Controlul structural al bazinului Ptolemaida (Grecia) cu privire speciala asupra zacamintelor de carbuni - REZUMAT

UNIVERSITATEA DIN BUCURESTI

FACULTATEA DE GEOLOGIE SI GEOFIZICA

Controlul structural al bazinului Ptolemaida (Grecia) cu privire speciala asupra zacamintelor de carbuni

REZUMAT

INTRODUCERE

Scopul prezentei teze de doctorat este controlul structural al bazinului Ptolemaida, cu privire speciala asupra zacamintelor de carbuni.

Bazinul Ptolemaida este cel mai mare bazin carbonifer al Greciei. Acest bazin este situat in partea nordica a Greciei, fac 121e44b e parte din bazinul intramontan Florina - Ptolemaida - Kozani, care se intinde pe o distanta de 250 km, incepand din Nord de la Monastiriou (Scopia) si continuandu-se spre Sud dincolo de Kozani si de raul Aliakmona, avand o orientare generala NNV-SSE, paralela cu axul Hellenidelor interne.

Din punct de vedere al pozitiei geografice, bazinul Ptolemaida se situeaza in partea de Nord a Greciei, in Macedonia de Vest. Spre Vest este delimitat de muntii Vernou (2000m) si Askio (2111m), la Sud de muntele Scopos si la Sud-Est de muntii Kamvounion si Flambouro. Bazinul este delimitat la Est de muntele Vermio (1900m), iar la Nord de lacurile Himaditida (537m), Petron (571m) si Vegoritida (600m). Inaltimea medie a bazinului este de 600m, lungimea de aproximativ 100 km, iar latimea variaza intre 10 -15 km.

CAPITOLUL 1. INCADRAREA BAZINULUI PTOLEMAIDA IN HELLENIDE

Din punct de vedere geotectonic Hellenidele se impart in : Hellenide interne si Hellenide externe. Aceasta impartire s-a bazat pe faptul ca Hellenidele interne au suferit actiunea unei orogeneze timpurii Jurasic superior-Cretacic inferior, care nu a actionat si asupra Hellenidelor externe. Cele externe au suferit influenta orogenezei finale din timpul Neogenului. Hellenide interne se considera unitatile geotectonice : Perirodopica, Axiou, Pelagonica, Attico-Kikladica si Ipopelagonica. Hellenidele externe sunt considerate unitatile geotectonice : Parnassou-Ghiokas, Olonou-Pindou, Gavrovou-Tripolis, Adriatico-Ionica si Paxon. Unitatile geotectonice Rhodopi si Servomacedonica se considera ca alcatuiesc <Endohora greceasca>, o parte a vechiului nucleu situat intre cele doua ramuri muntoase alpine (fig.1.1).

Crearea si evolutia treptata a Hellenidelor a inceput in Mezozoic si s-a continuat pana in Miocen cu faze de cutare succesive, formandu-se o noua situatie geotectonica.

Cercetari neotectonice au aratat ca teritoriul grecesc este fragmentat de falii de varste Mezozoice si Cenozoice, dintre care multe s-au reactivat in timpul Pliocen-Pleistocen. Situatia tectonica a timpului geologic recent este caracterizata de extensie pronuntata si de formarea faliilor normale la scara mare. Dupa unii cercetatori, se pare ca aceasta situatie neotectonica de extensie nu a fost continua in tot timpul Pliocen-Pleistocen(Mercier J. et al., 1981; Angelier J., 1979). Ei sustin ca perioadele de extensie au fost intrerupte de perioade scurte de compresiune. Aceste faze de compresiune se apreciaza ca au avut loc in perioada Miocen superior - Pliocen inferior si in Cuaternar. In paralel, la exteriorul arcului grecesc s-au manifestat compresiuni intense, ca urmare a coliziunii placii Africane cu cea Euroasiatica, urmate de perioade de calm tectonic.

Fig.1.1. Schita unitatilor geotectonice din Grecia (dupa harta 1:50.000, I.G.M.E., 1983

Unitatile structurale majore din partea de Nord a Greciei, de la Est la Vest, sunt urmatoarele : Rhodopi, Servomacedonica, Perirodopica, Axiou, Pelagonica, Ipopelagonica.

Dupa faza finala a cutarilor alpine, care s-a manifestat ca un val de cutare de la Est spre Vest si a ridicat unitatile geotectonice grecesti una dupa alta, s-a creat o noua situatie tectonica, care se continua pana in prezent. Varsta probabila a inceputului noii situatii tectonice in zona marii Egee, se considera limita dintre Serravallian – Turonian, adica limita dintre Miocenul mediu si cel superior(Pavlidis S., 2003). Deci, importanta speciala pentru studiul de neotectonica au in principal formatiunile Miocenului superior, ale Pliocenului si Cuaternarului, fiind legate genetic cu noile miscari tectonice. Formatiunile acestea, cunoscute ca formatiuni post-tectonice, sunt ulterioare, independente de sistemul orogenic Alpin principal si s-au depus, de regula in bazine neotectonice, discordant peste formatiunile alpine cutate. Aceste sedimente acopera mare suprafata in spatiul grecesc. Provenienta sedimentelor post-tectonice este atat continentala (de rau si de lac), cat si marina (in golfuri sau pe marginea tarmurilor).

Se disting doua categorii de sedimente post - tectonice :

- sedimente de tip molasa, a caror depunere a inceput, in general, in Eocen si s-a terminat in Miocen mediu ;

- sedimente Neogene si Cuaternare, care s-au depus in bazine tectonice sau netectonice, formate dupa incheierea cutarilor alpine, in urma actiunii neotectonice.

In afara de cele doua categorii de sedimente de mai sus exista si o a treia categorie de sedimente depuse in Neogen : evaporitele, care s-au format datorita asa numitei ' Crize de salinitate din Messinian '. Acestea s-au depus in toate bazinele marine din Miocenul superior, in strate de grosimi de la 5 la 300 metri. Bazinele tectonice submarine adanci din timpul Neogenului au mare importanta deoarece depozitele de evaporite depuse sunt roci protectoare si inchid capcanele zacamintelor de petrol. Un astfel de exemplu este zacamantul de petrol din zona Prinou (insula Thasos, Grecia de nord).

Principalele bazine post-tectonice din partea de nord a Greciei sint : Florina – Ptolemaida; Kozani – Servia; Elassona; Axiou – Thessaloniki; Strimona – Serres – Drama. In aceste bazine se depun sedimente Neogene-Cuaternare de origine marina, lacustra si fluviatila.

Sedimentele marine sunt: brecii, psamite, conglomerate, marne si calcare. Analoge sunt si sedimentele fazei lacustre, in cadrul carora au luat nastere carbunii, ce se formeaza, in general, la marginile bazinelor acolo unde existau mlastini si unde se adunau mari cantitati de material organic. Cele mai importante bazine carbonifere din Grecia sunt :

- bazinul Ptolemaida cu zacaminte de lignit de varsta Pliocena ;

- bazinul Megalopolis cu zacaminte de lignit de varsta Pleistocena ;

- bazinul Aliveri cu zacaminte de lignit de varsta Miocena.

Dintre sedimentele de rau, cele mai obisnuite sunt : conglomerate, brecii, pietrisuri, nisipuri si argile rosii.

CAPITOLUL 2. STRATIGRAFIA FORMATIUNILOR BAZINULUI PTOLEMAIDA

In bazinul Ptolemaida au fost detectate cele doua etaje structurale, soclul si cuvertura. Alcatuirea acestora a putut fi cercetata atat prin foraje, cat si prin observatii directe, dat fiind faptul ca formatiunile cuverturii apar la suprafata.

Fig.2.1. Coloana stratigrafica a fundamentului zonei Pelagonice (dupa IGME, 1983)

Fundamentul bazinului se constituie din rocile zonei Pelagonice, care se separa in urmatoarele unitati petrografice :

sisturi cristaline de varsta Paleozoica

cuvertura carbonatica autohtona (Triasic-Jurasic),

mase ofiolitice allohtone

sedimente de transgresiune, de varsta Cretacic mediu-superior.

Peste formatiunile cristaline si magmatice s-a depus o serie sedimentara clastica de grosime aproximativa 200m, in care sunt incluse diferite materiale vulcanice, lave bazice, acide si tufuri, din Permian si pana in Triasic inferior.. Aceasta serie apare, de regula, de-a lungul limitei vestice a zonei Pelagonice si reprezinta vechea sedimentare continentala. Discordant peste sedimentele de mai sus sta cuvertura mezozoica,

Formatiunile sedimentare ale bazinului Ptolemaida sunt de varsta Neogena si Cuaternara.

Fig.2.2. Coloana stratigrafica a formatiunilor sedimentare (dupa I.G.M.E,1983)

Formatiunile Neogene stau discordant peste rocile sistoase cristaline si calcaroase ale fundamentului bazinului. Ele reprezinta sedimentele, carbunoase sau nu, care au umplut bazinul dupa crearea grabenului tectonic in timpul perioadei Neogene. Formatiunile Neogene au fost impaprtite in : inferioare si superioaree. Ele difera atat din punct de vedere al varstei si compozitiei litologice, cat si prin tipul de carbune, pe care il gazduiesc.

Formatiunea Neogena inferioara gazduieste zacamantul xilitic de tip Komnina, care este de varsta Miocen superior – Pliocen inferior. Aceasta formatiune apare in jumatatea nordica a bazinului in zonele Ptolemaida, Komnina, Amindeo si Anarghiri, fiind delimitata spre Sud de falia ce strabate satele Gramatico – Pirgo – Ardasi. In unele zone, sedimentele acestei formatiuni apar la suprafata, datorita fenomenelor de eroziune si a miscarilor tectonice, ca de exemplu zonele Bordo, Lakkias – Filota, Vegora – Vevi. Formatiunea Neogena inferioara se separa in trei serii:

A. Seria superioara (nisipuri, silturi, argile si marne cu ostracode si operculum)

B. Seria intermediara sau seria carbunoasa (argile, nisipuri, xilit si mai rar marne) Varsta seriei este Miocen superior – Pliocen inferior si a fost determinata pe baza florei pe care o contine (Schneider & Velitzelos, 1973, Velitzelos si Petrescu, 1982, Ioakim si Vasiliu, 1982).

C. Seria inferioara (strate de argile nisipoase, argile rosii si conglomerate de baza).

Formatiunea Neogena superioara gazduieste zacamantul lignitic de tip Ptolemaida, care este de varsta Pliocen inferior – Pliocen superior. Grosimea seriei se reduce treptat spre marginile estice pana la disparitia ei totala, fie datorita eroziunii, fie datorita nedepunerii acesteia. Litologic se constituie din strate de lignit intercalate cu argile, marne, nisipuri, calcare marnoase si toate tipurile litologice formate de acestea. Ordinea, grosimea si litologia diferitelor strate variaza de la regiune la regiune, dar imaginea generala litostratigrafica este aproximativ aceeasi pe toata intinderea bazinului. Grosimea acestei formatiuni variaza intre 15m – 150m, iar in unele zone lipseste.

Formatiunea Neogena superioara se separa in trei serii : seria superioara, seria carbunoasa si seria inferioara. Aceasta impartire se observa in special in partea sudica a bazinului. In zonele estice ale bazinului (de exemplu in zona Sf. Hristoforo) cele trei serii apar intr-una singura.

Seria superioara este constituita din sedimente lacustre de varsta Pliocena superioara. Se observa un complex argilos-marnos de culoare cenusie-verzuie cu strate alternante de argile nisipoase, argile calcaroase, maluri argiloase-marnoase, marne argiloase, marne calcaroase, marne humice. Aceasta serie sta concordant peste seria carbunoasa, iar grosimea ei variaza de la o zona la alta. Eroziunea a fost mai intensa in unele zone actionand nu numai asupra sedimentelor acestei serii, dar si asupra seriei carbunoase de sub ea, de exemplu in zona Komanou. Un rol decisiv, in variatia grosimii ei, l-au avut faliile din perioada Pliocena, care au scufundat sau ridicat diferite sectoare ale bazinului, creand in primul caz conditii pentru depunerea sedimentelor noi si in al doilea caz, fenomene de eroziune si indepartare a unei parti sau a intregii formatiuni Neogene acoperitoare.

Seria carbunoasa, ca imagine generala, prezinta strate de lignit de diferite grosimi separate prin strate de marne de culori deschise, argile si mai rar maluri calcaroase si nisipuri. Stratele de lignit au, in general, pozitie orizontala si mai rar au inclinari mici(3⁰ – 5⁰).

Pe baza criteriilor litologice si paleontologice, seria carbunoasa se imparte in trei subserii :

- subseria lignitica superioara ;

- subseria lignitica intermediara ;

- subseria lignitica inferioara.

Subseria lignitica superioara sta concordant peste cea intermediara si prezinta grosime variabila, descrescatoare de la Vest spre Est. In aceasta subserie sunt prezente strate de lignit si xilit, de grosimi variabile. Stratele de xilit se intalnesc la partea superioara a subseriei. Xilitii sunt alohtoni, provenind din carbonizarea trunchiurilor si a crengilor transportate de curentii de apa de la marginile lacului si depuse in interiorul acestuia. In contrast cu xilitii, lignitii sunt autohtoni. In cadrul acestei subserii s-au gasit cochilii de Valvata, Bulinus, Planorbis, Limnaea, etc.

Subseria lignitica intermediara consta in principal din marne de culoare cenusie, nisipoase si uneori humice, cu resturi de plante carbonizate, din strate subtiri de lignit si strate subtiri de argile. Frecvent apar strate de mal calcaros, de culoare alba-galbuie, de grosime variabila, care trec lateral si pe verticala la marne calcaroase.

Subseria lignitica inferioara este constituita din strate de lignit ce alterneaza cu strate de marne si argile, de grosimi diferite. In cadrul ei se gasesc doua oriozonturi caracteristice. Primul orizont caracteristic este format din nisip si este intalnit aproape in tot bazinul, fiind situat in partea inferioara a subseriei lignitice inferioare. Macroscopic nisipul caracteristic apare fin granulat, de culoare cenusie deschisa si este intercalat intre stratele de lignit. Ca o trasatura caracteristica a nisipului se remarca faptul ca nu reactioneaza sub actiunea acidului clorhidric. In acest nisip se gasesc putine resturi de vegetatie (radacini de plante) carbonizate. Grosimea orizontului de nisip variaza intre 10cm si 30cm, iar adancimea la care apare fata de culcusul geologic al zacamantului de lignit este de la 6m la 17m. Din punct de vedere mineralogic nisipul prezinta urmatoarea compozitie : cuart, feldspat, biotit, plagioclaz, putine cristale de hornblenda, apatit, zircon, rutil, granule de caolin(Koukouza K., 1972). Aceasta compozitie mineralogica arata ca nisipul provine din material de eroziune care are legatura cu roci magmatice acide sau cu roci ce provin din metamorfozarea acestora. Aceste roci se gasesc la distanta mare de aceasta zona si probabil au venit din partea nordica si nord-vestica a bazinului.

Al doilea orizont caracteristic, este de tip marnos si contine fosila caracteristica Theodoxus(Calveria) macedonicus( Wenz,1943), cunoscuta sub numele de Neritina. Acest orizont este localizat la partea superiora a subseriei lignitice inferioare si apare aproape in tot bazinul. Marnele, care contin Neritina sunt de culoare deschisa, uneori trecand lateral si pe verticala in mal calcaros, iar alteori in lignit. In afara de Neritina, in acest orizont caracteristic s-au mai gasit Planorbaria, Unio, etc.

Studii complete asupra faunei si florei din bazinul Ptolemaida au fost facute de Vetulis (1956) si Ehlers (1962). In lucrarea lui Vetulis este specificata urmatoarea fauna : Viviparus rumanus TOURN.,V. craiovensis TOURN., V. bergeroni STEF., Valvata (Cincina) piscinalis MULLER., Bulimus laechi SHEP., Lithoglyphus cf. Indifferens BRUSINA, Lymnaeus accuarius MEUM., Planorbis cornu similis BIELZ., Theodoxus semiplicatus NEUM., Unio sp., etc. Pe baza acestor fosile s-a stabilit varsta lignitului si a sedimentelor ce il acopera ca fiind de la Pontianul superior pana la baza Pliocenului. Fauna specificata mai sus prezinta legatura stransa cu fauna gasita in formatiunile de aceeasi varsta din zone romanesti si slovene.

In stratele lignitice din zona centrala a bazinului (Sectorul Principal) au fost gasite de Ehlers urmatoarele fosile : Planorbarius, Valvata, Bulimus, Lymnaea, Unio, Pisidium. La partea superioara a acestor strate s-au gasit:: Prososthenia heldreichi, diferite specii de Pyocypris, Valvata, Bulimus si alte fragmente de pesti.

Formatiunile Cuaternare acopera aproape intreaga suprafata a bazinului Ptolemaida, prezentand variatii de grosimi de la cativa metri pana la zeci de metri in zonele depresionare. Formatiunile Cuaternare stau discordant peste formatiunile Pliocene si varsta lor este apreciata de la Pleistocen inferior (diluviu) pana la Holocen (aluviu). Aceasta discordanta se datoreaza miscarilor tectonice din Pliocen superior – Pleistocen inferior, schimbarilor conditiilor de clima si a altor conditii de mediu inconjurator. Formatiunile sedimentare sunt reprezentate prin depozite torentiale si fluviatile-lacustre (conglomerate, gresii, argile), in care au fost gasite resturi de mamifere.

Formatiunile Cuaternare se disting foarte bine in carierele 'Sectorul Sudic' si ' Sectorul Kardia'. In functie de culoarea, compozitia, structura si varsta lor distingem urmatoarele serii sedimentare :

a)         Seria sedimentelor nisipoase de culoare galbena-cenusie. Depunerea acestei serii coincide cu faza reducerii adancimii lacului existent in perioada Pleistocenului inferior. Sedimentele au provenienta fluviatila-torentiala (nisipuri, pietrisuri, fragmente de roci impreuna cu materiale argiloase de culoare galbena-cenusie), prezinta stratificatie incrucisata (cross-bedding) si sunt depuse discordant peste sedimentele lacustre de culoare verde ale seriei superioare de varsta Pliocena, din seria Neogena superioara. In categoria sedimentelor acestei serii intra si conglomeratele de Proastio, care sunt constituite din alternante de conglomerate, psamite, nisipuri si argile. Varsta conglomeratelor de Proastio este Pleistocen inferior (Vilafranchian superior).

b)        Seria sedimentelor de culoare rosie cenusie este reprezentata de argile de culoare rosie-cenusie, argile cu fragmente de roci carbonatice si brecii calcaroase. Descresterea grosimii seriei, dinspre margini spre centrul bazinului, arata sensul directiei de transport al materialelor de mai sus. Sedimentele acestei serii stau discordant pe sedimentele seriei galbene-cenusii.

Grosimea depozitelor cuaternare variaza in diferite sectoare ale bazinului. Astfel, in unele locuri acestea stau discordant peste orizonturile superioare ale seriei Neogene, iar in altele, datorita eroziunii si transportului stau direct peste stratele de carbuni (valea Komanou si Kariohori).

CAPITOLUL 3. TECTONICA BAZINULUI

La sfarsitul perioadei Neogene, in Miocen superior – Pliocen, ca efect al proceselor post colizionale, au avut loc fracturari (care au dus la formarea unor sisteme de falii orientate NV-SE) ale formatiunilor si structurilor preexistente analizate anterior.

In timpul Cuaternarului au avut loc miscari orogenice, care s-au manifestat dupa faza pasadena a cutarilor neoalpine si care au avut influenta asupra stratelor Pliocene depuse anterior, segmentandu-le, iar in unele locuri curbandu-le. Aceasta segmentare si miscarile de ridicare si coborare care au urmat, au avut ca rezultat crearea, de la Sud spre Nord, de mici bazine sau zone scufundate de tip grabene (Kozani-Servia, Sarighiol, Ptolemaida, lacul Petron-Limnihoriou si Florina ) si de zone inaltate de tip horsturi (Kila-Galani-Proskinatariou, Sf. Hristoforos – Komanou si Klidi-Aetos).

La formarea imaginii de astazi a grabenului tectonic au contribuit si unele miscari de intensitate mai mica si produse in timpuri mai recente. Ca urmare a acestora , grabenele si horsturile formate deja au suferit din nou faliere in blocuri, iar stratele sedimentare Neogene si Cuaternare depuse si-au schimbat directia, inclinarea si grosimea.

Faliile cu directie NV – SE reprezinta faliile marginale initiale, care au creat grabenul (foto 3.10). Acestea sunt rezultatul actiunii fortelor de extensiune pe directia NE - SV din timpul Miocenului superior – Pliocen.

Faliile cu directie NE – SV, sunt mai noi si apar transversal pe directia generala a bazinului. Ele sunt rezultatul actiunii fortelor de extensiune pe directia NV – SE, in timpul Pleistocenului inferior.

In afara de cele doua sisteme de falii mai apar si falii cu directie de la E la V, care sunt datorate actiunii fortelor de extensiune pe directia N – S. Acestea sunt efectul miscarilor de strike-slip ale faliilor marginale, care au creat transtensiuni ce au generat falii sintetice si antitetice cu orientari diferite. Astfel campul de actiune al fortelor de extensiune prezinta in perioada de timp de la Miocen superior pana la Pleistocen superior o rotatie de la NE – SV spre NV – SE.

Fig.3.10. Harta structurala a bazinului Ptolemaida. A se observa forma generala de graben a bazinului orientat NV-SE (orientarea fiind data de faliile marginale), precum si dispunerea faliilor interne in general perpendiculare sau oblice pe falii marginale. Diversele culori ale faliilor interne reprezinta varstele formatiunilor in care acestea se opresc (rosu-formatiunea rosie, galben-formatiunea galbena verde-formatiunea verde, maro-formatiunea carbunoasa, turcoaz - marna carbunoasa)

Evolutia tectonica a bazinului Ptolemaida este complexa si poate fi impartita in doua mari perioade. Perioda initiala (extensionala), de deschidere a grabenului, in timpul careia s-au format faliile marginale orientate NV – SE(fig. 3.10). A doua perioda dominata de un regim de deformare transcurent produs de miscarile de strike-slip ale faliilor marginale, in care s-au format faliile interne si de asemenea se pot observa reactivari succesive la diverse perioade de timp ale faliilor marginale.

In perioada Pliocen – Cuaternar miscarile tectonice in bazin erau de tip strike-slip, ceea ce a dus pe de o parte la reactivarea faliilor vechi (ca falii de strike-slip, de exemplu faliile marginale FA, FB, FC, FD ; sau ca falii inverse, de exemplu falia FF), iar pe de alta parte la formarea unor structuri noi, tipice. Aceste structuri noi sunt falii normale dispuse intr-o structura de tip en-enchelon, mici bazine de tip pull - apart, falii inverse(fig.3.4.), care marginesc blocuri ridicate (pop-up). Orientarea acestor falii noi formate este, in general, oblica sau perpendiculara pe faliile marginale (fig.3.10.). Faliile normale identificate in bazin le-am impartit in doua mari categorii: falii marginale si falii interne. Faliile marginale (FA, FB, FC, FD, FE, FF, FG), sunt falii vechi, care afecteaza fundamentul bazinului si care au aparut in timpul extensiunii Oligocene si au evoluat in diferite etape pana in Cuaternar. Aceste falii au o orientare NV-SE, ceea ce da bazinului o forma generala de graben, cu blocuri coborate in trepte si rotite. Faliile de pe partea vestica a bazinului inclina spre NE, iar cele de pe partea estica inclina catre SV. Aceste falii au fost reactivate in timpul miscarilor tectonice Plio-Cuaternare ca falii de strike-slip, avand sarituri mari pe verticala. Faliile interne au aparut in timpul deformarilor Plio-Cuaternare, dar este posibil ca unele dintre ele sa fie formate anterior si reactivate.

Pe harta structurala a bazinului Ptolemaida am reprezentat aceste falii cu diferite culori in functie de formatiunea litologica pe care o afecteaza (fig.3.10.). Dupa cum se observa, in general, aceste falii sunt orientate oblic sau perpendicular fata de faliile marginale si inclina spre SV sau chiar spre S. Ele reprezinta falii asociate de tip sintetic si antitetic produse prin miscari de strike-slip ale faliilor marginale. Din sectiunile geologice intocmite pe baza datelor din forajele executate in bazin se poate observa ca faliile au inclinare mare fiind aproape verticale si multe falii au compartimente rotite.

Faliile care se opresc in formatiunea carbunoasa (fig.3.2 si 3.3), se regasesc in partea central-nordica a bazinului Ptolemaida si sunt orientate fie perpendicular, fie la 45º fata de faliile marginale, avand inclinari diferite. Aceste falii sunt printre cele mai vechi din bazin si deci o mare parte a faliilor care au fost active in acea perioada au fost reactivate in timpul miscarilor ulterioare.

Dupa cum am mentionat anterior in cadrul bazinului exista mai multe sub-bazine. De exemplu, in zona central-vestica se observa un astfel de sub-bazin, delimitat de faliile FB, F36, F31, asa cum se observa din sectiunile 5-5’, 6-6’, 7-7’, 8-8’ si 9-9’, unde formatiunea carbunoasa are o grosime mare. Acest sub-bazin este limitat de falia F31 spre NV, iar spre SE se micsoreaza treptat pana ce dispare , neregasindu-se pe sectiunea 3-3’.

Faliile care se opresc in marna carbunoasa, se regasesc in partea nordica a bazinului (faliile de culoare turcoaz in fig.3.10.), unde de asemenea marna carbunoasa are o dezvoltare importanta, iar spre Sud-Est se subtiaza pana la disparitie. Aceste falii sunt orientate in general (sapte din cele zece falii) paralel cu faliile marginale.

Faliile care se opresc in formatiunea verde sunt orientate aproape perpendicular pe faliile marginale (fig.3.10.). Exemple de falii care inclina spre Sud sunt F17, F20, spre Nord F9 si spre V sunt F6a si F26. Saritura pe aceste falii este de cativa zeci de metri.. Aceste falii sunt concentrate in partea de Sud a bazinului acolo unde formatiunea verde are o grosime importanta. De asemnea, este posibil ca unele dintre faliile care traverseaza aceasta formatiune sa fi fost formate inca din timpul depunerii acestei formatiuni si sa fi fost reactivate mai tarziu in timpul depunerii formatiunii rosii.

Dezvoltarea formatiunii verzi este limitata doar la cateva sub-bazine dispuse catre marginea central sudica a grabenului (sectiunile A-A’, B-B’, 7-7’, 8-8’), ceea ce da o oarecare asimetrie in ceea ce priveste dezvoltarea acestei formatiuni. Astfel zona centrala este ridicata in timp ce zonele marginale sunt puternic coborate pe falii normale care inclina in directii diametral opuse. Acest lucru poate sugera ca in timpul formarii acestui bazin zona cetrala era ridicata. Se remarca si o distributie de tip en-enchelon a faliilor din zona sudica a bazinului studiat ( F17, F19, F20), falii care au favorizat depunerea formatiunii verzi.

Faliile care se opresc in formatiunea galbena (fig.3.10.) se regasesc in zona centrala a bazinului, acolo unde apare formatiunea galbena, ceea ce arata ca in acest timp doar aceasta zona a actionat ca un bazin de sedimentare. Orientarea acestor falii este haotica si inclinarile au diverse directii. Saritura pe aceste falii este de maxim 30 de metri.

Faliile care actioneaza in timpul depunerii formatiunii rosii , sunt cele mai noi falii intrucat aceasta formatiune este cea mai noua, iar in majoritate reprezinta reactivari ale faliilor existente. Se remarca fapul ca in aceasta perioada de timp au loc reactivari majore inclusiv ale faliilor marginale, mai ales ale faliilor din partea estica a bazinului (precum FG si FE). Aceste falii au sarituri importante de ordinul a zeci pana la sute de metri. O parte din aceste falii ajung la zi ceea ce arata o tectonica inca activa a acestei zone.

Dupa orientare aceste falii pot fi impartite pe trei mari zone : nordica, centrala si sudica. Orientarea lor pare a fi datorata faliilor de varste diferite, pe care le-au reactivat.

Fig.3.3. Sisteme de falii normale, cu falii sintetice si antitetice.

O serie de falii inverse (fig.3.5.,3.6., 3.7.) au fost observate in interiorul bazinului. Aceste falii au aceeasi origine ca si faliile normale, adica acelasi regim de deformare transcurent. Mare parte a acestor falii sunt noi formate si delimiteaza blocuri tectonice ridicate, formand structuri de tip pop-up. O alta parte din aceste falii reprezinta inversari tectonice ale faliilor normale. Se poate obseva in lungul acestor falii existenta cutelor „drag-folds”, precum si unghiul mediu la care se dezvolta aceste falii.(fig.3.6.).

In partea de N se observa ca faliile au orientare generala NE-SV, sunt perpendiculare pe faliile marginale si inclina catre NV.

Evolutia bazinului Ptolemaida incepe cu o prima faza de extensiune Oligocena pe directie NE-SV, care a condus la dezvoltarea bazinului cu partea centrala coborata si initierea unor falii din interiorul acestuia. O a doua faza de evolutie incepe in Miocen superior, in care au fost reactivate faliile marginale prin miscari dominant de strike-slip si a continuat o slaba extensiune. Efectele miscarilor de strike-slip au condus la largirea generala a bazinului prin dezvoltarea faliilor marginale, initierea faliilor asociate celor principale de tip sintetic si antitetic cu pozitii oblice. S-a creat un regim dominant transtensiv cu fragmentarea bazinului intr-o serie de sub-bazine si aparitia unor falii paralele cu cele principale, dintre care unele sunt inverse, separand in interiorul bazinului un mozaic complex de blocuri tectonice cu pozitie coborata sau ridicata. Majoritatea acestor falii sunt sinsedimentare si au controlat dezvoltarea areala a diverselor formatiuni. Unele dintre aceste falii sunt active pana in prezent.

Fig.3.11. Evolutia tectonica in perioada Miocen superioar - Cuaternar.

Faliile colorate : cu maro – falii marginale; cu rosu - falii paralele cu faliile marginale; cu albastru – falii antitetice si cu neagru - falii sintetice.

CAPITOLUL 4. ZACAMINTE DE CARBUNI DIN BAZIN

Grosimea complexelor carbunoase variaza in bazin, prezentand diferentieri locale in sedimentare, ca urmare a paleogeografiei si a tectonicii. Aceste variatii de grosime a complexelor carbunoase se datoreaza anomaliei fundului bazinului si subsidentei tectonice. Un rol important a avut eroziunea, care a indepartat o mare parte a complexului carbunos. Numarul si grosimea stratelor de lignit variaza in limite largi de la un loc la altul si, in general, urmeaza variatiile grosimii complexului carbunos. Acelasi lucru se intampla si cu intercalatiile sterile, care de regula sunt reprezentate prin : marne humice de culoare verzuie cenusie, argile nisipoase – calcaroase, nisipuri fine si marne de culoare galbena cenusie, care contin pe alocuri intercalatii lenticulare subtiri de calcar marnos. In general, complexul carbunos se prezinta unitar, intercalatiile sterile sunt numeroase si de grosimi mici.

Faliile de directie NV-SE sunt sinsedimentare cu lignitul si sunt acelea care au condus la crearea conditiilor favorabile formarii lignitului. Faliile cu directia de mai sus au actionat in Pleistocen inferior si dupa formarea lignitului.

Formatiunile sterile intermediare s-au format in urma sedimentarii ce a urmat scufundarii bazinului. Din punct de vedere petrologic acestea sunt in principal marne cu CaCO₃ in proportie de 35-95%. Pe alocuri apar argile, nisipuri, marne si argile carbunoase. Alimentarea cu material steril a avut loc din masivele muntoase, care marginesc bazinul de o parte si de alta si care sunt alcatuite in principal din roci carbonatice.

La partea superioara a complexului carbunos se intalnesc in general marne calcaroase si marne humice, iar la partea inferiora a acestuia se intalneste o marna de culoare alba cenusie pana la verde cenusie, numita marna finala. Aceasta marna este considerata ca orizont reper pentru oprirea forajelor.

In stare naturala, lignitii de Ptolemaida, prezinta de obicei culoare castanie inchisa pana la neagra. In timpul uscarii, culoarea devine mai deschisa si se formeaza crapaturi datorita pierderii umiditatii, iar in stadiul avansat de uscare se faramiteaza. Lignitii sunt moi si se pot taia usor cu cutitul. Apar stratificati in strate subtiri, uneori foiosi si mai rar compacti cu textura sistoasa. Pe suprafetele stratelor subtiri de ligniti se observa resturi de vegetatie si abundenta de fosile. De asemenea, se intalnesc intercalatii milimetrice de nisip granular si foite de mice, iar mai rar fragmente cuartitice de mici dimensiuni. In stratele de lignit se vad cochilii, uneori concentrate in strate subtiri, care influenteaza valoarea continutului in cenusa a lignitului.

Stratele de xilit, care se intalnesc la partile superioare ale seriei lignitice superioare, dau cenusa in stare uscata, in multe situatii, mai mare de 20%. Acest fapt se datoreaza marii cantitati de argila, care este distribuita intre bucatile de xilit.

Greutatea specifica a lignitilor din bazinul Ptolemaida, variaza in raport cu calitatea lor, intre 1,16 si 1,36 g/cm³. Pentru calculul rezervelor se considera greutatea specifica de 1,2 g/cm³, indiferent de calitatea lignitului. Punctul de inmuiere al cenusei este de 1010º-1210º, cel de topire 1140º-1375º, iar cel de curgere1170º-1420º.

Microscopic, carbunele de tip Ptolemaida, se constituie dintr-un numar de componente structurale organice, numite macerale. Maceralele in functie de participarea lor cantitativa si de relatiile dintre ele stabilesc propietatile fizico-chimice si tehnologice ale unui carbune. Acestea se pot deosebi intre ele pe baza culorii, reliefului, formei, marimii, luciului si uneori a mediului de provenienta. In acelasi timp cu cresterea gradului de incarbonizare se schimba si compozitia chimica si propietatile fizice ale fiecarei grupe de componenti organici, dar in procentaj diferit. Analiza maceralelor cuprinde stabilirea calitatii si cantitatii componentelor carbunilor. Luciul anumitor macerale depinde de gradul de incarbonizare si astfel, intensitatea luciului constituie un parametru al incarbonizarii larg folosit.

In general, in timpul formarii turbei nu apare o diferentiere in ceea ce priveste mediul de formare a lignitului din bazinul Ptolemaida. Este vorba despre un mediu de formare a turbei de tip limnic – telmatic, cu conditii reotrophe – mesotrophe, care este favorabil dezvoltarii vegetatiei ierbacee.

Pentru definirea unui zacamant ca exploatabil, procentul maxim al cenusei in stare uscata este de 45% (Kefalas si Xiropoulou, 1987). Valorile medii ale cenusei in stare uscata a lignitului de Ptolemaida variaza intre 11,5 - 48,7%.

Continutul mediu in umiditate al lignitului de Ptolemaida variaza,in functie de proba, intre aproximativ 45-63%, majoritatea probelor prezentand valori ale umiditatii intre 55-62%. Intre umiditate si cenusa se observa o relatie liniara inversa, in care probele cele mai bogate in cenusa au valoare scazuta a umiditatii, in timp ce probele sarace in cenusa au valoare mai mare a umiditatii.

Continutul componentelor volatile in stare naturala se mareste, cand scade umiditatea si se micsoreaza, cand creste valoarea cenusei. Pentru categoriile de lignit de mai sus, valoarea continutului in componente volatile este de aproximativ 17,5%. Pentru lignitii din bazinul Ptolemaida se constata de regula ca puterea calorifica inferioara variaza aproximativ intre 900 si 1500kcal/kg, iar cea superioara intre 1780 si 2165kcal/kg. Valorile medii ale puterii calorifice variaza aproximativ intre 1490 si 1700 kcal/kg.

Valorile puterii calorifice ale probelor de lignit fara umiditate cresc paralel cu cresterea carbonului fix, in timp ce crestere au si componentele volatile. Toate cresc in procentaj cu scaderea procentului cenusei.

Sulful, dupa cum se stie, se gaseste in ligniti sub forma de sulfati(CaSO₄, FeSO₄, etc.), de sulfuri (pirita, marcasita) si sub forma de sulf organic. Suma lor constituie valoarea totala a sulfului in ligniti. Din analiza probelor recoltate din diferite sectoare ale bazinului reiese ca in general valoarea totala a sulfului (%) este relativ mica, numai cateva probe prezentand continut ridicat de sulf.

Din rezultatele analizelor cenusei lignitilor de Ptolemaida se observa o crestere generala a continutului in SiO₂ si Al₂O₃ si o scadere a CaO si a MgO, in comparatie cu cresterea continutului in cenusa a probelor de lignit. Continutul in Fe₂O₃ variaza, de la o grupa la alta de probe, in limite reduse si nu urmareste variatia celorlalti oxizi. Se dau mai jos valorile extreme ale oxizilor : SiO₂ = 9 - 39%, Al₂O₃= 7 - 26%, CaO= 17 - 53%, MgO= 4 - 12% si Fe₂O₃= 8 -19%.

Mediile de depunere a carbunilor variaza de la o zona la alta functie de conditiile geologice, tectonice si de clima, care predominau in timpul perioadei de formare a carbunelui. De aceea si corelarea stratelor de carbuni pe intreg bazinul este un proces foarte dificil.

Dupa cum am amintit in capitolul de stratigrafie, lignitul de tip Ptolemaida, de varsta Pliocen inferior – Pliocen superior, se intalneste in formatiunea Neogena superioara. Aceasta se separa in trei serii : inferioara, intermediara si superioara. Seria lignitica inferioara a formatiunii Neogene superioare se diferentiaza de seria superioara prin prezenta, in cadrul ei, a doua orizonturi caracteristice : orizontul cu Neritina si orizontul cu nisip. Aceasta deosebire ajuta la corelarea seriei superioare sau inferioare dintr-un foraj cu seria respectiva din cadrul altui foraj.

Se poate face corelare a stratelor de carbuni functie de pozitia acestora fata de orizontul cu Neritina. Acest orizont are grosime mica, dar extindere mare, ceea ce face sa fie un orizont reper foarte folositor pentru corelare.

Amplitudinea stratigrafica restransa in bazinul Ptolemaida a gasteropodului Theodoxus (Calvertia) macedonicus, numit si Neritina este un fenomen local si specific, care se intalneste numai in bazinul Ptolemaida. Orizontul cu Neritina este, in general, constituit din doua strate de marna alba cenusie, care sunt separate de un strat de lignit de grosime maxima de 0,60m. In cadrul marnelor, in afara de Neritina, pot fi intalnite si alte fosile, cum sunt : Unio, Bithinia, Prososthenia, etc. Grosimea orizontului variaza intre 1,50m si 2,50m, reducandu-se treptat pana la disparitie spre marginile bazinului, acolo unde si zacamantul lignitic se efileaza si formatiunile lacustre-mlastinoase trec lateral la sedimente leptoclastice fluviatile-lacustre.

Orizontul cu nisip este un orizont destul de intins, intalnit aproape in tot bazinul. El a fost localizat de mai multi cercetatori(Ehlers H., Koukouzas K., etc.) si este constituit din maximum trei strate subtiri de nisip cuartos, fin granulat, de culoare cenusie deschisa, care se presupune ca provine din eroziunea rocilor vulcanice. Depunerea acestuia denota ca mlastina avea un nivel scazut pe o perioada scurta de timp. Orizontul cu nisip caracteristic ajuta in cercetarea cu foraje, aparitia lui insemnand apropierea de culcusul geologic al zacamantului. Strate cu nisip cuartos, de dimensiuni milimetrice pana la centimetrice, s-au intalnit si in cadrul seriei lignitice superioare. Cu toate ca au grosime mica aceste strate pot prezenta intindere mare pe plan local si astfel pot fi folosite pentru corelarea forajelor invecinate.

In bazinul Ptolemaida se observa o diferentiere a fazelor de sedimentare. Astfel, in sectorul estic (la est de Sf. Hristoforo) predomina sedimentarea calcaroasa (marne albe, mal calcaros, calcare marnoase), cu reducerea paralela a numarului si a grosimii stratelor lignitice, pana la efilarea lor totala spre Est. In partea vestica si nord-vestica a localitatii Sf. Hristoforo, locul sedimentarii calcaroase este luat de sedimentarea argiloasa-silicioasa (marne argiloase, argile,etc.), in afara de unele orizonturi de marna alba ce persista in extindere si reprezinta repere litostratigrafice (ca de exemplu orizontul cu Neritina), iar stratele de lignit sunt mai numeroase si au grosimi mai mari.

De la inceputul Cuaternarului fazele de eroziune si depunere s-au repetat cu intervale de faze de calm, care corespund perioadelor mesoglaciare si glaciare. Se observa ca deasupra depozitelor de varsta Neogena s-a depus asa numita formatiune de Proastio. Aceasta este depusa aproape in tot bazinul si este constituita din argile rosii - cenusii (argile nisipoase, de obicei calcaroase) in alternanta cu conglomerate cu matrice, fie argiloasa-nisipoasa de culoare rosie, fie nisipoasa. Fragmentele din conglomerate prezinta compozitie variata, fiind alcatuite din roci bazice, ultrabazice si metamorfice. Aceste materiale au fost transportate de catre rauri de la distante mari si depuse intr-un mediu lacustru. Caracteristic transportului pe distanta mare este prezenta sferulitelor. De asemenea, prezenta rocilor bazice si ultrabazice dovedeste transportul acestora de la distanta mare, posibil din masivul Vourinos, deoarece asemenea roci nu se gasesc in masivele ce marginesc bazinul. Grosimea acestor formatiuni variaza de la cativa metri pana la sute de metri (la vest de localitatea Sf. Hristoforo grosimea conglomeratelor ajunge pana la 210m). Varsta acestora este Pleistocen inferior (Vilafranchian) si a fost stabilita pe baza scheletelor de elefanti : Palaeoloxodon antiquus, Mammontheus trogontherii, Archidiskodon meridionalis, care s-au descoperit in exploatarile de nisip de la Petron, Sotira si Perdika (Velitzelos & Schneider, 1973) De mare ajutor in corelarea stratelor de carbuni este cunoasterea fosilelor predominante ca numar si specii. Reprezentantii cei mai adesea intalniti sunt urmatorii : Bulimus, Planorbis, Limnaea, Theodoxus, Prososthenia, Bithinia si Unio. De asemenea, tipurile cele mai comune sunt diferite specii de Planorbaria, cu principalul reprezentant specia Planorbis cornu similis, iar cea mai caracteristica fosila este Neritina.

CAPITOLUL 5. CONCLUZII

Evolutia tectonica a bazinului Ptolemaida poate fi impartita in doua mari perioade : - perioada de extensiune din timpul Oligocenului ;

- perioada de deformare din timpul Miocen superior-Cuaternar.

Activitatea tectonica din prima perioada a dus la formarea structurii de tip graben (formarea faliilor marginale). Cea de-a doua perioada a fost de deformare intr-un regim transcurent si a dus la inversarea faliilor marginale ca falii de strike-slip senestru, precum si la formarea faliilor interne. Faliile asociate celor marginale sunt sintetice, antitetice si en-enchelon.

In concluzie, bazinul Ptolemaida a avut o evolutie complexa fiind un bazin postorogenic format de miscarile postcolizionale, initiat in timpul Oligocenului ca bazin extensional. In continuare a evoluat in perioada Miocen superioar – Cuaternar ca bazin dominant transtensional, faliile marginale avand un caracter senestru. Ele au segmentat intregul bazin intr-o serie de blocuri ridicate sau coborate, care au controlat distributia unor sub-bazine, precum si numarul de strate si grosimea lor.

BIBLIOGRAFIE SELECTIVA

Anastopoulos I., Koukouzas C. (1972) - Studiul geologic si de zacamant a partii sudice a bazinului Ptolemaida. Instit. Geol. Cercet. Subsol., pag. 46-54, 69-82. ( in limba greaca)

Angelier J. (1979) - Neotectonique de l'arc Egeen. Soc. Geol. Nord., Publ. 3, pag. 1-417.

Aubuin J., Le Pichon X., Winterer E., Bonneau M. (1979) - Les Hellenides dans l'optique de la tectonique des plaques. VI Coll. Geol. Aegean Region, Athens 1977, Proc.3, pag. 1333-1354.

Brunn J. (1959) - Zone du Vardar et zone Pelagonienne en Grece. C. R. Somm. Soc. Geol. France, No 6.

Diamantopoulos A., Dimitrakopoulos D., Fountoulis I. (2004) - Quaternary deformation of the Mavropigi lignite field (Western margin of Ptolemais - Kozani graben, NW Macedonia, Greece). 10th International Congress Salonic, Grecia.

Doutsos Th., Koukouvelas I. (1998) - Analiza miscarilor verticale la falii normale in campurile lignitice ale bazinului Ptolemaida si aplicarea lor in masurarea parametrilor cinematici ai zonei seismice de falii raul Aliakmona. Universitatea din Patra, Grecia. ( in limba greaca).

Einsele G. (2000) - Sedimentary basins. Edition Springer-Verlag, Berlin, pag. 75-94, 387-411, 543-574, 622-630, 723-729.

Georgakopoulos A., Valcena S. (2000) - Petrographic characteristics of Neogene lignites from the Ptolemais and Servia basins, Northern Greece.. Energy Sources No. 22, pag. 587-602

Mountrakis D. M. (1985) - Geologia Greciei. University Studio Press, pag. 18-20, 58-61, 82, 92-96, 98-108.(in limba greaca).

Pavlidis S., Mountrakis D.(1986) - Neotectonics of the Florina- Vegoritis-Ptolemais Neogene Basin (NW Greece): an example of extensional tectonics of the greater Aegean area. Ann. Geol. Pays Hellen. 33 (1), 311-327.