ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΓΕΝΙΚΗΣ, ΘΑΛΑΣΣΙΑΣ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΚΑΙ ΓΕΩΔΥΝΑΜΙΚΗΣ ΠΤΥΧΙΑΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ «Τεκτονική Ανάλυση και Κινηματική στις περιοχές Λίνδου και Αρχαγγέλου, Ανατ. Ρόδος» Θεόδωρος Ρόζος Α.Μ. 08118 Επιβλέπων: Αν. Καθηγητής Κοκκάλας Σωτήριος Ρόδος, Νοέμβριος 2013 1
Πίνακας περιεχομένων Κεφάλαιο 1 ο... 3 1.1 Γεωλογική επισκόπηση... 3 1.2 Γεωλογική δομή Ρόδου... 6 1.2.1 Τεκτονοστρωματογραφία... 6 1.2.1.1. Η ενότητα της Λίνδου... 6 1.2.1.2. Η ενότητα του Αττάβυρου... 7 1.2.1.3. Ο φλύσχης της Καττάβιας... 7 1.2.1.4. Το τεκτονικό κάλυμμα του Αρχάγγελου... 8 1.2.1.5. Το τεκτονικό κάλυμμα του Προφήτη Ηλία... 9 1.2.1.6. Οφιολιθική melange-οφιόλιθοι... 9 1.2.2 Τεκτονική... 11 1.2.3 Γεωλογικοί χάρτες περιοχών μελέτης... 16 Κεφάλαιο 2 ο... 18 2.1 Μεθοδολογία... 18 2.2 Αποτελέσματα-Σχολιασμός... 19 Κεφάλαιο 3ο... 33 Ανάλυση Πεδίων Τάσης... 33 3.1 Βασικές θεωρητικές αρχές... 33 3.2 Μέθοδοι ανάλυσης πεδίου τάσεων... 35 3.3 Τύποι πεδίων τάσης... 38 3.4 Ανάλυση δεδομένων για τον προσδιορισμό πεδίων τάσης... 39 Συμπεράσματα... 47 Βιβλιογραφία... 48 2
Κεφάλαιο 1 ο 1.1 Γεωλογική επισκόπηση Ο ελλαδικός χώρος βάση παλαιότερων ερευνών (Aubouin et al., 1963) χωρίζεται σε ισοπικές ζώνες με κριτήριο τον τύπο των πετρωμάτων, τη στρωματογραφία, την τεκτονική και μεταμόρφωση καθώς και την προ-ορογενετική παλαιογεωγραφική τους θέση. Η διάκριση των ζωνών γίνεται σε δύο κύριες κατηγορίες, τις Εσωτερικές και τις Εξωτερικές Ελληνίδες. Σαν όριο μεταξύ των Εσωτερικών και Εξωτερικών Ελληνίδων θεωρούμε την οφιολιθική ζώνη ραφής του ωκεανού της Πίνδου, η οποία εκτείνεται κατά μήκος της ελληνικής χερσονήσου, από τη ΒΔ Μακεδονία έως την κεντρική Κρήτη. Δυτικά αυτής συναντάμε τις Εξωτερικές Ελληνίδες που περιλαμβάνουν: (1) την ζώνη Παρνασσού, (2) την ζώνη Πίνδου, (3) την ζώνη Τρίπολης, (4) τις σειρές Φυλλιτών-Χαλαζιτών και Πλακωδών Ασβεστολίθων, (5) την Ιόνια ζώνη και (6) την Προαπούλια ζώνη, ενώ ανατολικά της, τις Εσωτερικές που αποτελούν: (1) η ζώνη Αξιού-Βαρδάρη, (2) η Πελαγονική ζώνη και (3) η Αττικοκυκλαδική ζώνη. Ανατολικότερα, βρίσκονται οι κρυσταλλικές μάζες της Περιροδοπικής ζώνης, της Σερβομακεδονικής ζώνης και της ζώνης Ροδόπης που δομούν την οπισθοχώρα. Στην περιοχή των Δωδεκανήσων ιδιαίτερο ενδιαφέρον παρουσιάζει η Ρόδος όπου τα πετρώματα συγκρίνονται με τρεις ζώνες. Στο βόρειο τμήμα του νησιού παρατηρούμε ενότητες της ζώνη Πίνδου και ανατολικότερα της ζώνη Τριπόλεως. Το νότιο κομμάτι του νησιού συγκρίνεται με την Ιόνια ζώνη. Ζώνη Πίνδου Πιο αναλυτικά η ζώνη Πίνδου καλύπτει ένα μεγάλο τμήμα της Ελληνικής χερσονήσου και της Κρήτης και διαμέσου της Ρόδου συνεχίζει στη Μικρά Ασία. Προς το βορρά εκτείνεται στην Αλβανία και στις πρώην Γιουγκοσλαβικές δημοκρατίες. Η ζώνη Πίνδου δομείται από μία ακολουθία ανθρακικών και πυριτικών ιζημάτων βαθιάς θάλασσας των οποίων το συνολικό πάχος δεν ξεπερνά τα 1050 μέτρα. 3
Με την έναρξη των Αλπικών ορογενετικών κινήσεων στα περιθώρια της Απούλιας κατά το Άνω Ηώκαινο, η ακολουθία των πετρωμάτων της Ζώνης Πίνδου άρχισε να αποκολλάται από το υπόβαθρο της, να παραμορφώνεται έντονα και τελικά να επωθείται επί της δυτικότερα ευρισκόμενης Ζώνης Τρίπολης. Το αποτέλεσμα αυτών των κινήσεων ήταν ο σχηματισμός ενός τεκτονικού καλύμματος. Ζώνη Τρίπολης Στη δυτική ηπειρωτική Ελλάδα η Μεσοζωική ακολουθία της ζώνης παρουσιάζεται σε σχετικά περιορισμένες εμφανίσεις ενώ αντίθετα καλύπτει ένα μεγάλο τμήμα της Πελοποννήσου, των Κυθήρων και της Κρήτης. Η συνέχεια της ζώνης προς τα ανατολικά γίνεται διαμέσου Καρπάθου και Ρόδου. Η Ζώνη της Τρίπολης δομείται κυρίως από μία Μεσοζωική ακολουθία ανθρακικών ιζηματογενών πετρωμάτων ρηχής θάλασσας των οποίων το μέγιστο ορατό πάχος δεν ξεπερνά τα 3.500 μέτρα. Ιόνια Ζώνη Η Ιόνια ζώνη αποτελούσε μία υποθαλάσσια αύλακα και μαζί με την γειτονική της προς τα ανατολικά ζώνη Τριπόλεως συνιστούσε ένα μειογεωσύγκλινο. Προς τα δυτικά η ζώνη αυτή εφιππεύει με την βοήθεια μιας σχεδόν οριζόντιας εφίππευσης την Προαπούλια ζώνη, ενώ προς τα ανατολικά περνάει με μεταβατικά στρώματα προς τη ζώνη Τριπόλεως. 4
Β Εξωτερικές Ζώνες Προχώρα Προαπούλια Ζώνη Σειρές Φυλλιτών-Χαλαζιτών και Πλακωδών Ασβεστολίθων Δυτικά Ελληνικά καλύμματα Ιόνια Ζώνη Ζώνη Γαβρόβου-Τρίπολης Ζώνη Πίνδου Ζώνη Παρνασσού Εσωτερικές Ζώνες Πελαγονική Ζώνη Αττικο-Κυκλαδική μάζα Ζώνη Βαρδάρη Μεντερές Οπισθοχώρα Περιροδοπική Ζώνη Σερβομακεδονική μάζα Μάζα Ροδόπης Οφιόλιθοι-οφιολιθική melange 100 km Μεσο-Ελληνική Αύλακα Εικόνα 1.1 Χάρτης Εσωτερικών-Εξωτερικών Ελληνίδων (Jacobshagen et.al. 1978b, τροποποιημένος). Η Ρόδος είναι το μεγαλύτερο σε έκταση νησί των Δωδεκανήσων και το πλέον απομακρυσμένο από την ηπειρωτική Ελλάδα. Παρουσιάζει σηµαντικό γεωλογικό ενδιαφέρον αφού αποτελεί το ανατολικό όριο του νησιωτικού τόξου του Αιγαίου, το οποίο εκτείνεται από την Πελοπόννησο ως τη Μικρά Ασία συµπεριλαµβάνοντας επίσης τα νησιά Κύθηρα Αντικύθυρα Κρήτη Κάσο - Κάρπαθο και συνδέει τις Ελληνίδες µε τις Ταυρίδες οροσειρές. Συνίσταται κυρίως από Μεσοζωικούς και Τριτογενείς σχηµατισµούς, πτυχωµένους και ρηγµατωµένους κατά τη διάρκεια της Αλπικής ορογένεσης (Aubouin & Dercourt 1970, Mutti et al. 1970, Meulenkamp et al. 1972, Angelier 1977, 1979, Harbury 1988). Οι Πλειοπλειστοκαινικοί σχηµατισµοί επικάθονται στους προηγούµενους σχηµατισµούς (Mutti et al. 1970, Meulenkamp et al. 1972, Meulenkamp 1985, Hanken, et al. 1996). 5
Το σχήµα του νησιού και γενικότερα η µορφολογία του οφείλεται κατά κύριο λόγο στον νεοτεκτονισµό, ο οποίος έδρασε κατά το Αν. Νεογενές και κυρίως κατά το Τεταρτογενές και αντιπροσωπεύεται από την παρουσία ρηξιγενών ζωνών, επιµέρους ρηγµάτων, καθώς και από τις κατακόρυφες κινήσεις των διαφόρων ρηξιτεµαχών (blocks) (Angelier 1977, 1979, Dewey et al. 1986, Mercier et al. 1989, Pirazzoli et al. 1982, 1985, 1989). Σηµαντικό επίσης ρόλο έχει διαδραµατίσει η διάβρωση στους σχηµατισµούς διαφορετικής λιθολογικής σύστασης. 1.2 Γεωλογική δομή Ρόδου 1.2.1 Τεκτονοστρωματογραφία Από τη βάση προς την οροφή της τεκτονισμένης στρωματογραφικής ακολουθίας διακρίνονται οι εξής ενότητες: 1.2.1.1. Η ενότητα της Λίνδου Η ενότητα αυτή περιορίζεται στην περιοχή της Λίνδου και στην γειτονική περιοχή του όρους Χόρτη. Οι εμφανίσεις της περιοχής της Λίνδου θεωρούνται οι πιο χαρακτηριστικές λόγω του μεγάλου πάχους της ενότητας και της ύπαρξης απολιθωμάτων, που έκαναν εφικτή την χρονολόγηση των σχηματισμών της ενότητας. Η ενότητα περιλαμβάνει σκοτεινόχρωμους έως ανοικτούς γκρι κρυσταλλικούς μεταμορφωμένους ασβεστολίθους και μεσο- έως παχυστρωματώδη μάρμαρα. Ο σχηματισμός παρουσιάζει κατά θέσεις πυριτολιθικές παρεμβολές. Κοντά στην βάση της στρωματογραφικής στήλης αναγνωρίστηκε ένας ορίζοντας μη-μεταμορφωμένου μαργαικού ασβεστολίθου (απολιθωματοφόρος μικρίτης, μερικώς ανακρυσταλλωμένος) με ίχνη μικρών γαστερόποδων. Μέσα στον ορίζοντα αυτό αναγνωρίστηκε πανίδα του Κενομάνιου (Thaumatoporella parvovesiculifera, Cuneolina cf. Pavonia parva, Cuneolina sp., Nummoloculina heimi, Nezzazata simplex, Chrysalidina sp.). Το μικροπαλαιοντολογικό περιεχόμενο αυτού του ορίζοντα υποδεικνύει ένα νηρητικό περιβάλλον ιζηματογένεσης (Bonneau 1984). Συγκεκριμένα ο ορίζοντας αυτός αποτελείται από έναν βιομικρίτη, σπανίως βιοσπαρίτη, στον οποίο τα μικροαπολιθώματα, αποκλειστικά 6
βενθονικά, δεν δείχνουν σημάδια επαναπόθεσης. Το πάχος των μαρμάρων φτάνει τα 450 μέτρα (Mutti et al. 1970, Davidson-Monett 1974, Baumann et al. 1977). Η ενότητα της Λίνδου θεωρείται ότι αντιπροσωπεύει μια ασβεστολιθική πλατφόρμα πλησιέστερα στο νότιο ηπειρωτικό περιθώριο της Απούλιας, από ότι οι πιο βαθιάς θάλασσας ακολουθίες της Ιόνιας ζώνης (Bonneau 1984). 1.2.1.2. Η ενότητα του Αττάβυρου Η λιθοστρωματογραφική αυτή ενότητα πήρε το όνομά της από το όρος Αττάβυρος, στο δυτικό τμήμα του νησιού. Περιλαμβάνει καλά στρωμένους γκρί, καφέ-γκρί ασβεστολίθους και μαργαϊκούς ασβεστολίθους, κόκκινου χρώματος πλησίον της οροφής με πλήθος από πυριτικούς κονδύλους. Η ενότητα του Αττάβυρου κατά τους Mutti et al. (1970) αποτελεί το σχετικά αυτόχθονο ή / και παραυτόχθονο υπόβαθρο του νησιού κάτω από τον φλύσχη της Καττάβιας. Περιλαμβάνει τρεις σχηματισμούς, οι οποίοι από κάτω προς τα πάνω είναι: α) Η «σειρά των ασβεστολίθων με πυριτολίθους του Αγρεμάρη», πάχους 170 μ. Είναι ασβεστόλιθοι λεπτοστρωματώδεις με διαστρώσεις και βολβούς πυριτολίθων, ηλικίας Κιμμεριδίου-Κενομανίου (Ανωτ. Ιουρασικό-Ανω Κρητιδικό) β) Η «σειρά των ασβεστολίθων Ακραμύτη», πάχους 750 μ., που αποτελείται από εναλλασσόμενους ασβεστολουτίτες, ασβεστορουδίτες και ασβεσταρενίτες, ηλικίας Τουρωνίου (Ανωτ. Κρητιδικό)-Μέσου Ηωκαίνου και γ) Η «σειρά των μαργαικών ασβεστολίθων Κακόσκαλας», που αποτελείται από μαργαικούς ασβεστόλιθους και σχιστόλιθους με παρεμβολές ερυθρών πυριτόλιθων και κατά θέσεις στρωμάτων ασβεστορουδιτών με Νουμμουλίτες. Η ηλικία της σειράς αυτής είναι του Μέσου-Ανώτερου Ηωκαίνου. Η ενότητα αυτή συγκρίνεται με την Ιόνια ζώνη. 1.2.1.3. Ο φλύσχης της Καττάβιας Επί του σχηματισμού του Αττάβυρου επικάθεται, είτε σύμφωνα είτε με τεκτονική επιφάνεια, ο φλύσχης της Καττάβιας. Το σύστημα αυτό περικλείει μικροπανίδα του Κατώτερου Ολιγοκαίνου και άφθονα, κυρίως εκ μεταφοράς, μεγάλα τρηματοφόρα του Ηωκαίνου. Το πάχος του φλύσχη, αν και δύσκολο να υπολογιστεί λόγω της έντονης πτύχωσης, υπολογίζεται περίπου στα 1000 μέτρα. 7
Εντός του φλύσχη οι Mutti et al. (1970) διέκριναν έξι μέλη. Τα μέλη Σιάνα, Λαέρμα και Σταφύλια συνιστούν συνεχή στρωματογραφική σειρά η οποία κάθεται σύμφωνα επί των ανώτερων μελών του σχηματισμού του Αττάβυρου, και αναπτύσσεται κυρίως στο κεντρικό τμήμα του νησιού, μεταξύ του όρους Αττάβυρος και της περιοχής της Λίνδου. Σε άλλες θέσεις ο φλύσχης παρουσιάζεται ελαφρώς μεταμορφωμένος και ως εκ τούτου συμπεριλήφθη σε μια ενότητα με το όνομα μέλος Κάλαθος. Στο νότιο τμήμα του νησιού διακρίθηκαν άλλα δυο μέλη της σειράς του φλύσχη: στην βάση το μέλος Καράκια και στην οροφή το μέλος Μεγάλο Κάλαβρο. 1.2.1.4. Το τεκτονικό κάλυμμα του Αρχάγγελου Η κατώτερη αλλόχθονη ενότητα του Αρχάγγελου αντιπροσωπεύει μια ασβεστολιθική νηρητική πλατφόρμα και συνίσταται από δυο σχηματισμούς: α) τον σχηματισμό Κούμουλι στην βάση και β) τους ασβεστόλιθους του Σάλακου στην κορυφή. α) Σχηματισμός Κούμουλι Στη βάση αποτελείται από λεπτοστρωματώδεις ασβεστολίθους, σκούρου καστανού χρώματος, εναλλασσόμενους με μαργαϊκούς ασβεστολίθους, ενώ προς τα πάνω ακολουθούν παχυστρωματώδεις ανοικτότεφροι δολομίτες. Εντός του κατώτερου ασβεστολίθου περιέχεται πανίδα του Καρνίου με εχινοειδή, ελασματοβράγχια, βραγχιόποδα και κεφαλόποδα. β) Ασβεστόλιθοι του Σάλακου Περιλαμβάνουν συμπαγείς τεφρούς έως ανοικτότεφρους ασβεστολίθους και δολομιτικούς ασβεστολίθους. Στην βάση του σχηματισμού ευρέθησαν φύκη, κοράλλια, Orbitolinidae και Nummulites. Με βάση αυτά έγινε δυνατή η ένταξη του σχηματισμού αυτού στο Ανωτ. Τριαδικό (Νόριο;) έως το Κατώτερο-Μέσο Ηώκαινο. Πάνω από τον σχηματισμό αυτό εμφανίζεται ένας φλύσχης (φλύσχης της Αρχίπολης), μικρού πάχους, ο οποίος αποτελείται από καστανέρυθρες μάργες, ψαμμίτες, και πολύμικτα κροκαλοπαγή. Στους κατώτερους ορίζοντες αναγνωρίστηκαν στρώματα με Globorotalia που προσδίδουν μια Μέσο Ηωκαινική ηλικία για τον σχηματισμό. Με βάση λιθολογικά και μικροπαλαιοντολογικά χαρακτηριστικά η ενότητα του Αρχάγγελου συσχετίσθηκε με την ενότητα της Τρίπολης (Bonneau 1984). 8
1.2.1.5. Το τεκτονικό κάλυμμα του Προφήτη Ηλία Η δεύτερη αλλόχθονη ενότητα του Προφήτη Ηλία, αντιπροσωπεύει την ενότητα της Πίνδου, αν και παρουσιάζει διαφοροποιήσεις από τις τυπικές εμφανίσεις σε άλλες περιοχές των Ελληνίδων οροσειρών. Αποτελείται από δύο σχηματισμούς: α) τον ασβεστόλιθο του Ελαφόκαμπου και β) τον σχηματισμό της Μαλόνας α) Ο ασβεστόλιθος του Ελαφόκαμπου Αποτελείται από λεπτοστρωματώδεις ασβεστολίθους, τεφρού, ερυθρού έως και κιτρινωπού χρώματος, καθώς και δολομιτικούς ασβεστολίθους με άφθονες πυριτικές ενδιαστρώσεις. Στην βάση του σχηματισμού, εντός των πυριτικών ενδιαστρώσεων, αναγνωρίστηκαν Halobia του Καρνίου. Στην κορυφή του σχηματισμού υπάρχουν συγκεντρώσεις απολιθωμάτων, αποτελούμενες από φύκη και τρηματοφόρα, οι οποίες τοποθετούν την διάπλαση στο Λιάσιο. β) Ο σχηματισμός της Μαλόνας Συνίσταται από λεπτοστρωματώδεις έως μεσοστρωματώδεις ασβεστολίθους με πυριτικούς κονδύλους και πυριτικούς ασβεστολίθους. Η ηλικία του σχηματισμού τοποθετείται στο Κάτω Λιάσιο έως Σενόνιο (Mutti et al. 1970). 1.2.1.6. Οφιολιθική melange-οφιόλιθοι Η ανώτερη ενότητα στο σύστημα καλυμμάτων της Ρόδου περιλαμβάνει μια οφιολιθική melange στην βάση και ένα κάλυμμα οφιολίθων στην οροφή. Τα χαρακτηριστικά συστατικά της οφιολιθικής melange αποτελούν οφιόλιθοι, ιζήματα και μεταμορφωμένα πετρώματα, η ηλικία των οποίων κυμαίνεται από το Ανώτερο Λιθανθρακοφόρο έως το Κατώτερο Τριτογενές. Η βάση της ανώτερης ενότητας χαρακτηρίζεται από ένα χαοτικό σύμπλεγμα τεκτονο-ιζηματογενούς προέλευσης. α) Η οφιολιθική melange Η ενότητα αυτή αναφέρεται από τους Orombelli & Pozzi (1967) και ως σύμπλεγμα Διαβάση-Ραδιολαρίτη Κοπριάς. Αποτελείται από ένα έντονα διαβρωμένο και κατακερματισμένο σύμπλεγμα πετρωμάτων ποικίλης λιθολογίας και σύστασης. Πολυάριθμα εξωτικά τεμάχη ποικίλου μεγέθους (από εκατοστά έως μερικά μέτρα), πλουτώνια και ιζηματογενή, παρεμβάλλονται εντός μιας θεμελιώδους μάζας. Η θεμελιώδης αυτή μάζα αποτελείται από διαφορετικούς λιθολογικούς τύπους όπως: διαβάσης, 9
διαβασικός πορφυρίτης, σερπεντινίτης, ραδιολαρίτης, πυριτόλιθος. Οι πιο κοινοί τύποι πετρωμάτων ανάμεσα στα πλουτώνια και μεταμόρφωμενα εξωτικά τεμάχη είναι οι αμφιβολίτες, γάββροι, περιδοτίτες, και σερπεντινίτες. β) Οφιόλιθοι Τα οφιολιθικά τεμάχη εμφανίζονται ως υπολείμματα εντός τεκτονικών τάφρων (Aubouin & Dercourt 1965, 1970, Mutti et al. 1970 Creutzburg & Seidel 1975, Aubouin et al. 1976, Baumann et al. 1977, Seidel et al. 1981, Hatzipanagiotou 1983). Οι πιο εκτεταμένες εμφανίσεις είναι έντονα τεκτονισμένες και βρίσκονται στο βόρειο τμήμα του νησιού (όρος Λούκα). Αποτελούνται κυρίως από μικρά απομονωμένα σώματα σερπεντινίτη στους οποίους υπολειμματικά εμφανίζεται ο αρχικός περιδοτίτης. Συγκριτικά για το οφιολιθικό σύμπλεγμα μπορούμε να πούμε ότι, οι οφιόλιθοι τόσο της Ρόδου όσο και της Καρπάθου παρουσιάζουν διαφορές τόσο στην χημική και ορυκτολογική τους σύσταση όσο και στην ηλικία τους με αυτούς της Κρήτης (Koepke et al. 1985). Οι οφιόλιθοι της Κρήτης ανήκουν στην Ιουρασική οφιολιθική ζώνη της Βαλκανικής Χερσονήσου και συνδέονται με τους οφιολίθους της ηπειρωτικής Ελλάδας με τις εμφανίσεις στην περιοχή της Αγγελόνας (Νοτιοανατολική Πελοπόννησος). Γεωχρονολογήσεις με την μέθοδο K-Ar που έγιναν σε δείγματα υπερβασικών (Koepke et al., 1985) από την Κρήτη δίνουν ηλικίες από 156-149 εκ. χρ. (Μέσο Ιουρασικό), σε αντίθεση με τους αντίστοιχους της Ρόδου και Καρπάθου που δίνουν ηλικίες 97-83 εκ. χρ. (Άνω Κρητιδικό). Με βάση τα παραπάνω, οι οφιόλιθοι του ΝΑ-κου Αιγαίου πιθανά αποτελούν την προς τα νοτιοδυτικά έκταση της Κρητιδικής οφιολιθικής ζώνης των Ταυρίδων, όπου έχουν προσδιοριστεί παρόμοιες ηλικίες σε δείγματα από την οφιολιθική σόλα (Thuizat et al. 1981). 10
Εικόνα 1.2 Νεοτεκτονικός Χάρτης Ν.Ρόδου (από Ελληνική Γεωλογική Εταιρία). 1.2.2 Τεκτονική Οι Μεσοζωικές ασβεστολιθικές μάζες του υποβάθρου εμφανίζονται στο κεντρικό τμήμα του νησιού, όπου αναπτύσσονται σε μια ΑΒΑ-ΔΝΔ διεύθυνση. Πολλές από αυτές είναι αποκομμένες λόγω της νεώτερης τεκτονικής και καλύπτονται από τους Ολιγοκαινικούς και Νεογενείς σχηματισμούς που πληρώνουν τις λεκάνες. Η αυτόχθονη ενότητα του Αττάβυρου εμφανίζεται στο δυτικό-κεντρικό τμήμα του νησιού, στην περιοχή γύρω από τον Έμπωνα. Οι ασβεστολιθικοί σχηματισμοί διαμορφώνουν μιας μεγάλης κλίμακας αντικλινική δομή με άξονα που διευθύνεται ΒΑ-ΝΔ και αξονικό επίπεδο που κλίνει προς τα ΒΔ. Τα σκέλη του αντικλίνου παραμορφώνονται εσωτερικά από μεσοσκοπικές πτυχές με ΒΑ-ΝΔ άξονες και ενδιάμεσης κλίσης αξονικά επίπεδα που ως επί το πλείστον δείχνουν ροπή κίνησης προς τα ΝΑ. Ένα άλλο σύστημα που περιλαμβάνει κλειστές έως ισοκλινείς πτυχές, έχει άξονες ΒΒΔ-ΝΝΑ διεύθυνσης, σχεδόν οριζόντιους. 11
Παρόμοιες δομές, με πιο αραιή συχνότητα, εντοπίζονται και στην ενότητα της Λίνδου. Τοπικά εμφανίζονται επιφάνειες σχισμού διάλυσης κάθετα στη στρώση (Κοκκάλας, 2000 διδάκτ. διατριβή). Στην περιοχή της Λίνδου, κοντά στον Πυλώνα, ο φλύσχης είναι ημιμεταμορφωμένος και επωθείται επί των Κρητιδικών ασβεστόλιθων της ενότητας Λίνδου κατά μήκος μιας επιφάνειας ΒΑ-ΝΔ διεύθυνσης που κλίνει προς τα ΒΔ. Στην επαφή σχηματίζεται μυλονιτική ζώνη πάχους 3-4 μέτρων ενώ ο φλύσχης παραμορφώνεται με όρθιες ασύμμετρες κλειστές πτυχές που δείχνουν κίνηση προς τα ΝΑ. Τη φορά κίνησης αυτή υποστηρίζουν και ανάστροφες πλαστικές C/S δομές εντός του φλύσχη. Η χαμηλού βαθμού μεταμόρφωση του φλύσχη και η πλαστικού τύπου παραμόρφωση υποδηλώνουν ότι η εφιππευτική κίνηση πραγματοποιήθηκε σε βαθύτερα δομικά επίπεδα, σε σχέση με την τοποθέτηση των αλλόχθονων ενοτήτων πάνω στον φλύσχη (Κοκκάλας, 2000 διδάκτ. διατριβή)..η παραμόρφωση του φλύσχη ποικίλει σημαντικά. Έτσι κατά θέσεις ο φλύσχης εμφανίζεται απαραμόρφωτος ενώ αλλού είναι έντονα πτυχωμένος με ασύμμετρες, ανεστραμμένες κλειστές πτυχές. Οι πτυχές παρουσιάζουν διασπορά στην κατανομή τους, διακρίνονται όμως δυο κύρια συστήματα. Το πρώτο σύστημα έχει άξονες ΒΒΑ-ΝΝΔ διεύθυνσης και αξονικά επίπεδα που κλίνουν με ενδιάμεσες έως ήπιες κλίσεις προς τα ΝΔ, ακολουθώντας σε γενικές γραμμές το στυλ παραμόρφωσης της υποκείμενης ενότητας του Αττάβυρου. Το δεύτερο σύστημα περιλαμβάνει πτυχές με άξονες μεταξύ μιας ΒΔ-ΝΑ και Α-Δ διεύθυνσης. Επιφάνειες κανονικού χαρακτήρα, ποικίλων διευθύνσεων, τέμνουν τους σχηματισμούς. Με μεγαλύτερη συχνότητα εμφανίζονται τα ΒΑ-ΝΔ και ΑΒΑ-ΔΝΔ διεύθυνσης κανονικά ρήγματα (Kokkalas & Doutsos, 2001). Οι ασβεστόλιθοι της ενότητας του Αρχάγγελου εμφανίζονται στο κεντρικό και βόρειο τμήμα του νησιού κυρίως στις περιοχές του Αρχάγγελου, του Όρ. Προφήτη Ηλία, και του Όρ. Κούμουλι. Επίσης εμφανίζονται ως διάσπαρτα τεκτονικά ράκη στην οροφή του φλύσχη και τοπικά εντός αυτού. Η επαφή των δυο σχηματισμών είναι συνήθως είναι μια καμπυλωμένη εφιππευτική επιφάνεια με χαμηλές ενδιάμεσες κλίσεις, που γενικά κλίνει προς τα ΔΒΔ. Ο υποκείμενος φλύσχης παρουσιάζει χαοτική δομή και κατά θέσεις περικλείει κομμάτια της εφιππευμένης μάζας. Οι ασβεστόλιθοι παρουσιάζουν έντονη κατακλαστική παραμόρφωση σε μια ζώνη εύρους 15 μέτρων πάνω από την εφίππευση. 12
Συνήθως οι πτυχές απουσιάζουν λόγω της μαζώδους εμφάνισης των ασβεστολίθων και περιορίζονται στους πιο λεπτοστρωματώδεις ορίζοντες. Στους ορίζοντες αυτούς εντοπίστηκαν δομές που σχηματίστηκαν σε διαφορετικά στάδια της προοδευτικής παραμόρφωσης του καλύμματος: Οι επιφάνειες σχισμού διάλυσης τοποθετούνται κυρίως κάθετα στη στρώση. Η δημιουργία των επιφανειών αυτών θεωρείται αποτέλεσμα οριζόντιας συμπίεσης παράλληλα στην στρώση (Alvarez et al. 1978) και γίνεται στα αρχικά στάδια του σχηματισμού των πτυχών (Markley & Wojtal 1996). Κάθετα στις επιφάνειες διάλυσης διατάσσονται συνήθως φλέβες, κυρίως ασβεστιτικής σύστασης. Επιφάνειες ολίσθησης παράλληλες προς τη στρώση μετατοπίζουν τις φλέβες σχηματίζοντας μικρής κλίμακας δίδυμα (Markley & Wojtal 1996). Επιφάνειες επωθήσεων εμφανίζονται σε περιοχές όπου παρουσιάζονται πιο έντονες κλίσεις και τροποποιούν το σχήμα ασύμμετρων πτυχών, στο ήπιο σκέλος των οποίων δημιουργούνται κανονικά και πλαγιοκανονικά ρήγματα. Σε ένα νεώτερο στάδιο παραμόρφωσης ρηξιγενείς επιφάνειες κανονικού χαρακτήρα υπερτίθενται στις προαναφερθείσες δομές. Από τη στατιστική ανάλυση των διευθύνσεων των κανονικών ρηγμάτων προέκυψαν μια κύρια ΒΑ-ΝΔ και μια δευτερεύουσα ΒΒΔ-ΝΝΑ διεύθυνση. Το κάλυμμα του Προφ. Ηλία χαρακτηρίζεται από έντονες λεπιώσεις καθώς επίσης και από την παρουσία οριζόντων αποκόλλησης σε στρώματα ηφαιστειακών πετρωμάτων. Περιλαμβάνει λεπτοστρωματώδεις ασβεστόλιθους και ραδιολαρίτες οι οποίοι παραμορφώνονται σε ένα σχετικά πλαστικό τύπο παραμόρφωσης. Οι πτυχές ελέγχονται περισσότερο από την λιθολογία και διακρίνονται σε δυο κύρια συστήματα διευθύνσεων: ένα με άξονες ΒΒΑ-ΝΝΔ διεύθυνσης που περιλαμβάνει ισοκλινείς και πολύ κλειστές πτυχές, και ένα με άξονες ΑΒΑ-ΔΝΔ διεύθυνσης που περιλαμβάνει ημιγαλονοειδείς πτυχές με αξονικά επίπεδα που κλίνουν προς τα ΒΔ. Τοπικά παρατηρείται επαναπτύχωση που προκαλείται κατά την υπέρθεση πτυχών με άξονες Α-Δ πάνω σε πτυχές με άξονες Β-Ν διεύθυνσης. Οι κινηματικοί δείκτες στο βασικό επίπεδο της εφίππευσης μεταξύ του Προφ. Ηλία και του υποκείμενου φλύσχη, καθώς και σε ανάστροφα συνοδά ρήγματα υποδηλώνουν κίνηση προς μια διεύθυνση 90-100 0 ανατολικά. 13
Επειδή τα δυο συστήματα πτυχών έχουν περίπου το ίδιο τεκτονικό στυλ φαίνεται ότι σχηματίστηκαν κατά τη διάρκεια της ίδιας τεκτονικής διεργασίας. Η σημαντική διακύμανση στην διεύθυνση των πτυχών και επαναπτύχωση με σχεδόν ταυτόχρονη δημιουργία πιθανά υποδεικνύει επωθητικές κινήσεις που συνοδεύονται με στροφές. Παλαιομαγνητικές έρευνες (Morris 1995) προτείνουν ότι τέτοιες στροφές συνέβησαν μεταξύ του καλύμματος της Πίνδου και του υποκείμενου καλύμματος της Τρίπολης. Τέτοιες στροφές στο κάλυμμα της Πίνδου πιθανά αντικατοπτρίζουν τοπικές εσοχές ή προεξοχές στην βάση του καλύμματος κατά την διάρκεια της τοποθέτησης του (Morris 1995). Ο όλος μηχανισμός πιθανά αντικατοπτρίζει αδυναμία προέλασης της καλυμματικής τεκτονικής προς μια συγκεκριμένη διεύθυνση κατά μήκος του μετώπου της παραμόρφωσης (Allerton 1998). 14
οφιόλιθοι Κάλυμμα Προφ.Ηλία Κάλυμμα Αρχάγγελου L.Eoc. Φλύσχης Καττάβιας 8 9 Up.Jur. /M.Eoc. 400 m Ενότητα Αττάβυρου? Ενότητα Λίνδου 1 Ν.Ρόδος Ρόδος 4 3 2 A Καττάβια Ε Ε B Έμπονας A Βάτη Καλαβάρδα Αγ.Ισίδωρος Όρ.Προφ.Ηλίας B Πυλώνας Λαέρμα Όρ.Κούμουλι Γ Όρος Χόρτη 0 km 10 Δ Δ Γ Ζ Ζ Λίνδος Αρχάγγελος Θέρμες Καλλιθέας Όρ.Λούκα 5 6 7 Ανάστροφα ρήγματα στο φλύσχη σ1 σ2 σ3 πόλοι των αξονικών επιπέδων άξονες πτυχών Α Α 400 m 0 Β Β 200 m 0 Γ 20 0 m Δ Εν.Αρχάγγελου c-s φλύσχης Νεογενή μυλονίτης Γ Δ διακλάσεις 100 20 m m 0 0 Φλύσχης Καττάβιας Σύγχρονες αποθέσεις 100 Ανώτ.Μεταμορφική σειρά Πλειστοκαινικές αποθέσεις m Κάλυμμα Προφ.Ηλία (ενοτ.πίνδου) 0 Πλειοκαινικές αποθέσεις Κάλυμμα Αρχάγγελου (ενοτ.τρίπολης) Ολιγοκαινικές αποθέσεις Ενότητα Αττάβυρου (Ιόνια ζώνη) Ε Ζ σεπεντινίτης Πρ.Ηλίας κατακλ. οφιολ. Αρχάγγ. Ε Ζ Εικόνα 1.2 Απλοποιημένος γεωλογικός χάρτης της Ρόδου, με τεκτονοστρωματογραφική στήλη, γεωλογικές τομές, ροδοδιαγράμματα και δίκτυα Schmidt (με άξονες πτυχών και πόλους αξονικών επιπέδων πτυχών) (Κοκκάλας, 2000). 15
1.2.3 Γεωλογικοί χάρτες περιοχών μελέτης Γεωλογικός χάρτης περιοχής Αρχαγγέλου S Μεσόγειος Θάλασσα M Αρχάγγελος Kl E Στεγνά Μεσόγειος Θάλασσα Sl Κλίμακα Χάρτη 1:100.000 0 2 4 6 8Km S Sl Kl Sgourou Formation: πράσινο-γκρι μάργες με άμμο και χαλίκια. Salakos Limestone: μαζώδεις, λευκοί έως και ανοιχτό-καφέ ασβεστόλιθοι, δολομιτικοί ασβεστόλιθοι. K atavia Flysch-Laerma Member: λαδί-γκρι ασβεστιτικοί σχιχτόλ ιθοι, εναλλασσόμενοι με λεπτές στρώσεις τουρβιδιτικών ψαμμιτών και γκρι μικριτικών ασβεστολίθων. M E Malona Formation: καλά στρωμένοι, ροζ και γκρι, ασβεστόλιθοι, με μικρό πάχος παρεμβολής από κόκκινους ραδιολαρίτες. Elaphokampos Cherty Limestone: καλά στρωμένοι, γκρι, κίτρινοι και κόκκινοι ασβεστόλ ιθοι και δολομιτικοί ασβεστόλιθοι, με γκρι, κίτρινα και κόκκινα οξείδια από πυριτόλιθο. 16
Γεωλογικός χάρτης περιοχής Λίνδου Μεσόγειος Θάλασσα Kl Ks Kx S Πυ λώ νας Θεο τόκο ς Λά ρδος L Λίνδος Κλίμακα Χάρτη 1: 50.000 0 1 2 3 4Km Μεσόγειος Θάλασσα Πε ύκο ι Μεσόγειος Θάλασσα L Lindos Limastone: παχυσ τρωματώδεις, σκούρο μπλε-γκρι και λευκό μάρμαρο. S Salakos Limestone: ογκώδης, λευκο ί και ανοιχτό-καφέ ασβεστ όλιθο ι, δολομιτ ικο ί ασβεστόλιθο ι και δολομίτες. Ks K atavia Fly sch-sta filia Member: λίθινοι, σκλ ηρο ί τουρβιδ ιτικοί ψαμμίτες. Kl Katavia Fly sch-laerma Member: λαδί-γκρ ι ασβεστιτικοί σχιχτό λιθοι, εναλλ ασσό μενο ι με λεπτ ές στ ρώσεις τουρβιδιτικών ψαμμιτών και γκρι μικριτικών ασβεστολίθων. Kx Katavia Flysch-Kalathos Member: ασθενώς μεταμορφωμένο μέλος, ισοδύναμο με τα Stafilia και Laerma. 17
Κεφάλαιο 2 ο 2.1 Μεθοδολογία Για την τεκτονική ανάλυση της περιοχής μελέτης ακολουθήθηκε η παρακάτω μεθοδολογία: 1. Υπαίθρια εργασία για την περιγραφή των γεωλογικών σχηματισμών και συλλογή τεκτονικών στοιχείων. 2. Σε επιλεγμένες θέσεις ειδικού ενδιαφέροντος έγιναν λεπτομερείς γεωλογικά σκαριφήματα. Πάρθηκαν μετρήσεις στρώσεων, επιπέδων διακλάσεων, ρηγμάτων, ρηγμάτων με γράμμωση ολίσθησης, όπου ήταν εφικτό. Πραγματοποιήθηκε χαρτογράφηση του ίχνους συγκεκριμένων ρηξιγενών ζωνών ιδιαίτερου ενδιαφέροντος, π.χ. ρήγμα Λίνδου, Αρχαγγέλου κλπ. 3. Τα τεκτονικά δεδομένα προβλήθηκαν σε δίκτυα Schmidt με τη βοήθεια του προγράμματος Open Stereo net. 4. Τα δεδομένα ρήγματα με γράμμωση ολίσθησης εισήχθησαν στο πρόγραμμα προσδιορισμού και ανάλυσης πεδίων τάσης (WinTensor v.4.0.3., Delvaux and Sperner, 2003) με το οποίο προσδιορίστηκε ο προσανατολισμός των κύριων αξόνων της τάσης που ήταν υπεύθυνη για την δημιουργία των ρηξιγενών δομών. 18
2.2 Αποτελέσματα-Σχολιασμός Δίκτυα Schmidt για επίπεδα στρώσεων σε πόλους: Σχηματισμός Lindos Limestone (L) στις περιοχές Λίνδος-Λάρδος-Πυλώνα Σύμφωνα με την στατιστική επεξεργασία των πόλων των στρώσεων, στο σχηματισμό (L) αυτών των περιοχών, παρατηρούμε ότι ο μεγαλύτερος αριθμών των μετρήσεων έχει ήπιες κλίσεις. Υπάρχουν όμως και ενδιάμεσες κλίσεις. Οι στρώσεις έχουν διεύθυνση κατά κύριο λόγο βόρειο-ανατολική (ΒΑ) και νότιο-δυτική (ΝΔ). 19
Σχηματισμός Sgourou Formation (S) στις περιοχές Λίνδος-Λάρδος-Πυλώνα Στον σχηματισμό (S) των ίδιων περιοχών βλέπουμε ότι οι κλίσεις παρατηρούνται ήπιες. Ένας μικρός αριθμός φαίνεται να έχει μεγαλύτερες κλίσεις και να αναφέρονται ως ενδιάμεσες. Όσον αφορά τις στρώσεις βλέπουμε διευθύνσεις κατά κύριο λόγο βόρειοβόρειο ανατολική (ΒΒΑ), νότιο-νότιο δυτική (ΝΝΔ). Υπάρχουν όμως και ορισμένες με διεύθυνση βόρειο-ανατολική (ΒΑ), νότιο-δυτική (ΝΔ). 20
L S L Εικόνα 2.1 Επαφή Sgourou Formation (S) με Lindos Limestone (L) 21
S 7m contact L Εικόνα 2.2 Απλοποιημένη μορφή της εικόνας 2.1. Σε απλοποιημένη μορφή της εικόνας (Εικ.2.2) παρατηρούμε την επαφή των S και L. Οι μετρήσεις που είχαμε ήταν 10/20 και 40/10 για τα S και 15/20 στην επιφάνεια επαφής τους. Και εδώ φαίνεται πως οι κλίσεις τους είναι χαμηλές. Οι διευθύνσεις κλίσεων των δύο είναι βόρειο-ανατολική (ΒΑ), νότιο-δυτική (ΝΔ). 22
Σχηματισμός φλύσχη (Kx) Στον σχηματισμό του φλύσχη η στατιστική επεξεργασία στο δίκτυο Schmidt μας δείχνει ότι έχουμε ήπιες περισσότερο, αλλά και ενδιάμεσες κλίσεις. Η γενική διεύθυνση των επιπέδων των στρώσεων είναι βόρειο-ανατολική (ΒΑ), νότιο-δυτική (ΝΔ). 23
S contact Kx Εικόνα 2.3 Επαφή Sgourou Formation (S) με Kalathos Member (Kx). L S 6m Kx Εικόνα 2.4 Απλοποιημένο σχήμα επαφής S, Kx και L. Εδώ σε πιο απλοποιημένη μορφή έχουμε την επαφή και των τριών σχηματισμών (Εικ. 2.4) όπως φαίνεται στην ύπαιθρο. Έχουν παρατηρηθεί επίσης και άλλες τομές όπου απουσιάζει κατά περιοχές ο (S) σχηματισμός. Οι μετρήσεις των στρώσεων που έχουμε για τον φλύσχη είναι 136/45, 150/20 και 170/15. Από τις τιμές που πάρθηκαν βλέπουμε ότι οι κλίσεις και των τριών σχηματισμών είναι χαμηλές. 24
Σχηματισμός Sgourou Formation (S) στη περιοχή Αρχάγγελος. Στον σχηματισμό (S) αλλά στην περιοχή του Αρχαγγέλου οι μετρήσεις μας δείχνουν ήπιες κλίσεις μόνο. Η διεύθυνση των στρώσεων είναι βόρειο-ανατολική (ΒΑ), νότιο-δυτική (ΝΔ). 25
Δίκτυα Schmidt για τα επίπεδα ρηγμάτων σε μεγάλους κύκλους: Κανονικά ρήγματα (nf) στις περιοχές Λίνδος-Λάρδος-Πυλώνα Στην περιχή της Λίνδου αλλά και στις γύρω περιοχές πάρθηκαν μετρήσεις επιφανιών ρηγμάτων. Τα ρήγματα που μετρήθηκαν είναι κανονικά. Από την επεξεργασία τους στο δίκτυο Schmidt δείχνουν να έχουν κατά κύριο λόγο ενδιάμεσες έως και απότομες κλίσεις. Παρατηρούνται επίσης και ορισμένες κατακόρηφες, καθόλου όμως ήπιες. Η διεύθυνση των περισσοτέρων φαίνεται να είναι βόρειο-δυτική (ΒΔ), νότιο-ανατολική (ΝΑ). Υπάρχουν όμως και ρήγματα με διεύθυνση βόρειο-ανατολική (ΒΑ), νότιο-δυτική (ΝΔ). 26
10 50 55 15 10 5 590 μ Εικόνα 2.5: Πανοραμική εικόνα από Google earth της περιοχής Λίνδου-Πεύκοι, όπου απεικονίζεται το ρήγμα. Το μεγαλύτερο ρήγμα της Λίνδου που έχει μήκος 4 km. Είναι κανονικό (nf): 85/65, 52/85 και εμφανίζεται στον σχηματισμό Sgourou Formation (S). Εικόνες (2.5) και (2.6). Εικόνα 2.6: To μεγάλο ρήγμα της Λίνδου. 27
Κανονικά ρήγματα (nf) με γραμμώσεις στις περιοχές Λίνδος-Λάρδος-Πυλώνα Στην περιοχή της Λίνδου μετρήθηκαν και ρήγματα με γραμμές ολίσθησης. Τα ρήγματα είναι κανονικού χαρακτήρα με μεγάλες κλίσεις. Ένα σύστημα αυτών έχει διεύθυνση ανατολή (Α)-δύση (Δ) με γραμμώσεις ολίσθησης σχεδόν dip-slip, ενώ το άλλο σύστημα έχει βόρειο-δυτική (ΒΔ), νότιο-ανατολική (ΝΑ) διεύθυνση με αρκετή συνιστώσα οριζόντιας κίνησης επί των επιπέδων των ρηγμάτων και κύρια δεξιόστροφη. 28
20 30 40 25 25 ΤΟΜΕΑΣ ΓΕΝΙΚΗΣ, ΘΑΛΑΣΣΙΑΣ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΚΑΙ ΓΕΩΔΥΝΑΜΙΚΗΣ 72 10 1 10 5 145 280 μ Εικόνα 2.7: Πανοραμική εικόνα απο Google earth της περιοχής Λίνδου και του κόλπου του Απ. Παύλου. Απεικονίζεται ένα αρκετά μεγάλο κανονικό ρήγμα μεγάλης έκτασης (1,5 km), δίπλα από το χωριό. 1 Εικόνα 2.8: Ρήγμα στο σχηματισμό Lindos Limestone (L) με επίπεδο στρώσης 330/30 και 315/20. Το ρήγμα είναι κανονικό 120/80 με γραμμή ολίσθησης 160/75. Εικόνα 2.9 : Ο καθρέφτης του ρήγματος καθώς και λατυποπαγή 30cm-1m. 29
3 1 2 4 Εικόνα 2.10 Το ρήγμα στο λιμανάκι του Απ. Παύλου. Ένα ακόμη μεγάλο ρήγμα στην περιοχή της Λίνδου είναι αυτό όπου διασχίζει το λιμανάκι του Απόστολου Παύλου (Εικ 2.10). Το ρήγμα είναι κανονικό (nf): 270/65 και με γραμμή ολίσθησης l: 200/63. Οι παρακάτω εικόνες μας δείχνουν το ρήγμα από διαφορετικά οπτικά πεδία (Εικ. 2.11). 30
1 2 3 4 Εικόνα 2.11 Διαφορετικές λήψεις για το ρήγμα της Εικ.2.10. Κανονικά ρήγματα (nf) με γραμμώσεις στη περιοχή Αρχάγγελος. 31
Επίσης, στην περιοχή της Αρχαγγέλου πάρθηκαν μετρήσεις ρηγμάτων με χαρακτηριστική την γραμμή ολίσθησης τους, Αυτά σύμφωνα με το δίκτυο παρουσιάζουν ενδιάμεσες κλίσεις και διεύθυνση βόρειο-δυτική (ΒΔ), νότιο-ανατολική (ΝΑ). Οι τιμές των γραμμών ολίσθησης τους μας δείχνει ότι μιλάμε για πλαγιοκανονικά ρήγματα. Εικόνα 2.12 Ρήγμα στην περιοχή Αρχάγγελο. Το παραπάνω ρήγμα (Εικ. 2.12) μετρήθηκε στην περιοχή του Αρχαγγέλου λίγο έξω από την πόλη. Ο σχηματισμός που παρατηρείται είναι Sgourou Formation (S) όπου καλύπτει και το μεγαλύτερο μέρος της περιοχής, όπως φαίνεται στο γεωλογικό χάρτη που κατασκευάστηκε. Το ρήγμα είναι κανονικό με τιμή 65/82 και με γραμμή ολίσθησης 344/32. 32
Εικόνα 2.13 Ρήγμα στη περιοχή Αρχάγγελο. Επίσης, το ρήγμα της πιο πάνω εικόνας (Εικ.2.13) παρατηρήθηκε στην περιοχή του Αρχαγγέλου και στον σχηματισμό Sgourou Formation (S). Με κόκκινο σημειώνεται το ίχνος του ρήγματος και με πράσινη γραμμή διαχωρίζεται ο ορίζοντας ώστε να γίνεται εμφανής η μετατόπιση του λόγω του ρήγματος. Το ρήγμα είναι κανονικό και οι τιμές όπου μετρήθηκαν είναι 62/85, 225/85. Διακριτές ήταν και οι γραμμές ολίσθησης του με τιμές 330/65, 310/40 αντίστοιχα. Κεφάλαιο 3ο Ανάλυση Πεδίων Τάσης 3.1 Βασικές θεωρητικές αρχές Πρώτος ο Anderson (1905, 1942) έδωσε τις βασικές αρχές της γένεσης των ρηγμάτων αναγνωρίζοντας αυτά ως αποτέλεσμα της θραύσης και εφάρμοσε το κριτήριο 33
θραύσης Coulomb στον προσδιορισμό των τάσεων που είναι απαραίτητες για να συμβεί θραύση (Εικ. 3.1). Εικ. 3.1 Η σχέση μεταξύ του προσανατολισμού των κυρίων τάσεων και των διαφορετικού τύπου ρηγμάτων, σύμφωνα με την θεωρία του Anderson. Από αριστερά προς τα δεξιά,: κανονικό ρήγμα, οριζόντιο ρήγμα και ανάστροφο ρήγμα. Αργότερα οι Wallace (1951) και Bott (1959) διατύπωσαν την υπόθεση ότι η μετατόπιση σε μια επιφάνεια αδυναμίας λαμβάνει χώρα παράλληλα και με την ίδια φορά με την διατμητική τάση που ενεργεί πάνω σε αυτή (υπόθεση Wallace-Bott) και εκφράζεται από την παρακάτω εξίσωση: tanθ=n/lm{m 2 -(1-n 2 )*(σ 1 -σ 3 )/(σ 2 -σ 3 )},όπου θ είναι η γωνία της ολίσθησης μετρούμενη από την διεύθυνση της παράταξης του ρήγματος, l, m, n, οι συντεταγμένες (direction cosines) του κάθετου προς την ρηξιγενή επιφάνεια επιπέδου σε σχέση με τους κύριους άξονες της τάσης και σ 1, σ 2, σ 3 οι κύριοι άξονες της τάσης (ο σ 1 θεωρείται κατακόρυφος). Σύμφωνα με την προσέγγιση αυτή για τον προσδιορισμό της κινηματικής ενός ρήγματος (ο οποίος εκφράζεται από τον προσανατολισμό της γράμμωσης ολίσθησης) αρκεί να υπολογιστεί ο προσανατολισμός της διατμητικής τάσης πάνω σε αυτό. Προϋπόθεση για την ισχύ της υπόθεσης Wallace-Bott είναι η επιφάνεια αδυναμίας και το πεδίο τάσεων να αποτελούν κλειστό σύστημα. 34
3.2 Μέθοδοι ανάλυσης πεδίου τάσεων Για την πληρέστερη ανάλυση του πεδίου των τάσεων, από την κινηματική ανάλυση των ρηγμάτων, χρησιμοποιήθηκαν διάφορες μέθοδοι και προγράμματα Η/Υ Ο διαχωρισμός σε υποομάδες των ρηγμάτων καθώς και τα αποτελέσματα της ανάλυσης εκτιμήθηκαν κυρίως με τη βοήθεια του προγράμματος Win-Tensor (Delvaux, 1993). Γενικά, η ανάλυση των τασικών πεδίων με τις μεθόδους των P-Β-T αξόνων (Turner 1953) και την μέθοδο των ορθών δίεδρων γωνιών (Angelier & Mehler 1977), καθώς και με τη βελτιωμένη έκδοση των ορθών δίεδρων γωνιών που εφαρμόζει το πρόγραμμα Win- Tensor 4.0.3. 3.2.1 Η μέθοδος των P-B-T αξόνων Ο Turner (1953) διατύπωσε μια μέθοδο για την ανάλυση του πεδίου τάσεων χρησιμοποιώντας [e]-επιφάνειες διδυμιών στον ασβεστίτη. Προσδιόρισε για κάθε επίπεδο διάτμησης (e-επιφάνειες διδυμίας) ένα άξονα συμπίεσης (P-άξονας) και ένα άξονα εφελκυσμού (T-άξονας) που και οι δυο κείτονται στο επίπεδο που καθορίζεται από το κάθετο επίπεδο στην επιφάνεια διάτμησης και το άνυσμα της ολίσθησης. Η γωνία μεταξύ του επιπέδου διάτμησης και του P-άξονα είναι 45 0 θεωρώντας την μέγιστη διατμητική τάση πάνω στο e-επίπεδο. Ο άξονας Τ είναι κάθετος στον P άξονα και ο ενδιάμεσος Β άξονας είναι κάθετος στους Τ και P άξονες. Μέγιστες συγκεντρώσεις των συμπιεστικών και εφελκυστικών αξόνων ερμηνεύονται ως προσανατολισμός των σ 1 και σ 2 αντίστοιχα. Η μέθοδος αυτή χρησιμοποιείται επίσης και στην ανάλυση των ρηγμάτων αναλόγως των ιδιοτήτων του υλικού. Σε ομογενή υλικά και στην περίπτωση νέων σχηματιζόμενων ρηγμάτων ο σ 2 βρίσκεται στο επίπεδο του ρήγματος και οι σ 1 και σ 3 στο επίπεδο που καθορίζεται από το κάθετο επίπεδο στην ρηξιγενή επιφάνεια και την γράμμωση ολίσθησης. Σύμφωνα με το κριτήριο των Mohr-Coulomb η γωνία Θ μεταξύ του σ 1 και της επιφάνειας του ρήγματος είναι συνάρτηση της κλίσης [μ] του κύκλου του Mohr: σ s =c+μσ n, (μ=tanφ,θ=45 0 -φ/2) Πειραματικά προσδιοριζόμενες τιμές για την γωνία Θ κυμαίνονται μεταξύ 17 0-40 0 (Hubbert 1951, Byerlee 1968). Έτσι μια γωνία Θ=30 0 φαίνεται να είναι μια λογική 35
προσέγγιση σε πολλές περιπτώσεις. Το πρόγραμμα που χρησιμοποιήθηκε επιτρέπει τον υπολογισμό οποιασδήποτε γωνίας από 0 0 <Θ<90 0 μια και παρατηρήσεις έδειξαν μεγάλη διακύμανση της γωνίας Θ σε περιοχές με επανα-ενεργοποιήσεις προ-υπάρχουσων επιφανειών (π.χ. Ρήγμα Αγ. Ανδρέα Θ=84,1 0 -Mount & Suppe 1987). Εικόνα 3.2 Δίκτυο με προβολή των πρώτων αφίξεων από υποθετικούς σεισμούς και με τον προσανατολισμό των Ρ, Β (Ν), Τ αξόνων. 3.2.2 Μέθοδος ορθών δίεδρων γωνιών (right dihedron method) Αποτελεί μια γραφική μέθοδο που αναπτύχθηκε από τους Angelier & Mehler (1977) και στηρίζεται στο κλασσικό μοντέλο της δυναμικής των ρηγμάτων του Anderson (1942), ακολουθώντας την ίδια αρχή όπως στην μέθοδο επίλυσης εστιακών μηχανισμών γένεσης των σεισμών (McKenzie 1969) Σύμφωνα με την μέθοδο όταν γνωρίζουμε τον προσανατολισμό ενός ρήγματος καθώς και την διεύθυνση, τη φορά και το είδος της σχετικής ολίσθησης του ρήγματος, θεωρούμε ένα βοηθητικό επίπεδο κάθετο στο επίπεδο του ρήγματος και στην διεύθυνση της τεκτονικής γράμμωσης. Έτσι τα δυο αυτά επίπεδα ορίζουν τέσσερις ορθές δίεδρες γωνίες (Εικ. Γ3) από τις οποίες, στην περίπτωση μηχανισμού γένεσης των σεισμών, οι δυο κατακορυφήν αντιστοιχούν στις συμπιέσεις των πρώτων αποκλίσεων των επιμήκων P κυμάτων και κατά συνέπεια περιέχουν τον άξονα ελάχιστης τάσης και οι άλλες δυο τις αραιώσεις και άρα περιέχουν τους άξονες μέγιστης τάσης. Το σημείο τομής των δυο επιπέδων ορίζει τον άξονα ενδιάμεσης τάσης. Κατά την 36
εφαρμογή της μεθόδου περιλαμβάνεται επικάλυψη των χώρων στο δίκτυο στερεογραφικής προβολής που περικλείουν τους μέγιστους και ελάχιστους άξονες της τάσης. Έτσι οι περιοχές με το υψηλότερο ποσοστό συγκέντρωσης των αξόνων προσδιορίζουν την θέση και τον προσανατολισμό των σ 1 και σ 3. Παρόλο που η μέθοδος δίνει μια γενική ιδέα του προσανατολισμού των κύριων αξόνων είναι εξαιρετικά χρήσιμη στον έλεγχο αν τα ρηξιγενή επιφάνειες είναι μηχανικά συμβατά με ένα μοναδικό τασικό πεδίο (Angelier 1984) και βοηθάει στον διαχωρισμό πολύπλοκων δεδομένων σε περιοχές πολυφασικής τεκτονικής (Carey-Gailhardis & Mercier 1992). Η βασική αρχή της μεθόδου είναι ότι το υλικό είναι τυχαία διερρηγμένο, ότι το ποσοστό της ολίσθησης σε κάθε επίπεδο είναι αμελητέο σε σχέση με τις διαστάσεις του θεωρούμενου μάζας του πετρώματος και ότι δεν λαμβάνει χώρα παραμόρφωση πλαστικού τύπου. Επειδή οι παραδοχές αυτές είναι άνευ κλίμακας η μέθοδος μπορεί να εφαρμοστεί από την κλίμακα τομής έως την μέγα-κλίμακα (crustal scale). Εικόνα 3.3 Παράδειγμα εφαρμογής της μεθόδου των ορθών δίεδρων γωνιών. 37
3.3 Τύποι πεδίων τάσης Το τασικό καθεστώς (stress regime) καθορίζεται από την φύση του κατακόρυφου άξονα της τάσης και είναι: εφελκυστικό όταν ο σ 1 είναι κατακόρυφος, οριζόντιας μετατόπισης όταν ο σ 2 είναι κατακόρυφος και συμπιεστικό όταν ο σ 3 είναι κατακόρυφος. Μέσα σε αυτά τα τρία γενικά πεδία περιέχονται επί μέρους τύποι πεδίων τάσης που διακρίνονται σε σχέση με την ελλειπτικότητα R του ελλειψοειδούς της τάσης (Εικ.Γ6, τροποποιημένο από Delvaux et al. 1997): 1. Κατακόρυφη αξονικά συμμετρική συμπίεση. Στην περίπτωση αυτή ο σ 1 είναι κατακόρυφος και η ελλειπτικότητα κυμαίνεται 0<R<0.25 2. Αμιγής εφελκυσμός. Το πεδίο τάσεων χαρακτηρίζεται από σ 1 κατακόρυφο και 0.25<R<0.75 3. Διαγώνιος εφελκυσμός. Στην περίπτωση αυτή ο σ 1 είναι κατακόρυφος και η ελλειπτικότητα κυμαίνεται 0.75<R<1 ή ο σ 2 κατακόρυφος και η ελλειπτικότητα κυμαίνεται 1>R>0.75 4. Αμιγής συμπίεση οριζόντιας μετατόπισης. Το πεδίο τάσεων χαρακτηρίζεται από σ 2 κατακόρυφο και 0.75>R>0.25 5. Διαγώνια συμπίεση. Στην περίπτωση αυτή ο σ 2 είναι κατακόρυφος και η ελλειπτικότητα κυμαίνεται 0.25>R>0 ή ο σ 3 είναι κατακόρυφος και η ελλειπτικότητα κυμαίνεται 0<R<0.25 6. Αμιγής συμπίεση. Το πεδίο τάσεων χαρακτηρίζεται από σ 3 κατακόρυφο και 0.25<R<0.75 38
7. Κατακόρυφος αξονικά συμμετρικός εφελκυσμός. Στην περίπτωση αυτή ο σ 3 είναι κατακόρυφος και η ελλειπτικότητα κυμαίνεται 0.75<R<1 Η χαρακτηριστική παραμόρφωση που προκαλεί η διαγώνια συμπίεση χαρακτηρίζεται διαγώνια συστολή (transpression), ενώ αντίστοιχα το είδος της παραμόρφωσης που προκαλεί ο διαγώνιος εφελκυσμός χαρακτηρίζεται διαγώνια διαστολή (transtention) (Sanderson & Marchini 1984, Woodcock & Schubert 1994). Λόγω της σύγχυσης που υπάρχει στην ονοματολογία που αφορά της τάση (stress) και την παραμόρφωση (strain), η ονοματολογία των διαφόρων τύπων πεδίων τάσης βασίστηκε στην ορολογία που δόθηκε τελευταία από τους Marrett & Peacock (1999). 3.4 Ανάλυση δεδομένων για τον προσδιορισμό πεδίων τάσης Λίνδος Τα επίπεδα ρηγμάτων με γραμμές ολίσθησης από την περιοχή της Λίνδου. Αρχικά θα εκτιμηθεί αν αυτά τα ρήγματα μπορούν να ενεργοποιηθούν κάτω από το ίδιο τασικό καθεστώς ή αντιπροσωπεύουν μια πιο σύνθετη τεκτονική παραμόρφωση. 39
Κατά την επεξεργασία με την PBT ανάλυση φαίνεται ότι το πεδίο τάσεων δεν είναι δυνατό να ικανοποιεί όλα τα δεδομένα και για αυτό το λόγω θα γίνει διαχωρισμός τους, ανάλογα με τον προσανατολισμό των κυρίων αξόνων της τάσης, όπως προσδιορίστηκαν με το πρόγραμμα και θα επανα-εκτιμηθούν στη συνέχεια. Με τον διαχωρισμό των δεδομένων, βάση κριτηρίων όπως περιγράφεται στη μεθοδολογία (Delvaux and Sperner 2003) ο βέλτιστος τανυστής τάσης παρουσιάζετε ως εφελκυστικός με προσανατολισμό του σ 3 ΒΒΔ-ΝΝΑ (162/19) 40
κυρίως από τα ρήγματα με ολισθήσεις κατά την κλίση, ενώ τα ΒΔ-διεύθυνσης ρήγματα με πλάγιες γραμμές καθορίζουν ένα διαφορετικό τασικό καθεστώς (δες κάτω σχήμα). 41
Από την PBT ανάλυση και την βελτιωμένη μέθοδο ορθών-δίεδρων γωνιών φαίνεται ότι από τον πληθυσμό των ρηγμάτων ένα δεύτερο πεδίο τάσης, με ισχυρή την οριζόντια μετατόπιση κατά μήκος των επιπέδων των ρηγμάτων, μπορεί να προσδιοριστεί παρόλο που τα δεδομένα δεν είναι επαρκή και περαιτέρω στοιχεία χρειάζονται. Παρόλα αυτά, το πεδίο αυτό έχει τον σ2 άξονα με μεγαλύτερη γωνία βύθισης και τον σ3 σε διεύθυνση ΑΒΑ- ΔΝΔ, όπως παρατηρείτε στα ρήγματα νεώτερης φάσης σε όλο το ΝΑ-Ελληνικό τόξο (Kokkalas and Doutsos, 2001). 42
Η διαφορά με την προηγούμενη φάση είναι ότι τώρα ο ΒΒΔ εφελκυστικός άξονας μετατρέπεται ελαφρά σε συμπιεστικό, γεγονός στο οποίο οφείλονται οι πλάγιες γραμμώσεις στα ρήγματα αυτά. 43
Αρχάγγελος Τα επίπεδα ρηγμάτων με γραμμές ολίσθησης από την περιοχή του Αρχαγγέλου. Αρχικά θα εκτιμηθεί αν αυτά τα ρήγματα μπορούν να ενεργοποιηθούν κάτω από το ίδιο τασικό καθεστώς ή αντιπροσωπεύουν μια πιο σύνθετη τεκτονική παραμόρφωση. Κατά την επεξεργασία με την PBT ανάλυση φαίνεται ότι το πεδίο τάσεων είναι δυνατό να ικανοποιεί όλα τα δεδομένα και για αυτό το λόγω δεν θα γίνει διαχωρισμός τους. 44
Από την PBT ανάλυση και την βελτιωμένη μέθοδο ορθών-δίεδρων γωνιών φαίνεται ότι από τον πληθυσμό των ρηγμάτων ένα πεδίο τάσης, με ισχυρή την οριζόντια μετατόπιση κατά μήκος των επιπέδων των ρηγμάτων, μπορεί να προσδιοριστεί διότι τα δεδομένα είναι επαρκή. Παρόλα αυτά, το πεδίο αυτό έχει τον σ2 άξονα με μεγαλύτερη γωνία βύθισης και τον σ3 σε διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ, όπως παρατηρείτε στα ρήγματα νεώτερης φάσης σε όλο το ΝΑ-Ελληνικό τόξο (Kokkalas and Doutsos, 2001). 45
Το πεδίο τάσης είναι επίσης οριζόντιας ολίσθησης με σ3 σε διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ (40/16) και την ΒΔ διεύθυνση ελαφρά συμπιεστική, όπως ακριβώς στη δεύτερη φάση των ρηγμάτων της Λίνδου. Ταιριάζει με ρήγματα της νεώτερης φάσης παραμόρφωσης. 46
Συμπεράσματα Με βάση βιβλιογραφικές αναφορές καθώς και δεδομένα που συλλέχτηκαν κατά την υπαίθρια εργασία έγινε γεωλογική και τεκτονική επισκόπηση του ανατολικού τμήματος της Ρόδου (Λίνδος, Αρχάγγελος). Ο σκοπός αυτής της εργασίας ήταν να μελετηθούν και να χαρτογραφηθούν τα ρήγματα στην περιοχή μελέτης. Επίσης επιχειρήθηκε, όπου ήταν δυνατό, η συλλογή κινηματικών στοιχείων για τα ρήγματα της περιοχής μελέτης και ακολούθησε ανάλυση του πεδίου τάσεων στη περιοχή. Από την ανάλυση των δεδομένων προέκυψε ότι τα ρήγματα είναι εφελκυστικά και ακολουθούν δυο κύριες διευθύνσεις, μια κύρια διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ και μια σχεδόν Α-Δ. Βάση κριτηρίων αλληλεπίδρασης μεταξύ αυτών των δυο σετ ρηγμάτων, καθώς και με την ανάλυση του πεδίου των τάσεων διαχωρίστηκαν σε δυο φάσεις τεκτονικής δραστηριότητας. Η πρώτη φάση περιλαμβάνει κανονικά ρήγματα Α-Δ διεύθυνσης ενώ η δεύτερη φάση αντιπροσωπεύεται από πλαγιοκανονικά ρήγματα ΒΔ-ΝΑ διεύθυνσης, με σημαντική οριζόντια συνιστώσα κίνησης. Για τα ΒΔ-ΝΑ ρήγματα (περιοχή Λίνδου), το τασικό καθεστώς που τα αντιπροσωπεύει είναι (strike-slip) οριζόντιας μετατόπισης με τον άξονα σ 3 σε μια διεύθυνση ΒΑ. Αντίστοιχα, για τα ρήγματα σχεδόν Α-Δ διεύθυνσης το πεδίο τάσεων είναι καθαρά εφελκυστικό με τη διεύθυνση του σ3 να είναι γύρω από τη ΒΒΔ διεύθυνση. Πιθανά στον πληθυσμό των ρηγμάτων ορισμένες παλαιότερες δομές να επαναδραστηριοποιούνται με την καινούργια φάση παραμόρφωσης και να εμφανίζουν μεγαλύτερη οριζόντια συνιστώσα κίνησης, άρα μιλάμε για πλαγιοκανονικά ρήγματα. Τα ρήγματα στην περιοχή του Αρχάγγελου είναι κυρίως ΒΔ/κά κανονικά ρήγματα ενώ η ανάλυση πεδίου τάσεων έδειξε ένα πιο ομοιογενές πεδίο τάσεων, ίδιο με τις νεώτερης φάσης παραμόρφωσης στην περιοχή της Λίνδου, και γι αυτό το λόγο δεν κρίθηκε αναγκαίος ένας διαχωρισμός των δεδομένων. 47
Βιβλιογραφία ALLERTON S. (1998) Geometry and kinematics of vertical-axis rotations in fold and thrust belts. Tectonophysics 299, 15-30. ALVAREZ W., ENGELDER T., GEISER P. (1978) Classification of solution cleavage in pelagic limentones. Geology 6, 263-266. ANGELIER J., MECHLER P. (1977) Sur une methode graphique de recherche des contraintes principales egalement utilisable en tectonique et en seismologie: la methode des diedres droits. Bull Soc Geol Fr 7: 1309-1318 AUBOUIN J., DERCOURT J. (1970) Sur la geologie de l Egee: Redard sur le Dodecanese meridional (Kassos, Karpathos, Rhodes). Bull Soc Geol France 7, 455-472. CAREY-GAILHARDIS E., MERCIER J.L. (1992) Regional state of stress, fault kinematics and adjustments of blocks in a fractured body of rock: applications to microseismicity of the Rhine Graben. J Struct Geol 14, 1007-1017. CREUTZBURG N., SEIDEL E. (1975) Zum Stand der Geologie des Praneogens auf Kreta. N Jb Geol Palaontol Abh 149: 363-383 DELVAUX D. (1993) The Tensor program for reconstruction: examples from the east African and the Baikal rift systems. Terra Abstr,Abstr Suppl, Terra Nova 5, 216. DELVAUX D., MOEYS R., STAPEL, G., PETIT C., LEVI K., MIROSHNICHENKO A., RUZHICH V., SANKOV V. (1997) Paleostress reconstructions ang geodynamics of the Baikal region, Central Asia, Part 2. Cenozoic rifting. Tectonophysics 282, 1-38. DELVAUX, D. AND SPERNER, B. (2003). Stress tensor inversion from fault kinematic indicators and focal mechanism data: the TENSOR program. In: New Insights into Structural Interpretation and Modelling (D. Nieuwland Ed.). DELVAUX, D. (1993). The TENSOR program for paleostress reconstruction: exemples from the east African and the Baikal rift zones. EUG VII Strasbourg, France, 4-8 April 1993. Abstract supplement N 1 to Terra Nova, vol. 5, p. 216. DOUTSOS T., KOKKALAS (2001) Stress and deformation patterns in the Aegean area. J Struct Geol 23, (in press). Kokkalas S. (διδακτ. Διατριβή, 2000) Γεωδυναμική εξέλιξη του ΝΑ Τμήματος του Ελληνικού Τόξου. JACOBSHAGEN V., DURR S., KOCKEL F., KOPP K.O., KOWALCZYK G. (1978) Structure and geodynamic evolution of the Aegean region. In: Closs H, Roeder D, Schmidt K (eds) Alps, Apennines, Hellenides. Int Union Comm Geodyn Sci Rep 38: 537-564 48
KOEPKE J., KREUZER H., SEIDEL E. (1985) Ophiolites in the southern Aegean arc (Crete, Karpathos, Rhodes)- linking the ophiolite belts of the Hellenides and the Taurides. Ophioliti 10: 343-354 MUTTI E., OROMBELLI G., POZZI R. (1970) Geological studies of the Dodecanese Islands (Aegean Sea)-Geological map of the Island of Rhodes and explanatory notes. Ann Geol Pays Hell 22: 77-226 49