό αλλά και πλαγιόκλαστα) και θραυσμάτων πετρώματος. Σε μικρότερη αναλογία στις λεπτές τομές παρατηρήθηκαν ορυκτά όπως: μοσχοβίτης, βιοτίτης, χλωρίτης, τουρμαλίνης, απατίτης, ζιρκόνιο, ρουτίλιο και γλαυκονίτης. (Εικ. 9.4).

202 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 9: Πετρογραφική Ανάλυση 191 Εικ Φωτογραφίες πολωτικού μικροσκοπίου από λεπτές τομές ψαμμιτικών δειγμάτων της περιοχής μελέτης όπου εμφανίζονται βαρέα ορυκτά. (Α) Ρουτίλιο (R.), (B). Τουρμαλίνης (Τ.) (κάθετα nicols). Ο χαλαζίας παρουσιάζεται μονοκρυσταλλικός αλλά και σε θραύσματα ενώ ορισμένοι κόκκοι εμφανίζονται με κυματοειδής κατάσβεση (Εικ. 9.5a). Εμφανίζει σημειακές, ευθείες αλλά και καμπύλες/κυρτές επαφές κόκκων. Εικ (Α). Φωτογραφία πολωτικού μικροσκοπίου ψαμμιτικού δείγματος που αποτελείται τόσο από μόνο-κρυσταλλικό (Qm) όσο και από πολυκρυσταλλικό χαλαζία (Qp). (Β). Χαλαζιακός κόκκος με πέντε ή περισσότερους κρυστάλλους με ευθεία ή ελαφρώς καμπυλωμένα ένδο-κρυσταλλικά όρια. (C). Χαλαζιακός κόκκος που αποτελείται από περισσότερους από πέντε επιμήκεις κρυστάλλους οι οποίοι εμφανίζουν ακανόνιστα ή οδοντωτά ενδοκρυσταλλικά όρια. (D). Χαλαζιακός κόκκος τόσο με μεγάλους όσο και μικρούς κρυστάλλους. (κάθετα nicols).

203 192 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 9: Πετρογραφική Ανάλυση Οι πολυκρυσταλλικοί κόκκοι χαλαζία που παρατηρήθηκαν στα ψαμμιτικά δείγματα της Λήμνου είναι δύο τύπων: ο πρώτος τύπος αποτελείται από πέντε ή περισσότερους κρυστάλλους με ευθεία ή ελαφρώς καμπυλωμένα ενδοκρυσταλλικά όρια (Εικ. 9.5b) ενώ ο δεύτερος από περισσότερους από πέντε επιμήκης κρυστάλλους που εμφανίζουν ακανόνιστα ή οδοντωτά ενδοκρυσταλλικά όρια (Εικ. 9.5c). Έχουν παρατηρηθεί χαλαζιακοί κόκκοι τόσο με μεγάλους όσο και μικρούς κρυστάλλους (Εικ. 9.5d). Οι άστριοι και τα θραύσματα πετρώματος περιέχονται σε σημαντικά ποσοστά στα ψαμμιτικά δείγματα με ποσοστά που κυμαίνονται από 10-18% και 10-33% αντίστοιχα. Το μεγαλύτερο ποσοστό των αστρίων είναι αλκαλικοί άστριοι ενώ πλαγιόκλαστα με χαρακτηριστική συζυγή διδυμία κατά τον αλβιτικό νόμο είναι σπάνια (Εικ. 9.6). Οι κρύσταλλοι των αστρίων παρουσιάζονται επιμήκης ενώ συχνά είναι σερικιτιωμένοι και σε ορισμένες περιπτώσεις εμφανίζουν εγκλείσματα απατίτη και ζιρκονίου.. Εικ. 9.6.Κόκκος πλαγιοκλάστου με χαρακτηριστική διδυμία κατά τον αλβιτικό νόμο. (κάθετα nicols). Τα θραύσματα πετρώματος, που αποτελούν το δεύτερο πιο άφθονο συστατικό μετά τον χαλαζία, έχουν προέλευση από μεταμορφωμένα, μαγματικά και ιζηματογενή πετρώματα. Κερατόλιθοι, μοσχοβιτικοί σχιστόλιθοι, ψαμμίτες, βασάλτες και γρανίτες

204 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 9: Πετρογραφική Ανάλυση 193 με χαρακτηριστικές γρανοφυρικές δομές έχουν παρατηρηθεί, παρέχοντας σημαντικές πληροφορίες για την σύσταση της πηγής τροφοδοσίας (Εικ. 9.7). Η ορυκτή σύσταση των δειγμάτων παρουσιάζεται στον πίνακα 9.1 ενώ στο σχήμα του Dickinson et al. (1983) συγκεντρώνονται στο πεδίο του ανακυκλωμένου ορογενούς (Εικ. 9.8). Εικ Φωτογραφίες των ψαμμιτικών δειγμάτων της Λήμνου στις οποίες απεικονίζονται τα διάφορα θραύσματα πετρώματος που έχουν παρατηρηθεί. (A). Βασάλτης (BAS.). (Β). Γρανίτης (GR.). (C). Βασάλτης (BAS.), Κερατόλιθος (CH.). (D). Ψαμμίτης (SAN.) (κάθετα nicols). Sample No. Qt L F Sample No. Qt L F Sample No. Qt L F Πίνακας 9.1. Δεδομένα της ορυκτής σύστασης των υπό μελέτη δειγμάτων (Q: χαλαζίας, L: λιθικά τεμάχη, F: άστριος).

205 194 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 9: Πετρογραφική Ανάλυση Εικ Τριγωνικό διάγραμμα κατά Dickinson et al. (1983) στο οποίο όλα τα δείγματα συγκεντρώνονται στο πεδίο του ανακυκλωμένου ορογενούς ΕΡΜΗΝΕΙΑ Η προέλευση των κλαστικών πετρωμάτων μπορεί να καθοριστεί μέσα από μία σειρά πετρογραφικών τεχνικών που περιλαμβάνουν την έρευνα της πολυκρυσταλλικότητας των χαλαζιακών κόκκων (Basu et al., 1975; Young, 1976) αλλά και το είδος των θραυσμάτων πετρώματος (Pettijohn et al., 1987). Τα δείγματα της περιοχής μελέτης περιέχουν σημαντικό ποσοστό πολυκρυσταλλικού χαλαζία ο οποίος είναι δύο τύπων. Ο πρώτος τύπος αποτελείται από πέντε ή περισσότερους κρυστάλλους με ευθεία ή ελαφρώς καμπυλωμένα ενδοκρυσταλλικά όρια ενώ ο δεύτερος από περισσότερους από πέντε επιμήκεις κρυστάλλους οι οποίοι εμφανίζουν ακανόνιστα ή/και οδοντωτά ενδοκρυσταλλικά όρια. Ο πρώτος τύπος υποδηλώνει προέλευση από πλουτώνια μαγματικά πετρώματα (Folk, 1974; Blatt et al., 1980) ενώ ο δεύτερος προέρχεται από μεταμορφωμένα (Blatt et al., 1980; Asiedu et al., 2000). Οι κόκκοι χαλαζία με τόσο

206 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 9: Πετρογραφική Ανάλυση 195 μεγάλους όσο και μικρούς κρυστάλλους υποδηλώνουν γνευσιακή πηγή τροφοδοσίας (Blatt et al., 1980; Abdel-Wahab, 1992). Τα θραύσματα πετρώματος, που είναι άφθονα στους ψαμμίτες της Λήμνου, προέρχονται από μεταμορφωμένα, μαγματικά αλλά και από ιζηματογενή πετρώματα ενώ η ύπαρξη τόσο γρανιτών όσο και βασικών πετρωμάτων υποδηλώνει όξινη αλλά και βασική σύσταση της πηγής τροφοδοσίας. Η προβολή των ψαμμιτικών δειγμάτων στο πεδίο του ανακυκλωμένου ορογενούς προτείνει, σύμφωνα με τον Dickinson, (1985), μία ζώνη καταβύθισης ως πιθανό γεωτεκτονικό περιβάλλον για την περιοχή μελέτης ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ Η λεπτομερής πετρογραφική έρευνα που πραγματοποιήθηκε σε 30 επιλεγμένα ψαμμιτικά δείγματα της Λήμνου οδήγησε στα ακόλουθα συμπεράσματα: Κατατάσσονται σύμφωνα με το σχήμα του McBride (1963) ως Αστριούχοι Λιθαρενίτες ενώ κάποια δείγματα χαρακτηρίζονται ως Λιθικές Αρκόζες και Λιθικές Υπο-Αρκόζες. Συγκεντρώνονται στο πεδίο του ανακυκλωμένου ορογενούς υποδηλώνοντας μία ζώνη καταβύθισης ως πιθανό γεωτεκτονικό περιβάλλον της περιοχή μελέτης. Προέρχονται από την συνεισφορά μιας μεταμορφωμένης, ιζηματογενούς και μαγματικής πηγής τροφοδοσίας η οποία πιστοποιείται τόσο από την συνύπαρξη θραυσμάτων πετρώματος αντίστοιχης προέλευσης (σχιστόλιθοι, ψαμμίτες, βασάλτες και γρανίτες), όσο και από την αναγνώριση πολυκρυσταλλικού χαλαζία που αποτελείται τόσο από πέντε ή περισσότερους κρυστάλλους με ευθεία ή ελαφρώς καμπυλωμένα ενδοκρυσταλλικά όρια (προέλευση από πλουτώνια μαγματικά πετρώματα) όσο και από περισσότερους από πέντε επιμήκης κρυστάλλους με ακανόνιστα ή οδοντωτά ενδοκρυσταλλικά όρια (προέλευση από μεταμορφωμένα πετρώματα). Η πηγή τροφοδοσίας αποτελείται από όξινα μαγματικά πετρώματα (θραύσματα γρανιτών), αλλά και από βασικά πετρώματα (θραύσματα βασαλτών).

207 196 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 9: Πετρογραφική Ανάλυση

208 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 10: Ποιότητα Ρεζερβουάρ ΠΟΙΟΤΗΤΑ ΡΕΖΕΡΒΟΥΑΡ ΕΙΣΑΓΩΓΗ Τα συστήματα των υποθαλασσίων ριπιδίων μπορεί να αποτελούν ταμιευτήρες αερίων και υγρών υδρογονανθράκων και είναι σημαντικοί ερευνητικοί στόχοι παγκοσμίως (Weimer and Link, 1991) ενώ πολλοί ερευνητές έχουν ασχοληθεί εκτενώς με τον χαρακτηρισμό και την ετερογένεια των ρεζερβουάρ αλλά και με το διαγενετικό συνδετικό υλικό (π.χ. Dutton et al., 2003; Watson et al., 1995; Prosser et al., 1995). Η ποιότητα του ρεζερβουάρ αποτελεί ένα από τα στοιχεία που καθορίζουν την πιθανότητα ύπαρξης αερίων ή/και υγρών υδρογονανθράκων κατά την διάρκεια της διερεύνησης. Είναι σημαντικό να υπάρχει μία λεπτομερής κατανόηση των παραγόντων που ελέγχουν την ποιότητα των ρεζερβουάρ μαζί με την εκτίμηση της οικονομικής βιωσιμότητας των πετρελαϊκών κοιτασμάτων. Όταν πραγματοποιηθεί μία ανακάλυψη πετρελαίου σε μία λεκάνη είναι απαραίτητο να κατανοηθεί όσο το δυνατόν περισσότερο η ποιότητα του ρεζερβουάρ ώστε να συνεχιστεί η περαιτέρω έρευνα και να μπορέσει να εκτιμηθεί η οικονομική βιωσιμότητα του κοιτάσματος να εκτιμηθεί (Selley, 1997). Μόλις τα κλαστικά ιζήματα αποτεθούν σε μία λεκάνη, ο παράγοντας ο οποίος αρχικά επηρεάζει την ποιότητα του ρεζερβουάρ είναι μια συνάρτηση την παρουσίας της άμμου σε σχέση με τον πηλό και την άργιλο. Ωστόσο, κατά την διάρκεια ταφής η αποτιθέμενη άμμος διαφοροποιείται ως προς το αρχικό της πορώδες, την δομή της ή ακόμα και την ορυκτολογία της καθώς μετατρέπεται σε ψαμμίτη (Worden and Burley, 2003). Κατά την διάρκεια της διερεύνησης, ευαίσθητες, τηλεκατευθυνόμενες τεχνικές αλλά και ανάλογες έρευνες επιφανειακών εμφανίσεων μπορούν να βοηθήσουν στην ανακάλυψη της ύπαρξης ψαμμιτικών στρωμάτων. Οι τεχνικές όμως αυτές δεν βοηθούν στην ανακάλυψη ψαμμιτών με υψηλό πορώδες προστατευμένοι από υψηλού βαθμού διαγενετική διαφοροποίηση και απώλεια πορώδους. Είναι απαραίτητο να μελετηθούν δείγματα γεωτρήσεων για να κατανοηθούν ποιες διαγενετικές διαφοροποιήσεις έχουν πραγματοποιηθεί και ποιες από αυτές έχουν ελέγξει την ποιότητα του ρεζερβουάρ. Η διαγένεση αποτελείται από ένα σύνολο φυσικών, γεωχημικών και βιολογικών μετά-αποθετικών διαδικασιών κατά τις οποίες οι αρχικές ορυκτολογικές συναθροίσεις και οι ενδιάμεσοι πόροι νερού επιδρούν

209 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 10: Ποιότητα Ρεζερβουάρ 198 μεταξύ τους με σκοπό να αποκτήσουν το ιστολογικό και θερμοδυναμικό ισοζύγιο του περιβάλλοντος απόθεσής τους (Worden and Burley, 2003) ΜΕΘΟΔΟΛΟΓΙΑ ΤΕΧΝΙΚΗ ΠΟΡΟΣΙΜΕΤΡΙΑΣ ΥΔΡΑΡΓΥΡΟΥ Η τεχνική ποροσιμετρίας υδραργύρου «Mercury Porosimetry Tecnique» είναι μια τεχνική που χρησιμοποιείται για τον καθορισμό της τριχοειδούς πίεσης. Οι μετρήσεις πραγματοποιούνται σε μικρά, καθαρά και στεγνά δείγματα. Ο υδράργυρος εισάγεται στην συνέχεια στο δείγμα και πραγματοποιούνται οι αυξητικές καταγραφές του όγκου υδραργύρου που εισάγεται. Η τυπική είσοδος στο δείγμα μπορεί να φτάσει τα psia. Η ενδοφασική τάση του υδραργύρου είναι 485 δίνες/εκατοστό και η γωνία επαφής είναι 130. Η αέρα/υδράργυρος τριχοειδής πίεση μετατρέπεται σε αέρα/ άλμη τριχοειδής πίεση σύμφωνα με τους τύπους 1 και 2 του Leverett : P c( air brine) P C( air Hg ) ( Cos ) ( Cos ) air brine air Hg P c( air brine) (72 cos0) (485 cos130) air brine air Hg (1) P = c( air brine) Pc ( air Hg ) (2) 4.33 Το ύψος πάνω από την ελεύθερη επιφάνεια του νερού υπολογίζεται από την ακόλουθη εξίσωση: H= ( w Pc ( Cos ) L R 0 ) ( Cos ) L Όπου Η είναι το ύψος πάνω από την ελεύθερη επιφάνεια του νερού σε πόδια, τριχοειδής πίεση σε εργαστηριακές συνθήκες σε psi, συνθήκες ταμιευτηρίου, PcL η PcR η τριχοειδής πίεση σε w η πυκνότητα του νερού σε gr/cc, h η πυκνότητα του πετρελαίου σε gr/cc, γ η ενδοφασική τάση και θ η γωνία επαφής. Η μέθοδος αυτή βασίζεται στην εξίσωση του Washburn η οποία στηρίζει ότι «η πίεση που απαιτείται για να αναγκάσει ένα μη Νευτώνειο υγρό να εισέλθει μέσα

210 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 10: Ποιότητα Ρεζερβουάρ 199 στα τριχοειδή αγγεία είναι αντιστρόφως ανάλογο της διαμέτρου των αγγείων και ανάλογο της επιφάνειας τάσης και της γωνίας επαφής με την επιφάνεια και μαθηματικά αποτυπώνεται ως εξής: 4 Cos D = P Όπου: D είναι η διάμετρος του τριχοειδούς αγγείου, γ είναι η επιφάνεια επαφής σε δίνες/εκατοστό και P η πίεση των τριχοειδών. Η αρχή αυτή ενσωματώθηκε στην μηχανή μέτρησης πόρων των Ritter and Drake, (1945). Ο υδράργυρος χρησιμοποιήθηκε σχεδόν αποκλειστικά ως υγρό μέτρησης του πορώδες επειδή είναι μη Νευτώνειο στα περισσότερα πετρώματα ταμιευτηρίων. Οι πόροι είναι σπάνια κυλινδρικοί έτσι η εξίσωση αυτή είναι σχεδόν ιδεατή. Για λόγους απλότητας, το μοντέλο αυτό είναι αποδεκτό εξαιτίας των πρακτικών αποτελεσμάτων που συμπεραίνονται. Ο τρόπος με τον οποίο η μέθοδος ποροσιμετρίας διερευνά τις δομές των πόρων παρέχει σημαντικές και χρήσιμες πληροφορίες για τον τρόπο με τον οποίο τα ρευστά συμπεριφέρονται κάτω από ειδικές συνθήκες ταμιευτηρίων ΠΕΤΡΟΦΥΣΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΤΩΝ ΔΕΔΟΜΕΝΩΝ ΤΗΣ ΜΕΘΟΔΟΥ ΚΑΘΟΡΙΣΜΟΣ ΠΟΡΩΔΟΥΣ Η συγκεκριμένη τεχνική παρέχει την απευθείας μέτρηση του πορώδους το οποίο στην υπό χαμηλή πίεση εισαγωγή υδραργύρου θεωρείται ίσο με το μηδέν. Η διαφορά του όγκου πριν και μετά την εισαγωγή του υδραργύρου αποτελεί την τιμή του πορώδους στο δείγμα. Στην μέγιστη πίεση των psi θεωρείται ότι ο υδράργυρος έχει εισαχθεί μέσα σε όλα τα διάκενα του δείγματος. Ο συνολικός όγκος του εισαγομένου υδραργύρου θεωρείται ότι είναι ο συνολικός όγκος των πόρων στην συγκεκριμένη πίεση ΥΠΟΛΟΓΙΣΜΟΣ ΔΙΑΠΕΡΑΤΟΤΗΤΑΣ Η διαπερατότητα ορίζεται ως η μέτρηση της ευκολίας με την οποία ένας σχηματισμός επιτρέπει την κίνηση ρευστών μέσα από αυτό. Εξαρτάται από το μέγεθος των διόδων επικοινωνίας (οπές πόρων, τριχοειδή αγγεία) ανάμεσα στους πόρους αλλά και το μέγεθος των πόρων. Οι Katz and Thompson (1986,1987) παρείχαν μία πάρα πολύ

211 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 10: Ποιότητα Ρεζερβουάρ 200 σημαντική συνεισφορά στον υπολογισμό της διαπερατότητας μέσα από εισαγωγή υδραργύρου στα δείγματα. Εισήγαγαν δύο τύπους για τον απόλυτο υπολογισμό της διαπερατότητας (k) χρησιμοποιώντας δεδομένα από την καμπύλη της τριχοειδούς πίεσης. Ο πρώτος τύπος είναι: K= cl όπου: k είναι η απόλυτη διαπερατότητα, c είναι μια σταθερά η οποία 2 c 1 ισούται με, L c είναι ένα χαρακτηριστικό μήκος απόστασης κόκκων, σ είναι η 226 ηλεκτρική αγωγιμότητα του κορεσμένου σε άλμη πετρώματος και 0 η ηλεκτρική αγωγιμότητα της άλμης. Η εξίσωση προέρχεται από θεωρεία (Katz and Thompson,1986 and 1987) και τα χαρακτηριστικά μήκη Lc καθορίζονται από την πίεση που προέρχεται από τη καμπύλη πίεσης εισαγωγής υδραργύρου. Η δεύτερη εξίσωση παρέχει μία εκτίμηση της από τα ίδια δεδομένα και εκφράζεται ως: L 1 cl όπου c είναι μια σταθερά η οποία ισούται με, L c είναι ένα 89 2 max K= max ( ) Lmax L c χαρακτηριστικό μήκος απόστασης κόκκων, μέγιστη υδραυλική αγωγιμότητα, ( ) L max Lmax είναι το χαρακτηριστικό μήκος στην είναι το κλάσμα του συνολικού πορώδες στο L max. Αυξάνοντας την πίεση ο υδράργυρος αρχίζει να εισέρχεται και στους μικρούς πόρους του διαπερατού πετρώματος. Τελικά, η αρχική πίεση σημαίνει ότι όλος ο υδράργυρος γίνεται αλληλοσυνδεδεμένος. Το χαρακτηριστικό μήκος Lc ορίζεται σε αυτή την αρχική πίεση και θεωρείται ότι καθορίζει την τιμή της διαπερατότητας ΠΟΙΟΤΗΤΑ ΡΕΖΕΡΒΟΥΑΡ ΣΤΗΝ ΛΗΜΝΟ Ο προσδιορισμός του πορώδους και της διαπερατότητας στην περιοχή μελέτης περιελάβανε την συλλογή, προετοιμασία και μελέτη 20 ψαμμιτικών δειγμάτων (Εικ. 10.1). Η επιλογή τους πραγματοποιήθηκε με σκοπό την κάλυψη της στρωματογραφικής στήλης της Λήμνου κατά την διάρκεια του κατώτερου Ηωκαίνουανώτερου Ολιγοκαίνου αλλά και την πλευρική εξέλιξη των διαφόρων τουρβιδιτικών φάσεων. Έτσι, επιλέχθηκαν δείγματα τόσο από τα εξωτερικά και εσωτερικά τμήματα

212 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 10: Ποιότητα Ρεζερβουάρ 201 του τουρβιδιτικού συστήματος όσο και από τις αποθέσεις υφαλοκρηπίδας (Εικ. 10.2). Εικ Στρωματογραφική τοποθέτηση των επιλεγμένων δειγμάτων Η ανάλυση των ψαμμιτικών δειγμάτων πραγματοποιήθηκε στα εργαστήρια του Ερευνητικού Ινστιτούτου Χημικής Μηχανικής και Χημικών Διεργασιών Υψηλής Θερμοκρασίας (ΙΤΕ/ΕΙΧΗΜΥΘ) Πατρών και περιλάμβανε τόσο τον ποσοτικό προσδιορισμό του πορώδους και της διαπερατότητας όσο και τον ακριβή καθορισμό του όγκου και της διαμέτρου των πόρων. Τα αποτελέσματά της παρουσιάζονται αναλυτικά στους πίνακες 10.1 και 10.2 ενώ με την κατασκευή διαγραμμάτων της συχνότητας εμφάνισης των πόρων προς την διάμετρο των αντίστοιχων πόρων υπολογίστηκε η διάμετρος των πόρων (Εικ. 10.3). Ο υπολογισμός του όγκου των πόρων για κάθε δείγμα πραγματοποιήθηκε μέσα από την κατασκευή διαγραμμάτων του εισαγομένου σε κάθε δείγμα όγκου Hg προς την αντίστοιχη πίεση των τριχοειδών αγγείων (Εικ. 10.4).

213 Εικ Γεωλογικός χάρτης της Λήμνου στον οποίο απεικονίζονται οι θέσεις των υπό μελέτη δειγμάτων (τροποποιημένος από Ι.Γ.Μ.Ε.). ΚΕΦΑΛΑΙΟ 10: Ποιότητα Ρεζερβουάρ 202

214 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 10: Ποιότητα Ρεζερβουάρ 203 Αριθμός Διαπερατότητα Εκτίμηση Αριθμός Διαπερατότητα Εκτίμηση δείγματος K (md) δείγματος K (md) ασήμαντη ασήμαντη ασήμαντη καλή ασήμαντη ασήμαντη πολύ καλή ασήμαντη ασήμαντη καλή μέτρια ασήμαντη ασήμαντη μέτρια ασήμαντη μέτρια μέτρια μέτρια ασήμαντη ασήμαντη Πίνακας Σύνοψη των τιμών διαπερατότητας των υπό μελέτη ψαμμιτικών δειγμάτων. Αριθμός Πορώδες Αριθμός Πορώδες Εκτίμηση δείγματος (%) δείγματος (%) Εκτίμηση ασήμαντη μέτρια μέτρια καλή φτωχή μέτρια πολύ καλή ασήμαντη φτωχή πολύ καλή μέτρια μέτρια φτωχή μέτρια φτωχή μέτρια 9 27 πολύ καλή μέτρια φτωχή μέτρια Πίνακας Σύνοψη των τιμών πορώδους των υπό μελέτη ψαμμιτικών δειγμάτων.

215 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 10: Ποιότητα Ρεζερβουάρ 200

216 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 10: Ποιότητα Ρεζερβουάρ 201 Εικ Διαγράμματα της διαμέτρου των πόρων προς την συχνότητας εμφάνισης τους.

217 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 10: Ποιότητα Ρεζερβουάρ 202

218 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 10: Ποιότητα Ρεζερβουάρ 203

219 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 10: Ποιότητα Ρεζερβουάρ 204 Εικ Διαγράμματα του εισαγομένου σε κάθε δείγμα όγκου Hg προς την αντίστοιχη πίεση των τριχοειδών αγγείων ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ Η εκτίμηση της ποιότητας των τιμών πορώδους και διαπερατότητας για τα υπό μελέτη ψαμμιτικά δείγματα πραγματοποιήθηκε σύμφωνα με τον πίνακα 10.2 που προτάθηκε από τον Levorsen, 1967 (πίνακας 10.3). Πορώδες (%) Διαπερατότητα (md) Εκτίμηση ασήμαντη Φτωχή Μέτρια Καλή Πολύ καλή Πίνακας εκτίμηση του πορώδους και της διαπερατότητας των πιο συχνών ταμιευτηρίων πετρωμάτων. Οι τιμές πορώδους των επιλεγμένων δειγμάτων δείχνουν ότι ένα σημαντικός αριθμός από αυτά έχει σημαντικό πορώδες, Έτσι, τα δείγματα 4, 9 και 15

220 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 10: Ποιότητα Ρεζερβουάρ 205 παρουσιάζονται με πολύ καλό πορώδες, το δείγμα 12 με καλό, τα δείγματα 2, 6, 11, 13, 16, 17, 18, 19 και 20 με μέτριο, τα δείγματα 3, 5, 7, 8 και 10 με φτωχό και τα δείγματα 1 και 14 με ασήμαντο. Σε αντίθεση με το πορώδες, οι τιμές της διαπερατότητας είναι μικρές και στην πλειοψηφία τους τα δείγματα χαρακτηρίζονται από ασήμαντη έως φτωχή διαπερατότητα (δείγματα 1, 2, 3, 5, 7, 8, 10, 11, 13, 14, 16 και 20). Ένας μικρός αριθμός δειγμάτων χαρακτηρίζεται από μέτρια διαπερατότητα (6, 9, 17, 18 και 19), ένας ακόμη πιο μικρός αριθμός από καλή διαπερατότητα (12 και 15), με πολύ καλή διαπερατότητα εμφανίζονται το δείγμα 4. Οι αποθέσεις των υποθαλασσίων ριπιδίων δεν αποτελούν γενικώς αξιόλογους ταμιευτήρες καθώς μια σειρά από διαδικασίες όπως η διαγένεση και η πλήρωση των πόρων με ορυκτά μειώνουν το πρωτογενές τους πορώδες. Παρόλα αυτά, ο προσδιορισμός του πορώδους και της διαπερατότητας που πραγματοποιήθηκε στα ιζηματογενή πετρώματα της περιοχής μελέτης αποκαλύπτει την ύπαρξη δειγμάτων που μπορούν να αποτελέσουν αξιόλογους ταμιευτήρες αερίων ή/και υγρών υδρογονανθράκων. Τα δείγματα αυτά αντιστοιχούν σε αποθέσεις λοβών (δείγμα 4) και αποθέσεις καναλιών εσωτερικού ριπιδίου (δείγματα 12 και 15). Η ύπαρξη δειγμάτων με αξιόλογες τιμές πορώδους και διαπερατότητας, που αντιστοιχούν σε πλούσια σε άμμο τμήματα του συστήματος των υποθαλασσίων ριπιδίων, είναι ελπιδοφόρα, μιας και οι παχυστρωματώδεις ψαμμίτες του εσωτερικού ριπιδίου αλλά και οι αντίστοιχοι των αποθέσεων λοβών που χαρακτηρίζονται και από πολύ καλή πλευρική ανάπτυξη μπορούν να αποτελέσουν αξιόλογους ταμιευτήρες αερίων ή/και υγρών υδρογονανθράκων.

221 Κεφάλαιο 10: Έρευνα Πορώδους και Διαπερατότητας 206

222 Κεφάλαιο 11: Στατιστική Ανάλυση Παχών Στρωμάτων ΣΤΑΤΙΣΤΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΠΑΧΩΝ ΣΤΡΩΜΑΤΩΝ ΕΙΣΑΓΩΓΗ Η διάκριση μεταξύ των διαφόρων περιβαλλόντων απόθεσης είναι απαραίτητη για την μελέτη των ιζηματογενών λεκανών. Στην περίπτωση των ρεζερβουάρ αερίων ή/και υγρών υδρογονανθράκων, ο διαχωρισμός αυτός είναι ικανός να δώσει πληροφορίες για την απομάκρυνση των ρευστών, τις διόδους διαφυγής και την γεωμετρία ταμιευτηρίων. Δυστυχώς, είναι σχεδόν αδύνατον να προσδιορίσουμε λεπτομερώς την μεταβλητότητα των ρεζερβουάρ. Δεδομένα από γεωτρήσεις παρέχουν αναλυτικές λεπτομέρειες αλλά είναι μονοδιάστατα και μόνο για μία περιορισμένη περιοχή. Σεισμικά και άλλες γεωφυσικές τεχνικές, παρέχουν περιορισμένης ανάλυσης πληροφορίες για μία ευρύτερη περιοχή. Μια τρίτη τεχνική χαρακτηρισμού της ποιότητας του ρεζερβουάρ είναι οι γεωστατιστικές τεχνικές που περιλαμβάνουν στοχαστικά μοντέλα (Journel and Huijbregts, 1978; Halderson and Damslethm, 1990). Τελευταία, απειροστικές κατανομές (fractals) έχουν χρησιμοποιηθεί για τον χαρακτηρισμό της ποιότητας του ρεζερβουάρ (Hewett, 1986). Η κατανομή των παχών των τουρβιδιτικών στρωμάτων μπορεί να βοηθήσει στην αποκάλυψη της έκτασης της άμμου και του πηλού που επηρεάζουν το πορώδες και την διαπερατότητα. Η μελέτη της κατανομής των παχών σε διάφορα υπόπεριβάλλοντα ενός τουρβιδιτικού συστήματος μπορεί να βοηθήσει στην ανακάλυψη φάσεων που μπορούν να αποτελέσουν ρεζερβουάρ. Πρόσφατα προτάθηκε ότι ο στατιστικός χαρακτηρισμός του πάχους των τουρβιδιτικών στρωμάτων είναι ικανός να παράγει πληροφορίες για τις διαδικασίες που ελέγχουν την κατανομή τους (Rothman et al., 1994; Beattie and Dade, 1996) και την γεωμετρία των ταμιευτήριων (Rothman and Grotzinger, 1996; Malinverno, 1997). Σε ορισμένες περιπτώσεις ακολουθούν την σχέση: N B ( h) ah, όπου: N:ο αριθμός των στρωμάτων που είναι μεγαλύτερος από h (h είναι το πάχος του στρώματος), B: εκθέτης της κατανομής και α: μια σταθερά που μπορεί να λάβει οποιαδήποτε τιμή. Για πακέτα δεδομένων στα οποία είναι παρούσα η κατανομή power law ο εκθέτης κλίμακας μπορεί να χρησιμοποιηθεί για να καθορίσει πως η τουρβιδιτική απόθεση ποικίλει από περιοχή σε περιοχή. Θεωρείται ότι αποκλίσεις από την κατανομή power law έχουν μεγάλη σημασία και μπορεί να χρησιμοποιηθούν σαν ενδείξεις για διάβρωση και συγχώνευση στρωμάτων (bed amalgamation) σε

223 208 Κεφάλαιο 11: Στατιστική Ανάλυση Παχών Στρωμάτων συγκεκριμένα υποπεριβάλλοντα (π.χ. κανάλια εσωτερικού ριπιδίου) (Rothman et al., 1994). Η έρευνα των παραμέτρων που περιγράφουν την κατανομή των παχών των τουρβιδιτικών στρωμάτων αποτελεί μία μέθοδο η οποία χρησιμοποιείται όλο και περισσότερο για την ποσοτική περιγραφή των υποπεριβαλλόντων ενός τουρβιδιτικού συστήματος (Hiscott et al., 1992; Rothman et al., 1994; Rothman & Grotzinger, 1996; Malinverno, 1997; Chen & Hiscott, 1999; Winkler & Gawenda, 1999; Talling, 2001). Στόχος είναι να εξεταστεί κατά πόσο διεργασίες όπως η διάβρωση και η συγχώνευση στρωμάτων επηρεάζουν το σχήμα μιας υποθετικής power law κατανομής. Στην συνέχεια, συγκρίνοντας την με την κατανομή των παχών, στρωμάτων ανεπηρέαστων από τις διεργασίες αυτές, προσδιορίζουμε την ένταση της δράσης τους κατά την διάρκεια της απόθεσης ΣΤΑΤΙΣΤΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΣΤΗΝ ΛΗΜΝΟ Οι αποθέσεις υποθαλασσίων ριπιδίων στο νησί της Λήμνου, παρέχουν μία πρώτης τάξεως ευκαιρία για την διερεύνηση της επίδρασης διεργασιών όπως η διάβρωση και η συγχώνευση στην αλλαγή του σχήματος μιας κατανομής τύπου power-law. Η ανάλυση οδήγησε στην συγγραφή της εργασίας: Maravelis, A., Konstantopoulos, P., Pantopoulos, G. and Zelilidis, A. Application of bed thickness distributions in turbidite deposits of Lemnos Island, NE Greece που παρουσιάστηκε στο 11 ο διεθνές συνέδριο της Ελληνικής Γεωλογικής Εταιρείας (Ε.Γ.Ε.). Προσδιορίστηκε στατιστικά η κατανομή των παχών των ψαμμιτικών στρωμάτων σε δύο φυσικές τομές τουρβιδιτικών αποθέσεων (Εικ. 11.1). Τα ιζήματα της τομής 1, στα ΝΑ τμήματα του νησιού έχουν ερμηνευθεί σαν αποθέσεις εξωτερικού ριπιδίου ενώ αυτά της τομής 2, στα ΒΑ/κα ως αποθέσεις καναλιών εσωτερικού ριπιδίου (Maravelis, et al., 2007). Στην τομή 1 μετρήθηκαν 189 ψαμμιτικά στρώματα ενώ στην τομή 2 μετρήθηκαν 58.

224 Εικ. 11. Γεωλογικός χάρτης της Λήμνου στον οποίο απεικονίζονται οι επιλεγμένες για στατιστική ανάλυση τομές. Κεφάλαιο 11: Στατιστική Ανάλυση Παχών Στρωμάτων 209

225 210 Κεφάλαιο 11: Στατιστική Ανάλυση Παχών Στρωμάτων Οι πλυθυσμοί δεδομένων προέρχονται από μετρημένες, κατακόρυφες ακολουθίες, τουρβιδιτών. Εξαιτίας της αδυναμίας διαχωρισμού μεταξύ τουρβιδιτικής και ημιπελαγικής αργίλου οι μετρήσεις πραγματοποιήθηκαν στο αμμώδες τμήμα των αποθέσεων. Μετρήθηκε κάθε ψαμμιτικό στρώμα αν και στρώματα μικρότερα από 1cm δεν συμπεριλήφθηκαν στην ανάλυση. Στην περίπτωση όπου ο καθορισμός του πάχους ενός στρώματος δεν μπορούσε να πραγματοποιηθεί εξαιτίας της διάβρωσης, πραγματοποιήθηκαν μετρήσεις σε διάφορα σημεία του στρώματος με σκοπό τον υπολογισμό του μέσου όρου. Οι μετρήσεις για κάθε στρώμα πραγματοποιήθηκε ανεξάρτητα από το αν το στρώμα αναπαριστάνει μία απλή ροή η αν πρόκειται για το αποτέλεσμα της συγχώνευσης περισσοτέρων ροών. Τα αποτελέσματα της ανάλυσης παρουσιάζονται στα διαγράμματα 11.1 και Διάγραμμα Λογαριθμική, αθροιστική κατανομή των παχών για την τομή 1. Διάγραμμα Λογαριθμική, αθροιστική κατανομή των παχών για την τομή 2.

226 Κεφάλαιο 11: Στατιστική Ανάλυση Παχών Στρωμάτων ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ Από τα διαγράμματα και προκύπτει ότι οι αθροιστικές κατανομές και των δύο τομών χαρακτηρίζονται από τιμή 2 R >0.9 ( για την τομή 1 και για 2 την τομή 2). Η τιμή αυτή R δείχνει καλή συσχέτιση με την κατανομή power-law υποδηλώνοντας ότι διεργασίες όπως η διάβρωση και η συγχώνευση στρωμάτων (bed amalgamation) δεν ήταν σπουδαίας σημασίας κατά την διάρκεια της απόθεσης. Επιπλέον, από τα διαγράμματα αποκαλύπτεται ότι τα στρώματα της τομής 1 χαρακτηρίζονται από πολύ μεγαλύτερη τιμή του εκθέτη power law (1.33) σε σχέση με τα αντίστοιχα της τομής 2 (0.73). Αυτή η απότομη μείωση του εκθέτη μπορεί να δώσει σημαντικές πληροφορίες για τις μεταβολές της απόθεσης των τουρβιδιτών από περιοχή σε περιοχή μιας και θεωρείται ανάλογος του διαθέσιμου για απόθεση χώρου (Rothman and Grotzinger, 1996). Επιπλέον, οι αλλαγές αυτές στην τιμή του εκθέτη σχετίζονται τόσο με μεταβολές της γεωμετρίας της λεκάνης όσο και με μεταβολές του τύπου ροών ( Rothman et al., 1994). Στην τομή 1, που αντιστοιχεί σε αποθέσεις εξωτερικού ριπιδίου, ο διαθέσιμος για ιζηματογένεση χώρος είναι μεγαλύτερος σε σχέση με την τομή 2. Στην περιοχή της τομή 2, που αντιστοιχεί σε αποθέσεις καναλιών εσωτερικού ριπιδίου και βρίσκονται στρωματογραφικά κάτω από τις αντίστοιχες του εξωτερικού ριπιδίου, ο αντίστοιχος χώρος είναι πιο περιορισμένος με αποτέλεσμα τα τουρβιδιτικά ρεύματα να αποθέτουν πιο παχιά και με λιγότερο καλή πλευρική συνέχεια στρώματα. Παρατηρείται μια προοδευτική μείωση του διαθέσιμου χώρου ιζηματογένεσης στην περιοχή μελέτης. Αρχικά, η περιοχή λειτουργούσε ως μια ανοιχτή λεκάνη στην οποία αποτίθενται τουρβιδίτες εξωτερικού ριπιδίου ενώ στην συνέχεια, προοδευτικά στενεύει με αποτέλεσμα την απόθεση ιζημάτων εσωτερικού ριπιδίου.

227 212 Κεφάλαιο 11: Στατιστική Ανάλυση Παχών Στρωμάτων

228 Κεφάλαιο 12: Παλαιογεωγραφική Ανάλυση ΠΑΛΑΙΟΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ Το κεφάλαιο αυτό έχει ως στόχο την παλαιογεωγραφική αναπαράσταση της περιοχής μελέτης μέσα από την σύνθεση και ανάλυση παλαιορευματικών, γεωχημικών και πετρογραφικών δεδομένων και αποτελεί τμήμα της εργασίας: Maravelis, A. and Zelilidis, A. Petrography and geochemistry of the late Eocene-early Oligocene submarine fans and shelf deposits on Lemnos Island, NE Greece: Implications for provenance and tectonic setting που υποβλήθηκε για δημοσίευση σε περιοδικό του citation index το Η περιοχή μελέτης βρίσκεται στο ΒΑ/κο Αιγαίο. Η διάταξη των τεκτονικών πλακών στην περιοχή (Εικ. 11.1) αποτελείται από την Αιγιακή μικροπλάκα στα νότια η οποία διαχωρίζεται, μέσα από μία επιφάνεια οριζόντιας μετατόπισης, από την αντίστοιχη Ευρασιατική στον βορρά (McKenzie, 1970; Papazachos et al., 1998) με την τελευταία να συμπεριλαμβάνει την περιοχή του Βορείου Αιγαίου, την Ροδόπη και τις γειτονικές περιοχές. Η Αιγιακή μικροπλάκα επωθείται πάνω από την αντίστοιχη Αφρικανική ακολουθώντας μία βορειοανατολική καταβύθιση στην περιοχή της Ελληνικής τάφρου. H επιφάνεια της οριζόντιας μετατόπισης μεταξύ της Αιγιακής μικροπλάκας και της αντίστοιχης πλάκας της Ευρασίας (η ζώνη μετασχηματισμού του βορείου Αιγαίου) αποτελείται από δύο μεγάλα ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης τα οποία αποτελούν προεκτάσεις του ρήγματος της βόρειας Ανατολίας (McKenzie, 1970). Η σύγκλιση μεταξύ της Ευρασιατικής και της Αφρικάνικης πλάκας έπαιξε έναν σημαντικό ρόλο στον έλεγχο της μαγματικής δραστηριότητας στην περιοχή της Βαλκανικής χερσονήσου. Από το ανώτερο Κρητιδικό η σύγκρουση μεταξύ των δύο αυτών πλακών οδήγησε στον σχηματισμό αρκετών υποπαραλλήλων, προς τα νότια κινούμενων, μαγματικών τόξων με το νεότερο να αποτελεί το σύγχρονο Αιγιακό τόξο (Fyticas et al., 1984). Κατά την διάρκεια του ανώτερου Ηωκαίνου-κατώτερου Ολιγοκαίνου η μαγματική δραστηριότητα, ως αποτέλεσμα της καταβύθισης της Αφρικανικής πλάκας κάτω από την αντίστοιχη Ευρασιατική, εκδηλώθηκε στην περιοχή της Μακεδονίας, Ροδόπης και του Βορείου Αιγαίου (Harkovska et al., 1989; Marchev and Shanov, 1991). Το μαγματικό τόξο εκτείνεται από τα βορειοδυτικά στα Σκόπια και την Σερβία, διασχίζει την ζώνη του Αξιού (Bonchev, 1980; Cvetkovic et al., 1995) και συνεχίζει νοτιοανατολικά στην λεκάνη της Θράκης στην ανατολική

229 214 Κεφάλαιο 12: Παλαιογεωγραφική Ανάλυση Τουρκία και στην δυτική Ανατολία (Yilmaz and Polat, 1998; Aldanmaz et al., 2000). Η εξήγηση της Άνω Κρητιδικής μαγματικής δραστηριότητας στην περιοχή έχει δοθεί μέσα από ένα μοντέλο μηχανισμού καταβύθισης (Dabovski, 1991). Η προοδευτική της προς το νότο μετατόπιση στο Αιγαίο (Fyticas et al., 1984) η οποία ξεκίνησε στην Ροδόπη κατά το ανώτερο Ηώκαινο υποδηλώνει ότι η προς το βορρά καταβύθιση στο Αιγαίο άρχισε πριν από τουλάχιστον 40 εκατομμύρια χρόνια (ανώτερο Ηώκαινο) (Yanev et al., 1998b). Εικ Διαμόρφωση των τεκτονικών πλακών της περιοχής γύρω από το Αιγαίο (από Papazachos et al., 1998). Είναι πλέον αποδεκτό ότι η διαστολή στο Ελληνικό τμήμα της Ροδόπης ξεκίνησε κατά το ανώτερο Μειόκαινο (Dinter and Royden, 1993, Dinter, 1994 and Dinter et al. 1995). Το Αιγαίο έχει υποστεί πίσω από το τόξο διαστολή που συσχετίζεται με το Ελληνικό σύστημα καταβύθισης από το ανώτατο Ολιγόκαινο έως και σήμερα (McKenxie 1978; Le Pichon and Angelier, 1979; Meulenkamp et al., 1988) ενώ η διαστολή πίσω από το τόξο στην περιοχή του Αιγαίου ξεκίνησε πριν από εκατομμύρια χρόνια (κατώτερο/μέσο Μειόκαινο) (Angelier et al., 1982; Jolivet et al., 1994). Η διαστολή άρχισε να τροποποιείται πριν από 5 περίπου εκατομμύρια

230 Κεφάλαιο 12: Παλαιογεωγραφική Ανάλυση 215 χρόνια (κατώτερο Πλειστόκαινο), όταν το ρήγμα της βορείου Ανατολίας ξεκίνησε να ανοίγει την θάλασσα του Μαρμαρά και να διασχίζει τα Δαρδανέλια (Armijo et al., 1999). Αν πράγματι αυτό είναι αλήθεια ο σχηματισμός των λεκανών ιζηματογένεσης στο Αιγαίο και η Ολιγοκαινική μαγματική δραστηριότητα στην Ροδόπη είναι πιθανόν να σχετίζεται με συμπίεση αντί για διαστολή (Bonev and Beccaletto, 2007). Κατά την διάρκεια αυτού του συγκεκριμένου χρονικού διαστήματος η περιοχή μελέτης χαρακτηρίζεται από την απόθεση τουρβιδιτών που υπόκεινται αποθέσεων υφαλοκρηπίδας δείχνοντας μια προς τα πάνω γενική πτώση της στάθμης της θάλασσας. Η τάση αυτή σε συνδυασμό με τους πολύ μικρούς μέσους ρυθμούς ιζηματογένεσης στην Λήμνο υποδηλώνει ότι η περιοχή επηρεάστηκε κυρίως από την τεκτονική και όχι από τις διακυμάνσεις της στάθμης της θάλασσας (Maravelis et al., 2007). Το τουρβιδιτικό σύστημα δομείται από ένα «ριπίδιο πεδίου λεκάνης» και το υπερκείμενό του «ριπίδιο κατωφέρειας» και σχηματίστηκε κάτω από την ταυτόχρονη επίδραση της προς τα έξω και προς τα πάνω εξέλιξης. Το «ριπίδιο πεδίου λεκάνης» είναι το πιο απομακρυσμένο και χαμηλότερα στρωματογραφικά τοποθετημένο ριπίδιο και αποτελείται από αποθέσεις λοβών, μεταξύ των λοβών και μεταξύ των ριπιδίων. Το «ριπίδιο κατωφέρειας» που αποτελείται από αποθέσεις καναλιών και αναχωμάτων παρουσιάζεται με αποθέσεις καναλιών χωρίς κροκαλοπαγές βάσης να υπόκεινται αντίστοιχων καναλιών με κροκαλοπαγές βάσης. Η μετάβαση αυτή υποδηλώνει μία προοδευτική μείωση της απόστασης της περιοχής μελέτης από την πηγή τροφοδοσίας (Maravelis et al., 2007). Το «ριπίδιο πεδίου λεκάνης» και το «ριπίδιο κατωφέρειας» αποτελούν την βάση της στρωματογραφικής στήλης της περιοχής μελέτης και έχουν ερμηνευθεί ως τμήματα ενός πλούσιου σε άμμο υποθαλασσίου ριπιδίου που έχει σχηματιστεί από την βάση της κατωφέρειας ως το πεδίο λεκάνης (Maravelis et al., 2007). Η ανάλυση και η σύνθεση ιζηματολογικών, παλαιορευματικών, γεωχημικών και πετρογραφικών δεδομένων που πραγματοποιήθηκαν στην περιοχή μελέτης υποδηλώνουν ότι κατά την διάρκεια του ανώτερου Ηωκαίνου-κατώτερου Ολιγοκαίνου (NP18-NP21b) η Λήμνος λειτούργησε ως μία λεκάνη ιζηματογένεσης συστολής μπροστά από το μαγματικό τόξο (contracted forearc basin). Η ταξινόμηση πραγματοποιήθηκε σύμφωνα με τα προτεινόμενα μοντέλα των Dickinson and Seely, (1979). Σε αυτούς τους τύπους λεκανών, η προς την θάλασσα πλευρά τους συνορεύει με ένα πρίσμα προσαύξησης ενώ η αντίστοιχη προς την χέρσο πλευρά τους με ένα προς την τάφρο βυθιζόμενο τμήμα ηπειρωτικού φλοιού ή έναν ορεινό όγκο

231 216 Κεφάλαιο 12: Παλαιογεωγραφική Ανάλυση νησιωτικού τόξου (π.χ. Lewis and Hayes, 1984; Mountney and Westbrook, 1997). Έτσι, η περιοχή μελέτης τοποθετείται ανάμεσα στο ενεργό μαγματικό τόξο της ζώνης της Ροδόπης και στο πρίσμα προσαύξησης το οποίο πιθανόν να βρίσκεται στο βόρειο τμήμα του κεντρικού Αιγαίου (Εικ. 11.2). Η στρωματογραφική διάρθρωση των ακολουθιών ιζηματογένεσης στην περιοχή μελέτης επιδεικνύει προοδευτική προς την χέρσο μετανάστευση του επικέντρου ιζηματογένεσης γεγονός που σύμφωνα με τους Lewis and Hayes, (1984) και Mountney and Westbrook, (1997) οφείλεται στο γεγονός ότι το πρίσμα προσαύξησης αναγκάζεται να κινηθεί προς τα πάνω και προς την χέρσο εξαιτίας της συνεχιζόμενης προσαύξησης στην άκρη του περιθωρίου. Εικ Σχηματικό διάγραμμα στο οποίο απεικονίζεται το περιβάλλον απόθεσης στην περιοχή μελέτης (τροποποιημένο από Queano, 2005 ). Μελέτες που έχουν πραγματοποιηθεί σε παρόμοιου τύπου λεκάνες σε διάφορες περιοχές του πλανήτη έχουν αποδειχτεί εξαιρετικά χρήσιμες για την τεκμηρίωση των τεκτονικών και μαγματικών γεγονότων που λαμβάνουν χώρα σε περιοχές που συσχετίζονται με μαγματικά τόξα. Σημαντικές μελέτες που έχουν πραγματοποιηθεί σε λεκάνες μπροστά από το τόξο είναι αυτές των Ingersoll (1983) (Great Valley, California), Einsele et al. (1994) (Xigaze forearc basin, Tibet), Samuel et al. (1997) (Sumatra forearc Indonesia), and Fortuin et al. (1997) (Sumba forearc, Indonesia). Σε όλες αυτές τις μελέτες αναγνωρίστηκε η σπουδαιότητα του μαγματικού τόξου ως ο σπουδαιότερος συνεισφέρων υλικού για απόθεση μέσα στην λεκάνη, με κάποιες από τις αποθέσεις να σχηματίζουν παχιές ακολουθίες