ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ Κεφάλαιο Α. Γενικά

0 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ Κεφάλαιο Α. Γενικά 1. Εισαγωγή σελ 1 2. Περιοχή µελέτης.. σελ 2 3. Γεωλογική επισκόπιση.. σελ 4 3.1. Γεωλογία της Αργολίδας 3.1.1. Στρωµατογραφία της Υποπελαγονικής Ζώνης.. 3.1.2. Παλαιογεωγραφία της Υποπελαγονικής Ζώνης. σελ 8 3.1.3. Στρωµατογραφία της ζώνης Πίνδου.. 3.1.4. Παλαιογεωγραφία της ζώνης Πίνδου.... 3.1.5. Στρωµατογραφία της ζώνης Τρίπολεως.... 3.1.6. Παλαιογεωγραφία της ζώνης Τρίπολεως.. 3.1.7. Λιθολογία της Φυλλιτικής Χαλαζιτικής Σειράς. 3.1.8. Παλαιογεωγραφία της Φυλλιτικής Χαλαζιτικής Σειράς 3.2. Γεωλογία της περιοχής µελέτης.. σελ 22 4. Γεωµορφολογικοί δείκτες.. σελ 24 4.1. είκτης Μήκους Κλίσης ρέµατος (SL).. 4.2. είκτης Κατά Πλάτος και Κατά Βάθος διάβρωσης χειµάρρων (V f ).. σελ 26 4.3. είκτης Ευθυγράµµισης του πρόποδα (S mf ).. 4.4. είκτης Υψοµετρικής Καµπύλης / Υψοµετρικού Ολοκληρώµατος. Κεφάλαιο Β. Μετρήσεις - Αποτελέσµατα 1. Μεθοδολογία. 1.1. Ψηφιακά Μοντέλα Εδάφους.. 1.2. Μετρήσεις.. 2. Αποτελέσµατα. 2.1. είκτης Μήκους Κλίσης ρέµατος (SL).. 2.2. είκτης Κατά Πλάτος και Κατά Βάθος διάβρωσης χειµάρρων (V f ).. σελ 40 2.3. είκτης Ευθυγράµµισης του πρόποδα (S mf ).. 2.4. είκτης Υψοµετρικής Καµπύλης / Υψοµετρικού Ολοκληρώµατος. 3. Προβλήµατα από την εφαρµογή της µεθόδου.. Κεφάλαιο Γ. Συµπεράσµατα 1. Ενεργότητα της περιοχής µελέτης. σελ 4 σελ 5 σελ 11 σελ 15 σελ 16 σελ 18 σελ 19 σελ 19 σελ 25 σελ 27 σελ 28 σελ 30 σελ 30 σελ 32 σελ 39 σελ 39 σελ 43 σελ 44 σελ 45 σελ 48 2. Σύγκριση των ψηφιακών µοντέλων εδάφους σελ 51 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ σελ 54 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ. σελ 58

1 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Α ΓΕΝΙΚΑ 1. Εισαγωγή Η εργασία αυτή αποτελεί την διατριβή µεταπτυχιακού διπλώµατος ειδίκευσης στα πλαίσια του προγράµµατος Μεταπτυχιακών Σπουδών «Γεωεπιστήµες και Περιβάλλον», του Τµήµατος Γεωλογίας του Πανεπιστηµίου Πατρών, στην κατεύθυνση «Γεωλογία Χρήσεων Γης». Την τριµελή εξεταστική επιτροπή αποτελούν οι κ.κ. Κοκκάλας Σωτήριος, Λέκτορας, Κουκουβέλας Ιωάννης, Επίκουρος Καθηγητής και Σταµατόπουλος Λεωνίδας, Επίκουρος Καθηγητής. Σκοπός της εργασίας αυτής είναι η εφαρµογή µορφοτεκτονικών κριτηρίων για τον ποσοτικό και ποιοτικό καθορισµό της τεκτονικής ενεργότητας του µεγάλου πρόποδα οροσειράς (range front) που υπάρχει στα Β της πόλης του Άργους και η σύγκριση των τιµών των δεικτών, µετρηθέντων µε την βοήθεια ψηφιακών µοντέλων εδάφους (Ψ.Μ.Ε. ή DTM) διαφορετικής ανάλυσης (resolution) για την εξαγωγή συµπερασµάτων σχετικά µε την ακρίβεια της κάθε µεθόδου. Αφορµή για αυτή την εργασία υπήρξε η διαρκώς αυξανόµενη ενασχόληση φοιτητών (προπτυχιακών και µεταπτυχιακών) µε ψηφιοποίηση τοπογραφικών χαρτών για δηµιουργία Ψ.Μ.Ε. µια διαδικασία επίπονη και εξαιρετικά χρονοβόρα παρότι διατίθενται απλά µέσω διαδικτύου (NASA) Ψ.Μ.Ε. για όλο τον κόσµο µε σχετικά καλή ανάλυση.

2. Περιοχή µελέτης Η περιοχή µελέτης (βλ. χάρτη 1) βρίσκεται στον Νοµό Αργολίδας, στην επαρχία Άργους. Καταλαµβάνει έκταση 123 km 2 2 περίπου και αποτελεί ουσιαστικά την λεκάνη απορροής του χειµάρρου Ξηριά, παραπόταµου του Ινάχου. Το κατώτερο σηµείο της εξεταζόµενης λεκάνης που αποτελεί ουσιαστικά και το σηµείο εξόδου του χειµάρρου από την ορεινή ζώνη. Ο χείµαρρος Ξηριάς είναι 6 ης τάξης κατά Strahler, η έκταση της υδρολογικής του λεκάνης όπως προαναφέρθηκε ανέρχεται σε 116 km 2, µε µέσο υψόµετρο 588 m και µέση κλίση 35 %. Η γεωµορφολογική και µορφοµετρική ανάλυση εφαρµόστηκε σε δύο πρόποδες οροσειράς. Και οι δύο βρίσκονται στις δυτικές παρυφές του Αργολικού Πεδίου, είναι συνεχόµενοι αλλά παρουσιάζουν ελαφρά διαφορετική διεύθυνση. Ο πρώτος πρόποδας έχει διεύθυνση ΒΒ -ΝΝΑ και µήκος περίπου 6,5 km. Αποτελεί ουσιαστικά προέκταση στην χέρσο του ρήγµατος που οριοθετεί στα δυτικά τον Αργολικό Κόλπο. Στο κέντρο περίπου αυτού του πρόποδα εξέρχεται από την ορεινή ζώνη ο χείµαρρος Ξηριάς. Σε αυτήν την περιοχή (1 ος πρόποδας, χείµαρρος και λεκάνη απορροής Ξηριά) εξετάστηκαν όλοι οι µορφοτεκτονικοί δείκτες που περιγράφονται στην συνέχεια. Για την ορθότερη χρησιµοποίηση του δείκτη V f (µέτρηση σε ρέµατα µικρής τάξης) µελετήθηκε ο δεύτερος πρόποδας που ξεκινά από το χωριό Σταθέικα και φθάνει µέχρι περίπου το χωριό Λυρκεία. Παρότι οι δύο πρόποδες είναι συνεχόµενοι, ο δεύτερος παρουσιάζει διεύθυνση Β -ΑΝΑ ενώ έχει µήκος περίπου 12,5 km. Η διεύθυνσή του συµπίπτει µε αυτήν των ρηγµάτων που σχηµατίζουν την τάφρο του ανατολικού Κορινθιακού Κόλπου.

Χάρτης 1: Τοπογραφικός χάρτης της περιοχής µελέτης. ιακρίνεται η υδρολογική λεκάνη του χειµάρρου Ξηριά και οι δύο µελετούµενοι πρόποδες οροσειράς. 3

4 3. Γεωλογική επισκόπιση 3.1. Γεωλογία της Αργολίδας Η γεωλογία της Αργολίδας είναι αρκετά περίπλοκη καθώς έχουµε την εµφάνιση τριών κύριων ισοπικών ζωνών, των ζωνών Πίνδου, Τρίπολης και Υποπελαγονικής καθώς και την Φυλλιτική Χαλαζιτική Σειρά (βλ. σχ. Α1) που µαζί µε τους πλακώδεις ασβεστόλιθους θεωρούνται το υπόβαθρο της Πελοποννήσου και της Κρήτης (Xypolias & Doutsos 2000, Kokkalas & Doutsos 2004), ενώ πολύ σηµαντικό µέρος της καλύπτεται από µεταλπικά ιζήµατα. Η Αργολική χερσόνησος εξακολουθεί να αποτελεί πεδίο αντιπαράθεσης αρκετών θεωριών και ακόµη και σήµερα δεν έχει αποσαφηνιστεί πλήρως µια κοινά αποδεκτή γεωτεκτονική θεώρηση της περιοχής. Με βάση τις ισοπικές ζώνες η περιοχή κατατάσσεται στην ζώνη Ανατ. Ελλάδας (κατά Renz C., 1955). Σχήµα Α1: Χάρτης της Πελοποννήσου όπου διακρίνεται η περιοχή µελέτης και η τοποθέτησή της στο χώρο σε σχέση µε την θεωρία των Ισοπικών Ζωνών των Ελληνίδων.

5 Με βάση τις νεότερες θεωρίες, η Αργολίδα αποτελεί µια εξαιρετική περιοχή για την µελέτη ενός παλαιού ηπειρωτικού περιθωρίου µέσα από τις διαδικασίες της απόκλισης λιθοσφαιρικών πλακών (rifting), της πλήρους ανάπτυξης ενός παθητικού περιθωρίου, του κλεισίµατος ενός ωκεανού και της τοποθέτησης των οφιολίθων και τελικά της σύγκλισης - σύγκρουσης ηπειρωτικού φλοιού (convergence collision). 3.1.1. Στρωµατογραφία της Υποπελαγονικής Ζώνης Σύµφωνα µε τις παλαιότερες θεωρίες την Αργολική Χερσόνησο αποτελούσαν αυτόχθονες ανθρακικές πλατφόρµες και λεκάνες. Τα παλαιότερα πετρώµατα (Bannert & Bender, 1968) που εµφανίζονται στην περιοχή (βλ. σχ. Α2) είναι κερατοφύρες και τόφφοι του Κάτω Τριαδικού. Αυτοί επικαλύπτονται από Κάτω-, Μέσο Τριαδικούς ραδιολαρίτες και ασβεστόλιθους εν µέρει της φάσης του Hallstat. Ακολουθεί απόθεση των ασβεστόλιθων του Παντοκράτορα από το Ανώτερο Τριαδικό µέχρι το Λιάσιο. Στο Ανώτερο Λιάσιο έχουµε την απόθεση του Ammonitico rosso ενώ ταυτόχρονα πλευρικά έχουµε την µετάβαση σε οωλιθικούς ασβεστόλιθους φάσης ρηχής θάλασσας. Αυτή η αντίθεση γίνεται σηµαντικότερη κατά το Άνω Ιουρασικό όταν στις περιοχές που αποθέτονταν οι οωλιθικοί ασβεστόλιθοι δεν έχουµε καθόλου ιζηµατογένεση. Το Ammonitico rosso ακολουθείται από µια παχιά ακολουθία αποτελούµενη από πετρώµατα εκχύσεως κυρίως διαβάσες καθώς και τόφφους. Ακολουθούν οι επικλυσιγενείς Κρητιδικοί ασβεστόλιθοι ενώ τοπικά παρατηρούνται παχιά λατυποπαγή µε λατύπες από ψαµµιτικό φλύσχη. Η απόθεση του φλύσχη έχει ξεκινήσει αρχικά στα βόρεια µετά το Τουρώνιο και φθάνει να αποτίθεται στα νότια, στο όριο µεταξύ Κρητιδικού Τριτογενούς ενώ σε άλλες περιοχές η απόθεση φαίνεται να ξεκινά στο Ηώκαινο. Κοντά στην Ερµιόνη ανδεσίτες και ανδεσιτικοί τόφφοι βρίσκονται συµφώνως παρενστρωµένοι µέσα στα φλυσχικά ιζήµατα.

6 Σχήµα Α2: Στρωµατογραφία και λιθοφάσεις από το Κατώτερο Τριαδικό µέχρι το Καινοµάνιο. (Από Bannert & Bender, 1968) Μετά την απόθεση του φλύσχη ξεκινούν πτυχωσιγενείς διεργασίες. Κατά την διάρκεια της περιόδου αυτής έχουµε την διείσδυση σερπετινιωµένων περιδοτιτών στα ήδη πτυχωµένα πετρώµατα. Κατά την διάρκεια των τελευταίων σταδίων των πτυχωσιγενών διεργασιών έλαβαν µέρος επωθητικές κινήσεις. Σύµφωνα µε πιο πρόσφατες εργασίες (Clift & Robertson, 1990) η στρωµατογραφία του Τριαδικού - Ιουρασικού χωρίζεται σε δύο κύριες τεκτονικές ενότητες (βλ. σχ. Α3). Η πρώτη είναι η ενότητα του Παντοκράτορα που αποτελείται από µια ακολουθία ανθρακικών ιζηµάτων ρηχών νερών, τους ασβεστόλιθους του Παντοκράτορα, πάχους 1000 m, η απόθεση των οποίων, από το Μέσο Τριαδικό µέχρι το Κατώτερο Ιουρασικό, προκάλεσε περαιτέρω βύθιση της πλατφόρµας και την ιζηµατογένεση, από το Τοάρσιο µέχρι το Βαθώνιο (Κατώτερο - Μέσο Ιουρασικό), συµπαγών πελαγικών ασβεστόλιθων (Ammonitico Rosso). Στη συνέχεια παρατηρείται ένα κενό στην ιζηµατογένεση µέχρι το Καλλόβιο και µετά αποτίθενται λεπτοστρωµατώδεις ραδιολαριτικοί κερατόλιθοι. Πάνω από αυτά τα ιζήµατα ακολουθούν αδροµερείς δεβριτικές ροές και λατυποπαγή συνήθως οφιολιθικής σύστασης (Σχηµατισµοί ήµαινας και Ποταµιού) ενώ σε ορισµένα σηµεία παρατηρούνται καθαρά ανθρακικά λατυποπαγή (Λατυποπαγές της Κάντιας).

7 Η δεύτερη είναι η ενότητα του Ασκληπιείου, που περιγράφηκε από τον Baumgartner (1985) και αποτελείται στη βάση, από µια ακολουθία µε πάχος 200-300 m ανδεσιτικών λαβών και τόφφων, στους οποίους επικάθονται πελαγικοί κόκκινοι ασβεστόλιθοι, τα στρώµατα του Αγ. Ανδρέα, ηλικίας Ανίσιο Κάρνιο (Μέσο Ανώτερο Τριαδικό) µε πάχος 20 m, οι οποίοι µεταβαίνουν στους ασβεστόλιθους του Αδαµίου, µια ακολουθία ανθρακικών ιζηµάτων βαθιάς θάλασσας µε πάχος 1000 m που ξεκινά από το τέλος του Ανισίου (Μέσο Τριαδικό) και φθάνει µέχρι το Κατώτερο Ιουρασικό. Μετά από ένα κενό ιζηµατογένεσης κατά το Μέσο Ιουρασικό, άρχισε η απόθεση λεπτοστρωµατωδών ραδιολαριτικών κερατόλιθων (κερατόλιθοι του Κολιακίου), πάχους 100 m, από το Βαθόνιο µέχρι το Κιµµερίδιο (Μέσο Ανώτερο Ιουρασικό). Πάνω σε αυτούς έχει αναπτυχθεί ο σχηµατισµός Ποτάµι που αποτελείται από πολύµικτα, οφιολιθικής προέλευσης λατυποπαγή, κροκαλοπαγή και δεβριτικές ροές, πάχους 600 m, Κιµµερίδιας ηλικίας. Αυτά τα ιζήµατα δείχνουν σηµάδια εκτεταµένης διατµητικής παραµόρφωσης και τεκτονικού αναδιπλασιασµού ενώ περιέχουν και αποκολληµένα τεµάχη (ολισθοστρώµατα) οφιολιθικών πετρωµάτων µε διαστάσεις που φθάνουν και τα 200 m. Τέλος, υποενότητα του Ασκληπιείου αποτελεί η υποενότητα Θεόκαφτα που εµφανίζεται γύρω από το αρχαίο θέατρο της Επιδαύρου, νοτιοανατολικά του Λυγουριού, που έχει τεκτονικά στριµωχθεί µεταξύ της επαναποτεθιµένης ανθρακικής ενότητας του Ασκληπιείου και της ανθρακικής πλατφόρµας της ενότητας του Παντοκράτορα. Η υποενότητα Θεόκαφτα συνίσταται από µια Κάτω Τριαδική Άνω Ιουρασική ακολουθία κερατολιθικών ασβεστόλιθων παρόµοιων µε τους ασβεστόλιθους του Αδαµίου αλλά καλύπτεται από hardground και φλέβες πληρωµένες µε πελαγικά ιζήµατα και συνιζηµατογενή λατυποπαγή ενώ στην συνέχεια έχουµε την απόθεση λεπτοστρωµατωδών ραδιολαριτικών κερατόλιθων, Οξφόρδιας Κιµµερίδιας ηλικίας (Άνω Ιουρασικό). Μέσα σε αυτούς τους κερατόλιθους υπάρχουν τεµάχη συµπαγών πελαγικών ασβεστόλιθων (Ασβεστόλιθοι Ασκληπιείου), µεγέθους 1 100 m, ηλικίας Ανίσιου Κάρνιου.

8 Σχήµα Α3: Σχηµατικές συγκριτικές στρωµατογραφικές στήλες των ενοτήτων Παντοκράτορα και Ασκληπιείου (από Clift and Robertson, 1990). 3.1.2. Παλαιογεωγραφία της Υποπελαγονικής Ζώνης Οι παλαιότερες θεωρίες (Bannert & Bender 1968, Bachmann & Risch 1979) ερµηνεύουν τις ποικίλες εµφανίσεις της ενότητας του Ασκληπιείου ως ένα αριθµό µικρών, βαθιών λεκανών µέσα σε µια ουσιαστικά αυτόχθονη ρηχή ανθρακική πλατφόρµα, την ενότητα των ασβεστόλιθων του Παντοκράτορα (βλ. σχ. Α4). Σε αυτό το σενάριο, οι ασβεστόλιθοι του Αδαµίου αντιπροσωπεύουν το ατελές γέµισµα αυτών των εσωτερικών λεκανών.

9 Σχήµα Α4: Μοντέλο των Bachmann and Risch (1979) που εξηγεί την παρουσία των βαθιάς θάλασσας ασβεστόλιθων του Αδαµίου στην Αργολική Χερσόνησο (από Clift and Robertson, 1990). Σε µια δεύτερη εκδοχή (Baumgartner 1985), οι ασβεστόλιθοι του Αδαµίου σαν ιζήµατα βαθιάς θάλασσας, αντιπροσώπευαν το ηπειρωτικό περιθώριο προς τα ανατολικά της ρηχής ανθρακικής πλατφόρµας των ασβεστόλιθων του Παντοκράτορα, που κατέληγε στον ωκεανό του Βαρδάρη (βλ. σχ. Α5). Κατά την διάρκεια της ΕωΕλληνικής φάσης παραµόρφωσης (Ανώτερο Ιουρασικό), οι ασβεστόλιθοι του Αδαµίου και ο ωκεάνιος φλοιός του Βαρδάρη επωθήθηκαν προς τα δυτικά σε σηµαντική απόσταση που φθάνει τα 100 km. Σχήµα Α5: Μοντέλο του Baumgartner (1985) που εξηγεί την παρουσία των βαθιάς θάλασσας ασβεστόλιθων του Αδαµίου στην Αργολική Χερσόνησο (από Clift and Robertson, 1990). Σύµφωνα µε τις νεότερες θεωρίες (Clift & Robertson, 1990) η χερσόνησος της Αργολίδας κατά την περίοδο Τριαδικό Ιουρασικό αποτελούσε µια µεγάλη ανθρακική πλατφόρµα που είχε διαιρεθεί από τουλάχιστον δύο εσωτερικές λεκάνες µέσα στις οποίες εκχύθηκαν εκρηξιγενή πετρώµατα κατά την διάρκεια του Μέσου Τριαδικού (βλ. σχ. Α7). Όταν σταµάτησε η ηφαιστειότητα, οξείδια του µαγγανίου και πελαγικό ανθρακικό υλικό συσσωρεύτηκαν αργά, κατά την διάρκεια του Ανισίου Καρνίου, σε µια υποθαλάσσια ζώνης επιµήκους διάρρηξης (rift zone) στην κεντρική περιοχή που σήµερα διακρίνονται σαν

10 ολισθόλιθοι µέσα στο ιζηµατογενές mélange της υποενότητας Θεόκαφτα. Μετά από µια περίοδο απόθεσης λεπτοµερούς ανθρακικού υλικού (Στρώµατα Αγ. Ανδρέα) κατά το Μέσο Τριαδικό (Ανίσιο Κάρνιο), είχαµε κατά την διάρκεια του Ανώτερου Τριαδικού Κατώτερου Ιουρασικού, την δηµιουργία µιας ανθρακικής πλατφόρµας (Ασβεστόλιθοι του Παντοκράτορα) στα βυθιζόµενα περιθώρια της ζώνης διάνοιξης (βλ. σχ. Α6). Ανθρακικά ιζήµατα επαναποτέθηκαν στην ζώνη διάνοιξης, σχηµατίζοντας ασβεστοτουρβιδιτικές ακολουθίες (Ασβεστόλιθοι του Αδαµίου) µε πάχος µέχρι 1000 m. Το ανατολικό περιθώριο της λεκάνης, στο κεντρικό τµήµα της, ήταν κατά τα φαινόµενα µια χαµηλής κλίσης ανθρακική ράµπα κάτι που συνάγεται από την σταδιακή προς τα πάνω µετάβαση από ασβεστοτουρβιδίτες σε ασβεστολιθική πλατφόρµα. Σχήµα Α6: Φασικό µοντέλο της λεκάνης του Ασκληπιείου. α) Κάρνιο (Ανώτερο Τριαδικό): εσωτερικές στην πλατφόρµα λεκάνες δηµιουργούνται από την διάνοιξη του Μέσου Τριαδικού. Β) Πλιενσµπάχιο (Κατώτερο Ιουρασικό): µερική κάλυψη από ιζήµατα φάσης ανθρακικής πλατφόρµας (από Clift and Robertson, 1990). Κατά το Κατώτερο Ιουρασικό το ανατολικό περιθώριο της διανοιγµένης λεκάνης πληρώθηκε από ιζήµατα και άρχισε να καλύπτεται από ιζήµατα ανθρακικής πλατφόρµας δηµιουργώντας µια κανονική επαφή µεταξύ των ασβεστόλιθων του Ασκληπιείου και του Παντοκράτορα. Ωστόσο το δυτικό περιθώριο του κεντρικού τµήµατος της λεκάνης παρέµενε απλήρωτο καθώς δεν έχουν βρεθεί νηριτικά ιζήµατα του Ιουρασικού στα τεµάχη των ολισθόλιθων της υποενότητας Θεόκαφτα.

11 Το αποτέλεσµα των ευστατικών αλλαγών στο επίπεδο της θάλασσας κατά την διάρκεια αυτής της περιόδου φαίνεται να είναι αµελητέο καθώς οι ρυθµοί αύξησης της νηριτικής πλατφόρµας φαίνονται αρκετοί για να αντισταθµίσουν την επίκληση όπως και στην αρχή του Ιουρασικού. Αντιθέτως η απουσία κενών στην ιζηµατογένεση της ενότητας του Παντοκράτορα υποδεικνύει ότι η απόσυρση δεν έφερε την πλατφόρµα ποτέ πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας. Κατά την διάρκεια του Ανώτερου Ιουρασικού η περιοχή της Αργολίδας περιήλθε σε καθεστώς συµπίεσης όπως και όλη η ευρύτερη περιοχή πιθανόν λόγω της διάνοιξης του Βόρειου Ατλαντικού. Σαν συνέπεια ο πιθανά απολεπτυσµένος φλοιός κάτω από τις εσωτερικές λεκάνες συµπιέστηκε και επωθήθηκε πάνω στις παρακείµενες πιο δύσκαµπτες ασβεστολιθικές πλατφόρµες (βλ. σχ. Α7). Σχήµα Α7: Σχηµατική εξέλιξη της λεκάνης βαθιάς ιζηµατογένεσης του Ασκληπιείου. (Ι) Λαδίνιο: έναρξη της διάνοιξης της πλατφόρµας και δηµιουργία των εσωτερικών λεκανών. (ΙΙ) Τιθόνιο: Αναστροφή της ιζηµατογενούς στήλης και επώθηση των οφιολίθων (από Clift and Robertson, 1990). 3.1.3. Στρωµατογραφία της ζώνης Πίνδου Η στρωµατογραφική διάρθρωση των Μεσοζωικών Τριτογενών ιζηµατογενών πετρωµάτων της Ζώνης Πίνδου αποτέλεσε αντικείµενο έρευνας πολλών ερευνητών επί σειρά ετών. Έτσι µετά από την εισαγωγική εργασία του Phillipson (1892), η στρωµατογραφία της Ζώνης περιγράφηκε κυρίως από τους Aubouin (1959), Celet (1962) και Dercourt (1964). Νεότερες εργασίες που ακολούθησαν (Flament 1973, De Wever 1975, Fleury 1980, Thiebault 1982,

12 Degnan & Robertson 1991, 1998) έδωσαν νέα χρόνο- και λιθοστρωµατογραφικά στοιχεία βελτιώνοντας τις προηγούµενες περιγραφές. Η πλήρης στρωµατογραφική διάρθρωση της Ζώνης Πίνδου από το Ανώτερο Τριαδικό έως και το Τριτογενές και η οποία θα περιγραφεί στην συνέχεια από τα παλιότερα προς τα νεότερα πετρώµατα, εµφανίζεται µόνο στα δυτικά τµήµατα της Βόρειας Πελοποννήσου. Στα ανατολικότερα τµήµατα από την περιοχή της Αρκαδίας έως και την περιοχή της Αργολίδας (βλ. σχ. Α8) εµφανίζεται µόνο το τµήµα της ακολουθίας των πετρωµάτων που είναι νεότερο του Τυθωνίου (τέλος Ιουρασικού). Σχήµα Α8: Γενικευµένος τεκτονικός και γεωλογικός χάρτης της Βόρειας Πελοποννήσου όπου διακρίνονται οι κύριες τεκτονοστρωµατογραφικές ενότητες (Από Ξυπολία, 2000). Ο Σχηµατισµός Πριολίθου (ή κλαστικό Τριαδικό) αποτελεί την παλαιότερη ακολουθία ιζηµάτων στην στρωµατογραφική διάπλαση της Ζώνης Πίνδου. Ο σχηµατισµός αυτός συνίσταται κυρίως από λέπτο- έως µεσοκοκκώδης ψαµµίτες µε παρεµβολές πηλιτικών και αργιλικών στρωµάτων. Εσωτερικά παρουσιάζει

13 ακολουθίες τύπου Bouma και γενικά ιζηµατογενής δοµές οι οποίες είναι ενδεικτικές τουρβιδιτικών αποθέσεων (Degnan & Robertson 1998). Οι στρωµατογραφικά ανώτεροι ορίζοντες του σχηµατισµού τοποθετούνται στο Ανώτερο Τριαδικό (Κάρνιο). Το µέγιστο ορατό πάχος των πετρωµάτων αυτών υπολογίζεται περίπου στα 40-50 m. Ο Σχηµατισµός ρυµού αναπτύσσεται στρωµατογραφικά επάνω από το κλαστικό Τριαδικό και αποτελείται από τουρβιδιτικούς και ηµιπελαγικούς ασβεστόλιθους µε τοπικές παρεµβολές ραδιολαριτών και δολοµιτών. Κατά θέσεις και κυρίως στα στρωµατογραφικά ανώτερα τµήµατα του σχηµατισµού παρατηρούνται πολύ λεπτοί ορίζοντες πηλιτών και αργίλων. Οι Flament (1973) και Fleury (1980) προσδίδουν στον σχηµατισµό ηλικία Ανώτερου Καρνίου Λιασίου. Το µέγιστο πάχος των πετρωµάτων του σχηµατισµού αυτού υπολογίζεται περίπου στα 150 m τo οποίο γενικά µειώνεται σταδιακά από τα δυτικά προς τα ανατολικά. Ο Σχηµατισµός Λέσταινας κατά τους Degnan & Robertson (1991, 1998) περιλαµβάνει και ενωποιεί τους σχηµατισµούς των Πηλιτών του Καστελίου, των Ραδιολαριτών και των Ασβεστολίθων µε Calpionelles σύµφωνα µε τις υποδιαιρέσεις των Dercourt (1964) και Fleury (1980) ενώ αντιστοιχεί περίπου στον σχηµατισµό Ιασπίδων και Ραδιολαριτών κατά Auboin (1959). Ο σχηµατισµός της Λέσταινας υποδιαιρείται στα µέλη των Πηλιτών του Καστελίου και των Κερατολίθων των Αροανίων (βλ. σχ. Α9). Οι Πηλίτες Καστελίου καταλαµβάνουν στρωµατογραφικά την κατώτερη θέση στον σχηµατισµό της Λέσταινας. Αυτοί δοµούνται κυρίως από ποικιλόχρωµους πηλιτικούς ορίζοντες στους οποίους παρεµβάλλονται κατά θέσεις πολύ µικρού πάχους στρώµατα ασβεστολίθων και κερατολίθων. Το µέλος των Κερατολίθων των Αροανίων (βλ. σχ. Α9) συνίσταται από διάφορες κερατολιθικές φάσεις όπως φάσεις γκρίζων υαλωδών κερατολίθων, ερυθρών υαλωδών κερατολίθων, αργιλικών κερατολίθων και µαγγανιούχων κερατολίθων που συνοδεύονται από ασβεστολιθικές και πυριτιούχες πηλιτικές φάσεις. Συνολικά ο σχηµατισµός της Λέσταινας έχει

14 χρονολογηθεί ως Ααλενίου (βάση Μ. Ιουρασικού) Τιθωνίου ηλικίας. Ο σχηµατισµός έχει µέγιστο πάχος περίπου 200 m. Ο Σχηµατισµός Λάµπειας υπέρκειται στρωµατογραφικά του σχηµατισµού της Λέσταινας και δοµείται κυρίως από πελαγικούς ασβεστόλιθους. Ο σχηµατισµός διαιρείται σε τέσσερις λιθοστρωµατογραφικές µέλη (Degnan & Robertson 1991, 1998): τους Ασβεστόλιθους του Πάου, τους Ψαµµίτες Κλειτορίας, τους Ασβεστόλιθους Ερυµάνθου και τα Στρώµατα Μεταβάσεως. Οι Ασβεστόλιθοι του Πάου καταλαµβάνουν θέση ανάλογη µε των σχηµατισµό των Ερυθρών Μαργών σύµφωνα µε την διαίρεση του Dercourt (1964) και συνίστανται κυρίως από ροδόχρουν µικριτικούς ασβεστόλιθους, ροδόχρουν µάργες και ασβεσταρενίτες. Το στρωµατογραφικό µέλος των Ψαµµιτών Κλειτορίας είναι αντίστοιχο του Πρώτου Φλύσχη και αποτελείται από πράσινους ψαµµίτες και πηλίτες. Οι Ασβεστόλιθοι Ερυµάνθου αποτελούν µια ακολουθία µικριτών και ασβεστοτουρβιδιτών πάχους 200-400 m. Σε θέσεις όπου απουσιάζουν οι Ψαµµίτες Κλειτορίας, οι ασβεστόλιθοι Πάου µεταβαίνουν σταδιακά και προοδευτικά προς τους υπερκείµενους ασβεστόλιθους Ερυµάνθου. Τα Στρώµατα Μεταβάσεως αποτελούνται από εναλλαγές µαργαϊκών ασβεστόλιθων, µικρολατυποπαγών ασβεστολίθων, µαργών και ψαµµιτών µε κατά τόπους παρεµβολές µαύρων κερατολίθων πλούσιων σε οργανικό υλικό. Γεωχρονολογικά η βάση του σχηµατισµού της Λάµπειας τοποθετείται στο Τυθώνιο ενώ τα νεώτερα στρώµατα στο όριο Μαιστριχτίου Παλαιοκαίνου (Fleury 1980). Σηµειώνεται επίσης ότι ο Πρώτος Φλύσχης θεωρείται Κενοµάνιος Τουρώνιος (Dercourt 1964, Flament 1973, Wagreich et al. 1996). Συνολικά το πάχος του σχηµατισµού υπολογίζεται ότι είναι µεγαλύτερο των 400 m. Ο Σχηµατισµός του Πινδικού Φλύσχη αποτελεί µια τυπική κλαστική ακολουθία τουρβιδιτών δοµούµενη από εναλλαγές ψαµµιτών, αργιλοπηλιτικών οριζόντων και ροδόχρουν µαργών. Τα χαρακτηριστικά του σχηµατισµού γενικώς είναι σταθερά σ όλη την δυτική Ελλάδα. Ωστόσο η ηλικία των οριζόντων στην βάση αυτού δεν είναι σταθερή. Έτσι στην περιοχή της Ηπείρου οι αποθέσεις του

15 φλύσχη ξεκινούν στο Μαιστρίχτιο, στην Στερεά Ελλάδα στο όριο Μαιστριχτίου- Παλαιοκαίνου ενώ στην βόρεια Πελοπόννησο κατά το Παλαιόκαινο (Fleury 1980). Σχήµα Α9: Προτεινόµενες στρωµατογραφικές υποδιαιρέσεις για την πελαγική ακολουθία ιζηµατογενών πετρωµάτων της ζώνης Πίνδου (Από Ξυπολία, 2000). 3.1.4. Παλαιογεωγραφία της ζώνης Πίνδου Η ιζηµατογενής ακολουθία της Ζώνης Πίνδου αναπτύχθηκε κατά µήκος του ανατολικού παθητικού περιθωρίου της Απούλιας µικροπλάκας το οποίο µετέβαινε προς τα ανατολικά στον µικροωκεανό της Πίνδου. Οι Robertson et al. (1991) και Degnan & Robertson (1998) υποστηρίζουν ότι η ωκεάνια Πινδική λεκάνη µπορεί να χαρακτηριστεί σαν µια ωκεάνια λεκάνη τύπου Ερυθράς Θάλασσας και θεωρούν ότι το υπόβαθρο των πετρωµάτων της Πίνδου αποτελούσε ένα µεταβατικού τύπου φλοιό που εξελισσόταν σταδιακά προς τα ανατολικά σε ωκεάνιο (βλ. σχ. Α10). Έτσι πιθανότατα η πλήρης ακολουθία των ιζηµάτων (Τριαδικού-Κρητιδικού) που παρατηρείται στην δυτική Πελοπόννησο έχει αποτεθεί επί ενός µεταβατικού φλοιού ενώ προς τα ανατολικά η ηµιτελής ακολουθία (Κρητιδικού), στην ευρύτερη περιοχή της Αρκαδίας, έχει αναπτυχθεί επάνω σε ωκεάνιο φλοιό. Το αρχικό στάδιο διάνοιξης της Πινδικής λεκάνης έλαβε χώρα από το τέλος του Περµίου (?) έως το Μέσο Τριαδικό (Dercourt et al. 1984) µε αποτέλεσµα να διαµορφώνεται µια στενή ωκεάνια λεκάνη περίπου στο Ανώτερο Τριαδικό (Robertson et al. 1991, Smith 1993). Από το Άνω Τριαδικό

έως το Κρητιδικό αναπτύχθηκε πλήρως ο µικροωκεανός της Πίνδου ταυτόχρονα µε την γενικότερη διαµόρφωση του ωκεανού της ΝεοΤηθύος. 16 Σχήµα A10: Ο παλαιογεωγραφικός χώρος απόθεσης των ιζηµατογενών πετρωµάτων των ζωνών Τρίπολης και Πίνδου κατά το Ιουρασικό (κατά Degnan & Robertson 1998 από Ξυπολιά 2000). 3.1.5. Στρωµατογραφία της ζώνης Τριπόλεως Η Ζώνη της Τρίπολης αποτελεί µια Μεσοζωική ανθρακική ακολουθία µεγάλου πάχους. Η ακολουθία αυτή σε αρκετές θέσεις αναπτύσσεται επάνω σ ένα σχηµατισµό ΝεοΠαλαιοζωικής-Τριαδικής ηλικίας, γνωστό ως Στρώµατα Τυρού, ο οποίος παρουσιάζει µια στρωµατογραφική συνέχεια µε την βάση των ανθρακικών ιζηµατογενών πετρωµάτων. Ωστόσο σε ορισµένες περιπτώσεις η επαφή των δυο κύριων αυτών σχηµατισµών εµφανίζεται τεκτονισµένη υποδηλώνοντας ολισθήσεις των ανθρακικών ιζηµάτων επί των Στρωµάτων Τυρού. Πιθανότατα οι ολισθήσεις αυτές οι οποίες συνέβησαν κατά τις ορογενετικές κινήσεις στην περιοχή είναι το αποτέλεσµα της µεγάλης διαφοράς πλαστικότητας µεταξύ των σχηµατισµών. Στην διάρκεια των ορογενετικών κινήσεων αυτών αποτέθηκε πάνω από την ανθρακική σειρά µια φλυσχική ακολουθία. Τα Στρώµατα Τυρού (Ktenas 1924) αποτελούν ένα σύµπλεγµα πετρωµάτων πολύ χαµηλού βαθµού µεταµόρφωσης και συνίστανται από σχιστές αργίλους µε παρεµβολές τοφφιτών, πηλίτες, ψαµµίτες, κροκαλοπαγή καθώς και από χλωριτικούς, χαλαζιακούς και ασβεστιτικούς σχιστόλιθους. Στα στρωµατογραφικά ανώτερα τµήµατα του σχηµατισµού κοντά στην βάση της

17 ανθρακικής ακολουθίας συναντώνται κυρίως κρυσταλλικοί ασβεστόλιθοι και δολοµίτες. Επίσης θα πρέπει να σηµειωθεί ότι σε ορισµένες θέσεις, κυρίως της νοτίου Πελοποννήσου, Κυθήρων και Κρήτης, έχουν βρεθεί µέσα στα Στρώµατα Τυρού τεµάχη Ερκύνιων µεταµορφωµένων πετρωµάτων όπως αµφιβολίτες, γνεύσιοι κ.α. (Seidel et al. 1982, Doert et al. 1985). Τα ερκύνεια πετρώµατα αυτά εµφανίζονται κυρίως κοντά στις επαφές των Στρωµάτων Τυρού µε την υποκείµενη µεταµορφωµένη Φυλλιτική-Χαλαζιτική Σειρά και αντιπροσωπεύουν πιθανά τµήµατα του ηπειρωτικού υποβάθρου της Ζώνης Τρίπολης. Απολιθώµατα που έχουν βρεθεί σε ορίζοντες των Στρωµάτων Τυρού όπως Fusulina κ.α. προσδίδουν στον σχηµατισµό ηλικία από το Λιθανθρακοφόρο έως και το Άνω Τριαδικό (Ktenas 1924, Doert et al. 1985). Το πάχος των στρωµάτων ποικίλει από θέση σε θέση και σε ορισµένες περιοχές ο σχηµατισµός απουσιάζει εντελώς όπως για παράδειγµα στο νότιο τµήµα του τεκτονικού παραθύρου του Χελµού στην περιοχή του Άργους. Στην περιοχή του Φενεού ωστόσο τα Στρώµατα Τυρού εµφανίζουν ένα πάχος περίπου 400 m. Η ανθρακική ακολουθία ιζηµάτων της Ζώνης Τρίπολης έχει µελετηθεί επισταµένα επί σειρά ετών κυρίως από τους Auboin (1959), Thiebault (1973), De Wever (1975), Dercourt & Fleury (1977), Τσαϊλά (1977), Fleury (1980). Συνολικά τα ανθρακικά πετρώµατα στην βόρεια και κεντρική Πελοπόννησο έχουν πάχος 3.000-3.500 m και ηλικία από το Μέσο Τριαδικό έως και το Ηώκαινο. Οι Μέσο Τριαδικοί-Κάτω Ιουρασικοί σχηµατισµοί αντιπροσωπεύονται κυρίως από δολοµίτες και δολοµιτοποιηµένους ασβεστόλιθους ρηχής θάλασσας που περιέχουν απολιθώµατα όπως Megalodon, Diplopora, Gyroporella και Triasina. Οι σχηµατισµοί Ανωτέρου Ιουρασικού-Κατωτέρου Κρητιδικού αποτελούνται γενικά από νηριτικούς ασβεστόλιθους µε τοπικές παρεµβολές δολοµιτικών ασβεστόλιθων. Οι Άνω Κρητιδικοί σχηµατισµοί εκπροσωπούνται από νηριτικούς ασβεστόλιθους τοπικά δολοµιτοποιηµένους. Σε ορισµένους θέσεις εντός του σχηµατισµού αυτού απαντιούνται στρώµατα λατυποπαγών και κλαστικών ασβεστόλιθων πάχους µερικών δεκάδων µέτρων. Οι Παλαιοκαινικοί- Μέσο Ηωκαινικοί σχηµατισµοί αποτελούν την οροφή της ανθρακικής

18 ακολουθίας της Ζώνης Τρίπολης. Πρόκειται για µαζώδης ασβεστόλιθους, πλούσιους σε Τρηµατοφόρα, συχνά δολοµιτικούς που προς τα πάνω εµφανίζουν ορίζοντες µαύρων βιτουµενιούχων ασβεστόλιθων. Ένα ιδιαίτερα σηµαντικό στοιχείο για την στρωµατογραφική εξέλιξη του σχηµατισµό αυτού είναι η µικρή διακοπή της ιζηµατογένεσης στο Ηώκαινο (Fleury 1980). Η διακοπή αυτή που συνοδεύτηκε από χέρσευση της περιοχής είχε ως αποτέλεσµα την δηµιουργία λεπτών βωξιτικών οριζόντων. Τέτοιοι ορίζοντες εµφανίζονται σήµερα στο όρος Κλόκοβα, στην Αρκαδία και στην Πύλο. Τα µεταβατικά στρώµατα προς τον Φλύσχη έχουν αποτεθεί σύµφωνα επάνω στα ανθρακικά ιζήµατα και συνήθως εµφανίζουν πάχος λίγων µέτρων. Αυτά συνίστανται από κίτρινους βιοκλαστικούς ασβεστόλιθους, µαργαικούς ασβεστόλιθους και µάργες. Ο σχηµατισµός είναι ηλικίας Ανώτερου Λουτήσιου- Πριαµπόνιου. Ο σχηµατισµός του Φλύσχη αναπτύχθηκε ασύµφωνα επάνω από την ανθρακική σειρά της Ζώνης Τρίπολης και αποτελεί µια τυπική τουρβιδιτική ακολουθία ιζηµάτων. οµείται κυρίως από εναλλαγές ψαµµιτών και πηλιτών µε συχνές παρεµβολές οριζόντων κροκαλοπαγών. Επίσης στα στρωµατογραφικά ανώτερα τµήµατα της ακολουθίας παρατηρούνται ορίζοντες ολισθοστρωµάτων σηµαντικού πάχους (Richter 1976). Από τα ανατολικά προς τα δυτικά της περιοχής µελέτης το πάχος των αποθέσεων του φλύσχη µεταβάλλεται σηµαντικά. Έτσι στις δυτικότερες περιοχές, µπροστά από το µέτωπο της επώθησης της Πίνδου, αυτός εµφανίζει πάχος που πιθανά ξεπερνά τα 2000 m, ενώ στα κεντρικά τµήµατα της περιοχής στο τεκτονικό παράθυρο του Χελµού, το πάχος του φλύσχη είναι από λίγα µέτρα έως λίγες εκατοντάδες µέτρα. Η περίοδος απόθεσης του Φλύσχη έχει υπολογιστεί από το όριο Ηωκαίνου/Ολιγοκαίνου έως και το Κάτω Μειόκαινο. 3.1.6. Παλαιογεωγραφία της ζώνης Τριπόλεως Ο παλαιογεωγραφικός χώρος που αναπτύχθηκαν τα ανθρακικά ιζήµατα της Ζώνης Τρίπολης αποτελούσε µια πλατφόρµα, εντός της Απούλιας µικροηπείρου, η οποία βρισκόταν δυτικά από τον χώρο απόθεσης των ιζηµάτων της Ζώνης

19 Πίνδου (βλ. σχ. Α10). Η ιζηµατογένεση στην πλατφόρµα αυτή ήταν νηριτική και υφαλογόνα από το Τριαδικό µέχρι το Ηώκαινο. Θεωρείται επίσης ότι η ανθρακική ακολουθία αποτέθηκε σε περιβάλλον ηπειρωτικής υφαλοκρηπίδας και αποτελούσε το χρονικά πλευρικό ισοδύναµο της πελαγικής ακολουθίας της Πίνδου (Piper & Pe-Piper 1980, Fleury 1980). Μεταβατικά πετρώµατα των δύο ακολουθιών που χαρακτηρίζονται από εναλλαγές νηριτικών και πελαγικών ασβεστόλιθων είχαν βρεθεί αρκετά νωρίς από τον Renz (1940) στην ανατολική και κεντρική Πελοπόννησο, ο οποίος θεώρησε εσφαλµένα τότε ότι πρόκειται για πετρώµατα της Ιονίου Ζώνης. Νεότερες µελέτες ωστόσο στην ίδια περιοχή επιβεβαίωσαν την ύπαρξη της µεταβατικής ενότητας ιζηµάτων (π.χ. Καροτσιέρης & Λέκκας 1988). 3.1.7. Λιθολογία της Φυλλιτικής Χαλαζιτικής σειράς Η Φυλλιτική-Χαλαζιτική Σειρά στην βόρεια Πελοπόννησο συνίσταται κυρίως από φυλλίτες, χαλαζίτες, µαρµαρυγιακούς σχιστόλιθους, µετακροκαλοπαγή, λεπτούς ορίζοντες ασβεστιτικών σχιστολίθων και µικρές παρεντρώσεις ενδιάµεσων έως βασικών µεταηφαιστειακών πετρωµάτων. Θα πρέπει ωστόσο να σηµειωθεί ότι πέραν των φυλλιτών και χαλαζιτών που συνθέτουν κυρίως την µάζα της ενότητας αυτής και συναντώνται σε όλα τα στρωµατογραφικά επίπεδα, οι υπόλοιποι λιθότυποι εµφανίζονται κατά κόρων στα ανώτερα στρωµατογραφικά επίπεδα της Φυλλιτικής-Χαλαζιτικής Σειράς. Επίσης η συµµετοχή των χαλαζιτών αυξάνεται γενικά εις βάρος των φυλλιτικών οριζόντων από τα ανώτερα προς τα κατώτερα επίπεδα. 3.1.8. Παλαιογεωγραφία της Φυλλιτικής Χαλαζιτικής σειράς Σχετικά µε την παλαιογεωγραφική θέση που κατείχε ο πρωτολιθικός σχηµατισµός των πετρωµάτων της Φυλλιτικής-Χαλαζιτικής Σειράς, έχουν προταθεί τα τελευταία τριάντα χρόνια διάφορες πιθανές ερµηνείες. Αντίθετα όσον αφορά την ηλικία του σχηµατισµού, όπως αυτή έχει εξακριβωθεί από διάφορα υπολείµµατα απολιθωµάτων που βρέθηκαν σε σχιστολιθικά πετρώµατα της σειράς στην Πελοπόννησο και Κρήτη (π.χ. Papastamatiou & Reichel 1956, Karakitsios 1979, Krahl et al. 1983) πιστεύεται από τους περισσότερους ότι είναι

20 Περµο-Τριαδική. Αρχικά θεωρήθηκε ότι ο πρωτόλιθος της σειράς αποτελούσε µια Μεσοζωική ακολουθία ιζηµάτων που είχε σχηµατιστεί σε µια Πεννινικού τύπου αύλακα. Το υπόβαθρο της αύλακας αυτής ήταν ωκεάνιας σύστασης φλοιός και καταλάµβανε τον παλαιογεωγραφικό χώρο µεταξύ Ιόνιας Ζώνης και Ζώνης Τρίπολης (Wunderlich 1973, Kopp & Ott 1977). Ένα από τα κύρια µειονεκτήµατα της άποψης αυτής ήταν η απουσία απολιθωµάτων νεότερων του Τριαδικού µέσα στην Φυλλιτική-Χαλαζιτική Σειρά. Η άποψη αυτή είχε ως βασικό επιχείρηµα ότι η µεταµόρφωση που έχουν υποστεί τα πετρώµατα µπορεί να εξηγηθεί µόνο µε µια καταβύθιση η οποία µέχρι τότε πίστευαν ότι µπορούσε να συντελεστεί µόνο µε την καταστροφή ενός ωκεάνιου φλοιού, αυτού δηλαδή που αποτελούσε το υπόβαθρο της προτεινόµενης αύλακας. Κατά άλλους ερευνητές ο πρωτόλιθος της Φυλλιτικής-Χαλαζιτικής Σειράς αποτελούσε µαζί µε τον υπερκείµενο σχηµατισµό των Στρωµάτων Τυρού το υπόβαθρο της Μεσοζωικής ανθρακικής πλατφόρµας της Ζώνης Τρίπολης (Theodoropoulos 1974, Thiebault 1975) ή σύµφωνα µε µια άλλη παρεµφερή άποψη το υπόβαθρο της Ιόνιας Ζώνης και των εξωτερικών τµηµάτων της Ζώνης Τρίπολης (π.χ. Bizon et al. 1976). Οι παραπάνω ερευνητές υποστηρίζουν επίσης ότι στην διάρκεια των ορογενετικών κινήσεων τα υπερκείµενα Μεσοζωικά ανθρακικά ιζήµατα ολίσθησαν ελάχιστα επάνω στους υποκείµενους σχηµατισµούς των Στρωµάτων Τυρού και της Φυλλιτικής-Χαλαζιτικής Σειράς. Οι δυο τελευταίες απόψεις αν και από την σκοπιά της χρονοστρωµατογραφικής εξέλιξης των σχηµατισµών εµφανίζονται λογικές ωστόσο αδυνατούν να εξηγήσουν τις υψηλές πιέσεις µεταµόρφωσης των πετρωµάτων (βλ. σχ. Α11). Επίσης έχει διατυπωθεί η άποψη ότι η Φυλλιτική-Χαλαζιτική Σειρά αποτελεί τον µεταµορφωµένο Ολιγοκαινικό φλύσχη της υποκείµενης Σειράς των Πλακωδών Ασβεστόλιθων (Λέκκας & Παπανικολάου 1977). Η τελευταία εκδοχή ενισχύθηκε λίγο αργότερα από την εύρεση Ολιγοκαινικής µικροπανίδας και νανοχλωρίδας στα εν λόγω πετρώµατα (Lekkas & Ioakim 1980) αλλά παραµένει προβληµατική λόγω της παρουσίας υπερβασικών µαζών µέσα στην ακολουθία των πετρωµάτων της Φυλλιτικής- Χαλαζιτικής Σειράς. Νεότερες απόψεις (Krahl et al. 1983, Kozur & Krahl 1984,

21 Jacobshagen 1994) υποστηρίζουν ότι ο πρωτόλιθος της Φυλλιτικής-Χαλαζιτικής Σειράς αποτελούσε µια Περµο-Τριαδική ταφρογενή ακολουθία (rift sequence). Η ταφρογενής λεκάνη (rift basin) σχηµατίστηκε εντός της Απούλιας µικροπλάκας περίπου στο τέλος του Λιθανθρακοφόρου και η προοδευτική διεύρυνση της συνδυαζόταν µε την έκχυση αλκαλικών βασαλτών (Seidel et al. 1982). Παλαιογεωγραφικά η λεκάνη βρισκόταν δυτικότερα ή/και στις πιο εξωτερικές θέσεις του χώρο στον οποίο αποτέθηκε στην συνέχεια η ανθρακική ακολουθία της Ζώνης Τρίπολης. Στην περίπτωση αυτή ο πρωτολιθικός σχηµατισµός της Σειράς µετέβαινε πλευρικά και προς τα ανατολικά στα Στρώµατα Τυρού πάνω στα οποία αναπτύχθηκε τελικά η ανθρακική ακολουθία της Ζώνης Τρίπολης. Σχήµα A11: Συνδυασµένες πορείες πίεσης-θερµοκρασίας-χρόνου (P-T-t paths) για τα HP/LT πετρώµατα της Φυλλιτικής Χαλαζιτικής σειράς των περιοχών της νότιας Πελοποννήσου, Κυθήρων και υτ. Κρήτης. Η χρονολόγηση του µέγιστου της µεταµόρφωσης είναι από τους Seidel et al. (1982). Όλες οι άλλες ηλικίες προέρχονται από στοιχεία των Thomson et al. (1998).

22 3.2. Γεωλογία της περιοχής µελέτης Στην περιοχή µελέτης εµφανίζονται ουσιαστικά και οι τέσσερις γεωτεκτονικές ενότητες (βλ. χάρτη 2) δηλ. οι ζώνες Πίνδου, Τριπόλεως και Υποπελαγονική αλλά και η σειρά των φυλλιτών χαλαζιτών. Το µεγαλύτερο µέρος της περιοχής µελέτης (υδρολογική λεκάνη Ξηριά) καλύπτεται από ΑνωΚρητιδικούς, πλακώδεις έως λεπτοστρωµατώδεις, στιφρούς, πελαγικής φάσης ασβεστόλιθους της ζώνης Πίνδου που υπέρκεινται συστήµατος αργιλικών σχιστόλιθων, κερατολίθων και ψαµµιτών ηλικίας Μέσου Κατώτερου Κρητιδικού που κατά κόρον παρατηρείται κατά µήκος της τεκτονικής επαφής µεταξύ της ζώνης Πίνδου και της ζώνης Τριπόλεως. Οι φλυσχικές αποθέσεις της ζώνης Πίνδου που εµφανίζονται συνίστανται από ψαµµίτες και ασβεστιτικούς σχιστόλιθους και µάργες ενώ η ηλικία τους προσδιορίζεται µεταξύ Μαιστριχτίου Παλαιοκαίνου. Το τµήµα της λεκάνης που βρίσκεται στα υψηλά τοπογραφικά σηµεία καλύπτεται σε πολύ µεγάλο ποσοστό από το τεκτονικό παράθυρο στο οποίο οφείλεται η εµφάνιση της φυλλιτικής χαλαζιτικής σειράς αλλά και της ζώνης Τριπόλεως. Την φυλλιτική Χαλαζιτική Σειρά αποτελούν εµφανίσεις κυρίως µαρµαρυγιακών σχιστόλιθων αλλά και φυλλιτών ενώ από την ζώνη Τριπόλεως εµφανίζεται πλήρης η στρωµατογραφική ακολουθία που περιγράφηκε προηγουµένως. Οι εφελκυστικές τάσεις που επικρατούν στην περιοχή έχουν δηµιουργήσει την λεκάνη του Αργολικού Πεδίου στις δυτικές παρυφές του οποίου σχηµατίζονται µεγάλοι πρόποδες οροσειράς.

Χάρτης 2: Απλοποιηµένος γεωλογικός χάρτης της περιοχής µελέτης. 23

24 4. Γεωµορφολογικοί δείκτες Η γεωµορφολογία είναι η µελέτη της φύσης, της προέλευσης και της εξέλιξης του τοπίου εστιάζοντας στις φυσικές, χηµικές και βιολογικές διεργασίες που παράγουν ή τροποποιούν γεωµορφές. Η τεκτονική γεωµορφολογία µπορεί να οριστεί µε δύο τρόπους. Ο πρώτος, είναι η µελέτη των γεωµορφών που παράγονται από τεκτονικές διεργασίες και υποδηλώνει ότι το ενδιαφέρον µας εστιάζεται στις ίδιες τις γεωµορφές π.χ. το σχήµα τους, την προέλευσή τους κ.α.- σαν συνάρτηση των τεκτονικών διεργασιών. Ο δεύτερος, είναι η εφαρµογή των αρχών της γεωµορφολογίας στην επίλυση τεκτονικών προβληµάτων, κάτι που µας επιτρέπει να εκτιµούµε την ιστορία, το µέγεθος και τους ρυθµούς των τεκτονικών διεργασιών. Η τεκτονική επίδραση στα γεωµορφολογικά φαινόµενα µπορεί να είναι πρωτεύουσας ή δευτερεύουσας σηµασίας ανάλογα µε το ποσοστό συµµετοχής των υπόλοιπων διεργασιών. Ο προσδιορισµός του ποσοστού των παραπάνω διεργασιών µπορεί να καθοριστεί και να ποσοτικοποιηθεί µε τους γεωµορφολογικούς δείκτες. Οι τελευταίοι συνιστούν πολύτιµα εργαλεία, καθώς συνδέουν τις κλιµατικές µεταβολές, την λιθολογία, την τεκτονική και την διάβρωση µε την παραγωγή ενός συγκεκριµένου ανάγλυφου. Συσχετίζονται µε τα ποτάµια συστήµατα και εφαρµόζονται σε περιοχές που παρουσιάζουν σαφείς διαφορές ανάγλυφου. Η µελέτη τους µπορεί να αποτελέσει βασική πηγή πληροφόρησης στην εξέταση της σεισµικής επικινδυνότητας µιας περιοχής και στη µακράς διάρκειας πρόγνωση σεισµών. Για την ανάλυση της ενεργότητας των προπόδων οροσειράς της περιοχής µελέτης εφαρµόστηκαν κατάλληλοι γεωµορφολογικοί δείκτες. Αυτοί ήταν ο δείκτης Μήκους κλίσης ρέµατος (Stream-length gradient index, SL), ο δείκτης της Kατά βάθος και κατά πλάτος διάβρωσης χειµάρρων ή Λόγος πλάτους προς ύψος κοιλάδας (Ratio of valley-floor width to valley height index, V f ), ο δείκτης Ευθυγράµµισης του πρόποδα (Mountain front sinuosity index, S mf ) και ο δείκτης Υψοµετρικής καµπύλης / Υψοµετρικού ολοκληρώµατος (Hypsometric Curve / Hypsometric Integral).

Οι ιδιαιτερότητες της εφαρµογής των συγκεκριµένων δεικτών στην παρούσα εργασία εστιάζονται στην φύση του γεωλογικού υποβάθρου και στην τάξη κατά Strahler των εξεταζόµενων κλάδων. Στην περιοχή µελέτης όπως αναφέρθηκε και προηγουµένως έχουµε ασβεστολιθικά (συµπαγή) πετρώµατα ενώ οι κλάδοι που εξετάζονται είναι 1 ης, 2 ης, και 5 ης, 6 ης τάξης. 4.1. είκτης Μήκους-Κλίσης ρέµατος (SL) Ο δείκτης αυτός υπολογίζεται για ένα ορισµένο σηµείο ποταµού και ορίζεται ως όπου: H/ L η κλίση της κοίτης και SL= ( H/ L)*L L το συνολικό µήκος του ποταµού από το σηµείο µέτρησης του δείκτη µέχρι το υψηλότερο σηµείο της κοίτης 25 Σχήµα Α12: ιάγραµµα που δείχνει τον τρόπο υπολογισµού του δείκτη SL σε ένα υποθετικό ρέµα (Keller & Pinter, 2001) Ο δείκτης SL σχετίζεται µε την δυναµικότητα ενός ποταµού. Η συνολική δυναµικότητα που υπάρχει σε ένα συγκεκριµένο τµήµα ενός ποταµού είναι µια

σηµαντική υδρολογική παράµετρος γιατί σχετίζεται µε την δυνατότητα ενός ποταµού να διαβρώνει την κοίτη του και να µεταφέρει ιζήµατα. Είναι ανάλογη της κλίσης της επιφάνειας του νερού και της στερεοπαροχής. Ο δείκτης SL είναι πολύ ευαίσθητος σε αλλαγές της κλίσης της κοίτης και αυτή η ευαισθησία επιτρέπει την εκτίµηση της σχέσης µεταξύ πιθανής τεκτονικής δραστηριότητας, της ανθεκτικότητας των πετρωµάτων και της τοπογραφίας. Μελέτες στα Απαλάχια Όρη των Ανατολικών Η.Π.Α. δείχνουν ότι υπάρχει µεγάλη συσχέτιση µεταξύ της ανθεκτικότητας των πετρωµάτων και της τιµής του δείκτη SL. Η προσαρµογή του προφίλ ενός ποταµού σε σχέση µε την ανθεκτικότητα του πετρώµατος θεωρείται ότι επέρχεται πολύ γρήγορα. Έτσι ο δείκτης SL χρησιµοποιείται για την αναγνώριση πρόσφατης τεκτονικής δραστηριότητας ψάχνοντας για ανώµαλα υψηλές τιµές του (ή σπανιότερα χαµηλές) σε συγκεκριµένο τύπο πετρωµάτων. 4.2. είκτης Kατά βάθος και κατά πλάτος διάβρωσης χειµάρρων (V f ) Ο δείκτης ορίζεται ως όπου: V fw το πλάτος της κοίτης, V f = 2V fw / [(E ld E sc ) + (E rd - E sc )] E ld και E rd τα απόλυτα υψόµετρα της υδροκριτικής γραµµής αριστερά και δεξιά του ποταµού E sc το απόλυτο υψόµετρο της κοίτης. 26 Σχήµα Α13: ιάγραµµα στο οποίο αποτυπώνεται ο τρόπος υπολογισµού του δείκτη V f (Keller & Pinter, 2001)

Όταν υπολογίζουµε το V f 27 οι παράµετροι υπολογίζονται σε µια συγκεκριµένη απόσταση από το mountain front για κάθε µελετούµενη κοιλάδα. Υψηλές τιµές του V f (>1.0) σχετίζονται µε χαµηλούς ρυθµούς ανύψωσης έτσι ώστε τα ποτάµια να σχηµατίζουν ευρείες κοιλάδες τύπου U. Χαµηλές τιµές V f (<1.0) αντανακλούν βαθιές κοιλάδες τύπου V, µε τα ποτάµια να εγχαράσσουν την κοίτη τους υποδεικνύοντας την ανύψωση της περιοχής. 4.3. είκτης Ευθυγράµµισης του πρόποδα (S mf ) Ο δείκτης ορίζεται ως S mf = L mf / L s όπου: L mf το µήκος του πρόποδα κατά µήκος του πόδα του βουνού στο σηµείο που είναι καταφανής η αλλαγή της κλίσης και L s η απόσταση των σηµείων αρχής και τέλους της µέτρησης του µήκους Σχήµα Α14: ιάγραµµα στο οποίο αποτυπώνεται ο τρόπος υπολογισµού του δείκτη S mf (Keller & Pinter, 2001) Ο δείκτης αυτός αντανακλά την ισορροπία µεταξύ των δυνάµεων διάβρωσης που τείνουν να σχηµατίσουν κολποειδής µορφές στον πόδα του βουνού και των τεκτονικών δυνάµεων που τείνουν να παράγουν έναν ευθύ πόδα που συµπίπτει µε ένα ενεργό περιθωριακό ρήγµα. Αυτοί οι πρόποδες που

σχετίζονται µε ενεργό τεκτονική και ανύψωση είναι σχετικά ευθύγραµµοι µε χαµηλές τιµές του δείκτη S mf. Όταν η ανύψωση µειώνεται ή σταµατά οι διαβρωσιγενείς διεργασίες σκαλίζουν ένα πιο ανώµαλο πρόποδα και το S mf αυξάνεται. Με βάση εργασίες που έχουν γίνει (Rockwell et al. 1984, Keller 1986) τιµές S mf µέχρι 1,4 δείχνουν τεκτονικά ενεργούς πρόποδες ενώ τιµές µεγαλύτερες του 3 δείχνουν πρόποδες θεωρητικά ανενεργούς (Bull and McFadden 1977). 4.4. είκτης Υψοµετρικής καµπύλης/υψοµετρικού ολοκληρώµατος Για την µέτρηση του δείκτη αυτού κατασκευάζεται διάγραµµα της υψοµετρικής καµπύλης δηλ. της αναλογίας του συνολικού ύψους της λεκάνης µε την αναλογία του συνολικού εµβαδού της λεκάνης, σε διάφορα σηµεία της λεκάνης. Ο δείκτης µετριέται ως η επιφάνεια (ολοκλήρωµα) που βρίσκεται κάτω από την υψοµετρική καµπύλη σε συγκεκριµένο σηµείο της. 28 Σχήµα Α15: Υποθετική υδρολογική λεκάνη που δείχνει πως προκύπτει το κάθε σηµείο (x,y) της υψοµετρικής καµπύλης. (Strahler, 1952) Υψηλές τιµές του ολοκληρώµατος υποδεικνύει ότι η τοπογραφία της λεκάνης είναι ψηλότερη σε σχέση µε το µέσο υψόµετρο όπως για παράδειγµα ένα υψίπεδο που διατρέχεται από βαθιές εγχαρακτικές κοίτες (σχ. 16 A). Αντίθετα, µέσες προς χαµηλές τιµές ολοκληρώµατος σχετίζονται µε λεκάνες που

29 το υδρογραφικό δίκτυο είναι πολύ ανεπτυγµένο και η περιοχή παρουσιάζει ένα πολυτεµαχισµένο ανάγλυφο (σχ. 16 B, C). Ο δείκτης αυτός µας επιτρέπει να κατατάξουµε µια περιοχή (υδρολογική λεκάνη) στα διάφορα στάδια του Κύκλου της διάβρωσης δηλ. στο στάδιο νεότητας ωριµότητας ή γήρανσης. Σχήµα Α16: Τρία παραδείγµατα διαφορετικών υψοµετρικών καµπυλών. Α. Στάδιο νεότητας, Β. Στάδιο ωριµότητας, C. Στάδιο γήρανσης (Keller & Pinter, 2001)

30 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Β ΜΕΤΡΗΣΕΙΣ ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ 1. Μεθοδολογία Για την µέτρηση των τιµών των δεικτών χρησιµοποιήθηκαν δύο Ψ.Μ.Ε. διαφορετικής ανάλυσης (resolution) που αναπτύχθηκαν µε διαφορετικές µεθοδολογίες µε την βοήθεια λογισµικών GIS. Από τα δύο Ψ.Μ.Ε., µετρήθηκαν µε την βοήθεια κατάλληλων τεχνικών που διαθέτουν τα λογισµικά GIS που προαναφέρθηκαν, οι τιµές για τέσσερις (4) µορφοτεκτονικούς δείκτες. Τα αποτελέσµατά τους συγκρίθηκαν µε την βοήθεια διαγραµµάτων που δηµιουργήθηκαν στο MICROSOFT EXCELL. 1.1. Ψηφιακά Μοντέλα Εδάφους Για την ανάπτυξη του πρώτου Ψ.Μ.Ε., του DTMcontours, ψηφιοποιήθηκαν από τοπογραφικούς χάρτες της Γ.Υ.Σ. κλίµακας 1:5.000 οι ισοϋψείς ανά 20 m (βλ. σχ. Β1). Της ψηφιοποίησης προηγήθηκε η γεωαναφορά των χαρτών στο σύστηµα ΕΓΣΑ 87. Για τα παραπάνω χρησιµοποιήθηκε το λογισµικό Geomedia Pro της Intergraph. Σχήµα Β1: Τµήµα της λεκάνης του χειµάρρου Ξηριά µε τις ψηφιοποιηµένες ισοϋψείς (κόκκινες γραµµές)

31 Στην συνέχεια, µε την βοήθεια του λογισµικού ARCGIS και της επέκτασης αυτού, 3D ANALYST, δηµιουργήθηκε Ψ.Μ.Ε. µε την µορφή TIN (Triangulate Irregular Network) (βλ. σχ. Β2). Σχήµα Β2: Η προηγούµενη περιοχή µε το Ψ.Μ.Ε. (TIN) που προήλθε από τις ισοϋψείς Για την ανάπτυξη του δεύτερου Ψ.Μ.Ε., του DTMradar, χρησιµοποιήθηκαν αρχεία υψοµέτρου (.hgt files) που προήλθαν από δορυφορικό δέκτη radar (Strobl, 2004a) και κατέβηκαν από το διαδίκτυο και την ιστοσελίδα της NASA (ftp://e0mss21u.ecs.nasa.gov/srtm/). Χρησιµοποιήθηκε το λογισµικό ARCVIEW µε την επέκταση GRIDMACHINE για την µετατροπή των αρχείων σε µορφή GRID. Για τον περιορισµό του αρχείου που προέκυψε, στην περιοχή ενδιαφέροντος καθώς τα αρχεία.hgt καλύπτουν περιοχή µε διαστάσεις µίας γεωγραφικής µοίρας, χρησιµοποιήθηκε το λογισµικό ERDAS IMAGINE. Στην συνέχεια και για λόγους οµοιογένειας των δεδοµένων παρήχθη σηµειακό shapefile από το οποίο προέκυψε µε την ανάλογη διαδικασία το ψηφιακό µοντέλο εδάφους µε την µορφή ΤΙΝ (βλ. σχ. Β3). Αξίζει να σηµειωθεί ότι το σηµειακό shapefile που δηµιουργήθηκε µετασχηµατίστηκε στο προβολικό σύστηµα ΕΓΣΑ

87 και τα σηµεία δειγµατοληψίας (µέτρησης του υψοµέτρου) είχαν αποστάσεις µεταξύ τους περίπου 70 m κατά τον άξονα των x και 90 m κατά τον άξονα των y. 32 Σχήµα Β3: Το ίδιο µε τα προηγούµενα τµήµα της λεκάνης µε το Ψ.Μ.Ε. (TIN) που έχει προέλθει από το σηµειακό shapefile. ιακρίνονται τα σηµεία του shapefile. 1.2. Μετρήσεις Για την εξαγωγή συγκρίσιµων τιµών χρησιµοποιήθηκαν τα αντίστοιχα σηµεία σε κάθε Ψ.Μ.Ε. Επίσης σε κάθε µοντέλο χρησιµοποιήθηκαν τα στοιχεία (ισοϋψείς, κλάδοι υδρογραφικού δικτύου, κλπ) που προέκυψαν από αυτό ή χρησιµοποιήθηκαν για την παραγωγή του. Συγκεκριµένα: Για τον δείκτη SL χρησιµοποιήθηκαν οι δύο κλάδοι του Ξηριά. Αυτοί χωρίστηκαν σε τµήµατα, µε αρχή και τέλος τα σηµεία τοµής τους µε τις ισοϋψείς των 20 m και οι µετρήσεις έγιναν στο µέσο των τµηµάτων αυτών (βλ. σχ. Β4). Στο σχήµα Β5 δίνεται παραστατικά ο τρόπος µέτρησης των αναγκαίων παραµέτρων για τον υπολογισµό του δείκτη SL. Καθώς το Η στον γνωστό τύπο παραµένει σταθερό (20 m) αφού το τµήµα του ποταµού µετριέται µεταξύ των σηµείων τοµής αυτού µε δύο συνεχόµενες ισοϋψείς το L (902 m) µετριέται

εύκολα ως η απόσταση µεταξύ των δύο σηµείων τοµής ενώ το L προκύπτει από την άθροιση των επιµέρους µηκών των τµηµάτων των ποταµών. 33 Σχήµα Β4: Οι δύο κλάδοι του Ξηριά µε τα σηµεία µέτρησης του SL (πράσινες κουκίδες) Σχήµα Β5: Τρόπος µέτρησης των παραµέτρων του δείκτη SL. Η πράσινη γραµµή είναι το τµήµα του ποταµού κατά µήκος του οποίου µετρούµε το L (902 m) και το L που προκύπτει σαν αθροιστικό µήκος των µηκών των επιµέρους τµηµάτων (στην συγκεκριµένη περίπτωση 1026,5 m). Για τον δείκτη V f χρησιµοποιήθηκαν οι δύο κλάδοι του Ξηριά (µεγάλης τάξεως κατά Strahler) και οι µετρήσεις έγιναν κατά µήκος 14 τοµών που απέχουν µεταξύ τους περίπου 500 m (βλ. σχ. Β7). Επίσης χρησιµοποιήθηκαν και δέκα κλάδοι (µικρής τάξης κατά Strahler) κατά µήκος του πρόποδα οροσειράς που

εκτείνεται από το χωριό Σταθέικα µέχρι περίπου το χωριό Λυρκεία µε την απόσταση µεταξύ των τοµών να είναι 100 m (βλ. σχ. Β6). 34 10 ος 8 ος 6 ος 9 ος 7 ος 5 ος 3 ος 4 ος 2 ος 1 ος Σχήµα Β6: Τοµές (κίτρινες γραµµές) κατά µήκος των οποίων µετρήθηκαν οι παράµετροι για τον υπολογισµό του V f στους δύο κλάδους του δεύτερου range front. Με γαλάζιες γραµµές διακρίνονται οι κλάδοι 1 ης τάξης, µε µπλε 2 ης τάξης ενώ φαίνεται και η αρίθµηση τους (µαύρη για τους 2 ης τάξης, κόκκινη για τους 1ης). Σχήµα Β7: Τοµές (κίτρινες γραµµές) κατά µήκος των οποίων µετρήθηκαν οι παράµετροι για τον υπολογισµό του V f στους δύο κλάδους του χείµαρρου Ξηριά.

35 Στο σχήµα Β8 δίνεται παραστατικά ο τρόπος µέτρησης των αναγκαίων παραµέτρων για τον υπολογισµό του δείκτη V f. Οι µετρήσεις των απόλυτων υψοµέτρων της υδροκριτικής γραµµής αριστερά και δεξιά του ποταµού καθώς και το απόλυτο υψόµετρο της κοίτης µπορεί εύκολα και µε ακρίβεια να µετρηθεί από τις ισοϋψείς, ενώ και το πλάτος της κοίτης του ποταµού κατά µήκος της τοµής που εξετάζεται µετριέται εύκολα µε την βοήθεια εργαλείων που παρέχουν τα GIS. Εάν απαιτείται µεγαλύτερη ακρίβεια το πλάτος της κοίτης µπορεί να µετρηθεί µε την βοήθεια ορθοφωτοχαρτών (σχήµα Β9). Σχήµα Β8: Τρόπος µέτρησης των παραµέτρων του δείκτη V f. Η πράσινη γραµµή είναι αυτή κατά µήκος της οποίας µετριούνται οι παράµετροι του δείκτη. Τα ύψη προκύπτουν άµεσα από τις ισοϋψείς ενώ το πλάτος της κοίτης του ποταµού µετριέται εύκολα µε την βοήθεια εργαλείων των GIS.

36 0 30 60 90 120 150 Meters Σχήµα Β9: Τρόπος µέτρησης του πλάτους της κοίτης του χειµάρρου µε την βοήθεια ορθοφωτοχαρτών. Η πράσινη γραµµή δείχνει το πραγµατικό πλάτος της κοίτης του χειµάρρου ενώ η θαλασσί γραµµή το µετρηθέν πλάτος µε την βοήθεια των ισοϋψών. Για τον δείκτη S mf οι µετρήσεις έγιναν κατά µήκος δύο διακριτών προπόδων, όπου µετρήθηκε το άθροισµα των µηκών των τµηµάτων των ισοϋψών κατά µήκος των οποίων παρατηρείται απότοµη αλλαγή κλίσης (βλ. σχ. Β10 και Β11). 0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 Kilometers Σχήµα Β10: Ο πρώτος πρόποδας οροσειράς που αποτελεί και το σηµείου εξόδου του χειµάρρου Ξηριά από την ορεινή ζώνη κατά µήκος του οποίου µετρήθηκε ο δείκτης S mf. Με µπλε γραµµή διακρίνεται η παράµετρος L mf και µε πράσινη γραµµή η παράµετρος L s.

37 0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 Kilometers Σχήµα Β11: Ο δεύτερος πρόποδας κατά µήκος του οποίου µετρήθηκε ο δείκτης S mf. Με µπλε γραµµή διακρίνεται η παράµετρος L mf και µε πράσινη γραµµή η παράµετρος L s. Για τον δείκτη Hypsometric Integral η λεκάνη του Ξηριά χωρίστηκε σε περιοχές µε την βοήθεια των ισοϋψών ανά 100 m (βλ. σχ. Β12). Σχήµα Β12: Η λεκάνη του Ξηριά χωρισµένη σε περιοχές µε την βοήθεια των ισοϋψών ανά 100 m.

38 Η τιµή του υψοµέτρου της κάθε ισοϋψούς καµπύλης διαιρέθηκε µε το µέγιστο υψόµετρο της λεκάνης (1764 m) προκύπτοντας έτσι οι τιµές του y ενώ τα εµβαδά των υποπεριοχών της λεκάνης προκύπτουν αυτόµατα µέσα από τα εργαλεία που προσφέρουν τα GIS.

2. Αποτελέσµατα Τα αποτελέσµατα που µετρήθηκαν µε την βοήθεια των λογισµικών δίνονται αναλυτικά στην συνέχεια. 2.1. είκτης Μήκους-Κλίσης ρέµατος (SL) Ο δείκτης αυτός µετρήθηκε σε 34 σηµεία κατά µήκος του πρώτου κλάδου και σε 33 σηµεία του δεύτερου κλάδου του χειµάρρου Ξηριά. Από τα αποτελέσµατα των µετρήσεων που παρατίθενται στον πίνακα 1 του παραρτήµατος προκύπτουν τα ακόλουθα διαγράµµατα: 39 350 είκτης SL 1ου κλάδου 300 250 200 150 DTMcontours DTMradar 100 50 0 0,0 1000,0 2000,0 3000,0 4000,0 5000,0 6000,0 7000,0 8000,0 9000,0 10000,0 11000,0 12000,0 13000,0 14000,0 15000,0 16000,0 500 450 είκτης SL 2ου κλάδου 400 350 300 Χαµηλότερο σηµείο λεκάνης 250 200 150 100 50 DTMcontours DTMradar 0 0 1000 2000 3000 4000 5000 6000 7000 8000 9000 10000 11000 12000 13000 14000 15000 16000

40 Από τα προηγούµενα διαγράµµατα προκύπτει ότι ο δείκτης SL παρουσιάζει υψηλές τιµές κοντά στην έξοδο του χειµάρρου από την ορεινή ζώνη. Οι τιµές πίσω από τον πρόποδα βαίνουν µειούµενες παρουσιάζοντας ουσιαστικά µια αξιόλογη υψηλή τιµή (peak) στον µεν αριστερό κλάδο σε απόσταση 10,5 km από τον πρόποδα στον δε δεξιό κλάδο σε απόσταση 8 km από τον πρόποδα. Σε γενικές γραµµές υπάρχει συµφωνία µεταξύ των τιµών που µετρήθηκαν από το DTMcontours και σε αυτές που µετρήθηκαν από το DTMradar. 2.2. είκτης Kατά βάθος και κατά πλάτος διάβρωσης χειµάρρων (V f ) Ο δείκτης V f µετρήθηκε στους δύο κλάδους του χειµάρρου Ξηριά που µετρήθηκε και ο προηγούµενος δείκτης αλλά και σε δέκα κλάδους στον πρόποδα οροσειράς από το χωριό Σταθέικα µέχρι περίπου το χωριό Λυρκεία. Στον αριστερό κλάδο του χειµάρρου Ξηριά, µετρήθηκε κατά µήκος 14 τοµών σε αποστάσεις ανά 500 m περίπου. Στον δεξί κλάδο µετρήθηκε κατά µήκος 12 τοµών σε παρόµοια διαστήµατα. Στους κλάδους του δεύτερου πρόποδα πραγµατοποιήθηκαν από 9 µέχρι 19 µετρήσεις σε αποστάσεις ανά 100 m. Αξιοσηµείωτο είναι ότι οι µετρήσεις στον δεύτερο πρόποδα έγιναν µε την βοήθεια µόνο του πρώτου Ψ.Μ.Ε. δηλ. του DTMcontours γιατί το δεύτερο Ψ.Μ.Ε. όντας αδροµερέστερο δεν µπορούσε να βοηθήσει σε µετρήσεις τόσο µεγάλης χαρτογραφικής κλίµακας όσο χρειαζόταν για µετρήσεις κλάδων 1 ης και 2 ης τάξης. Επίσης εξαιτίας της µικρότερης λεπτοµέρειας που παρείχε το DTMradar το υδρογραφικό δίκτυο που προκύπτει όσον αφορά τους κλάδους 1 η ς και 2 ης τάξης απέχει πολύ από την πραγµατικότητα. Από τα αποτελέσµατα των µετρήσεων που παρατίθενται στους πίνακες 2-4 του παραρτήµατος προκύπτουν τα παρακάτω τέσσερα διαγράµµατα. Αξίζει να σηµειωθεί ότι στον πρώτο κλάδο του χειµάρρου Ξηριά χρησιµοποιήθηκαν ορθοφωτοχάρτες για την αντικειµενική µέτρηση του πλάτους του ποταµού και τα αποτελέσµατα από τα δύο Ψ.Μ.Ε. παρουσιάζονται στο αντίστοιχο διάγραµµα.