ΤΑΣΙΚΑ ΠΕΔΙΑ ΣΕ ΡΗΓΜΑΤΑ ΣΤΗ ΝΗΣΟ ΛΗΜΝΟ

ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ 1 ΤΑΣΙΚΑ ΠΕΔΙΑ ΣΕ ΡΗΓΜΑΤΑ ΣΤΗ ΝΗΣΟ ΛΗΜΝΟ ΕΠΙΒΛΕΠΩΝ ΚΑΘΗΓΗΤΗΣ: ΚΟΥΚΟΥΒΕΛΑΣ ΙΩΑΝΝΗΣ ΠΤΥΧΙΑΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ ΚΟΥΡΛΙΜΠΙΝΗ ΣΤΑΜΑΤΙΝΑ Α.Μ. 08Ο61 1 ΠΑΤΡΑ 2013

ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ Κεφάλαιο 1 ο :Εισαγωγή. 5 Κεφάλαιο 2 ο : Τεκτονική Νήσου Λήμνου... 6 Κεφάλαιο 3 ο : Γεωλογία Λήμνου... 16 Κεφάλαιο 4 ο : Πετρογραφία... 19 Κεφάλαιο 5 ο : Μεθοδολογία... 24 Κεφάλαιο 6 Ο : Συλλογή &Επεξεργασία Δεδομένων Υπαίθρου...... 30 Κεφάλαιο 7 ο : Βιβλιογραφία 54 2

Ευχαριστίες Θα ήθελα να ευχαριστήσω θερμά τον επιβλέποντα καθηγητή μου, κ. Ιωάννη Κουκουβέλα, ο οποίος αποδείχθηκε ένας εξαίρετος δάσκαλος,αλλά και άνθρωπος από τον οποίο και έμαθα τόσα πολλά, κατά το διάστημα της συνεργασίας μας. Επίσης, δεν θα μπορούσα να μην ευχαριστήσω τον κ. Σωτήριο Κοκκάλα για την αμέριστη βοήθεια, αλλά και συμπαράσταση ώστε να ολοκληρωθεί η παρούσα εργασία. Επιπλέον, ένα πολύ μεγάλο ευχαριστώ αξίζει η οικογένεια μου, η οποία πάρα τις όποιες δυσκολίες αντιμετώπιζε όλα αυτά τα χρόνια, δεν σταμάτησε ούτε μια στιγμή να με στηρίζει με κάθε τρόπο, δίνοντας μου την δυνατότητα να φέρω εις πέρας τις σπουδές μου στο τμήμα Γεωλογίας. Ακόμη δεν θα μπορούσα να παραλείψω να ευχαριστήσω το ΡΗΓΜΑ που τόσα χρόνια τώρα, δίνει καθημερινά μάχες για τη βελτίωση της καθημερινότητας της σχολής, για τη διατήρηση των κεκτημένων στο τμήμα, για την υπεράσπιση των φοιτητικών δικαιωμάτων καθώς και στην ισχυροποίηση του πτυχίου του τμήματός μας. Ακόμη, ευχαριστώ όλους τους συντρόφους μου οι οποίοι με στήριξαν όλα αυτά τα χρόνια και μου έδειξαν τι σημαίνει να αγωνίζεσαι με κριτήριο τη συλλογικότητα, την αξιοπρέπεια και την υπερηφάνεια ακόμα και σήμερα, σε μια εποχή τόσο δύσκολη. Ευχαριστώ το Δημήτρη, που από την πρώτη στιγμή της προσπάθειας μου αυτής, με στήριξε με τον δικό του μοναδικό τρόπο, καθώς και τη Μαρία Γκ. και τη Βερόνικα Π. για την αμέριστη υποστήριξη τους σε όμορφες και δύσκολες στιγμές αλλά και την Κωνσταντίνα Τ., που ήταν δίπλα μου όλα αυτά τα χρόνια. 3

Περίληψη: Θεματικός πυρήνας της συγκεκριμένης εργασίας είναι η αναγνώριση και ερμηνεία των τασικών πεδίων που έδρασαν στην ευρύτερη περιοχή της νήσου Λήμνου-η οποία δεν εντάσσεται σε κάποια από τις γνωστές τεκτονοστρωματογραφικές ενότητες διότι δεν έχουμε εμφανίσεις των πετρωμάτων υποβάθρου-,τα οποία οδήγησαν στην ενεργοποίηση ορισμένων ομάδων ρηγμάτων. Η αναγνώριση των τάσεων στηρίχθηκε τόσο σε παλαιότερες προσπάθειες συσχέτισης της γεωμετρίας των ρηγμάτων και της κινηματικής τους, με τις τάσεις που τα προκαλούν, όσο και σε συλλογή και επεξεργασία δεδομένων που συλλέχθηκαν στην ύπαιθρο μέσω του λογισμικού TECTONICSFP. Λέξεις κλειδιά: τασικά πεδία, ομάδες ρηγμάτων, λογισμικό ΤECTONICSFP, Λήμνος Abstract (translated):the core subject of this particular study is the recognition and structural interpretation of the stress regime of Lemnos island- which cannot be categorized in any of the tectonostratigraphic units, due to the fact that there are no rocks exposed on the island to help us determine a single unit that may fit-which led to fault activation. The recognition of the stress tensors was based not only in older tries of correlation between the geometry of the faults and their kinematics, but also in collecting geological data and processing them with the use of the software TECTONICSFP. Keywords : stress field, Fault groups, TECTONICSFP, Lemnos island 4

Κεφάλαιο 1 ο : Εισαγωγή Η νήσος Λήμνος βρίσκεται στο Β.Α. Αιγαίο. Στη νήσο δεν υπάρχουν πουθενά εμφανίσεις υποβάθρου ώστε να μπορεί να ενταχθεί σε κάποια από τις έως σήμερα γνωστές γεωτεκτονικές ενότητες. Όσον αφορά την γεωλογία του νησιού, τα ιζήματα που εμφανίζονται χωρίζονται σε δύο μονάδες, την κατώτερη και την ανώτερη. Η κατώτερη αποτελείται από ψαμμίτες, κροκαλοπαγή και τουρβιδίτες και είναι ηλικίας κατώτερου Ηωκαίνου-ανωτέρου Ολιγοκαίνου, ενώ η ανώτερη είναι ηλικίας κατώτερου Ολιγοκαίνου και αποτελείται από ιζήματα ρηχής θάλασσας κυρίως,αλλά και από δελταικές αποθέσεις και ιζήματα υφαλοκρηπίδας. Τέλος στην οροφή της ακολουθίας βρίσκονται ηφαιστειακά ιζήματα ηλικίας κατώτερου Μειοκαίνου που χωρίζονται σε τρεις ενότητες(κατάλακκο, Ρωμανό,Μύρινα). Ακόμη, η δομική ανάλυση του νησιού έδειξε ότι έλαβαν δράση πέντε παραμορφωτικά συμβάντα. Το πρώτο συμβάν (D1) έδρασε κατά το τέλος του Ολιγοκαίνου και προκάλεσε συμπίεση στα μολασσικά ιζήματα του νησιού. Αντίστοιχο ήταν και το δεύτερο παραμορφωτικό συμβάν (D2).Έπειτα ακολούθησε και ένα τρίτο παραμορφωτικό συμβάν (D3) κατά το άνω έως μέσο Μειόκαινο. Από τότε και μέχρι το τέλος του Πλειόκαινου η δραστηριότητα των ρηγμάτων στο νησί περιγράφεται από το παραμορφωτικό γεγονός D4. Τέλος το πιο πρόσφατο παραμορφωτικό γεγονός(d5) είχε ως αποτέλεσμα την ανάπτυξη ρηγμάτων που προήλθαν από διαστολή Β-Ν διεύθυνσης του άξονα σ3. Εκτός όμως από τα συμπεράσματα που προέκυψαν από έρευνες προηγούμενων μελετητών συλλέχθησαν και ορισμένα δεδομένα, τα οποία αφορούν στοιχεία προσανατολισμού ρηγμάτων(επίπεδα και γραμμώσεις ολίσθησης). Τα στοιχεία αυτά ταξινομήθηκαν ανάλογα με το σχηματισμό και στη συνέχεια υπέστησαν επεξεργασία με τη βοήθεια του λογισμικού TECTONICSFP. Το λογισμικό αυτό χρησιμοποιείται για κάθε είδους επεξεργασία, ανάλυση και προβολή κινηματικών δεδομένων ρηγμάτων. 5

Κεφάλαιο 2 ο : Τεκτονική Νήσου Λήμνου Εικόνα 1: Γεωτεκτονικές ζώνες της Ελλάδας. Όπως είναι γνωστό, οι γεωτεκτονικές ζώνες της Ελλάδας διατάσσονται σε μια γενική διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΝΑ, η οποία όμως στο χώρο του Αιγαίου στρέφεται σε Α- Δ και στη συνέχεια παρουσιάζει ΒΑ-ΝΔ. Η νήσος Λήμνος βρίσκεται σε μια θέση που δεν ανήκει σε καμία γεωτεκτονική ζώνη λόγω του ότι στο νησί δεν εμφανίζονται πετρώματα του υποβάθρου ώστε να μπορούμε να εντάξουμε τη Λήμνο σε κάποια απ τις γνωστές τεκτονοστρωματογραφικές ενότητες. Η διάταξη των πλακών στην περιοχή του ΒΑ Αιγαίου, αποτελείται από την Αιγιακή μικροπλάκα στα νότια, η οποία διαχωρίζεται μέσω μιας επιφάνειας 6

οριζόντιας μετατόπισης, από την αντίστοιχη Ευρασιατική στο βορρά (McKenzi,1970; Papazachos et all,1998), με την τελευταία να περιλαμβάνει την περιοχή του Β.Αιγαίου, τη Ροδόπη και τις γειτονικές περιοχές. Εικόνα 2 : Διάταξη των λιθοσφαιρικών πλακών στον ελληνικό χώρο καθώς και 1 κινήσεις των τεκτονικών πλακών κ τα ρήγματα που βρίσκονται γύρω από τον ελλαδικό χώρο. (Papazachos, 2000) Γενικά στην περιοχή του Βορείου Αιγαίου έχει προταθεί ότι το ρήγμα της βόρειας Ανατολίας προέλασε προς τα δυτικά στην περιοχή του αιγαίου κατά το κατώτερο Πλειόκαινο (Barka 1992,Dinter 1998, Αrmijo et all, 1999). O φλοιός κάτω απ την περιοχή της τάφρου είναι ο λεπτότερος που υπάρχει στο Βόρειο Αιγαίο και έχουμε και ανάδυση της Moho κατά μήκος του άξονα της τάφρου τα τελευταία 10 εκατομμύρια χρόνια. Η τάφρος έχει περίπου 300χλμ. μήκος, είναι στενή και εκτείνεται στο βόρειο τμήμα του Αιγαίου (Ioannis Koukouvelas και Attila Aydin,2002 ). Διαφοροποιείται στα δυτικά(λεκάνη Σποράδων) και στα ανατολικά (Saros trough). Αυτό συμβαίνει γιατί εμφανίζει διαφορετικά μορφοτεκτονικά χαρακτηριστικά και στοιχεία προσανατολισμού. Τοποθετείται εσωτερικά του Ελληνικού Ορογενούς και συγκεκριμένα κατά μήκος της ζώνης ραφής του ωκεανού της Τηθύος (ζώνη Αξιού στην Ελλάδα και ζώνη ραφής της Έσω Ποντίδας στην Τουρκία ) από Ioannis Koukouvelas και Attila Aydin, 2002. H τάφρος φτάνει σε βάθος τα 6 χλμ. και συσσωρεύσει ιζήματα από το Ηώκαινο ως σήμερα. Τα ιζήματα αυτά διακόπτονται από ένα μαγματικό επεισόδιο που χρονολογείται κατά το Μειόκαινο. Όμως επειδή η τάφρος βρίσκεται κάτω απ την επιφάνεια της θάλασσας υπάρχουν προβλήματα στο να διευκρινιστεί η φύση της. Με βάση τις πιο σύγχρονες αποψεις τα ρήγματα της είναι οριζόντιας μετατόπισης. ( Ioannis Koukouvelas και Attila Aydin, 2002) 7

Συγκεκριμένα, λέγεται ότι η τάφρος σχετίζεται με το ρήγμα της βόρειας Ανατολίας και την κίνηση του προς τα δυτικά στο χώρο του αιγαίου κατά τo πλειόκαινο. Η άποψη αυτή αμφισβητήθηκε από τον Mercier et al.,(1989) και έπειτα από τον Tranos et al.,(2008) ο οποίος συσχέτισε τις μετά-συγκρουσιακές διεργασίες του Ορογενούς κατά το κατώτερο Ολιγόκαινο ως το μέσο Μειόκαινο. Κατά άλλους η τάφρος είτε δεν αναφέρεται, είτε χαρακτηρίζεται ως ένα δεξιόστροφο strike slip ρήγμα (Killias et al.,1999). Απ την άλλη, η σημερινή δομική ανάλυση του νησιού της Λήμνου δείχνει ότι κατά το τέλος του Ολιγόκαινου, η παλαιότερη παραμόρφωση που έχει αναγνωριστεί, ήταν μια ΒΒΔ-ΝΝΑ σε Β-Ν συμπίεση(d1) η οποία προκάλεσε την πτύχωση των μολασσικών ιζημάτων του ανώτερου Ηωκαίνου-κατώτερου Ολιγόκαινου. Αντίστοιχη συμπίεση που διήρκεσε περισσότερο από το μέσο Μειόκαινο αναγνωρίστηκε από παλαιότερη δραστηριότητα των ρηγμάτων που παρατηρήθηκε στο νησί(d2). Τέλος, η κύρια παραμόρφωση στο νησί περιγράφεται από μια ΒΑ-ΝΔ ζώνη αριστερόστροφων ρηγμάτων οριζόντιας μετατόπισης. Τα ρήγματα αυτά βυθίζονται ΒΒΔ όπως τα οριοθετούντα ρήγματα των Σποράδων. Εικόνα 3: στερεογραφική προβολή που δείχνει την κινηματική και την δυναμική του παραμορφωτικού συμβάντος D2. Όπου a) οι P-άξονες παριστάνονται με ρόμβους και οι T-άξονες με τετράγωνα από ζεύγη MRFP- MRFL b) P-T δίεδρα (Αngellier και Mechler, 1977) και ΑΒ δίεδρα ή τρίεδρα (Lisle, 1987) καθώς και οι Ρ και Τ άξονες ζευγών MRFP-MRFL μέσω του λογισμικού Faultkin (Allmendinger,2001) c) οι άξονες σ1, σ2, σ3,r.(markos Tranos,2009). Ακολουθεί, η ενεργοποίηση χαμηλών κλίσεων καθώς και παρόμοιου προσανατολισμού απότομων κλίσεων, ρηγμάτων διεύθυνσης ΒΒΑ-ΝΝΔ (D3). 8

Έτσι λοιπόν φαίνεται ότι η ΒΑ-ΝΔ λεκάνη των Σποράδων σχηματίστηκε κατά το ανώτερο έως μέσο Μειόκαινο. Η λεκάνη αυτή οριοθετείται στα νοτιοανατολικά από ρήγμα ΒΔ κλίσης, το οποίο χαρακτηρίζεται ως αριστερόστροφο πλάγιο ανάστροφο, μετά την παραμόρφωση-συστολή, και τέλος η λεκάνη διανοίγχθηκε όταν το ρήγμα αυτό ενεργοποιήθηκε λόγω ΔΒΔ-ΑΝΑ διαστολής ως κανονικό. Ακόμη ίσως σχηματίστηκε το μέσο-κατώτερο Μειόκαινο λόγω του d3. Ο,τι και να ισχύει ο σχηματισμός της λεκάνης των Σποράδων δεν έχει σχέση με την προέλαση του ρήγματος της βόρειας Ανατολίας στο βόρειο Αιγαίο. Εικόνα 4: στερεογραφική προβολή που δείχνει την κινηματική και την δυναμική του παραμορφωτικού συμβάντος D3. Όπου a) οι P-άξονες παριστάνονται με ρόμβους και οι T-άξονες με τετράγωνα από ζεύγη MRFP- MRFL b) P-T δίεδρα( Αngellier και Mechler, 1977) και ΑΒ δίεδρα ή τρίεδρα(lisle, 1987) καθώς και οι Ρ και Τ άξονες ζευγών MRFP-MRFL μέσω του λογισμικού Faultkin (Allmendinger,2001) c) οι άξονες σ1, σ2, σ3,r (Markos Tranos,2009). Επιπλέον η τάφρος του βορείου Αιγαίου αναπτύχθηκε κατά το Ηώκαινο- Ολιγόκαινο ως λεκάνη προ του τόξου ανάμεσα στο μαγματικό τόξο της Ροδόπης και το σύμπλεγμα υποβύθισης-accretion προς νότο. Ακόμη είναι πολύ σημαντικό να αναφερθεί το ότι η παραμόρφωση κατά το ανώτερο Ηώκαινο-μεσο Μειόκαινο που περιγράφηκε με τα D1 D2 D3 αντιτίθεται με τα μοντέλα που στηρίζουν ότι η ενδοχώρα ήταν συνεχώς υπό καθεστώς επέκτασης μέχρι το Ηώκαινο. 9

Από το ανώτερο Μειόκαινο ως το τέλος του Πλειοκαίνου η τεκτονική δραστηριότητα περιγράφεται από το παραμορφωτικό γεγονός D4. Υπάρχουν ρήγματα των οποίων η κινηματική και η γεωμετρία ταιριάζει καλύτερα με το ρήγμα της βόρειας Ανατολίας και άλλα των οποίων ταιριάζει καλύτερα με το εσωτερικό τμήμα του ελληνικού Ορογενούς. Η έναρξη του D4 δείχνει πιθανά την παύση της πλευρικής εξώθησης της πλάκας της Ανατολίας κατά το ανώτερο Μειόκαινο, ενώ θεωρείται ότι η υποχώρηση του Ορογενούς έχει εξισορροπηθεί από την επέκταση της οπισθοχώρας. Εικόνα 5: στερεογραφική προβολή που δείχνει την κινηματική και την δυναμική του παραμορφωτικού συμβάντος D4. Όπου a) οι P-άξονες παριστάνονται με ρόμβους και οι T-άξονες με τετράγωνα από ζεύγη MRFP- MRFL b) P-T δίεδρα( Αngellier και Mechler, 1977) και ΑΒ δίεδρα ή τρίεδρα(lisle, 1987) καθώς και οι Ρ και Τ άξονες ζευγών MRFP-MRFL μέσω του λογισμικού Faultkin (Allmendinger,2001) c) οι άξονες σ1, σ2, σ3,r (Markos Tranos,2009). 10

Η τελευταία παραμόρφωση που παρατηρήθηκε στη Λήμνο είναι η ανάπτυξη ρηγμάτων που προήλθε από διαστολή Β-Ν διεύθυνσης του άξονα σ3 (D5) που οδηγεί στην πιο πρόσφατη ενεργοποίηση ρήγματος. Μπορεί να θεωρηθεί ως προέκταση της οπισθοχώρας σχετιζόμενη με τη σημερινή ζώνη υποβύθισης. Το συμβάν αυτό ενεργοποιεί τα ΑΒΑ-ΔΝΔ ως Α-Δ ρήγματα ως δεξιόστροφα πλάγιο Εικόνα 6: στερεογραφική προβολή που δείχνει την κινηματική και την δυναμική του παραμορφωτικού συμβάντος D5. Όπου a) οι P-άξονες παριστάνονται με ρόμβους και οι T- άξονες με τετράγωνα από ζεύγη MRFP- MRFL b) P-T δίεδρα( Αngellier και Mechler, 1977) και ΑΒ δίεδρα ή τρίεδρα(lisle, 1987) καθώς και οι Ρ και Τ άξονες ζευγών MRFP-MRFL μέσω του λογισμικού Faultkin (Allmendinger, 2001) c) οι άξονες σ1, σ2, σ3,r (Markos Tranos, 2009). κανονικά, ενώ τα ΒΒΑ-ΝΝΔ ως ΒΑ-ΝΔ ρήγματα ως ρήγματα μεταβίβασης με πλάγια δεξιόστροφη έως οριζόντια μετατόπιση ρήγματα. Το ρήγμα το οποίο ενεργοποιήθηκε υπό το συμβάν D5 έχει όμοια κινηματική με μεγάλα ρήγματα της Κεντρικής-Ανατολικής Μακεδονίας και της Θράκης καθώς επίσης και με το ρήγμα Καβάλας-Ξάνθης Κομοτηνής. Τέλος, η αλλαγή στη κατεύθυνση της μετακίνησης από ΒΑ-ΝΔ σε Β-Δ στη θάλασσα του Β. Αιγαίου δείχνει ότι η τάφρος μετατράπηκε σε ένα παθητικό μηχανικό όριο κατά μήκος του οποίου η Αιγιακή ήπειρος μπορεί να επεκτείνεται κατά 30χιλιoστα το χρόνο έναντι του πιο σταθερού Μακεδονικού μπλοκ. 11

Παρακάτω παρατίθονται κάποιες φωτογραφίες υπαίθρου (Markos Tranos,2009) από διάφορες θέσεις : a) κανονικό ρήγμα μήκους 2.6 χιλιομέτρων που εκτίθεται ΒΔ του χωριού Αγία Σοφία, το οποίο επηρεάζει τα μολασσικά ιζήματα, ηλικίας άνω Ηωκαίνου- κατώτερου Ολιγοκαίνου. Πτυχές σύρσης στο επάνω τέμαχος δείχνουν κανονική ενεργοποίηση b) ένα ΑΒΑ- ΔΝΔ ρήγμα επηρρεάζει τα μολασσικά ιζήματα και τα ηφαιστειακά πετρώματα στο ΒΔ-ΝΑ τμήμα του νησιού 12

c) μια ζώνη οριζοντίων ρηγμάτων που χαρακτηρίζεται από αριστερόστροφη συνιστώσα κίνησης d) ρήγμα της ομάδας ρηγμάτων D.( δες εικόνα 12). 13

e) Ένα ΒΔΒ ρήγμα που επηρεάζει τα μολασσικά ιζήματα στο ΒΔ τμήμα του νησιού. f) ένα μεγάλο ΒΒΑ-ΝΝΔ ρήγμα στο χωριό Κόντιας. 14

g )g) μια ρηξιγενής ζώνη, διεύθυνσης ΒΔ-ΝΑ σε ηφαιστειακά πετρώματα το κατώτερο Μειόκαινο. Η ενεργοποίηση αυτών των ρηγμάτων επήλθε της ηφαιστειακής δραστηριότητας h) κανονικό ρήγμα στο χωριό Άγιος Ιωάννης 15

Κεφάλαιο 3 ο : Γεωλογία Λήμνου Το μεγαλύτερο μέρος του νησιού της Λήμνου αποτελείται από μολασσικού τύπου ιζήματα τα οποία έχουν αποτεθεί το Ανώτερο Ηώκαινο-Κατώτερο Ολιγόκαινο σε μια ΒΑ-ΝΔ λεκάνη απόθεσης με ΒΑ-ΝΔ διεύθυνση.η λεκάνη καταλαμβάνει τόσο την ευρύτερη περιοχή του Βόρειου Αιγαίου όσο και το ΒΔ κομμάτι της χερσονήσου της Biga. Προς τα δυτικά η λεκάνη προεκτείνεται και πιθανά σχετίζεται με την ΒΔ-ΝΑς διεύθυνσης λεκάνη του Αξιού-Θερμαϊκού. Στη λεκάνη του Θερμαϊκού θεωρείται ότι συσσωρεύονται ιζήματα από τέλος του Ηώκαινου έως σήμερα (Roussos). Εικόνα 7: Κατανομή της ηφαιστειότητας στο ΒΑ.Αιγαίο και στη ΒΔ Ανατολία(τροποποιημένος από Pe-Piper και Piper, 2002) Οι Papp(1945,1953) και Davis(1960)ήταν από τους πρώτους που μελέτησαν τη γεωλογία της Λήμνου αλλά ο Roussos (1993,1994) και ο Innocenti (1994) δίνουν την πιο λεπτομερή στρωματογραφική και γεωλογική πληροφόρηση για τα πετρώματα που εμφανίζονται στο νησί. Σύμφωνα με τον Rousso (1993,1994), τα ιζήματα του νησιού μπορούν να υποδιαιρεθούν σε δύο μονάδες: την ανώτερη και την κατώτερη. Η κατώτερη μονάδα, είναι ηλικίας Κατώτερου Ηώκαινου-Ανώτερου Ολιγόκαινου, καλύπτει το μεγαλύτερο μέρος του νησιού και περιέχει αποθέσεις ηπειρωτικής κατωφέρειας όπως παχυστρωματώδεις ως συμπαγείς ψαμμίτες και κροκαλοπαγή, τουρβιδίτες, ενδιαστρώσεις αργίλων και ψαμμιτών ή ιλυόλιθους με λεπτές ενδιαστρώσεις ψαμμιτών-ιλυόλιθων.η ανώτερη μονάδα που είναι ηλικίας Κατώτερου Ολιγοκαίνου είναι περιορισμένης έκτασης. Περιέχει ιζήματα ρηχής θάλασσας ως υφάλμυρων περιβαλλόντων απόθεσης, δελταϊκά ιζήματα στη βάση της, 16

εναλλαγές αργίλων και λεπτοπλακώδων ψαμμίτων και άργιλων καθώς και εναλλαγές ψαμμιτών και αμμούχων μαργόλιθων. Στα στρωματογραφικά ανώτερα τμήματα κυριαρχούν μεσόκοκκοι έως χονδρόκοκκοι ψαμμίτες και αμμούχα κροκαλοπαγή. Η οροφή της ακολουθίας σύμφωνα με τον Innocenti et al. (1994) είναι μια διαβρωσιγενής ασυμφωνία που οριοθετείται από Κατωτέρου Μειόκαινου ηφαιστειακά πετρώματα,τα οποία καλύπτουν περίπου το μισό νησί και περιλαμβάνουν υποαβυσσικές διεισδύσεις όπως δόμους και πυροκλαστικές αποθέσεις κ.λ.π. Οι Innocenti et al., (1994) διαιρεί τα ηφαιστειακά πετρώματα σε 3 ομάδες. ΕΝΟΤΗΤΑ ΚΑΤΑΛΑΚΚΟΥ: Στο βόρειο τμήμα της περιοχής αυτής βρίσκονται τα παλιότερα ηφαιστειακά πετρώματα. Κυρίως συναντάμε υποηφαιστειακούς σωρούς, φλέβες και κοιτοειδείς φλέβες από πορφυριτικούς τραχυανδεσίτες και δακίτες που περιλαμβάνουν και το μονζονίτη της περιοχής Φακός. ΕΝΟΤΗΤΑ ΡΩΜΑΝΟΥ: Αποτελείται από πυροκλαστικές και ηφαιστειακές αποθέσεις, πάχους 160 m. Τα ηφαιστειοκλαστικά κροκαλοπαγή και λατυποπαγή μεγέθους λιθαριού, εμφανίζονται κοντά στη βάση και υπερκαλύπτονται από ιγνιμβριτικούς ορίζοντες παρενστρωμένους με τόφφους και στρώματα πυριτολίθων στα οποία αναγνωρίζονται φυτικά απολιθώματα. Οι πυριτόλιθοι κατά πάσα πιθανότητα σχετίζονται με θερμές πηγές. Τοπικά, δόμοι και πολύμεικτα λατυποπαγή είναι παρόντα.τα πετρώματα της ενότητας αυτής ποικίλουν από τραχυανδεσιτικής έως ρυολιθικής σύστασης και είναι τα πιο πλούσια σε κάλιο του νησιού και εμφανίζονται ως υαλώδεις τραχυανδεσιτικές λάβες και ως μπλοκ μέσα στα κροκαλοπαγή. Επίσης υπάρχει και η ΕΝΟΤΗΤΑ ΘΕΡΜΗΣ, που μοιάζει εν μέρει με την ενότητα Ρωμανού και περιέχει μάργες και τοφούς με απολιθώματα ηλικίας κατώτερου Μειόκαινου. Η ενότητα αυτή βρίσκεται σε επαφή με την ενότητα της Μύρινας. ΕΝΟΤΗΤΑ ΜΥΡΙΝΑΣ: Αποτελείται από δόμους και λατυποπαγή. Τα ηφαιστειακά πετρώματα της ενότητας είναι πορφυριτικά, κυρίως δακίτες με τραχυανδεσίτες. ΥΠΟΕΝΟΤΗΤΑ ΑΓΙΟΥ ΙΩΑΝΝΗ: Αποτελείται από υδροθερμικά εξαλλοιωμένα υποαβυσσικά πετρώματα, τα οποία είναι γεωχημικά ενδιάμεσα των πετρωμάτων την ενότητας Κατάλακκον και της ενότητας Μύρινας. 17

Εικόνα 8:Γεωλογικός χάρτης της Λήμνου από ΙΓΜΕ. Οι επαφές των λιθολογιών είναι από Innocenti et al.,1994 και οι πτυχές από τον Roussos,1993 Το ροδόγραμμα κάτω δεξιά είναι από παρατηρήσεις υπαίθρου και από φωτογραφίες γραμμώσεων. Ραδιοχρονολογήσεις καλίου-αργού από τους Innocenti et all (1994) και Fytikas et al. (1980,1984) έδειξαν ότι αυτά τα πετρώματα σχηματίστηκαν περίπου 18-21 εκατ. χρόνια πριν. Πιο ειδικά, το βορειότερο τμήμα της ενότητας Κατάλακκο έδωσε ηλικίες περίπου 20-21 εκατ. χρόνια, η ενότητα Μύρινας έδωσε ηλικίες 18-20 εκατ. χρόνια και η ενότητα Ρωμανού περίπου 22 εκατ. χρόνια. Η ηλικιακή ποικιλία της Λήμνου είναι ίδια με της Σαμοθράκης της Λέσβου (Pe-Piper and Piper,2002) και της κεντρικής δυτικής Ανατολίας (Dilek and Altunkay-nak, 2007). Η μαγματική δράση κατά το Ανώτερο-Μειόκαινο στην τάφρο του Β. Αιγαίου θεωρήθηκε είτε αποτέλεσμα της απολέπτυνσης του φλοιού της οπισθοχώρας (Fytikas et all,1984 Killias and Mountrakis,1998) είτε αποτέλεσμα της σύγκρουσης δύο ηπείρων ( Yilmaz,1990). 18

Επίσης στην περιοχή έχουν αναφερθεί Μειοκαινικά λιμναία ιζήματα όπως μάργες, κροκαλοπαγή και μαργόλιθοι, αλλά είναι πολύ περιορισμένης έκτασης στο νησί. Νεότερες Πλειό- Τεταρτογενείς επιφανειακές αποθέσεις συμπεριλαμβάνουν από πολύ ρηχής θάλασσας ασβεστόλιθους ως καλκαρενίτες καθώς και αλλουβιακές και παράκτιες αποθέσεις. Κεφάλαιο 4 ο : Πετρογραφία Στην ενότητα Κατάλακκο απαντώνται πετρώματα σύστασης τραχυανδεσιτικής ως δακιτικής,με φαινοκρυστάλλους και μίκρο-φαινοκρυστάλλους αστρίων και διάφορα ποσά ιδιόμορφων κλινοπυρόξενων, αμφίβολών και φλογοπίτη. Στην υποενότητα Φακός, ο χαλαζιακός μονζονίτης είναι μεσόκοκκο ολοκρυσταλλικό πέτρωμα με κύρια ορυκτά πλαγιόκλαστα, καλιούχους αστρίους και χαλαζία με μερικώς εξαλλοιωμένο κλινοπυρόξενο,καφέ-πράσινη αμφίβολο και φλογοπίτη. Ο τραχυανδεσίτης της ενότητας Ρωμανού έχει φαινοκρυστάλλους και μικροφαινοκρυστάλλους κλινοπυρόξενου, πλαγιοκλάστου και φλογοπίτη. Επίσης μπορεί και να υπάρχουν καλιούχοι άστριοι σε μια υαλοπιλιτική θεμελιώδη μάζα. 19

Εικόνα 9: φωτογραφίες από ηλεκτρονικό μικροσκόπιο όπου δείχνεται ζώνωση σε φαινοκρυστάλλους αστρίων(a,b) και κλινοπυρόξενων(c,d). Συγκεκριμένα οι εικόνες a,b είναι από την υποενότητα Άγιος Ιωάννης,ενώ η εικόνα c, από την ενότητα Ρωμανού και η d από την ενότητα Φακός (από Pe-Piper και Piper,2002). Στην ενότητα της Μύρινας ο δακίτης έχει φαινοκρυστάλλους πλαγιοκλάστου καλιούχου αστρίου και σπάνια φλογοπίτη -βιοτίτη. Η ζώνωση στα φαινοκρυσταλλικά ορυκτά είναι διάχυτη. Οι άστριοι δείχνουν ζώνωση χωρίς κάποιο συγκεκριμένο μοτίβο. Κάποιοι φαινοκρύσταλλοι πλαγιοκλάστων δείχνουν σχέσεις διάβρωσης και στοιχεία εμφάνισης ασυνεχειών. Φαινοκρύσταλλοι κλινοπυρόξενων εμφανίζουν ως και τρεις κύκλους ζώνωσης,όπου ο καθένας δείχνει μια διαδοχή από υψηλό Mg (και άρα υψηλό Cr) σε υψηλό Fe. Ακόμη μερικοί κρύσταλλοι αμφιβόλων εμφανίζουν επαναλαμβανόμενα μοτίβα ζώνωσης με διακοπτόμενες επιφάνειες διάβρωσης, αντίστοιχες με αυτές των κλινοπυρόξενων. 20

Εικόνα 10: Σύσταση: Α)αστρίων Β)αμφίβολων C)κλινοπυρόξενων από τα ηφαιστειακά πετρώματα της Λήμνου.Ab=αλβίτης An= ανορθίτης En ενσταντίτης Fs= φερροσιλήτης Or=ορθόκλαστο Wo=βολλαστονίτης (από Pe-Piper και Piper,2002). Οι φαινοκρύσταλλοι των πλαγιοκλάστων στην ενότητα Κατάλακκο είναι σχεδόν εξ ολοκλήρου ανδεσίνης,στην ενότητα Ρωμανού είναι ανδεσίνης με περιθώρια λαβραδορίτη. Κρύσταλλοι σανιδινού εμφανίζονται στην ενότητα Ρωμανού και στη Μύρινα. Οι μαρμαρυγές αντιπροσωπεύονται κυρίως από φλογοπίτη, με λιγότερο βιοτίτη σε νεότερα πετρώματα. Πολλά πετρώματα στην ενότητα Κατάλακκο είναι εξαλλοιωμένα. Εμφανίζουν υδροθερμικές ζώνες εξαλλοίωσης και ένα χαρακτηριστικό πράσινο χρώμα λόγω του χλωρίτη μαζί με ασβεστίτη και ένυδρα οξείδια σιδήρου. Επιπλέον και στη ενότητα Ρωμανού υπάρχουν ενδείξεις για υδροθερμική εξαλλοίωση, βέβαια δεν υπάρχουν πολλές τέτοιες ενδείξεις στα κροκαλοπαγή στα οποία έχουν γίνει δειγματοληψίες. 21

Σε πετρώματα με ισχυρή εξαλλοίωση εμφανίζονται μόνο κάποια απο τα παρακάτω γεωχημικά κριτήρια όπως μεγάλη απώλεια σε μαγματισμό (LOI>5%), ανώμαλα χαμηλή περιεκτικότητα σε CaO και τέλος περιεκτικότητα σε SiO2>78%. Σε νεότερα πετρώματα έχουμε έντονη εξαλλοίωση κλινοπυρόξενου και αμφιβόλου σε οξείδια και χλωρίτη, ενώ ο μαρμαρυγίας εμφανίζει μόνο περιθώρια από οξείδια σιδήρου, ενώ σε μερικά δείγματα έχει διατηρηθεί υαλώδης θεμελιώδης μάζα. Τέλος πετρώματα με LOI από 2.5%-5% εμφανίζουν μερικά διασπορά στα λιθόφιλα στοιχεία(lile), αλλά όχι συστηματική ποικιλία σε αλλά στοιχεία. Εικόνα 11: διαγράμματα κύριων ιχνοστοιχείων-sio2 (Pe-Piper et all,2002). 22

Κεφάλαιο 5ο : Μεθοδολογία Ο Anderson (1951) ήταν από τους πρώτους που προσπάθησε να συσχετίσει τη γεωμετρία των ρηγμάτων και την κινηματική τους με τις τάσεις που τα προκαλούν. Οι διάφορες μέθοδοι για να καθοριστούν τασικά πεδία βασίστηκαν σε κάποιες κύριες υποθέσεις: Χρειάζονται τουλάχιστον τέσσερα διαφορετικού προσανατολισμού ρήγματα στα οποία να έχουν αποτυπωθεί και οι γραμμώσεις ολίσθησης για να βρεθεί ο τανυστής της τάσης που προκάλεσε την δημιουργία των δειγμάτων αυτών. Η ολίσθηση κατά μήκος ενός ρήγματος θεωρείται ότι συμβαίνει κατά τη διεύθυνση που έχουμε τη μέγιστη καθαρή διάτμηση. Το τοπικό καθεστώς της τάσης είναι σχεδόν ομοιογενές και δεν επηρεάζεται από τις τοπικές διαφοροποιήσεις λόγω μηχανικής ανισοτροπίας ώστε να είναι ανιχνεύσιμο. Τα ρήγματα που έχουν μελετηθεί προϋπάρχουν της τάσης που τους εφαρμόστηκε. Δεν συμβαίνει καμία περιστροφή μπλοκ ούτε αλληλεπίδραση μεταξύ των ρηγμάτων. Συγκεκριμένα, στην περίπτωση ετερογενών δεδομένων ρηγμάτων ολίσθησης, το σημαντικό είναι να βρεθούν τα ρήγματα τα οποία έχουν συν-λειτουργήσει υπό το καθεστώς συνεχόμενων τάσεων. Μερικοί επιστήμονες (Hardcastle and Hills,1991; Nemcok and Lisle,1995; Fry,1999; San et al.,2003) προσπάθησαν να αντιμετωπίσουν το πρόβλημα αυτό μέσω διαδικασιών hard/soft division, χωρίς όμως επιτυχία αφού δεν λαμβάνονται υπόψη οι γεωλογικές παράμετροι. Έτσι, είναι δύσκολο να ερμηνευτούν οι τάσεις με τις συμβατικές μεθόδους(nemcok και Lisle,1995). Γι αυτό πιστεύεται ότι είναι απίθανο τα πολλαπλά μοτίβα ρηγμάτων καθώς και τα πολλαπλά σετ γραμμών ολίσθησης που έχουν αναπτυχθεί σε ηπειρωτικά μπλόκ και να προέρχονται από πολλαπλά καθεστώτα τάσεων και να μπορούν να διαχωριστούν με μεθόδους αναστροφής. Για να επιτευχθεί η ανάλυση παλαιοτασικών πεδίων ετερογενών δεδομένων ρηγμάτων ολίσθησης στη Λήμνο, χρησιμοποιήθηκε η κινηματική και η γεωμετρία ρηγμάτων λαμβάνοντας υπόψη τον συνολικό πληθυσμό των καταγεγραμμένων γραμμώσεων των επιπέδων των ρηγμάτων. 23

Σε κάθε θέση τα καταγεγραμμένα δεδομένα ρηγμάτων ολίσθησης περιλαμβάνουν: Ένα μόνο δεδομένο κατά μήκος ενός ρήγματος μέσης κλίμακας ή Μερικές μετρήσεις δεδομένων ρηγμάτων ολίσθησης ενός ρήγματος ή μιας ζώνης ρηγμάτων, που αντικαταστάθηκε από ένα δεδομένο ρήγματος ολίσθησης. Δεδομένα ρηγμάτων ολίσθησης διαφορετικά προσανατολισμένων ρηγμάτων. Ο πληθυσμός των ρηγμάτων διαχωρίστηκε και ταξινομήθηκε ανάλογα με τον προσανατολισμό τους (διεύθυνση-κλίση) σε ομάδες ρηγμάτων ή υποσέτ, όπως προτάθηκε από τους Tranos and Mountrakis (1991) με τη βοήθεια του λογισμικού Stereonett (Duyster,2000) ή του προγράμματος των Huang and Charlesworth (1989). Το τελευταίο διαχωρίζει ένα ετερογενές σετ προσανατολισμών επίπεδων και γραμμώσεων ολίσθησης σε συναφή ομογενή υποσέτ χρησιμοποιώντας μια απλούστερη επαναληπτική διαδικασία, η οποία όμως τροποποιήθηκε ώστε να τα διαχωρίζει σε περισσότερο από πέντε σετ. Ακόμη υπολογίζει τη μέση τιμή του κάθε υποσέτ. Ο χωρισμός γίνεται με βάση την απόκλιση του προσανατολισμού από το μέσο όρο. Για να γίνει αυτό, τα υποσέτ, ακόμη και τα λιγότερο σημαντικά, χρησιμοποιούμε προβολή πυκνότητας κατώτερου ημισφαιρίου και η μέση τιμή του καθενός υπολογίζεται με ακρίβεια. Στην περίπτωση μας χρησιμοποιούμε το StereoΝett ώστε να σχηματιστεί το διάγραμμά των πόλων του κατώτερου ημισφαιρίου, των επιπέδων των ρηγμάτων τα οποία φέρουν γραμμώσεις ολίσθησης και να διαχωριστούν τα υποσέτ που εμφανίζονται. Για τις επαναλήψεις χρησιμοποιούνται ως όρια μια αρχική γωνία 25 ο και μια τελική 15 ο, αφού τα σετ μεταξύ τους διαχωρίζονται περίπου στις 30 ο με 40 ο (Bridges,1990). Αλλιώς αν κάποιος θέλει να χρησιμοποιήσει μονό το StereoNett, η διαδικασία είναι πιο χρονοβόρα μιας και πρέπει να εξάγει από την περιοχή με τη μεγαλύτερη συγκέντρωση, τους πόλους των ρηγμάτων και να σχηματίσει ομάδες για να υπολογίσει τις μέσες τιμές με οριακή τιμή τις 15 ο. Αυτή η διαδικασία πρέπει να επαναληφθεί μέχρι την επόμενη μέγιστη συγκέντρωση πόλων και μόνο αν δεν υπερβαίνει περισσότερο από τέσσερα επίπεδα, τα οποία εκτίθενται σε διαφορετικές εμφανίσεις. Αυτός ο περιορισμός επιλέχθηκε, πρώτον για να διασφαλίσει τη χωρική ή γεωγραφική κατανομή των χρησιμοποιούμενων δεδομένων καθώς και για να αποφευχθεί ότι ανήκουν στο ίδιο ρήγμα και δεύτερον για να ικανοποιείται ο μικρότερος αριθμός ρηγμάτων αν κανείς θελήσει να χρησιμοποιήσει την τεχνική των αντίστροφων τάσεων. Σε κάθε περίπτωση καταλήγουμε σε μέσες τιμές ομάδων ρηγμάτων (MRFP), που να μην διαφέρουν μεταξύ τους παραπάνω από 5 ο σε διεύθυνση και κλίση. 24

Το επόμενο βήμα είναι να ενσωματωθούν επιπλέον τα πιο απομονωμένα ρήγματα γύρω απ τις τιμές MRFP με αποκλίσεις ως 25 ο. Έπειτα κατηγοριοποιούνται οι γραμμώσεις των ρηγμάτων που ανήκουν στη συνήθη ομάδα ρηγμάτων. Για να γίνει αυτό, οι γραμμώσεις των ρηγμάτων τής κάθε ομάδας ρηγμάτων πρέπει να έχουν προβληθεί πάνω στο αντίστοιχο MRFP και μετα να έχουν διαχωριστεί σύμφωνα με το pitch, αφού έχουν ληφθεί υπόψη τα εξής : Η σχετική φορά της μετακίνησης, Η χρονολογική τους σειρά, Η κατάσταση που υιοθετήθηκε από τις τεχνικές ανάστροφης της τάσης. Σαν αποτέλεσμα, κάθε ομάδα γραμμών ολίσθησης αντικαθίσταται από έναν αντιπροσωπευτικό μέσο όρο γραμμώσεων ρηγμάτων (MRFL), που προβάλλονται πάνω σε MRFP. Όμως υπάρχουν περιπτώσεις που οι κοντινές αντιπροσωπευτικές μέσες τιμές κατά μήκος του ιδίου επίπεδο ρήγματος χαρακτηρίζονται από παρόμοια αίσθηση της κίνησης και με διαφορά μικρότερη των 20 ο και εντάσσονται σε ένα MRFL, παίρνοντας υπόψη το ενδεχόμενο πολλά ρήγματα να καταλήγουν σε μεγάλες αποκλίσεις(ως και 40 ο )ανάμεσα στην καθαρή διεύθυνση και στην κατεύθυνση ολίσθησης (Pollard et al.,1993). 25

Πίνακας1: Mέσοι όροι αντιπροσωπευτικών επιπέδων ρηγμάτων (MRFP)και μέσες αντιπροσωπευτικές γραμμώσεις (MRFL) των δεκατριών ομάδων ρηγμάτων της Λήμνου(Markos Tranos,2009). 26

Εικόνα 12: Στερεογραφική προβολή των διαφορετικών ομάδων ρηγμάτων και των αντίστοιχων ζευγών MRFP-MRFL που αναγνωρίστηκαν στο νησί της Λήμνου (Markos Tranos,2009). 27

Όλη η παραπάνω διαδικασία βασίστηκε στα εξής συμπεράσματα: 1. Η κινηματική των ρηγμάτων είναι ανεξάρτητη από την κλίμακα τους ή αμετάβλητη (King,1983; Turcotte,1986; Barton et al.,1988; Angellier,1994, Teyssier et al.,1995;tranos,1998; Ten Veen and Kleinspehn,2002). 2. Η κινηματική των ρηγμάτων είναι ανεξάρτητη απ την λιθολογία ή αμετάβλητη. Η εγκυρότητα αυτής την υπόθεσης αποδείχτηκε από τον Byerlee ( 1978) ο οποίος έδειξε πειραματικά ότι ο τύπος του πετρώματος σε σχέση με το βάθος στο οποίο βρίσκεται, έχει μικρή ή καθόλου επιρροή στην τριβή και άρα καθόλου επιρροή στην ολίσθηση των ρηγμάτων. 3. Κάθε MRFL αντιπροσωπεύει μια ενεργοποίηση υπό συγκεκριμένο καθεστώς τάσεων (Tranos and Mountrakis,1991; Duebendorferand Simpson,1994). 4. Κατά την παραμόρφωση τα ρήγματα δεν αλλάζουν προσανατολισμό. Τέλος, τα μέσης κλίμακας ρήγματα θεωρούνται : 80 ο <r<90 ο ρήγματα ολίσθησης κατά την κλίση 60 ο <r<80 ο πλαγιοκανονικά ρήγματα ολίσθησης κατά την κλίση 30 ο <r<60 ο πλαγιοκανονικά ρήγματα 10 ο <r<30 ο πλαγιοκανονικά ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης 0o <r<10 ο οριζόντιας μετατόπισης 28

Κεφάλαιο 6 Ο : Συλλογή & Επεξεργασία Δεδομένων Υπαίθρου Στη νήσο Λήμνο, έπειτα από υπαίθρια μέλετη, επετεύχθει η συλλογή μιας σειράς δεδομένων που αφορούν στοιχεία προσανατολισμού των εκεί παρατηρούμενων ρηγμάτων. Στον παρακάτω χάρτη παρατηρούμε να σημειώνονται κάποιες θέσεις (038 ως 0325). Οι θέσεις αυτές αποτελούν θέσεις διαφόρων μετρήσεων. Εικόνα 13: Χάρτης της νήσου Λήμνου από το Google Earth Οι μετρήσεις αυτές αφού ομαδοποιήθηκαν ανάλογα το σχηματισμό και το είδος (επίπεδο ρήγματος-γράμμωση ολίσθησης) υπέστησαν επεξεργασία μέσω του λογισμικού TECTONICSFP. Το λογισμικό αυτό χρησιμοποιείται για κάθε είδους επεξεργασίας, ανάλυσης και προβολής κινηματικών δεδομένων ρηγμάτων. Τα δεδομένα μπορούν να παρασταθούν γραφικά σε δίκτυα ίσων επιφανειών, κατώτερου ημισφαιρίου με δύο διαφορετικούς τρόπους. Ο πρώτος τρόπος είναι μέσω της προβολής Angelier (Angelier,1979) όπου τα επίπεδα των ρηγμάτων παρουσιάζονται ως μεγάλοι κύκλοι και ένα βέλος δείχνει τη διεύθυνση της σχετικής ολίσθησης του τεμάχους της οροφής. Ο δεύτερος τρόπος είναι με την 29

προβολή (Hoeppener, 1955). Σε αυτού του είδους την προβολή εμφανίζονται οι πόλοι των ρηγμάτων ως βέλη εφαπτόμενα στον κοινό μεγάλο κύκλο του επιπέδου του ρήγματος και της γράμμωσης. Το κάθε βέλος δείχνει τη διεύθυνση βύθισης του του τεμάχους της. ΛΟΓΙΣΜΙΚΟ ΤECTONICSFP Περιβάλλον εργασίας του χρησιμοποιούμενου λογισμικού File New Datafile Fault plane file OK 30

Ανοίγει το παράθυρο διαλόγου Edit datasets-[name.fpl] Εισάγουμε τα δεδομένα που έχουμε συλλέξει από παρατηρήσεις υπαίθρου στα πεδία DipDir, Dip,Azimuth,Plunge Στo πεδίo Sense πληκτρολογούμε: i. το ψηφίο <μήδεν> εάν δεν γνωρίζουμε με τι τρόπο έχει κινηθεί το τέμαχος της οροφής, ii. το ψηφίο <ένα> εάν το τέμαχος της οροφής έχει κινηθεί προς τα πάνω, iii. το ψηφίο <δύο> εάν το τέμαχος της οροφής έχει κινηθεί προς τα κάτω, iv. το ψηφίο <τρία> εάν το ρήγμα είναι δεξιόστροφο, και τέλος v. το ψηφίο <τέσσερα> εάν το ρήγμα είναι αριστερόστροφο. Στο πεδίο Quality i. Το ψηφίο <μηδέν> εάν δεν γνωρίζουμε την ποιότητα των δεδομένων 31

ii. Το ψηφίο <ένα> εάν η ποιότητα των δεδομένων είναι εξαιρετική iii. Το ψηφίο <δύο> εάν η ποιότητα των δεδοένων είναι καλή και iv. Το ψηφίο <τρία> εάν η ποιότητα των δεδομένων είναι κακή. Παράδειγμα: Επίπεδο ρήγματος Γράμμωση ολίσθησης 018 ο /75 ο 082 ο /60 ο Το ρήγμα είναι κανονικό, άρα sense=2 και η ποιότητα των μετρήσεων εξαιρετική, άρα Quality=1 Αφού πληκτρολογήσουμε με τον ίδιο τρόπο όλες τις μετρήσεις που έχουμε πατάμε FILE Correct data αποθηκεύουμε το αρχείο με κατάληξη.cor 32

Μπορώ να κλικάρω Draw και επιλέξω την προβολή Angelier ή την προβολή Hoeppener (εξαρτάται από το ποιά από τις δύο μας είναι πιο εύχρηστη) Τέλος, με την εντολή Calculate, μπορούμε να βρούμε ο,τιδήποτε άλλο χρειαστεί όπως τη διεύθυνση των σ1 σ2 σ3,τους άξονες P-T κ.α. Για να επεξεργαστούμε τα δεδομένα με μεγαλύτερη ευκολία, τα χωρίσαμε σε τρεις περιοχές. 1. Στην περιοχή που περιλαμβάνει τα χωριά Ρεπανίδι-Ρωμανό- Καμίνια: Εκεί ελήφθησαν κάποιες μετρήσεις από ζεύγη επιπέδων ρηγμάτων-γραμμώσεων ολίσθησης, σε λατυποπαγείς λάβες(πίνακας 2). 33

Εικόνα 14: Χαρτης του Google Earth, όπου φαίνεται η περιοχή που περιλαμβάνει τα χωριά Ρεπανίδι, Ρωμανό και Καμίνια. ΕΠΙΠΕΔΑ ΡΗΓΜΑΤΩΝ ΓΡΑΜΜΩΣΗ ΟΛΙΣΘΗΣΗΣ 117/87 23/40 125/85 38/39 195/72 264/44 336/75 270/34 230/85 145/16 50/72 150/5 135/87 220/20 Πίνακας 2: Μετρήσεις σε λατυποπαγείς λάβες. 34

Εικόνα 15: Λατυποπαγείς λάβες προβολή Angelier. 35

Εικόνα 16: Λατυποπαγείς λάβες Μέθοδος ορθών δίεδρων γωνιών 36

Εικόνα 17: Λατυποπαγείς λάβες - Ρ και Τ άξονες. Τα στοιχεία προσανατολισμού των ρηγμάτων στις λατυποπαγείς λάβες προβλήθηκαν στο παραπάνω στερεοδιάγραμμα (εικόνα 15) με τη χρήση της προβολής Αngelier (ή μέθοδο των μεγάλων κύκλων). Με τη μέθοδο αυτή μπορούμε να διακρίνουμε,τόσο τους μεγάλους κύκλους(δηλαδή τα στοιχεία προσανατολισμού των ρηγμάτων) όσο και τις γραμμώσεις ολίσθησης. Στην εικόνα 16 μπορούμε εύκολα να παρατηρήσουμε τα στοιχεία προσανατολισμού καθώς και τις γραμμώσεις ολίσθησης με τη μέθοδο των ορθών δίεδρων γωνιών. Σύμφωνα με τη μέθοδο αυτή, υπάρχουν δυο αντιδιαμετρικά τεταρτημόρια στα οποία συντελείται συμπίεση και δύο που συντελείται εφελκυσμός. Έτσι όλες οι πιθανές σφαιρικές προβολές του άξονα σ3 θα βρίσκονται στα τεταρτημόρια εφελκυσμού και του σ1 θα βρίσκονται στα 37

τεταρτημόρια συμπίεσης. Όπως προκύπτει από το παραπάνω στερεοδιάγραμμα οι κύριοι άξονες της τάσης έχουν τα εξής στοιχεία προσανατολισμού: σ1 337 ο /37 ο και σ3 078 ο /15 ο Τέλος στην εικόνα 17 τα δεδομένα προβλήθηκαν με τη μέθοδο τών P-T αξόνων. Βασική αρχή της μεθόδου αναφέρει οτι οι άξονες εφελκυσμού (Τ) και συμπίεσης (Ρ) σε ένα ρήγμα διατάσσονται σε νοητό επίπεδο που ορίζεται από τον πόλο του ρήγματος και την διεύθυνση ολίσθησης. Το νοητό επίπεδο που περιέχει τους άξονες Τ και Ρ αναφέρεται ώς επίπεδο κίνησης. Όπως προκύπτει και απο το παραπάνω στερεοδιάγραμμα τα στοιχειά προσανατολισμου του κάθε αξονα έχουν ως εξής.: αξονας Ρ 309 ο /32 ο και άξονας Τ 090 ο /02 ο. 2. Σε μια περιοχή που ορίζεται από την εκκλησία Άγιος Γεώργιος έως και τον δρόμο που οδηγεί στο στρατόπεδο της Αεροπορίας (θέσεις 038-039-0310) (πίνακας 3). Εικόνα 18: Χάρτης από Google Earth, όπου φαίνεται η προαναφερθείσα περιοχή. Οι μετρήσεις ελήφθησαν γύρω από τα σημεία 038-039-0310. ΕΠΙΠΕΔΑ ΓΡΑΜΜΩΣΗ ΟΛΙΣΘΗΣΗΣ 18/75 82/60 102/77 20/15 250/80 318/60 285/80 14/14 287/74 195/27 26/45 93/20 180/70 195/55 187/85 272/82 01/59 70/44 Πίνακας 3: Μετρήσεις σε κανονικά ρήγματα στο φλύσχη. 38

Εικόνα 19: Φλύσχης(κανονικά ρήγματα) προβολή Angelier. 39

Εικόνα 20: Φλύσχης(κανονικά ρήγματα) Μέθοδος ορθών δίεδρων γωνιών 40

Εικόνα 21: Φλύσχης(κανονικά ρήγματα) Ρ και Τ άξονες. Τα στοιχεία προσανατολισμού Στο παραπάνω στερεοδιάγραμμα προβάλλονταιμε τη μέθοδο των μεγάλων κύκλων στοιχεία προσανατολισμού κανονικών ρηγμάτων στο φλύσχη καθώς και οι γραμμώσεις ολίσθησης. Με την βοήθεια της μεθόδου των ορθών δίεδρων γωνιών(εικόνα 20) μπορούμε να αναγνωρίσουμε τα τεταρτημόρια όπου συντελείται συμπίεση ( δηλαδή τον σ1 άξονα, ο οποίος αναπαρίσταται με ένα μικρό κόκκινο κύκλο) και τα τεταρτημόρια που συντελείται εφελκυσμός (δηλαδή τον σ3 άξονα, ο οποίος αναπαρίσταται με ένα μικρό μπλέ τετραγωνο). Τα ακριβή στοιχεία προσανατολισμού είναι για τον άξονα σ1 100 ο /69 ο και για τον άξονα σ3 235 ο /15 ο. 41

Τέλος με τη μέθοδο των αξόνων Ρ-Τ(εικόνα 21), μπορούμε να βρούμε τα στοιχεία προσανατολισμού των αξόνων Ρ-Τ, τα οποία όπως φαίνεται και από το στερεοδιάγραμμα είναι 359 ο /27 ο για τον Ρ άξονα, ένω για τον Τ άξονα είναι 234 ο /10 ο. 3. Τέλος, σε μια περιοχή κοντά στο χωριό «Μούδρος», στη θέση «Φαναράκι»(περίπου 50 μέτρα από τη θάλασσα). Στη θέση αυτή συλλέχθηκαν δεδομένα στο φλύσχη από ανάστροφα ρήγματα(πίνακας 4). Εικόνα 22: Χάρτης από Google Earth, όπου δείχνεται το χωριό Μουδρος. ΕΠΙΠΕΔΑ ΓΡΑΜΜΩΣΗ ΟΛΙΣΘΗΣΗΣ 235/85 60/15 180/59 95/45 47/85 80/63 125/87 206/56 95/80 116/66 95/67 58/34 80/83 165/4 177/74 190/55 47/75 80/60 28/82 356/80 314/75 295/73 156/68 83/40 95/73 129/70 Πίνακας 4:Μετρήσεις σε ανάστροφα ρήγματα στο φλύσχη. 42

Εικόνα 23:Φλύσχης(ανάστροφα ρήγματα) προβολή Angelier. 43

Εικόνα 24 :Φλύσχης(ανάστροφα ρήγματα) μέθοδος ορθών δίεδρων γωνιών. 44

Εικόνα 25:Φλύσχης(ανάστροφα ρήγματα) μέθοδος Ρ και Τ αξόνων. Στο στερεοδιάγραμμα της εικόνας 23, προβάλλονται- με τη μέθοδο των μεγάλων κύκλων στοιχεία προσανατολισμού ανάστροφων ρηγμάτων στο φλύσχη καθώς και οι γραμμώσεις ολίσθησης. Με την βοήθεια της μεθόδου των ορθών δίεδρων γωνιών(εικόνα 24) μπορούμε να αναγνωρίσουμε τα τεταρτημόρια όπου συντελείται συμπίεση ( δηλαδή τον σ1 άξονα, ο οποίος αναπαρίσταται με ένα μικρό κόκκινο κύκλο) και τα τεταρτημόρια που συντελείται εφελκυσμός (δηλαδή τον σ3 άξονα, ο οποίος αναπαρίσταται με ένα μικρό μπλε τρίγωνο). Τα ακριβή στοιχεία προσανατολισμού είναι για τον άξονα σ1 113 ο /17 ο και για τον άξονα σ3 243 ο /65 ο. Με τη μέθοδο των αξόνων Ρ-Τ(εικόνα 25 ), μπορούμε να βρούμε τα στοιχεία προσανατολισμού των αξόνων Ρ-Τ, τα οποία όπως φαίνεται και από το παραπάνω 45

στερεοδιάγραμμα είναι 107 ο /51 ο για τον Ρ άξονα, ενώ για τον Τ άξονα είναι 247 ο /46 ο. Εικόνα 26: Χάρτης της Λήμνου από το Google Earth, όπου φαίνονται και τα στερεοδιαγράμματα στις περιοχές όπου έχουν συλλεχθεί και επεξεργαστεί κάποια δεδομένα. 46

Το μεγαλύτερο μέρος του νησιού της Λήμνου αποτελείται από μολασσικού τύπου ιζήματα, τα οποία είναι ηλικίας Ηώκαινου Ολιγόκαινου. Τα ιζήματα αυτά έχουν αποτεθεί σε μια λεκάνη διεύθυνσης ΒΑ-ΝΔ. Μετά από επεξεργασία των στοιχείων προσανατολισμού καθώς και των γραμμώσεων ολίσθησης, προέκυψε ότι υπάρχει μια ομάδα ανάστροφων ρηγμάτων, των οποίων ο άξονας της τάσης που προκαλεί εφελκυσμό(σ3) καθώς και μια ομάδα κανονικών ρηγμάτων που ο άξονας ο οποίος προκαλεί συμπίεση (σ1) έχει διεύθυνση όμοια με αυτήν της λεκάνης όπου γίνεται η απόθεση των μολασσικών ιζημάτων. Έπειτα, κατά το Μειόκαινο πάνω στην ακολουθία των μολασσικών ιζημάτων εμφανίζονται ηφαιστειακά πετρώματα με κανονικά ρήγματα των οποίων η δύναμη η οποία προκαλεί συμπίεση(σ1) έχει και αυτή διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ. Άρα οι κυρίαρχες τάσεις οι οποίες έδρασαν σε κάθε τεκτονικό συμβάν είναι σχεδόν παράλληλες με τη διεύθυνση της λεκάνης απόθεσης. 47

Κεφάλαιο 7 ο : ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ Armijo, R., Meyer, B., Hubert, A., Barka, A., 1999. Westward propagation of the North Anatolian fault into the northern Aegean: timing and kinematics. Geology 27 (3),267 270. Βarka, A.A., 1992. The North Anatolian fault zone. Annales Tectonicae 6, 164 195. Davis, E., 1960. The volcanogenic rocks of the Lemnos Island. Annales Gιologiques des Pays Hellιniques 11, 1 82. Dinter, D.A., 1998, Late Cenozoic extension of the Alpine collisional orogen, northeastern Greece: Origin of the north Aegean basin: Geological Society of America Bulletin, v. 110, p. 1208 1230, doi: 10.1130/0016-76 06(1998)110<1208:LCEOTA>2.3.CO;2. Fytikas, M., Innocenti, F., Manetti, P., Mazzuoli, R., Peccerillo,A., and Villari, L., 1984, Tertiary to Quaternaryevolution of volcanism in the Aegean region, in Dixon, J.E., and Robertson, A.H.F., eds., The geological evolution of the eastern Mediterranean: Geological Society of London Special Publication17, p. 687 699.] Koukouvelas, I.K., Aydin, A., 2002. Fault structure and related basins of the North Aegean Sea and its surroundings. Tectonics 21 (5). doi:10.1029/2001 TC901037. Mountrakis, D.M., Tranos, M.D., 2004. The Kavala Xanthi Komotini fault (KXKF): acomplicated active fault zone in Eastern Macedonia Thrace (Northern Greece). In: Chatzipetros, A.A., Pavlides, S.B. (Eds.), 5th Ιnternational Symposium on Eastern Meditteranean Geology, Thessaloniki, Greece, vol. 2, pp. 857 860. Mountrakis, D., Tranos, M., Papazachos, C., Thomaidou, E., Karagianni, E., Vamvakaris, D., 2006. New neotectonic and seismological data about the main active faults and stress regime of Northern Greece. In: Robertson, A.H.F., Mountrakis, D. (Eds.), Tectonic development of the eastern Mediterranean region. Journal of Geological Society, London, Special Publications, vol. 260, pp. 649 670. 48

Papp, A., 1945. Uber Durchbruche von Ergubgesteinen imn Flysch der Insel Lemnos(Agais). Annales Gιologiques des Pays Hellιniques 1, 139 142. Papp, A., 1953. Erlauterungen zur Geologie der Insel Lemnos. Annales Gιologiques des Pays Hellιniques 5, 1 25. Pavlides, S.B., Tranos, M.D., 1991. Structural characteristics of two strong earthquakes in the North Aegean: Ierissos (1932) and Agios Efstratios (1968). Journal of Structural Geology 13, 205 214. Pavlides, S.,Mountrakis, D., Kilias, A., Tranos, M.,1990. The role of strike-slip movements in the extensional area of the northern Aegean (Greece). In: Boccaletti, M., Nur, A. (Eds.), Active and Recent Strike-slip Tectonics. Annales Tectonicae, vol. 4, pp. 196 211. Papazachos, C.B., Kiratzi, A.A., 1996. A detailed study of the active crustal deformation in the Aegean and surrounding area. Tectonophysics 253, 129 153. Pe-Piper G., David J.W. Piper, Ioannis Koukouvelas, Lila M. Dolansky and Sotiris Kokkalas Postorogenic shoshonitic rocks and their origin by melting underplated basalts: The Miocene of Limnos, Greece Geological Society of America Bulletin 2009;121;39-54 doi: 10.1130/B26317.1 Pe-Piper, G., 1984, Zoned pyroxenes from shoshonite lavas of Lesbos, Greece: Inferences concerning shoshonite petrogenesis: Journal of Petrology, v. 25, p. 453 472. Pe-Piper, G., and Piper, D.J.W., 1991, Early Mesozoic oceanic subductionrelated volcanic rocks, Pindos Basin, Greece: Tectonophysics, v. 192, p. 273 292, doi: 10.1016/0040-1951(91)90104-Z. Pe-Piper, G., and Piper, D.J.W., 1992, Geochemical variation in time in the Cenozoic high-k volcanic rocks of the island of Lesbos, Greece: Signifi cance for shoshonite petrogenesis: Journal of Volcanology and Geothermal Research, v. 53, p. 371 387, doi: 10.1016/0377-0273(92)90092-R. Pe-Piper, G., and Piper, D.J.W., 2007, Neogene back-arc volcanism of the Aegean: New insights into the relationship between magmatism and tectonics, in Beccaluva, L., et al., eds., Cenozoic volcanism in the 49

Mediterranean area: Geological Society of America SpecialPaper 418, p. 17 31. Piper, D.J.W., 2006, Sedimentology and tectonic setting of the Pindos fl ysch of the Peloponnese, in Robertson A.H.F., and Mountrakis, D., eds., Tectonic development of the eastern Mediterranean region: Geological Society of London Special Publication 260, p. 493 505. Roussos, N., 1993. Geological map of Greece, Lemnos Island sheet. Institute of Geology and Mineral Exploration of Greece, scale 1:50.000. Roussos, N., Lyssimachou, T., 1991. Structure of the Central North Aegean Trough: an active strike-slip deformation zone. Basin Research 3, 39 48. Tranos M. 2009. Faulting of Lemnos Island; a mirror of faulting of the North Aegean Trough (Northern Greece). Tectonophysics. Yilmaz, Y., Genη, S.C., Karacik, Z., Altankaynak, S., 2001. Two contrasting magmatic associations of NWAnatolia and their tectonic significance. Journal of Geodynamics 31, 243 271. Δούτσος Θεόδωρος, Καθηγητής Τεκτονικής Γεωλογίας Πανεπιστημίου Πατρών, Γεωλογία: Αρχές και Εφαρμογές. Κοκκάλας Σωτήριος, Γεωδυναμική. Κουκουβέλας Ιωάννης, Τεκτονική Γεωλογία. Ξυπολιάς Παρασκευάς, Αζιμουθιακές Προβολές Στην Τεκτονική Γεωλογία. http://www.google.gr/imgres?um=1&hl=el&biw=1366&bih=667&tbm=isch&t bnid=cfds_40rxrbumm:&imgrefurl=http://www.geo.auth.gr/courses/ggg/ggg 871y/ch5.htm&docid=GMydFMzSP7R3vM&imgurl=http://www.geo.auth.gr/c ourses/ggg/ggg871y/ch5/sxima_45.jpg&w=1045&h=820&ei=xf9- ULiIE6yO4gTo14HwDg&zoom=1&iact=rc&dur=390&sig=11216966769827579 5897&page=1&tbnh=142&tbnw=181&start=0&ndsp=19&ved=1t:429,r:17,s:0,i :115&tx=155&ty=76 http://www.google.gr/imgres?um=1&hl=el&biw=1366&bih=667&tbm=isch&t bnid=9u8fpqxqwyatvm:&imgrefurl=http://www.geo.auth.gr/courses/ggg/g gg871y/ch3.htm&docid=ltjp3tuyciju_m&imgurl=http://www.geo.auth.gr/co urses/ggg/ggg871y/ch3/sxima_17.jpg&w=851&h=915&ei=tqf_upziaq714qt euyhwag&zoom=1&iact=hc&vpx=178&vpy=176&dur=1669&hovh=233&hovw =216&tx=178&ty=112&sig=112169667698275795897&page=1&tbnh=141&tb nw=131&start=0&ndsp=20&ved=1t:429,r:0,s:0,i:64 50