ΠΤΥΧΙΑ ΚΗ ΤΟΜΕΑΣ ΕΦΑΡΜΟΣΜΕΝΗΣ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΚΑΙ

ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΠΤΥΧΙΑ ΚΗ ΤΟΜΕΑΣ ΕΦΑΡΜΟΣΜΕΝΗΣ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΚΑΙ ΓΕΩΦΥΣΙΚΗΣ ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΟ ΥΔΡΟΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΕΡΓΑΣΙΑ ΠΤΥΧΙΑΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ «ΘΕΡΜΟΜΕΤΑΛΛΙΚΕΣ ΠΗΓΕΣ ΔΥΤΙΚΗΣ ΠΕΛΟΠΟΝΝΗΣΟΥ» Χαρά ΕΠΙΒΛΕΠΩΝ ΧΑΡΙΚΛΕΙΑ ΚΑΘΗΓΗΤΡΙΑ: Ν. ΜΠΑΚΟΠΟΥΛΟΥ ΕΛΕΝΗ ΖΑΓΓΑΝΑ ΕΠΙΒΛΕΠΩΝ ΚΑΘΗΓΗΤΡΙΑ: ΕΛΕΝΗ ΠΤΥΧΙΑΚΗ ΖΑΓΓΑΝΑ ΕΡΓΑΣΙΑ

Στις αδερφές μου 2 Σ ε λ ί δ α

ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ ΠΡΟΛΟΓΟΣ... 5 ΠΕΡΙΛΗΨΗ 6 ABSTRACT. 7 1. ΓΕΩΜΟΡΦΟΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ. 8 1.1 Γενικά 8 1.2 Κλίμα. 9 2. ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΚΑΙ ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΜΕΛΕΤΗΣ... 14 2.1 Γενικά... 14 2.2 Ιόνια Ζώνη 17 2.3 Ζώνη Τρίπολης 20 2.4 Ζώνη Πίνδου... 24 2.5 Μεταλπικά Ιζήματα 26 2.6 Τεκτονική. 29 2.7 Τεκτονική και Θερμομεταλλικές Εμφανίσεις. 35 3. ΥΔΡΟΘΕΡΜΙΚΑ ΦΑΙΝΟΜΕΝΑ 41 3.1 Γηγενής Θερμότητα 41 3.2 Θερμομεταλλικές Πηγές 45 3.2.1 Θερμές Πηγές. 45 3.2.2 Μεταλλικές Πηγές. 47 3.3 Προέλευση των Θερμομεταλλικών Νερών. 52 3 Σ ε λ ί δ α

4. ΥΔΡΟΓΕΩΛΟΓΙΑ. 57 4.1. Γενικά 57 4.2 Εμφανίσεις Θερμομεταλλικών Πηγών στην περιοχή Μελέτης 57 4.2.1. Πηγή Καϊάφα. 58 4.2.2 Πηγή Κυλλήνης... 61 4.2.3 Πηγή Βρωμονέρι Λεχαινών... 64 5. ΥΔΡΟΧΗΜΕΙΑ. 66 5.1 Γενικά. 66 5.2 Δειγματοληψία. 67 5.3 Μετρήσεις Υπαίθρου... 69 5.4 Εργαστηριακές Αναλύσεις. 71 5.5 Επεξεργασία Χημικών Αναλύσεων.. 75 5.6 Υδροχημική Σύσταση των νερών. 76 5.6.1 Φυσικοχημικές Παράμετροι 76 5.6.1.1 Θερμοκρασία... 76 5.6.1.2 Ηλεκτρική Αγωγιμότητα 76 5.6.1.3 ph.. 77 5.6.1.4 Αλκαλικότητα. 77 5.7 Αποτελέσματα Χημικών Αναλύσεων και Υδροχημική Ταξινόμηση.. 78 5.7.1 Αποτελέσματα Χημικών Αναλύσεων 78 5.7.2 Υδροχημική Ταξινόμηση 81 5.8 Ιχνοστοιχεία... 83 6. ΑΝΑΚΕΦΑΛΑΙΩΣΗ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ... 87 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ 89 4 Σ ε λ ί δ α

ΠΡΟΛΟΓΟΣ Η παρούσα εργασία πραγματοποιήθηκε στα πλαίσια των μαθημάτων «Πτυχιακή Ι και ΙΙ» στον τομέα Εφαρμοσμένης Γεωλογίας και Γεωφυσικής, στο Εργαστήριο Υδρογεωλογίας του Τμήματος Γεωλογία του Πανεπιστημίου Πατρών. Αντικείμενο της εργασίας είναι τα θερμομεταλλικά νερά της Δυτικής Πελοποννήσου. Η εργασία έγινε υπό την επίβλεψη της Λέκτορας του τμήματος Γεωλογίας του Πανεπιστημίου Πατρών κ. Ελένη Ζαγγανά. Από τη θέση αυτή θα ήθελα να ευχαριστήσω την επιβλέποντα καθηγήτρια κ. Ελένη Ζαγγανά για την εμπιστοσύνη που έδειξε στο πρόσωπο μου και την καθοδήγηση της από την πρώτη στιγμή. Επίσης θα ήθελα να την ευχαριστήσω ιδιαίτερα για την πολύτιμη βοήθεια της στη συλλογή δειγμάτων κατά την εργασία στην ύπαιθρο. Ακόμα θα ήθελα να εκφράσω τις θερμές ευχαριστίες μου στο μεταπτυχιακό φοιτητή του τμήματος Γεωλογίας Γεώργιο Φλώρο, για την άψογη συνεργασία που είχαμε, τον απεριόριστο χρόνο που διέθεσε και την αμέριστη βοήθεια του στις εργαστηριακές αναλύσεις. Τέλος θα ήθελα να εκφράσω την ευγνωμοσύνη μου και τις ευχαριστίες μου στους γονείς μου που είναι δίπλα μου και με στηρίζουν πάντα. 5 Σ ε λ ί δ α

ΠΕΡΙΛΗΨΗ Στην παρούσα πτυχιακή εργασία παρουσιάζονται τα αποτελέσματα της έρευνας που πραγματοποιήθηκε σχετικά με την προέλευση και το μηχανισμό γένεσης των θερμομεταλλικών εμφανίσεων του Νομού Ηλείας. Αφού εντοπίστηκαν οι κυριότερες θερμομεταλλικές εμφανίσεις, αποφασίστηκε να μελετηθούν οι πηγές του Καϊάφα, της Κυλλήνης και του Βρωμονερίου Λεχαινών. Οι παραπάνω πηγές έχουν γενικό υδροχημικό τύπο Na-Cl και είναι πλούσιες σε H 2 S, το οποίο προέρχεται κυρίως από διαδικασίες αναγωγής των θειικών ιόντων. Οι θερμομεταλλικές εμφανίσεις σχετίζονται με την τεκτονική, καθώς δημιουργούνται από μετεωρικό νερό, το οποίο κατεισδύει σε μεγάλα βάθη και στη συνέχεια ανέρχεται στην επιφάνεια δια μέσω ρηγμάτων. Η μετεωρική προέλευση των νερών αυτών έχει διαπιστωθεί από έρευνα με χρήση σταθερών ισοτόπων σύμφωνα με παλαιότερες μελέτες. (Στρατικόπουλος Κων/νος, Πάτρα 2007). 6 Σ ε λ ί δ α

ABSTRACT In this study there are presented the results of a research. This research was conducted in regard to the origin and the mechanism of genesis of thermal and mineral waters in Ilia. After we located the main thermal springs, we decided to study the samples of Kaiafa, Kyllini and Vromoneri waters. These waters have general hydrochemical type Na-Cl and they are rich in H 2 S, as a result, from the reduction of sulphate ions under suitable conditions. The thermal appearances are related to the infiltration of meteoric water in great depths and their amounted in surface via major faults. According to the isotopic data from other researches (Stratikopoulos Konstantinos, Patra 2007) the springs of Kaiafa, Kyllini and Vromoneri have meteoric origin. 7 Σ ε λ ί δ α

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1ο ΓΕΩΜΟΡΦΟΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ 1.1 ΓΕΝΙΚΑ Η γεωμορφολογική εξέλιξη μιας περιοχής είναι αποτέλεσμα της ταχύτητας και της έντασης των εξωγενών και των ενδογενών δυνάμεων που δρουν ανταγωνιστικά. Οι εξωγενείς δυνάμεις τείνουν να ισοπεδώσουν την επιφάνεια του αναγλύφου. Αυτό γίνεται με τη βοήθεια της δράσης του νερού, του αέρα, της θερμοκρασίας και των μεταβολών της, αλλά και της φυτοκάλυψης παράλληλα με τις διεργασίες της αποσάθρωσης, της διάβρωσης, της μεταφοράς και της απόθεσης. Οι ενδογενείς δυνάμεις αντίθετα, τείνουν να δημιουργούν νέες μορφές αναγλύφου. Στη δημιουργία αυτή συμβάλλει ο τεκτονισμός, η ηφαιστειότητα, και ο διαπειρισμός, που προέρχονται από διεργασίες στο εσωτερικό της Γης. Το ανάγλυφο του Νομού Ηλείας από μορφολογικής απόψεως παρουσιάζει μια εικόνα αρκετά σύνθετη. Με το πέρασμα των χρόνων πέρασε από διάφορα στάδια ανανέωσης τα οποία σχετίζονταν με τα διάφορα αλπικά και τεκτονικά γεγονότα αλλά παράλληλα και με τις διαδικασίες αποσάθρωσης, διάβρωσης, μεταφοράς και απόθεσης. Εξαιτίας της δράσης των διαφόρων γεωλογικών και τεκτονικών διεργασιών αλλά και του διαπειρισμού της Πλειο-Τεταρτογενούς φάσης διαμορφώθηκε η 8 Σ ε λ ί δ α

σημερινή γεωμορφολογία της περιοχής. Η περιοχή της δυτικής Πελοποννήσου χαρακτηρίζεται από την παρουσία μεγάλων τεκτονικών τάφρων, ορεινών συγκροτημάτων και πεδινών εκτάσεων στην παραλιακή ζώνη. Ειδικότερα το ανάγλυφο της περιοχής μελέτης εξελίσσεται από Ανατολικά προς Δυτικά από ορεινό (στο εσωτερικό) με υψόμετρο από 600-2224 μέτρα και με μεγάλες κλίσεις, σε ημιορεινό (100-600 μέτρα) και πεδινό (0-100 μέτρα) στην παράκτια ζώνη του, όπου αναπτύσσονται σημαντικές πεδινές εκτάσεις. Στο ανατολικότερο άκρο της περιοχής υψώνεται το λοφώδες ανάγλυφο της χερσονήσου της Κυλλήνης, με υψόμετρα άνω των 100 μέτρων βόρεια των λουτρών της Κυλλήνης, με ανώτερο υψόμετρο στο Κάστρο της Κυλλήνης τα 244 μέτρα. Η μορφολογία της χερσονήσου οφείλεται κατά κύριο λόγο σε φαινόμενα διαπειρισμού των εβαποριτών του Αλπικού υποβάθρου. 9 Σ ε λ ί δ α

Εικόνα 1.1: Γεωμορφολογικός χάρτης Πελοποννήσου. 10 Σ ε λ ί δ α

Οι κυριότεροι ορεινοί όγκοι στην περιοχή μελέτης είναι ο Ερύμανθος (με μέγιστο υψόμετρο 2224 μέτρα), τα όρη της Λάμπειας που αποτελούν τις νότιες προεκτάσεις του Ερύμανθου (με μέγιστο υψόμετρο 1797 μέτρα) και στο νοτιότερο άκρο η Φολόη (με μέγιστο υψόμετρο 798 μέτρα), επίσης το όρος Σκόλις (με μέγιστο υψόμετρο 960 μέτρα) στα δυτικά του Ερύμανθου. Η λιθολογία, η τεκτονική, το κλίμα, η βλάστηση και η κλίση της επιφάνειας ρυθμίζουν τις επιφανειακές απορροές. Η περιοχή μελέτης αποστραγγίζεται στη γενική διεύθυνση Α-Δ από τον ποταμό Πηνειό. Σημαντική είναι η ύπαρξη της λιμνοθάλασσας του Κοτυχίου στην παράκτια ζώνη μεταξύ Κυλλήνης και Αράξου. Ο ποταμός Πηνειός έχει τη μεγαλύτερη υδρολογική λεκάνη, όχι μόνο στην περιοχή μελέτης αλλά και στο υδατικό διαμέρισμα της Βόρειας Πελοποννήσου, με έκταση 868 km 2 με διεύθυνση Α-Δ και στο τελευταίο τμήμα του εκφορτίζεται προς τα νότια στο Χελωνίτη κόλπο. Αποστραγγίζει την ορεινή και ημιορεινή ζώνη της περιοχής μελέτης και καταλήγει σήμερα στην τεχνητή λίμνη του φράγματος, με όγκο ταμιευτήρα στο υψόμετρο της κανονικής στάθμης (93 μέτρα υψόμετρο) 420.000.000 m 3. Στο φράγμα καταλήγει και ο παραπόταμος Λάδωνας. Ο Πηνειός και ο Λάδωνας τροφοδοτούνται από τις πηγές του καρστικού συστήματος του νότιου Ερύμανθου. Από τα νερά του φράγματος αρδεύεται ο κάμπος της Βόρειας Ηλείας. Στη Δυτική Πελοπόννησο που ερευνούμε παρουσιάζονται θερμομεταλλικές πηγές που χρησιμοποιούνται ως ιαματικά λουτρά. Οι σημαντικότερες είναι οι η πηγή Λουτρών Κυλλήνης, η 11 Σ ε λ ί δ α

πηγή λουτρών Καϊάφα. Ζεστά νερά αλλά και ελαφρώς θειούχα εντοπίζονται όμως και στην πεδινή έκταση ανατολικά της Κυλλήνης και ειδικότερα κοντά στην περιοχή του αεροδρομίου Ανδραβίδας όπου εκδηλώνεται η πηγή Βρωμονέρι Λεχαινών. Στην περιοχή έχει εντοπιστεί από το ΙΓΜΕ μικρό γεωθερμικό πεδίο χαμηλής ενθαλπίας Ν-ΝΔ της πηγής (Μπαρμπαρούσης και Φυτίκας, 1989, ΙΓΜΕ). Επίσης από τους κατοίκους της περιοχής έχει παρατηρηθεί αύξηση της θερμοκρασίας του νερού σε γεωτρήσεις μετά από σεισμούς. 1.2 ΚΛΙΜΑ Κλιματικά η περιοχή μελέτης μπορεί να διαχωριστεί σε δύο ζώνες. Στο ορεινό τμήμα επικρατεί ορεινό κλίμα που εξελίσσεται σε θαλάσσιο μεσογειακό στην πεδινή περιοχή. Το ορεινό κλίμα χαρακτηρίζεται από υψηλά ατμοσφαιρικά κατακρημνίσματα που περιλαμβάνουν εκτός της βροχής και χιονοπτώσεις με μεγάλη περίοδο χιονοκάλυψης. Περιορισμένη άνομβρη περίοδο το καλοκαίρι, σχετικά χαμηλές θερμοκρασίες το χειμώνα, ισχυρούς ανέμους και υψηλά ποσοστά νέφωσης. Το θαλάσσιο μεσογειακό κλίμα χαρακτηρίζεται από ήπιους χειμώνες, σημαντικές χειμερινές βροχές, σπάνιες χιονοπτώσεις, σχετικά μικρή νέφωση και μεγάλη ηλιοφάνεια. Οι μέσες τιμές του ετήσιου ύψους των ατμοσφαιρικών κατακρημνισμάτων στην περιοχή μελέτης είναι της τάξεως των 800-1200mm, από τα πεδινά προς τα ορεινά ενώ στην ορεινή ζώνη καταγράφονται και ύψη ατμοσφαιρικών κατακρημνισμάτων 1200-1600mm. 12 Σ ε λ ί δ α

Η μέση ετήσια θερμοκρασία είναι 18 ο C στα πεδινά και 14 ο C στα ορεινά, ενώ το ετήσιο θερμοκρασιακό εύρος κυμαίνεται από 16 ο C στα πεδινά και 18-20 ο C στα ορεινά. Εικόνα 1.2: Χάρτης υπερετήσιας βροχόπτωσης Ελλάδας (Υπουργείο ανάπτυξης, δ/νση υδατικού δυναμικού, 2003). 13 Σ ε λ ί δ α

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2ο ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΚΑΙ ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΜΕΛΕΤΗΣ 2.1 ΓΕΝΙΚΑ Ιδιαίτερη σημασία στη μελέτη μας έχει η έρευνα και η γνώση των γεωλογικών και τεκτονικών συνθηκών που επικρατούν στην περιοχή. Η κυκλοφορία του νερού από την επιφάνεια προς το βάθος και αντίστροφα γίνεται δια μέσου της χαλαρωμένης δομής των γεωλογικών σχηματισμών κατά μήκος των ρηξιγενών δομών, δηλαδή ελέγχεται από τον τεκτονικό ιστό γεγονός το οποίο σε συνάρτηση με τη στρωματογραφία μας παρέχει σημαντικές πληροφορίες που αφορούν στη δημιουργία της αποθήκης των θερμών ρευστών και τους πιθανούς δρόμους τροφοδοσίας. Σε πολλές δε περιπτώσεις η ζώνη τροφοδοσίας μιας θερμομεταλλικής πηγής της οποίας το νερό είναι μετεωρικής προέλευσης, μπορεί να βρίσκεται χιλιόμετρα μακριά από το σημείο εκδήλωσης της. Εξαιτίας των παραπάνω λόγων θα εξεταστεί η στρωματογραφία, η παλαιογεωγραφία και τεκτονική της ΒΔ Πελοποννήσου. Το γεωλογικό υπόβαθρο της Δυτικής Πελοποννήσου δομείται από τα καλύμματα των Εξωτερικών Ισοπικών Ζωνών των Ελληνίδων Οροσειρών. Οι Ελληνίδες Οροσειρές οφείλουν τη γένεση τους στη σύγκρουση των λιθοσφαιρικών πλακών της Αφρικής και της Ευρασίας με ταυτόχρονη καταβύθιση του ωκεανού της Τηθύος. Η σύγκλιση των δύο πλακών ξεκίνησε 14 Σ ε λ ί δ α

περίπου στις αρχές του Ιουρασικού ως αποτέλεσμα της καταβύθισης του ωκεάνιου φλοιού της Δυτικής Τηθύος που διαχώριζε κατά την περίοδο εκείνη τα δύο ηπειρωτικά τεμάχη. Οι Ελληνίδες οροσειρές διαχωρίζονται σε δύο δομικές περιοχές τις Εσωτερικές και τις Εξωτερικές Ελληνίδες. Ο διαχωρισμός αυτός έγινε με βάση τις ηλικίες παραμόρφωσης ή μεταμόρφωσης των πετρωμάτων, τα πετρογραφικά - πετρολογικά χαρακτηριστικά καθώς και τη γεωμετρία και κινηματική των τεκτονικών δομών. Οι Εσωτερικές Ζώνες αποτελούν δομικές περιοχές κρυσταλλικών πετρωμάτων Κρητιδικής-Παλαιοκαινικής ηλικίας. Τα παραπάνω συνήθως περιλαμβάνουν υλικά από τον ωκεάνιο φλοιό της Τηθύος, ενώ τοπικά εμφανίζονται μεταμορφωμένα κάτω από συνθήκες υψηλών θερμοκρασιών και πιέσεων. Οι Εξωτερικές ζώνες είναι περιοχές «πτυχών και επωθήσεων» Ολιγο Μειο - Πλειοκαινικής ηλικίας. Συνίστανται από Μεσοζωικά - Καινοζωικά ιζηματογενή πετρώματα και μη μεταμορφωμένα πετρώματα του ηπειρωτικού υποβάθρου. Ο σχηματισμός των Εξωτερικών Ελληνίδων οφείλεται στο κλείσιμο του ωκεανού της Πίνδου αλλά και στην επακόλουθη ηπειρωτική σύγκρουση που συνέβη μεταξύ της Απούλιας μικροπλάκας και μιας προεκβολής της Ευρασιατικής πλάκας, γνωστή ως Πελαγονική κατά τη διάρκεια του Τριτογενούς. Κατά τους Renz (1940), Brunn (1956) και Aubin (1959), τα νηριτικά και πελαγικά ιζήματα των Εξωτερικών Ελληνίδων αποτέθηκαν σε ανθρακικές πλατφόρμες ή υβώματα (ζώνες 15 Σ ε λ ί δ α

Προαπούλια και Τρίπολη) και σε λεκάνες ή αύλακες (ζώνες Ιόνια και Πίνδου) (από Παναγόπουλος Γ., 2004). Εικόνα 2.1.1: Συνθετική τομή στη βόρεια Πελοπόννησο που περιγράφει τη σύγκρουση της Απούλιας με την Πελαγονική μικροπλάκα (Xypolias and Doutsos, 2000, από Νίκα, 2004). Στη δυτική Πελοπόννησο εμφανίζονται τρεις ισοπικές ζώνες των Εξωτερικών Ελληνίδων. Δυτικά εμφανίζεται η Ιόνια Ζώνη φυσική ακολουθία της οποίας είναι η ζώνη Τρίπολης, πάνω στην οποία επωθείται η ζώνη της Πίνδου. 16 Σ ε λ ί δ α

2.2 ΙΟΝΙΑ ΖΩΝΗ Στον ελλαδικό χώρο, η Ιόνια Ζώνη εκτείνεται από την Ήπειρο, περνά από τμήμα των Ιονίων νήσων, τη Στερεά, τη Δυτική Πελοπόννησο και φτάνει μέχρι την Κρήτη αλλά και ορισμένες περιοχές των Δωδεκανήσων. Στην Πελοπόννησο η Ιόνια ζώνη εμφανίζεται μόνο ΒΔ μεταξύ Κυλλήνης και Αράξου. Η Ιόνια ζώνη αποτελούσε μια υποθαλάσσια αύλακα, η οποία παρεμβάλλεται ανάμεσα στο υποθαλάσσιο ύβωμα της Απούλιας ζώνης (δυτικά) και στο ύβωμα Γαβρόβου Τρίπολης (ανατολικά). Επιπλέον διακόπτεται και από αντίκλινα, με αποτέλεσμα να παρουσιάζονται στρωματογραφικά κενά και ασυμφωνίες και τα πάχη των ιζημάτων να μην είναι σταθερά. Η βάση της στρωματογραφικής στήλης της Ιόνιας ζώνης συνίσταται από εβαπορίτες που αποτέθηκαν σε μια στενή και επιμήκη λεκάνη κατά την περίοδο του Καρνίου (Ανώτερο Τριαδικό). Το μέγιστο πάχος των εβαποριτών είναι 1600 μέτρα και μειώνεται προς Βορρά κατά μήκος του άξονα της λεκάνης. Οι εβαπορίτες αποτελούνται από εναλλαγές γύψου, ανυδρίτη, αλίτη, συλβίνη (σε μικρότερα ποσοστά) με ενδιάμεσες στρώσεις δολομίτη και ασβεστόλιθου. Προς τα στρωματογραφικά ανώτερα τμήματα της ακολουθίας απαντώνται μαύροι λιθογραφικοί ασβεστόλιθοι, οι γνωστοί και ως «ασβεστόλιθοι Φουσταπήδημα» αλλά και μαζώδεις δολομίτες του Κατώτερου Νορίου που θεωρήθηκαν ισότιμοι με τον «κυρίως δολομίτη» των Άλπεων. Στη συνέχεια και μεταξύ Νορίου 17 Σ ε λ ί δ α

Μέσου Λιασίου αποτίθενται νηριτικοί ασβεστόλιθοι οι οποίοι είναι ευρέως γνωστοί με το όνομα «οι ασβεστόλιθοι του Παντοκράτορα». Kατά το Ανώτερο Λιάσιο και Κατώτερο Δογγέριο της Ιόνιας ζώνης παρουσιάζονται δύο φάσεις: α) την αξονική περιοχή που χαρακτηρίζεται από κιτρινοπράσινους σχιστώδεις μαργαϊκούς ασβεστόλιθους με ενδιάμεσες στρώσεις μαύρων κερατολίθων και β) τις περιθωριακές περιοχές από κόκκινους λεπτοπλακώδεις ασβεστόλιθους με πυριτόλιθους (Ammonitico Rosso). Στη συνέχεια και μεταξύ Ανώτερου Ιουρασικού και Κατώτερου Σενωνίου αποτίθενται σε όλο το πλάτος της ζώνης λεπτοπλακώδεις πελαγικοί ασβεστόλιθοι με ενδιάμεσες στρώσεις κερατολίθων γνωστοί ως οι «ασβεστόλιθοι της Βίγλας». Οι ασβεστόλιθοι αυτοί έχουν πάχος 400μ. Από το Ανώτερο Ηώκαινο ξεκινά η κλαστική ιζηματογένεση και η δημιουργία φλύσχη μέχρι και το Κατώτερο Μειόκαινο με πάχος περίπου 2000μ. Ο φλύσχης και το Μεσοζωικό επικάλυμμα των ανθρακικών πετρωμάτων βρίσκονται συχνά πάνω από ένα άγνωστο υπόβαθρο λόγω της ζώνης αποκολλήσεως που δημιουργούν οι εβαπορίτες στη βάση της Ιόνιας. 18 Σ ε λ ί δ α

Εικόνα 2.2.1:Γεωτεκτονική διάταξη των Ελληνίδων ζωνών Rh: Μάζα της Ροδόπης, Sm:Σερβομακεδονική μάζα, CR: Περιροδοπική ζώνη, Pe: Ζώνη Παιονίας, Ρα: Ζώνη Πάικου, Αl:Ζώνη Αλμωπίας, Pl: Πελαγονική ζώνη, Ac: Αττικο Κυκλαδική ζώνη, Sp: Υποπελαγονική ζώνη, Pk: Ζώνη Παρνασσού Γκιώνας, Ρ: Ζώνη Πίνδου, G: Ζώνη Γαβρόβου Τρίπολης, Ι: Ιόνιος ζώνη, Ρx: Ζώνη Παξών ή Προαπούλια, Au: Ενότητα πλακωδών ασβεστολίθων (Plattencalk) (Mountrakis et al. 1983). 19 Σ ε λ ί δ α

2.3 ΖΩΝΗ ΤΡΙΠΟΛΗΣ Η ζώνη Τρίπολης δομείται κυρίως από μια Μεσοζωική ακολουθία ανθρακικών ιζηματογενών πετρωμάτων ρηχής θάλασσας των οποίων το μέγιστο πάχος φτάνει έως τα 3500μ. Τα στρωματογραφικά βαθύτερα τμήματα της ακολουθίας τα οποία εμφανίζονται στα τεκτονικά παράθυρα της Πελοποννήσου αναπτύσσονται σε αρκετές θέσεις επάνω σ ένα σχηματισμό ΝεοΠαλαιζωικής ηλικίας έως Τριαδικής ηλικίας γνωστό ως «Στρώματα Τυρού». Επί των Μεσοζωικών ανθρακικών πετρωμάτων αναπτύσσεται η συν-ορογενετική κλαστική ακολουθία του Φλύσχη Τριπόλεως που καλύπτει ένα στρωματογραφικό εύρος από το Ηώκαινο έως το Ολιγόκαινο ενώ κατά θέσεις το τελείωμα της απόθεσης του φλύσχη έγινε έως και το Κάτω Μειόκαινο. Η ζώνη αυτή αποτελούσε κατά τη διάρκεια της ιζηματογένεσης ένα ύβωμα που χώριζε την Ιόνια από την αύλακα της Πίνδου. Από το Τριαδικό έως το Ανώτερο Ηώκαινο η ιζηματογένεση είναι νηριτική. Κατά το διάστημα αυτό αποτέθηκαν ασβεστόλιθοι με σκοτεινό τεφρό έως μαύρο χρώμα κατά τόπους λατυποπαγείς πλούσιοι σε απολιθώματα. Η παρουσία μικρών βωξιτικών οριζόντων υποδηλώνει ότι η ζώνη χέρσεψε για ένα μικρό διάστημα μέσα στο Ηώκαινο και έπειτα ξαναβυθίστηκε. Ορίζοντες βωξιτών συναντώνται στην Αρκαδία καθώς και στην Πύλο. 20 Σ ε λ ί δ α

Ασύμφωνα επάνω στην ανθρακική σειρά αποτέθηκε ο φλύσχης. Η απόθεση διήρκησε έως το Κατώτερο Μειόκαινο. Τα μεταβατικά στρώματα προς το φλύσχη συνίστανται από μαργαικούς ασβεστόλιθους και μάργες. Η ακολουθία του φλύσχη δομείται κυρίως από εναλλαγές ψαμμιτών και πηλιτών με συχνές παρεμβολές κροκαλοπαγών. Ο φλύσχης της ζώνης της Τρίπολης διαφέρει από το φλύσχη της Ιόνιας ζώνης από τις μεγάλες κροκάλες κερατόλιθων που προέρχονται από τη ζώνη της Πίνδου. Σαν υπόβαθρο της ζώνης της Τρίπολης αναφέρονται τα εν μέρει μεταμορφωμένα πετρώματα της φυλλιτικής σειράς, η οποία αποτελείται από τους «πραγματικούς φυλλίτες» και τα «στρώματα του Τυρού», αλλά και οι πλακώδεις ασβεστόλιθοι (Plattenkalk). Οι δύο παραπάνω ενότητες εμφανίζονται στην Πελοπόννησο υπό μορφή τεκτονικών παραθύρων και αποτελούν σύμφωνα με κάποιους ερευνητές το υπόβαθρο της Πελοποννήσου. 21 Σ ε λ ί δ α

Εικόνα 2.3.1: Λιθοστρωματογραφικές στήλες για τις ενότητες των Πλακωδών ασβεστολίθων, Ιόνιας ζώνης, ζώνης Τρίπολης και ζώνης Πίνδου (Doutsos et al. 2000, από Ξυπολιάς 2000). Προς τα ανατολικά η ζώνη Τριπόλεως χωρίζεται από τη ζώνη της Πίνδου με μία από τις μεγαλύτερες επωθήσεις που συναντώνται στον ελληνικό χώρο, την «επώθηση της Πίνδου». Το κάλυμμα της Πίνδου έχει μεταφερθεί και επωθηθεί πάνω από τη ζώνη της Τρίπολης. Ως αποτέλεσμα αυτού είναι να εμφανίζεται η ζώνη της Τρίπολης στην Πελοπόννησο με τη μορφή των τεκτονικών παραθύρων. 22 Σ ε λ ί δ α

Εικόνα 2.3.2: Στρωματογραφική στήλη της ανθρακικής ιζηματογενούς ακολουθίας της Ζώνης Τρίπολης. 23 Σ ε λ ί δ α

2.4 ΖΩΝΗ ΠΙΝΔΟΥ Η ζώνη της Πίνδου αναπτύχθηκε κατά μήκος του ανατολικού παθητικού περιθωρίου της Απούλιας μικροπλάκας, το οποίο μετέβαινε προς τα ανατολικά στον ωκεανό της Πίνδου. Στη βάση της στρωματογραφικής στήλης συναντάται ο «σχηματισμός Πριολίθου», ο οποίος αποτελείται από ψαμμίτες με παρεμβολές πηλιτικών και αργιλικών στρωμάτων Μέσο Τριαδικής ηλικίας. Το μέγιστο πάχος των πετρωμάτων αυτών υπολογίζεται περίπου 40-50m. Προς τα πάνω ακολουθεί ο «σχηματισμός του Δρυμού». Ο σχηματισμός αυτός αποτελείται από τουρβιδιτικούς και ημιπελαγικούς ασβεστόλιθους συχνά με ενδιάμεσες στρώσεις ραδιολαριτών ή δολομιτών. Η ηλικία των παραπάνω πετρωμάτων έχει προσδιορισθεί Ανώτερο Κάρνιο-Λιάσιο, ενώ το μέγιστο πάχος αυτών είναι περίπου 150m. Στη συνέχεια και καθ όλη τη διάρκεια του Ιουρασικού αποτίθενται ραδιολαρίτες και πηλίτες που εναλλάσονται με λεπτοπλακώδεις ασβεστόλιθους. Οι κερατόλιθοι συνίσταται από διάφορες φάσεις όπως γκρίζοι ή και ερυθροί υαλώδεις κερατόλιθοι, αργιλικοί κερατόλιθοι, μαγγανιούχοι κερατόλιθοι. Ο σχηματισμός αυτός εμφανίζεται με μέγιστο πάχος 200m. Πάνω στους ραδιολαρίτες αναπτύσσεται ο πρώτος φλύσχης της ζώνης Πίνδου. Ο σχηματισμός αυτός αποτελείται από πηλίτες με λεπτά στρώματα από ασβεστόλιθους και ψαμμίτες. Έπειτα 24 Σ ε λ ί δ α

μέχρι το Άνω Κρητιδικό αποτέθηκαν πελαγικοί λεπτοπλακώδεις ασβεστόλιθοι με πυριτόλιθους πάχους περίπου 100m, όπου αποτελούν τα μεταβατικά πετρώματα προς τον κύριο φλύσχη που ακολουθεί. Ο σχηματισμός του φλύσχη της Πίνδου είναι το στρωματογραφικά ανώτερο μέλος της ζώνης της Πίνδου και αποτελεί μια τυπική κλαστική ακολουθία τουρβιδιτών δομημένη από εναλλαγές ψαμμιτών, αργιλοπηλιτών και μαργών. Το πάχος του φλύσχη είναι απροσδιόριστο, ενώ από τα απολιθώματα που βρέθηκαν αντιστοιχούν σε Παλαιοκαινική ηλικία. Οι ραδιολαρίτες παίζουν σημαντικό ρόλο στην παραμόρφωση της ζώνης. Αποτελούν μια ζώνη αποκόλλησης πάνω από την οποία κατά το Κρητιδικό απελευθερώνεται ο φλύσχης σχηματίζοντας λεπιοειδή δομή. Στη ζώνη της Πίνδου έχουν διακριθεί 11 λέπια. Τα τεκτονικά λέπια της Πίνδου εμφανίζονται επωθημένα το ένα στο άλλο με κατεύθυνση από τα ανατολικά προς τα δυτικά, αυξάνοντας κατά μέρη το πάχος της ζώνης (Μουντράκης, 1985). 25 Σ ε λ ί δ α

2.5 ΜΕΤΑΛΠΙΚΑ ΙΖΗΜΑΤΑ Μετά το τέλος της Αλπικής ορογένεσης και τη δημιουργία των Ελληνίδων ζωνών, κατά το Μέσο Μειόκαινο ξεκινά στον ελλαδικό χώρο νεοτεκτονική δράση. Η σημερινή μορφή του χερσαίου και θαλάσσιου ελληνικού χώρου διαμορφώθηκε από τη νεοτεκτονική αυτή δράση. Οι τεκτονικές διεργασίες που έλαβαν χώρα σχετίζονται με τη δημιουργία του ελληνικού ηφαιστειακού τόξου. Το ελληνικό ηφαιστειακό τόξο δημιουργείται λόγω της σύγκρουσης της Ευρασιατικής πλάκας και της Αφρικανικής πλάκας. Ως αποτέλεσμα της σύγκρουσης των δύο πλακών είναι να υποστεί ο ελλαδικός χώρος διάφορες τεκτονικές φάσεις συμπίεσης και εφελκυσμού με συνέπεια τη διάρρηξη του σε ένα πολλαπλό σύστημα ρηγμάτων. Συνέπεια των διαρρήξεων είναι η πολλαπλή εισβολή της θάλασσας και η απόθεση Νεογενών και Τεταρτογενών ιζημάτων. Επίσης απόθεση χερσαίων ιζημάτων έλαβε χώρα στις περιοχές απόσυρσης της θάλασσας, σε όλες τις περιοχές των Ελληνίδων. Συνεπώς συναντώνται διάφορες φάσεις Νεογενών και Τεταρτογενών ιζημάτων που δηλώνουν διαφορετικά περιβάλλοντα απόθεσης, όπως θαλάσσια, λιμναία, λιμνοθαλάσσια, ποτάμια και χερσαία ιζήματα. Τα κύρια θαλάσσια ιζήματα Νεογενούς-Τεταρτογενούς είναι κροκαλοπαγή, λατυποπαγή, ψαμμίτες και μάργες. Ανάλογα είναι και τα λιμναία ιζήματα, με τη διαφορά ότι σε αυτά παρατηρούνται και οργανικά 26 Σ ε λ ί δ α

ιζήματα, όπου υπήρχαν έλη. Από τα χερσαία και τα ποτάμια ιζήματα τα πιο συνήθη είναι τα κροκαλοπαγή και οι ψαμμίτες. Η λεκάνη της δυτικής Πελοποννήσου αποτελεί μια από τις κυριότερες Νεογενείς-Τεταρτογενείς λεκάνες του Ελληνικού χώρου. Έχει διεύθυνση ανάπτυξης ΒΒΔ-ΝΝΑ, παράλληλα δηλαδή προς το ορογενετικό τόξο των Ελληνίδων. 27 Σ ε λ ί δ α

Εικόνα 2.5.1: Γεωλογικός χάρτης της Πελοποννήσου (από φύλλο ΙΓΜΕ 1:500.000, τροποποιημένος). 28 Σ ε λ ί δ α

2.6 ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ Από διάφορες νεοτεκτονικές έρευνες έχει προκύψει ότι στο εξωτερικό τμήμα του τόξου ασκούνται ισχυρές συμπιεστικές τάσεις. Αντίθετα στο εσωτερικό τμήμα του τόξου από την Κρήτη μέχρι τη βόρεια Ελλάδα σε ολόκληρο το Αιγαίο και τον ηπειρωτικό χώρο, ασκούνται εφελκυστικές τάσεις. Οι εφελκυστικές τάσεις έχουν γενική διεύθυνση Βορράς-Νότος και προκαλούν κανονικά ρήγματα ανατολικής - δυτικής διεύθυνσης. Η Πελοπόννησος έχει επηρεαστεί από μια ΒΒΔ διεύθυνσης τεκτονική ανύψωση, ως αποτέλεσμα των εφελκυστικών τάσεων που έλαβε χώρα κατά το Μέσο Μειόκαινο. Στην Πελοπόννησο παρουσιάζονται δύο συστήματα ρηγμάτων, ως συνέπεια των εφελκυστικών τάσεων και της επακόλουθης τεκτονικής ανύψωσης. Ένα σύστημα ρηγμάτων ΒΔ έως ΒΒΔ διεύθυνσης, λόγω του οποίου σχηματίστηκαν και τα τεκτονικά παράθυρα που εμφανίζονται στην κεντρική Πελοπόννησο, και ένα ορθογώνιο σύστημα ΔΒ έως ΔΒΔ διεύθυνσης. Το τελευταίο σύστημα δημιούργησε αρκετές τεκτονικές τάφρους στον ευρύτερο χώρο της Πελοποννήσου, όπως η Κορινθιακή τάφρος και η Πατραϊκή τάφρος. Το σύστημα των ΔΒΔ ρηγμάτων αποτελεί σύστημα εγκαρσίων ρηγμάτων, τα οποία μετατοπίζουν συνήθως τα ΒΒΔ ρήγματα του άλλου συστήματος και κόβουν τα μεταλπικά ιζήματα. 29 Σ ε λ ί δ α

Εκτός από τα δύο κύρια συστήματα ρηγμάτων συναντώνται και αλλά συστήματα όπως ΒΑ έως ΒΒΑ διεύθυνσης, που έχουν μικρότερη σημασία στην τεκτονική εξέλιξη. Τα συστήματα των ρηγμάτων έχουν δημιουργήσει τεκτονικά μπλοκ, με διαφορετική εξέλιξη και ρυθμό ανύψωσης ή βύθισης. Η δυτική Πελοπόννησος τεκτονικά χωρίζεται σε δύο περιοχές, τη ΒΔ Πελοπόννησο (περιοχή του Πύργου), όπου παρατηρούνται και οι περισσότερες θερμομεταλλικές εμφανίσεις και τη ΝΔ Πελοπόννησο (περιοχή της ΝΔ Μεσσηνίας). Η περιοχή του Πύργου είναι επηρεασμένη από ένα συνιζηματογενές σύστημα παράλληλων ρηγμάτων ΒΔ διεύθυνσης και ένα κατακόρυφο στις ισοπικές ζώνες σύστημα ΒΑ διεύθυνσης το οποίο είναι Πλειοκαινικής ηλικίας. Κατά το Τεταρτογενές ρήγματα ΔΒΔ διεύθυνσης δημιούργησαν ασύμμετρες τάφρους. Σύμφωνα με την τεκτονική ανάλυση οι μεγαλύτερες ρηξιγενείς ζώνες της περιοχής του Πύργου είναι οι εξής: η ζώνη του Βούναργου-Κατακώλου και η ζώνη Χειμαδιό-Πελόπιο-Ολυμπία. 30 Σ ε λ ί δ α

Εικόνα 2.6.1: Χάρτης της Πελοποννήσου με τις κυριότερες τεκτονικές γραμμές (Koukouvelas et al. 1996). Η ρηξιγενής ζώνη του Βουνάργου-Κατακώλου είναι ΝΔ-ΒΑ διεύθυνσης και έχει εκτιμώμενο μήκος 25 χιλιόμετρα. Διαπερνά τις ακολουθίες του Βούναργου και του Κατακώλου. Η δράση αυτής της ζώνης ξεκίνησε κατά το Πλειόκαινο και συνέχισε να δρα μέχρι το Ολόκαινο. Ανατολικά εμφανίζεται δημιουργώντας μονοκλινικές δομές στους σχηματισμούς του Βουνάργου και του Περιστερίου. Ενώ δυτικά η ρηξιγενής ζώνη καταλήγει στο Κατάκωλο όπου και εμφανίζεται στους σχηματισμούς της περιοχής υπό μορφή πολλών μικρών ρηγμάτων. 31 Σ ε λ ί δ α

Εικόνα 2.6.2: Νεοτεκτονιοκός χάρτης της Ηλείας με τα σημαντικότερα ρήγματα και ρηξιγενής ζώνες (Lekkas et al. 2000). Η ρηξιγενής ζώνη Χειμαδιό-Πελόπιο-Ολυμπία είναι διεύθυνσης ΒΑ-ΝΔ. Το μήκος της ζώνης είναι περίπου 15 χιλιόμετρα, ενώ οι μέγιστες μετατοπίσεις είναι περίπου 200-300 μέτρα. Δυτικά η ζώνη αυτή μετατοπίζει σχηματισμούς της ακολουθίας του Βουνάργου και ανατολικά αλλουβιακές αποθέσεις. Έχει υπολογισθεί από τις ηλικίες των σχηματισμών που έχουν μετατοπιστεί από τα ρήγματα αυτά, ότι η ηλικία τους τοποθετείται κατά το Πλειστόκαινο-Ολόκαινο. Στην ευρύτερη περιοχή του Πύργου παρατηρούνται επίσης ρήγματα διεύθυνσης Α-Δ, Πλειοκαινικής έως Ολοκαινικής ηλικίας. Τα ρήγματα αυτά μαζί με τις δύο μεγάλες ρηξιγενείς ζώνες της περιοχής έχουν συμβάλει στη σημερινή μορφολογική εικόνα της περιοχής αλλά και στη μορφολογική εξέλιξη της λεκάνης του 32 Σ ε λ ί δ α

Αλφειού ποταμού. Το τεκτονικό καθεστώς της νοτιοδυτικής Μεσσηνίας έχει επηρεαστεί από τρία συστήματα διαρρήξεων. Ένα ΒΒΔ διεύθυνσης, ένα ΔΒΔ διεύθυνσης και ένα ΒΑ έως ΒΒΑ διεύθυνσης. Το ΒΒΔ διεύθυνσης σύστημα κανονικών ρηγμάτων έχει σχηματίσει δύο τεκτονικές τάφρους, μία μεταξύ των Γαργαλιάνων και της νήσου Πρώτης και μια μεταξύ της Βάλτας και της Χώρας. Οι δύο αυτές τάφροι είναι παράλληλες προς την επώθηση της Πίνδου και τις κύριες τεκτονικές τάφρους της ΝΔ Πελοποννήσου (Καλαμάτας, Ελαιοφύτου και Γιάλοβας) (Zelilidis and Doutsos, 1992). Το μέγιστο μήκος αυτών των ρηγμάτων είναι 1.6 με 7.5 χιλιόμετρα, ενώ το μέγιστο ορατό άλμα τους είναι περίπου 120 μέτρα (Παναγόπουλος, 2004). 33 Σ ε λ ί δ α

Εικόνα 2.6.3: Τεκτονικός χάρτης Μεσσηνίας. Ο συνδυασμός Β Ν και Α Δ διεύθυνσης ρηγμάτων διαχωρίζει την περιοχή σε δύο ενότητες (Kourampas and Roberston 2000, από Παναγόπουλος Γ., 2004). 34 Σ ε λ ί δ α

Το ΔΒΔ διεύθυνσης σύστημα είναι ένα σύστημα κανονικών ρηγμάτων, τα οποία συχνά μετατοπίζουν το ΒΒΔ διεύθυνσης σύστημα και τα Πλειο-πλειστοκαινικά ιζήματα. Τα ΒΑ διεύθυνσης ρήγματα σε συνδυασμό με τα ΔΒΔ διεύθυνσης σχηματίζουν ένα ορθογώνιο σύστημα, το οποίο σύμφωνα με τους Doutsos et al (1988) οφείλεται σε μία πίσω από το τόξο διαστολή του Αιγιακού χώρου. 2.7 ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΚΑΙ ΘΕΡΜΟΜΕΤΑΛΛΙΚΕΣ ΕΜΦΑΝΙΣΕΙΣ Η τεκτονική παίζει μεγάλο ρόλο στις εμφανίσεις θερμομεταλλικών πηγών. Οι περισσότερες θερμομεταλλικές εμφανίσεις οφείλονται σε τεκτονικές διεργασίες. Το μοντέλο εμφάνισης θερμομεταλλικών νερών στην Πελοπόννησο σχετίζεται με την τεκτονική, καθώς τα θερμομεταλλικά νερά είναι είτε θαλασσινό είτε βρόχινο νερό, το οποίο κατεισδύει σε μεγάλα βάθη και έρχεται στη επιφάνεια με τη δράση ρηγμάτων. 35 Σ ε λ ί δ α

Εικόνα 2.7.1: Δημιουργία θερμής πηγής από τη δράση ρήγματος (κατά Desio, 1959, από τον Καλλέργη 2001, ανασχεδιασμένο από Σούλιο Γ.). Σύμφωνα με τον Dimopoulos (1990) (από Νομικού Π., 2001) διακρίνονται τέσσερις κατηγορίες θερμομεταλλικών πηγών σε σχέση με τη θέση της πηγής και τις ρηξιγενείς δομές. Οι κατηγορίες είναι: i. Παράκτιες θερμές πηγές. ii. iii. iv. Πηγές που εμφανίζονται απευθείας στο ρήγμα σε διασταυρούμενα ρήγματα, χωρίς τη μεσολάβηση χαλαρών ιζημάτων. Πηγές που εμφανίζονται στη διασταύρωση ρηγμάτων διαμέσου Τριτογενών και Τεταρτογενών αποθέσεων. Πηγές που εμφανίζονται σε διαδοχικές θέσεις ρηγμάτων σε Τριτογενείς και Τεταρτογενείς αποθέσεις, με χρονικές μεταβολές του υδραυλικού φορτίου του θερμομεταλλικού νερού. 36 Σ ε λ ί δ α

Οι θερμομεταλλικές πηγές μπορούν να διακριθούν και ανάλογα με τον τρόπο εμφάνισής τους διακρίνονται σε: Ρηξιγενείς αναβλύσεις: Κατά κανόνα πρόκειται για ένα ρήγμα ή ένα σύστημα ρηγμάτων που συνοδεύεται από μυλωνιτοποιημένη ζώνη διαμέσου των οποίων κινούνται τα θερμομεταλλικά νερά. Ρωγμογενείς αναβλύσεις: Πρόκειται για αναβλύσεις θερμομεταλλικών νερών μέσα από ρωγμές, οι οποίες δημιουργούνται σε συμπαγή πετρώματα. Συχνά συνοδεύουν διαρρήξεις. Φλεβικές αναβλύσεις: Μεταλλοφόρες φλέβες, φλέβες μικροκρυσταλλικών ή ηφαιστειακών πετρωμάτων που γεμίζουν παλιότερα ρήγματα ή ρωγμές και είναι κατά κανόνα πιο υδροπερατές από το μητρικό πέτρωμα. Αναβλύσεις επαφής: Πρόκειται για πηγές που εμφανίζονται στην επαφή πετρωμάτων διαφορετικής λιθολογίας και περατότητας. Η περίπτωση αυτή αντιπροσωπεύει το μηχανισμό εμφάνισης πολλών πηγών κανονικού νερού και σπάνια θερμομεταλλικών πηγών γιατί στις τελευταίες το νερό έρχεται από βαθύτερα στρώματα. Πτυχωσιγενείς αναβλύσεις: Οι συγκλινικές πτυχές των υδροφόρων πετρωμάτων ευνοούν τη δημιουργία συνθηκών κατάλληλων για την ανάπτυξη υψηλότερων θερμοκρασιών. Οι αντικλινικές πτυχές μπορεί να οδηγήσουν στην επιφάνεια τα θερμομεταλλικά νερά (ανοδική κίνηση του νερού παράλληλη στη στρώση). 37 Σ ε λ ί δ α

Εικόνα 2.7.2: Στερεοδιάγραμμα που δείχνει τη δημιουργία θερμομεταλλικής πηγής ρωγματογενούς ανάβλυσης (κατά BlavouxB.- Berthier F., 1985, ανασχεδιασμένο από Σούλιο Γ.). Η παρουσία ρηγμάτων και άλλων γεωλογικών ασυνεχειών στους γεωλογικούς σχηματισμούς δεν είναι αρκετή για την άνοδο των θερμομεταλλικών νερών. Η άνοδος ευνοείται όταν τα ρήγματα δεν είναι πληρωμένα με υλικό, γεγονός που ευνοείται σε ζώνες με σημαντική νεοτεκτονική δραστηριότητα αλλά και σεισμική δραστηριότητα, όπως συμβαίνει τόσο στη στενή όσο και στην ευρύτερη περιοχή μελέτης. 38 Σ ε λ ί δ α

Επιπλέον οι επιφανειακές εκδηλώσεις γεωθερμικών ρευστών μπορεί να βρίσκονται πολλά χιλιόμετρα μακριά από τη βαθειά γεωθερμική αποθήκη γιατί το νερό κατά την κίνηση του προς το βάθος όσο και κατά την άνοδο του, ακολουθεί δρόμους μικρότερης αντίστασης και όχι τους συντομότερους(καλλέργης, 2001). Εικόνα 2.7.3: Περίπτωση δημιουργίας θερμής πηγής (κατά Moret L., 1946, ανασχεδιασμένο από Σούλιο Γ.). Η προέλευση και ο τρόπος εμφάνισης των θερμομεταλλικών πηγών αναδεικνύει τη σχέση τους με τη γεωλογική δομή και τεκτονική-νεοτεκτονική μιας περιοχής. 39 Σ ε λ ί δ α

Η παρουσία των θερμομεταλλικών πηγών της δυτικής Πελοποννήσου οφείλεται στη δράση των ρηγμάτων και την επίδραση αυτών κυρίως στους σχηματισμούς της Ιόνιας ζώνης, οι οποίοι χαρακτηρίζονται από την παρουσία εβαποριτών (γύψος, ανυδρίτης και αλίτης) αλλά και υδρογονανθράκων (μεθάνιο ή και άλλους υδρογονάνθρακες με μεγαλύτερο μοριακό βάρος). Γενικά θερμομεταλλικές εμφανίσεις δεν απαντούν στους σχηματισμούς της ζώνης της Πίνδου, εκτός από τη ΒΔ Πελοπόννησο στα Σελιανίτικα και στα Αραχωβίτικα. Αυτό οφείλεται στο γεγονός ότι η ζώνη της Πίνδου είναι επωθημένη στη ζώνη της Τρίπολης. 40 Σ ε λ ί δ α

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 ο ΥΔΡΟΘΕΡΜΙΚΑ ΦΑΙΝΟΜΕΝΑ 3.1 ΓΗΓΕΝΗΣ ΘΕΡΜΟΤΗΤΑ Η θερμότητα είναι μια μορφή ενέργειας και η γεωθερμική ενέργεια είναι η θερμότητα που περιέχεται στο εσωτερικό της γης και εμπεριέχεται σε γεωθερμικά ρευστά (αέρια, υγρά, υγρά και αέρια υψηλών θερμοκρασιών και αλατότητας στην επιφάνεια ή το εσωτερικό της γης) αλλά και σε θερμά και ξηρά πετρώματα. Η θερμοκρασία αυξάνεται με το βάθος και τα ηφαίστεια, οι θερμοπίδακες (gaysers), οι θερμές πηγές κ.λ.π. αποτελούν την ορατή εκδήλωση της θερμότητας του εσωτερικού της γης. Η γεωθερμική ενέργεια οφείλεται στη θερμότητα της γης και έχει αστρική προέλευση που συνδέεται με τη δημιουργία της γης. Πιθανότατα ενισχύεται από την ενέργεια πιυ ακτινοβολείται από τη ραδιενεργό μεταστοιχείωση μερικών στοιχείων στο εσωτερικό του πλανήτη. Συνήθως όμως ο όρος «γεωθερμική ενέργεια» χρησιμοποιείται σήμερα για να δηλώσει εκείνο το τμήμα της γήινης θερμότητας που μπορεί να ανακτηθεί και να αξιοποιηθεί από τον άνθρωπο στις περιπτώσεις όπου οι γεωλογικές συνθήκες επιτρέπουν σε ένα μέσο (νερό σε υγρή ή αέρια φάση) να μεταφέρει τη θερμότητα από τις βαθιές θερμές ζώνες στην επιφάνεια ή κοντά σε αυτήν. 41 Σ ε λ ί δ α

Εικόνα 3.1.1: Σχέση θερμοκρασίας-βάθους (κατά Pouchan P., 1995, ανασχεδιασμένο από Σούλιο Γ.). Οι εποχιακές διακυμάνσεις της θερμοκρασίας της ατμόσφαιρας δεν γίνονται αισθητές σε βάθος μεγαλύτερο από 10-20 μέτρα κάτω από την επιφάνεια του εδάφους. Η θερμοκρασία του υπόγειου νερού επηρεάζεται κατά κύριο λόγο από τις θερμοκρασιακές μεταβολές του αέρα, συνήθως δε η μέση ετήσια θερμοκρασία αυτού του υπόγειου νερού είναι ίδια με τη μέση ετήσια θερμοκρασία του ατμοσφαιρικού αέρα στη συγκεκριμένη περιοχή. Βαθύτερα όμως από τη ζώνη των πρώτων 10-20 μέτρων η θερμοκρασία του υπόγειου νερού ελέγχεται από τη γεωθερμική βαθμίδα. 42 Σ ε λ ί δ α

Ως γεωθερμική βαθμίδα ορίζεται ο ρυθμός αύξησης της θερμοκρασίας της γης σε συνάρτηση με το βάθος μέσα στο γήινο φλοιό. Εξαρτάται από τις τοπικές γεωλογικές συνθήκες και κυμαίνεται από 1-5 ο C/100m κατακόρυφου βάθους σύμφωνα με μετρήσεις του White. Από αυτή τη γεωθερμική βαθμίδα εξαρτάται η θερμική ροή. Θερμική ροή ονομάζεται η θερμότητα που μεταδίδεται από το εσωτερικό της γης προς την επιφάνεια και ορίζεται ως το γινόμενο της θερμικής αγωγιμότητας των πετρωμάτων επί τη γεωθερμική βαθμίδα και δίνεται σε μονάδες μcal/cm 2 sec. Η μέση γήινη γεωθερμική ροή είναι 1.58 μcal/cm 2 sec. Η γήινη θερμική ροή δεν είναι σταθερή στις διάφορες περιοχές του Πλανήτη. Η σημαντικότερη αύξηση της θερμικής ροής παρατηρείται σε περιοχές που υπάρχει λέπτυνση του στερεού φλοιού της γης. Αυτό σε συνδυασμό με τη θερμική αγωγιμότητα των πετρωμάτων έχει ως αποτέλεσμα να υπάρχουν περιοχές στις οποίες η γεωθερμική βαθμίδα να παρουσιάζει μεγάλες αποκλίσεις από τη μέση τιμή. Αυτές οι αποκλίσεις είναι γνωστές ως γεωθερμικές ανωμαλίες. Οι προσδιορισμοί της θερμοκρασίας των ιζημάτων στις περιοχές της Δυτικής Ελλάδας οδηγούν στο συμπέρασμα ότι πρόκειται για «κρύα» περιοχή λόγω της εγγύτητας της με την Ελληνική τάφρο, όμως παρατηρείται μια αύξηση από Δυτικά προς Ανατολικά (Fytikas and Kolios, 1979, Hurtig et al, 1992). Η σημερινή τιμή της γεωθερμικής βαθμίδας στις νότιες περιοχές 43 Σ ε λ ί δ α

της εξωτερικής Ιόνιας ζώνης (από μετρήσεις σε γεωτρήσεις της περιοχής Κατακόλου) είναι στα κλαστικά και ανθρακικά ιζήματα 2 ο C/100m και στους εβαπορίτες 1,15 ο C/100m (Ρηγάκης, 1990). Η κύρια προέλευση της γηγενούς θερμότητας είναι από τη ραδιενεργή μεταστοιχείωση των ραδιενεργών ισοτόπων του ουρανίου ( 238 U, 235 U), του θορίου ( 232 Th) και του καλίου ( 40 Κ), τα οποία περιέχονται στο στερεό φλοιό και το μανδύα της γης. Εκτός από τη ραδιενεργό θερμότητα, δρουν αθροιστικά, σε απροσδιόριστες όμως ποσότητες και άλλες δυνητικές πηγές θερμότητας, όπως είναι η «αρχέγονη ενέργεια» από την εποχή δημιουργίας και μεγέθυνσης του πλανήτη. 44 Σ ε λ ί δ α

3.2 ΘΕΡΜΟΜΕΤΑΛΛΙΚΕΣ ΠΗΓΕΣ Θερμομεταλλικές είναι οι πηγές οι οποίες συνδυάζουν τα χαρακτηριστικά και των θερμών και των μεταλλικών πηγών. 3.2.1 ΘΕΡΜΕΣ ΠΗΓΕΣ Θερμές πηγές ονομάζονται οι πηγές που η θερμοκρασία τους κυμαίνεται από μερικούς βαθμούς πάνω από τη μέση ετήσια θερμοκρασία αέρα της περιοχής, μέχρι τη θερμοκρασία βρασμού. Κατά κανόνα όπως ήδη αναλύθηκε στην προηγούμενη παράγραφο η προέλευση της θερμότητας των νερών είναι η γηγενής θερμότητα, δηλαδή η αυξημένη θερμοκρασία τους οφείλεται στη γεωθερμία. Ως επιπλέον παράγοντες αύξησης της θερμοκρασίας αναφέρονται (Καλλέργης, 2001): Οι οξειδώσεις και γενικά οι εξώθερμες αντιδράσεις, καθόσον εκλύουν θερμότητα. Οι πυρίτες και κυρίως ο σιδηροπυρίτης αποτελούν τα συνηθέστερα οξειδούμενα ορυκτά, σε ανθρακικές αποθέσεις. Η ανάμειξη του νερού που φθάνει σε μεγάλο βάθος με ζεστούς ή υπέρθερμους υδρατμούς και σπανιότερα με CO 2. Έχει αναφερθεί χωρίς να έχει αποδειχθεί ότι το CH 4 που περιέχεται στις αποθέσεις ανθρακικών ιζημάτων, μπορεί να προκαλέσει τοπική αύξηση της θερμοκρασίας του νερού. Όμως ο μηχανισμός αυτός δεν φαίνεται να μπορεί να 45 Σ ε λ ί δ α

δημιουργήσει θερμομεταλλικές πηγές, τουλάχιστον σημαντικά αυξημένης θερμοκρασίας. Οι θερμές πηγές ανάλογα με τη θερμοκρασία τους ταξινομούνται με τους παρακάτω τρόπους: Σύμφωνα με τον Castany (1963) έχουμε την εξής ταξινόμηση: Ονομασία Υπέρθερμες πηγές Μεσόθερμες πηγές Υπόθερμες πηγές Θερμοκρασία 50-100 ο C 35-30 ο C 20-35 ο C Σύμφωνα με τους Cappelmayer-Haenel (1974) έχουμε την εξής ταξινόμηση: Ονομασία Υπέρθερμες πηγές Μεσόθερμες πηγές Υπόθερμες πηγές Θερμοκρασία >38 ο C 34-38 ο C 20-34 ο C 46 Σ ε λ ί δ α

Σύμφωνα με τον Thurner έχουμε την εξλης ταξινόμηση: Ονομασία Ελαφρά θερμές πηγές Θερμές πηγές Πολύ θερμές πηγές Θερμοκρασία 20-25 ο C 25-32 ο C >32 ο C Όταν η θερμοκρασία των πηγών είναι μικρότερη από 20 ο C τότες οι πηγές ονοάζονται ψυχρές ή ακρατοπηγές. 3.2.2 ΜΕΤΑΛΛΙΚΕΣ ΠΗΓΕΣ Ως μεταλλική πηγή χαρακτηρίζεται η πηγή που περιέχει σύνολο διαλυμένων στερεών πάνω από 1000 mg/kg. Η ταξινόμηση των μεταλλικών πηγών γίνεται με βάση τα επικρατούντα ανιόντα ή κατιόντα. Έτσι οι πηγές αυτές παίρνουν το όνομά τους από εκείνα τα ιόντα που η συμμετοχή τους στο σύνολο των ανιόντων ή κατιόντων ξεπερνά το 20% (συγκέντρωση σε meq/l). 47 Σ ε λ ί δ α

Σύμφωνα με τον Castany (1963) οι μεταλλικές πηγές ταξινομούνται ως εξης: Ομάδα Νερών Κύριος Τύπος Μικτοί Τύποι Οξυανθρακικά Χλωριούχα, Νατριούχα Θειικά, Θειούχα, Ραδιούχα Νατριούχα, Ασβεστούχα Νατριούχα, Ασβεστούχα Νατριούχα, Ασβεστούχα, Χλωριοασβεστούχα Χλωριονατριούχα, Μαγνησιοασβεστούχα Ανθρακονατριούχα, Ανθρακοασβεστούχα Νιτρικά 48 Σ ε λ ί δ α

Ο Thurner (1967) προτείνει την πιο κάτω ταξινόμηση: Νερά με TDS > 1gr/kg Ομάδα Νερών Χλωριούχα Νερά (Cl) Οξυανθρακικά Νερά (HCO3) Τύπος Νερών Νατριο-χλωριούχα, Ασβεστοχλωριούχα, Μαγνησιοασβεστούχα Νατριο-οξυανθρακικά (αλκαλικές πηγές), Ασβεστοοξυανθρακικά (πηγές αλκαλικών γαιών), Μαγνησιοανθρακικά (πηγές αλκαλικών γαιών) Ανθρακικά Νερά (CO2) Θειικά Νερά Νατριο-θειικά, Μαγνησιοθειικά, Αργιλιο-θειικά Σιδηρο-θειικά, 49 Σ ε λ ί δ α

Νερά τα οποία ανεξάρτητα από το TDS περιέχουν ιδιαίτερα δραστικά συστατικά. Ομάδα Νερών Σιδηρούχα Αρσενικούχα Ιωδιούχα Θειούχα Ραδονούχα Ραδιούχα Ανθρακικά Περιεκτικότητα Στοιχείων Fe > 10 mg/kg As > 0,7 mg/kg Ι >1 mg/kg S >1 mg/kg Rn >18 nci/kg Ra >10-7 mg/kg CO 2 >100 mg/kg Νερά με φυσική θερμοκρασία μεγαλύτερη από 20 ο C. Τα νερά αυτά είναι γνωστά με την ονομασία θέρμες. Νερά ολιγομεταλλικά ή νερά με χαμηλή θερμοκρασία (<20 ο C) τα οποία έχει αποδειχθεί κλινικά ότι έχουν θεραπευτικές ιδιότητες. Οι θερμομεταλλικές πηγές αντίστοιχα ταξινομούνται με ανάλογο τρόπο συνδυάζοντας όμως εδώ τη θερμοκρασία τους με το χημισμό τους π.χ. υπόθερμη νατριοχλωριούχα πηγή κατά Thurner ή υπόθερμη χλωριονατριούχα πηγή κατά Castany (1963). 50 Σ ε λ ί δ α

Εκτός από τα στοιχεία που αναφέρθηκαν στις μεταλλικές πηγές οι θερμομεταλλικές πηγές χαρακτηρίζονται από αυξημένες συγκεντρώσεις τόσο διαλυμένων αερίων συνήθη είναι CO 2, CH 4,H 2 S κάποια από τα οποία συχνά δίνουν έναν ιαματικό χαρακτήρα στις πηγές, όσο και επιπλέον ιχνοστοιχείων. Ως ιαματικό νερό χαρακτηρίζεται το νερό που χρησιμοποιείται για πολλά χρόνια, από την αρχαιότητα έως σήμερα, για θεραπευτικούς σκοπούς. Οι θεραπευτικές του ιδιότητες σχετίζονται εν μέρει με χημικές ή άλλες παραμέτρους αλλά βασίζονται κυρίως στην δια παρατηρήσεως θεραπευτική τους δράση. Τα ιαματικά νερά χρησιμοποιούνται για λουτροθεραπεία και ποσιμοθεραπεία ενώ οι ατμοί για αναπνευσιοθεραπεία. 51 Σ ε λ ί δ α

3.3 ΠΡΟΕΛΕΥΣΗ ΤΩΝ ΘΕΡΜΟΜΕΤΑΛΛΙΚΩΝ ΝΕΡΩΝ Τα θερμομεταλλικά νερά είναι γεωθερμικά ρευστά με προέλευση τα επιφανειακά νερά (κυρίως μετεωρική) που κατά περίπτωση μπορεί να περιέχουν μικρά ποσοστά νεαρών ή συγγενετικών νερών (στην περίπτωση αυτή ονομάζονται ανάμεικτα νερά), φθάνουν δε στην επιφάνεια με το μηχανισμό των γεωθερμικών ρευστών, όπως ήδη αναλύθηκε στις προηγούμενες παραγράφους. Η μεταλλικότητά τους διαμορφώνεται κατά την πορεία τους στο υπέδαφος. Η θερμοκρασία τους ελαττώνεται καθώς ανεβαίνουν καθώς ανεβαίνουν προς την επιφάνεια, διότι αναμειγνύονται με νερά υδροφόρων χαμηλής θερμοκρασίας. Τα θερμομεταλλικά νερά ανάλογα με την προέλευσή τους διακρίνονται σε: Γεωθερμικά νερά Πρόκειται για γεωθερμικά νερά τα οποία φθάνουν στην επιφάνεια με το μηχανισμό των γεωθερμικών ρευστών. Έχουν κυρίως μετεωρική προέλευση. Κατά την πορεία τους προς μεγαλύτερα βάθη είναι δυνατόν να αναμιγνύονται με μαγματικό ή νεαρό νερό. Η μεταλλικότητά τους εξαρτάται από τα πετρώματα που διαπερνούν και έρχονται σε επαφή κατά την πορεία τους μέσα στο υπέδαφος. Η θερμοκρασία τους ελαττώνεται καθώς ανεβαίνουν προς την επιφάνεια καθώς 52 Σ ε λ ί δ α

αναμιγνύονται με νερά των υδροφόρων οριζόντων τα οποία εμφανίζουν χαμηλότερη θερμοκρασία. Εικόνα 3.3.1: Πρότυπο (μοντέλο) ενός γεωθερμικού συστήματος. Η καμπύλη 1 είναι η καμπύλη αναφοράς του σημείου ζέσεως του καθαρού νερού. Η καμπύλη 2 δείχνει τη θερμοκρασιακή κατανομή κατά μήκος μια τυπικής διαδρομής κυκλοφορίας του ρευστού Α (τροφοδοσία) προς το σημείο Ε (αποφόρτιση). (White, 1973, από Φυτίκα, geothermal_energy.gr). Τα γεωθερμικά νερά ανάλογα με το βάθος διακρίνονται σε: α) φρεάτια ή αρτεσιανά μικρού βάθους: παρουσιάζουν χαμηλή θερμοκρασία ανάλογα με τις επιτόπου συνθήκες. Ο κύκλος τους είναι παρόμοιος με τον κύκλο των υδροφόρων συστημάτων. Όσο αυξάνει η απόσταση της διαδρομής τους ανάμεσα στη ζώνη τροφοδοσίας, τόσο μεγαλώνει, σταθεροποιείται και γίνεται πιο χαρακτηριστική η 53 Σ ε λ ί δ α

μεταλλικότητά τους. Αντίστοιχα η μεταλλικότητα μεγαλώνει και με τη μείωση της ταχύτητας κίνησής τους. β) αρτεσιανά ενδιάμεσου ή μεγάλου βάθους: η θερμοκρασία τους είναι μεγαλύτερη από 20 ο C και προέρχονται από βάθος ίσο ή μεγαλύτερο από 1000m. Έχουν αυξημένη μεταλλικότητα και η κυκλοφορία τους ακολουθεί τα πρότυπα των γεωθερμικών ρευστών. Ο μηχανισμός των γεωθερμικών ρευστών έχει ως εξής: Το νερό της βροχής ή σε αρκετές περιπτώσεις το νερό από σώματα επιφανειακού νερού (λίμνες, ποταμοί) ή και από τη θάλασσα κατεισδύει στον ταμιευτήρα μέσα από ρωγμές και διαρρήξεις, ο οποίος βρίσκεται σε μεγάλο βάθος, που συχνά ξεπερνά τα 3000μ., όπου τα πετρώματα είναι ζεστά λόγω της γεωθερμικής βαθμίδας. Ο ταμιευτήρας είναι ένας σχηματισμός από θερμά υδροπερατά πετρώματα, που επιτρέπει την κυκλοφορία των ρευστών μέσα σε αυτόν και από τον οποίο τα ρευστά αντλούν θερμότητα. Πάνω από τον ταμιευτήρα βρίσκεται συνήθως ένα κάλυμμα αδιαπέρατων πετρωμάτων. Το νερό στον ταμιευτήρα θερμαίνεται εμπλουτίζεται συνήθως σε άλατα και αέρια και επιστρέφει στην επιφάνεια μέσα από άλλες ρωγμές και διαρρήξεις. Κατά την επιστροφή του το ζεστό νερό μπορεί να αναμιχθεί με ψυχρότερο νερό από υδροφόρα στρώματα που διασχίζει. Όταν τελικά το νερό φθάνει στην επιφάνεια, δημιουργεί τις θερμές πηγές. 54 Σ ε λ ί δ α

Ενδογενή ή νεαρά νερά Είναι νερά μαγματικής προέλευσης που προέρχονται από το μανδύα. Χαρακτηρίζονται από υψηλές θερμοκρασίες και μεγάλη περιεκτικότητα σε CO 2. Συγγενετικά ή απολιθωμένα νερά Τα νερά αυτά είναι πολύ υψηλής μεταλλικότητας. Πρόκειται για θαλασσινό νερό που εγκλωβίστηκε στα ιζήματα κατά την περίοδο της δημιουργίας τους και παρασύρθηκε μεταγενέστερα σε ένα σύστημα κυκλοφορίας μετεωρικών νερών. Εικόνα 3.3.2: (α) Θερμή πηγή με μετεωρικό νερό, (β) θερμή πηγή με μετεωρικό + «νεαρό» νερό (κατά Castany G., 1968, ανασχεδιασμένο από Σοφλιο Γ.). Νερά ανάμικτα Τα ανάμεικτα θερμομεταλλικά νερά προέρχονται από ανάμειξη νερών των προηγούμενων κατηγοριών. 55 Σ ε λ ί δ α

Τα θερμομεταλλικά νερά αποτελούν γεωθερμικά ρευστά με κυρίως μετεωρική προέλευση και με μικρά ποσοστά νεαρών ή συγγενετικών νερών. 56 Σ ε λ ί δ α

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 ο ΥΔΡΟΓΕΩΛΟΓΙΑ 4.1 ΓΕΝΙΚΑ Οι λιθοστρωματογραφικοί, ιζηματογενείς, τεκτογενετικοί, παλαιογεωγραφικοί, νεοτεκτονικοί και ευστατικοί χαρακτήρες των διαφόρων πετρωμάτων που δομούν την περιοχή μελέτης καθορίζουν την υδρογεωλογική τους συμπεριφορά η οποία αναφέρεται στη δημιουργία υδροφόρων οριζόντων εντός της μάζας τους, δηλαδή στην ικανότητα τους ή όχι να αποθηκεύουν το νερό στο πορώδες τους (πρωτογενές ή δευτερογενές) και να το μεταβιβάζουν. 4.2 ΕΜΦΑΝΙΣΕΙΣ ΘΕΡΜΟΜΕΤΑΛΛΙΚΩΝ ΠΗΓΩΝ ΣΤΗΝ ΠΕΡΙΟΧΗ ΜΕΛΕΤΗΣ Η δυτική και βορειοδυτική Πελοπόννησος χαρακτηρίζεται από την εμφάνιση πολλών θερμομεταλλικών πηγών, κυρίως υπόθερμων, εκ των οποίων κάποιες έχουν χαρακτηριστεί ως ιαματικές. Στις θέσεις αυτών των πηγών λειτουργούν ιαματικά λουτρά. 57 Σ ε λ ί δ α

Στην παρούσα εργασία ερευνούνται οι θερμομεταλλικές πηγές των λουτρών Κυλλήνης, των λουτρών Καϊάφα και η πηγή Βρωμονερίου Λεχαινών. 4.2.1 ΠΗΓΗ ΚΑΪΑΦΑ Οι ιαματικές πηγές του Καϊάφα είναι γνωστές από την αρχαιότητα, όπως αναφέρονται από το Στράβων και τον Παυσανία. Κατά την αρχαιότητα η περιοχή των πηγών ήταν ο ιερός τόπος των Ανιγρίδων Νυμφών όπου οι πάσχοντες από δερματικές νόσους αλείφονταν με τη λάσπη των υδροθειούχων νερών και στη συνέχεια λούζονταν στον ποταμό «Άνιγρο» ο οποίος θεράπευε τις δερματικές παθήσεις. 58 Σ ε λ ί δ α

Εικόνα 4.2.1.1: Πηγή Καϊάφα, Ιαματικά Λουτρά. Τα λουτρά του Καϊάφα βρίσκονται στο νότιο μέρος του νομού Ηλείας κοντά στην περιοχή της Ζαχάρως. Οι ιαματικές πηγές εμφανίζονται στους πρόποδες του όρους Λαπίθας μέσα από δύο καρστικά σπήλαια γνωστά από την αρχαιότητα ως «Άντρα των Ανιγρίδων Νυμφών». Νοτιοδυτικά το όρος Λαπίθας βυθίζεται απότομα στη λιμνοθάλασσα του Καϊάφα, επιφάνειας 2500 στρεμμάτων. Από γεωλογική άποψη η περιοχή του Καϊάφα εντάσσεται στη γεωτεκτονική Ζώνη της Τρίπολης. Πρόκειται για δολομιτικούς ασβεστόλιθους μελανότεφρου έως τεφρού χρώματος με βιτουμενιούχο οσμή κατά την κρούση, έντονα διαρρηγμένους και αποκαρστικοποιημένους. Βόρεια και νότια του όρους Λαπίθα 59 Σ ε λ ί δ α

εμφανίζονται νεογενή ιζήματα. Πρόκειται για εναλλαγές αργιλομαργών, άμμων, μαργών και ψαμμιτών πολύ μεγάλου πάχους. Από τεκτονική ανάλυση προκύπτει ότι ο ορεινός ασβεστολιθικός όγκος Λαπίθα αποτελείται από δύο κύριες πτυχές, μία αντικλινική και μία συγκλινική βορειοανατολική/νοτιοδυτική και εμφανίζεται έντονα κατακερματισμένος. Το κύριο σύστημα διάρρηξης είναι με διεύθυνση βορειοανατολική/νοτιοδυτική παράλληλα προς τους άξονες πτύχωσης των ανθρακικών και επιδρά και στα νεογενή ιζήματα. Το κύριο σύστημα διάρρηξης ευνοεί την κατείσδυδη και διάνοιξη καρστικών εγκοίλων και αγωγών, όπως είναι το σπήλαιο των Ανιγρίδων Νυμφών. Συμπερασματικά οι πηγές των Ανιγρίδων Νυμφών είναι τεκτονικής προέλευσης, καθώς εξέρχονται από ένα ρήγμα ΒΒΔ- ΝΝΑ έως ΒΔ-ΝΑ διεύθυνσης. Από τις μετρήσεις της θερμοκρασίας οι πηγές χαρακτηρίζονται ως υπόθερμες. 60 Σ ε λ ί δ α

Εικόνα 4.2.1.2: Κατακερματισμένος ασβεστόλιθος όρους Λαπίθας. 4.2.2 ΛΟΥΤΡΑ ΚΥΛΛΗΝΗΣ Τα λουτρά της Κυλλήνης απέχουν από την ακτή περίπου 800 μέτρα και αναβλύζουν σε υψόμετρο 16 μέτρα. Η λειτουργία των πηγών είναι γνωστή από τα Ρωμαϊκά χρόνια. Εκτός από την κύρια πηγή συναντώνται και άλλες πλευρικές αναβλύσεις. Η πηγή χαρακτηρίζεται ως υπόθερμη καθώς δεν έχει ιδιαίτερα υψηλή θερμοκρασία. Οι γεωλογικοί σχηματισμοί που συναντώνται είναι της Ιόνιας Ζώνης. Στην ευρύτερη περιοχή των πηγών εμφανίζονται ασβεστόλιθοι Μέσω Ιουρασικού έως Άνω Κρητιδικού καθώς και γύψος Τριαδικής Ηλικίας. Τα φαινόμενα διαπυρισμού της 61 Σ ε λ ί δ α

Τριαδικής γύψου και η δράση των ρηγμάτων έχουν δημιουργήσει τη σημερινή εικόνα της περιοχής. Τα Πλειοτετατρογενή ιζήματα της περιοχής αποτελούνται από Τυρρήνιες θαλάσσιες αποθέσεις πάχους 2-6 μέτρων, τα οποία συνίστανται κυρίως από αδρόκοκκες άμμους και ψαμμίτες (σχηματισμός Κατακώλου). Στους παραπάνω σχηματισμούς δημιουργείται ένας υπό πίεση υδροφόρος ορίζοντας και ένας μικρού πάχους ελεύθερος υδροφόρος. Το θερμό νερό αναμιγνύεται με το κρύο νερό του υδροφόρου. Αποτέλεσμα αυτού είναι πολλά πηγάδια περιμετρικά της κύριας πηγής να εμφανίσουν σχετικά αυξημένη θερμοκρασία αλλά και δυσάρεστη οσμή. 62 Σ ε λ ί δ α

Εικόνα 4.2.2.1: ΛΟΥΤΡΑ ΚΥΛΛΗΝΗΣ. Δείγμα νερού, Πηγή, Παλιό κτίριο ιαματικών λουτρών, Λουόμενοι στα ιαματικά νερά. 63 Σ ε λ ί δ α

4.2.3 ΠΗΓΗ ΒΡΩΜΟΝΕΡΙΟΥ ΛΕΧΑΙΝΩΝ Η πηγή Βρωμονέρι Λεχαινών, εντοπίζεται ΒΑ του αεροδρομίου της Ανδραβίδας, εκδηλώνεται στους Τεταρτογενείς σχηματισμούς σε ένα λάκκο σε υψόμετρο 7 μέτρα. Ο λάκκος έχει βάθος δύο μέτρα και διάμετρο 16 μέτρα διαμορφώνοντας μια στήλη νερού 0,70 μέτρα. Η λάσπη του βυθού χρησιμοποιείται για λασποθεραπεία που θεωρείται ότι έχει ευεργετικές ότι έχει ευεργετικές ιδιότητες στις ρευματοπάθειες, αρθριτικές παθήσεις και πονοκεφάλους. Κατά τη μετάβαση μας στην πηγή διαπιστώσαμε ελαφρώς υδροθειούχο νερό και μικρή ροή, ο δε χώρος έχει διαμορφωθεί για εξυπηρέτηση των λουομένων. 64 Σ ε λ ί δ α

Εικόνα 4.2.3.1: Πηγή Βρωμονέρι Λεχαινών. Στην περιοχή ΝΑ της πηγής και ανατολικά του αεροδρομίου της Ανδραβίδας έχει εντοπιστεί με γεωτρήσεις από το ΙΓΜΕ, μικρό γεωθερμικό πεδίο χαμηλής ενθαλπίας έκτασης περίπου 2 km 2, ελαφρώς υδροθειούχου υδροφορίας με δυνατότητα λήψης νερού αρτεσιανού θερμοκρασίας 25οC, από μικρά βάθη 50-150 μέτρα, όπου συναντώνται ασβεστόλιθοι της Ιόνιας Ζώνης. Η θερμοκρασία της πηγής μετρήθηκε και βρέθηκε να είναι 26 ο C. 65 Σ ε λ ί δ α

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 ο ΥΔΡΟΧΗΜΕΙΑ 5.1 ΓΕΝΙΚΑ Η χημική σύσταση των νερών της κατείσδυσης αρχίζει να διαμορφώνεται αμέσως μετά την επαφή του νερού της βροχής με το έδαφος, όταν αναπληρωθεί η εδαφική υγρασία κινούνται λόγω βαρύτητας στην κορεσμένη ζώνη και συμμετέχουν στη διαδρομή του υπόγειου νερού. Σε όλη τη διαδρομή του υπόγειου νερού μεταβάλλεται η χημική του σύσταση λόγω χημικών διαδικασιών διάλυσης, απόθεσης αλάτων, ιοντοανταλλαγής, οξειδοαναγωγής κ.λ.π. Επίσης, σημαντικοί παράγοντες στη διαμόρφωση της χημικής σύστασης του υπόγειου νερού είναι η απόσταση που διανύει και το βάθος στο οποίο κατεισδύει σε σχέση με την επιφάνεια του εδάφους. Οπότε η διάκριση των υδροχημικών μηχανισμών, που επηρεάζουν τον ποιοτικό χαρακτήρα των υπόγειων νερών της περιοχής έρευνας, απαιτεί μια πολυδιάστατη θεώρηση αφού εξαρτάται από γεωλογικούς, τεκτονικούς, υδρογεωλογικούς και ανθρωπογενείς παράγοντες. 66 Σ ε λ ί δ α

5.2 ΔΕΙΓΜΑΤΟΛΗΨΙΑ Αφού εντοπίστηκαν οι κυριότερες θερμομεταλλικές πηγές του νομού Ηλείας έγινε η δειγματοληψία σε 3 από αυτές. Η δειγματοληψία έλαβε χώρα στα τέλη Ιουλίου του 2011. Συνολικά ελήφθησαν τέσσερα δείγματα νερού πηγών. Κατά τη δειγματοληψία τηρήθηκαν οι ασφαλείς κανόνες δειγματοληψίας, ώστε να εξαχθούν σωστά αποτελέσματα για τον υδροχημικό χαρακτήρα των νερών. Χρησιμοποιήθηκαν δύο φιάλες πολυαιθυλενίου. Η πρώτη φιάλη ήταν ενός lt. Το νερό σε αυτή δεν είχε υποστεί καμία επεξεργασία και χρησιμοποιήθηκε στο εργαστήριο για τον προσδιορισμό των ανιόντων. Στη δεύτερη φιάλη των 200ml συλλέχθηκε δείγμα νερού ύστερα από διήθηση σε ιθμό 0,45 nm. Το δείγμα οξινίστηκε με υπερκάθαρο HNO 3 και χρησιμοποιήθηκε για το προσδιορισμό των κατιόντων. Οι αναλύσεις των δειγμάτων έγιναν αμέσως μετά τη δειγματοληψία στο Εργαστήριο Υδρογεωλογίας του Τμήματος Γεωλογίας του Πανεπιστημίου Πατρών. 67 Σ ε λ ί δ α