<<home

GO TO INDEX OF FIGURES

ΜΕΡΟΣ Δ

ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ - ΝΕΟΤΕΚΤΟΝΙΚΗ

1. ΓΕΝΙΚΑ 177

2. ΟΙ ΝΕΟΤΕΚΤΟΝΙΚΕΣ ΜΑΚΡΟΔΟΜΕΣ 178

3. ΡΗΞΙΓΕΝΕΙΣ ΖΩΝΕΣ - ΡΗΓΜΑΤΑ 185

3.1. Γενικα 185

3.2. Ρηξιγενεισ ζωνεσ 186

3.2.1. Βόρεια ρηξιγενής ζώνη Λάπιθα 186

3.2.2. Νότια ρηξιγενής ζώνη Λάπιθα 187

3.2.3. Ρηξιγενής ζώνη Μίνθης 190

3.2.4. Ρηξιγενής ζώνη Λέπρεου - Νέας Φιγάλειας 190

3.2.5. Ρηξιγενής ζώνη Νέδα 193

3.2.6. Ρηξιγενής ζώνη Mέλπειας 196

3.2.7. Ρηξιγενής ζώνη Κυπαρισσίας - Αετού 197

3.2.8. Ρηξιγενής ζώνη Λύκαιου 197

3.3. Ρηγματα 200

3.3.1. Γενικά 200

3.3.2. Ρήγματα τεκτονικού κέρατος Λάπιθα 200

3.3.3. Ρήγματα τεκτονικού βυθίσματος Ζαχάρως 201

3.3.4. Ρήγματα τεκτονικού κέρατος Μίνθης 210

3.3.5. Ρήγματα τεκτονικού βυθίσματος Νέδα 214

3.3.6. Ρήγματα τεκτονικού κέρατος Τετράζιου 217

3.3.7. Ρήγματα τεκτονικού βυθίσματος Κυπαρισσίας - Καλού Νερού 220

4. ΝΕΟΤΕΚΤΟΝΙΚΕΣ ΠΤΥΧΕΣ 221

4.1. Γενικα 221

4.2. Οι πτυχες στο τεκτονικο βυθισμα ζαχαρως 223

4.2.1. Γεωμετρία των πτυχών 228

4.2.2. Ταξινόμηση των πτυχών βάσει της γωνίας των σκελών 229

4.2.3. Ταξινόμηση των νεοτεκτονικών πτυχών βάσει της κλίσης του αξονικού επιπέδου και της βύθισης του άξονα 232

4.3. Οι πτυχεσ στο τεκτονικο βυθισμα Νεδα 235

4.4. Οι πτυχεσ στο τεκτονικο βυθισμα Καλου Νερου - Κυπαρισσιας 236

4.5. Συγκριτικεσ παρατηρησεισ στισ νεοτεκτονικεσ πτυχεσ των βυθισματων 238

5. ΠΑΡΑΜΟΡΦΩΣΗ ΤΟΥ ΑΛΠΙΚΟΥ ΤΕΚΤΟΝΙΚΟΥ ΙΣΤΟΥ ΚΑΤΑ ΤΗ ΝΕΟΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΠΕΡΙΟΔΟ (Τεκτονικοσ χαρτησ) 238

5.1. Γενικα 238

5.2. Τεκτονικο κερασ Λαπιθα 239

5.3. Τεκτονικο κερασ Μινθησ 241

5.4. Τεκτονικο κερασ Τετραζιου 242

5.5. Τεκτονικο κερασ Λυκαιου 243

5.6. Συνθετη μορφοτεκτονικη δομη ορεων Κυπαρισσιασ 243

5.7. Σχολια - παρατηρησεισ 246

6. ΣΥΖΗΤΗΣΗ - ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ ΓΙΑ ΤΗ ΝΕΟΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΠΑΡΑΜΟΡΦΩΣΗ 248

INDEX OF FIGURES

Fig. 4. 1. 178

Fig. 4. 2. 179

Fig. 4. 3. 181

Fig. 4. 4. 182

Fig. 4. 5. 184

Fig. 4. 6. 186

Fig. 4. 7. 188

Fig. 4. 8. 189

Fig. 4. 9. 191

Fig. 4. 10. 191

Fig. 4. 11. 192

Fig. 4. 12. 193

Fig. 4. 13. 194

Fig. 4. 14. 195

Fig. 4. 15. 196

Fig. 4. 16. 198

Fig. 4. 17. 199

Fig. 4. 18. 199

Fig. 4. 19. 201

Fig. 4. 20. 202

Fig. 4. 21. 203

Fig. 4. 22. 204

Fig. 4. 23. 205

Fig. 4. 24. 206

Fig. 4. 25. 207

Fig. 4. 26. 207

Fig. 4. 27. 209

Fig. 4. 28. 209

Fig. 4. 29. 210

Fig. 4. 30. 211

Fig. 4. 31. 212

Fig. 4. 32. 212

Fig. 4. 33. 212

Fig. 4. 34. 213

Fig. 4. 35. 213

Fig. 4. 36. 214

Fig. 4. 37. 214

Fig. 4. 38. 214

Fig. 4. 39. 214

Fig. 4. 40. 215

Fig. 4. 41. 215

Fig. 4. 42. 216

Fig. 4. 43. 217

Fig. 4. 44. 218

Fig. 4. 45. 218

Fig. 4. 46. 219

Fig. 4. 47. 219

Fig. 4. 48. 219

Fig. 4. 49. 219

Fig. 4. 50. 220

Fig. 4. 51. 222

Fig. 4. 52. 224

Fig. 4. 53. 225

Fig. 4. 54. 225

Fig. 4. 55. 226

Fig. 4. 56. 226

Fig. 4. 57. 227

Fig. 4. 58. 227

Fig. 4. 59. 228

Fig. 4. 60. 230

Fig. 4. 61. 230

Fig. 4. 62. 231

Fig. 4. 63. 231

Fig. 4. 64. 233

Fig. 4. 65. 236

Fig. 4. 66. 237

Fig. 4. 67. 237

Fig. 4. 68. 237

Fig. 4. 69. 240

Fig. 4. 70. 240

Fig. 4. 71. 240

Fig. 4. 72. 240

Fig. 4. 73. 241

Fig. 4. 74. 241

Fig. 4. 75. 242

Fig. 4. 76. 242

Fig. 4. 77. 243

Fig. 4. 78. 243

Fig. 4. 79. 244

Fig. 4. 80. 244

Fig. 4. 81. 244

Fig. 4. 82. 244

Fig. 4. 83. 245

Fig. 4. 84. 245

Fig. 4. 85. 245

Fig. 4. 86. 245

Fig. 4. 87. 246

Fig. 4. 88. 246

Fig. 4. 89. 246

Fig. 4. 90. 246

Fig. 4. 91. 247

Fig. 4. 92. 248

Fig. 4. 93. 249

ΜΕΡΟΣ Δ

ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ - ΝΕΟΤΕΚΤΟΝΙΚΗ

1. ΓΕΝΙΚΑ

Στο κεφάλαιο αυτό γίνεται τεκτονική ανάλυση της παραμόρφωσης της περιοχής μελέτης, η οποία βρίσκεται σε άμεση σχέση με την παραμόρφωση της ευρύτερης περιοχής, που είναι πολύ σύνθετη και μπορεί να διακριθεί σε δύο μεγάλες φάσεις, την αλπική και τη μεταλπική ή νεοτεκτονική.

Η μελέτη της παραμόρφωσης κατά τον αλπικό κύκλο, αυτή καθαυτή δεν ενδιαφέρει άμεσα, ενδιαφέρει όμως η παραμόρφωση των τεκτονικών δομών του αλπικού κύκλου κατά την νεοτεκτονική περίοδο. Ο λόγος για τον οποίο θα γίνει αναφορά και στις αλπικές τεκτονικές δομές παράλληλα με τις νεοτεκτονικές σε αρκετές περιπτώσεις, είναι γιατί η παράλληλη μελέτη τους συμβάλλει πολύ στη διαλεύκανση της νεοτεκτονικής παραμόρφωσης και ιδιαίτερα της κινηματικής και της δυναμικής, αφού σαν δομές που προϋπάρχουν της νεοτεκτονικής περιόδου έχουν υποστεί και αυτές τη νεοτεκτονική παραμόρφωση.

Κατά την αλπική φάση είχαμε εφαπτομενικό τεκτονισμό, δημιουργήθηκαν δε κατά κύριο λόγο οι πτυχές, οι εφιππεύσεις, τα καλύμματα με γενική διεύθυνση αξόνων και λεπών N-S έως NNW-SSE, καθώς επίσης και ορισμένα ρήγματα. Τα ρήγματα αυτά παρατηρούνται κυρίως μέσα στις αλπικές γεωτεκτονικές ενότητες της Τρίπολης και της Πίνδου και δεν κόβουν μεταλπικές αποθέσεις. Η παραμόρφωση αυτή έλαβε χώρα κύρια κατά την περίοδο Ηώκαινο - Κατώτερο Μειόκαινο.

Η νεοτεκτονική περίοδος, κινηματικά χαρακτηρίζεται από κατακόρυφες κινήσεις, είναι δε η περίοδος κατά την οποία δημιουργούνται τα τεκτονικά κέρατα και βυθίσματα τα οποία συνήθως οριοθετούνται μεταξύ τους με ρηξιγενείς ζώνες. Επίσης δημιουργούνται καινούργια ρήγματα τόσο μέσα στους μεταλπικούς σχηματισμούς, οπότε είναι εύκολο να διακριθούν από τα παλαιά, όσο και μέσα στους αλπικούς σχηματισμούς, οπότε και είναι πολύ δύσκολο να διακριθούν από τα παλαιότερα, ή επαναδραστηριοποιούνται ρήγματα που είχαν δημιουργηθεί κατά την αλπική τεκτονική φάση. Πρέπει επίσης να επισημανθεί και η δημιουργία νεοτεκτονικών πτυχών μέσα στις μεταλπικές αποθέσεις σε διάφορες κλίμακες παρατήρησης, στις οποίες δεν έχει δοθεί ιδιαίτερη σημασία μέχρι σήμερα και οι οποίες θα περιγραφούν λεπτομερώς σε επόμενες παραγράφους.

Κατά καιρούς έχουν προταθεί διάφορα μοντέλα γεωδυναμικής εξέλιξης του τόξου του Αιγαίου, τα περισσότερα από τα οποία θεωρούν ότι η Πελοπόννησος βρίσκεται σε καθεστώς αξονικού εφελκυσμού που έχει σαν αποτέλεσμα το σχηματισμό τεκτονικών κεράτων και βυθισμάτων από κανονικά ρήγματα στο χώρο της οπισθοτάφρου (RITSEMA 1974, McKENZIE 1978, MERCIER 1979, LE PICHON & ANGELIER 1979, DEWEY & SENGOR 1979).

Όμως, σχεδόν καμία συστηματική τεκτονική ανάλυση των νεοτεκτονικών δομών της Πελοποννήσου δεν έχει γίνει, η οποία να επιβεβαιώνει ή να στέκεται κριτικά στις απόψεις των προαναφερθέντων συγγραφέων. Οι MARIOLAKOS et al., 1985, και ΜΑΡΙΟΛΑΚΟΣ & ΠΑΠΑΝΙΚΟΛΑΟΥ 1987, θεωρούν ότι η νεοτεκτονική εξέλιξη της Πελοποννήσου, από γεωδυναμική άποψη, δεν χαρακτηρίζεται από απλό αξονικό εφελκυσμό, αλλά από ένα σύνθετο σύστημα συζυγών ρηγμάτων τα οποία έχουν δραστηριοποιηθεί από ένα γενικότερο εντατικό πεδίο διατμητικού και περιστροφικού χαρακτήρα, ενώ οι MARIOLAKOS et al., 1989 κάνουν λόγο για διάθλιψη (transpression) και διεφελκυσμό (transtension).

Στις επόμενες παραγράφους θα γίνει προσπάθεια να περιγραφούν και να μελετηθούν οι νεοτεκτονικές δομές (τεκτονικά κέρατα και βυθίσματα, ρηξιγενείς ζώνες, ρήγματα, πτυχές), σε διαφορετικές κλίμακες παρατήρησης, από τις μεγαλύτερες στις μικρότερες, με απώτερο στόχο, μέσα από τη γεωμετρική, κινηματική, χρονική και δυναμική ανάλυση, να διακριθούν οι ενεργές από τις μη ενεργές δομές και να κατανοηθεί ο τύπος της νεοτεκτονικής παραμόρφωσης της στενής αλλά και της ευρύτερης περιοχής.

2. ΟΙ ΝΕΟΤΕΚΤΟΝΙΚΕΣ ΜΑΚΡΟΔΟΜΕΣ

Η νεοτεκτονική δομή της Δυτικής Πελοποννήσου χαρακτηρίζεται από την παρουσία μεγάλων τεκτονικών κεράτων και βυθισμάτων (νεοτεκτονικές μακροδομές 1ης τάξης) με διευθύνσεις E-W και NNW-SSE, η οριοθέτηση των οποίων γίνεται από μεγάλες ρηξιγενείς ζώνες αντίστοιχων διευθύνσεων (Eικ. 4.1.a 249), (MARIOLAKOS & PAPANIKOLAOU, 1981, MARIOLAKOS et al., 1985). Αυτές οι δύο κύριες διευθύνσεις των ρηξιγενών ζωνών τέμνονται κατά μήκος μιας νοητής γραμμής με διεύθυνση NE-SW, η οποία χωρίζει την Πελοπόννησο, από το νοτιοδυτικό της άκρο στη Πύλο έως το βορειοανατολικό της άκρο στον Ισθμό της Κορίνθου, σε δύο τμήματα, το βορειοδυτικό (τμήμα Ι) και το νοτιοανατολικό (τμήμα ΙΙ) (Εικ. 4.1.b).

Κατά μήκος αυτής της NE-SW διαχωριστικής γραμμής έχουν δημιουργηθεί τεκτονικά βυθίσματα που έχουν δεχθεί αποκλειστικά χερσαίες αποθέσεις, το δε απόλυτο υψόμετρό τους αυξάνει από τα νοτιοδυτικά προς τα βορειοανατολικά. Πιο συγκεκριμένα, η λεκάνη Δώριου - Άνω Μεσσηνίας είναι στα 100 m., η λεκάνη της Μεγαλόπολης στα 400 m., η λεκάνη της Τρίπολης στα 650 m. και η λεκάνη του Φενεού στα 750 m.

Έτσι, η γενική εικόνα που προκύπτει είναι, μία αλληλουχία παράλληλων τεκτονικών κεράτων και βυθισμάτων που στο τμήμα Ι έχουν διεύθυνση E-W και στο τμήμα ΙΙ έχουν διεύθυνση NNW-SSE (Εικ. 4.1Fig. 4. 1 178).

Fig. 4. 1

Εικ. 4.1: Σχηματικός χάρτης των μεταλπικών λεκανών της Πελοποννήσου στον οποίο φαίνονται: a) οι κύριες περιθωριακές ρηξιγενείς ζώνες των νεογενών λεκανών b) η διάταξη των ρηγμάτων στο τόξο του Αιγαίου, το οποίο έχει διακριθεί σε τρεις περιοχές (Ι, ΙΙ, ΙΙΙ) (από MARIOLAKOS & PAPANIKOLAOU, 1981).

Fig. 4.1: Sketch map of the post alpine basin distribution in the Peloponnessos a) main marginal fault zones b) neotectonic fault pattern, which has been divided in three areas (Ι, ΙΙ, ΙΙΙ) (after MARIOLAKOS & PAPANIKOLAOU, 1981).

Τέτοιες χαρακτηριστικές νεοτεκτονικές μακροδομές 1ης τάξης στην δυτική Πελοπόννησο από βορρά προς νότο είναι, το τεκτονικό κέρας των ορέων του Ερυμάνθου, το μεγάλο τεκτονικό βύθισμα Πύργου - Ολυμπίας, το τεκτονικό κέρας του Λάπιθα, το σύνθετο τεκτονικό βύθισμα Μεγαλόπολης - Λύκαιου - Μίνθης - Τετράζιου (ΜΕΛΥΜΙΤΕ), το οποίο θα αναλυθεί παρακάτω, η σύνθετη μορφοτεκτονική δομή των ορέων της Κυπαρισσίας, το τεκτονικό βύθισμα Καλαμάτας - Κυπαρισσίας, του οποίου η έναρξη δημιουργίας είναι μεταγενέστερη από του ΜΕΛΥΜΙΤΕ, το τεκτονικό βύθισμα Βλαχόπουλου και το σύνθετο τεκτονικό κέρας των ορέων της Πυλίας (Εικ. 4.2Fig. 4. 2 179).

Fig. 4. 2

Εικ. 4.2: Οι 1^ης τάξης νεοτεκτονικές μακροδομές της Δυτικής Πελοποννήσου.

Fig. 4.2: 1^st order neotectonic macrostructures of W. Peloponnessos.

Τα όρια μεταξύ αυτών των νεοτεκτονικών δομών 1ης τάξης καθορίζονται από ρηξιγενείς ζώνες που έχουν μεταξύ των άλλων τα εξής κοινά χαρακτηριστικά (ΜΑΡΙΟΛΑΚΟΣ & ΦΟΥΝΤΟΥΛΗΣ, 1991):

i. Οι διευθύνσεις των επί μέρους ρηγμάτων των ρηξιγενών ζωνών δεν είναι σταθερές σ' όλο τους το μήκος.

ii. Τα ρήγματα δεν είναι συνεχή, αλλά διακόπτονται από άλλα ρήγματα που, αν και ανήκουν στην ίδια ρηξιγενή ζώνη, έχουν άλλη διεύθυνση. Πρόκειται στη ουσία για συζυγή συστήματα ρηγμάτων αφού έχουν δημιουργηθεί κατά την ίδια παραμορφωτική φάση και είναι αποτέλεσμα του ίδιου εντατικού πεδίου.

iii. Τα επιμέρους ρήγματα παρουσιάζουν μία "κλιμακωτή" (en echelon) διάταξη (ΜΑΡΙΟΛΑΚΟΣ et al., 1987a, 1987b).

Αυτοί είναι και οι λόγοι για τους οποίους τα τεκτονικά βυθίσματα δεν έχουν την ίδια διεύθυνση σε όλο τους το μήκος. Η διαπίστωση αυτής της γεωμετρίας, σε συνδυασμό και με άλλες μορφοτεκτονικές, τεκτονικές παρατηρήσεις που έχουν αναφερθεί σε άλλες δημοσιεύσεις (MARIOLAKOS, 1975, 1986, MARIOLAKOS & PAPANIKOLAOU, 1981, 1987, MARIOLAKOS et al., 1987a, 1987b, 1989, ΜΑΡΙΟΛΑΚΟΣ & ΦΟΥΝΤΟΥΛΗΣ, 1991), έχει σαν επακόλουθο την αποδοχή μιας διαφορετικής ερμηνείας της κινηματικής και κατ' επέκταση της δυναμικής της παραμόρφωσης, από εκείνη που έπρεπε να δεχθεί κανείς αν περιοριζόταν μόνο στην ανάλυση των επιμέρους ρηγμάτων, που φαινομενικά πρόκειται για κανονικά ρήγματα.

Η "κλιμακωτή" (en echelon) λοιπόν αυτή διάταξη των περιθωριακών ρηγμάτων, επιτρέπει να δεχθούμε ότι δεν πρόκειται για απλά κανονικά ρήγματα αλλά για πλαγιο-κανονικά (oblique slip normal), οπότε από άποψη δυναμικής, η παραμόρφωση δεν συνδέεται με εντατικό πεδίο αξονικού εφελκυσμού αλλά με ζεύγος αντίρροπων δυνάμεων και επομένως τα φαινόμενα στρέψης είναι παρόντα σε όλες τις κλίμακες, όπως αποδεικνύεται και από τη λεπτομερή γεωλογική, μορφολογική και νεοτεκτονική μελέτη γειτονικών περιοχών (MARIOLAKOS, 1986, ΜΑΡΙΟΛΑΚΟΣ & ΠΑΠΑΝΙΚΟΛΑΟΥ, 1987, MARIOLAKOS et al., 1987a, 1987b, 1989, ΜΑΡΙΟΛΑΚΟΣ & ΦΟΥΝΤΟΥΛΗΣ, 1991).

Άλλο χαρακτηριστικό της νεοτεκτονικής δομής της περιοχής είναι η ύπαρξη νεοτεκτονικών δομών μικρότερης (2ης, 3ης, ...) τάξης, δηλαδή η ύπαρξη νεοτεκτονικών δομών μικρότερων τεκτονικών κεράτων και βυθισμάτων, τα οποία αναπτύσσονται είτε στο εσωτερικό είτε στα περιθώρια των μεγαλύτερων δομών και μπορούν να είναι παράλληλα ή εγκάρσια προς αυτές. Όλες αυτές οι νεοτεκτονικές μακροδομές συνδέονται άμεσα μεταξύ τους από δυναμική άποψη, αφού είναι αποτέλεσμα του ίδιου εντατικού πεδίου. Από κινηματική όμως άποψη διαφέρουν μεταξύ τους και η διαφοροποίηση αυτή παρουσιάζεται είτε από το αρχικό στάδιο της δημιουργίας τους, είτε κατά τη διάρκεια της εξέλιξής τους (ΜΑΡΙΟΛΑΚΟΣ et al., 1987a, 1987b, 1989, ΜΑΡΙΟΛΑΚΟΣ & ΦΟΥΝΤΟΥΛΗΣ, 1991).

H 1ης τάξης νεοτεκτονική μακροδομή, στην οποία ανήκει και η περιοχή μελέτης, είναι το σύνθετο τεκτονικό βύθισμα Μεγαλόπολης - Λύκαιου - Μίνθης - Τετράζιου (ΜΕΛΥΜΙΤΕ) που έχει μέση διεύθυνση E-W. Οριοθετείται ανατολικά από τη ρηξιγενή ζώνη της Μεγαλόπολης, διεύθυνσης NNW-SSE, βόρεια από τη ρηξιγενή ζώνη του Λάπιθα, διεύθυνσης E-W και νότια από τη ρηξιγενή Κυπαρισσίας - Αετού - Λεονταρίου μέσης διεύθυνσης E-W (Εικ. 4.2Fig. 4. 2 179).

Εάν δει κανείς την περιοχή μελέτης μορφολογικά, θα παρατηρήσει ότι περιλαμβάνει μια σειρά βουνά όπως το Λύκαιο (1.420 m.), τη Μίνθη (1.344 m.) και το Τετράζιο 1.389 m.) των οποίων το υψόμετρο είναι σαφώς μεγαλύτερο από το αντίστοιχο του Λάπιθα (821 m.) και των ορέων της Κυπαρισσίας (1.225 m.), οπότε μορφολογικά δίδει περισσότερο την εντύπωση τεκτονικού κέρατος παρά τεκτονικού βυθίσματος (Εικ. 1.1). Επόμενο είναι λοιπόν να αναρωτηθεί κανείς γιατί την ονομάζουμε τεκτονικό βύθισμα.

Εάν μελετήσει κανείς τη γεωλογική δομή της περιοχής σε επίπεδο γεωτεκτονικών ενοτήτων, θα παρατηρήσει ότι, περιφερειακά της περιοχής μελέτης (το βουνό Λάπιθας στα βόρεια, τα ανατολικά κράσπεδα της Μεγαλόπολης στα ανατολικά, νότια στη περιοχή Λεονταρίου και του Μελιγαλά, αλλά και στη περιοχή Φιλιατρών) εμφανίζεται κυρίως η γεωτεκτονική ενότητα της Τρίπολης, ενώ στο εσωτερικό απαντά μόνο η ενότητα της Πίνδου (Εικ. 4.3Fig. 4. 3 181). Επιπλέον, είναι γνωστό ότι η Πίνδος έχει επωθηθεί πάνω στη Τρίπολη, οπότε θα ανέμενε κανείς, αφού η εν λόγω τεκτονική επαφή είναι ορατή στην περιφέρεια της περιοχής μελέτης, να συμβαίνει το ίδιο και στο εσωτερικό αυτής. Τούτο όμως δεν συμβαίνει γιατί η τεκτονική επαφή Τρίπολης - Πίνδου βρίσκεται σε σημαντικά βαθύτερα σημεία στο εσωτερικό της περιοχής απ' ότι στην περιφέρεια. Πρέπει επίσης να σημειωθεί ότι στο δυτικό τμήμα του Λάπιθα (περιοχή Καϊάφα) εμφανίζεται η Ιόνια ενότητα, στη δε ευρύτερη περιοχή του χωριού Αραχαμίτες εμφανίζεται η ενότητα της Άρνας, δηλαδή γεωτεκτονικές ενότητες πάνω στις οποίες έχει επωθηθεί η ενότητα Γαβρόβου - Τρίπολης.

Αξίζει ακόμα να σημειωθεί ότι βόρεια οριοθετείται από το τεκτονικό κέρας του Λάπιθα με ρηξιγενή ζώνη διεύθυνσης αρχικά E-W και ακολούθως NW-SE, ανατολικά από τα πετρώματα των ενοτήτων της Άρνας και της Τρίπολης με ρηξιγενή ζώνη διεύθυνσης NNW-SSE, τέλος νότια, στη περιοχή Λεονταρίου είναι εμφανής η οριοθέτηση του βυθίσματος από μία ρηξιγενή ζώνη διεύθυνσης E-W, η οποία στην ουσία είναι η προς τα ανατολικά προέκταση της ρηξιγενούς ζώνης Κυπαρισσίας - Αετού.

Εδώ πρέπει να σημειωθεί ότι σε αρκετές περιοχές, όπως στο ανατολικό τμήμα του Λάπιθα (περιοχή Καλλιθέας - Ράπτη - Αλίφειρα) και το ανατολικό τμήμα των ορέων της Κυπαρισσίας (περιοχή Μελιγαλά), δεν είναι τόσο εμφανείς οι προαναφερθείσες ρηξιγενείς ζώνες, όσο στο δυτικό τμήμα. Σ' αυτές τις θέσεις στις οποίες η ενότητα Γαβρόβου - Τρίπολης αντιπροσωπεύεται από το φλύσχη που έχει σημαντικό πάχος, υπόκειται τεκτονικά της Πίνδου, η δε αρχική επιφάνεια επώθησης (όπως θα περιγραφεί λεπτομερέστερα στο τεκτονικό χάρτη), λόγω της ανύψωσης του υποβάθρου (δημιουργία Λάπιθα και ορέων Κυπαρισσίας) έχει παραμορφωθεί και λειτουργήσει σαν επιφάνεια κανονικού ρήγματος. Τούτο συμπεραίνεται από τη γεωμετρία των αξόνων των πτυχών του φλύσχη Γαβρόβου - Τρίπολης και της Πίνδου, οι οποίοι έχουν την ίδια φορά βύθισης προς το εσωτερικό της δομής και μάλιστα οι τιμές είναι μεγαλύτερες στο φλύσχη Γαβρόβου - Τρίπολης από εκείνες των σχηματισμών της Πίνδου. Φαίνεται δηλαδή ότι, λόγω του σημαντικού πάχους και της πλαστικότητας του φλύσχη, έχει επικρατήσει ο πλαστικός χαρακτήρας της παραμόρφωσης και όχι ο θραυσιγενής.

Τα ίδια περίπου θα μπορούσε να ισχυριστεί κανείς για την τεκτονική επαφή των πετρωμάτων της ενότητας Γαβρόβου - Τρίπολης με τα μεταμορφωμένα πετρώματα της ενότητας Άρνας στους Αραχαμίτες, αλλά και ανατολικότερα στη Βλαχοκερασιά (ΛΑΛΕΧΟΣ, 1974) καθώς επίσης και για την τεκτονική επαφή της Πίνδου με την ενότητα Γαβρόβου - Τρίπολης δυτικά από τους Αραχαμίτες. Έτσι δημιουργείται η εντύπωση ότι πρόκειται για ένα μεγάλο σύγκλινο με άξονα διεύθυνσης WSW-ENE περίπου, ο οποίος βυθίζεται προς τα WSW.

Λαμβάνοντας λοιπόν υπόψη όλα όσα προαναφέρθηκαν, γίνεται φανερό ότι η περιοχή μελέτης στο σύνολό της και σε επίπεδο γεωτεκτονικών ενοτήτων, δεν μπορεί να χαρακτηριστεί ούτε σαν τυπικό τεκτονικό βύθισμα, ούτε σαν τυπικό σύγκλινο, αφού συνυπάρχουν χαρακτηριστικά και των δύο δομών. Γι' αυτό το λόγο προτιμήθηκε ο όρος σύνθετο τεκτονικό βύθισμα. Θα μπορούσε κανείς να πει ότι η εν λόγω δομή υπήρξε το πρώιμο στάδιο της δημιουργίας του Κυπαρισσιακού κόλπου, του οποίου αποτελεί την προς τα ανατολικά προέκταση.

Fig. 4. 3

Εικ. 4.3: Σχηματικός χάρτης, στον οποίο φαίνεται η εξάπλωση των γεωτεκτονικών ενοτήτων στην ευρύτερη περιοχή μελέτης.

Fig. 4.3: Simplified geological map to show the occurrences of the geotectonic units in the broader study area.

Μέσα σ' αυτή τη σύνθετη νεοτεκτονική μακροδομή 1ης τάξης υπάρχουν άλλες νεοτεκτονικές μακροδομές μικρότερων τάξεων (2ης, 3ης,...), δηλαδή μικρότερα τεκτονικά κέρατα και βυθίσματα, τα οποία αναπτύσσονται είτε στο εσωτερικό είτε στα περιθώριά του, είναι δε τα εξής (Εικ. 4.4):

1. Τεκτονικό βύθισμα Ζαχάρως

2. Τεκτονικό κέρας Μίνθης

3. Τεκτονικό βύθισμα Νέδα

4. Τεκτονικό κέρας Τετράζιου

5. Τεκτονικό βύθισμα Μεγαλόπολης

6. Τεκτονικό κέρας Λύκαιου

7. Βόρειο τμήμα τεκτονικού βυθίσματος Καλαμάτας - Κυπαρισσίας

1. Τεκτονικό βύθισμα Ζαχάρως

Το τεκτονικό βύθισμα της Ζαχάρως βρίσκεται στο βορειοδυτικό τμήμα της περιοχής μελέτης (Εικ. 4.4Fig. 4. 4 182), έχει στο δυτικό τμήμα μέση διεύθυνση E-W ενώ στα ανατολικά NW-SE, οριοθετείται δε βόρεια από το τεκτονικό κέρας του Λάπιθα με ρηξιγενή ζώνη διεύθυνσης E-W και NW-SE και νότια από το τεκτονικό κέρας της Μίνθης με ρηξιγενή ζώνη μέσης διεύθυνσης E-W.

Έχει πληρωθεί από μεταλπικά ιζήματα κυρίως λιμναία ανωμειοκαινικής(;) - κατωπλειοκαινικής και ανωπλειοκαινικής ηλικίας και μόνο στα δυτικά τμήματά του έχει δεχτεί θαλάσσια ιζήματα ηλικίας Κατώτερου και Μέσου Πλειστοκαίνου. Όλα τα μεταλπικά ιζήματα του τεκτονικού βυθίσματος, όπως θα περιγραφεί παρακάτω, είναι πολύ έντονα παραμορφωμένα.

2. Τεκτονικό κέρας Μίνθης

Το τεκτονικό κέρας των ορέων της Μίνθης βρίσκεται στο βορειοδυτικό τμήμα της περιοχής μελέτης (Εικ. 4.4Fig. 4. 4 182) και έχει μέση διεύθυνση E-W. Oριοθετείται, βόρεια από το τεκτονικό βύθισμα Ζαχάρως με τη ρηξιγενή ζώνη Μηλιάς - Μίνθης που έχει μέση διεύθυνση E-W, νότια από το τεκτονικό βύθισμα Νέδα με τη ρηξιγενή ζώνη Λέπρεου - Νέας Φιγάλειας και από το τεκτονικό κέρας Τετράζιου από τη ρηξιγενή ζώνη Νέδα που έχουν μέση διεύθυνση E-W.

Ανατολικά, δεν υπάρχει κάποιο σαφές όριο μεταξύ του τεκτονικού κέρατος της Μίνθης και του τεκτονικού κέρατος του Λύκαιου. Μόνο έμμεσα, με μορφοτεκτονικά κριτήρια, μπορεί κανείς να προσδιορίσει το χώρο, στον οποίο θα πρέπει να βρίσκεται το όριο μεταξύ των δύο νεοτεκτονικών δομών και το οποίο συμπίπτει με τον άνω ρου του ποταμού Νέδα, δηλαδή στη περιοχή που η Νέδα έχει διεύθυνση N-S. Πιο συγκεκριμένα, οι κοιλάδες που υπάρχουν ανατολικά του άνω ρου της Νέδα έχουν σαφώς πιο οξύ V και παρουσιάζουν πολύ πιο έντονη κατά βάθος διάβρωση από τις αντίστοιχες στα δυτικά. Επιπλέον, η γεωμετρία (κυρίως η βύθιση) των αξόνων των πτυχών είναι διαφορετική ανατολικά και δυτικά του άνω ρου της Νέδα (για περισσότερες λεπτομέρειες βλέπε τεκτονικό χάρτη).

Στο τεκτονικό κέρας Μίνθης απαντούν μόνο σχηματισμοί της ενότητας Πίνδου, οι οποίοι είναι έντονα πτυχωμένοι και λεπιωμένοι, με κυρίαρχη διεύθυνση των λεπών NE-SW. Στο δυτικό τμήμα του απαντούν κατωπλειστοκαινικές θαλάσσιες αποθέσεις (σχηματισμός Νέδα), των οποίων το απόλυτο υψόμετρο του ορίου με τους αλπικούς σχηματισμούς, μειώνεται βαθμιαία από νότο (400 m στη περιοχή Λέπρεου) προς βορρά (120 m. στη περιοχή ανατολικά της Ζαχάρως).

Fig. 4. 4

Εικ. 4.4: Οι 2^ης τάξης νεοτεκτονικές μακροδομές στο σύνθετο τεκτονικό βύθισμα ΜΕΛΥΜΙΤΕ.

Fig. 4.4: 2^nd order neotectonic macrostructures within the MELYMITE composite graben.

3. Τεκτονικό βύθισμα Νέδα

Πρόκειται για ένα τυπικό τεκτονικό βύθισμα με μέση διεύθυνση E-W, το οποίο βρίσκεται στο κεντροδυτικό τμήμα της περιοχής μελέτης και παρεμβάλλεται μεταξύ των τεκτονικών κεράτων Μίνθης και Τετράζιου (Εικ. 4.4Fig. 4. 4 182). Οριοθετείται βόρεια από το τεκτονικό κέρας της Μίνθης με τη ρηξιγενή ζώνη Λέπρεου - Νέας Φιγάλειας και νότια από το τεκτονικό κέρας του Τετράζιου με τη ρηξιγενή ζώνη Νέδα.

Έχει πληρωθεί από θαλάσσιες μεταλπικές αποθέσεις ηλικίας Κάτω Πλειστοκαίνου, οι οποίες έχουν παραμορφωθεί (κυρίως διαρραγεί) πολύ έντονα τόσο συνιζηματογενώς, όσο και μεταγενέστερα.

4. Τεκτονικό κέρας Τετράζιου

Το τεκτονικό κέρας του Τετράζιου οριοθετείται βόρεια με τη ρηξιγενή ζώνη Νέδα από το ομώνυμο βύθισμα και το τεκτονικό κέρας της Μίνθης (Εικ. 4.4Fig. 4. 4 182). Στα νότιά του ευρίσκεται το τεκτονικό βύθισμα Κυπαρισσίας - Δώριου - Άνω Μεσσηνίας τα όρια του οποίου με το κέρας δεν είναι σαφή, αφού δεν διαγράφονται από κάποια εμφανή ρηξιγενή ζώνη. Στα ανατολικά δεν υπάρχει κάποιο σαφές όριο μεταξύ αυτού και του τεκτονικού κέρατος του Λύκαιου.

Το ίδιο το κέρας χωρίζεται σε δύο επιμέρους ρηξιτεμάχη από τη ρηξιγενή ζώνη Αγαλιανής - Βανάδας - Χαλκιά, διεύθυνσης E-W. Το ένα ρηξιτέμαχος είναι αυτό της Αυλώνας και το άλλο το ρηξιτέμαχος του Σιδηρόκαστρου.

Στο εν λόγω κέρας απαντούν κυρίως σχηματισμοί της ενότητας Πίνδου, οι οποίοι, όπως προαναφέρθηκε, είναι έντονα πτυχωμένοι και λεπιωμένοι, με κυρίαρχη διεύθυνση των λεπών την N-S. Στο νότιο - νοτιοδυτικό και το δυτικό τμήμα του απαντούν εκτός των σχηματισμών της Πίνδου και μεταλπικές αποθέσεις, κυρίως κροκαλοπαγή (σχηματισμός Νέστορα - Σιδηροκάστρου) ηλικίας Άνω Πλειοκαίνου.

5. Τεκτονικό βύθισμα Μεγαλόπολης

Το τεκτονικό βύθισμα της Μεγαλόπολης βρίσκεται περίπου στο κέντρο της Πελοποννήσου και στα ανατολικά της περιοχής μελέτης. Το περίγραμμα της λεκάνης έχει ελλειπτική μορφή, της οποίας ο μεγάλος άξονας έχει διεύθυνση NNW-SSE και μήκος 18 km., ο δε μικρός άξονας έχει διεύθυνση ENE-WSW και μήκος 10 km. περίπου.

Οριοθετείται, δυτικά από το τεκτονικό κέρας του Λύκαιου και ανατολικά από τα βουνά που παρεμβάλλονται μεταξύ της Μεγαλόπολης και της λεκάνης της Ασσέας από ρηξιγενείς ζώνες που έχουν διεύθυνση NNW-SSE, δηλαδή παράλληλη με τη διεύθυνση του μεγάλου άξονα ανάπτυξης της λεκάνης (Εικ. 4.4Fig. 4. 4 182). Νότια, το τεκτονικό κέρας του Ταΰγετου, σταδιακά "θάβεται" κάτω από τις μεταλπικές αποθέσεις της λεκάνης. Στη περιοχή βόρεια του Λεονταρίου διέρχεται μία ρηξιγενής ζώνη διεύθυνσης περίπου E-W, η οποία έχει καλυφθεί από τις νεώτερες μεταλπικές αποθέσεις της λεκάνης και που αποτελεί την προς τα ανατολικά προέκταση της ρηξιγενούς ζώνης Κυπαρισσίας - Αετού.

Η λεκάνη δημιουργήθηκε μετά το τέλος των εφαπτομενικών κινήσεων, κάπου μεταξύ Άνω Μειοκαίνου και Κάτω Πλειοκαίνου, αφού τα αρχαιότερα ιζήματα είναι ανωπλειοκαινικής ηλικίας. Η λεκάνη πληρώθηκε κατά το Πλειστόκαινο με λιμναίας φάσης κυρίως αποθέσεις. Το συνολικό πάχος των μεταλπικών αποθέσεων σε ορισμένες θέσεις ξεπερνάει τα 450 m., αφού το αλπικό υπόβαθρο των μεταλπικών αποθέσεων της λεκάνης σε ορισμένες θέσεις βρίσκεται σήμερα σε βάθη μεγαλύτερα των 150m. κάτω από τη στάθμη της θάλασσας (ΠΑΠΑΔΟΠΟΥΛΟΣ, 1985).

Ο ρηγματογόνος τεκτονισμός, που υπήρξε και ο κύριος παράγων δημιουργίας και εξέλιξης της λεκάνης, δεν σταμάτησε κατά το Κατώτερο Πλειόκαινο, αλλά είναι ενεργός ακόμη και σήμερα καθώς πολλά από τα ρήγματα που έχουν τις ίδιες διευθύνσεις με τις περιθωριακές ρηξιγενείς ζώνες (NNW-SSE, E-W), έχουν κόψει τα μεταλπικά ιζήματα.

Η θέση του Αλφειού (άνω ρους) ποταμού μέσα στη λεκάνη, που την αποστραγγίζει, είναι ασύμμετρη ως προς τα περιθώριά της. Πράγματι, ο Αλφειός ρέοντας από τα SSE προς τα NNW, απέχει περίπου 2 km. από το δυτικό περιθώριο και 8 km. από το ανατολικό.

6. Τεκτονικό κέρας Λύκαιου

Το τεκτονικό κέρας Λύκαιου βρίσκεται στο ανατολικό τμήμα της περιοχής μελέτης, οριοθετείται δε ανατολικά από τεκτονικό βύθισμα Μεγαλόπολης με τη ρηξιγενή ζώνη Ελληνίτσας - Χρούσας, διεύθυνσης NNW-SSE, η οποία βρίσκεται θαμμένη κάτω από τις πλειστοκαινικές αποθέσεις της λεκάνης, στα δε ανατολικά του βρίσκονται τα τεκτονικά κέρατα Μίνθης και Τετράζιου, των οποίων τα όρια ήδη περιγράφτηκαν.

Στο εν λόγω τεκτονικό κέρας απαντούν μόνο αλπικοί σχηματισμοί της ενότητας Πίνδου, οι οποίοι είναι έντονα πτυχωμένοι και λιγότερο λεπιωμένοι, πάντως λιγότερο λεπιωμένοι από ότι στη Μίνθη και το Τετράζιο, με διεύθυνση αξόνων των πτυχών N-S.

7. Βόρειο τμήμα τεκτονικού βυθίσματος Καλαμάτας - Κυπαρισσίας

Οι λεκάνες Καλού Νερού - Κυπαρισσίας, Δώριου, Άνω Μεσσηνίας και η λεκάνη της Κάτω Μεσσηνίας που βρίσκεται στα νοτιοανατολικά της μελετηθείσας περιοχής, αποτελούν μία λωρίδα ξηράς με μικρό υψόμετρο (όχι μεγαλύτερο από 200 m.), που ενώνει τον Μεσσηνιακό με τον Κυπαρισσιακό κόλπο. Οι προαναφερθείσες λεκάνες (νεοτεκτονικές δομές 2ης τάξης) αποτελούν τμήματα του μεγάλου τεκτονικού βυθίσματος (νεοτεκτονική δομή 1ης τάξης) Καλαμάτας Κυπαρισσίας (Εικ. 4.5Fig. 4. 5 184), του οποίου η δημιουργία άρχισε αργότερα από αυτή του σύνθετου τεκτονικού βυθίσματος ΜΕΛΥΜΙΤΕ.

Fig. 4. 5

Εικ. 4.5: Tο τεκτονικό βύθισμα Καλαμάτας – Κυπαρισσίας και οι μικρότερης τάξης νεοτεκτονικές μακροδομές (από MARIOLAKOS et al., 1994). 1:Τεκτονικό βύθισμα κάτω Μεσσηνίας, 2:Τεκτονικό κέρας Μελιγαλά, 3:Τεκτονικό βύθισμα Άνω Μεσσηνίας, 4:Λεκάνη Δώριου, 5:Τεκτονικό βύθισμα Κυπαρισσίας – Καλού Νερού.

Fig. 4.5: The Kalamata – Kyparissia graben and the lower order neotectonic macrostructures (after MARIOLAKOS et al., 1994). 1:Kato Messinia graben, 2:Meligalas horst, 3:Ano Messinia graben, 4:Dorion basin, 5:Kyparissia – Kalo Nero graben.

Η λεπτομερής έρευνα της επιφανειακής γεωλογίας, των τεκτονικών δεδομένων αλλά και του υλικού πυρήνων γεωτρήσεων που έγιναν για υδρογεωλογικούς και άλλους λόγους σε προηγούμενα έτη, καθώς επίσης και η επεξεργασία των δεδομένων γεωηλεκτρικών διασκοπήσεων που εκτελέστηκαν στις λεκάνες Άνω Μεσσηνίας και Καλού Νερού - Κυπαρισσίας, απέδειξαν ότι η μορφοτεκτονική εξέλιξη των λεκανών που αποτελούν το τεκτονικό βύθισμα Καλαμάτας - Κυπαρισσίας, αλλά και γενικότερα όλου του βυθίσματος, είναι πολύ πιο σύνθετη τόσο από κινηματική όσο και από δυναμική άποψη (ΜΑΡΙΟΛΑΚΟΣ 1979, MARIOLAKOS 1986, ΜΑΡΙΟΛΑΚΟΣ et al., 1986, MARIOLAKOS et al., 1989).

Το τεκτονικό βύθισμα Καλαμάτας - Κυπαρισσίας καθορίζεται στα περιθώριά του από δύο μεγάλες ρηξιγενείς ζώνες, από τις οποίες η μία καθορίζει το ανατολικό και βόρειο (ρηξιγενής ζώνη Κατσαρού - Κάτω Μέλπειας), η οποία στη περιοχή Σιδηροκάστρου - Αγαλιανής αποκτά διεύθυνση E-W και η άλλη το δυτικό και νότιο περιθώριο (ρηξιγενής ζώνη Κυπαρισσίας - Αετού). Τα γενικά χαρακτηριστικά των ρηξιγενών ζωνών που αναφέρθηκαν στις πρώτες παραγράφους αυτού του κεφαλαίου, ισχύουν και γι' αυτή την περίπτωση. Έτσι εξηγείται, γιατί το εν λόγω τεκτονικό βύθισμα δεν έχει σταθερή διεύθυνση σε όλο του το μήκος.

Πράγματι, στο δυτικό και βόρειο τμήμα έχει διεύθυνση E-W, ενώ στο ανατολικό και νότιο τμήμα έχει διεύθυνση NNW-SSE. Από τις τέσσερις προαναφερθείσες λεκάνες οι δύο (Καλού Νερού - Κυπαρισσίας και Δώριου) ανήκουν στο βόρειο και δυτικό τμήμα, ενώ οι άλλες δύο στο ανατολικό και νότιο τμήμα του βυθίσματος. Οι λεκάνες Καλού Νερού - Κυπαρισσίας και Κάτω Μεσσηνίας έχουν πληρωθεί κυρίως από θαλάσσιες μεταλπικές (κυρίως Κάτω Πλειστοκαίνου) αποθέσεις (ΜΑΡΙΟΛΑΚΟΣ et al., 1987, ΜΑΡΚΟΠΟΥΛΟΥ - ΔΙΑΚΑΝΤΩΝΗ et al., 1989, MARIOLAKOS, et al., 1992), ενώ οι υπόλοιπες (Δώριου και Άνω Μεσσηνίας) έχουν πληρωθεί από χερσαίες αποθέσεις, στις δε γεωτρήσεις που έχουν πραγματοποιηθεί δεν βρέθηκαν ίχνη είτε λιμναίων είτε θαλάσσιων αποθέσεων (ΜΑΡΙΟΛΑΚΟΣ, 1979, HEYE et al., 1982). Αυτό μας επιτρέπει να δεχτούμε ότι κατά τη διάρκεια τουλάχιστον του Κάτω Πλειστοκαίνου οι λεκάνες Καλού Νερού - Κυπαρισσίας και Κάτω Μεσσηνίας αποτελούσαν κόλπους που διαχωρίζονταν μεταξύ τους από μία μικρή λωρίδα ξηράς, πλάτους 12 km. περίπου. Η στενή αυτή λωρίδα ξηράς, αποτελούσε ένα είδος Ισθμού καθ' όλη τη διάρκεια του Κάτω Πλειστοκαίνου τουλάχιστον. Πρόκειται επομένως για ένα παλαιοϊσθμό, του οποίου οι ακραίες περιοχές είναι στα νότια μεν η περιοχή του Μελιγαλά, στα δε δυτικά η περιοχή του Κοπανακίου. Στη μεν περιοχή Μελιγαλά απαντά φλύσχης της ενότητας Τρίπολης δημιουργώντας ένα είδος τεκτονικού κέρατου διεύθυνσης E-W μεταξύ των λεκανών Κάτω Μεσσηνίας και Άνω Μεσσηνίας, στη δε περιοχή Κοπανακίου εμφανίζονται πετρώματα της ενότητας Πίνδου (Εικ. 4.5Fig. 4. 5 184).

Ο εν λόγω παλαιοϊσθμός αποτελείται ουσιαστικά από δύο λεκάνες, τη λεκάνη του Δώριου και τη λεκάνη της Άνω Μεσσηνίας, οι οποίες σήμερα αποστραγγίζονται από το υδρογραφικό δίκτυο του άνω ρου του Πάμισσου που εκβάλει στο Μεσσηνιακό κόλπο. Οι δύο αυτές λεκάνες χωρίζονται μεταξύ τους από μία επιμήκη ορεινή μάζα που υψώνεται μεταξύ των χωριών Μάνδρας - Ηλέκτρας - Καλλιρόης και Βασιλικού - Κλεισούρας - Ψάρι, η οποία έχει διεύθυνση N-S και γενική κλίση κορυφογραμμής προς νότον.

Είναι φανερό ότι η δραστηριοποίηση των ρηξιγενών ζωνών Αγαλιανής - Σιδηροκάστρου και Μέλπειας - Κατσαρού, οι οποίες έπαιξαν καθοριστικό ρόλο στη δημιουργία του τεκτονικού βυθίσματος Καλαμάτας - Κυπαρισσίας, πρέπει να έγινε από το Ανώτερο Πλειόκαινο και μετά, τούτο δε συμπεραίνεται από την ηλικία των μεταλπικών αποθέσεων που είναι ανωπλειοκαινικές και νεώτερες (ΜΑΡΙΟΛΑΚΟΣ 1979, HEYE et al., 1982), σε όλες τις επιμέρους λεκάνες με μόνη εξαίρεση τη λεκάνη Κυπαρισσίας - Καλού Νερού. Συνεπώς η δημιουργία αυτής της νεοτεκτονικής μακροδομής είναι μεταγενέστερη από τη δημιουργία του σύνθετου τεκτονικού βυθίσματος ΜΕΛΥΜΙΤΕ, επηρέασε δε, και εν μέρει "χάλασε", τη γεωμετρία και κυρίως τη μορφολογία του νότιου τμήματος του ΜΕΛΥΜΙΤΕ.

Από όλα όσα αναφέρθηκαν φαίνεται ότι οι λεκάνες Δώριου και Άνω Μεσσηνίας ανήκουν στην κατηγορία των ενδοορεινών λεκανών (Intramontane basins), αφού περιβάλλονται από όλες τις πλευρές από ψηλά βουνά ή λόφους και τα ρεύματα του υδρογραφικού δικτύου, τόσο κατά την είσοδό τους στη λεκάνη όσο και κατά την έξοδό τους από αυτή, διασχίζουν βαθιές κοιλάδες (ΜΑΡΙΟΛΑΚΟΣ 1979).

3. ΡΗΞΙΓΕΝΕΙΣ ΖΩΝΕΣ - ΡΗΓΜΑΤΑ

3.1. Γενικα

Η νεοτεκτονική παραμόρφωση έχει επιδράσει τόσο στα περιθώρια όσο και στο εσωτερικό του σύνθετου νεοτεκτονικού βυθίσματος Μεγαλόπολης - Λύκαιου - Μίνθης -Τετράζιου με πολλά ρήγματα, τα οποία έχουν διαμορφώσει μία πολύπλοκη δομή στο αλπικό υπόβαθρο και έχουν καθορίσει την εξάπλωση, το πάχος, τη φάση και τη γενικότερη δομή των μεταλπικών αποθέσεων.

Όπως προαναφέρθηκε, οι νεοτεκτονικές μακροδομές οριοθετούνται μεταξύ τους από μεγάλες ρηξιγενείς ζώνες. Έτσι, αρχικά θα περιγραφούν οι ρηξιγενείς ζώνες και θα ακολουθήσει η περιγραφή των μικρότερων ρηγμάτων, τα οποία σχετίζονται άμεσα με τις μεγάλες ρηξιγενείς ζώνες.

Ο εντοπισμός όμως των ρηξιγενών ζωνών και των ρηγμάτων δεν είναι πάντα εύκολος, πολύ δε περισσότερο εκείνων των ρηξιγενών ζωνών και ρηγμάτων που έχουν παίξει και εξακολουθούν και σήμερα να παίζουν καθοριστικό ρόλο στη νεοτεκτονική εξέλιξη της περιοχής. Ο εντοπισμός, η χαρτογράφηση και η μελέτη των ρηξιγενών ζωνών και ρηγμάτων στηρίχτηκε στα ακόλουθα:

i. Μελέτη αεροφωτογραφιών της περιοχής κλίμακας 1/33.000 περίπου και δορυφορικών εικόνων.

ii. Μελέτη των επιφανειών των ρηγμάτων εκεί που είναι δυνατόν και βέβαια εκεί που έχουν διατηρηθεί στοιχεία από γραμμές προστριβής και ως εκ τούτου μπορεί να γίνει πιο ολοκληρωμένη τεκτονική ανάλυση.

iii. Μελέτη των μορφολογικών στοιχείων (μορφολογικές ασυνέχειες απότομες κάμψεις κλάδων του υδρογραφικού δικτύου, επιφάνειες ισοπέδωσης) σε συνδυασμό με τεκτονικές παρατηρήσεις και γεωλογικά δεδομένα.

iv. Μελέτη και ερμηνεία στοιχείων από ερευνητικές γεωτρήσεις και γεωφυσικές εργασίες.

3.2. Ρηξιγενεις ζωνες

3.2.1. Βόρεια ρηξιγενής ζώνη Λάπιθα

Όπως προαναφέρθηκε, το τεκτονικό κέρας του Λάπιθα οριοθετείται από το τεκτονικό βύθισμα Πύργου - Ολυμπίας με μία ρηξιγενή ζώνη της οποίας η μέση διεύθυνση είναι E-W και στο εξής θα αποκαλείται Βόρεια ρηξιγενής ζώνη Λάπιθα (Εικ. 4.4 & 4.6.aFig. 4. 6 186).

Στο δυτικό τμήμα αποτελείται από ρήγματα διευθύνσεων E-W και NE-SW. Κύριο χαρακτηριστικό αυτών των ρηγμάτων είναι η μικρή κλίση των επιφανειών τους (γύρω στις 45⁰) (Εικ. 4.6.bFig. 4. 6 186 & 4.6.c). Από αυτά μερικά πρέπει να είναι παλαιά, αφού φέρνουν σε επαφή το φλύσχη με τα ανθρακικά της ενότητας Γαβρόβου - Τρίπολης. Εδώ όμως, πρέπει να σημειωθεί ότι τα όρια του φλύσχη με τα ανθρακικά της ενότητας Γαβρόβου - Τρίπολης στο Λάπιθα, είναι παντού τεκτονοϊζηματογενή, όπως έχουν περιγραφεί σε άλλες θέσεις από τους RICHTER & MARIOLAKOS 1973, ΜΑΡΙΟΛΑΚΟΣ 1975.

Πάντως, τα ρήγματα και των δύο διευθύνσεων, έχουν επαναδραστηριοποιηθεί κατά την πρόσφατη νεοτεκτονική περίοδο, αφού σε αρκετές θέσεις φέρνουν σε επαφή τις θαλάσσιες κατωπλειστοκαινικές αποθέσεις με τα ανθρακικά ή με το φλύσχη της ενότητας Γαβρόβου - Τρίπολης.

Στο ανατολικό τμήμα του Λάπιθα (περιοχή Πλατιάνας) δεν είναι εύκολο να παρατηρήσει κανείς ρηξιγενείς επιφάνειες, λόγω του ότι απαντούν σχηματισμοί της ενότητας Πίνδου. Όμως, οι μεγάλες μορφολογικές κλίσεις των πρανών (Εικ. 4.6.aFig. 4. 6 186), σε συνδυασμό με την προς βορρά πάρελξη των αξόνων των πτυχών στους σχηματισμούς της Πίνδου, δηλώνουν έμμεσα την ύπαρξη της ρηξιγενούς ζώνης.

Μόνο σε μία θέση στα βόρεια πρανή του Λάπιθα κοντά στο χωριό Πλατιάνα, εμφανίζεται μία ρηξιγενής επιφάνεια μέσα στους ανωκρητιδικούς ασβεστόλιθους της Πίνδου, η οποία είναι κυματοειδούς μορφής. Πάνω στην ρηξιγενή αυτή επιφάνεια υπάρχει μονόμικτο τεκτονικό λατυποπαγές, του οποίου οι λατύπες προέρχονται από τους ανωκρητιδικούς ασβεστόλιθους της Πίνδου.

Στην επιφάνεια του ρήγματος και πάνω στο τεκτονικό λατυποπαγές παρατηρήθηκαν γραμμές προστριβής (Εικ. 4.6.cFig. 4. 6 186), οι οποίες δείχνουν ότι το ρήγμα δεν είναι τυπικά κανονικό αλλά έχει και μία οριζόντια συνιστώσα δίνοντάς του μία κίνηση με αριστερόστροφο χαρακτήρα. Η επιφάνεια του ρήγματος έχει διαρραγεί από νεώτερες μικρές διαρρήξεις ανάλογης μορφής μ' αυτές που έχουν περιγραφεί από τους ΜΑΡΙΟΛΑΚΟ et al., 1988 για τη ρηξιγενή επιφάνεια Ζίμπελι.

Fig. 4. 6

a

b

c

Εικ. 4.6: Βόρεια ρηξιγενής ζώνη Λάπιθα a) Πανοραμική άποψη b) Επιφάνεια ρήγματος και c) Στερεογραφική προβολή των ρηγμάτων της ρηξιγενούς ζώνης.

Fig. 4.6: North Lapithas fault zone a) Panoramic view b) Fault outcrop c) Stereographic projection (lower hemisphere) of constituent faults.

Στην Εικ. 4.7.aFig. 4.7 188 δίδεται μία σχηματική τομή της δομής που παρουσιάζεται στο βόρειο τμήμα του Λάπιθα. Εάν θεωρήσουμε ότι η εν λόγω ρηξιγενής επιφάνεια δεν έχει επαναδραστηριοποιηθεί μετά την απόθεση των θαλάσσιων κατωπλειστοκαινικών αποθέσεων και ότι τα μεταλπικά στρώματα έχουν τη σημερινή τους κλίση 20/120 λόγω περιστροφής, τότε κατά την εποχή της απόθεσής τους (οριζόντια) η ρηξιγενής επιφάνεια θα είχε μεγαλύτερη κλίση (δηλαδή περίπου 58⁰). Τούτο φαίνεται αρκετά πιθανό, δεδομένου ότι αν είχε επαναδραστηριοποιηθεί με τη μορφή κανονικού ρήγματος, θα ανέμενε κανείς κλίσεις στα μεταλπικά με φορά προς βορρά λόγω πάρελξης των στρωμάτων, συμβαίνει όμως το αντίθετο. Επιπλέον θα υπήρχαν κορήματα πάνω στις μεταλπικές αποθέσεις και υπολείμματα των μεταλπικών αποθέσεων πάνω στην επιφάνεια του ρήγματος, κάτι που δεν συμβαίνει. Φαίνεται λοιπόν ότι οι μεταλπικές αποθέσεις έχουν αποτεθεί στη παλαιοεπιφάνεια του ρήγματος, η οποία σήμερα αποκαλύπτεται από τη διάβρωση των μεταλπικών αποθέσεων, το δε ενεργό τμήμα της ρηξιγενούς ζώνης έχει μεταναστεύσει προς το εσωτερικό του τεκτονικού βυθίσματος Πύργου - Ολυμπίας, θα πρέπει δε να έχει παίξει σημαντικό ρόλο στη διαμόρφωση της κοίτης του Αλφειού ποταμού, την οποία μετατοπίζει κλιμακωτά προς τα βόρεια, από την είσοδό του στο βύθισμα ανατολικά του Λάπιθα, μέχρι τις εκβολές του στον κυπαρισσιακό κόλπο (4.7bFig. 4.7 188). Ακόμα τούτο επιβεβαιώνεται από την κατανομή των σεισμικών επικέντρων μικροσεισμών (HATZFELD et al., 1990, βλέπε κεφάλαιο Σεισμολογίας), αλλά και από τον πρόσφατο σεισμό στο Πύργο (26/3/93, Ms=5.2 - 5.8, Βάθος εστίας < 10 km), κατά τον οποίο ουσιαστικά περιορίσθηκαν οι ζημιές σε χωριά βόρεια του Αλφειού (Σαλμώνη, Στρέφιον, Πελόπιον), ενώ τα χωριά νότια του Αλφειού (Μακρίσια, Κρέστενα, κλπ.) είχαν πολύ μικρές ή καθόλου ζημιές.

Εάν λάβει κανείς υπόψη του, την en echelon διάταξη των επιμέρους ρηγμάτων της ρηξιγενούς ζώνης, αλλά και την οριζόντια συνιστώσα της κίνησης όπως εκφράζεται από τις γραμμές προστριβής στην επιφάνεια ρήγματος, καθώς επίσης και την πάρελξη των αξόνων των πτυχών προς τα βορειοανατολικά (βλπ. τεκτονικό χάρτη) στους σχηματισμούς της Πίνδου, πρέπει να δεχτεί ότι η ρηξιγενής ζώνη εκτός από κατακόρυφη συνιστώσα κίνησης παρουσιάζει και σημαντική οριζόντια και μάλιστα δεξιόστροφη, η οποία είναι καλύτερα εκπεφρασμένη στο ανατολικό τμήμα της ρηξιγενούς ζώνης και λιγότερο στο δυτικό. Το συνολικό κατακόρυφο άλμα δεν είναι σταθερό σε όλο το μήκος της ρηξιγενούς ζώνης, αλλά αυξάνει από τα ανατολικά προς τα δυτικά, καθότι, ενώ στη περιοχή της Πλατιάνας εμφανίζεται μόνο η ενότητα της Πίνδου, στο δυτικό τμήμα (περιοχή Καϊάφα) εμφανίζονται η ενότητα Γαβρόβου - Τρίπολης και η Ιόνια ενότητα.

3.2.2. Νότια ρηξιγενής ζώνη Λάπιθα

Η Νότια ρηξιγενής ζώνη του Λάπιθα οριοθετεί το τεκτονικό κέρας του Λάπιθα από το τεκτονικό βύθισμα της Ζαχάρως, έχει μέχρι το "ύψος" της Πλατιάνας μέση διεύθυνση E-W, ενώ μετά αλλάζει σε NW-SE (Εικ. 4.4), αποτελείται δε από ρήγματα ENE-WSW και NW-SE διευθύνσεων, σε en echelon διάταξη. Από αυτά, μερικά είναι παλαιά, αφού φέρνουν σε επαφή το φλύσχη με τα ανθρακικά της ενότητας Γαβρόβου - Τρίπολης.

Fig. 4. 7

Εικ. 4.7: a) Σχηματική τομή στο Βόρειο Λάπιθα b) Σχηματική απεικόνιση της μετατόπισης της Βόρειας ρηξιγενούς ζώνης Λάπιθα προς τον Αλφειό ποταμό (βόρεια).

Fig. 4.7: a) Schematic cross section in North Lapithas b) Sketch to show the relationship between the geometry of the North Lapithas fault zone and the Alfios River. The fault zone has migrated towards the North.

Η εν λόγω ρηξιγενής ζώνη είναι εμφανέστατη στο δυτικό Λάπιθα, όπου κυριαρχούν τα ανθρακικά πετρώματα (Εικ. 4.8.aFig. 4. 8 189), ενώ στο ανατολικό του τμήμα, όπου κυρίως απαντούν ο φλύσχης της ενότητας Γαβρόβου - Τρίπολης και οι σχηματισμοί της ενότητας Πίνδου, δεν είναι τόσο εμφανής, αφού επιπλέον σε μεγάλα τμήματα έχει καλυφθεί από τις μεταλπικές αποθέσεις. Όμως, οι μεγάλες μορφολογικές κλίσεις των πρανών, σε συνδυασμό με την προς νότο πάρελξη των αξόνων των πτυχών στο φλύσχη της ενότητας Γαβρόβου - Τρίπολης και στους σχηματισμούς της ενότητας Πίνδου, δηλώνουν έμμεσα την ύπαρξη της ρηξιγενούς ζώνης.

Fig. 4. 8

a

b

Εικ. 4.8: Νότια ρηξιγενής ζώνη Λάπιθα a) Πανοραμική άποψη b) Στερεογραφική προβολή των ρηγμάτων της ρηξιγενούς ζώνης.

Fig. 4.8: South Lapithas fault zone a) Panoramic view b) Stereographic projection (lower hemisphere) of constituent faults.

Όπως προαναφέρθηκε, στα νότια πρανή του δυτικού τμήματος του Λάπιθα εμφανίζονται υπολείμματα ρηξιγενών επιφανειών, κυρίως ENE-WSW διεύθυνσης, κύριο χαρακτηριστικό των οποίων είναι ότι έχουν διαβρωθεί και ως εκ τούτου δεν μπορεί κανείς να παρατηρήσει γραμμές προστριβής. Οι κλίσεις αυτών των επιφανειών είναι σαφώς μεγαλύτερες από αυτές που μετρήθηκαν στη Βόρεια ρηξιγενή ζώνη, κυμαίνονται δε μεταξύ 70⁰ και 80⁰ (Εικ. 4.8.bFig. 4. 8 189).

Στο δυτικό Λάπιθα και στη περιοχή μεταξύ Παναγιάς, όπου εμφανίζεται η Ιόνια ενότητα, και Καλόγριες εμφανίζεται επιφάνεια ρήγματος (55/190) κανονικού χαρακτήρα, η οποία είναι διαβρωμένη, σε ορισμένες δε θέσεις της παρατηρούνται υπολείμματα των μεταλπικών αποθέσεων. Σε μία θέση, και κάτω από τα υπολείμματα των μεταλπικών αποθέσεων, παρατηρήθηκαν γραμμές (52/170) προστριβής (Εικ. 4.8Fig. 4. 8 189). Δηλαδή η κίνηση στην επιφάνεια του ρήγματος είναι αριστερόστροφη.

Στις περιοχές που ο Λάπιθας δομείται είτε από το φλύσχη Γαβρόβου - Τρίπολης, είτε από τους σχηματισμούς της Πίνδου, δεν είναι εύκολο να παρατηρήσει κανείς επιφάνειες ρηγμάτων. Η ρηξιγενής ζώνη προσδιορίζεται έμμεσα από την πάρελξη των αξόνων των πτυχών προς νότο και μάλιστα οι άξονες του φλύσχη προς τα SW, ενώ οι άξονες της Πίνδου SE, κάτι που δείχνει στη μεν πρώτη περίπτωση αριστερόστροφη, στη δε δεύτερη δεξιόστροφη κίνηση κατά μήκος της ρηξιγενούς επιφάνειας. Ο αριστερόστροφος ή δεξιόστροφος χαρακτήρας της κίνησης μπορεί να οφείλεται σε διαφορετικές φάσεις δραστηριοποίησης ολόκληρης της ρηξιγενούς ζώνης ή τμημάτων της.

Μετά τα προηγούμενα διαπιστώνεται ότι και στη Νότια όπως και στη Βόρεια ρηξιγενή ζώνη Λάπιθα υπάρχει μία, έστω και μικρή, οριζόντια συνιστώσα στη μετακίνηση των τεμαχών εκατέρωθεν του ρήγματος. Επομένως δεν πρόκειται για τυπικά κανονικά ρήγματα (normal faults) αλλά για πλαγιοκανονικά ρήγματα (oblique-slip normal faults).

Όσον αφορά το φαινόμενο κατακόρυφο άλμα της ρηξιγενούς ζώνης, ισχύουν και εδώ εκείνα τα οποία αναφέρθηκαν για τη Βόρεια ρηξιγενή ζώνη του Λάπιθα, δηλαδή το φαινόμενο κατακόρυφο άλμα, δεν είναι σταθερό σε όλο το μήκος της ρηξιγενούς ζώνης, αλλά αυξάνει από τα ανατολικά προς τα δυτικά, καθότι ενώ στη περιοχή νότια και νοτιοανατολικά της Πλατιάνας εμφανίζεται μόνο η ενότητα Πίνδου εκατέρωθεν της ρηξιγενούς ζώνης, στο δυτικό τμήμα (περιοχή Καϊάφα) εμφανίζονται οι ενότητες Γαβρόβου - Τρίπολης και Ιόνια βόρεια της ρηξιγενούς ζώνης στο Λάπιθα, ενώ νότια αυτής στο τεκτονικό βύθισμα Ζαχάρως, μόνο η ενότητα Πίνδου.

3.2.3. Ρηξιγενής ζώνη Μίνθης

Η ρηξιγενής ζώνη Μίνθης (Εικ. 4.4), που οριοθετεί το τεκτονικό κέρας της Μίνθης από το τεκτονικό βύθισμα Ζαχάρως, έχει μέση διεύθυνση E-W, αποτελείται δε από ρήγματα διευθύνσεων κυρίως E-W και WNW-ESE, σε en echelon διάταξη. Στο δυτικό τμήμα της ρηξιγενούς ζώνης κυριαρχούν τα ρήγματα E-W διεύθυνσης ενώ στο ανατολικό απαντούν εξίσου και οι δύο διευθύνσεις (Εικ. 4.9Fig. 4. 9 191).

Πάντως, δεν είναι εύκολο να δει κανείς μεγάλες και χαρακτηριστικές ρηξιγενείς επιφάνειες όπως στο Λάπιθα, παρά μόνο αρκετές μικρές σε φυσικές ή τεχνητές τομές. Πάνω σ' αυτές τις επιφάνειες συχνά παρατηρούνται γραμμές προστριβής που δείχνουν μία οριζόντια συνιστώσα στην κίνηση, κάτι που έχει αποτυπωθεί λόγω πάρελξης και στους άξονες των πτυχών της Πίνδου (βλπ. τεκτονικό χάρτη).

Πράγματι, στην περιοχή της ρηξιγενούς ζώνης, οι άξονες βυθίζονται προς τα NE. Στο ανατολικό τμήμα όμως, και μάλιστα στη περιοχή Αμυγδαλιές (NW της Ανδρίτσαινας) και στο χώρο μεταξύ της ρηξιγενούς ζώνης και της τεκτονικής επαφής της Πίνδου με το φλύσχη Γαβρόβου - Τρίπολης, οι βυθίσεις των αξόνων των πτυχών είναι προς τα νότια. Φαίνεται λοιπόν ότι η αρχική τεκτονική επαφή (επώθηση) μεταξύ των δύο ενοτήτων, από κάποιο σημείο και μετά, κατά τη νεοτεκτονική περίοδο, έπαψε να είναι τυπική επιφάνεια επώθησης, γιατί παραμορφώθηκε, απέκτησε μεγαλύτερες κλίσεις και λειτούργησε πια σαν επιφάνεια κανονικού ρήγματος. Αποτέλεσμα τούτου ήταν να "κατέβει" η Πίνδος νότια του Λάπιθα και να δημιουργηθεί στον ευρύτερο χώρο το σύνθετο τεκτονικό βύθισμα ΜΕΛΥΜΙΤΕ και στο στενό χώρο των ρηξιγενών ζωνών Νότιου Λάπιθα και Μίνθης να δημιουργηθεί το τεκτονικό βύθισμα Ζαχάρως (Εικ. 4.4).

Επομένως, και σ' αυτή τη ρηξιγενή ζώνη υπάρχει μία σημαντική οριζόντια συνιστώσα στη μετακίνηση των τεμαχών εκατέρωθεν του ρήγματος. Άρα δεν πρόκειται για κανονικά ρήγματα (normal faults), αλλά για πλαγιοκανονικά (oblique-slip normal faults).

3.2.4. Ρηξιγενής ζώνη Λέπρεου - Νέας Φιγάλειας

Όπως προαναφέρθηκε, η ρηξιγενής ζώνη Λέπρεου - Ν. Φιγάλειας οριοθετεί το τεκτονικό κέρας της Μίνθης από το τεκτονικό βύθισμα Νέδα (Εικ. 4.4). Αποτελείται από ρήγματα σε en echelon διάταξη των οποίων οι διευθύνσεις είναι κυρίως E-W και δευτερευόντως WNW-ESE. Οι κλίσεις των επιφανειών των ρηγμάτων είναι μικρές (33⁰-46⁰), η δε φορά κλίσης προς νότο (Εικ. 4.10Fig. 4. 10 191).

Μεταξύ Λέπρεου και Ν. Φιγάλειας εμφανίζονται οι επιφάνειες κάποιων ρηγμάτων της εν λόγω ρηξιγενούς ζώνης μέσα στους ανωκρητιδικούς ασβεστόλιθους της Πίνδου (Εικ. 4.11.bFig. 4. 11 192, 4.11.cFig. 4. 11 192), κύρια χαρακτηριστικά των οποίων είναι ότι:

i. έχουν κυματοειδή μορφή

ii. πάνω στον καθρέφτη παρατηρείται μονόμικτο τεκτονικό λατυποπαγές του οποίου οι λατύπες προέρχονται από τους ανωκρητιδικούς ασβεστόλιθους

iii. το μονόμικτο τεκτονικό λατυποπαγές καλύπτεται από ένα λεπτό ασβεστιτικό υμένιο, πάνω στο οποίο παρατηρήθηκαν γραμμές προστριβής, οι οποίες δείχνουν ότι πρόκειται για κανονικά ρήγματα με μία μικρή οριζόντια συνιστώσα δεξιόστροφης κίνησης.

Στην επιφάνεια του ρήγματος με στοιχεία 33/198, για την οποία ισχύουν όλα τα χαρακτηριστικά που αναφέρθηκαν προηγουμένως, παρατηρήθηκαν δύο γραμμές προστριβής, η παλαιότερη με στοιχεία 32/186 και η νεώτερη με στοιχεία 26/160. Είναι φανερό ότι στη δεύτερη περίπτωση η οριζόντια συνιστώσα στην κίνηση είναι σημαντική, έχει δε αριστερόστροφο χαρακτήρα.

Fig. 4. 9

Εικ. 4.9: Στερεογραφική προβολή των ρηγμάτων της ρηξιγενούς ζώνης Μίνθης.

Fig. 4.9: Stereographic projection (lower hemisphere) of constituent faults of the Minthi fault zone.

Fig. 4. 10

Εικ. 4.10: Στερεογραφική προβολή των ρηγμάτων της ρηξιγενούς ζώνης Λέπρεου – Ν. Φιγαλείας.

Fig. 4.10: Stereographic projection (lower hemisphere) of constituent faults of the Lepreon – N. Figalia fault zone.

Fig. 4. 11

a

b

c

Εικ. 4.11: a) Πανοραμική άποψη των ρηξιγενών ζωνών Λέπρεου – Ν. Φιγαλείας και Ταξιαρχών b) Επιφάνεια ρήγματος της ρηξιγενούς ζώνης Λέπρεου – Ν. Φιγαλείας c) Επιφάνεια ρήγματος της ρηξιγενούς ζώνης Λέπρεου – Ν. Φιγαλείας με γραμμές προστριβής.

Fig. 4.11: a) Panoramic view of the Lepreon – N. Figalia and Taxiarches fault zones b) Fault outcrop of the Lepreon – N. Figalia fault zone c) Striation-bearing slickenside of the Lepreon – N. Figalia fault zone.

Η προηγούμενη ρηξιγενής επιφάνεια κόβεται από μία νεώτερη με στοιχεία 60/220, πάνω στην οποία παρατηρήθηκαν γραμμές προστριβής που δείχνουν κίνηση κατά παράταξη (04/134) και μάλιστα αριστερόστροφη.

Είναι φανερό λοιπόν ότι παντού συμμετέχει η οριζόντια συνιστώσα στην κινήση των τεμαχών εκατέρωθεν των ρηξιγενών επιφανειών, δηλαδή πρόκειται για πλαγιοκανονικά ρήγματα (oblique-slip normal faults). Αυτή η άποψη ενισχύεται και από την παρατηρούμενη πάρελξη των αξόνων των πτυχών της Πίνδου, οι οποίοι κοντά στη ρηξιγενή ζώνη βυθίζονται προς τα SE.

Οι επιφάνειες των ρηγμάτων που περιγράφτηκαν, σε αρκετές θέσεις καλύπτονται από κορήματα που είναι σχετικά συνεκτικά, τα οποία προς τα πάνω εξελίσσονται σε κροκαλολατυποπαγή που είναι πιο χαλαρά. Σε άλλες θέσεις, πάνω στις ρηξιγενείς επιφάνειες παρατηρούνται υπολείμματα των θαλάσσιων κατωπλειστοκαινικών αποθέσεων και πάνω σ' αυτά, τα κορήματα. Η διάβρωση των μεταλπικών αποθέσεων σήμερα, αποκαλύπτει τις ρηξιγενείς επιφάνειες.

Περίπου 2 km βορειότερα, υπάρχει μία άλλη ρηξιγενής ζώνη, η ρηξιγενής ζώνη των Ταξιαρχών, η οποία έχει την ίδια γεωμετρία και τα ίδια χαρακτηριστικά με τη ρηξιγενή ζώνη Λέπρεου - Ν. Φιγάλειας. Η μόνη διαφορά που παρουσιάζει είναι ότι οι ρηξιγενείς επιφάνειες που την απαρτίζουν είναι διαβρωμένες και ως εκ τούτου δεν είναι δυνατόν να παρατηρήσει κανείς γραμμές προστριβής. Πρέπει όμως να τονιστεί ότι και εδώ οι κλίσεις των επιφανειών των ρηγμάτων είναι μικρές (40/240) (Εικ. 4.12Fig. 4. 12 193).

Fig. 4. 12

Εικ. 4.12: Στερεογραφική προβολή των ρηγμάτων της ρηξιγενούς ζώνης Ταξιαρχών.

Fig. 4.12: Stereographic projection (lower hemisphere) of constituent faults of the Taxiarches fault zone.

Από όλα τα προαναφερθέντα γίνεται σαφές ότι η ρηξιγενής ζώνη των Ταξιαρχών είναι παλαιότερη της ρηξιγενούς ζώνης Λέπρεου - Ν. Φιγάλειας.

3.2.5. Ρηξιγενής ζώνη Νέδα

Όπως προαναφέρθηκε, το τεκτονικό κέρας του Τετράζιου οριοθετείται από το τεκτονικό βύθισμα Νέδα με μία ρηξιγενή ζώνη της οποίας η μέση διεύθυνση είναι E-W, και στο εξής θα αποκαλείται ρηξιγενής ζώνη Νέδα (Εικ. 4.4, 4.13aFig. 4. 13 194).

Αποτελείται από ρήγματα διευθύνσεων NE-SW και ESE-WNW σε en echelon διάταξη. Κύριο χαρακτηριστικό των ρηγμάτων αυτών είναι η σχετικά μικρή κλίση των επιφανειών τους (Εικ. 4.13.bFig. 4. 13 194).

Και σ' αυτή την περίπτωση, δεν είναι εύκολο να δει κανείς μεγάλες και χαρακτηριστικές ρηξιγενείς επιφάνειες, όπως π.χ. στο Λάπιθα ή ακόμα και στο Λέπρεο, παρά μόνο αρκετές μικρές σε φυσικές ή τεχνητές τομές. Πάνω σ' αυτές τις επιφάνειες συχνά παρατηρούνται γραμμές προστριβής, οι οποίες δείχνουν μία οριζόντια συνιστώσα στην κίνηση των τεμαχών εκατέρωθεν της ρηξιγενούς επιφάνειας, κάτι που έχει αποτυπωθεί λόγω πάρελξης και στους άξονες των πτυχών της Πίνδου. Πράγματι, στη περιοχή της ρηξιγενούς ζώνης, οι άξονες των πτυχών της Πίνδου βυθίζονται προς τα βόρεια.

Πρέπει να σημειωθεί ότι, η ρηξιγενής ζώνη της Νέδα παρουσιάζει σημαντικό κατακόρυφο άλμα κατά τη φάση της δημιουργίας του ομώνυμου τεκτονικού βυθίσματος, το οποίο αυξάνει από τα ανατολικά (0 m) προς τα δυτικά ( >700 m.). Τούτο διαπιστώνεται τόσο από τα απότομα πρανή της μορφολογίας όσο και από τη γεωλογία, παρ' όλα αυτά όμως δεν παρατηρείται κάποιο ή κάποια ρήγματα με μεγάλο άλμα, αλλά πολλά ρήγματα με μικρό άλμα, τα οποία αθροιστικά δίδουν μεγάλο άλμα.

Σήμερα, η ρηξιγενής ζώνη θα πρέπει να είναι κυριολεκτικά "θαμμένη" κάτω από τις αποθέσεις της κοίτης της Νέδα, τούτο δε διαπιστώνεται από τα εξής (Εικ. 4.14Fig. 4. 14 195):

α. Δυτικά του χωριού Καρυές και ως την Ελαία (νότια της σημερινής κοίτης της Νέδα), εμφανίζεται ο σχηματισμός Νέδα με τα χαρακτηριστικά πολύμικτα κροκαλοπαγή, ο οποίος φθάνει μέχρι απόλυτο υψόμετρο 140 m, ενώ βόρεια της σημερινής κοίτης ο ίδιος σχηματισμός εμφανίζεται μέχρι τα 320 m (Μεγαβούνι). Τούτο σημαίνει ότι το βόρειο ρηξιτέμαχος έχει ανέλθει και το νότιο έχει κατέλθει το δε άλμα είναι περίπου 200 m, έχει δε δημιουργηθεί τα τελευταία 270.000 έτη, εάν δεχθούμε ότι η θαλάσσια ιζηματογένεση σταμάτησε σε όλο το τεκτονικό βύθισμα ενιαία στο τέλος του Μέσου Πλειστοκαίνου (ΝΝ-20), (βλπ. κεφ. Γεωλογίας), ή τα τελευταία 800.000 έτη από τη διαπίστωση της Ζώνης ΝΝ-19 εκατέρωθεν της σημερινής κοίτης της Νέδα (βλπ. κεφ. Γεωλογία).

β. Στο Μεγαβούνι (βόρεια της σημερινής κοίτης) και σε απόλυτο υψόμετρο 100 m, υπάρχουν υπολείμματα αναβαθμίδας του ποταμού κάτι που δεν παρατηρείται στη περιοχή νότια της κοίτης.

Fig. 4. 13

a

b

Εικ. 4.13: a) Πανοραμική άποψη της ρηξιγενούς ζώνης Νέδα b) Στερεογραφική προβολή των ρηγμάτων της ρηξιγενούς ζώνης Νέδα.

Fig. 4.13: a) Panoramic view of the Neda fault zone b) Stereographic projection (lower hemisphere) of constituent faults of the Neda fault zone.

Fig. 4. 14

Εικ. 4.14: Λεπτομερής γεωλογικός χάρτης τμήματος του τεκτονικού βυθίσματος Νέδα: 1:Πίνδος, 2:Εναλλαγές ψαμμιτών μαργών, 3:Πολύμικτα κροκαλοπαγή, 4:Μονόμικτα κροκαλοπαγή (ποτάμια αναβαθμίδα), 5:Ολοκαινικές αποθέσεις, 6:Ρήγμα, 7:Παράταξη και κλίση στρωμάτων.

Fig. 4.14: Detailed geological map of a part of Neda graben; 1:Pindos unit, 2:Alternations of sandstones and marls, 3:Polymictic conglomerates, 4:Oligomictic conglomerates (fluvial terrace), 5:Holocene deposits, 6:Fault, 7:Strike and dip of strata.

Από τα προηγούμενα τεκμηριώνεται ότι μέσα στο Πλειστόκαινο, και μάλιστα μετά το τέλος του Κατώτερου Πλειστοκαίνου αν όχι και νεώτερα, έχει αλλάξει η κινηματική στην εν λόγω ρηξιγενή ζώνη. Η φορά της κίνησης των ρηξιτεμαχών βόρεια και νότια της ρηξιγενούς ζώνης άλλαξε μετά το τέλος της απόθεσης των θαλάσσιων ιζημάτων (σχηματισμός Νέδα), κάπου στο Μέσο Πλειστόκαινο. Έτσι, ενώ μέχρι εκείνη την εποχή το βόρειο ρηξιτέμαχος βυθιζόταν και το νότιο ανερχόταν, ακολούθως το βόρειο ανήλθε περισσότερο από ό,τι το νότιο. Επομένως, καθ' όλη τη νεοτεκτονική περίοδο το πιο κινητικό τέμαχος φαίνεται ότι ήταν το τεκτονικό βύθισμα Νέδα.

Γι' αυτούς λοιπόν τους λόγους, το τμήμα της ρηξιγενούς ζώνης στο οποίο έχει παρατηρηθεί η αναστροφή της φοράς της κίνησης μπορεί να χαρακτηρισθεί σαν ενεργό, ενώ η προέκτασή του στο αλπικό σαν πιθανά ενεργό, μιας και τα μόνα χαρακτηριστικά που παρουσιάζει είναι:

· Σε ορισμένες θέσεις έντονη κατά βάθος διάβρωση και

· Σε ορισμένες θέσεις ύπαρξη κορημάτων

3.2.6. Ρηξιγενής ζώνη Mέλπειας

Η ρηξιγενής ζώνη της Μέλπειας που οριοθετεί το τεκτονικό βύθισμα Καλαμάτας - Κυπαρισσίας από το τεκτονικό κέρας Τετράζιου, έχει μέση διεύθυνση NW-SE (Εικ. 4.4), αποτελείται δε από ρήγματα με κύρια διεύθυνση NW-SE (Εικ. 4.15.aFig. 4. 15 196) σε en echelon διάταξη.

Δεν είναι εύκολο να δει κανείς μεγάλες και χαρακτηριστικές επιφάνειες ρηγμάτων, παρά μόνο αρκετές μικρές, σε φυσικές ή τεχνητές τομές. Πάνω σ' αυτές τις επιφάνειες συχνά παρατηρούνται γραμμές προστριβής που δείχνουν μία οριζόντια συνιστώσα στην κίνηση, κάτι που έχει αποτυπωθεί λόγω πάρελξης και στους άξονες των πτυχών της Πίνδου. Πράγματι, στη περιοχή της ρηξιγενούς ζώνης, οι άξονες βυθίζονται προς τα SE.

Η εν λόγω ρηξιγενής ζώνη, εκτός των προαναφερθέντων, παρουσιάζει και τα ακόλουθα χαρακτηριστικά:

α. Το άλμα δεν είναι σταθερό σε όλο το μήκος της, αλλά μεταβάλλεται. Έτσι, από το χωριό Χαλκιάς στα NW προς το χωριό Δεσύλλα στα SE, το άλμα αυξάνει.

β. Εγκάρσια στη ρηξιγενή ζώνη, ήτοι σε διεύθυνση NE-SW, παρουσιάζεται έντονη κατά βάθος διάβρωση, στο μέτωπό της δε δημιουργούνται κώνοι κορημάτων.

γ. Σε όλο το μήκος της ρηξιγενούς ζώνης τα πετρώματα είναι έντονα κατακερματισμένα.

Εξάλλου, νοτιότερα από παλαιότερες γεωφυσικές έρευνες (ΜΑΡΙΟΛΑΚΟΣ, ΛΟΥΗΣ & ΠΑΠΑΔΟΠΟΥΛΟΣ 1987) έχουν εντοπισθεί ρήγματα μέσα στη λεκάνη της Άνω Μεσσηνίας διεύθυνσης περίπου E-W και NW-SE (Εικ. 4.15.bFig. 4. 15 196), τα οποία έχουν κι αυτά μεταβαλλόμενο άλμα κατά τη φορά που αναφέρθηκε για τη ρηξιγενή ζώνη.

Fig. 4. 15

a

b

Εικ. 4.15: a) Στερεογραφική προβολή ρηγμάτων της ρηξιγενούς ζώνης Μέλπειας b) Το ανάγλυφο του αλπικού υποβάθρου της λεκάνης της Άνω Μεσσηνίας και τα ρήγματα (από ΜΑΡΙΟΛΑΚΟΣ et al., 1987).

Fig. 4.15: a) Stereographic projection (lower hemisphere) of constituent faults of the Melpia fault zone b) Structural contour map to show the relief of the alpine basement in Ano Messinia graben (after MARIOLAKOS et al., 1987).

Από όλα όσα προαναφέρθηκαν, πιστεύουμε ότι η ρηξιγενής ζώνη Μέλπειας - Δεσύλλα πρέπει να χαρακτηριστεί σαν ενεργή.

3.2.7. Ρηξιγενής ζώνη Κυπαρισσίας - Αετού

Η ρηξιγενής ζώνη Κυπαρισσίας - Αετού, που οριοθετεί το σύνθετο τεκτονικό βύθισμα Μεγαλόπολης - Λύκαιου - Μίνθης - Τετράζιου (ΜΕΛΥΜΙΤΕ) από τη σύνθετη μορφοτεκτονική δομή των ορέων της Κυπαρισσίας, αποτελείται από ρήγματα των οποίων η μέση διεύθυνση είναι E-W (Εικ. 4.16.a, 4.16.bFig. 4. 16 198), έχουν δε μία en echelon διάταξη.

Πρέπει να σημειωθεί ότι δεν είναι εύκολο να δει κανείς μεγάλες και χαρακτηριστικές επιφάνειες ρηγμάτων, παρά μόνο μικρές και αυτές όχι πολλές, σε φυσικές ή τεχνητές τομές. Πάνω στις επιφάνειες αυτές σπάνια παρατηρούνται γραμμές προστριβής, έτσι δεν είναι εύκολο να εκφράσει κανείς άποψη για τον τύπο της κίνησης των ρηξιτεμαχών εκατέρωθεν της ρηξιγενούς ζώνης λαμβάνοντας υπόψη μόνο τις γραμμές προστριβής. Πολλά στοιχεία για το είδος της κίνησης όμως, βγαίνουν από τη μελέτη του τεκτονικού χάρτη κοντά στη ρηξιγενή ζώνη (βλέπε σχετικό κεφάλαιο), από την οποία συμπεραίνεται ότι υπάρχει σημαντική οριζόντια συνιστώσα στην κίνηση, και μάλιστα στο ανατολικό τμήμα είναι αριστερόστροφη, ενώ στο δυτικό δεξιόστροφη.

Σε αρκετές θέσεις (Βρύσες - Πανόραμα) (Εικ. 4.17.aFig. 4. 17 199) στα ρήγματα της ρηξιγενούς ζώνης εμφανίζεται μονόμικτο τεκτονικό λατυποπαγές, σημαντικού πάχους, το οποίο όσο απομακρυνόμαστε βαθμιαία από το ρήγμα, εξελίσσεται αρχικά σε πολύμικτο κροκαλολατυποπαγές και τελικά σε πολύμικτο κροκαλοπαγές (Εικ. 4.17.bFig. 4. 17 199). Επιπλέον, πρέπει να σημειωθεί, ότι κατά μήκος της ρηξιγενούς ζώνης δεν παρατηρούνται κώνοι κορημάτων ή κορήματα, κάτι που αποτελεί ένδειξη ότι η εν λόγω ρηξιγενής ζώνη δεν έχει επαναδραστηριοποιηθεί στο πρόσφατο γεωλογικό παρελθόν.

Το κατακόρυφο άλμα της ρηξιγενούς ζώνης δεν είναι σταθερό, αλλά μεταβάλλεται. Πράγματι, στη περιοχή Αετού (ανατολικά) το άλμα είναι μηδενικό ή μικρό, ενώ στη περιοχή Κυπαρισσίας (δυτικά) το άλμα αυξάνει σημαντικά ( >500 m).

3.2.8. Ρηξιγενής ζώνη Λύκαιου

Η ρηξιγενής ζώνη του Λύκαιου, που οριοθετεί το τεκτονικό βύθισμα της Μεγαλόπολης από το τεκτονικό κέρας του Λύκαιου (Εικ. 4.18Fig. 4. 18 199), έχει μέση διεύθυνση NNW-SSE (Εικ. 4.4), αποτελείται δε από ρήγματα της προαναφερθείσας διεύθυνσης σε en echelon διάταξη.

Μεγάλες και χαρακτηριστικές ρηξιγενείς επιφάνειες δεν παρατηρούνται παντού, γιατί στα περισσότερα σημεία η ρηξιγενής ζώνη έχει καλυφθεί από τις μεταλπικές αποθέσεις της λεκάνης της Μεγαλόπολης. Η ρηξιγενής ζώνη αναγνωρίζεται κυρίως έμμεσα, από τις μεγάλες μορφολογικές κλίσεις των ανατολικών πρανών του Λύκαιου, τις κατολισθήσεις κλπ., καθώς επίσης και από δευτερογενή φαινόμενα που δημιουργούνται λόγω της ανύψωσης του Λύκαιου.

Fig. 4. 16

a

b

Εικ. 4.16: a) Στερεογραφική προβολή ρηγμάτων της ρηξιγενούς ζώνης Κυπαρισσίας – Αετού b) Πανοραμική άποψη της ρηξιγενούς ζώνης Κυπαρισσίας – Αετού.

Fig. 4.16: a) Stereographic projection (lower hemisphere) of constituent faults of the Kyparissia - Aetos fault zone b) Panoramic view of the Kyparissia - Aetos fault zone.

a

Fig. 4. 17

b

Εικ. 4.17: Ρηξιγενής ζώνη Κυπαρισσίας – Αετού a) Μονόμικτο λατυποπαγές b) Πολύμικτο κροκαλολατυποπαγές.

Fig. 4.17: Kyparissia – Aetos fault zone a) Oligomictic breccia b) Polymictic – conglomeratic – breccia.

Fig. 4. 18

Εικ. 4.18: Πανοραμική άποψη της ρηξιγενούς ζώνης Λύκαιου.

Fig. 4.18: Panoramic view of Lykaeon fault zone..

Το φαινόμενο κατακόρυφο άλμα της ρηξιγενούς ζώνης δεν είναι σταθερό σε όλο το μήκος της, αλλά μεταβάλλεται. Πράγματι, ενώ στη περιοχή των Παραδεισίων (νότια) το άλμα είναι μικρό, στη περιοχή Λυκοσούρας- Κυπαρίσσι (βόρεια) είναι σαφώς μεγαλύτερο.

3.3. Ρηγματα

3.3.1. Γενικά

Μέσα στις περιγραφείσες νεοτεκτονικές μακροδομές, και μεταξύ των ρηξιγενών ζωνών που τις οριοθετούν, υπάρχουν πάρα πολλά ρήγματα, από τα οποία άλλα έχουν παίξει σημαντικό και άλλα ασήμαντο ρόλο κατά τη διάρκεια της νεοτεκτονικής περιόδου. Η συστηματική μελέτη των ρηγμάτων με σκοπό να διακριθούν τα συζυγή συστήματα και ταυτόχρονα να καθοριστεί η σειρά αρχαιότητάς, τόσο μεταξύ τους, όσο και σε σχέση με τα υπόλοιπα τεκτονικά στοιχεία, δεν είναι πάντοτε εύκολη εργασία. Τούτο οφείλεται σε πολλά αίτια, μεταξύ των οποίων τα σημαντικότερα είναι τα ακόλουθα:

i. Επειδή παρατηρούνται ρήγματα τόσο στα τεκτονικά βυθίσματα που έχουν πληρωθεί από μεταλπικούς σχηματισμούς, όσο και στα τεκτονικά κέρατα που δομούνται αποκλειστικά από αλπικούς σχηματισμούς, δεν είναι εύκολο να γίνει ενιαία ταξινόμηση των ρηγμάτων ώστε να αποδοθούν όλες οι παρατηρούμενες στην ύπαιθρο περιπτώσεις από κινηματική και από δυναμική άποψη, πολύ δε περισσότερο να διευκρινισθεί η γεωμετρική τους σχέση με τις πτυχές ή τη γενική στρώση των στρωμάτων της περιοχής. Εδώ πρέπει να σημειωθεί ότι πτυχές δεν παρατηρούνται μόνο στους αλπικούς σχηματισμούς, αλλά και στους μεταλπικούς.

ii. Δεν υπάρχει ικανοποιητικό πρότυπο με βάση το οποίο να μπορεί να συνδυάσει κανείς τις δυναμικές συνθήκες που προκύπτουν από τις γωνιώδεις σχέσεις ενός συζυγούς ζεύγους συστημάτων ρηγμάτων, όπως αυτές εκφράζονται από τον υπολογισμό των αξόνων σ₁, σ₂ και σ₃, με τις κινηματικές συνθήκες που μπορεί να καθοριστούν στις περιπτώσεις όπου είναι γνωστή η διεύθυνση της ολίσθησης πάνω στις ρηξιγενείς επιφάνειες, η οποία εκφράζεται με τις γραμμές προστριβής (ΠΑΠΑΝΙΚΟΛΑΟΥ, 1978). Το πρόβλημα γίνεται πολύ πιο σύνθετο εάν θελήσει κανείς να ξεφύγει από την επιφάνεια των ρηγμάτων και να δώσει την κινηματική και δυναμική ερμηνεία για τον ευρύτερο χώρο, δηλαδή από τις δύο διαστάσεις να πάει στις τρεις.

iii. Υπάρχει δυσχέρεια στον εντοπισμό των συζυγών ρηξιγενών επιφανειών, των οποίων το ένα σύστημα πολλές φορές δεν είναι τόσο αναπτυγμένο όσο το άλλο, καθώς επίσης και δυσκολία στο να βρεθούν ρήγματα που να κόβονται από άλλα νεώτερα (εξαιρέσεις υπάρχουν στα μεταλπικά ιζήματα), ενώ τελικά είναι πολύ σύνηθες το φαινόμενο της εκ νέου δραστηριοποίησης μιας παλαιότερης ρηξιγενούς επιφάνειας σε μία νεώτερη φάση, κάτι που κάνει ακόμα πιο σύνθετη την περαιτέρω ανάλυση.

Όλα τα προαναφερθέντα που ισχύουν γενικά, γίνονται περισσότερο προβληματικά, όταν λείπουν επαρκή στρωματογραφικά στοιχεία, κάτι που συμβαίνει στα τεκτονικά κέρατα που δομούνται από αλπικούς σχηματισμούς.

Έτσι, δεδομένου ότι η δημιουργία ρηγμάτων είναι, θεωρητικά και πειραματικά, συνδεδεμένη με συγκεκριμένες συνθήκες εντατικής κατάστασης και φύσης του πετρώματος, (κριτήριο Navier - Coulomb, γωνία εσωτερικής τριβής, γωνία επιπέδου ανισοτροπίας και κύριας τάσης κ. α.), οι οποίες από άποψη χώρου εντάσσονται στον ανώτερο τεκτονικό όροφο, ενώ από άποψη χρόνου στο τελευταίο στάδιο εξέλιξης της τελευταίας παραμορφωτικής φάσης, έπεται ότι η δημιουργία των ρηγμάτων στην Κεντροδυτική Πελοπόννησο πρέπει να τεθεί μεταξύ Άνω Μειοκαίνου και Τεταρτογενούς. Παρόλα αυτά, έχει αποδειχθεί ότι ρηξιγενείς επιφάνειες προϋπάρχουν της προαναφερθείσας περιόδου (βλέπε πρόβλημα φλύσχη Τρίπολης, ή η σχέση ανωκρητιδικών ασβεστόλιθων Ιόνιας ενότητας με τον ολιγοκαινικό κλαστικό σχηματισμό στο Λάπιθα) και έχουν παίξει σημαντικό ρόλο στη νεώτερη φάση.

Στις προαναφερθείσες δυσκολίες πρέπει να προστεθεί και η δυσκολία αναγνώρισης των ρηγμάτων στην ύπαιθρο επειδή:

i. τα περισσότερα από αυτά δεν δημιουργούν κάποια μορφολογική ανωμαλία στο ανάγλυφο

ii. καλύπτονται από εδαφικό μανδύα και

iii. σε ορισμένες περιπτώσεις, κυρίως στα μεταλπικά ιζήματα λείπουν χαρακτηριστικοί ορίζοντες, η διακοπή των οποίων θα διευκόλυνε την αναγνώρισή τους.

Η μελέτη των ρηγμάτων έγινε κυρίως κατά μήκος των τεχνητών τομών των δρόμων και των λιγνιτορυχείων, κατά μήκος των φυσικών τομών στις περιοχές των απότομων πρανών, καθώς και με τη λεπτομερή μελέτη (φωτοερμηνεία) των αεροφωτογραφιών της περιοχής μελέτης, κλίμακας 1/33.000 περίπου.

Ακολούθως θα περιγραφούν εκείνα τα οποία εντοπίστηκαν στην ύπαιθρο. Η περιγραφή θα γίνει σε κάθε νεοτεκτονική μακροδομή ξεχωριστά, ώστε να γίνει κατανοητή η γεωμετρία και η κινηματική και κατ' επέκταση και η δυναμική, αλλά και κάθε ιδιαιτερότητα που παρουσιάζει καθεμιά από τις νεοτεκτονικές μακροδομές.

3.3.2. Ρήγματα τεκτονικού κέρατος Λάπιθα

Στο τεκτονικό κέρας του Λάπιθα που έχει επιμήκη μορφή, εκτός από τα ρήγματα που συνιστούν τις περιθωριακές ρηξιγενείς ζώνες, οι οποίες ήδη περιγράφτηκαν, απαντούν και αρκετά ρήγματα μέσα στους αλπικούς σχηματισμούς (ενότητες Ιόνια, Γαβρόβου - Τρίπολης και Πίνδου) που δομούν το κέρας (βλπ. Τεκτονικό και Νεοτεκτονικό χάρτη).

Τα πλέον χαρακτηριστικά είναι αυτά που φέρνουν σε επαφή τον φλύσχη με τα ανθρακικά της ενότητας Γαβρόβου - Τρίπολης, πρόκειται δηλαδή για τεκτονοϊζηματογενή επαφή. Στο δυτικό τμήμα κυριαρχεί η διεύθυνση NNW-SSE, χωρίς να σημαίνει ότι δεν υπάρχουν και ρήγματα άλλων διευθύνσεων, όπως NE-SW ή E-W. Στο κεντρικό τμήμα (περιοχή Σμέρνας) συνυπάρχουν ρήγματα NNW-SSE και NE-SW διευθύνσεων. Τα περισσότερα από αυτά τα ρήγματα έχουν μικρές κλίσεις (45⁰-60⁰) (Εικ. 4.19.aFig. 4. 19 201).

a	Fig. 4. 19 b
Εικ. 4.19: Τα ρήγματα στο τεκτονικό κέρας Λάπιθα.. a) Στερεογραφική προβολή ρηγμάτων στον Δυτικό Λάπιθα. b) Στερεογραφική προβολή ρηγμάτων στον Ανατολικό Λάπιθα (περιοχή Μπαρακίτικα).
Fig. 4.19: Faults occurring in Lapithas horst. a) Stereographic projection (lower hemisphere) of faults in W. Lapithas. b) Stereographic projection (lower hemisphere) of faults in E. Lapithas (Mparakitika).

Στις περισσότερες από αυτές τις ρηξιγενείς επιφάνειες, είναι δύσκολο να παρατηρήσει κανείς γραμμές προστριβής, οι περισσότερες δε έχουν δημιουργηθεί και λειτουργήσει πριν και κατά τη διάρκεια της φλυσχογένεσης και δεν φαίνεται να έχουν επαναδραστηριοποιηθεί κατά τη νεοτεκτονική περίοδο.

Επομένως, αυτά τα ρήγματα δεν φαίνεται να έχουν παίξει άμεσα σημαντικό ρόλο στη νεοτεκτονική εξέλιξη του Λάπιθα. Εξαίρεση ίσως αποτελούν ορισμένα από τα ρήγματα NNW-SSE διεύθυνσης στο δυτικό τμήμα (περιοχή Καϊάφα), τα οποία έχουν την ίδια διεύθυνση με τις σημερινές ακτογραμμές και φαίνεται ότι έχουν καθορίσει τη ρηξιγενή ζώνη του Επιτάλιου, η οποία σύμφωνα με τους σεισμολόγους (ΠΑΠΑΖΑΧΟΣ, ΔΡΑΚΟΠΟΥΛΟΣ, ΜΑΚΡΟΠΟΥΛΟΣ, 1993), έδωσε το σεισμό της 27-3-93 στο Πύργο Ηλείας με τα γνωστά καταστρεπτικά αποτελέσματα.

Στο τμήμα του Λάπιθα που δομείται από σχηματισμούς της ενότητας Πίνδου δεν ήταν εύκολο να παρατηρήσει κανείς ρηξιγενείς επιφάνειες, εκτός από αυτές που ανήκουν στις περιθωριακές ρηξιγενείς ζώνες. Σε μία μόνο περίπτωση, νότια από τα Μπαρακίτικα, εντοπίστηκαν δύο ρηξιγενείς επιφάνειες. Στη μία απ' αυτές βρέθηκαν γραμμές προστριβής που δείχνουν ένα αριστερόστροφο χαρακτήρα στην κίνηση (Εικ. 4.19.b), ενώ στην άλλη παρατηρήθηκε μόνο μονόμικτο τεκτονικό λατυποπαγές χωρίς γραμμές προστριβής. Και σ' αυτή τη περίπτωση δεν φαίνεται να έχουν παίξει σημαντικό ρόλο τα εν λόγω ρήγματα κατά τη νεοτεκτονική περίοδο.

3.3.3. Ρήγματα τεκτονικού βυθίσματος Ζαχάρως

Το τεκτονικό βύθισμα Ζαχάρως, το οποίο σήμερα αποτελείται από δύο υπολεκάνες (ανατολική και δυτική), έχει πληρωθεί με μεταλπικά, κυρίως λιμναία και λιμνοθαλάσσια ιζήματα, τα οποία είναι κατακερματισμένα από πλήθος ρηγμάτων.

Η περιγραφή των ρηγμάτων θα γίνει σε κάθε επιμέρους λεκάνη χωριστά.

α. Ανατολική υπολεκάνη

Η χαρτογράφηση τόσο των γεωλογικών σχηματισμών όσο και των τεκτονικών στοιχείων έγινε σε κλίμακα 1/5.000 γιατί, αφενός το ανάγλυφο και αφετέρου η σύνθετη τεκτονική δομή της περιοχής, απαιτούν να παρουσιαστεί ένα πλήθος στοιχείων, τα οποία δεν θα μπορούσαν να τοποθετηθούν σε χάρτη μικρότερης κλίμακας.

Στο ανατολικό τμήμα της υπολεκάνης (Εικ. 2.29Fig. 4. 29 210, θέση Π7) εμφανίζεται η τομή της Εικ. 4.20 Fig. 4. 20 202, στην οποία παρατηρούνται δύο κύρια ρήγματα τα F₁ και F₂ και μεταξύ τους ένα πλήθος μικρότερων συνιζηματογενών ρηγμάτων, τα οποία όμως παρουσιάζουν την ίδια γεωμετρία με τα κύρια (Εικ. 4.21.aFig. 4. 21 203, 4.21.bFig. 4. 21 203). Η διεύθυνση των ρηγμάτων ταυτίζεται με τη διεύθυνση του κύριου κλάδου του υδρογραφικού δικτύου στην εν λόγω περιοχή (WNW-ESE).

Γραμμές προστριβής δεν παρατηρήθηκαν σε καμία επιφάνεια ρήγματος, έτσι δεν κατέστη δυνατό να μελετήσουμε λεπτομερώς και άμεσα πάνω στις ρηξιγενείς επιφάνειες το είδος της κίνησης, εάν δηλαδή η κίνηση είναι κατά κλίση (τυπικά κανονικά ρήγματα που συνδέονται με εντατικό πεδίο εφελκυσμού), ή εάν υπάρχει και κάποια οριζόντια συνιστώσα στην κίνηση, οπότε τα πράγματα γίνονται πιο σύνθετα.

Όλα τα ρήγματα φαίνεται ότι αποτελούν ένα σύστημα συζυγών ρηγμάτων, δηλαδή ρηγμάτων που δημιουργήθηκαν την ίδια εποχή από το ίδιο εντατικό πεδίο, δύο όμως από αυτά, τα F₁ και F₂, επαναδραστηριοποιήθηκαν και σε νεώτερες περιόδους και έδωσαν τη σημερινή εικόνα, δηλαδή την τεκτονοϊζηματογενή επαφή των κροκαλοπαγών, των οποίων οι κροκάλες προέρχονται από τους σχηματισμούς της Πίνδου και από το διαμελισμό των προϋπαρχόντων μεταλπικών αποθέσεων (σχηματισμοί Τσεμπερούλα, Λογγού), με το παλαιότερο σχηματισμό μαργών - ψαμμιτών Λογγού.

Πρέπει να σημειωθεί ότι ενώ ο ορίζοντας a της Εικ. 4.20Fig. 4. 20 202 έχει διαρραγεί από όλα τα ρήγματα, ο ορίζοντας b έχει θραυσθεί ουσιαστικά μόνο από τα δύο κύρια, το δε F₃ μόλις έχει μπει στον ορίζοντα c, ο δε ορίζοντας b έχει παραμορφωθεί κυρίως πλαστικά. Βλέπουμε λοιπόν ότι η απόθεση των ιζημάτων έγινε σε ένα περιβάλλον τεκτονικά ανήσυχο.

Fig. 4. 20

Εικ. 4.20: Ρήγματα στο σχηματισμό Λογγού.

Fig. 4.20: Faults within the Longo formation.

Fig. 4. 21

a

b

Εικ. 4.21: a) Ρήγματα στο σχηματισμό Λογγού. b) Στερεογραφική προβολή των ρηγμάτων στις θέσεις Π5 – Π7.

Fig. 4.21: a) Faults within the Longo formation b) Stereographic projection (lower hemisphere) of the faults in locations Π5 – Π7.

Το κατακόρυφο άλμα των ρηγμάτων που βρίσκονται στο χώρο μεταξύ των F₁ και F₂ είναι μικρό της τάξης των μερικών δεκάδων εκατοστών. Το άλμα του F₂ είναι 2 m, ενώ το άλμα του F₁, που έχει παίξει και τον πιο σημαντικό ρόλο στη διαμόρφωση της κοίτης του ποταμού, σίγουρα πρέπει να είναι μεγαλύτερο από 10 m, αφού δεν εμφανίζεται κανένας χαρακτηριστικός ορίζοντας στο τέμαχος που κατέβηκε.

Στην περιοχή συμβολής του ρεύματος που έρχεται από το Ράπτη με τον κύριο κλάδο του Τσεμπερούλα (Εικ. 2.29Fig. 4. 29 210, θέση Π5), εμφανίζεται κυρτή επιφάνεια ρήγματος που φέρνει σε επαφή τα κροκαλοπαγή του Ράπτη με τις εναλλαγές ψαμμιτών - μαργών του σχηματισμού Τσεμπερούλα (Εικ. 4.22Fig. 4. 22 204). Το ρήγμα είναι κανονικό, όμως γραμμές προστριβής δεν παρατηρήθηκαν. Και σ' αυτή την περίπτωση η ρηξιγενής επιφάνεια έχει την ίδια διεύθυνση με τον κύριο κλάδο του υδρογραφικού δικτύου. Το κατακόρυφο άλμα του ρήγματος πρέπει να είναι σημαντικό και μάλιστα να είναι αντίστοιχο του F₁ που περιγράφτηκε προηγουμένως.

Fig. 4. 22

Εικ. 4.22: Τεκτονική επαφή (ρήγμα) των κροκαλοπαγών του Ράπτη με το σχηματισμό Τσεμπερούλα.

Fig. 4.22: Faulted contact between the Raptis conglomerates and Tsemberoula formation.

Παρατηρήθηκαν όμως και μόνο μέσα στις εναλλαγές ψαμμιτών - κροκαλοπαγών, μικρά συζυγή ρήγματα που παρουσιάζουν τα ίδια χαρακτηριστικά με αυτά που περιγράφτηκαν στην προηγούμενη θέση.

Στη θέση R-1, μέσα στην κοίτη του ποταμού, υπάρχει μία μικρή εμφάνιση του σχηματισμού Τσεμπερούλα, πάνω στην οποία υπάρχουν υπολείμματα της παλαιάς αναβαθμίδας. Τα ιζήματα του σχηματισμού Τσεμπερούλα έχουν διαρραγεί από τρία (3) ρήγματα των οποίων οι επιφάνειες έχουν μικρές κλίσεις (32⁰-52⁰), η δε πάρελξη των στρωμάτων υποδηλώνει ανάστροφο χαρακτήρα στην κίνηση (Εικ. 4.23Fig. 4. 23 205).

Fig. 4. 23

Εικ. 4.23: Στερεογραφική προβολή ανάστροφων ρηγμάτων στη θέση R1.

Fig. 4.23: Stereographic projection of reverse faults in location R1.

Στην περιοχή Μονοδένδρι υπάρχουν μερικά μικρά ρήγματα, τα οποία όμως σχετίζονται άμεσα με τη πτύχωση (όπως θα περιγραφεί παρακάτω) των στρωμάτων του σχηματισμού Τσεμπερούλα. Κύριο χαρακτηριστικό αυτών των μικρών ρηγμάτων είναι ότι η διεύθυνσή τους ταυτίζεται με τη διεύθυνση του άξονα της μεγάλης νεοτεκτονικής πτυχής (E-W) και το πολύ μικρό τους άλμα (μέχρι 10 cm) (Εικ. 4.24.a, 4.24.bFig. 4. 24 206). Εκτός των αναφερθέντων ρηγμάτων, υπάρχουν και μερικά κανονικά ρήγματα, των οποίων οι διευθύνσεις και σ' αυτήν την περίπτωση, συμπίπτουν γενικά με τη διεύθυνση του άξονα της μεγάλης πτυχής.

Εξάλλου, στην εκμετάλλευση λιγνιτών ανατολικά του χωριού Λογγό (εκμετάλλευση Καραπάτη), εμφανίζονται ρήγματα που κόβουν το σχηματισμό Λογγού (Εικ. 4.25.bFig. 4. 25 207). Όλα έχουν διεύθυνση NE-SW και είναι κανονικού χαρακτήρα. Το πιο σημαντικό έχει μετατοπίσει τον ορίζοντα του κάρβουνου κατά 2,5m (Εικ. 4.25.aFig. 4. 25 207).

Τέλος, στη θέση Χάνια, στον υδροκρίτη των δύο υπολεκανών προβάλλει μία μικρή εμφάνιση των ανωκρητιδικών ασβεστόλιθων της Πίνδου, μέσα στις νεογενείς αποθέσεις (αλπικό παλαιοανάγλυφο). Στους ανωκρητιδικούς ασβεστόλιθους υπάρχει μία ρηξιγενής επιφάνεια, κύριο χαρακτηριστικό της οποίας είναι η μικρή κλίση (40⁰), καθώς και το ότι δεν παρατηρούνται γραμμές προστριβής πάνω σ αυτή, έχει δημιουργηθεί όμως μία σημαντική ζώνη κατακερματισμού. Το πιο σημαντικό όμως είναι ότι η επιφάνεια του ρήγματος κόβεται από διαρρήξεις με στοιχεία 60/020 που παρουσιάζουν en echelon διάταξη και δείχνουν μία διάτμηση πάνω στην επιφάνεια, με δεξιόστροφη κίνηση (Εικ.4.26.a, 4.26.bFig. 4. 26 207).

Fig. 4. 24

a

b

Εικ. 4.24: Ρήγματα στο σχηματισμό Τσεμπερούλα. a) Μικρά κανονικά και ανάστροφα ρήγματα στην αξονική περιοχή της νεοτεκτονικής πτυχής στο Μονοδένδρι. b) Στερεογραφική προβολή των ρηγμάτων στο Μονοδένδρι.

Fig. 4.24: a) Small-scale normal or reverse faults occurring along the axes area of the neotectonic fold in Monodendri. b) Stereographic projection (lower hemisphere) of the faults in Monodendri.

Fig. 4. 25

a

b

Εικ. 4.25: Ρήγματα στο σχηματισμό Λογγού. a) Ρήγματα στο λιγνιτωρυχείο στο Λογγό. b) Στερεογραφική προβολή των ρηγμάτων στο λιγνιτωρυχείο Λογγού.

Fig. 4.25: a) Faults occurring in the Longo lignite open pit. b) Stereographic projection (lower hemisphere) of the faults in the lignite open pit.

a	Fig. 4. 26 b
c
Εικ. 4.26: a) Ρηξιγενής επιφάνεια στους ανωκρητιδικούς ασβεστόλιθους της Πίνδου στην περιοχή Χάνια. b) Δευτερογενείς διαρρήξεις σε en échelon διάταξη πάνω στη ρηξιγενή επιφάνεια. c) Στερεογραφική προβολή των ρηγμάτων στη θέση Χάνια.
Fig. 4.26: a) Fault surface in the upper cretaceous limestones of Pindos unit in Chania area. b) Secondary en echelon fractures cutting the fault surface. c) Stereographic projection of the faults occurring in Chania.

β. Δυτική υπολεκάνη

Στη δυτική υπολεκάνη η παραμόρφωση των μεταλπικών σχηματισμών είναι αρκετά έντονη, αλλά όχι στο βαθμό που παρατηρείται στην ανατολική. Και εδώ παρατηρούνται αρκετά ρήγματα που έχουν διαρρήξει τους μεταλπικούς σχηματισμούς, οι νεώτεροι των οποίων είναι κατωπλειστοκαινικής ηλικίας.

Στην περιοχή Ξηροχωρίου (Εικ. 2.32, θέση 5) εντοπίστηκαν ρήγματα μέσα στις εναλλαγές ψαμμιτών - μαργών του σχηματισμού Ζαχάρως, σε δύο δε από αυτά παρατηρήθηκαν και γραμμές προστριβής (Εικ. 4.27Fig. 4. 27 209). Οι γραμμές προστριβής παρουσιάζουν μία, έστω και μικρή, οριζόντια συνιστώσα ώστε το ρήγμα να χαρακτηρίζεται ως αριστερόστροφο. Πρέπει να σημειωθεί ότι στην ίδια περιοχή ο σχηματισμός Ζαχάρως είναι έντονα κατακερματισμένος και οι κλίσεις των στρωμάτων αλλάζουν πολύ συχνά, κύριο δε χαρακτηριστικό τους είναι οι μεγάλες κλίσεις (35 - 56/120).

Fig. 4. 27

Εικ. 4.27: Στερεογραφική προβολή ρηγμάτων στο σχηματισμό Ζαχάρως στην περιοχή Ξηροχωρίου.

Fig. 4.27: Stereographic projection (lower hemisphere) of faults within Zacharo formation around Xirochorion.

Δυτικά από το Τουρλοβούνι, και μάλιστα στα ανατολικά πρανή της ρεματιάς που ανήκει στην παραχώρηση της ΛΑΡΚΟ (Εικ. 2.32, θέση 4), εμφανίζονται εναλλαγές μαργών ψαμμιτών, που έχουν διαρραγεί από ένα ρήγμα, του οποίου οι επιφάνεια έχει μικρή κλίση (45⁰). Το ρήγμα έχει κόψει όλα τα στρώματα της τομής που παρουσιάζουν σαφή στρώση και φαίνεται ότι σταματάει μέσα στο υπερκείμενο ψαμμιτομαργαϊκό υλικό που δεν παρουσιάζει σαφή στρώση (Εικ. 4.28Fig. 4. 28 209). Πρόκειται δηλαδή για κάποιο συνιζηματογενές ρήγμα. Στην επιφάνεια του ρήγματος παρατηρήθηκαν γραμμές προστριβής, οι οποίες δείχνουν ότι η κίνηση έγινε κατά κλίση. Το φαινόμενο κατακόρυφο άλμα του ρήγματος εκτιμάται ότι είναι 80 cm.

Στη δυτικά πρανή της προαναφερθείσας ρεματιάς, στην αποκάλυψη για την εκμετάλλευση των κάρβουνων εμφανίζεται άλλο ρήγμα το οποίο έχει κόψει όλα τα στρώματα, ακόμα και το ψαμμιτομαργαϊκό υλικό, δηλαδή πρέπει να έχει δραστηριοποιηθεί και σε φάση νεώτερη από το προηγούμενο ρήγμα. Γραμμές προστριβής δεν παρατηρήθηκαν στην επιφάνεια του ρήγματος. Το φαινόμενο κατακόρυφο άλμα του ρήγματος εκτιμάται ότι είναι 50cm (Εικ. 4.29.aFig. 4. 29 210). Στην Εικ. 4.29.bFig. 4. 29 210 φαίνονται οι προβολές των δύο προαναφερθέντων ρηγμάτων.

Η γεωμετρία που έχουν τα δύο ρήγματα, σε συνδυασμό με ότι κόβουν τους ίδιους σχηματισμούς (ίδιας ηλικίας), υποδηλώνουν ότι πρόκειται για συζυγή ρήγματα, δηλαδή πρόκειται για κανονικά συζυγή ρήγματα που προήλθαν από το ίδιο τοπικό εντατικό πεδίο (εφελκυσμός σε διεύθυνση N-S).

Fig. 4. 28

Εικ. 4.28: Ρήγμα στο σχηματισμό Άνυδρου στο λιγνιτωρυχείο της ΛΑΡΚΟ.

Fig. 4.28: Fault occurring within Anydro formation in the LARKO lignite open pit.

Στον Άγιο Γεώργιο, μεταξύ Κουμουθέκρα και Μάκιστου, σε μία τεχνητή τομή εμφανίζονται μία σειρά ρήγματα μέσα στα μεταλπικά ιζήματα, τα οποία όμως δεν κόβουν όλους τους ορίζοντες των στρωμάτων (Εικ. 4.30.bFig. 4. 30 211). Πρόκειται δηλαδή και σ' αυτή τη περίπτωση, όπως και στην ανατολική υπολεκάνη, για συνιζηματογενή ρήγματα. Τα τρία από αυτά τα ρήγματα, που παρουσιάζουν μικρό φαινόμενο κατακόρυφο άλμα (20-30 cm το καθένα), είναι ανάστροφα, σταματούν δε σε έναν χαρακτηριστικό ορίζοντα, ο οποίος δεν παρατηρείται στο τέμαχος που κατήλθε, νότια του κανονικού ρήγματος (Εικ. 4.30.bFig. 4. 30 211). Οι διευθύνσεις των ρηγμάτων είναι NNE-SSW έως NE-SW (Εικ. 4.30.aFig. 4. 30 211), δηλαδή διαφορετικές από τις διευθύνσεις των ρηγμάτων που ήδη περιγράφτηκαν.

3.3.4. Ρήγματα τεκτονικού κέρατος Μίνθης

Στο τεκτονικό κέρας Μίνθης, που δομείται σχεδόν αποκλειστικά από τους σχηματισμούς της ενότητας Πίνδου, απαντούν πάρα πολλά ρήγματα, από τα οποία τα περισσότερα έχουν δημιουργηθεί κατά την περίοδο επώθησης της Πίνδου πάνω στη Τρίπολη, πολλά όμως είναι και αυτά που είτε δημιουργήθηκαν είτε επαναδραστηριοποιήθηκαν κατά τη νεοτεκτονική περίοδο.

Όπως προαναφέρθηκε και στις ρηξιγενείς ζώνες, δεν είναι εύκολο να παρατηρήσει κανείς στην ύπαιθρο μεγάλες ρηξιγενείς επιφάνειες, αλλά μόνο μικρές, σε φυσικές ή τεχνητές τομές. Στις περισσότερες των περιπτώσεων τα ρήγματα εντοπίζονται έμμεσα, από την γεωλογική δομή της περιοχής. Οι επιφάνειες των ρηγμάτων εντοπίζονται κυρίως σε περιοχές που βρίσκονται κοντά στις περιθωριακές ρηξιγενείς ζώνες.

Fig. 4. 29

a

b

Εικ. 4.29: Ρήγμα στο σχηματισμό Άνυδρου στο λιγνιτωρυχείο της ΛΑΡΚΟ (a) και η στερεογραφική προβολή του (b).

Fig. 4.29: Fault within the Anydro formation in the LARKO lignite open pit (a) and stereographic projection (b).

Fig. 4. 30

a

b

Εικ. 4.30: Ρήγματα στο σχηματισμό Άνυδρου στην περιοχή Κουμουθέκρα. a) Σχηματική τομή στον Άγιο Γεώργιο και b) Στερεογραφική προβολή των ρηγμάτων.

Fig. 4.30: Faults in the Anydro formation in Koumouthekra area. a) Schematic cross section in Agios Georgios b) Stereographic projection (lower hemisphere).

Έτσι, στην ανατολική περιοχή του τεκτονικού κέρατος και νότια της Ανδρίτσαινας, εμφανίζεται επιφάνεια ρήγματος (56/184), πάνω στην οποία υπάρχουν δύο γραμμές προστριβής (Εικ. 4.31Fig. 4. 31 212). Πιο συγκεκριμένα, στον καθρέφτη του ρήγματος παρατηρείται μονόμικτο τεκτονικό λατυποπαγές πάνω στο οποίο υπάρχει η παλαιότερη γραμμή προστριβής (38/240) με πολύ σημαντική οριζόντια συνιστώσα (δεξιόστροφο). Πάνω από το μονόμικτο τεκτονικό λατυποπαγές παρατηρείται ένα ασβεστιτικό υμένιο, πάνω στο οποίο υπάρχουν νεώτερες γραμμές προστριβής (54/204). Είναι φανερό ότι στη δεύτερη περίπτωση η συγκεκριμένη επιφάνεια έχει λειτουργήσει σαν κανονικό ρήγμα με πολύ μικρή οριζόντια συνιστώσα (πάλι δεξιόστροφο).

Στο ανατολικό τμήμα του κέρατος και νότια από την προηγουμένως περιγραφείσα θέση, στην ευρύτερη περιοχή των χωριών Πέτρα, Νέδα, Σκληρός, επικρατούν ρήγματα με διεύθυνση ENE-WSW και φορά κλίσης προς τα SE, αυτό όμως δεν σημαίνει ότι δεν υπάρχουν και ρήγματα με φορά κλίσης προς τα NW (Εικ. 4.32Fig. 4. 32 212). Στα περισσότερα από αυτά δεν παρατηρούνται γραμμές προστριβής, ενώ είναι σύνηθες οι χαίνουσες επιφάνειες να είναι πληρωμένες με ασβεστιτικό υλικό. Πρέπει επίσης να σημειωθεί ότι παρατηρείται έντονη καρστικοποίηση κατά μήκος αυτών των ρηγμάτων.

Fig. 4. 31	Fig. 4. 32
Εικ. 4.31: Στερεογραφική προβολή ρήγματος με γραμμές προστριβής στους ανωκρητιδικούς ασβεστόλιθους της Πίνδου στην Ανδρίτσαινα. Fig. 4.31: Stereographic projection of a striation-bearing fault occurring in the upper cretaceous limestones of Pindos unit in Andritsaina.	Εικ. 4.32: Στερεογραφική προβολή ρηγμάτων στο ανατολικό τμήμα του όρους Μίνθη. Fig. 4.32: Stereographic projection (lower hemisphere) of faults in the eastern part of Minthi Mt..

Στη Μυρώνια, δυτικά της Ανδρίτσαινας, στα δυτικά πρανή της κοιλάδας του ρέματος που έρχεται από τη Μυρώνια, εμφανίζονται δύο ρηξιγενείς επιφάνειες (Εικ. 4.33.aFig. 4. 33 212) και 50m νοτιότερα άλλη μία στους ανωκρητιδικούς ασβεστόλιθους της Πίνδου, όλες δε κλίνουν προς τα NNE. Στις δύο από αυτές τις ρηξιγενείς επιφάνειες παρατηρούνται γραμμές προστριβής που δείχνουν ότι υπάρχει μία σημαντική οριζόντια συνιστώσα που, στη μία περίπτωση (F₁), η κίνηση είναι κανονικού χαρακτήρα και δεξιόστροφη στη δε άλλη (F₂), ανάστροφου χαρακτήρα και δεξιόστροφη (Εικ. 4.33.bFig. 4. 33 212). Πρέπει να σημειωθεί ότι οι ασβεστόλιθοι μεταξύ των ρηγμάτων είναι έντονα πτυχωμένοι με άξονες πτυχών που βυθίζονται προς τα NE, δηλαδή οι άξονες των πτυχών έχουν τον ίδιο προσανατολισμό με τις γραμμές προστριβής των ρηγμάτων, επομένως έχουν επηρεασθεί από τη δράση των εν λόγω ρηγμάτων.

Fig. 4. 33

a

b

Εικ. 4.33: Ρήγματα στους ανωκρητιδικούς ασβεστόλιθους της Πίνδου στην Μυρώνια. a) Σχηματική τομή. b) Στερεογραφική προβολή.

Fig. 4.33: Faults in the upper cretaceous limestones of Pindos unit in Myronia. a) Schematic cross section. b) Stereographic projection (lower hemisphere).

Στην είσοδο του χωριού Μίνθη και στη διασταύρωση του δρόμου προς το χωριό Κωστομέρα, εμφανίζονται ρηξιγενείς επιφάνειες στους ανωκρητιδικούς ασβεστόλιθους της Πίνδου, πάνω στις οποίες υπάρχει μονόμικτο τεκτονικό λατυποπαγές. Στις επιφάνειες αυτές δεν παρατηρήθηκαν γραμμές προστριβής (Εικ. 4.34Fig. 4. 34 213).

Στο δρόμο που οδηγεί από την Αρήνη στο Βρεστό και κοντά στην Αρήνη (NW τμήμα του κέρατος), παρατηρήθηκε στιλβωμένη ρηξιγενής επιφάνεια, στην οποία όμως δεν υπήρχαν γραμμές προστριβής, παρά μόνο υπολείμματα από θαλάσσιες μεταλπικές αποθέσεις. Υπήρχαν όμως υπολείμματα από τις μεταλπικές αποθέσεις που ανήκουν στο σχηματισμό Ζαχάρως.

Στο κεντρικό τμήμα του κέρατος στο χώρο του Πάμισσου ποταμού (χωριά Λινίσταινα, Πετράλωνα, Περιβόλια, Φιγάλεια, κλπ.), παρατηρούνται ρήγματα των οποίων οι διευθύνσεις είναι κατά κύριο λόγο ENE-WSW έως E-W και κατά δεύτερο λόγο NE-SW. Οι ρηξιγενείς αυτές επιφάνειες έχουν σχετικά μικρές κλίσεις (Εικ. 4.35Fig. 4. 35 213). Σε πολλές από τις διαρρήξεις παρατηρούνται γραμμές προστριβής που δείχνουν μία αριστερόστροφη κίνηση. Και σ' αυτή την περίπτωση, η καρστικοποίηση έχει αναπτυχθεί κατά μήκος των ρηγμάτων, αρκετές δε χαίνουσες επιφάνειες έχουν πληρωθεί με ασβεστιτικό υλικό. Όλα αυτά τα ρήγματα παρουσιάζουν μία en echelon διάταξη και σχηματίζουν τη ρηξιγενή ζώνη του Πάμισσου, κατά μήκος της οποίας ρέει ο ομώνυμος ποταμός.

Στο δυτικό τμήμα του τεκτονικού κέρατος Μίνθης (περιοχή μεταξύ Λέπρεου και Αρήνης - Ζαχάρως) έχουν αποτεθεί κατωπλειστοκαινικές θαλάσσιες αποθέσεις, οι οποίες έχουν κοπεί από πολλά ρήγματα και μικρότερες διαρρήξεις.

Πιο συγκεκριμένα, νότια του χωριού Σχίνοι στη θέση Ζαφείρη Ράχη, τα στρώματα των μεταλπικών αποθέσεων έχουν μεγάλες κλίσεις προς τα NW (20-25/310-340) και επιπλέον είναι κατακερματισμένα από πάρα πολλές διαρρήξεις (Εικ. 4.36Fig. 4. 36 214).

Νοτιοανατολικά της προηγούμενης θέσης, μετά τη γέφυρα του δρόμου Ζαχάρω - Καλίδονα, παρατηρείται ρήγμα του οποίου η επιφάνεια είναι καμπύλη, από την πάρελξη δε των στρωμάτων φαίνεται ότι είναι κανονικό. Οι γραμμές προστριβής που παρατηρήθηκαν πάνω στην επιφάνειά του δείχνουν ότι υπάρχει σημαντική οριζόντια συνιστώσα (Εικ. 4.37Fig. 4. 37 214). Το φαινόμενο κατακόρυφο άλμα του ρήγματος είναι 40 cm. Πρέπει να σημειωθεί ότι δεν παρατηρείται κάποια μορφολογική ανωμαλία στο ανάγλυφο.

Ενώ δυτικά οι κλίσεις των μεταλπικών είναι δυτικές έως βορειοδυτικές, από αυτή τη θέση και ανατολικά γίνονται βορειoανατολικές.

Πολύ χαρακτηριστικές ρηξιγενείς επιφάνειες μέσα στις μεταλπικές αποθέσεις εμφανίζονται στη περιοχή μεταξύ Ανήλιου και Ταξιαρχών, και πιο συγκεκριμένα στην περιοχή μεταξύ Άγιου Αθανάσιου και Άγιου Νικόλαου (Εικ. 4.38Fig. 4. 38 214). Μία από αυτές έχει μεγάλο καθρέφτη (50/160), πάνω δε στον καθρέφτη υπάρχει κρούστα και υπολείμματα από τα πολύμικτα κροκαλοπαγή του σχηματισμού Νέδα. Γραμμές προστριβής δεν παρατηρήθηκαν. Το φαινόμενο κατακόρυφο άλμα του ρήγματος είναι δύσκολο να εκτιμηθεί γιατί δεν υπάρχουν χαρακτηριστικοί ορίζοντες εκατέρωθεν του ρήγματος, πάντως πρέπει να είναι της τάξεως των 10 m. Oι κλίσεις των στρωμάτων βόρεια του ρήγματος είναι 20/340, ενώ νότια 15/250. Πρέπει να σημειωθεί ότι παρατηρήθηκαν πάρα πολλές μικρές διαρρήξεις εκατέρωθεν της ρηξιγενούς επιφάνειας μέσα στις μεταλπικές αποθέσεις, λίγες όμως πάνω στην επιφάνεια του ρήγματος (Εικ. 4.39Fig. 4. 39 214).

Fig. 4. 34	Fig. 4. 35
Εικ. 4.34: Στερεογραφική προβολή ρηγμάτων στο χωριό Μίνθη. Fig. 4.34: Stereographic projection (lower he-misphere) of faults in Minthi village.	Εικ. 4.35: Στερεογραφική προβολή ρηγμάτων του κεντρικού τμήματος του όρους. Fig. 4.35: Stereographic projection (lower he-misphere) of faults in the central part of Minthi Mt..
Fig. 4. 36	Fig. 4. 37
Εικ. 4.36: Στερεογραφική προβολή ρηγμάτων στο σχηματισμό Ζαχάρως στην Περιοχή του χωριού Σχίνοι. Fig. 4.36: Stereographic projection (lower hemisphere) of faults within the Zacharo formation in Schinoi village.	Εικ. 4.37: Στερεογραφική προβολή μικρού πλαγιοκανονικού ρήγματος στο σχηματισμό Ζαχάρως στο χωριό Καλίδονα. Fig. 4.37: Stereographic projection (lower hemisphere) of a small oblique slip normal fault within the Zacharo formation in Kalidona village.
Fig. 4. 38	Fig. 4. 39
Εικ. 4.38: Στερεογραφική προβολή ρηγμάτων στο σχηματισμό Νέδα στην περιοχή Άγιος Νικόλαος. Fig. 4.38: Stereographic projection (lower hemisphere) of faults within the Neda formation in Agios Nicholas area.	Εικ. 4.39: Στερεογραφική προβολή διαρρήξεων, οι οποίες κόβουν τις επιφάνειες των ρηγμάτων της Fig. 4.39: Stereographic projection (lower hemisphere) of fractures cutting the fault surfaces depicted in Fig. 4.38.

3.3.5. Ρήγματα τεκτονικού βυθίσματος Νέδα

Στο τεκτονικό βύθισμα Νέδα το οποίο έχει πληρωθεί με θαλάσσια ιζήματα κατωπλειστοκαινικής ηλικίας, εκτός από τα ρήγματα που συνιστούν τις δύο περιθωριακές ρηξιγενείς ζώνες Νέδα και Λέπρεου - Ν. Φιγάλειας, απαντούν και αρκετά ρήγματα τα οποία έχουν παίξει σημαντικό ρόλο στη διαμόρφωση του σημερινού αναγλύφου.

Πιο συγκεκριμένα, στην περιοχή νότια της σημερινής κοίτης του ποταμού Νέδα και ανατολικά της Ελαίας, παρατηρούνται μία σειρά μικρά ρήγματα στο σχηματισμό Νέδα. Στην επιφάνεια της μίας από τις διαρρήξεις της Εικ. 4.40Fig. 4. 40 215, παρατηρούνται γραμμές προστριβής που δείχνουν ότι υπάρχει μία οριζόντια συνιστώσα στη σχετική κίνηση των τεμαχών εκατέρωθεν του ρήγματος, η οποία μάλιστα έχει δεξιόστροφο χαρακτήρα. Αυτή η επιφάνεια κόβεται και μετατοπίζεται από ένα νεώτερο μικρορήγμα, του οποίου και αυτού η κίνηση των τεμαχών έχει οριζόντια συνιστώσα και δείχνει δεξιόστροφη κίνηση (Εικ. 4.41Fig. 4. 41 215). Μάλιστα αυτό το μικρορήγμα αποτελεί χαρακτηριστική περίπτωση ψαλιδωτού ρήγματος (scissor fault), δηλαδή το άλμα του δεν είναι σταθερό σε όλο το μήκος του, αλλά μεταβάλλεται. Στην προκειμένη περίπτωση, εάν πάρουμε σαν σημείο αναφοράς το σημείο Α στο οποίο το άλμα είναι 0, παρατηρούμε ότι το άλμα αυξάνει και προς ανατολάς και προς δυσμάς, αλλά στη πρώτη περίπτωση κατέρχεται το τέμαχος νότια του ρήγματος, στη δεύτερη περίπτωση το τέμαχος βόρεια του ρήγματος. Αυτού του τύπου οι μετακινήσεις συνοδεύονται και από αντίστοιχες περιστροφές των τεμαχών (Εικ. 4.40Fig. 4. 40 215). Ανάλογες περιπτώσεις, σε πολύ μεγαλύτερη κλίμακα έχουν περιγράψει οι MARIOLAKOS, PAPANIKOLAOU & LAGIOS 1985, για την περίπτωση των ρηξιγενών ζωνών του Ταϋγέτου και της Μεγαλόπολης. Στη περίπτωση βέβαια που αναφέρθηκε τα άλματα είναι της τάξης των μερικών εκατοστών.

Fig. 4. 40

Εικ. 4.40: Σχηματική απεικόνιση μικρών ρηγμάτων στο σχηματισμό Νέδα κοντά στο χωριό Ελαία.

Fig. 4.40: Schematic depiction of small faults withinin the Neda formation in Elaia village.

Fig. 4. 41

Εικ. 4.41: Στερεογραφική προβολή ρηγμάτων στο σχηματισμό Νέδα στην περιοχή μεταξύ των χωριών Ελαία και Καρυές.

Fig. 4.41: Stereographic projection (lower hemisphere) of faults within the Neda formation between the villages Elaia and Karyes.

Πεντακόσια μέτρα ανατολικότερα της προηγούμενης θέσης, στο δρόμο από Ελαία προς Καρυές, σε τεχνητή τομή μίας πρόσφατης εκσκαφής φαίνεται πολύ ωραία μία ρηξιγενής επιφάνεια η οποία έχει κόψει όλους τους στρωματογραφικούς ορίζοντες των κατωπλειστοκαινικών αποθέσεων, ακόμα και τα πολύμικτα κροκαλοπαγή. Πρόκειται για ένα κανονικού χαρακτήρα ρήγμα, με άλμα 1.3 m (Εικ. 4.42Fig. 4. 42 216). Πάνω στη ρηξιγενή επιφάνεια παρατηρήθηκαν γραμμές προστριβής που δείχνουν ότι υπάρχει μία σημαντική οριζόντια συνιστώσα στην κίνηση των ρηξιτεμαχών, η οποία μάλιστα είναι αριστερόστροφη (Εικ. 4.41).

Fig. 4. 42

a

b

Εικ. 4.42: Χαρακτηριστικό ρήγμα στο σχηματισμό Νέδα που κόβει και τα πολύμικτα κροκαλοπαγή (α) και οι γραμμές προστριβής στην επιφάνειά του (β).

Fig. 4.42: Characteristic fault within the Neda formation cutting the polymictic conglomerates (a) and the striations on the fault surface (β).

Στην περιοχή βόρεια της σημερινής κοίτης της Νέδα, ανατολικά της Παναγιάς (Πρασιδάκι) στο λόφο Μεγαβούνι, σε μία τεχνητή τομή του δρόμου, εμφανίζεται μία σειρά ρηγμάτων, τα περισσότερα από τα οποία είναι συνιζηματογενή (Εικ. 4.43Fig. 4. 43 217). Τα συνιζηματογενή ρήγματα που δεν κόβουν τα πολύμικτα κροκαλοπαγή έχουν διευθύνσεις ESE-WNW, ενώ τα νεώτερα που κόβουν τα πάντα, έχουν διεύθυνση NNW-SSE (Εικ. 4.44. Fig. 4. 44 218 και 4.45Fig. 4. 45 218). Γραμμές προστριβής δεν παρατηρήθηκαν σε καμία επιφάνεια ρήγματος. Τα φαινόμενα κατακόρυφα άλματα των επιμέρους συνιζηματογενών ρηγμάτων είναι μικρά (της τάξης των μερικών δεκάδων εκατοστών), ενώ στα νεώτερα ρήγματα το άλμα είναι σαφώς μεγαλύτερο.

Μεταξύ των λόφων Μεγαβούνι και Μπιργάκι, βόρεια από το Πρασιδάκι, σε τεχνητή τομή δρόμου απαντά σύστημα έξη (6) διαρρήξεων μέσα σε απόσταση 10 m. Οι διαρρήξεις έχουν διεύθυνση NNW-SSE, κλίνουν προς τα δυτικά με γωνία 70⁰ και κόβουν τα πολύμικτα κροκαλοπαγή των ανώτερων οριζόντων του σχηματισμού Νέδα.

Στον Άγιο Ηλία παρατηρήθηκαν πολλές διαρρήξεις που έχουν κόψει τα πολύμικτα κροκαλοπαγή. Σε πολλές περιπτώσεις οι διαρρήξεις αυτές είναι χαίνουσες και έχουν πληρωθεί με ασβεστιτικό υλικό. Οι διευθύνσεις που κυριαρχούν είναι WNW-ESE ή WSW-ENE, οι κλίσεις δε είναι είτε προς βορρά, είτε προς νότο (Εικ. 4.46Fig. 4. 46 219). Και εδώ η συχνότητα εμφάνισης των διαρρήξεων είναι μεγάλη, 8 διαρρήξεις σε 10 m. Πρέπει να σημειωθεί ότι τα κροκαλοπαγή παρουσιάζονται έντονα καρστικοποιημένα κατά μήκος αυτών των διαρρήξεων.

3.3.6. Ρήγματα τεκτονικού κέρατος Τετράζιου

Το τεκτονικό κέρας του Τετράζιου, που δομείται σχεδόν αποκλειστικά από τους σχηματισμούς της ενότητας Πίνδου, απαντούν πάρα πολλά ρήγματα, από τα οποία τα περισσότερα έχουν δημιουργηθεί κατά την επώθηση της Πίνδου πάνω στην Τρίπολη, πολλά όμως είναι και αυτά που είτε δημιουργήθηκαν είτε επαναδραστηριοποιήθηκαν κατά τη νεοτεκτονική περίοδο.

Όπως προαναφέρθηκε, δεν είναι εύκολο να παρατηρήσει κανείς στην ύπαιθρο μεγάλες ρηξιγενείς επιφάνειες, αλλά μόνο μικρές, σε φυσικές ή τεχνητές τομές. Οι ρηξιγενείς επιφάνειες εντοπίζονται κυρίως σε περιοχές κοντά στις περιθωριακές ρηξιγενείς ζώνες.

Έτσι, στα δυτικά πρανή της κοιλάδας του ρέματος Σερντάρι, βόρεια της Αυλώνας, μέσα στους ανωκρητιδικούς ασβεστόλιθους της Πίνδου, απαντούν μία σειρά ρηξιγενείς επιφάνειες (Εικ. 4.47Fig. 4. 47 219), κύριο χαρακτηριστικό των οποίων είναι η στιλβωμένη επιφάνεια. Σε μερικές από αυτές τις επιφάνειες παρατηρούνται και γραμμές προστριβής, σε μία δε περίπτωση δύο γραμμές προστριβής (Εικ. 4.48). Οι παλαιότερες γραμμές δείχνουν κατά κλίση ολίσθηση, ενώ οι νεώτερες δείχνουν ότι επικρατεί η οριζόντια ολίσθηση ή, σε κάθε περίπτωση, υπάρχει σημαντική οριζόντια συνιστώσα στην ολίσθηση. Στην περίπτωση που στην ίδια επιφάνεια παρατηρήθηκαν δύο γραμμές προστριβής, η πρώτη και παλαιότερη βρίσκεται πάνω στο μονόμικτο λατυποπαγές το οποίο έχει καλυφθεί από ένα ασβεστιτικό υμένιο. Πάνω σ' αυτό παρατηρείται η δεύτερη γραμμή προστριβής. Στην πρώτη περίπτωση η μετάπτωση έχει γίνει κατά κλίση, ενώ στη δεύτερη περίπτωση η μετάπτωση έχει γίνει σχεδόν κατά παράταξη (Εικ. 4.48). Τα φαινόμενα κατακόρυφα άλματα, όπου είναι δυνατόν να εκτιμηθούν, είναι σχετικά μικρά (μέχρι 1 m) (Εικ. 4.49).

Fig. 4. 43

Εικ. 4.43: Σχηματική απεικόνιση των ρηγμάτων στο σχηματισμό Νέδα στη θέση Μεγαβούνι.

Fig. 4.43: Schematic depiction of the faults within the Neda formation in Megavouni location.

Fig. 4. 44	Εικ. 4.44: Μερικά από τα ρήγματα της Εικ. 4.43. Fig. 4.44: Some of the faults of Fig.3.43.
Fig. 4. 45
Εικ. 4.45: Στερεογραφική προβολή ρηγμάτων στο σχηματισμό Νέδα στην περιοχή Μεγαβούνι.
Fig. 4.45: Stereographic projection (lower hemisphere) of faults within the Neda formation in Megavouni area.

Fig. 4. 46	Fig. 4. 47
Εικ. 4.46: Στερεογραφική προβολή ρηγμάτων στο σχηματισμό Νέδα στο χωριό Άγιος Ηλίας.. Fig. 4.46: Stereographic projection (lower he-misphere) of faults within the Neda formation in Agios Ilias village.	Εικ. 4.47: Στερεογραφική προβολή ρηγμάτων σε ανωκρητιδικούς ασβεστόλιθους της Πίνδου στην περιοχή του χωριού Αυλώνας (όρος Τετράζιο). Fig. 4.47: Stereographic projection (lower he-misphere) of faults within the upper cretaceous limestones of Pindos unit in Avlona village (Tetrazio Mt.).
Fig. 4. 48	Fig. 4. 49
Εικ. 4.48: Στερεογραφική προβολή ρήγματος με γραμμή προστριβής στους ανωκρητιδικούς ασβεστόλιθους της Πίνδου στη θέση Κωστάδες. Fig. 4.48: Stereographic projection (lower hemisphere) of striation-bearing fault within the upper cretaceous limestones of Pindos unit in Kostades location.	Εικ. 4.49: Στερεογραφική προβολή ρηγμάτων στις μεταλπικές αποθέσεις στην Αγαλιανή. Fig. 4.49: Stereographic projection (lower he-misphere) of faults within the post alpine deposits in Agaliani village.

Τριακόσια μέτρα βορειότερα από την προηγούμενη θέση, στη θέση Κωστάδες εμφανίζονται 5, σχεδόν παράλληλες ρηξιγενείς επιφάνειες σε απόσταση 10 m, παρουσιάζουν δε τα ίδια χαρακτηριστικά με τα ρήγματα που περιγράφηκαν στη προηγούμενη θέση. Εδώ, σε μία μόνο επιφάνεια, παρατηρήθηκαν γραμμές προστριβής που δείχνουν πλάγια ολίσθηση, δηλαδή υπάρχει και οριζόντια συνιστώσα (Εικ. 4.48Fig. 4. 48 219).

Στο δυτικό τμήμα του κέρατος απαντούν, εκτός των σχηματισμών της Πίνδου, και μεταλπικές αποθέσεις, κυρίως ο σχηματισμός κροκαλοπαγών Περιστεράς - Σιδηροκάστρου. Ο σχηματισμός κόβεται από πάρα πολλές διαρρήξεις οι περισσότερες από τις οποίες είναι χαίνουσες και έχουν πληρωθεί από ασβεστιτικό υλικό. Χαρακτηριστικό αυτών των διαρρήξεων είναι ότι έχουν διεύθυνση WSW-ENE έως SW-NE (Εικ. 4.49Fig. 4. 49 219), παρουσιάζουν δε μεγάλη συχνότητα εμφάνισης. Οι διαρρήξεις αυτές, μαζί με το ασβεστιτικό υλικό που τις πλήρωσε, κόβονται από νεώτερες διαρρήξεις που έχουν διευθύνσεις NNW-SSE (Εικ. 4.49Fig. 4. 49 219). Και στις δύο περιπτώσεις δεν ήταν εύκολο να εκτιμηθούν τα φαινόμενα κατακόρυφα άλματα, γιατί στα κροκαλοπαγή δεν υπάρχουν χαρακτηριστικοί ορίζοντες. Πάντως, εάν λάβουμε υπόψη τι γίνεται στις περιπτώσεις που μπορούμε να εκτιμήσουμε το άλμα, νομίζουμε ότι τα άλματα πρέπει να είναι μικρά, της τάξης των μερικών εκατοστών έως μερικών δεκάδων εκατοστών. Επειδή όμως υπάρχουν πάρα πολλά τέτοια μικρορήγματα το άλμα αθροιστικά γίνεται αρκετά μεγάλο.

3.3.7. Ρήγματα τεκτονικού βυθίσματος Κυπαρισσίας - Καλού Νερού

Στο τεκτονικό βύθισμα Καλαμάτας - Κυπαρισσίας, και ειδικότερα στο τεκτονικό βύθισμα Καλού Νερού - Κυπαρισσίας το οποίο έχει πληρωθεί με μεταλπικές αποθέσεις ανωμειοκαινικής(?) - κατωπλειστοκαινικής ηλικίας, δεν απαντούν πολλές ρηξιγενείς επιφάνειες.

Πρέπει να σημειωθεί ότι δεν είναι εύκολο να παρατηρήσει κανείς μεγάλες επιφάνειες ρηγμάτων, παρά μόνο μικρές και αυτές όχι πολλές, σε φυσικές ή τεχνητές τομές.

Πιο συγκεκριμένα, στην τομή του δρόμου που οδηγεί στις Ράχες παρατηρούνται εναλλαγές κροκαλοπαγών - ψαμμιτών - πηλιτών (σχηματισμός Ραχών), πουθενά όμως δεν παρατηρήθηκε κοκκομετρική ταξιθέτηση. Στο δυτικό τμήμα της τομής τα στρώματα παρουσιάζονται ανορθωμένα ή με πολύ μεγάλες κλίσεις (>50⁰), μεταβαίνοντας προς τα ανατολικά οι κλίσεις γίνονται πιο μικρές (25⁰-35⁰), με φορά κλίσης πάντα προς τα ανατολικά. Σε ορισμένες περιπτώσεις, στην επαφή ψαμμιτών - κροκαλοπαγών, παρατηρείται διαστρωματική ολίσθηση. Σε άλλες όμως περιπτώσεις παρατηρούνται ρηξιγενείς επιφάνειες, οι οποίες έχουν καλυφθεί με ασβεστιτικό υμένιο, πάνω δε στο ασβεστιτικό υμένιο υπάρχουν γραμμές προστριβής, που δείχνουν ολίσθηση κατά κλίση, αλλά η κίνηση είναι ανάστροφου χαρακτήρα. Οι κλίσεις αυτών των επιφανειών είναι 45⁰-65⁰ (Εικ. 4.50Fig. 4. 50 220). Οι μόλις περιγραφείσες ρηξιγενείς επιφάνειες κόβονται από νεώτερες που και σ' αυτών τις επιφάνειες υπάρχει ασβεστιτικό υμένιο, στο οποίο όμως δεν παρατηρούνται γραμμές προστριβής. Επιπλέον, οι ρηξιγενείς αυτές επιφάνειες έχουν σαφώς διαφορετική διεύθυνση από τις προηγούμενες (ΝNW-SSE) και μεγάλη κλίση (70⁰-80⁰). Σε αυτές τις ρηξιγενείς επιφάνειες δεν είναι εύκολο να εκτιμηθεί το άλμα. Πάντως δεν παρατηρήθηκε κάποιο από τα περιγραφέντα ρήγματα να κόβει και τον ασύμφωνα υπερκείμενο σχηματισμό Ψηλής Ράχης (Κάτω Πλειόκαινο).

Fig. 4. 50

a

b

Εικ. 4.50: Ρήγματα στο σχηματισμό Ραχών. α) Χαρακτηριστικό μικρό ανάστροφο ρήγμα στα κροκαλοπαγή του σχηματισμού Ραχών. β) Στερεογραφική προβολή των ρηγμάτων στο σχηματισμό Ραχών.

Fig. 4.50: Faults occurring in Raches formation. a) Characteristic small reverse fault within the conglomerates of Raches formation. β) Stereographic projection (lower hemisphere) of faults within the Raches formation.

Στην έξοδο του ποταμού Περιστερά στον Κυπαρισσιακό κόλπο, στη θέση Μπούκα, νότια του Καλού Νερού, τα ρήγματα απαντούν όχι με τη μορφή ρηξιγενών επιφανειών αλλά με τη μορφή μονόμικτων τεκτονικών λατυποπαγών και κατακερματισμένων ζωνών, κάτι παρόμοιο μ' αυτό που περιγράφτηκε στη ρηξιγενή ζώνη Κυπαρισσίας - Αετού. Η διάταξη των υπολειμμάτων αυτών των λατυποπαγών δίδει μία μέση διεύθυνση για το ρήγμα E-W, περίπου παράλληλη με την κοίτη του Περιστερά ποταμού. Το φαινόμενο κατακόρυφο άλμα δεν είναι σταθερό, αλλά αυξάνει από τα ανατολικά προς τα δυτικά. Λαμβάνοντας υπόψη ότι νότια του Περιστερά, στην περιοχή Μύρου ο σχηματισμός Μύρου (Κ. Πλειστόκαινο) εμφανίζεται σε υψόμετρα >200m (βλπ. Εικ. 2.13), ενώ βόρεια του Περιστερά σε υψόμετρα όχι πολύ μεγαλύτερα των 100m, συνάγεται ότι η μέγιστη τιμή του φαινόμενου κατακόρυφου άλματος πρέπει να είναι της τάξης των 100m.

Επιπλέον πρέπει να τονιστεί ότι ο σχηματισμός Κυπαρισσίας - Καλού Νερού (Τυρρήνιο?), ο οποίος εμφανίζεται μόνο στην παραλία μεταξύ Κυπαρισσίας και Καλού Νερού, βρίσκεται στα 2m πάνω από τη στάθμη της θάλασσας βόρεια του Περιστερά (παραλία Καλού Νερού), ενώ νότια του Περιστερά βρίσκεται σε σαφώς μεγαλύτερα υψόμετρα μέχρι 8m πάνω από τη στάθμη της θάλασσας. Πρέπει ακόμα να σημειωθεί ότι βόρεια του Περιστερά, και μετά το Καλό Νερό, ο εν λόγω σχηματισμός σταδιακά βυθίζεται κάτω από τη στάθμη της θάλασσας και τελικά χάνεται. Τούτο σημαίνει ότι η ρηξιγενής ζώνη του Περιστερά πρέπει να έχει δραστηριοποιηθεί και μετά την απόθεση του σχηματισμού Κυπαρισσίας - Καλού Νερού (Τυρρήνιο?).

Στη διασταύρωση του παλιού δρόμου για Μύρο με το δρόμο που έρχεται από τον αρχαιολογικό χώρο των Τάφων του Νέστορα (Περιστερά), και κοντά στην είσοδο του χωριού, εμφανίζεται μία ρηξιγενής ζώνη αποτελούμενη από δύο εμφανή ρήγματα. Στη συγκεκριμένη θέση οριοθετούνται κροκαλοπαγή που κλείνουν την ιζηματογένεση του σχηματισμού Μύρου (Κατώτερο Πλειστόκαινο) με τις μάργες του ίδιου σχηματισμού (Εικ. 4.51.aFig. 4. 51 222). Το άλμα του F₁ πρέπει να είναι της τάξης των μερικών μέτρων, ενώ του F₂ υπολογίστηκε και είναι 20 cm. Γραμμές προστριβής δεν παρατηρήθηκαν σε καμία από τις δύο ρηξιγενείς επιφάνειες (Εικ.4.51.bFig. 4. 51 222). Εδώ πρέπει να σημειωθεί ότι σχηματισμός αυτός, και πιο συγκεκριμένα οι μάργες, κόβεται από πολλά ρήγματα μικρού άλματος τα οποία δεν είναι εύκολο να εντοπισθούν άμεσα στην ύπαιθρο, εντοπίζονται όμως έμμεσα από τις συχνές κατολισθήσεις, που προκαλούνται στη περιοχή του χωριού Μύρο. Βέβαια, ο κατακερματισμός δεν είναι ο αποκλειστικός παράγοντας που προκαλεί τις κατολισθήσεις, αλλά συμβάλει σημαντικά στη δημιουργία των κατάλληλων συνθηκών για τα κατολισθητικά φαινόμενα.

4. ΝΕΟΤΕΚΤΟΝΙΚΕΣ ΠΤΥΧΕΣ

4.1. Γενικα

Είναι γνωστό, ότι μέχρι σήμερα δεν έχουν εντοπισθεί και περιγραφεί, πολύ δε περισσότερο δεν έχουν μελετηθεί, πτυχές στις μεταλπικές αποθέσεις της Δυτικής Πελοποννήσου. Οι μόνες αναφορές για την εμφάνιση πτυχών σε αποθέσεις νεώτερες της ανωμειοκαινικής ηλικίας αφορούν τα Ιόνια νησιά και σχετίζονται στην πλειονότητά τους με διαπειρικά φαινόμενα (UNDERHILL, 1985, 1988).

Στη Δυτική Πελοπόννησο οι ΜΑΡΙΟΛΑΚΟΣ & ΦΟΥΝΤΟΥΛΗΣ 1990, μελετώντας τη νεοτεκτονική παραμόρφωση του ευρύτερου χώρου των Φιλιατρών, περιγράφουν μία νεοτεκτονική μακροπτυχή στα κατωπλειστοκαινικής ηλικίας θαλάσσια ιζήματα της περιοχής.

Fig. 4. 51

a

b

Εικ. 4.51: Σχηματική απεικόνιση των ρηγμάτων στο σχηματισμό Μύρου στο χωριό Μύρο (a) και η στερεογραφική προβολή τους (b).

Fig. 4.51: Schematic depiction of the faults occurring in the Myron formation in Myron village (a) and the stereographic projection (lower hemisphere) (b).

Στην περιοχή μελέτης, πτυχές εντοπίσθηκαν στα τεκτονικά βυθίσματα Ζαχάρως, Νέδα και Καλού Νερού - Κυπαρισσίας, σε διαφορετικές όμως κλίμακες παρατήρησης, καθώς και σε μεταλπικούς σχηματισμούς διαφορετικής ηλικίας.

Οι πτυχές που επικρατούν είναι αυτές που έχουν διεύθυνση άξονα WSW-ENE έως SW-NE, παρουσιάζουν δε το ένα τους σκέλος (το βορειοδυτικό) πιο ανεπτυγμένο από το άλλο, αφού σχεδόν παντού φαίνονται να κλίνουν προς τα βορειοδυτικά. Οι ίδιες πτυχές παρουσιάζονται σχεδόν πάντα κεκλιμένες, χωρίς να σημαίνει ότι δεν υπάρχουν και ορθές.

Γενικά, οι νεοτεκτονικές αυτές πτυχές απαντούν σε διάφορες κλίμακες, με διάφορους τύπους συμμετρίας και μία κύρια διεύθυνση, την προαναφερθείσα. Σημαντικό ρόλο στη δημιουργία, αλλά και το είδος των πτυχών, έπαιξε η λιθολογική σύσταση, η οποία αλλάζει σε πολύ μικρά διαστήματα, με αποτέλεσμα να έχουμε εναλλαγές μαλακών και σκληρών πετρωμάτων.

Η λιθολογία, σε συνδυασμό με την έντονη αποσάθρωση, τη φυτοκάλυψη και την ύπαρξη σχετικά λίγων φυσικών (κυρίως πρανή κοιλάδων ρεμάτων που είναι σε καθεστώς διάβρωσης) ή τεχνητών τομών, δεν επέτρεψαν να ληφθούν όλες οι μετρήσεις που είναι απαραίτητες, για να γίνει η ταξινόμηση των πτυχών με όλα τα υπάρχοντα συστήματα ταξινόμησης.

Η μελέτη των μεσοσκοπικής κλίμακας πτυχών, έγινε αφενός μεν στην ύπαιθρο, αφετέρου δε με την κατασκευή στερεογραφικών διαγραμμάτων των πόλων των επιφανειών στρώσεως, με προβολή στο κατώτερο ημισφαίριο σε δίκτυο Schmidt.

Εκτός από τις μετρήσεις των "ss" επιφανειών στρώσης σε συγκεκριμένες πτυχές, έγιναν και συνολικές μετρήσεις σε περιοχές των τεκτονικών βυθισμάτων που προσφέρονταν, ώστε να προσδιοριστούν οι άξονες βss κατά περιοχή τεκτονικού βυθίσματος, αφού φυσικά ελήφθη υπόψη και ο προσανατολισμός των πτυχών που παρατηρήθηκαν στην ύπαιθρο.

Στους τεκτονικούς χάρτες έχουν σημειωθεί οι θέσεις των πτυχών και οι άξονες βss που υπολογίστηκαν από τα διαγράμματα του δικτύου Schmidt, όπως επίσης οι θέσεις και οι άξονες που παρουσιάζονται στα τρία τεκτονικά βυθίσματα, στα οποία έγιναν συνολικές μετρήσεις.

Ακολούθως, θα γίνει περιγραφή των πτυχών ανάλογα με το μέγεθος, τη γεωμετρία και τον προσανατολισμό των αξονικών επιπέδων και των αξόνων τους, σε κάθε τεκτονικό βύθισμα ξεχωριστά.

4.2. Οι πτυχες στο τεκτονικο βυθισμα ζαχαρως

Το τεκτονικό βύθισμα της Ζαχάρως αποτελεί τον κατ' εξοχή προνομιακό χώρο για τη μελέτη των νεοτεκτονικών πτυχών και, κατ' επέκταση, την πλαστικού τύπου παραμόρφωση κατά τη νεοτεκτονική περίοδο, αφού σ' αυτό απαντούν οι περισσότερες και καλύτερα διατηρημένες μεσοσκοπικής κλίμακας πτυχές.

Πτυχές παρατηρήθηκαν και στις δύο υπολεκάνες του βυθίσματος, οι περισσότερες όμως και πλέον χαρακτηριστικές στην ανατολική υπολεκάνη, στην οποία απαντούν και οι παλαιότερες μεταλπικές αποθέσεις (σχηματισμός Τσεμπερούλα) (Εικ. 4.52Fig. 4. 52 224).

Fig. 4. 52

Fig. 4.52: Map showing the locations of the neotectonic folds in the Zacharo basin.

Εικ. 4.52: Τοπογραφικός χάρτης με τις θέσεις παρατήρησης των νεοτεκτονικών πτυχών στο βύθισμα Ζαχάρως.

Πιο συγκεκριμένα, στα πρανή του λόφου Μονοδένδρι που διαβρώνονται από τον Τσεμπερούλα ή από τον παραπόταμο του Τσεμπερούλα που έρχεται από τις Τρύπες (δυτικό τμήμα της υπολεκάνης), παρατηρήθηκαν 14 μεσοσκοπικής κλίμακας πτυχές των οποίων μετρήθηκαν οι ss επιφάνειες των σκελών και προσδιορίστηκαν οι άξονές τους. Οι προβολές των αξόνων αυτών των πτυχών σε δίκτυο Schmidt φαίνονται στην Εικ. 4.53Fig. 4. 53 225. Είναι φανερό ότι η επικρατούσα διεύθυνση των αξόνων είναι η WSW-ENE, η δε επικρατούσα βύθιση των αξόνων είναι προς τα WSW. Εξαίρεση αποτελούν τρεις πτυχές, των οποίων οι άξονες βυθίζονται προς τα ENE.

Εδώ πρέπει να σημειωθεί ότι η διεύθυνση των αξόνων των πτυχών συμπίπτει με τη διεύθυνση του ρέματος που έρχεται από τις Τρύπες (περιοχή του υδροκρίτη). Οι πτυχές αυτές παρατηρήθηκαν μόνο στο σχηματισμό Τσεμπερούλα, και μάλιστα στο τμήμα εκείνο που οι αποθέσεις αποτελούνται από λεπτοστρωματώδεις εναλλαγές πηλιτών, μαργών και σπανιότερα ψαμμιτών. Είναι πολύ χαρακτηριστική η μεγάλη πτυχή της Εικ. 4.54Fig. 4. 54 225, της οποίας ο άξονας βυθίζεται προς τα SW.

Σε ορισμένες θέσεις τμημάτων της κοίτης του Τσεμπερούλα (ανατολικό τμήμα της υπολεκάνης) που διαβρώνονται, εντοπίσθηκαν και μελετήθηκαν 11 μεσοσκοπικής κλίμακας πτυχές, των οποίων μετρήθηκαν οι ss επιφάνειες των σκελών και προσδιορίστηκαν οι άξονές τους. Οι προβολές των αξόνων αυτών των πτυχών σε δίκτυο Schmidt δίδονται στην Εικ. 4.55Fig. 4. 55 226. Είναι και σ' αυτή την περίπτωση φανερό ότι η επικρατούσα διεύθυνση των αξόνων είναι η WSW-ENE. Εδώ όμως δεν επικρατεί μία συγκεκριμένη φορά βύθισης των αξόνων, έτσι οι άξονες βυθίζονται και προς τα WSW και προς τα ENE. Πρέπει και εδώ να σημειωθεί ότι υπάρχουν δύο (2) πτυχές των οποίων οι άξονες έχουν διεύθυνση NW-SE, βυθίζονται δε προς τα NW.

Σε αρκετά τμήματα της κοίτης του Τσεμπερούλα, η διεύθυνσή της συμπίπτει με τη διεύθυνση των αξόνων των πτυχών. Και σ' αυτήν την περίπτωση οι πτυχές παρατηρήθηκαν μόνο στο σχηματισμό Τσεμπερούλα. Στην Εικ. 4.56Fig. 4. 56 226 (θέση Π6) φαίνεται μεγάλη πτυχή της οποίας ο άξονας έχει διεύθυνση NW-SE και στην Εικ. 4.57Fig. 4. 57 227 (θέση Π3) φαίνεται πτυχή της οποίας ο άξονας έχει διεύθυνση WSW-ENE.

Μετά τις μετρήσεις οι οποίες έγιναν στις πτυχές που εντοπίστηκαν, σε πέντε (5) περιοχές της ανατολικής υπολεκάνης έγιναν συνολικές μετρήσεις των ss επιφανειών στρώσης προκειμένου να προσδιοριστούν οι άξονες πτυχών που δεν είναι ορατές, είτε λόγω μεγέθους, είτε λόγω διάβρωσης. Στην Εικ. 4.58Fig. 4. 58 227 δίδεται το διάγραμμα πυκνότητας των πόλων στρώσης, όπου φαίνεται ο άξονας βss που επικρατεί.

Από τη σύνθεση των επιμέρους αποτελεσμάτων προέκυψε το διάγραμμα της Εικ. 4.59Fig. 4. 59 228, στο οποίο δίδονται οι προβολές όλων των αξόνων των πτυχών που προσδιορίστηκαν στην ανατολική υπολεκάνη του τεκτονικού βυθίσματος της Ζαχάρως, από το οποίο γίνεται σαφές ότι το κυρίαρχο σύστημα πτυχών είναι αυτό που έχει διεύθυνση WSW-ENE. Οι πτυχές των οποίων οι άξονες έχουν διεύθυνση NW-SE είναι σαφώς λιγότερες.

Fig. 4. 53

Εικ. 4.53: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών του σχηματισμού Τσεμπερούλα στην περιοχή Μονοδένδρι.

Fig. 4.53: Stereographic projection (lower hemisphere) of the fold axes within the Tsemperoula formation in Monodendri area.

Fig. 4. 54

Εικ. 4.54: Χαρακτηριστική πτυχή στο σχηματισμό Τσεμπερούλα στην περιοχή Μονοδένδρι.

Fig. 4.54: Characteristic fold within the Tsemberoula formation in Monodendri area.

Fig. 4. 55

Εικ. 4.55: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών του σχηματισμού Τσεμπερούλα στην κοίτη του ποταμού Τσεμπερούλα.

Fig. 4.55: Stereographic projection (lower hemisphere) of the fold axes within the Tsemberoula formation in Tsemberoula River valley.

Fig. 4. 56

Εικ. 4.56: Μεγάλη πτυχή στην κοίτη του ποταμού Τσεμπερούλα (θέση Π6).

Fig. 4.56: Large scale fold within the Tsemberoula river bed (location Π6).

Fig. 4. 57	Εικ. 4.57: Χαρακτηριστική πτυχή στο σχηματισμό Τσεμπερούλα στην θέση Π3. Fig. 4.57: Characteristic fold within the Tsemberoula formation in location Π3.
Fig. 4. 58
Εικ. 4.58: Διάγραμμα πυκνότητας πόλων επιφανειών στρώσης (ss) των στρωμάτων των σχηματισμών Τσεμπερούλα και Λογγού και ο άξονας (βss) που προκύπτει.
Fig. 4.58: Pole to bedding density diagram of the Tsemberoula and Longo formations and the interpreted fold axes (βss).

Fig. 4. 59

Εικ. 4.59: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών που απαντούν στην ανατολική υπολεκάνη της Ζαχάρως.

Fig. 4.59: Stereographic projection (lower hemisphere) of the fold axes within the East Zacharo sub-basin.

Το πρώτο σύστημα πτυχών (WSW-ENE), είναι εκείνο που επικρατεί και στις δύο κλίμακες και το οποίο έχει διαμορφώσει τον πτυχωσιγενή τεκτονικό ιστό του σχηματισμού Τσεμπερούλα. Οι πτυχές που χαρακτηρίζουν το σύστημα αυτό είναι συνήθως κεκλιμένες με μεγάλη όμως γωνία ή ορθές, σχετίζονται δε αρκετές από αυτές με μικρά ανάστροφα ρήγματα ή μεγαλύτερα κανονικού όμως χαρακτήρα. Σε αρκετές περιπτώσεις το ένα σκέλος (το βορειοδυτικό) εμφανίζεται πιο ανεπτυγμένο από το άλλο.

Το δεύτερο σύστημα πτυχών (NW-SE), απαντά και στις δύο κλίμακες αλλά κυρίως στη μεγαλύτερη κλίμακα, είναι όμως πολύ λιγότερο σύνηθες από το πρώτο. Η βύθιση όμως του άξονα παραμένει παντού σταθερή προς τα NW.

Οι προαναφερθείσες διαφορές των δύο συστημάτων υποδηλώνουν ότι πιθανώς το δεύτερο σύστημα πτυχών να δημιουργήθηκε σε μία μεταγενέστερη φάση, από αυτή που δημιούργησε το πρώτο σύστημα. Πάντως πρέπει να σημειωθεί ότι το πρώτο σύστημα πτυχών παρουσιάζει περίπου την ίδια γεωμετρία (διεύθυνση αξόνων) με την γεωμετρία των πτυχών της Πίνδου που παρατηρούνται κοντά στη νότια περιθωριακή του τεκτονικού βυθίσματος Ζαχάρως, τη ρηξιγενή ζώνη Μίνθης (βλπ. και τεκτονικό χάρτη των αλπικών ενοτήτων).

4.2.1. Γεωμετρία των πτυχών

Η μέχρι τώρα ανάλυση των πτυχών βασίστηκε κύρια στο προσανατολισμό των αξόνων τους. Όμως η πλήρης περιγραφή και ανάλυσή τους απαιτεί και τη μελέτη τόσο της γεωμετρίας τους όσο και της συμμετρίας τους, δηλαδή του τύπου τους.

Ο τύπος των πτυχών μπορεί να προσδιοριστεί σε συνάρτηση με πολλά στοιχεία τους, π.χ. τον προσανατολισμό του αξονικού επιπέδου, τη γωνία των σκελών της πτυχής, τη βύθιση του άξονα της πτυχής, τη μεταβολή του ορθογώνιου και του παραλληλαξονικού πάχους κ.α.

Από τις πολλές μεθόδους που υπάρχουν και από τα πολλά στοιχεία που μπορούν να ληφθούν υπόψη για τον καθορισμό του τύπου των πτυχών και την ταξινόμησή τους, χρησιμοποιούνται στην παρούσα μελέτη δύο μέθοδοι, οι οποίες λαμβάνουν υπ' όψη:

α) τη γωνία των σκελών των πτυχών και

β) τον προσανατολισμό του αξονικού επιπέδου σε συνδυασμό με τη βύθιση του άξονα των πτυχών

4.2.2. Ταξινόμηση των πτυχών βάσει της γωνίας των σκελών

Σύμφωνα με την ταξινόμηση αυτή, οι κατηγορίες των πτυχών είναι πέντε (5), ανάλογα με τα όρια μέσα στα οποία περιέχεται η γωνία των πτυχών. Έτσι, κατά τον M.J. FLEUTY, 1964 είναι:

α. 120⁰ - 180⁰ πολύ ανοικτές

β. 70⁰ - 120⁰ ανοικτές

γ. 30⁰ - 70⁰ κλειστές

δ. 0⁰ - 30⁰ πολύ κλειστές

ε. 0⁰ ισοκλινείς

Οι μετρήσεις της γωνίας των σκελών των μεσοσκοπικών πτυχών που παρατηρήθηκαν στην ύπαιθρο στις περιοχές Μονοδένδρι και Τσεμπερούλα, υπολογίστηκαν με τη χρήση του δίκτυου Schmidt και δίδονται στους ΠΙΝΑΚΕΣ 4-1 και 4-2.

Από τον πίνακα I γίνεται φανερό ότι το πρώτο σύστημα πτυχών (δεύθυνση άξονα WSW-ENE), χαρακτηρίζεται κατά πλειοψηφία (64%) από κλειστές έως πολύ κλειστές πτυχές (Εικ. 4.60Fig. 4. 60 230), ενώ με μικρότερο ποσοστό (29%) εμφανίζονται ανοικτές (Εικ. 4.61Fig. 4. 61 230) και σε μία περίπτωση (7%) πολύ ανοικτή πτυχή (Εικ. 4.62Fig. 4. 62 231). Αντίθετα το δεύτερο σύστημα πτυχών (διεύθυνση άξονα NW-SE) χαρακτηρίζεται αποκλειστικά από πολύ ανοικτές πτυχές.

Από τον πίνακα ΙΙ γίνεται φανερό ότι το πρώτο σύστημα πτυχών (διεύθυνση άξονα WSW-ESE), χαρακτηρίζεται από τις ανοικτές (62%) και τις πολύ ανοικτές (38%) πτυχές (Εικ. 4.63Fig. 4. 63 231). Στη περιοχή αυτή και το δεύτερο σύστημα πτυχών (διεύθυνση άξονα NW-SE), χαρακτηρίζεται από ανοικτές (50%) και πολύ ανοικτές (50%) πτυχές.

ΠΙΝΑΚΑΣ 4-1

ΣΥΣΤΗΜΑ ΠΤΥΧΩΝ	α/α ΠΤΥΧΗΣ	ΓΩΝΙΑ ΣΚΕΛΩΝ ΣΕ ^0	ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΜΟΣ ΚΑΤA M.J.FLEUTY
Ι	M1	22	Πολύ κλειστή
	M2	28	Πολύ κλειστή
	M3	10	Πολύ κλειστή
	M4	24	Πολύ κλειστή
	M5	30	Πολύ κλειστή
	M6	44	Κλειστή
	M7	34	Κλειστή
	M8	52	Κλειστή
	M9	66	Κλειστή
	M10	74	Ανοικτή
	M11	76	Ανοικτή
	M12	86	Ανοικτή
	M13	120	Ανοικτή
	M14	164	Πολύ ανοικτή
ΙΙ	M15	162	Πολύ ανοικτή

ΠΙΝΑΚΑΣ 4-2

ΣΥΣΤΗΜΑ ΠΤΥΧΩΝ	α/α ΠΤΥΧΗΣ	ΓΩΝΙΑ ΣΚΕΛΩΝ ΣΕ ^0	ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΜΟΣ ΚΑΤA M.J.FLEUTY
Ι	Τ1	85	Ανοικτή
	Τ2	85	Ανοικτή
	Τ3	102	Ανοικτή
	Τ4	110	Ανοικτή
	Τ5	115	Ανοικτή
	Τ6	126	Πολύ ανοικτή
	Τ7	126	Πολύ ανοικτή
	Τ8	128	Πολύ ανοικτή
ΙΙ	Τ9	114	Ανοικτή
	Τ10	125	Πολύ ανοικτή

Επιπλέον στην περιοχή Τσεμπερούλα, εάν λάβουμε υπόψη και τις πτυχές που δεν γίνονται άμεσα αντιληπτές στην ύπαιθρο, αλλά προκύπτουν από τη στατιστική επεξεργασία των ss επιφανειών στρώσης του σχηματισμού Τσεμπερούλα εκατέρωθεν της κοίτης του ομώνυμου ρέματος, παρατηρούμε ότι προκύπτουν πτυχές με μεγάλη γωνία σκελών (ανοικτές ή πολύ ανοικτές) των οποίων οι άξονες ανήκουν και στα δύο συστήματα πτυχών, αλλά κυρίως στο δεύτερο σύστημα πτυχών (διεύθυνση άξονα NW-SE).

Fig. 4. 60

Εικ. 4.60: Χαρακτηριστική πολύ κλειστή πτυχή στο σχηματισμό Τσεμπερούλα στην περιοχή Μονοδένδρι.

Fig. 4.60: Characteristic very closed fold within the Tsemberoula formation in Monodendri area.

Fig. 4. 61

Εικ. 4.61: Χαρακτηριστική ανοικτή πτυχή στο σχηματισμό Τσεμπερούλα στην περιοχή Μονοδένδρι.

Fig. 4.61: Characteristic open fold within the Tsemberoula formation in Monodendri area.

Fig. 4. 62

Εικ. 4.62: Χαρακτηριστική πολύ ανοικτή πτυχή στο σχηματισμό Τσεμπερούλα στην περιοχή Μονοδένδρι.

Fig. 4.62: Characteristic very open fold within the Tsemberoula formation in Monodendri area.

Fig. 4. 63

Εικ. 4.63: Πολύ ανοικτή πτυχή στο σχηματισμό Τσεμπερούλα στην κοίτη του ποταμού Τσεμπερούλα

Fig. 4.63: Very open fold within the Tsemberoula formation in Tsemberoula river bed.

Από όλα όσα αναφέρθηκαν προηγουμένως και με αρκετή επιφύλαξη βέβαια, αφού οι μετρήσεις δεν είναι πάρα πολλές, μπορούν να γίνουν οι ακόλουθες παρατηρήσεις:

· Πρέπει να υπάρχουν μάλλον δύο τεκτονικές φάσεις οι οποίες να είναι υπεύθυνες για την δημιουργία των δύο συστημάτων πτυχών.

· Αρχαιότερη τεκτονική φάση πρέπει να είναι αυτή που δημιούργησε τις πτυχές του πρώτου συστήματος, οι οποίες παρουσιάζουν μεταβολές στη γωνία των σκελών, αλλά είναι κύρια κλειστές, γιατί αλλιώς οι πτυχές του δεύτερου συστήματος, που είναι ανοικτές έως πολύ ανοικτές, θα πρέπει να είχαν επηρεασθεί.

· Η παρουσία σημαντικού αριθμού πολύ κλειστών και κλειστών πτυχών στο πρώτο σύστημα πτυχών, δείχνει ότι αυτή πρέπει να είναι πολύ πιο έντονη, από εκείνη που δημιούργησε τις πτυχές του δεύτερου συστήματος και να σχετίζεται με την πάρελξη (ή τη δημιουργία) των αξόνων των πτυχών στην ενότητα της Πίνδου στα περιθώρια του τεκτονικού βυθίσματος της Ζαχάρως, που παρουσιάζουν την ίδια γεωμετρία (διεύθυνση WSW-ENE).

4.2.3. Ταξινόμηση των νεοτεκτονικών πτυχών βάσει της κλίσης του αξονικού επιπέδου και της βύθισης του άξονα

Για τη μελέτη των πτυχών και την ταξινόμησή τους σε κατηγορίες ανάλογα με τη θέση του αξονικού επιπέδου στο χώρο και τη βύθιση του άξονά τους, έγινε προβολή στο σχετικό διάγραμμα που έχει προταθεί από τον M.J. RICKARD 1971, των αντίστοιχων στοιχείων για τα δύο συστήματα πτυχών (Εικ. 4.64Fig. 4. 64 233).

Από τα διαγράμματα της Εικ. 4.64.b και cFig. 4. 64 233, και με σύγκριση προς τις περιοχές των διαφόρων κατηγοριών πτυχών (Εικ. 4.64.aFig. 4. 64 233) προκύπτει ότι:

· Οι πτυχές του πρώτου συστήματος για την περιοχή Μονοδένδρι κατέχουν κύρια τις περιοχές των βυθιζόμενων (2) και οριζόντιων κεκλιμένων (6). Οι κλίσεις των αξονικών επιπέδων είναι πάντα μεγαλύτερες των 60⁰ (βλπ. πίνακα 4-3), ενώ η βύθιση των αξόνων κυμαίνεται από 5⁰ - 60⁰ (βλπ. πίνακα 4-3). Η μία πτυχή του δεύτερου συστήματος βρίσκεται στη περιοχή των οριζόντιων (1), το αξονικό επίπεδο έχει μεγάλη κλίση 82⁰, ενώ ο άξονας παρουσιάζει πολύ μικρή βύθιση 4⁰ .

· Στην περιοχή Τσεμπερούλα, οι πτυχές του πρώτου συστήματος κατέχουν κυρίως τις περιοχές των βυθιζόμενων κεκλιμένων (7) και των οριζόντιων (1), δευτερευόντως δε την περιοχή των οριζόντιων κεκλιμένων(6). Οι κλίσεις των αξονικών επιπέδων κυμαίνονται από 48⁰ έως 86⁰, ενώ η βύθιση των αξόνων κυμαίνεται από 2⁰ έως 32⁰ (βλπ. πίνακα 4-4). Οι δύο πτυχές του δεύτερου συστήματος βρίσκονται στην περιοχή των βυθιζόμενων κεκλιμένων (7), τα αξονικά επίπεδα έχουν κλίση μεταξύ 50⁰ και 68⁰, ενώ οι άξονες βυθίζονται με γωνία περίπου 20⁰ (βλπ. πίνακα 4-4).

Εδώ πρέπει να σημειωθεί ότι οι μετρήσεις των διαγραμμάτων και ειδικά του δεύτερου συστήματος είναι αφ' ενός μεν λίγες, αφ' ετέρου δε και το σπουδαιότερο προέρχονται μόνο από δύο περιοχές της ανατολικής υπολεκάνης. Παρ' όλα αυτά ανεξάρτητα από τις επιμέρους ομοιότητες, είναι καταφανής η διαφορά μεταξύ των πτυχών του πρώτου και του δεύτερου συστήματος πτυχών περισσότερο στην περιοχή Μονοδένδρι και ολιγότερο στην περιοχή Τσεμπερούλα.

Fig. 4. 64

Εικ. 4.64: Διάγραμμα ταξινόμησης των πτυχών με βάση την κλίση του αξονικού επιπέδου (Καε) και την βύθιση του άξονα (βα). a) Διάγραμμα στο οποίο φαίνονται οι διάφορες κατηγορίες πτυχών. b, c) Διαγράμματα των δύο συστημάτων πτυχών της ανατολικής υπολεκάνης της Ζαχάρως.

Fig. 4.64: Diagram of fold classification based on axial plane dip (Καε) and fold axis plunge (βα). a) Diagram showing the fold classification. b, c) Diagram of the two fold sets within the East Zacharo sub-basin.

Άλλο ένα στοιχείο βασικής σημασίας είναι και η φορά κλίσης των αξονικών επιπέδων των πτυχών, δεδομένου ότι η γενική φορά κλίσης τους υποδεικνύει και την διεύθυνση της μέγιστης τάσης που επικράτησε τοπικά, ή την όπως καλείται φορά κατάκλισης (Vergenz). Προκειμένου όμως να προκύψουν αξιόπιστα συμπεράσματα θα πρέπει να είναι γνωστή εκτός από τη φορά κατάκλισης και η ασυμμετρία των πτυχών, καθότι αυτή αποτελεί ένα σημαντικό κριτήριο με βάση το οποίο μπορούν να εξαχθούν συμπεράσματα για μεγαλύτερες δομές, δηλαδή για δομές μεγαλύτερης τάξης (1ης) καθώς και για τον προσανατολισμό των αξόνων του τριαξονικού ελλειψοειδούς των τάσεων το οποίο είναι υπεύθυνο για την αντίστοιχη πτυχογόνο παραμορφωτική φάση. Βέβαια στην προκειμένη περίπτωση πιστεύουμε ότι, επειδή οι συνθήκες παραμόρφωσης της συγκεκριμένης περιοχής είναι εντελώς διαφορετικές από τις συνθήκες στις οποίες πτυχώθηκαν και εν γένει παραμορφώθηκαν οι αλπικοί σχηματισμοί θα ήταν παρακινδυνευμένο να βγάλει κανείς συμπεράσματα για τον προσανατολισμό των αξόνων των κυρίων τάσεων που ήταν υπεύθυνο για τη δημιουργία των πτυχών, χωρίς να ληφθεί υπόψη και ο θραυσιγενής τεκτονισμός (κανονικά, ανάστροφα ρήγματα) που λαμβάνει χώρα ταυτόχρονα.

Έτσι, τα αξονικά επίπεδα των πτυχών του πρώτου συστήματος κλίνουν στη μεν περιοχή Μονοδένδρι (NW τμήμα της υπολεκάνης) κυρίως προς τα NW και μερικά προς τα SE, ενώ στη περιοχή Τσεμπερούλα (SE τμήμα της υπολεκάνης) συμβαίνει το αντίθετο, δηλαδή τα περισσότερα κλίνουν προς τα SE και μερικά προς τα NW (βλπ πίνακες 4-3, 4-4). Πολύ πιθανά λοιπόν να αποτελούν πτυχές μικρότερης τάξης (2ης, 3ης, κλπ.), των οποίων τα αξονικά επίπεδα να δίδουν τη γεωμετρία των σκελών μιας νεοτεκτονικής μεγαπτυχής (1ης τάξης), που καταλαμβάνει σχεδόν όλο το χώρο της ανατολικής υπολεκάνης και της οποίας ο άξονας έχει κι αυτός διεύθυνση WSW-ENE.

Τα αξονικά επίπεδα των πτυχών του δεύτερου συστήματος παντού κλίνουν προς τα SW (βλπ. πίνακες 4-3,4-4).

ΠΙΝΑΚΑΣ 4-3

ΣΥΣΤΗΜΑ ΠΤΥΧΩΝ	α/α ΠΤΥΧΗΣ	ΓΩΝΙΑ ΣΚΕΛΩΝ ΣΕ ^0	ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΜΟΣ ΚΑΤA M.J.FLEUTY	ΑΞΟΝΙΚΟ ΕΠΙΠΕΔΟ ΣΕ ^0	ΒΥΘΙΣΗ ΑΞΟΝΑ ΣΕ ^0
Ι	Μ1	22	Πολύ κλειστή	86/350	20/262
	Μ2	28	Πολύ κλειστή	86/004	55/280
	Μ3	10	Πολύ κλειστή	77/354	60/062
	Μ4	24	Πολύ κλειστή	82/154	36/074
	Μ5	30	Πολύ κλειστή	86/346	54/276
	Μ6	44	Κλειστή	80/170	22/260
	Μ7	34	Κλειστή	80/325	20/240
	Μ8	52	Κλειστή	60/342	08/260
	Μ9	66	Κλειστή	72/158	06/066
	Μ10	74	Ανοικτή	62/176	11/262
	Μ11	76	Ανοικτή	76/188	15/259
	Μ12	86	Ανοικτή	70/172	13/258
	Μ13	120	Ανοικτή	70/300	16/212
	Μ14	164	Πολύ ανοικτή	12/194	09/069
ΙΙ	Μ15	162	Πολύ ανοικτή	82/218	04/304

Φαίνεται λοιπόν, ότι η μελέτη των πτυχών μπορεί να φανερώσει την πιθανή ύπαρξη δύο τοπικού χαρακτήρα εντατικών πεδίων, των οποίων η διεύθυνση της επικρατούσας τάσης θα πρέπει να ήταν από τα NNW προς τα SSE για το πρώτο σύστημα πτυχών και από τα SW προς τα NE για το δεύτερο σύστημα πτυχών, τα οποία όμως προκύπτουν χωρίς να ληφθεί υπόψη ο ταυτόχρονος θραυσιγενής τεκτονισμός.

Παρ' όλα αυτά, η ανάλυση της ασυμμετρίας των πτυχών απαιτεί μεγάλη προσοχή, γιατί είναι δυνατόν να εξαχθούν εσφαλμένα συμπεράσματα, εάν δεν ληφθεί υπ' όψη η θέση της περιοχής στον ευρύτερο τεκτονικό ιστό - η γεωδυναμική θέση - και ιδιαίτερα η τάξη μεγέθους των υπό μελέτη πτυχών, σε συσχετισμό με τις πιθανές πτυχές μικρότερης τάξης (μεγαλύτερου μεγέθους). Βέβαια αυτό θα πρέπει να συνδυαστεί και με τη μελέτη των ρηγμάτων που έχουν επηρεάσει το σχηματισμό Τσεμπερούλα που όπως προαναφέρθηκε τα περισσότερα είναι κανονικά, αρκετά όμως είναι και τα ανάστροφα. Ακόμα πρέπει να ερευνηθεί ο τύπος της παραμόρφωσης των τεκτονικών κεράτων την αντίστοιχη εποχή, και ειδικότερα οι μεταβατικές ζώνες μεταξύ των κεράτων και των βυθισμάτων, στην προκειμένη περίπτωση τα τεκτονικά κέρατα Μίνθης και Λάπιθα (βλπ. κεφάλαιο τεκτονικός χάρτης).

ΠΙΝΑΚΑΣ 4-4

ΣΥΣΤΗΜΑ ΠΤΥΧΩΝ	α/α ΠΤΥΧΗΣ	ΓΩΝΙΑ ΣΚΕΛΩΝ ΣΕ ^0	ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΜΟΣ ΚΑΤA M.J.FLEUTY	ΑΞΟΝΙΚΟ ΕΠΙΠΕΔΟ ΣΕ ^0	ΒΥΘΙΣΗ ΑΞΟΝΑ ΣΕ ^0
Ι	Τ1	85	Ανοικτή	66/160	25/078
	Τ2	85	Ανοικτή	68/172	05/262
	Τ3	102	Ανοικτή	64/202	34/272
	Τ4	110	Ανοικτή	Κατακόρυφο	04/266
	Τ5	115	Ανοικτή	86/336	04/065
	Τ6	126	Πολύ ανοικτή	82/338	05/067
	Τ7	126	Πολύ ανοικτή	48/172	02/084
	Τ8	128	Πολύ ανοικτή	57/154	32/088
ΙΙ	Τ9	114	Ανοικτή	50/214	17/286
	Τ10	125	Πολύ ανοικτή	68/220	20/300

Έτσι λοιπόν, με μόνες τις παρατηρήσεις στη μεσοσκοπική κλίμακα, δεν είναι δυνατόν να καθοριστεί με βεβαιότητα ο προσανατολισμός του τριαξονικού ελλειψοειδούς των τάσεων των πτυχογόνων παραμορφωτικών φάσεων της ευρύτερης περιοχής κατά τη νεοτεκτονική περίοδο. Γι' αυτό απαιτείται, ο εντοπισμός των μεγάλων πτυχών, δηλαδή των πτυχών 1ης τάξης, και ακόμα εάν είναι δυνατόν ο καθορισμός της ασυμμετρίας των πτυχών σε άλλες παρόμοιες περιοχές του ευρύτερου χώρου.

Συνεπώς, η μελέτη των πτυχών της μικρής ανατολικής υπολεκάνης του τεκτονικού βυθίσματος της Ζαχάρως, αποκαλύπτει στοιχεία τα οποία πρέπει να ληφθούν πολύ σοβαρά υπ' όψη, στην ερμηνεία του τρόπου παραμόρφωσης της ευρύτερης περιοχής κατά τη νεοτεκτονική περίοδο.

Στη δυτική υπολεκάνη, εντοπίσθηκε μόνο μία μεσοσκοπικής κλίμακας πτυχή και δύο που προσδιορίστηκαν από την επεξεργασία των στρώσεων των στρωμάτων του σχηματισμού Ζαχάρως σε μεγαλύτερη όμως κλίμακα. Σε όλες τις περιπτώσεις, ο άξονας έχει διεύθυνση WSW-ENE, δηλαδή ταυτίζεται με τη διεύθυνση των αξόνων των πτυχών του πρώτου συστήματος πτυχών της ανατολικής υπολεκάνης. Και οι τρεις πτυχές έχουν μεγάλη γωνία σκελών και χαρακτηρίζονται σαν πολύ ανοικτές, τα δε αξονικά επίπεδά τους έχουν μεγάλη κλίση (66⁰ έως 82⁰), κλίνουν δε προς τα ΝΝW. Οι άξονες των δύο από αυτές βυθίζονται προς τα WSW, ενώ της τρίτης μακροπτυχής ο άξονας βυθίζεται προς τα ανατολικά, πάντως η τιμή της βύθισης είναι μικρή δεν ξεπερνά τις 10⁰.

Στη δυτική υπολεκάνη, όπως ήδη προαναφέθηκε, δεν απαντά κανείς πολλά ρήγματα, όπου όμως απαντά (κυρίως στο ανατολικό τμήμα της) αυτά είναι συνήθως συνιζηματογενή, σε κάθε περίπτωση όμως δεν έχουν σημαντικό άλμα. Παρ' όλα αυτά τα μεταλπικά ιζήματα παρουσιάζουν σημαντικές κλίσεις. Πράγματι, προς τη πλευρά της Μίνθης έχουν φορά προς τα NW, ενώ προς τη πλευρά του Λάπιθα έχουν φορά προς τα SE, δίνοντας την εντύπωση σύγκλινου με άξονα διεύθυνσης NE που ταυτίζεται με την κοιλάδα η οποία βρίσκεται μεταξύ Νεοχωρίου και Ξηροχωρίου. Βέβαια στη δημιουργία όλης αυτής της εικόνας σημαντικό ρόλο πρέπει να έχει παίξει και ο διαπειρισμός, αφού πολύ κοντά προς αυτή και συγκεκριμένα στον Καϊάφα εμφανίζεται η Ιόνια ενότητα (βλπ. κεφάλαιο Γεωλογίας).

4.3. Οι πτυχεσ στο τεκτονικο βυθισμα Νεδα

Στις μεταλπικές αποθέσεις του τεκτονικού βυθίσματος Νέδα δεν παρατηρήθηκαν πτυχές μεσοσκοπικής κλίμακας, όπως στο τεκτονικό βύθισμα Ζαχάρως. Τούτο μπορεί να οφείλεται κύρια σε δύο λόγους:

· στην ηλικία του σχηματισμού Νέδα (Κατώτερο και Μέσο Πλειστόκαινο)

· στη θέση που βρίσκεται το τεκτονικό βύθισμα Νέδα μέσα στη νεοτεκτονική μεγαδομή 1ης τάξης (σύνθετο τεκτονικό βύθισμα Μεγαλόπολης - Λύκαιου - Μίνθης - Τετράζιου) που ήδη περιγράφτηκε.

Πράγματι, όπως προαναφέρθηκε στο κεφάλαιο της γεωλογίας, το τεκτονικό βύθισμα Νέδα έχει πληρωθεί από ιζήματα (κροκαλοπαγή, ψαμμίτες, ψαμμούχες μάργες) κυρίως θαλάσσιας φάσης, η ηλικία των οποίων είναι τουλάχιστον Κατώτερο και Μέσο Πλειστόκαινο. Επομένως η παραμόρφωσή τους έχει συντελεσθεί τόσο κατά τη διάρκεια της ιζηματογένεσης όπως φαίνεται από τα συνιζηματογενή ρήγματα, όσο και μετά το τέλος απόθεσης του σχηματισμού Νέδα τα τελευταία 0.27 Μα. Έτσι, ο συνδυασμός της λιθολογίας με το χρονικό διάστημα που διαρκεί η παραμόρφωση, αλλά κυρίως το ότι η περιοχή βρίσκεται στο μέσον της 1ης τάξης μεγαδομής (ΜΕΛΥΜΙΤΕ) και όχι στα περιθώριά της, Όπως τα τεκτονικά βυθίσματα Ζαχάρως και Καλού Νερού - Κυπαρισσίας, δεν δημιούργησαν τις προϋποθέσεις έκφρασης της πλαστικού τύπου παραμόρφωσης στη μεσοσκοπική κλίμακα.

Σε κλίμακα όμως μακροδομών ο προαναφερθείς τύπος παραμόρφωσης μπορεί να ανιχνευθεί, μέσα από τη μορφοτεκτονική μελέτη των αποθέσεων που αποτελούν το σχηματισμό Νέδα.

Πιο συγκεκριμένα, βόρεια του ποταμού Νέδα τα στρώματα αλλά και οι επιφάνειες ισοπέδωσης, που έχουν δημιουργηθεί πάνω στο χαρακτηριστικό ορίζοντα των πολύμικτων κροκαλοπαγών με τα οποία κλίνει η ιζηματογένεση του σχηματισμού Νέδα, κλίνουν προς τα NW, ενώ νότια του ποταμού Νέδα κλίνουν (στρώματα και επιφάνειες ισοπέδωσης) προς τα SSW. Η όλη εικόνα που δημιουργείται επομένως στις μεταλπικές αποθέσεις του σχηματισμού Νέδα σε μία τομή διεύθυνσης N-S, είναι μία αντικλινική δομή μεγάλης ακτίνας καμπυλότητας της οποίας ο άξονας έχει διεύθυνση WSW-ENE, βυθίζεται δε προς τα WSW. (Εικ. 4.65Fig. 4. 65 236). Βεβαίως, η παραμόρφωση του σχηματισμού Νέδα δεν είναι μόνο πλαστικού τύπου, αλλά και θραυσιγενούς αφού ήδη έχουν περιγραφεί και μελετηθεί τα ρήγματα που τον κόβουν. Εδώ πρέπει να σημειωθεί ότι ό άξονας της μακροπτυχής έχει την ίδια διεύθυνση με τους άξονες του πρώτου συστήματος πτυχών στο τεκτονικό βύθισμα Ζαχάρως, αλλά και με τον άξονα μακροπτυχής στα Φιλιατρά (ΜΑΡΙΟΛΑΚΟΣ & ΦΟΥΝΤΟΥΛΗΣ, 1991).

Fig. 4. 65

Εικ. 4.65: Λεπτομερής γεωλογικός – τεκτονικός χάρτης τμήματος του τεκτονικού βυθίσματος Νέδα. 1:Πίνδος, 2:Εναλλαγές ψαμμιτών μαργών, 3:Πολύμικτα κροκαλοπαγή, 4:Μονόμικτα κροκαλοπαγή (ποτάμια αναβαθμίδα), 5:Ολοκαινικές αποθέσεις, 6:Ρήγμα, 7:Παράταξη και κλίση στρωμάτων

Fig. 4.65: Detailed geological – tectonic map of a part of Neda graben. 1:Pindos unit, 2: Alternations of sandstones and marls, 3:Polymictic conglomerates, 4:Oligomictic conglomerates (fluvial terrace), 5:Holocene deposits, 6:Fault, 7:Strike and dip of strata.

Θα μπορούσε κανείς να ισχυριστεί ότι η περιγραφείσα δομή του σχηματισμού Νέδα, οφείλεται αποκλειστικά στη δράση της ρηξιγενούς ζώνης Νέδα τα τελευταία 800.000 χρόνια που δημιούργησε άλμα της τάξης των 150m (βλπ. κεφ. ρηξιγενείς ζώνες). Τότε όμως λόγω πάρελξης τα στρώματα του σχηματισμού βόρεια του ποταμού και κοντά στη ρηξιγενή ζώνη, θα έπρεπε να κλίνουν προς τα νότια, κάτι τέτοιο όμως δεν παρατηρήθηκε πουθενά κατά μήκος της ρηξιγενούς ζώνης. Αντίστοιχα, τα στρώματα νότια της ρηξιγενούς ζώνης θα έπρεπε να έχουν κλίσεις προς νότο, κάτι που συμβαίνει, αλλά νοτιότερα θα έπρεπε να αλλάζει, κάτι που δεν συμβαίνει.

Φαίνεται λοιπόν ότι η παραμόρφωση του σχηματισμού, αλλά και του ευρύτερου χώρου, δεν μπορεί να αποδοθεί σε ένα μόνο τύπο παραμόρφωσης, πλαστική ή θραυσιγενής, αλλά είναι σύνθετη πλαστικο-θραυσιγενούς τύπου.

4.4. Οι πτυχεσ στο τεκτονικο βυθισμα Καλου Νερου - Κυπαρισσιας

Στο τεκτονικό βύθισμα Καλού Νερού - Κυπαρισσίας, στο οποίο απαντούν μία σειρά ασυμφωνίες στις μεταλπικές αποθέσεις, παρατηρήθηκαν μεσοσκοπικές πτυχές μόνο στους παλαιότερους σχηματισμούς. Σε κανένα από τους νεώτερους του Κατώτερου Πλειοκαίνου σχηματισμούς δεν παρατηρήθηκαν πτυχές, τούτο δε πρέπει να οφείλεται κυρίως στη λιθολογία τους (συνεκτικά και χαλαρά κροκαλοπαγή, άστρωτες μάργες) παρά στις τεκτονικές συνθήκες όπως θα δούμε παρακάτω.

Πράγματι, πτυχές παρατηρήθηκαν στα κάρβουνα στις τομές των αποκαλύψεων για την εκμετάλλευση των λιγνιτών, οι οποίοι απαντούν μεταξύ των σχηματισμών Ραχών (Αν. Ολιγόκαινο?? - Αν Μειόκαινο) και Ψηλής Ράχης (Κατ. Πλειόκαινο) καθώς και στο σχηματισμό Ψηλής Ράχης.

Στους χώρους των λιγνιτορυχείων δεν ήταν δυνατόν να μελετηθεί η παραμόρφωση των υποκείμενων του δαπέδου στρωμάτων του σχηματισμού Ραχών. Πάντως, όπως προαναφέρθηκε και στην περιγραφή του σχηματισμού, τα στρώματα (εναλλαγές κροκαλοπαγών, ψαμμιτών, πηλιτών) σε πολλές θέσεις είναι σχεδόν ανορθωμένα, σε κάθε περίπτωση όμως κλίνουν σταθερά προς τα ανατολικά με 30⁰-55⁰. Σε ορισμένες θέσεις στις επιφάνειες που αλλάζει η λιθολογία και η οποία είναι κυματοειδούς μορφής, παρατηρούνται γραμμές προστριβής που δίδουν την εντύπωση διαστρωματικής ολίσθησης κάθετα προς την παράταξη των στρωμάτων. Αυτές οι ολισθήσεις παρουσιάζουν την ίδια γεωμετρία και φορά κίνησης με μικρά ρήγματα που έχουν θραύσει δευτερογενώς τις κροκάλες του σχηματισμού (δηλαδή μετά τη δημιουργία του κροκαλοπαγούς) (Εικ. 4.50.a).

Τα κάρβουνα είναι έντονα πτυχωμένα και κατακερματισμένα, γι' αυτό το λόγο πουθενά δεν απαντούν σε ορίζοντες, αλλά σε θύλακες. Οι άξονες των πτυχών έχουν διεύθυνση NNE-SSW, βυθίζονται δε προς τα NNE με σημαντική γωνία (Εικ. 4.66 Fig. 4. 66 237 & 4.67 Fig. 4. 67 237). Οι πτυχές που παρατηρήθηκαν χαρακτηρίζονται ως πολύ κλειστές, αφού η γωνία των σκελών κυμαίνεται από 14⁰-28⁰, το δε αξονικό επίπεδο κλίνει προς τα ανατολικά (πίνακας 4-5).

Στα στρώματα του σχηματισμού Ψηλής Ράχης, ο οποίος υπέρκειται ασύμφωνα στα κάρβουνα, δεν είναι τόσο έντονα πτυχωμένα όσο τα κάρβουνα, αλλά παρουσιάζουν κάμψεις ή πτυχές ανοικτές, οι άξονες των οποίων έχουν διεύθυνση NNE-SSW και βυθίζονται με μικρή γωνία (4⁰-10⁰) προς τα NNE (Εικ. 4.68 Fig. 4. 68 237). Όπως προαναφέρθηκε, οι πτυχές χαρακτηρίζονται ως ανοικτές αφού η γωνία των σκελών κυμαίνεται από 80⁰ έως 112⁰, το δε αξονικό επίπεδο που παρουσιάζει μεγάλες κλίσεις (74⁰-82⁰) κλίνει και σ' αυτή τη περίπτωση προς τα ανατολικά (πίνακας 4-4).

Fig. 4. 66
Εικ. 4.66: Χαρακτηριστικές πτυχές στους λιγνίτες της Κυπαρισσίας.
Fig. 4.66: Characteristic folds within the Kyparissia lignites.
Fig. 4. 67	Fig. 4. 68
Εικ. 4.67: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών στους λιγνίτες της Κυπαρισσίας. Fig. 4.67: Stereographic projection (lower he-misphere) of the fold axes within the Kyparissia lignites.	Εικ. 4.68: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών στο σχηματισμό Ψηλής Ράχης. Fig. 4.68: Stereographic projection (lower he-misphere) of the fold axes within the Psili Rachi formation.

Από τις προαναφερθείσες περιγραφές γίνεται φανερό ότι ενώ οι πτυχές των κάρβουνων και των στρωμάτων του σχηματισμού Ψηλής Ράχης έχουν την ίδια διεύθυνση και φορά βύθισης, παρουσιάζουν διαφορετική τιμή βύθισης. Στη περίπτωση των πτυχών στα κάρβουνα η βύθιση των αξόνων συμπίπτει με τη βύθιση, λόγω πάρελξης της ρηξιγενούς ζώνης Κυπαρισσίας - Αετού, των αξόνων των πτυχών των σχηματισμών της Πίνδου (βλπ. κεφ. τεκτονικός χάρτης), όπου παρουσιάζουν βύθιση προς βορρά. Στη περίπτωση των πτυχών των στρωμάτων του σχηματισμού Ψηλής Ράχης, εξακολουθεί να υπάρχει σύμπτωση με τη διεύθυνση και τη φορά βύθισης των αξόνων της Πίνδου, υπάρχει όμως σημαντική διαφορά με τη τιμή της βύθισης, η οποία στη περίπτωσή μας όπως προαναφέρθηκε είναι 4⁰-10⁰. Φαίνεται λοιπόν ότι η δράση της ρηξιγενούς ζώνης Κυπαρισσίας - Αετού έχει επηρεάσει την γεωμετρία των πτυχών τόσο της Πίνδου όσο και των παλαιότερων (μέχρι και το Κάτω Πλειόκαινο) μεταλπικών σχηματισμών.

Έτσι, στο τεκτονικό βύθισμα Καλού Νερού - Κυπαρισσίας, η γεωμετρία των πτυχών των παλαιών μεταλπικών αποθέσεων είναι όμοια με αυτή που παρατηρείται στους αλπικούς σχηματισμούς της Πίνδου. Είναι σαφές λοιπόν ότι η γεωδυναμική θέση της περιοχής ως προς το τόξο ήταν εντελώς διαφορετική μέχρι και το τέλος του Κάτω Πλειοκαίνου, αν όχι μέχρι το Ανώτερο Πλειόκαινο, από εκείνη την οποία είχε από το τέλος του Ανώτερου Πλειοκαίνου αλλά κυρίως κατά το Κατώτερο Πλειστόκαινο (νησιωτικό τόξο). Με άλλα λόγια θα μπορούσε κανείς να δεχτεί ότι, τα ιζήματα των σχηματισμών Ραχών και Ψηλής Ράχης λόγω της ηλικίας τους, της λιθολογίας τους, της παραμόρφωσής τους αλλά και επειδή επικάθονται ασύμφωνα των σχηματισμών της Πίνδου και υπόκεινται σχηματισμών νεώτερης ηλικίας, πρέπει να είναι μολασσικά ιζήματα.

Βέβαια, στην περίπτωση του τεκτονικού βυθίσματος Καλού Νερού Κυπαρισσίας δεν κατέστη δυνατόν να εντοπισθεί κάποια μακροπτυχή, όπως στο τεκτονικό βύθισμα Νέδα βόρεια, ή τη μακροπτυχή των Φιλιατρών νότια. Τούτο οφείλεται στη πολύ σύνθετη και πολύπλοκη παλαιογεωγραφική (ασυμφωνίες) - νεοτεκτονική (παραμορφώσεις) εξέλιξη, που καθιστά πολύ δύσκολη αν όχι αδύνατη την αναγνώριση τέτοιων μακροπτυχών. Επιπλέον πρέπει να σημειωθεί ότι κατά θέσεις, κυρίως βόρεια και δυτικά των Ραχών, εμφανίζεται το αλπικό υπόβαθρο (Πίνδος) λόγω της διάβρωσης των προαναφερθέντων σχηματισμών.

4.5. Συγκριτικεσ παρατηρησεισ στισ νεοτεκτονικεσ πτυχεσ των βυθισματων

Από όσα αναφέρθηκαν μέχρι τώρα γίνεται φανερό ότι, η διεύθυνση των αξόνων των πτυχών σε οποιαδήποτε κλίμακα παρατήρησης, που παρατηρήθηκαν στα κάρβουνα και στο σχηματισμό Ψηλής Ράχης στο τεκτονικό βύθισμα Καλού Νερού - Κυπαρισσίας, έχουν διεύθυνση NNE-SSW, η οποία σαφώς διαφέρει από τη διεύθυνση των πτυχών στα τεκτονικά βυθίσματα Ζαχάρως και Νέδα, αλλά και της μακροπτυχής των Φιλιατρών (διεύθυνση WSW-ESE).

Όσον αφορά τη γωνία των σκελών των πτυχών στο τεκτονικό βύθισμα Ζαχάρως απαντούν κλειστές ή ανοικτές έως πολύ ανοικτές στο πρώτο σύστημα και μόνο ανοικτές ή πολύ ανοικτές στο δεύτερο σύστημα, ενώ η μακροπτυχή στο τεκτονικό βύθισμα της Νέδα είναι μεγάλης ακτίνας καμπυλότητας (πολύ ανοικτή). Στο τεκτονικό βύθισμα Καλού Νερού - Κυπαρισσίας στα μεν κάρβουνα οι πτυχές είναι πολύ κλειστές, στα δε στρώματα του σχηματισμού Ψηλής Ράχης είναι ανοικτές.

Ένας σημαντικός λόγος ο οποίος θα μπορούσε να εξηγήσει αυτές τις διαφορές στη γεωμετρία των πτυχών, είναι ότι τα ιζήματα του τεκτονικού βυθίσματος Καλού Νερού - Κυπαρισσίας που πτυχώθηκαν είναι σαφώς παλαιότερης ηλικίας από τα ιζήματα των υπόλοιπων περιοχών, επομένως και η θέση που κατείχε η περιοχή ως προς το τόξο ήταν διαφορετική στην κάθε περίπτωση που έλαβε χώρα η παραμόρφωση που δημιούργησε τις πτυχές. Δηλαδή, στην πρώτη περίπτωση (μόλασσα - πρώτα στάδια νεοτεκτονικής περιόδου) ακολουθούνται περισσότερο οι αλπικές τεκτονικές γραμμές, ενώ στη δεύτερη περίπτωση (μετά το τέλος του Κάτω Πλειοκαίνου) η τεκτονική παραμόρφωση ακολουθεί τις τεκτονικές γραμμές, οι οποίες έχουν καθοριστεί από την καινούργια θέση της περιοχής ως προς το τόξο.

Πρέπει να σημειωθεί όμως ότι νότια της Κυπαρισσίας στην περιοχή Φιλιατρών έχει περιγραφεί από τους ΜΑΡΙΟΛΑΚΟ & ΦΟΥΝΤΟΥΛΗ (1991) μία νεοτεκτονική μεγαπτυχή στα θαλάσσια κατωπλειστοκαινικά ιζήματα, της οποίας ό άξονας έχει διεύθυνση SW-NE, η δε δημιουργία της αποδίδεται σε εντατικό πεδίο του ευρύτερου χώρου που είναι του τύπου του ζεύγους αντιρρόπων δυνάμεων περιστροφικού χαρακτήρα, μέσα στο οποίο αναπτύσσονται τοπικού χαρακτήρα εντατικά πεδία διάθλιψης (transpression) και διεφελκυσμού (transtension). Στην προκειμένη περίπτωση η πτυχή οφείλεται σε εντατικό πεδίο διάθλιψης. Εξ' άλλου και οι επιτόπου μετρήσεις εντατικού πεδίου (ΠΑΠΑΝΙΚΟΛΑΟΥ et al., 1987) στους ηωκαινικούς ασβεστόλιθους της ενότητας Γαβρόβου - Τρίπολης, έδειξαν ότι υπάρχει μία μέγιστη συμπίεση σε διεύθυνση περίπου E-W και μία ελάχιστη σε διεύθυνση N-S.

Επομένως, θα είναι λάθος να προσπαθήσουμε να προσδιορίσουμε το εντατικό πεδίο του ευρύτερου χώρου λαμβάνοντας υπόψη μόνο τις νεοτεκτονικές πτυχές, ή μόνο τα νεοτεκτονικά ρήγματα γιατί με την απλουστευτική λογική της συμπίεσης και του εφελκυσμού, θα οδηγηθούμε σε λάθος συμπεράσματα. Θα πρέπει λοιπόν να ληφθούν υπόψη τόσο οι πτυχές όσο και τα ρήγματα καθώς επίσης και η ηλικία τους, σε συνδυασμό δε και με άλλα στοιχεία (π.χ. επιτόπου μετρήσεις εντατικού πεδίου, μηχανισμοί γένεσης επιφανειακών σεισμών, νεοτεκτονική παραμόρφωση του αλπικού τεκτονικού ιστού, κλπ.), να καταλήξουμε σε πιο ασφαλή συμπεράσματα (βλπ. κεφ. Τύπος παραμόρφωσης).

5. ΠΑΡΑΜΟΡΦΩΣΗ ΤΟΥ ΑΛΠΙΚΟΥ ΤΕΚΤΟΝΙΚΟΥ ΙΣΤΟΥ ΚΑΤΑ ΤΗ ΝΕΟΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΠΕΡΙΟΔΟ (Τεκτονικοσ χαρτησ)

5.1. Γενικα

Προκειμένου να μελετηθεί πιο λεπτομερώς, από κινηματική και δυναμική άποψη, η νεοτεκτονική παραμόρφωση της περιοχής μελέτης, αλλά και πιο ειδικά των τεκτονικών κεράτων και ακόμα ειδικότερα των μεταβατικών ζωνών των κεράτων προς τα τεκτονικά βυθίσματα, κατασκευάστηκε ο τεκτονικός χάρτης της περιοχής μελέτης.

Η κατασκευή του τεκτονικού χάρτη βασίστηκε:

1) στους γεωλογικούς χάρτες του ΙΓΜΕ κλίμακας 1/50.000 φύλλα, ΟΛΥΜΠΙΑ (1982), ΚΥΠΑΡΙΣΣΙΑ (1982), ΚΑΤΩ ΦΙΓΑΛΕΙΑ (1973), ΦΙΛΙΑΤΡΑ (1980), ΜΕΛΙΓΑΛΑΣ (1987), ΚΑΛΑΜΑΤΑ (1986) και ΔΗΜΗΤΣΑΝΑ (1985)

2) στον φωτογεωλογικό χάρτη του ΙΓΜΕ κλίμακας 1/50.000 φύλλο ΜΕΓΑΛΟΠΟΛΗ (1970)

3) στο γεωλογικό - υδρογεωλογικό χάρτη του ΙΓΜΕ κλίμακας 1/25.000 φύλλο ΜΕΓΑΛΟΠΟΛΗ - ΔΗΜΗΤΣΑΝΑ (1988)

4) στο γεωλογικό χάρτη κλίμακας 1/25.000 της λεκάνης της ΜΕΓΑΛΟΠΟΛΗΣ (1964)

5) στους νεοτεκτονικούς χάρτες κλίμακας 1/100.000 φύλλο ΦΙΛΙΑΤΡΑ (1988) και νομού Ηλείας (1992)

6) στ) σε διορθώσεις, συμπληρώσεις, χαρτογραφήσεις σε επιλεγμένα τμήματα της περιοχής μελέτης

7) σε μετρήσεις που πραγματοποιήθηκαν στην ύπαιθρο σε μεσοσκοπικής κλίμακας τεκτονικές μορφές (κυρίως πτυχές και ρήγματα) τα πιο σπουδαία από τα οποία παρουσιάζονται. Πάντως τα αποτελέσματα της επεξεργασίας όλων των μετρήσεων ελήφθησαν υπόψη κατά την κατασκευή του τεκτονικού χάρτη ιδιαίτερα δε στον καθορισμό της βύθισης των αξόνων των πτυχών. Ο καθορισμός της βύθισης των αξόνων των πτυχών είναι ιδιαίτερης σημασίας γιατί είναι ένα χαρακτηριστικό γραμμικό αλπικό τεκτονικό στοιχείο, στο οποίο αρκετά εύκολα μπορεί να αναγνωρισθεί η επίδραση της νεοτεκτονικής παραμόρφωσης.

8) σε μετρήσεις της στρώσης των στρωμάτων σε όλους τους σχηματισμούς (αλπικούς και μεταλπικούς), ώστε να καθοριστούν οι μακρο- και οι μεγαδομές, οι οποίες δεν είναι δυνατόν να παρατηρηθούν στο ύπαιθρο.

Στο τεκτονικό χάρτη έχουν σημειωθεί τα όρια της επιφάνειας επώθησης του καλύμματος της Πίνδου, χωρίς όμως να κατασκευασθεί και ο υπεδαφικός τεκτονικός χάρτης καμπύλων παρατάξεων, επειδή τα στοιχεία δεν ήταν αρκετά ώστε να υπάρχει ικανοποιητική προσέγγιση.

Στην περιοχή που καταλαμβάνεται από τα ανθρακικά και το φλύσχη της ενότητας Γαβρόβου - Τρίπολης, έχουν σημειωθεί τα ρήγματα, οι κλίσεις των στρωμάτων και οι άξονες των πτυχών.

Στο τεκτονικό χάρτη διακρίνεται ευκρινέστατα η γεωγραφική θέση των διαφόρων τεκτονικών στοιχείων, τα σπουδαιότερα των οποίων έχουν και σημασία συγχρόνως για τη διαμόρφωση των γεωμορφολογικών χαρακτηριστικών και των υδρογεωλογικών συνθηκών της περιοχής μελέτης.

Πρέπει να διευκρινισθεί ότι, στο κεφάλαιο αυτό δεν θα γίνει περιγραφή των ρηξιγενών ζωνών και των ρηγμάτων, τα οποία ήδη έχουν περιγραφεί στα αντίστοιχα κεφάλαια, αλλά μόνο των αξόνων των αλπικών πτυχών.

Η περιγραφή θα γίνει κατά σειρά στα τεκτονικά κέρατα:

1) Λάπιθα

2) Μίνθης

3) Τετράζιου

4) Λύκαιου και

5) Ορέων Κυπαρισσίας

5.2. Τεκτονικο κερασ Λαπιθα

Όπως ήδη έχει αναφερθεί, στο τεκτονικό κέρας του Λάπιθα απαντούν οι εξής τρεις γεωτεκτονικές ενότητες, Ιόνια, Γαβρόβου - Τρίπολης και Πίνδου.

Στη μικρή εμφάνιση της Ιόνιας ενότητας στη περιοχή Καϊάφα, οι κλίσεις των στρωμάτων που κυριαρχούν είναι προς τα νότια, οι δε άξονες των πτυχών, οι οποίες ως προς τη γωνία των σκελών ανήκουν στις κατηγορίες των πολύ κλειστών έως ισοκλινών, έχουν διεύθυνση WSW-ENE, δηλαδή ίδια διεύθυνση με τη διεύθυνση των αξόνων του πρώτου συστήματος νεοτεκτονικών πτυχών στο ανατολικό τμήμα του τεκτονικού βυθίσματος Ζαχάρως.

Όσον αφορά την ενότητα Γαβρόβου - Τρίπολης στην εμφάνισή της από τον Καϊάφα μέχρι και τον παραπόταμο του Αλφειού, Τσεμπερούλα, στο ανθρακικό τμήμα δεν παρατηρούνται πτυχές, οι κλίσεις των στρωμάτων κοντά στις περιθωριακές ρηξιγενείς ζώνες είναι, στο μεν βόρειο τμήμα είναι βορειοανατολικές στο δε νότιο τμήμα νοτιοανατολικές, στο κλαστικό (φλύσχης) τμήμα που παρατηρούνται πτυχές, οι άξονες βυθίζονται, στο μεν βόρειο τμήμα προς βορρά στο δε νότιο τμήμα προς νότο (Εικ. 4.69Fig. 4. 69 240). Τέλος στις περιοχές του φλύσχη που δεν παρατηρούνται πτυχές τα στρώματα ακολουθούν τη λογική που περιγράφτηκε στα ανθρακικά δηλαδή, στο μεν βόρειο τμήμα είναι βορειοανατολικές στο δε νότιο τμήμα νοτιοανατολικές.

Η εμφάνιση του φλύσχη της ενότητας Γαβρόβου - Τρίπολης νότια της Καλλιθέας, έχει επιμήκη μορφή ανάπτυξης με διεύθυνση NW-SE, οι κλίσεις των στρωμάτων που κυριαρχούν στο ανατολικό τμήμα είναι SE και στο δυτικό τμήμα SSE ή SSW. Οι άξονες των μεσοσκοπικών πτυχών που παρατηρήθηκαν κοντά στο χωριό Ράπτης, έχουν διεύθυνση SSW-NNE και βύθιση προς SSW, σε μία δε περίπτωση ο άξονας μιας πτυχής έχει διεύθυνση WSW-ENE και βύθιση προς τα WSW (Εικ. 4.70Fig. 4. 70 240).

Στην ενότητα Πίνδου, οι άξονες των πτυχών στο μεν βόρειο τμήμα βυθίζονται προς τα βόρεια, στο δε νότιο τμήμα προς τα νότια. Υπάρχουν και ορισμένοι άξονες, νότια της Πλατιάνας οι οποίοι έχουν διεύθυνση NE-SW έως E-W με βύθιση προς τα ανατολικά (Εικ. 4.71Fig. 4. 71 240).

Στην εμφάνιση της Πίνδου μεταξύ Καλλιθέας και Μπαρακίτικων, ενώ θα ανέμενε κανείς οι βυθίσεις των αξόνων να είναι προς τα βόρεια, εν τούτοις οι άξονες των πτυχών βυθίζονται είτε προς τα SE είτε προς τα SSW (Εικ. 4.72Fig. 4. 72 240). Φαίνεται λοιπόν ότι στη συγκεκριμένη θέση η επιφάνεια επαφής μεταξύ της Πίνδου και της Τρίπολης δεν είναι η επιφάνεια επώθησης, γιατί αν ήταν επιφάνεια επώθησης τότε οι άξονες των πτυχών θα έπρεπε να βυθίζονται προς τα βόρεια, αλλά κάποια νέα επιφάνεια η οποία μπορεί να είναι είτε επιφάνεια ρήγματος, έχει βυθίσει τους άξονες των πτυχών προς τα νότια.

Fig. 4. 69	Fig. 4. 70
Εικ. 4.69: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών που απαντούν στο φλύσχη της ενότητας Γαβρόβου –Τρίπολης στον Λάπιθα.	Εικ. 4.70: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών που απαντούν στο φλύσχη της ενότητας Γαβρόβου –Τρίπολης στην περιοχή του χωριού Ράπτης.
Fig. 4.69: Stereographic projection (lower hemisphere) of the fold axes within the flysch formation of Gavrovo – Tripolis unit in Lapithas Mt..	Fig. 4.70: Stereographic projection (lower hemisphere) of the fold axes within the flysch formation of Gavrovo – Tripolis unit in Raptis village.
Fig. 4. 71	Fig. 4. 72
Εικ. 4.71: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών στην ενότητα Πίνδου στον Λάπιθα.	Εικ. 4.72: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών που απαντούν στην ενότητα Πίνδου στο χωριό Μπαρακίτικα (ανατολικός Λάπιθας).
Fig. 4.71: Stereographic projection (lower hemisphere) of the fold axes within the Pindos unit in Lapithas Mt..	Fig. 4.72: Stereographic projection (lower hemisphere) of the fold axes within the Pindos unit in Mparakitika village (East Lapithas).

Στην πλέον ανατολική απόληξη του τεκτονικού βυθίσματος Ζαχάρως, μεταβατική περιοχή μεταξύ των τεκτονικών κεράτων Λάπιθα και Μίνθης, η οποία δομείται αποκλειστικά από τους σχηματισμούς της Πίνδου, βρίσκεται δε μεταξύ των χωριών Ράπτης, Μύλοι και Μυρώνια, οι άξονες των πτυχών βυθίζονται προς τα SW (Εικ. 4.73Fig. 4. 73 241), όπως και οι άξονες των πτυχών του φλύσχη της Τρίπολης. Η τιμή όμως της βύθισης, είναι μεγαλύτερη από εκείνη που παρουσιάζουν οι άξονες των πτυχών του φλύσχη της Τρίπολης (Εικ. 4.70). Φαίνεται λοιπόν ότι οι άξονες των πτυχών και των δύο ενοτήτων (Πίνδου Τρίπολης) έχουν υποστεί πάρελξη από τη δράση των περιθωριακών ρηξιγενών ζωνών (NW-SE διεύθυνσης) και έχουν αποκτήσει τη διεύθυνση NE-SW. Η διαφορά στη τιμή της βύθισης θα μπορούσε να εξηγηθεί με τη άποψη ότι η αρχική επιφάνεια επώθησης της Πίνδου πάνω στην Τρίπολη, σταδιακά από τα ανατολικά προς τα δυτικά έχει μεταπέσει σε επιφάνεια παθητικού ρήγματος, υπήρξε δε το σημείο εκκίνησης για τη δημιουργία του τεκτονικού βυθίσματος Ζαχάρως στα δυτικά.

Στο νότιο τμήμα αυτής της μεταβατικής περιοχής κοντά στη περιοχή της ρηξιγενούς ζώνης Λογγού - Μυρώνιας (NW-SE), οι άξονες ενώ διατηρούν την ίδια NE-SW διεύθυνση και βύθιση προς τα SW, παρουσιάζουν σταδιακά μικρότερη τιμή βύθισης, όσο πλησιάζουμε προς τη ρηξιγενή ζώνη, έως ότου πολύ κοντά στη ρηξιγενή ζώνη, αλλάζει και η φορά βύθισης προς τα NE.

Επιπλέον πρέπει να σημειωθεί ότι και τα λέπη που παρατηρούνται στην εν λόγω περιοχή, έχουν διεύθυνση NE-SW.

5.3. Τεκτονικο κερασ Μινθησ

Κύριο χαρακτηριστικό του τεκτονικού κέρατος Μίνθης είναι ότι, κυρίαρχη διεύθυνση των λεπών και των αξόνων των πτυχών είναι η NE-SW, οι δε άξονες βυθίζονται κυρίως προς τα NE. Μόνο κοντά στις νότιες περιθωριακές ρηξιγενείς ζώνες (Ταξιαρχών, Λέπρεου - Ν. Φιγάλειας, Πάμισσου, Νέδα) παρατηρούνται αλλαγές στη διεύθυνση των λεπών και των αξόνων των πτυχών (περίπου N-S), αλλά και στη βύθιση των πτυχών που είναι προς νότο. Αυτός είναι και ο λόγος για τον οποίο οι περισσότερες πηγές εμφανίζονται στα βόρεια πρανή των κοιλάδων αλλά και του εν γένει αναγλύφου που έχει διαμορφωθεί στο τεκτονικό κέρας της Μίνθης και πολύ λιγότερο στα νότια πρανή.

Πιο συγκεκριμένα, στο βόρειο τμήμα του τεκτονικού κέρατος οι διευθύνσεις των λεπών και των αξόνων των πτυχών είναι NE-SW, οι δε βυθίσεις των αξόνων προς τα NE. Αυτό φαίνεται πολύ καθαρά στη περιοχή που γειτονεύει με την περιθωριακή ρηξιγενή ζώνη της Μίνθης (Εικ. 4.74Fig. 4. 74 241).

Στο δυτικό τμήμα, από τη περιοχή του υδροκρίτη της Νέδα και νότια, η διεύθυνση των λεπών και των αξόνων σταδιακά αλλάζει σε N-S, ενώ η βύθιση των αξόνων των πτυχών, κοντά στις περιθωριακές ρηξιγενείς ζώνες Λέπρεου - Ν. Φιγάλειας, Ταξιαρχών και Πάμισσου είναι προς τα νότια (Εικ. 4.75Fig. 4. 75 242).

Σε όλο τον υπόλοιπο χώρο της Μίνθης κύρια διεύθυνση των λεπών και των αξόνων των πτυχών είναι η NE-SW, και κύρια βύθιση προς τα NE (Εικ. 4.76Fig. 4. 76 242).

Fig. 4. 73	Fig. 4. 74
Εικ. 4.73: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών που απαντούν στην ενότητα Πίνδου στο χωριό Αμυγδαλιές.	Εικ. 4.74: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών που απαντούν στην ενότητα Πίνδου στο βόρειο τμήμα του όρους Μίνθη.
Fig. 4.73: Stereographic projection (lower hemisphere) of the fold axes within the Pindos unit in Amygdalies village.	Fig. 4.74: Stereographic projection (lower hemisphere) of the fold axes within the Pindos unit in the northern part of Minthi Mt..
Fig. 4. 75	Fig. 4. 76
Εικ. 4.75: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών που απαντούν στην ενότητα Πίνδου στο νότιο τμήμα του όρους Μίνθη.	Εικ. 4.76: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών που απαντούν στην ενότητα Πίνδου στο κεντρικό τμήμα του όρους Μίνθη.
Fig. 4.75: Stereographic projection (lower hemisphere) of the fold axes within the Pindos unit in the southern part of Minthi Mt..	Fig. 4.76: Stereographic projection (lower hemisphere) of the fold axes within the Pindos unit in the central part of Minthi Mt..

Τοπικά σε ορισμένες θέσεις που επηρεάζονται από τις ρηξιγενείς ζώνες Λέπρεου - Ν. Φιγάλειας, Πάμισσου ή άλλες μικρότερες, οι άξονες των πτυχών έχουν διεύθυνση N-S έως NNW-SSE και βυθίζονται προς τα NNW (Εικ. 4.77Fig. 4. 77 243).

Στο ανατολικό τμήμα του τεκτονικού κέρατος Μίνθης, εκεί που η Νέδα έχει διεύθυνση N-S, δεν παρατηρείται ούτε σταθερή διεύθυνση λεπών και αξόνων πτυχών, ούτε όμως και σταθερή βύθιση των αξόνων (Εικ. 4.78Fig. 4. 78 243), ενώ όπως θα δούμε παρακάτω, στα ανατολικά της Νέδα (τεκτονικό κέρας Λύκαιου), υπάρχει πιο συγκεκριμένη γεωμετρία τουλάχιστον ως προς τη διεύθυνση.

Τέλος, πρέπει να τονισθούν (ι) η εμφάνιση μεγάλου αριθμού λεπών με σταθερή γεωμετρία, ενώ στο ανατολικό τμήμα τα λέπη είναι λίγα σε αριθμό και χωρίς σταθερή γεωμετρία και (ιι) η έντονη πάρελξη των λεπών και των αξόνων των πτυχών από τις ρηξιγενείς ζώνες Νέδα και Πάμισσου στην περιοχή μεταξύ των χωριών Πετράλωνα, Περιβόλια και Πλατάνια.

5.4. Τεκτονικο κερασ Τετραζιου

Στο τεκτονικό κέρας Τετράζιου, σε αντίθεση με το τεκτονικό κέρας Μίνθης, η κυριαρχούσα διεύθυνση των λεπών και των αξόνων των πτυχών είναι N-S, η δε βύθιση των αξόνων των πτυχών είναι προς νότο. Αποκλίσεις αυτής της γενικής εικόνας υπάρχουν μόνο σε περιοχές που βρίσκονται πολύ κοντά στις ρηξιγενείς ζώνες Νέδα και αυτής που διέρχεται βόρεια του Σιδηροκάστρου.

Πιο συγκεκριμένα, στο βορειοδυτικό τμήμα του κέρατος και κυρίως στη μεταβατική ζώνη προς το τεκτονικό βύθισμα Νέδα, τα λέπη τοπικά έχουν λόγω πάρελξης διεύθυνση NE-SW, χωρίς όμως οι άξονες των πτυχών να ακολουθούν πάντοτε αυτή τη γεωμετρία, πάντοτε όμως βυθίζονται προς τα βόρεια (Εικ. 4.79Fig. 4. 79 244).

Στην περιοχή μεταξύ της ρηξιγενούς ζώνης Νέδα και της ρηξιγενούς ζώνης Σιδηροκάστρου, τα λέπη και οι πτυχές έχουν διεύθυνση N-S, οι δε άξονες βυθίζονται σταθερά προς νότο (Εικ. 4.80 Fig. 4. 80 244).

Νότια της ρηξιγενούς ζώνης Σιδηροκάστρου - Aγαλιανής, αλλά πολύ κοντά στη ρηξιγενή ζώνη οι άξονες λόγω πάρελξης βυθίζονται προς τα NW (Εικ. 4.81 Fig. 4. 81 244), ενώ τα λέπη λίγο πολύ διατηρούν σταθερή διεύθυνση N-S. Κατά μήκος όμως της ρηξιγενούς ζώνης υπάρχει σημαντική οριζόντια ολίσθηση, η οποία από τη θέση των λεπών αλλά και τη βύθιση των αξόνων των πτυχών δείχνει αριστερόστροφη κίνηση.

Τέλος στο υπόλοιπο νότιο τμήμα η διεύθυνση των λεπών είναι N-S, η δε βύθιση των αξόνων προς νότο (Εικ. 4.82 Fig. 4. 82 244).

Η παραπάνω περιγραφείσα γεωμετρία και λογική ισχύει στο Τετράζιο μέχρι την περιοχή που ορίζεται από τη νοητή γραμμή που διέρχεται από τα χωριά Κάτω Μέλπεια, Δημάνδρα, Σύρριζο μέχρι το ποταμό Νέδα. Από αυτή την περιοχή και ανατολικά στην οποία σημειωτέον δεν παρατηρούνται τόσα πολλά λέπη όσα στη δυτική και επιπλέον είναι δύσκολο να μιλήσει κανείς για συγκεκριμένη διεύθυνσή τους, οι άξονες ναι μεν έχουν μάλλον σταθερή διεύθυνση NW-SE, η βύθισή τους όμως είναι άλλοτε προς τα NW και άλλοτε προς τα SE (Εικ. 4.83 Fig. 4. 83 245).

Ακόμα πιο ανατολικά στην περιοχή Βάστα - Δασοχωρίου, οι άξονες αλλάζουν διεύθυνση σε NE-SW έως E-W, βυθίζονται δε είτε προς τα NE έως Ε, είτε προς τα SW έως W (Εικ. 4.84 Fig. 4. 84 245).

5.5. Τεκτονικο κερασ Λυκαιου

Στο τεκτονικό κέρας Λύκαιου, όπως και στο ανατολικό τμήμα του Τετράζιου, δεν παρατηρούνται πολλά λέπη και ως εκ τούτου είναι δύσκολο να μιλήσει κανείς για συγκεκριμένη διεύθυνση. Οι άξονες όμως των πτυχών έχουν σαφή διεύθυνση N-S, η οποία τοπικά μεταβάλλεται από NE-SW έως NW-SE, ανάλογα με τη πάρελξη του παρακείμενου ρήγματος, πάντως ένα χαρακτηριστικό που δεν αλλάζει είναι η βύθιση των αξόνων των πτυχών που είναι σταθερά προς βορρά.

Πιο συγκεκριμένα, στο βόρειο τμήμα του Λύκαιου, νότια της Καρύταινας στον ευρύτερο χώρο του χωριού Κουρουνιός, οι άξονες βυθίζονται με μικρή μεν γωνία αλλά σταθερά προς τα NW (Εικ. 4.85 Fig. 4. 85 245).

Στο κεντρικό τμήμα του Λύκαιου, δηλαδή στον ευρύτερο χώρο του ομώνυμου αρχαιολογικού χώρου και στις Άνω Καρυές, οι άξονες των πτυχών βυθίζονται προς τα NE με σημαντικές γωνίες (Εικ. 4.86 Fig. 4. 86 245), ενώ στο Καστανοχώρι οι περισσότεροι άξονες βυθίζονται προς τα βόρεια (Εικ. 4.87 Fig. 4. 87 246).

Στο νότιο τμήμα του Λύκαιου στον ευρύτερο χώρο του χωριού Ίσσαρης, οι άξονες βυθίζονται σταθερά προς NW (Εικ. 4.88 Fig. 4. 88 246).

5.6. Συνθετη μορφοτεκτονικη δομη ορεων Κυπαρισσιασ

Στο τεκτονικό κέρας των ορέων της Κυπαρισσίας, η διεύθυνση των λεπών που κυριαρχεί είναι η NNW-SSE. Αντίστοιχη είναι και η διεύθυνση των αξόνων των πτυχών, η βύθιση όμως που κυριαρχεί είναι προς νότον (Εικ. 4.89 Fig. 4. 89 246).

Πλησιάζοντας από τα νότια τη ρηξιγενή ζώνη Κυπαρισσίας - Αετού, η διεύθυνση των λεπών και των αξόνων γίνεται N-S στα δυτικά (περιοχή Κυπαρισσίας) και NNE-SSW στα ανατολικά (περιοχή Αετού), η βύθιση όμως των αξόνων παραμένει σταθερή προς νότο και μόνο πολύ κοντά στη ρηξιγενή ζώνη οι άξονες βυθίζονται προς βορρά.

Βόρεια της ρηξιγενούς ζώνης περιοχή μεταξύ Αρτικίου Μαγούλας, οι διευθύνσεις των λεπών και των αξόνων των πτυχών είναι NW-SE, αμέσεως νότια από τη ρηξιγενή ζώνη οι διευθύνσεις γίνονται πάλι N-S.

Η βύθιση των αξόνων των πτυχών στην περιοχή της Κυπαρισσίας, βόρεια της ρηξιγενούς ζώνης είναι προς βορρά (Εικ. 4.90 Fig. 4. 90 246).

Fig. 4. 77	Fig. 4. 78
Εικ. 4.77: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών που απαντούν στην ενότητα Πίνδου στο χωριό Λινίσταινα.	Εικ. 4.78: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών που απαντούν στην ενότητα Πίνδου στο ανατολικό τμήμα του όρους Μίνθη.
Fig. 4.77: Stereographic projection (lower hemisphere) of the fold axes within the Pindos unit in Linistaina village.	Fig. 4.78: Stereographic projection (lower hemisphere) of the fold axes within the Pindos unit in the eastern part of Minthi Mt..
Fig. 4. 79	Fig. 4. 80
Εικ. 4.79: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών που απαντούν στην ενότητα Πίνδου στο βόρειο τμήμα του όρους Τετράζιο.	Εικ. 4.80: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών που απαντούν στην ενότητα Πίνδου στην περιοχή μεταξύ των χωριών Πλατάνια Αυλώνα και Σιδηροκάστρου.
Fig. 4.79: Stereographic projection (lower hemisphere) of the fold axes within the Pindos unit in the northern part of Tetrazio Mt..	Fig. 4.80: Stereographic projection (lower hemisphere) of the fold axes within the Pindos unit in the area between the villages Platania, Avlona and Sidirokastron.
Fig. 4. 81	Fig. 4. 82
Εικ. 4.81: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών που απαντούν στην ενότητα Πίνδου στην περιοχή βόρεια του Σιδηροκάστρου.	Εικ. 4.82: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών που απαντούν στην ενότητα Πίνδου στο νότιο τμήμα του όρους Τετράζιο.
Fig. 4.81: Stereographic projection(lower hemisphere) of the fold axes within the Pindos unit north of Sidirokastron.	Fig. 4.82: Stereographic projection (lower hemisphere) of the fold axes within the Pindos unit in the southern part of Tetrazio Mt..
Fig. 4. 83	Fig. 4. 84
Εικ. 4.83: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών που απαντούν στην ενότητα Πίνδου στο χωριό Νέδα.	Εικ. 4.84: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών που απαντούν στην ενότητα Πίνδου στην περιοχή μεταξύ των χωριών Βάστα και Δασοχωρίου.
Fig. 4.83: Stereographic projection (lower hemisphere) of the fold axes within the Pindos unit in Neda village.	Fig. 4.84: Stereographic projection (lower hemisphere) of the fold axes within the Pindos unit in the area between the villages Vasta and Dassochorion.
Fig. 4. 85	Fig. 4. 86
Εικ. 4.85: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών που απαντούν στην ενότητα Πίνδου στο βόρειο τμήμα του όρους Λύκαιο.	Εικ. 4.86: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών που απαντούν στην ενότητα Πίνδου στο κεντρικό τμήμα του όρους Λύκαιο.
Fig. 4.85: Stereographic projection (lower hemisphere) of the fold axes within the Pindos unit in the northern part of Lykaeon Mt..	Fig. 4.86: Stereographic projection (lower hemisphere) of the fold axes within the Pindos unit in the central part of Lykaeon Mt..
Fig. 4. 87	Fig. 4. 88
Εικ. 4.87: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών που απαντούν στην ενότητα Πίνδου στην περιοχή νότια του χωριού Καρυές.	Εικ. 4.88: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών που απαντούν στην ενότητα Πίνδου στην περιοχή του χωριού Ίσαρης.
Fig. 4.87: Stereographic projection (lower hemisphere) of the fold axes within the Pindos unit in the area southern of Karyes village.	Fig. 4.88: Stereographic projection (lower hemisphere) of the fold axes within the Pindos unit in Issaris village.
Fig. 4. 89	Fig. 4. 90
Εικ. 4.89: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών που απαντούν στην ενότητα Πίνδου στα όρη της Κυπαρισσίας.	Εικ. 4.90: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών που απαντούν στην ενότητα Πίνδου στην περιοχή της Κυπαριssίας.
Fig. 4.89: Stereographic projection (lower hemisphere) of the fold axes within the Pindos unit in Kyparissia Mt..	Fig. 4.90: Stereographic projection (lower hemisphere) of the fold axes within the Kyparissia area.

5.7. Σχολια - παρατηρησεισ

Λαμβάνοντας υπόψη, όλα όσα αναφέρθηκαν κατά την περιγραφή του τεκτονικού χάρτη των αλπικών ενοτήτων, για την παραμόρφωση του αλπικού τεκτονικού ιστού κατά την νεοτεκτονική περίοδο, γίνεται φανερό ότι στο τεκτονικό κέρας της Μίνθης κυρίαρχη διεύθυνση των λεπών και των αξόνων των πτυχών είναι η NE-SW, στο τεκτονικό κέρας του Τετράζιου η N-S και στη σύνθετη μορφοτεκτονική δομή των ορέων της Κυπαρισσίας η NNW-SSE. Στο σύνολό τους λοιπόν τα λέπη και οι άξονες των πτυχών, στις τρείς προαναφερθείσες δομές, παρουσιάζουν μία τοξοειδή μορφή της οποίας το κυρτό μέρος βρίσκεται προς το χώρο του Κυπαρισσιακού κόλπου. Αυτή η συνολική τοξοειδής εικόνα των λεπών και των αξόνων των πτυχών παρουσιάζει μεγάλη ομοιότητα με τη μορφή του υπεδαφικού χάρτη της επαφής των κατωπλειστοκαινικής ηλικίας θαλάσσιων αποθέσεων με το φλύσχη της ενότητας Γαβρόβου - Τρίπολης στη περιοχή Φιλιατρών (Εικ. 4.91 Fig. 4. 91 247 υπεδαφικός Φιλιατρών) (ΜΑΡΙΟΛΑΚΟΣ & ΦΟΥΝΤΟΥΛΗΣ, 1991).

Γίνεται φανερό λοιπόν ότι η γεωμετρία των λεπών της ενότητας της Πίνδου έχει μεταβληθεί έντονα στην περιοχή της Μίνθης και από NNW-SSE έχει τώρα διεύθυνση NE-SW, παρόμοια με τη γεωμετρία των λεπών στο τεκτονικό κέρας του Ερύμανθου (ΜΑΡΙΟΛΑΚΟΣ & ΠΑΠΑΝΙΚΟΛΑΟΥ, 1987). Η αλλαγή αυτή της γεωμετρίας των λεπών στη Μίνθη μπορεί να εξηγηθεί σύμφωνα με το πρότυπο νεοτεκτονικής δομής για το Ελληνικό τόξο, που έχουν προτείνει οι ΜΑΡΙΟΛΑΚΟΣ & ΠΑΠΑΝΙΚΟΛΑΟΥ 1981, βασιζόμενοι στις κυριότερες περιθωριακές ρηξιγενείς ζώνες των μεταλπικών λεκανών, σύμφωνα με το οποίο, οι ρηξιγενείς ζώνες Μίνθης και Νέδα που οριοθετούν το τεκτονικό κέρας, διεύθυνσης E-W, έχουν αριστερόστροφη κίνηση οριζόντιας συνιστώσας ολίσθησης προκαλώντας δεξιόστροφη περιστροφή του ενδιάμεσου ρηξιτεμάχους (τεκτονικού κέρατος Μίνθης).

Fig. 4. 91

Εικ. 4.91: Υπεδαφικός τεκτονικός χάρτης της επαφής των κατωπλειστοκαινικών θαλάσσιων αποθέσεων με τον φλύσχη της ενότητας Γαβρόβου – Πύλου στην περιοχή Φιλιατρών (από ΜΑΡΙΟΛΑΚΟ & ΦΟΥΝΤΟΥΛΗ, 1991).

Fig. 4.91: Structural contour map of the contact between the Early Pleistocene marine deposits and the flysch formation of Gavrovo – Pylos geotectonic unit for the Filiatra area (after MARIOLAKOS & FOUNTOULIS, 1991).

Εάν κατασκευαστεί μία τομή σε διεύθυνση N-S, από το Λάπιθα (Ράπτης) έως και τα όρη της Κυπαρισσίας (Αετός) και τοποθετηθεί σ' αυτή το ανάγλυφο, οι ρηξιγενείς ζώνες και η βύθιση των αξόνων των πτυχών, παρατηρούμε ότι, εάν αγνοηθεί το ανάγλυφο και ληφθεί υπόψη μόνο η γεωμετρία των αξόνων των πτυχών, τότε το εσωτερικό του σύνθετου τεκτονικού βυθίσματος ΜΕΛΥΜΙΤΕ, δίδει την εντύπωση μιας μεγαπτυχής, ενός μεγα-αντικλίνου με άξονα διεύθυνσης E-W, που έχει δημιουργηθεί μεταξύ των ορέων της Κυπαρισσίας και του Λάπιθα (Εικ. 4.92). Βέβαια η γεωμετρία αυτή δεν έχει εκφραστεί στο ανάγλυφο όλης της περιοχής, παρά μόνο στο Τετράζιο, τα όρη της Κυπαρισσίας και τη περιοχή μεταξύ του Λάπιθα και του υδροκρίτη της Μίνθης.

Στην περιοχή όμως μεταξύ του υδροκρίτη της Μίνθης και το Τετράζιο, η μορφολογία έχει αντίθετη φορά κλίσης (νότια) από τη βύθιση των αξόνων των πτυχών (βόρεια). Εάν δηλαδή στην τομή μας δεχτούμε σαν χαρακτηριστικό στοιχείο της δομής τη βύθιση των αξόνων των πτυχών και όχι τη στρώση, δεδομένου ότι όλοι οι σχηματισμοί της ενότητας Πίνδου είναι πτυχωμένοι, τότε η Μίνθη δίδει μία εικόνα συμφώνων και αντιθέτων ρηγμάτων, παρόμοια μ' αυτή που έχει περιγράψει ο v. FREYBERG (1973) για τις μεταλπικές αποθέσεις στον ισθμό της Κορίνθου και ο ΜΑΡΙΟΛΑΚΟΣ (1975) για τον Κορινθιακό κόλπο.

Η γεωμετρία αυτή του μεγα-αντικλίνου έχει "χαλάσει" από τη δραστηριότητα των ρηξιγενών ζωνών Μίνθης και Νέδα αλλά κυρίως της δεύτερης. Το γεγονός αυτό έχει αποτυπωθεί στο ανάγλυφο (φορά μέσης κλίσης προς νότο) και γι' αυτό εξ' άλλου το λόγο στα νότια πρανή της Μίνθης οι τιμές βύθισης των αξόνων είναι σαφώς μικρότερες από ότι σε άλλες περιοχές. Δηλαδή η Μίνθη έχει λειτουργήσει από την έναρξη της νεοτεκτονικής περιόδου και μέχρι το Μέσο Πλειστόκαινο σαν ένα δίπολο, το οποίο έχει περιστραφεί γύρω από οριζόντιο άξονα διεύθυνσης E-W προς νότο. Αυτή η κίνηση έχει αποτυπωθεί εκτός από τα προαναφερθέντα στοιχεία, τόσο στην ασύμμετρη ανάπτυξη του υδρογραφικού δικτύου της Νέδα, όσο και στην κατανομή των επιφανειών ισοπέδωσης. Στην αλπική τεκτονική (άξονες πτυχών) όμως, έτσι όπως προβάλλεται στη τομή της Εικ. 4.92 Fig. 4. 92 248, η επίδραση της νεοτεκτονικής παραμόρφωσης στη περιοχή της Μίνθης δεν γίνεται άμεσα αντιληπτή, με δεδομένο δε ότι από το Μέσο Πλειστόκαινο και μετά, στο δυτικό τμήμα της Μίνθης και στο τεκτονικό βύθισμα Νέδα, παρατηρείται περιστροφή γύρω από οριζόντιο άξονα διεύθυνσης E-W προς βορρά, τούτο γίνεται ακόμα πιο δύσκολο.

Συνεπώς, εάν προσπαθήσει κανείς να ερμηνεύσει τη νεοτεκτονική παραμόρφωση στο χώρο (τρεις διαστάσεις) και το χρόνο, τα πράγματα γίνονται αρκετά πολύπλοκα, εάν δε λάβει κανείς υπόψη τόσο τις θραυσιγενείς όσο και τις πλαστικές νεοτεκτονικές δομές, τότε είναι πάρα πολύ δύσκολο αν όχι αδύνατο να ερμηνευτούν με την απλουστευτική λογική της συμπίεσης ή του εφελκυσμού. Η διάτμηση θα μπορούσε να εξηγήσει ικανοποιητικά την παραμόρφωση του αλπικού τεκτονικού ιστού κατά την οριζόντια έννοια, δεν μπορεί όμως να ερμηνεύσει τις περιστροφικού χαρακτήρα κινήσεις του τεκτονικού κέρατος της Μίνθης, καθώς επίσης την πτύχωση αλλά και την ανύψωση μέχρι τα 400m των θαλάσσιων αποθέσεων του σχηματισμού Νέδα. Το ζεύγος αντιρρόπων δυνάμεων περιστροφικού χαρακτήρα θα μπορούσε να ερμηνεύσει όλα τα προαναφερθέντα στοιχεία.

Fig. 4. 92

Εικ. 4.92: Σχηματική τομή σε διεύθυνση Ν-S, στην οποία φαίνεται η γεωμετρία των αξόνων των πτυχών της ενότητας Πίνδου.

Fig. 4.92: Schematic N-S cross section to show the geometry of the fold axis occurring within the Pindos geotectonic unit.

6. ΣΥΖΗΤΗΣΗ - ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ ΓΙΑ ΤΗ ΝΕΟΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΠΑΡΑΜΟΡΦΩΣΗ

Συνοψίζοντας όλα όσα αναφέρθηκαν στο κεφάλαιο της Τεκτονικής-Νεοτεκτονικής θα μπορούσε κανείς να καταλήξει στα ακόλουθα:

1. Η στενή περιοχή μελέτης περιλαμβάνεται μέσα σε μία μεγάλη νεοτεκτονική μακροδομή (1ης τάξης), αυτή που ονομάστηκε σύνθετη τεκτονική δομή Μεγαλόπολης - Λύκαιου - Μίνθης - Τετράζιου (ΜΕΛΥΜΙΤΕ), η οποία δεν αποτελεί βέβαια ούτε ένα τυπικό τεκτονικό βύθισμα αλλά ούτε και τυπικό σύγκλινο, αφού συνυπάρχουν αυτές οι χαρακτηριστικές τεκτονικές δομές σε οποιαδήποτε κλίμακα.

2. Μέσα στην 1ης τάξης νεοτεκτονική μακροδομή (ΜΕΛΥΜΙΤΕ) αναπτύσσονται άλλες μεγαλύτερης τάξης (μικρότερου μεγέθους) μεταξύ των οποίων περιλαμβάνονται τα κέρατα και τα βυθίσματα της περιοχής μελέτης που έχουν μέση διεύθυνση E-W (τεκτονικό βύθισμα Ζαχάρως, τεκτονικό κέρας Μίνθης, τεκτονικό βύθισμα Νέδα, τεκτονικό κέρας Τετράζιου, βόρειο τμήμα τεκτονικού βυθίσματος Καλαμάτας - Κυπαρισσίας), εκτός από το τεκτονικό κέρας του Λύκαιου και το τεκτονικό βύθισμα Μεγαλόπολης που έχουν διεύθυνση NNW-SSE.

3. Οι περιθωριακές ρηξιγενείς ζώνες που οριοθετούν τις νεοτεκτονικές μακροδομές 2ης, 3ης, ... τάξης, δεν είναι παντού εμφανείς, όπως π.χ. στο Λάπιθα, ή το Λέπρεο, αποτελούνται δε από ρήγματα διαφόρων διευθύνσεων σε "en echelon" διάταξη. Όσον αφορά το άλμα τους, αυτό δεν είναι σταθερό σε όλο τους το μήκος, αλλά συνήθως αυξάνει από τα ανατολικά προς τα δυτικά για τις ρηξιγενείς ζώνες διεύθυνσης E-W, και από τα νότια προς τα βόρεια για τις ρηξιγενείς ζώνες διεύθυνσης NNW-SSE.

4. Η παρατηρούμενη πάρελξη των λεπών και των αξόνων των πτυχών της Πίνδου κοντά στις ρηξιγενείς ζώνες, υποδηλώνει ότι υπάρχει σημαντική οριζόντια συνιστώσα στη μετατόπιση των εκατέρωθεν τεμαχών με δεξιόστροφη ή αριστερόστροφη κίνηση. Σε μερικές περιπτώσεις στην ίδια ρηξιγενή ζώνη (π.χ. Κυπαρισσίας - Αετού) παρατηρείται στο ανατολικό τμήμα αριστερόστροφη και στο δυτικό δεξιόστροφη κίνηση, δηλαδή πρόκειται για δύο τουλάχιστον επαναδραστηριοποιήσεις της εν λόγω ρηξιγενούς ζώνης με οριζόντιες συνιστώσες ολίσθησης αντιθέτου φοράς. Συνεπώς δεν πρόκειται περί τυπικών ρηξιγενών ζωνών που οφείλονται σε εντατικό πεδίο εφελκυσμού διεύθυνσης N-S, οι οποίες οριοθετούν τεκτονικά βυθίσματα και κέρατα, αλλά ρηξιγενείς ζώνες που συνδέονται και με διάτμηση κυρίως σε διεύθυνση E-W.

5. Στα περισσότερα από τα ρήγματα, τα οποία αποτελούν τις περιθωριακές ρηξιγενείς, παρατηρήθηκαν γραμμές προστριβής, οι οποίες δείχνουν ότι πρόκειται για πλαγιοκανoνικά ρήγματα που έχουν προκαλέσει έντονη πάρελξη των λεπών και των αξόνων των πτυχών της Πίνδου. Εδώ πρέπει να σημειωθεί ότι στην περίπτωση της Εικ. 4.33.a Fig. 4. 33 212, οι πτυχές που παρατηρούνται στους ανωκρητιδικούς ασβεστόλιθους της Πίνδου μεταξύ των ρηγμάτων, έχουν παρόμοια, αν όχι τα ίδια, χαρακτηριστικά (Πίνακα4-5 & Εικ. 4.93 Fig. 4. 93 249 με τις πτυχές, οι οποίες απαντούν στα μεταλπικά ιζήματα του τεκτονικού βυθίσματος Ζαχάρως (πίνακες 4-3, 4-4). Τούτο μας οδηγεί στη σκέψη ότι θα πρέπει να δημιουργήθηκαν από το ίδιο εντατικό πεδίο την ίδια χρονική περίοδο. Βέβαια αποτέλεσμα της δράσης του συγκεκριμένου εντατικού πεδίου δεν ήταν μόνο οι πτυχές αλλά και ρήγματα (κανονικά και ανάστροφα) που κόβουν τους προαναφερθέντες σχηματισμούς. Συνεπώς, δεν μπορούμε να δεχτούμε την απλουστευτική άποψη ότι οι μεν πτυχές συνδέονται με εντατικό πεδίο θλίψης τα δε κανονικά ρήγματα με εντατικό πεδίο εφελκυσμού, δεδομένου ότι τα ρήγματα και οι πτυχές είναι της ίδιας χρονικής περιόδου.

Fig. 4. 93

Εικ. 4.93: Στερεογραφική προβολή των αξόνων των πτυχών και των ρηγμάτων γραμμές προστριβής που απαντούν στην ενότητα Πίνδου στην περιοχή του χωριού Μυρώνια.

Fig. 4.93: Stereographic projection (lower hemisphere) of the fold axes and striation-bearing faults within the Pindos unit in Myronia village.

Καταλήγουμε λοιπόν στο συμπέρασμα ότι οι προαναφερθείσες δομές θα πρέπει να συνδέονται με ζώνες διάτμησης, οι οποίες λόγω διαφορετική φοράς κίνησης στα άκρα τους, δημιουργούν αντίρροπα ζεύγη διάτμησης που προκαλούν στρέψη στα ενδιάμεσα των ζωνών ρηξιτεμάχη.

Τα προαναφερθέντα συμφωνούν με το πρότυπο νεοτεκτονικής δομής του ελληνικού τόξου που έχουν προτείνει οι MARIOLAKOS & PAPANIKOLAOU 1981, βασιζόμενοι στα κυριότερα περιθωριακά ρήγματα των μεταλπικών λεκανών, σύμφωνα με το οποίο η Στερεά Ελλάδα και το βορειοδυτικό τμήμα της Πελοποννήσου κυριαρχούνται από ρήγματα διεύθυνσης E-W, τα οποία έχουν αριστερόστροφη κίνηση οριζόντιας ολίσθησης προκαλώντας δεξιόστροφη περιστροφή των ενδιάμεσων ρηξιτεμαχών. Χαρακτηριστική περίπτωση είναι η περιοχή του Ερυμάνθου στη ΒΔ Πελοπόννησο, όπου η στρέψη των αλπικών εφιππεύσεων και πτυχώσεων φθάνει τις 35⁰-45⁰, ενώ η πάρελξη κατά μήκος των περιθωριακών ρηγμάτων διεύθυνσης E-W είναι σαφέστατη και ενδεικτική της φοράς οριζόντιας ολίσθησης (ΜΑΡΙΟΛΑΚΟΣ & ΠΑΠΑΝΙΚΟΛΑΟΥ 1987).

Το ερώτημα που γεννάται είναι, οι πτυχές της συγκεκριμένης γεωμετρίας (NE-SW) που απαντούν στη Πίνδο προϋπήρχαν και λόγω περιστροφής απέκτησαν τη σημερινή γεωμετρία ή δημιουργήθηκαν κατά τη νεοτεκτονική περίοδο μαζί με τις πτυχές στα μεταλπικά ιζήματα;

Το ερώτημα είναι δύσκολο να απαντηθεί γιατί θα πρέπει να αναγνωρισθούν τέτοιες δομές σε όλες τις κλίμακες παρατήρησης στον ευρύτερο χώρο, όπου εμφανίζεται η Πίνδος. Επιπλέον πρέπει να ληφθεί υπόψη ότι η παραμόρφωση είναι συνεχής και όχι ασυνεχής και ότι λαμβάνει χώρα στον ανώτερο τεκτονικό όροφο και όχι σε βάθη, εκεί δηλαδή που θεωρητικά αναμένονται μόνο θραυσιγενείς δομές και όχι πλαστικές.

ΠΙΝΑΚΑΣ 4-5

ΣΥΣΤΗΜΑ ΠΤΥΧΩΝ	α/α ΠΤΥΧΗΣ	ΓΩΝΙΑ ΣΚΕΛΩΝ ΣΕ ^Ο	ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΜΟΣ κατά M.J. FLEUTY	ΑΞΟΝΙΚΟ ΕΠΙΠΕΔΟ ΣΕ ^Ο	ΒΥΘΙΣΗ ΑΞΟΝΑ ΣΕ ^Ο
Ι	1	110	ανοικτή	78/342	36/060
	2	132	πολύ ανοικτή	80/328	20/056

6. Tα περισσότερα ρήγματα που απαντούν στους μεταλπικούς σχηματισμούς είναι κανονικά. Σε εκείνα όμως τα ρήγματα που παρατηρούνται γραμμές προστριβής, υπάρχει σημαντική οριζόντια συνιστώσα ολίσθησης, πρόκειται συνεπώς για πλαγιοκανονικά ρήγματα. Επομένως δεν μπορούμε να μιλάμε για εντατικό πεδίο καθαρά εφελκυστικού τύπου.

7. Στους παλαιότερους μεταλπικούς σχηματισμούς των λεκανών Καλού Νερού - Κυπαρισσίας (σχηματισμός Βρυσών - Περιστεράς) και Ζαχάρως (σχηματισμός Τσεμπερούλα) παρατηρούνται και ανάστροφα ρήγματα.

8. Μαζί με τα κανονικά, πλαγιοκανονικά και ανάστροφα ρήγματα συνυπάρχουν και πτυχές μεσοσκοπικής κλίμακας, στο τεκτονικό βύθισμα της Ζαχάρως, οι οποίες μάλιστα έχουν και δύο προτιμητέες διευθύνσεις αξόνων WSW-ENE και NW-SE.

Από όσα αναφέρθηκαν προηγουμένως για τις τεκτονικές δομές ή μορφές που δημιουργήθηκαν κατά τη νεοτεκτονική περίοδο και οι οποίες απαντούν στην περιοχή μελέτης, συνάγεται ότι η νεοτεκτονική παραμόρφωση δεν είναι το αποτέλεσμα δράσης ενός εφελκυστικού ή θλιπτικού εντατικού πεδίου κατά περίπτωση, αλλά είναι πολυσύνθετη και τούτο διότι, σε μεταλπικά ιζήματα ακόμα και κατωπλειστοκαινικής ηλικίας, συνυπάρχουν κανονικά ρήγματα με πτυχές, των οποίων οι άξονες σε πολλές περιπτώσεις είναι παράλληλοι με τις παρατάξεις των ρηγμάτων.

Με άλλα λόγια θα πρέπει να δεχτούμε, είτε ότι οι πτυχές δημιουργήθηκαν από εφελκυστικό εντατικό πεδίο με διεύθυνση εφελκυσμού N-S, είτε ότι δημιουργήθηκαν κανονικά ρήγματα διεύθυνσης E-W από εντατικό πεδίο θλίψης με διεύθυνση θλίψης N-S. Είναι προφανές ότι, ούτε η μία ούτε η άλλη εκδοχή μπορεί να δώσει ικανοποιητική απάντηση στο ερώτημα πως και γιατί συνυπάρχουν πλαστικές και θραυσιγενείς δομές.

Στη συγκεκριμένη περίπτωση του τεκτονικού βυθίσματος της Ζαχάρως, τα κανονικά ρήγματα με τα οποία εκδηλώνεται η θραυσιγενούς τύπου παραμόρφωση και η οποία είναι αποτέλεσμα εφελκυσμού πρέπει να εκφράζουν το τοπικό εντατικό πεδίο και όχι το γενικότερο εντατικό πεδίο το οποίο πρέπει να είναι θλιπτικού χαρακτήρα, που στη συγκεκριμένη περιοχή εκφράζεται με πλαστική παραμόρφωση, η οποία πρέπει να είναι αποτέλεσμα παραμόρφωσης ερπυστικού χαρακτήρα (creep). Συνεπώς, οι θλιπτικές τάσεις θα πρέπει να είναι NNW-SSE διεύθυνσης και πρέπει μάλλον να συνδέονται με τις πλαγιολισθητικές μετακινήσεις που παρατηρούνται στις περιθωριακές ρηξιγενείς του Λάπιθα και της Μίνθης και στις οποίες παρατηρείται όχι μόνο πάρελξη των αξόνων των αλπικών πτυχών, αλλά ίσως ακόμα και δημιουργία πτυχών μεταξύ ρηξιγενών επιφανειών στους ανωκρητιδικούς ασβεστόλιθους της Πίνδου κατά τη νεοτεκτονική περίοδο.

Οσον αφορά το ερώτημα, "υπάρχει εντατικό πεδίο το οποίο να δίδει δομές πλαστικού (πτυχές) και θραυσιγενούς (κανονικά και ανάστροφα ρήγματα) τύπου;", η απάντηση είναι ναί, υπάρχει και αυτό είναι του τύπου ζεύγους αντιρρόπων δυνάμεων και μάλιστα περιστροφικού χαρακτήρα (rotational couple), όπως περιγράφεται από τον SPENCER 1969 σελ. 126. Είναι δε γνωστό ότι σε αυτού του τύπου το εντατικό πεδίο είναι δυνατόν να δημιουργηθούν δευτερογενώς, παράλληλα προς ορισμένες διευθύνσεις, τάσεις θλιπτικού χαρακτήρα. Παρόμοιες συνθήκες αλλά σε μεγαλύτερη κλίμακα και στο ίδιο γεωτεκτονικό καθεστώς, έχουν μελετηθεί και περιγραφεί στη περιοχή Φιλιατρών (ΜΑΡΙΟΛΑΚΟΣ & ΦΟΥΝΤΟΥΛΗΣ, 1991), και σε πολύ μεγαλύτερη κλίμακα και σε διαφορετικό γεωτεκτονικό καθεστώς στις Δυτικές ΗΠΑ από τους BURCHFIEL 1965, BURCHFIEL & STEWART 1966, όπως αναφέρει ο SPENCER 1969.