3) ΤΑ ΡΗΓΜΑΤΑ Ορισµός Τύποι ρηγµάτων ιαδικασία διάρρηξης των ρηγµάτων και σεισµοί...39

Transcript

1

2 ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ Με την ολοκλήρωση της πτυχιακής αυτής εργασίας θα ήθελα να ευχαριστήσω ιδιαίτερα τον επιβλέποντα καθηγητή κύριο Νίκο Ζούρο, για την εµπιστοσύνη που µου έδειξε στην ανάθεση του θέµατος, την πολύτιµη βοήθεια του και τις συµβουλές του για την διεκπεραίωσή της. Επίσης ευχαριστώ τον κύριο Κώστα Χαλβαδάκη ως υπεύθυνο καθηγητή της εργασίας αυτής. Όµως δεν θα µπορούσα να κλείσω αυτή την παράγραφο χωρίς να ευχαριστήσω τον Γιώργο και την Γλυκερία που µαζί τους πέρασα πολλές ώρες διαβάσµατος. Επίσης ευχαριστώ τον Κάψελ, τον Νίκο, την Βάσια, την Άντα, την Μαρία, την Ρούλα, την Κοσµούλα, την Βαλάντω, τον Βάγιο, την Στέλλα και πολλούς άλλους για την παρέα τους και την υποστήριξη τους καθ όλη την διάρκεια της ασχολίας µου µε την εργασία αυτή και όχι µόνο.

3 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ: 1) ΕΙΣΑΓΩΓΗ Στόχος της έρευνας Ρήγµατα, σεισµοί και περιβάλλον Αντικείµενο της έρευνας Γενική εικόνα των ρηγµάτων στη Λέσβο...6 2) ΕΝ ΟΓΕΝΕΙΣ ΥΝΑΜΕΙΣ ΚΑΙ ΠΑΡΑΜΟΡΦΩΣΗ ΤΟΥ ΓΗΙΝΟΥ ΦΛΟΙΟΥ Οι λιθοσφαιρικές πλάκες Αίτια γένεσης των σεισµών του ελληνικού χώρου και η γεωτεκτονική κατάσταση του αιγιακού χώρου Τάση- Παραµόρφωση Η τάση Πεδία τάσεων Ενεργό πεδίο τάσεων Το σύγχρονο πεδίο τάσεων στο Αιγαίο Η παραµόρφωση ) ΤΑ ΡΗΓΜΑΤΑ Ορισµός Τύποι ρηγµάτων ιαδικασία διάρρηξης των ρηγµάτων και σεισµοί ) ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΚΑΙ ΣΕΙΣΜΙΚΟΤΗΤΑ ΝΗΣΟΥ ΛΕΣΒΟΥ Η γεωλογία της Λέσβου Η σεισµικότητα της Λέσβου ) ΜΕΛΕΤΗ ΕΝΕΡΓΩΝ ΡΗΓΜΑΤΩΝ Η νεοτεκτονική ως εργαλείο της έρευνας Τα ενεργά ρήγµατα Μικροδοµές της ρηξιγενούς τεκτονικής Γεωµετρικά στοιχεία των ρηγµάτων Αναγνώριση των ρηγµάτων στο ύπαιθρο ) ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΤΩΝ ΕΝΕΡΓΩΝ ΡΗΓΜΑΤΩΝ ΤΗΣ ΛΕΣΒΟΥ Θέσεις τεκτονικών µετρήσεων Ανάλυση τεκτονικών µετρήσεων Συµπεράσµατα τεκτονικής ανάλυσης ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ - ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ 1 - ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ 2

4 1) ΕΙΣΑΓΩΓΗ 1.1) ΣΤΟΧΟΣ ΤΗΣ ΕΡΕΥΝΑΣ Στόχος της παρούσας διπλωµατικής εργασίας είναι η µελέτη των γεωλογικών ρηγµάτων της νήσου Λέσβου µε σκοπό την κατανόηση του τρόπου δηµιουργίας τους, τον διαχωρισµό τους σε ενεργά και µη ενεργά και την επισήµανση των περιβαλλοντικών επιπτώσεων που µπορεί να προκύψουν από την παρουσία τους σε συνδυασµό µε τις ποικίλες ανθρώπινες δραστηριότητες που αναπτύσσονται στη γειτονία τους. Η Λέσβος είναι το τρίτο σε έκταση νησί του Αιγαίου, έχει έκταση 1670 km 2 και παρουσιάζει µεγάλη ιστορική σεισµικότητα γεγονός που συνδέεται µε την θέση του νησιού σχετικά µε τις µεγάλες κύριες ενεργές τεκτονικές δοµές του Ελληνικού χώρου. Ταυτόχρονα η Λέσβος λόγω και της ικανής έκτασης της παρουσιάζεται ως χώρος µε σηµαντική παρουσία γεωλογικών ρηγµάτων, γεγονός που καθιστά εφικτή την µελέτη των δοµών αυτών που δηµιουργήθηκαν από την σεισµική δραστηριότητα κατά το πρόσφατο και απώτερο γεωλογικό παρελθόν. Βασικό εργαλείο της έρευνας αυτής είναι η Νεοτεκτονική η οποία αποτελεί ένα σχετικά καινούριο κλάδο των γεωεπιστηµών και ειδικότερα της Τεκτονικής Γεωλογίας. Μελετά τις πιο «πρόσφατες» γεωλογικές δοµές και διεργασίες και ουσιαστικά δε διαχωρίζεται από την Τεκτονική Γεωλογία αφού και οι δύο κλάδοι χρησιµοποιούν τις ίδιες µεθόδους. Η Νεοτεκτονική όµως χρησιµοποιεί και περισσότερο εξειδικευµένες µεθόδους τεκτονικής ανάλυσης, καθώς επίσης και τη διαρκώς αυξανόµενη πείρα της Σεισµολογίας. (Παυλίδης Σ. Μουντράκης.,1994). 1

5 1.2) ΡΗΓΜΑΤΑ, ΣΕΙΣΜΟΙ ΚΑΙ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝ Τα ρήγµατα είναι συνήθως το πιο σηµαντικό στοιχείο της τεκτονικής παραµόρφωσης, ιδιαίτερα για τις ελληνικές συνθήκες, όπου ο ρηξιγενής ιστός είναι πολύ πυκνός. Πέρα από τον έντονο µορφογενετικό τους χαρακτήρα (δηµιουργία κρηµνών, τεκτονικών βυθισµάτων και ανυψώσεων), τα πρόσφατα ρήγµατα (νεοτεκτονικά) συνδέονται µε την γένεση σεισµών (π. χ. σεισµοί Καλαµάτας, 1986), που µε τη σειρά τους προκαλούν φυσικές καταστροφές. Η χώρα µας τις τελευταίες δεκαετίες έχει αντιµετωπίσει σειρά µεγάλων σεισµών, ορισµένοι από τους οποίους προκάλεσαν σηµαντικές καταστροφές σε τεχνικές κατασκευές ενώ παράλληλα προκάλεσαν ανθρώπινα θύµατα, τραυµατισµούς, υλικές ζηµιές και µεγάλη κοινωνική και οικονοµική αναστάτωση. Ιδιαίτερα τα ενεργά ρήγµατα που βρίσκονται κοντά σε µεγάλα αστικά κέντρα όπου συγκεντρώνονται ποικίλες ανθρωπογενείς δραστηριότητες προκαλούν συνήθως τις περισσότερες και µεγαλύτερες καταστροφές Ενδεικτικά αναφέρονται οι περιπτώσεις πρόσφατων σεισµών που συνδέονται µε την ενεργοποίηση ενεργών ρηγµάτων τα οποία παρουσιάζουν επιφανειακή διάρρηξη Θεσσαλονίκη 1981 Αλκυονίδες 1986 Καλαµάτα 1995 Κοζάνη-Γρεβενά 1995 Αίγιο 1996 Κόνιτσα 1999 Αθήνα Η µελέτη των ρηγµάτων θεωρείται σηµαντική στη γεωλογία περιβάλλοντος για αρκετούς λόγους. Πρώτον, επηρεάζουν τη ροή του υπόγειου νερού. εύτερον, παγίδες πετρελαίου βρίσκονται συχνά σε πτυχωµένους και διερρηγµένους σχηµατισµούς. Τρίτον, ρήγµατα και πτυχές είναι άµεσα συνδεδεµένα µε συστήµατα διακλάσεων που µπορεί να είναι πολύ σηµαντικά για την επιλογή ταµιευτήρων ή θέσεων υγειονοµικής ταφής. Τέταρτον, όλες οι δοµές που σχετίζονται µε την τεκτονική παραµόρφωση επηρεάζουν την κλίση των πετρωµάτων και αυτό µπορεί να είναι πολύ σηµαντικό για την υδρολογία της περιοχής (π.χ. µετανάστευση ρυπαντών) ή για το σχεδιασµό τεχνικών έργων (π. χ. θεµελιώσεις). (Λέκκας Ε. Λ.,1999). 2

6 Η ζώνη διάρρηξης κατά µήκος του ρήγµατος που ορίζεται ως η τοµή αυτού µε το κατακόρυφο επίπεδο, είναι πολύ σηµαντική παράµετρος, γιατί κατά την εκδήλωση των σεισµών σε αυτή συγκεντρώνονται οι περισσότερες καταστροφές. (Κουκουβέλας, 1998). Το σχήµα και το µέγεθος των ζωνών καταστροφής στην περίπτωση µεγάλου σεισµού ποικίλει ανάλογα µε τον τύπο του ρήγµατος. (για τους τύπους των ρηγµάτων βλέπε κεφάλαιο 3). Έτσι οριζόντιας µετατόπισης ρήγµατα προκαλούν καταστροφές σε σχετικά στενή ζώνη. Ανάστροφα ρήγµατα προκαλούν καταστροφές συνήθως στο ανερχόµενο (ή επωθηµένο) τέµαχος, ενώ στα κανονικά ρήγµατα η ζώνη καταστροφών είναι αρκετά πλατιά, µε εντονότερη επίδραση στο τέµαχος που κατέρχεται. (Θ. Ροντογιάννη-Τσιαµπάου, 1993). Επίσης η ονοµαζόµενη ζώνη διάρρηξης εξαιτίας της αυξηµένης διάρρηξή της, αποκτά µεγάλο ενεργό πορώδες και κατά συνέπεια αποτελεί σηµαντικό υδροφόρο ορίζοντα, περιοχή συγκέντρωσης µεταλλικών ορυκτών αλλά και περιοχή συγκέντρωσης υδροθερµικών ρευστών (ανάπτυξη υδροθερµικών πεδίων). (Κουκουβέλας, 1998). Τα αποτελέσµατα των σεισµών τα οποία ονοµάζονται και µακροσεισµικά αποτελέσµατα, διότι µπορεί ο άνθρωπος να τα παρατηρήσει χωρίς τη χρήση ευαίσθητων οργάνων (σεισµογράφων), είναι κυρίως περιβαλλοντικές µεταβολές που προκαλούν οι σεισµοί στο έδαφος, στο νερό της ξηράς, στο νερό της θάλασσας και στις τεχνικές κατασκευές. Οφείλονται κατά κύριο λόγο στην έντονη σεισµική δόνηση του εδάφους, αλλά κοντά στην εστία τέτοια αποτελέσµατα προκαλούνται πολλές φορές από την άµεση επίδραση της µετατόπισης στο σεισµογόνο ρήγµα. Τα αποτελέσµατα στο έδαφος είναι µεγάλες ή µικρές ρωγµές, καταρρεύσεις βράχων και κατολισθήσεις εδαφών, καθιζήσεις και εξάρσεις εδαφών, ρευστοποίηση του εδάφους λόγω καταστροφής της συνοχής του και της συµπεριφοράς του ως ρευστού ένεκα της έντονης ταλάντωσης των υλικών σηµείων του που προκαλεί ο σεισµός. Το φαινόµενο της ρευστοποίησης παρατηρείται, όταν το έδαφος αποτελείται από λεπτόκοκκο υλικό το οποίο περιέχει σηµαντική ποσότητα νερού και άµµου, είτε µε την παρουσία στην επιφάνεια του εδάφους εξογκωµάτων και βυθισµάτων στην άµµο είτε µε τη µορφή υπογείων ολισθήσεων µεταξύ στρωµάτων άµµου ή κατολισθήσεων στις πλαγιές λόφων ή στις όχθες ποταµών. Τα σηµαντικότερα αποτελέσµατα των σεισµών στο νερό της ξηράς είναι η αύξηση ή µείωση της παροχής των πηγών, η αποξήρανση λιµνών και η αλλαγή της κοίτης ποταµών. Τα θαλάσσια κύµατα «τσουνάµι» ή κύµατα βαρύτητας αποτελούν το κύριο αποτέλεσµα των σεισµών στην θάλασσα. Είναι µακράς περιόδου (15-30 λεπτά της ώρας) κύµατα που διαδίδονται στην επιφάνεια της θάλασσας µε ταχύτητα η οποία εξαρτάται από το πάχος του 3

7 νερού της θάλασσας και είναι της τάξης των 200m/sec. Τα κύµατα αυτά δηµιουργούνται συνήθως στις εστίες σεισµών που βρίσκονται σε υποθαλάσσιες περιοχές και παράγονται από την κατακόρυφη µετατόπιση του θαλάσσιου πυθµένα κατά τη γένεση των σεισµών. Μικρά θαλάσσια κύµατα βαρύτητας έχουν παρατηρηθεί και σε ορισµένες περιπτώσεις σεισµών των οποίων οι εστίες βρισκόταν στην ξηρά αλλά οι σεισµοί αυτοί προκάλεσαν υποθαλάσσιες κατολισθήσεις. Παράκτιες περιοχές της χώρας µας έχουν κατεπανάληψη πληγεί από µεγάλους υποθαλάσσιους σεισµούς. Τα αποτελέσµατα των σεισµών στις τεχνικές κατασκευές είναι οι άµεσες βλάβες που προκαλεί η εδαφική ταλάντωση και οι έµµεσες βλάβες που οφείλονται σε πυρκαγιές που προκαλούνται από τους σεισµούς. Το αποτέλεσµα ενός σεισµού σε µια τεχνική κατασκευή εξαρτάται: αφενός µεν από τις ιδιότητες της σεισµικής εστίας του σεισµού (µέγεθος του σεισµού, προσανατολισµός του σεισµογόνου ρήγµατος, κτλ), από τις ιδιότητες του µέσου διάδοσης των σεισµικών κυµάτων µεταξύ της εστίας του σεισµού και της θέσης της κατασκευής (απόσταση, βαθµός απόσβεσης των κυµάτων), από το έδαφος θεµελίωσης της κατασκευής (χαλαρό ή σκληρό έδαφος, βάθος υδροφόρου ορίζοντα, κτλ), αφετέρου δε από τις ιδιότητες (τρωτότητα) της ίδιας της κατασκευής (ύψος, ευκαµψία, συµµετρικότητα, ποιότητα υλικών και κατασκευής, προσανατολισµός, κτλ). (Παπαζάχος Β.Κ., ρακόπουλος Ι.Κ., 1992). 4

8 1.3) ΑΝΤΙΚΕΙΜΕΝΟ ΤΗΣ ΕΡΕΥΝΑΣ Η παρούσα εργασία βασίζεται στην αναγνώριση, µελέτη των γεωµετρικών στοιχείων και τεκτονική ανάλυση των µεγάλων και άλλων µικρότερων ρηγµάτων της Λέσβου. Η αναγνώριση και µελέτη των γεωµετρικών στοιχείων των ρηγµάτων περιλαµβάνει επίπονη υπαίθρια εργασία για την συλλογή των απαραίτητων στοιχείων που θα επιτρέψουν την αξιολόγηση των δεδοµένων υπαίθρου προκειµένου να εξαχθεί ένα αξιόπιστο ερευνητικό αποτέλεσµα. Η επεξεργασία των γεωµετρικών στοιχείων των ρηγµάτων οδηγεί στον καθορισµό του πεδίου των τεκτονικών τάσεων που ήταν υπεύθυνες (ή εξακολουθούν να δρουν ακόµη) για την νεοτεκτονική κατάσταση της περιοχής. (Παυλίδης Σ. Μουντράκης., 1994). Προσδιορίζοντας µε αυτόν τον τρόπο το είδος και τις διευθύνσεις των τεκτονικών τάσεων που προκύπτουν από το κάθε µετρούµενο ρήγµα, έχουµε νεοτεκτονικά δεδοµένα, ποσοτικά προσδιορισµένα, τα οποία είναι συγκρίσιµα µε τα αντίστοιχα της ενεργού τεκτονικής που ευθύνεται για την σεισµική δραστηριότητα της περιοχής. (Παυλίδης Σ. Μουντράκης., 1994). Το πεδίο των τάσεων που προσδιορίζεται από την νεοτεκτονική ανάλυση των ρηγµάτων συγκρινόµενο µε εκείνο που προσδιορίζεται από τους µηχανισµούς γένεσης των επιφανειακών σεισµών της περιοχής το οποίο είναι καθορισµένο για όλη την περιοχή µπορεί να µας δώσει αξιόλογα αποτελέσµατα για το αν η δράση των συγκεκριµένων ρηγµάτων που µετρήθηκαν εντάσσεται στο καθορισµένο ενεργό πεδίο, εποµένως είναι πιθανότερο να ενεργοποιηθούν, ή όχι κατά την διάρκεια ενός ενδεχόµενου νέου ισχυρού σεισµού. 5

9 1.4) ΓΕΝΙΚΗ ΕΙΚΟΝΑ ΤΩΝ ΡΗΓΜΑΤΩΝ ΣΤΗΝ ΛΕΣΒΟ Η περιοχή του Αιγαίου, κατά την γεωτεκτονική της εξέλιξη, επηρεάστηκε από διαδοχικά τεκτονικά γεγονότα τα οποία δηµιούργησαν και ανάλογα ρήγµατα ή επαναδραστηριοποίησαν παλιότερα. Από το µέσο Πλειστόκαινο µέχρι σήµερα, δηλαδή εδώ και 1 εκατοµµύριο χρόνια, ο Αιγιακός χώρος βρίσκεται σε µια εκτεταµένη εφελκυστική φάση µε κύρια διεύθυνση εφελκυσµού Β-Ν και η οποία επιβεβαιώνεται και από την ανάλυση των µηχανισµών γένεσης επιφανειακών σεισµών. ( Παυλίδης Σ. Μουντράκης., 1994). Εποµένως η Λέσβος µε την γεωγραφική θέση που κατέχει, κυριαρχείται από το πεδίο εφελκυσµού βορρά-νότου. Παλιότερα, κατά την διάρκεια του Πλειοκαίνου, ο χώρος του Αιγαίου επηρεάστηκε από ένα εφελκυστικό πεδίο τάσεων µε ΑΒΑ- Ν προσανατολισµό. Τα παραπάνω εφελκυστικά γεγονότα είχαν ως αποτέλεσµα οι κύριες τεκτονικές γραµµές στην Λέσβο προσδιορίζονται από ρήγµατα ΒΒΑ-ΝΝ κης, Β -ΝΑκης διεύθυνσης καθώς επίσης και από ρήγµατα που έχουν διεύθυνση περίπου Α-. Οι παραπάνω αυτές αναφερόµενες τεκτονικές γραµµές µπορούν να θεωρηθούν σαν το αποτέλεσµα µεγάλων κινήσεων που έγιναν κατά την διάρκεια του Νεογενούς (25-2,5 ΜΑ) και συνεχίζονται µέχρι σήµερα, συνδέονται δε άµεσα µε την δηµιουργία της Αύλακας του βόρειου Αιγαίου. Έχουν χαρακτήρα εφελκυστικό και συµφωνούν µε τις αναλύσεις των µηχανισµών γενέσεως σεισµών, που έγιναν και εξακολουθούν να γίνονται στον ίδιο χώρο, πράγµα που επιβεβαιώνει ότι η παραπάνω τεκτονική δοµή είναι ακόµα ενεργός. ( Σηµαιάκης Κ.,1988). Ακολουθεί γεωλογικός χάρτης της Λέσβου µε τα κύρια ρήγµατα.(πηγή: εργαστήριο διαχείρησης αποβλήτων, Τµ. Περιβάλλοντος).(σχήµα 1.1). 6

10 Σχήµα 1.1) Χάρτης της Λέσβου µε τις διευθύνσεις των κύριων ρηγµάτων. 7

11 2) ΕΝ ΟΓΕΝΕΙΣ ΥΝΑΜΕΙΣ ΚΑΙ ΠΑΡΑΜΟΡΦΩΣΗ ΤΟΥ ΓΗΙΝΟΥ ΦΛΟΙΟΥ 2.1) ΟΙ ΛΙΘΟΣΦΑΙΡΙΚΕΣ ΠΛΑΚΕΣ Η Γη αποτελείται από τον πυρήνα, τον µανδύα και τον στερεό φλοιό ο οποίος αποτελεί το εξωτερικό περίβληµά της. Ο φλοιός µαζί µε το ανώτατο στρώµα του µανδύα αποτελούν τη λιθόσφαιρα. Στην βάση του φλοιού παρατηρείται απότοµη µείωση της ταχύτητας των εγκάρσιων σεισµικών κυµάτων. Η λιθόσφαιρα θεωρείται ότι γλιστράει επάνω στη ασθενόσφαιρα η οποία αποτελεί ένα πλαστικό στρώµα. Το πάχος της λιθόσφαιρας ανέρχεται περίπου στα km ενώ σε ορισµένες περιπτώσεις µπορεί να φθάνει και µέχρι τα 120 km. Ο φλοιός διακρίνεται σε ηπειρωτικό ( µε µέσο πάχος km) και σε ωκεάνιο φλοιό ( µε µέσο πάχος 5-7 km ). Ο φλοιός της γης δεν συνιστά ένα ενιαίο περίβληµα του πλανήτη αλλά αποτελείτε από επιµέρους τµήµατα που ονοµάζονται λιθοσφαιρικές πλάκες. Οι λιθοσφαιρικές πλάκες εξαιτίας της κίνησής τους δηµιουργούν τις προϋποθέσεις για την ανάπτυξη όλων των δοµών που παρατηρούνται επί του φλοιού της γης. Η θεωρία των λιθοσφαιρικών πλακών αποτελεί για την γεωλογία µια θεωρία ίσης σπουδαιότητας µε την ατοµική θεωρία για την χηµεία και την φυσική. Έτσι η θεωρία αυτή περιγράφει τις κινήσεις των τεµαχίων του φλοιού της γης καθώς και την εξέλιξη των ηπείρων και των ωκεάνιων λεκανών. Σύµφωνα µε µακροχρόνιες παρατηρήσεις η επιφάνεια της γης χωρίζεται σε επτά µεγάλες και πολλές µικρές λιθοσφαιρικές πλάκες οι οποίες κατά την κίνησή τους αλληλεπιδρούν η µια επί της άλλης. (Κουκουβέλας Ι. Κ., 1998). (σχήµα 2.0). 8

12 Σχήµα 2.0) Ταχύτητες κίνησης των επτά µεγάλων πλακών και των πέντε µικρότερων. (πηγή: Κουκουβέλας, 1998). Όσον αφορά τα αίτια της κίνησης των λιθοσφαιρικών πλακών δεν υπάρχει ακόµα οµοφωνία µεταξύ των επιστηµόνων πάνω στο θέµα αυτό. Πολλοί επιστήµονες πιστεύουν στα ρεύµατα µεταφοράς στην ασθενόσφαιρα κάτω από την λιθόσφαιρα ασκούν δυνάµεις στον πυθµένα της λιθόσφαιρας και την αναγκάζουν να κινείται. Άλλοι επιστήµονες έχουν την γνώµη ότι το µπροστινό µέρος µιας ωκεάνιας λιθοσφαιρικής πλάκας βυθίζεται κάτω από µια ηπειρωτική, στις περιοχές σύγκλισης των λιθοσφαιρικών πλακών, λόγω της µεγαλύτερης πυκνότητας της ωκεάνιας πλάκας. Συνέπεια αυτού είναι να έλκει και το υπόλοιπο µέρος της ωκεάνιας πλάκας και να το αναγκάζει και αυτό να κινείται προς την ίδια κατεύθυνση. Είναι πιθανό, ο συνδυασµός των δύο αυτών µηχανισµών να είναι η αιτία κίνησης των λιθοσφαιρικών πλακών. (Παπαζάχος Β., 1997). Η κίνηση των πλακών γίνεται εµφανής και αποτυπώνεται σε δοµές στα περιθώρια των πλακών τα οποία ταξινοµούνται σε τέσσερις µεγάλες κατηγορίες µε βάση την κίνηση των πλακών. Οι τέσσερις τύποι περιθωρίων είναι τα περιθώρια σύγκλισης όπου οι πλάκες συγκρούονται, τα περιθώρια απόκλισης όπου η µια πλάκα αποµακρύνεται από την άλλη, τα περιθώρια µετασχηµατισµού όπου η µια πλάκα κινείται εφαπτοµενικά σε σχέση µε την άλλη και οι περιοχές τριπλών σηµείων. Στα τέσσερα αυτά περιθώρια επικρατούν τεκτονικές δοµές σε πλήρη αντιστοιχία µε το αν σε κάθε περιθώριο επικρατεί διαστολή, συστολή, ή διατήρηση χώρου. (Κουκουβέλας Ι. Κ., 1998). 9

13 2.2) ΑΙΤΙΑ ΓΕΝΕΣΗΣ ΤΩΝ ΣΕΙΣΜΩΝ ΤΟΥ ΕΛΛΗΝΙΚΟΥ ΧΩΡΟΥ ΚΑΙ Η ΓΕΩΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΚΑΤΑΣΤΑΣΗ ΤΟΥ ΑΙΓΙΑΚΟΥ ΧΩΡΟΥ Ο ελληνικός χώρος βρίσκεται στην περιοχή σύγκλισης δύο µεγάλων λιθοσφαιρικών πλακών, της Αφρικανικής και της Ευρασιατικής. Συνεπώς ως βασική αιτία των σεισµών και των άλλων γεωλογικά πρόσφατων γεωδυναµικών φαινοµένων (ηφαιστειακή δράση κ.τ.λ.) στο χώρο αυτό θα µπορούσε να θεωρηθεί η σύγκρουση των δύο αυτών λιθοσφαιρικών πλακών. Όµως ο χώρος αυτός είναι σεισµοτεκτονικά πιο πολύπλοκος. Πρόσφατη έρευνα έδειξε ότι οι σεισµοί στο χώρο του Αιγαίου και των γύρω περιοχών οφείλονται: α) Σε συµπιεστικές δυνάµεις που ασκούν στα όρια του χώρου αυτού τρεις γειτονικές λιθοσφαιρικές πλάκες κατά την κίνησή τους προς τον χώρο αυτό και β) Σε εφελκυστικές δυνάµεις που ασκούνται µέσα στην λιθόσφαιρα του χώρου αυτού και προκαλούνται από αίτια που βρίσκονται µέσα ή στον πυθµένα της λιθόσφαιρας του Αιγαίου. (Παπαζάχος Β.Κ., ρακόπουλος Ι.Κ., 1992). (σχήµα 2.1 ) Σχήµα 2.1) Οι συµπιεστικές δυνάµεις (Σ1, Σ2, Σ3) που ασκούν οι γειτονικές λιθοσφαιρικές πλάκες στη λιθόσφαιρα του Αιγαίου και των γύρω περιοχών και οι εφελκυστικές δυνάµεις (Εφ) που ασκούνται µέσα σε αυτή τη λιθόσφαιρα. (πηγή: Παπαζάχος- ρακόπουλος, 1992). 10

14 Έτσι οι συµπιεστικές δυνάµεις στη λιθόσφαιρα του ευρύτερου χώρου του Αιγαίου ασκούνται από τη λιθόσφαιρα της ανατολικής Μεσογείου, από την Απουλία ( Αδριατική ) λιθοσφαιρική πλάκα και από την Τουρκική πλάκα. Αναλυτικότερα, η σύγκλιση µεταξύ της λιθόσφαιρας της ανατολικής Μεσογείου, που αποτελεί το µπροστινό µέρος της Αφρικανικής λιθοσφαιρικής πλάκας και της λιθόσφαιρας του ευρύτερου χώρου του Αιγαίου, που αποτελεί το µπροστινό µέρος της Ευρασιατικής λιθοσφαιρικής πλάκας, πραγµατοποιείται κατά µήκος του γνωστού κυρτού µέρους του ελληνικού τόξου ( Ζάκυνθος, νότιες ακτές Κρήτης, νότια Ρόδου ), και έχει ως συνέπεια την υποβύθιση της λιθόσφαιρας της µεσογείου κάτω από την λιθόσφαιρα του Αιγαίου. Σ αυτή την κίνηση οφείλεται η επιφανειακή σεισµική δράση κατά µήκος του ελληνικού τόξου, οι σεισµοί ενδιάµεσου βάθους στο νότιο Αιγαίο και η οριοθέτηση του ηφαιστειακού τόξου ( Νίσυρος, Σαντορίνη, Μήλος, Μέθανα ). (σχήµα 2.2α). Σχήµα 2.2α) Κύρια νεοτεκτονικά χαρακτηριστικά του ευρύτερου χώρου του Αιγαίου. 1) Όρια λιθοσφαιρικών πλακών (Μεσογειακής-Αιγαίας). 2) Ζώνη ανάστροφων ρηγµάτων. 3) Τα σπουδαιότερα κανονικά ρήγµατα. 4) Ρήγµατα διεύθυνσης ολίσθησης. 5) Πλειοτεταρτογενή ηφαίστεια. 6) Ζώνη συµπίεσης. Τα άσπρα βέλη δείχνουν την διεύθυνση του κύριου εφελκυστικού πεδίου, ενώ τα µαύρα τη διεύθυνση κίνησης της Αφρικανικής (ή Μεσογειακής) λιθόσφαιρας. (πηγή: Παυλίδης-Μουντράκης, 1994). 11

15 Επίσης η αριστερόστροφη περιστροφή της Απουλίας λιθοσφαιρικής πλάκας έχει ως συνέπεια την εξάσκηση συµπιεστικών δυνάµεων και την γένεση επιφανειακών σεισµών κατά µήκος των ακτών της Αλβανίας και της πρώην Γιουγκοσλαβίας. (σχήµα 2.2β). Τέλος στην κίνηση της Τουρκικής λιθοσφαιρικής πλάκας προς τα δυτικά (σχήµα 2.2β) οφείλεται το µεγάλο δεξιόστροφο ρήγµα της βόρειας Ανατολίας του οποίου κλάδοι εκτείνονται µέχρι το βόρειο Αιγαίο. Σχήµα 2.2β) Γενικά χαρακτηριστικά του Ελληνικού τόξου. Αναλυτική περιγραφή στο κείµενο. (πηγή: ούτσος, 2000). Όσον αφορά τις εφελκυστικές δυνάµεις στο χώρο του Αιγαίου έχουµε τα εξής: Κατά την υποβύθιση της λιθόσφαιρας της ανατολικής Μεσογείου κάτω από την λιθόσφαιρα του νοτίου Αιγαίου, παράγεται θερµότητα στην πάνω επιφάνεια της καταδυόµενης λιθόσφαιρας, λόγω τριβής, µε συνέπεια την δηµιουργία ρευµάτων µεταφοράς στο χώρο της ασθενόσφαιρας που βρίσκεται µεταξύ της υποβυθιζόµενης λιθόσφαιρας και της λιθόσφαιρας του Αιγαίου. Έτσι, θερµό υλικό ανεβαίνει προς την λιθόσφαιρα του Αιγαίου και όταν φθάνει στον πυθµένα της κινείται οριζόντια, ψύχεται και ξαναβυθίζεται. Το θερµό αυτό υλικό κατέχει τον ασεισµικό χώρο ( χωρίς εστίες σεισµών ) κάτω από την λιθόσφαιρα του Αιγαίου ( περιοχή Κυκλάδων ). 12

16 Κατά την οριζόντια κίνησή τους, τα ρεύµατα µεταφοράς ασκούν οριζόντιες εφαπτοµενικές δυνάµεις στην κάτω επιφάνεια (πυθµένα ) της λιθόσφαιρας του Αιγαίου µε συνέπεια την ανάπτυξη δυνάµεων εφελκυσµού µέσα σ αυτή ( επεκτατικές δυνάµεις ) κατά τη διεύθυνση βορρά νότου, τη θραύση της και διείσδυση σ αυτή θερµού υλικού της ασθενόσφαιρας. Στη θραύση αυτή οφείλονται οι επιφανειακοί σεισµοί που παρατηρούνται στον ευρύτερο χώρο του Αιγαίου και στην διείσδυση του θερµού υλικού οφείλεται η ηφαιστειακή δράση και οι γεωθερµικές εκδηλώσεις του χώρου αυτού. (Παπαζάχος Β.Κ., ρακόπουλος Ι.Κ., 1992). (σχήµα 2.3) Σχήµα 2.3) Μοντέλο για την ερµηνεία των γεωδυναµικών φαινοµένων στο χώρο του Αιγαίου. (πηγή: Παπαζάχος- ρακόπουλος, 1992). Εδώ πρέπει να σηµειωθεί ότι στο εφελκυστικό πεδίο δράσεων που επικρατεί στον χώρο του Αιγαίου συµβάλει και το µοντέλο, που έχει προταθεί, της οπισθοχώρησης της ζώνης καταβύθισης. Κατά το µοντέλο αυτό η καταβύθιση ψυχρής και πυκνής λιθόσφαιρας της Μεσογείου προκαλεί έλξη προς το νότο και διαστολή και προώθηση της Αιγιακής πλάκας προς την ίδια διεύθυνση.( ούτσος Θ., 2000). (σχήµα 2.4 ). Σχήµα 2.4) Οπισθοχώρηση ενός ωκεάνιου τόξου λόγω της καταβύθισης ψυχρής και πυκνής λιθόσφαιρας. (πηγή: ούτσος, 2000). 13

17 Ωστόσο η ασυνήθιστη τεκτονική του Αιγαίου έχει προκαλέσει τα τελευταία χρόνια µια αντιπαράθεση ανάµεσα στους ερευνητές, όσο αφορά τα αίτια της. ιάφορα είδη µοντέλων έχουν προταθεί για να εξηγήσουν τα τεκτονικά, γεωφυσικά και σεισµολογικά χαρακτηριστικά του Αιγαίου. Οι McKenzie (1970,1972) και οι Dewey and Sengor (1979) προτείνουν σε γενικές γραµµές το παρακάτω µοντέλο: Η Αραβική πλάκα κινείται προς τον Βορρά κατά µήκος του ρήγµατος του Λεβαντίνου. Η Τουρκική πλάκα (Ανατολία) αναγκάζεται να κινηθεί προς τα δυτικά, µακριά από την ζώνη σύγκρουσης στην ΒΑ Τουρκία, µε αποτέλεσµα τον εγκλωβισµό της στο Β. Αιγαίο εξαιτίας της ανασταλτικού χαρακτήρα γεωµετρίας που προκαλεί η αντίσταση της Απουλίας πλάκας κατά την αντίθετη κίνηση της στο βόρειο άκρο της ελληνικής τάφρου (Αλβανία). Αυτή η ανασταλτικού χαρακτήρα γεωµετρία καταλήγει σε µια συµπιεστική παραµορφωτική τάση, διεύθυνσης Α-, η οποία είναι υπεύθυνη και για την αλλαγή της διεύθυνσης (κάµψη) προς τα νότια των δύο κλάδων, (βόρειου και νότιου) του ρήγµατος της βόρειας Ανατολίας ακριβώς στο δυτικό άκρο της θάλασσας του Μαρµαρά και η οποία εκτονώνεται κυρίως στη υτική Ανατολία, αλλά και σε ολόκληρο το Αιγαίο µε έναν εφελκυσµό διεύθυνσης Β-Ν ο οποίος και είναι υπεύθυνος για την δηµιουργία του ταφρικού συστήµατος της δυτικής Ανατολίας. (Τσελέντης Α., 1997). (σχήµα 2.5). Σχήµα 2.5) Σχηµατική αναπαράσταση της τεκτονικής στην περιοχή της Εγγύς Ανατολής. Αναλυτική περιγραφή στο κείµενο. (πηγή: Τσελέντης, 1997). 14

18 Ο Rostein (1985) προτείνει ότι το κλειδί για την ερµηνεία της τεκτονικής του Αιγαίου βρίσκεται στην σύγκρουση η οποία συµβαίνει στην πλευρά του ελληνικού τόξου κοντά στην περιοχή της Ρόδου. Αντίθετα µε την περίπτωση της ηπειρωτικής σύγκρουσης, στην περιοχή της Ρόδου και µόνον, συγκρούονται τα δυο συµπαγή τµήµατα της λιθόσφαιρας (Αφρικανικής και Ανατολίας). Στο υπόλοιπο µεγαλύτερο τµήµα έχουµε συµπαγή και ηµισυµπαγή θερµά τµήµατα της υποθούµενης ωκεάνιας λιθόσφαιρας,τα οποία αλληλεπιδρούν µε το πλαστικό τµήµα της ηπειρωτικής λιθόσφαιρας. Εδώ πρέπει να σηµειωθεί ότι η διεύθυνση κίνησης της Αφρικανικής πλάκας στο δυτικό και νοτιοδυτικό τµήµα του τόξου είναι κάθετη προς την ελληνική δίαυλο, ενώ στο νοτιοανατολικό τµήµα του τόξου (περιοχή Ρόδου) η κίνηση γίνεται παράλληλα προς αυτό. Το αποτέλεσµα λοιπόν της κίνησης των πλακών στο Β. Αιγαίο και την ΒΑ Ανατολία, σε συνδυασµό µε την παρεµπόδιση της περιστροφής κοντά στην Ρόδο, είναι η δηµιουργία µιας ροπής στρέψης στο δυτικό τµήµα του συµπλέγµατος των πλακών της Ανατολίας και του Αιγαίου. Έτσι έχουµε µια κλειστή περιστροφή του Αιγιακού µπλοκ µε αριστερόστροφη φορά και µε πόλο περιστροφής την περιοχή της σύγκρουσης στην νοτιανατολική πλευρά του τόξου (περιοχή Ρόδου). εδοµένου ότι δεν υπάρχει κάποιο ευδιάκριτο όριο που να διαχωρίζει το µπλοκ της Ανατολίας από το αιγιακό, έτσι ώστε το τελευταίο να µπορεί να περιστραφεί ελεύθερα κάτω από αυτή τη ροπή, ο µόνος µηχανισµός που είναι δυνατόν να επικρατήσει στην θέση της ελεύθερης κίνησης είναι η εφελκυστική εσωτερική παραµόρφωση. (σχήµα 2.1), (σχήµα 2.5). Ενώ η µελέτη της σεισµοτεκτονικής του Αιγαίου συνεχίζεται, πρόσφατες δηµοσιεύσεις όπως αυτές του LePichon et al (1995), και Armijo et al (1996), επιβεβαιώνουν την επέλαση της Ανατολίας προς τα δυτικά, ακολουθούµενη από αριστερόστροφη περιστροφή της Αιγιακής µικροπλάκας. Το ερώτηµα όµως της µετάβασης της περιστροφής από αριστερόστροφη σε δεξιόστροφη, όπως αυτή παρουσιάζεται στο δυτικό κοµµάτι της πλάκας του Αιγαίου, παραµένει. (Τσελέντης Α., 1997). 15

19 2.3) ΤΑΣΗ ΠΑΡΑΜΟΡΦΩΣΗ 2.3.1) Η ΤΑΣΗ Η κινηµατική κατάσταση ενός σώµατος, (η κίνηση ή η ισορροπία), εξαρτάται από την µηχανική αλληλεπίδρασή του µε άλλα σώµατα. Οι δυνάµεις που δρουν σε ένα σώµα µπορούν να χωρισθούν σε δύο κατηγορίες: τις εσωτερικές δυνάµεις και τις εξωτερικές δυνάµεις. Οι εσωτερικές δυνάµεις είναι αυτές που τείνουν να συγκρατήσουν ένα σώµα υπό ενιαία µορφή. Οι εξωτερικές δυνάµεις αναφέρονται στις δυνάµεις που ασκούνται επί ενός σώµατος από γειτονικά προς αυτό σώµατα. Αν θεωρήσουµε ένα υλικό σώµα υπό την επίδραση εξωτερικών δυνάµεων που παραµένει σε ισορροπία, τότε πρέπει οι εξωτερικές δυνάµεις που µεταφέρονται στο εσωτερικό του σώµατος αλλά και σε κάθε σηµείο του σώµατος αυτού να βρίσκεται σε ισορροπία (πρώτος κανόνας της Μηχανικής). Αν φανταστούµε ότι το σώµα τέµνεται και στην συνέχεια το ένα εκ των δύο τµηµάτων του αφαιρείται, τότε το εναποµείναν τµήµα θα συνεχίσει να ισορροπεί. Στην περίπτωση της διατήρησης της ισορροπίας η συνισταµένη των εξωτερικών δυνάµεων είναι κατά µέτρο, διεύθυνση και φορά, ίση και αντίθετη µε την συνισταµένη των εσωτερικών δυνάµεων. Αν πάνω στο επίπεδο τοµής εξετάσουµε µια µικρή επιφάνεια Α, τότε µπορούµε να αντικαταστήσουµε όλες τις δυνάµεις που δρουν πάνω στην επιφάνεια αυτή µε τη δύναµη F. Η δύναµη που δρα κάθετα πάνω σε µία µοναδιαία επιφάνεια ονοµάζεται τάση. Η συνολική τάση ή το διάνυσµα τάσης εκφράζεται µε την εξίσωση: σ=lim F/ Α, Α 0. (Κουκουβέλας, 1998). Η τάση όπως ορίστηκε παραµένει ανυσµατικό µέγεθος όπως η δύναµη και κατά συνέπεια όταν δρα υπό γωνία πάνω σε ένα επίπεδο (πχ επίπεδο ρήγµατος) µπορεί να αναλυθεί σε τρεις συνιστώσες σ 1, σ 2, σ 3 κατά µήκος τριών αξόνων που περνάν από σηµείο Ο του επιπέδου και είναι κάθετοι µεταξύ τους. Έστω ότι ο ένας από τους άξονες αυτούς είναι κάθετος στο επίπεδο, οπότε οι άλλοι δύο βρίσκονται πάνω σε αυτό. Το διάνυσµα σ 3 που είναι κάθετο στο επίπεδο λέγεται κάθετη συνιστώσα τάσης (Παπαζάχος, 1997) ή ορθή τάση (Κουκουβέλας, 1998), ενώ τα διανύσµατα σ 1 και σ 2, που βρίσκονται επί του επιπέδου, λέγονται διατµητικές συνιστώσες τάσης (Παπαζάχος, 1997) ή διατµητικές τάσεις (Κουκουβέλας, 1998). (σχήµα 2.6). 16

20 Σχήµα 2.6) Ορισµός του διανύσµατος τάσης. (στο σχήµα η τάση συµβολίζεται µε p ενώ στο κείµενο ορίζεται ως σ). (πηγή: Παπαζάχος, 1997). Όµως, από ένα σηµείο έστω Ο φυσικού σώµατος διέρχεται άπειρος αριθµός επιπέδων και για να οριστεί η τάση στο σηµείο αυτό πρέπει να οριστούν οι τρεις συνιστώσες τάσης ως προς κάθε µία από τις άπειρες αυτές επιφάνειες (επίπεδα). Έχει όµως αποδειχθεί ότι για να γνωρίζουµε πλήρως την τάση στο σηµείο αυτό αρκεί να γνωρίζουµε τις συνιστώσες τάσης (την κάθετη και τις δύο διατµητικές) ως προς κάθε µία από τις τρεις επιφάνειες τις οποίες σχηµατίζουν τρεις κάθετοι µεταξύ τους άξονες Οχ 1, Οχ 2, Οχ 3, οι οποίοι περνάν από το σηµείο Ο. Έχουµε έτσι εννέα συνιστώσες τάσης, οι τρεις από τις οποίες είναι κάθετες στις τρεις επιφάνειες, αντίστοιχα και οι άλλες έξι διατµητικές. (Παπαζάχος, 1997). (σχήµα 2.7). 17

21 Σχήµα 2.7) Οι εννέα συνιστώσες τάσης. ( στο σχήµα η τάση συµβολίζεται µε p ενώ στο κείµενο περιγράφεται µε το γράµµα σ). (πηγή: Παπαζάχος, 1997). Κάθε κάθετη συνιστώσα τάσης µπορεί να είναι συµπιεστική όταν τείνει να ελαττώσει τον όγκο του στοιχείου της ύλης πάνω στον οποίο ασκείται ή εφελκυστική όταν τείνει να αυξήσει τον όγκο αυτό. Συνήθως η τιµή της συµπιεστικής κάθετης συνιστώσας τάσης θεωρείται θετική και της εφελκυστικής αρνητική. Οι συνιστώσες τάσης παριστάνονται µε το σύµβολο σ ij, i=1,2,3 j=1,2,3. Ο πρώτος δείκτης, i, παριστάνει τον άξονα που είναι κάθετος στο επίπεδο πάνω στο οποίο δρα η συνιστώσα τάσης, ενώ ο δεύτερος δείκτης, j, παριστάνει τον άξονα προς τον οποίο η συνιστώσα τάσης είναι παράλληλη. (σχήµα 2.7). Αποδεικνύεται ότι ισχύει η συµµετρία σ ij =σ ji. Συνεπώς οι κάθετες συνιστώσες τάσης είναι οι σ 11, σ 22, σ 33 και οι διατµητικές συνιστώσες τάσης είναι σ 12 =σ 21, σ 13 =σ 31, σ 23 =σ 32. (σχήµα 2.7). Έχει αποδειχθεί ότι για κάθε σηµείο Ο φυσικού σώµατος υπάρχουν τρία κάθετα µεταξύ τους επίπεδα, τα κύρια επίπεδα της τάσης ( ούτσος, 2000, Κουκουβέλας, 1998, Παυλίδης- Μουντράκης, 1994) όπως λέγονται, πάνω στα οποία οι διατµητικές τάσεις είναι ίσες µε 18

22 µηδέν. Τα τρία αυτά επίπεδα πάνω στα οποία ασκούνται µόνο κάθετες τάσεις ( οι σ 11, σ 22, σ 33 ), (σχήµα 2.7), τέµνονται κατά τρεις διευθύνσεις που σχηµατίζουν ένα τρισορθογώνιο σύστηµα αξόνων και περνάν από το Ο. Οι άξονες αυτοί ονοµάζονται κύριοι άξονες τάσης (χ 1, χ 2, χ 3 ), (σχήµα 2.7 ). Οι τρεις κάθετες τάσεις, που ασκούνται στα τρία αυτά συγκεκριµένα επίπεδα, έχουν τις διευθύνσεις των τριών κύριων αξόνων τάσης και λέγονται κύριες συνιστώσες τάσης. (Παπαζάχος, 1997). Η γραφική αναπαράσταση αυτών των τριών αξόνων της τάσης αλλά και της σχέσης τους αντιστοιχεί σε ένα τριαξονικό ελλειψοειδές. Το ελλειψοειδές αυτό ονοµάζεται ελλειψοειδές της τάσης (σχήµα 2.8) και κάθε άξονας τάσης αντιστοιχεί σε έναν από τους άξονες του ελλειψοειδούς.(κουκουβέλας, 1998). Ο µικρότερος άξονας δείχνει την διεύθυνση ελάχιστης τάσης, ο µεγαλύτερος την µέγιστη τάση και ο ενδιάµεσος την ενδιάµεση τάση, σ 1 >σ 2 >σ 3. Στη γεωλογία τοποθετείται σ 1 =µεγαλύτερη πίεση ή µικρότερος εφελκυσµός ( ούτσος, 2000), µέγιστη κύρια τάση (Παυλίδης-Μουντράκης, 1994), σ 2 =ενδιάµεση πίεση ή ενδιάµεσος εφελκυσµός ( ούτσος, 2000),ενδιάµεση κύρια τάση (Παυλίδης-Μουντράκης, 1994), σ 3 =µικρότερη πίεση ή µεγαλύτερος εφελκυσµός ( ούτσος, 2000), ελάχιστη κύρια τάση (Παυλίδης-Μουντράκης, 1994). Σχήµα 2.8) Το ελλειψοειδές των τάσεων που εκφράζει την κατάσταση των τάσεων σε ένα σηµείο. (πηγή: Παυλίδης-Μουντράκης, 1994). Όταν οι κύριοι άξονες της τάσης είναι ίσοι µεταξύ τους τότε το παραπάνω ελλειψοειδές των τάσεων µετατρέπεται σε σφαίρα και η τάση λέγεται ισοτροπική. ιακρίνουµε για σ 1 σ 2 σ 3 την τριαξονική τάση, για σ 2 =0 τη διαξονική τάση και για σ 1 =σ 2 τη µονοαξονική τάση. ( ούτσος, 2000). Οι άξονες σ 1, σ 2 και σ 3 περιγράφουν την περίπτωση που όλες οι κύριες τάσεις είναι θετικές (συµπιεστικές) ή ακόµη όταν όλες είναι αρνητικές (εφελκυστικές), οπότε η σ 1 θα 19

23 είναι η µικρότερη κύρια εφελκυστική τάση και η σ 3 η µεγαλύτερη. (Παυλίδης-Μουντράκης, 1994). Η κατάσταση της µέσης τάσης λοιπόν που χαρακτηρίζει τους σ 1, σ 2 και σ 3 µπορεί να εκφραστεί καλύτερα από τον τανυστή των τάσεων: ηλαδή, από έναν ισότροπο τανυστή δεύτερης τάξης του οποίου οι συνιστώσες δεν επηρεάζονται από την εναλλαγή των τριών αξόνων του τρισορθογώνιου συστήµατος των αξόνων. Βασικό πρόβληµα στις τεκτονικές µελέτες για την περιγραφή της κατάστασης των τάσεων, που έδρασαν σε µια περιοχή ή εξακολουθούν να δρουν και σήµερα, αποτελεί ο προσανατολισµός του τριαξονικού των τάσεων, δηλαδή η απεικόνιση των διευθύνσεων των κύριων αξόνων τάσης σε ένα σύστηµα αναφοράς x y z, όπως είναι το γεωγραφικό (όπου x: Ανατολή, y: Βορράς και z: κατακόρυφη διεύθυνση ενός τόπου). Έτσι οι διευθύνσεις των κύριων τάσεων χαρακτηρίζονται από τις συντεταγµένες (x 1, y 1, z 1 ), (x 2, y 2, z 2 ), (x 3, y 3, z 3 ) και των τριών µοναδιαίων ορθογώνιων διανυσµάτων n 1, n 2 και n 3 που αντιστοιχούν στους άξονες σ 1, σ 2, σ 3. (Παυλίδης-Μουντράκης, 1994). (σχήµα 2.9). Σχήµα 2.9) Οι κύριοι άξονες των τάσεων σε σχέση µε τα συστήµατα αναφοράς (Ι) των τρισορθογώνιων διευθύνσεων χ, y, z (Ν: Βορράς, Ε: Ανατολή, Ζ: κατακόρυφος) και (ΙΙ) το τρίεδρο τρισορθογώνιο των διευθύνσεων των αξόνων τάσης. (πηγή: Παυλίδης-Μουντράκης, 1994). 20

24 Άρα, οι τελικές συντεταγµένες των κύριων αξόνων τάσης είναι (x 1 σ 1, y 1 σ 1, z 1 σ 1 ), (x 2 σ 2, y 2 σ 2, z 2 σ 2 ), (x 3 σ 3, y 3 σ 3, z 3 σ 3 ), και ο τανυστής τάσης, σε σχέση µε τα δύο συστήµατα αναφοράς το γεωγραφικό και το σύστηµα που ορίζουν οι κύριοι άξονες τάσης, είναι: Ο τανυστής των τάσεων (Το) επιτρέπει να υπολογιστεί το διάνυσµα της τάσης σ, που δρα σε µια επιφάνεια (π.χ. ρηξιγενής επιφάνεια) σε σχέση µε το αντίστοιχο µοναδιαίο κάθετο στην επιφάνεια διάνυσµα n, από την εξίσωση: σ = Το * n. (Παυλίδης-Μουντράκης, 1994). Η νεοτεκτονική χρησιµοποιεί διάφορες µεθόδους για να καθορίσει σε µια δοσµένη περιοχή τις διευθύνσεις των τάσεων (κύριοι άξονες τάσης ελλειψοειδούς), οι οποίες ήταν υπεύθυνες για την δηµιουργία ή επαναδραστηριοποίηση των ρηγµάτων της περιοχής. ηλαδή, προσπαθεί να καθορίσει τα αζιµούθια (γωνία µε το Βορρά, ) και τις κλίσεις (γωνία µε το οριζόντιο επίπεδο, 0-90 ) των τριών αξόνων τάσης που αναφέρθηκαν παραπάνω. Για το σκοπό αυτό πέρα από τις µετρήσεις στο ύπαιθρο των διευθύνσεων και κλίσεων των ρηγµάτων γίνεται προσπάθεια να ανιχνευτούν και να µετρηθούν στοιχεία που να καθορίζουν το είδος, τη διεύθυνση και την φορά των τεκτονικών κινήσεων. Ιδιαίτερης σηµασίας για τις νεοτεκτονικές µελέτες είναι η σπουδή των τεκτονικών κινήσεων πάνω σε προϋπάρχουσες διαρρήξεις, γιατί συνήθως τα πρόσφατα τεκτονικά γεγονότα ακολουθούν παλιότερες δοµές. (Παυλίδης-Μουντράκης, 1994). Η διεύθυνση και η φορά των τεκτονικών κινήσεων διαπιστώνεται µε ορισµένες τεκτονικές µικροδοµές, που αποτελούν αντικείµενο µελέτης της µικροτεκτονικής και θα περιγραφούν στο πέµπτο κεφάλαιο. 21

25 ) ΠΕ ΙΑ ΤΑΣΕΩΝ Όπως αναλύθηκε παραπάνω, η τάση σε ένα επίπεδο εκφράζεται µε ένα απλό διάνυσµα. Αντίθετα το καθεστώς τάσης σε ένα σηµείο ή απλά η τάση εκφράζεται µε τον τανυστή δεύτερης τάξης, που είδαµε παραπάνω, ή µε το τριαξονικό ελλειψοειδές των τάσεων. (σχήµα 2.8). Στη διεθνή βιβλιογραφία, ενίοτε η τάση σε ένα επίπεδο αποδίδεται µε τον όρο traction για να αντιδιαστέλλεται από το καθεστώς τάσης σε ένα σηµείο που αποδίδεται µε τον όρο stress. (Καροτσιέρης). Το ελλειψοειδές των τάσεων ή απλά η τάση, σχετίζονται µε τις συνθήκες τάσεων σε ένα συγκεκριµένο σηµείο ενός βραχώδους συστήµατος. Το σύνολο των ελλειψοειδών των τάσεων ή απλά των καθεστώτων τάσης όλων των σηµείων του συστήµατος καθορίζει το πεδίο τάσεων (stress field). Αν το ελλειψοειδές τάσεων σε κάθε θέση του πεδίου τάσεων έχει το ίδιο µέγεθος και τον ίδιο προσανατολισµό, τότε µιλάµε για ένα οµογενές πεδίο. Ιδεατά οµογενή πεδία τάσης δεν υπάρχουν στη γη, κυρίως για δύο λόγους. Πρώτον, υπάρχουν πάντοτε δυνάµεις σώµατος που δρουν στα πετρώµατα και οι οποίες προκαλούν αποκλίσεις στις τάσεις από θέση σε θέση. εύτερον, τα πετρώµατα συνίστανται από κόκκους, στρώµατα, ή άλλα µέρη, µε ορυκτολογικές διαφορές µεταξύ γειτονικών τµηµάτων, πράγµα που επιφέρει διαφοροποίηση των τάσεων µεταξύ γειτονικών περιοχών ή θέσεων. Έτσι, κάποια τµήµατα αντιστέκονται περισσότερο στην παραµόρφωση και ως εκ τούτου φέρουν µεγαλύτερες τάσεις, ενώ άλλα τµήµατα που αντιστέκονται λιγότερο φέρουν µικρότερες τάσεις. Πολλές φορές όµως για πρακτικούς λόγους δεχόµαστε την ύπαρξη οµογενών πεδίων τάσεων.(καροτσιέρης). 22

26 ) ΕΝΕΡΓΟ ΠΕ ΙΟ ΤΑΣΕΩΝ Το ενεργό πεδίο των τάσεων µιας ευρύτερης περιοχής καθορίζεται από τον µηχανισµό γένεσης των σεισµών της συγκεκριµένης περιοχής. (Παυλίδης-Μουντράκης, 1994). Ο χαρακτήρας (συµπιεστικός ή εφελκυστικός) και ο προσανατολισµός (διευθύνσεις κύριων αξόνων τάσης) του πεδίου των τάσεων µιας συγκεκριµένης περιοχής (εντατική κατάσταση των πετρωµάτων της περιοχής) και για µια ορισµένη χρονική περίοδο (χιλιάδων ή εκατοµµυρίων χρόνων) παραµένουν σταθερά. Στην κατάσταση αυτή αποδίδονται τα κύρια γεωτεκτονικά φαινόµενα για την συγκεκριµένη περιοχή (µικρή ή µεγάλη) και το συγκεκριµένο χρονικό διάστηµα. Έτσι αναφερόµαστε σε µια συγκεκριµένη τεκτονική φάση της γεωλογικής ιστορίας µιας περιοχής. (Παυλίδης-Μουντράκης, 1994). Εδώ πρέπει να σηµειωθεί ότι το ενεργό πεδίο των τάσεων µιας περιοχής µπορεί να µεταβάλλεται µε το πέρασµα του γεωλογικού χρόνου. Ουσιαστικά αλλάζει ο προσανατολισµός των κύριων αξόνων τάσης, ο οποίος ανάλογα αν είναι σηµαντικός ή όχι αλλάζει και το χαρακτήρα του πεδίου των τάσεων και από εφελκυστικό το µετατρέπει σε συµπιεστικό ή αντίθετα. Οι εναλλαγές αυτές είναι σύντοµες και µικρής διάρκειας ή αργές και µεγάλου χρονικού διαστήµατος. (Παυλίδης Σ. Μουντράκης., 1994). Μια πρώτη ένδειξη για την διαπίστωση πολλών τεκτονικών φάσεων δίνουν οι κατοπτρικές επιφάνειες των νεοτεκτονικών ρηγµάτων στις οποίες είναι αποτυπωµένες περισσότερες από µία διευθύνσεις κινήσεων σαν συνέπεια της επαναδραστηριοποίησής τους κατά την διάρκεια διαφόρων τεκτονικών φάσεων. Συνήθως, οι γραµµώσεις τεκτονικής ολίσθησης και τα άλλα µικροτεκτονικά στοιχεία που οφείλονται στη νεότερη φάση επηρεάζουν τα αντίστοιχα µικροτεκτονικά στοιχεία των προηγούµενων φάσεων. (Παυλίδης Σ. Μουντράκης., 1994). (Τα µικροτεκτονικά στοιχεία των ρηγµάτων αναφέρονται στο πέµπτο κεφάλαιο). Καλύτερες περιοχές για την διαπίστωση και ερµηνεία των νεοτεκτονικών κινήσεων αποτελούν οι γεωλογικοί σχηµατισµοί που βρίσκονται είτε στα όρια των σύγχρονων λιθοσφαιρικών πλακών, είτε σε νεογενείς-τεταρτογενείς τεκτονικές τάφρους (λεκάνες) στο εσωτερικό των πλακών. (Παυλίδης Σ. Μουντράκης., 1994). 23

27 ) ΤΟ ΣΥΓΧΡΟΝΟ ΠΕ ΙΟ ΤΑΣΕΩΝ ΣΤΟ ΑΙΓΑΙΟ Ο παρακάτω χάρτης δείχνει τις διευθύνσεις των αξόνων τάσης του σύγχρονου τεκτονικού πεδίου ( Μέσο Τεταρτογενές- Σήµερα) για το χώρο του Αιγαίου και την Ανατολική Μεσόγειο, σε σχέση πάντα µε το µοντέλο των λιθοσφαιρικών πλακών της περιοχής, όπως αυτό περιγράφηκε σε προηγούµενο κεφάλαιο. Τα νεοτεκτονικά στοιχεία και εκείνα της ενεργού τεκτονικής καθορίζουν ένα σχεδόν Βόρειο-Νότιο εφελκυστικό πεδίο σε ολόκληρο το χώρο του Αιγαίου. Προς τα ανατολικά (Τουρκία) οι άξονες εφελκυσµού διευθύνονται σταδιακά προς ΒΑ-Ν, ενώ αντίθετα στη Βορειοδυτική Ελλάδα γίνονται όλο και περισσότερο Β -ΝΑ. (Παυλίδης Μουντράκης, 1994). Σχήµα 2.10) Χάρτης των κύριων γενικευµένων διευθύνσεων εφελκυσµού (διακεκοµµένες γραµµές) στον ευρύτερο χώρο του Αιγαίου (Μέσο-Ανώτερο Τεταρτογενές). Οι συνεχείς γραµµές δηλώνουν τις διευθύνσεις των αξόνων συµπίεσης εξωτερικά του ελληνικού τόξου. Τα µαύρα βέλη είναι οι οριζόντιες προβολές των διανυσµάτων κίνησης της Αφρικανικής πλάκας σε σχέση µε την Αιγαία (ή Ευρασιατική). (πηγή: Παυλίδης-Μουντράκης, 1994). 24

28 ) Η ΠΑΡΑΜΟΡΦΩΣΗ Η αρχική αντίδραση ενός πετρώµατος που υποβάλλεται σε µια τάση είναι η ελαστική παραµόρφωση. Κατ αυτή το πέτρωµα ανακτά το αρχικό του σχήµα µετά τη παύση της δράσεως της τάσης, που προκάλεσε προσωρινή παραµόρφωση. Κύριο χαρακτηριστικό της είναι ότι το µέγεθος της παραµόρφωσης είναι ανάλογο της τάσης που εφαρµόζεται στο σώµα. Καθώς η τάση αυξάνεται προκαλείται στο πέτρωµα µια παραµόρφωση η οποία παραµένει σε αυτό και µετά την παύση της δράσεως της τάσης. Η παραµόρφωση αυτή ονοµάζεται πλαστική και συντελείται όταν η τάση που εφαρµόζεται ξεπεράσει το όριο ελαστικότητας του πετρώµατος µετά το οποίο µια αύξηση της τάσης αντιστοιχεί σε µεγαλύτερο ποσό παραµόρφωσης από αυτό που προκαλείται κατά την διάρκεια της ελαστικής παραµόρφωσης. Τέλος όταν η τάση που εφαρµόζεται ξεπεράσει µια ορισµένη τιµή, το όριο αντοχής, το πέτρωµα διαρρηγνύεται.( ούτσος, 2000, Κουκουβέλας, 1998). Αν αντιδράσει ένα πέτρωµα ελαστικά ή πλαστικά εξαρτάται από τη διάρκεια δράσης της τάσης, τη φύση του πετρώµατος και τις φυσικοχηµικές συνθήκες που επικρατούν κατά την παραµόρφωση. ( ούτσος, 2000). Η πλαστική παραµόρφωση στο φλοιό της γης συντελείται σε σηµαντικά βάθη όπου η θερµοκρασία είναι µερικές εκατοντάδες βαθµών C και η πίεση είναι αρκετά Kbar. Η κρίσιµη θερµοκρασία και πίεση για την πλαστική παραµόρφωση επηρεάζεται σηµαντικά από τη παρουσία ρευστής φάσης στα πετρώµατα ( νερού ή τήγµατος). Η ύπαρξη ρευστής φάσης µπορεί να µεταβάλλει δραµατικά τις συνθήκες της παραµόρφωσης ενός σώµατος έτσι ώστε αντί για πλαστική παραµόρφωση να συµβεί εύθραυστη παραµόρφωση. Η εύθραυστη παραµόρφωση είναι ένας χαρακτηριστικός τύπος παραµόρφωσης που συνδυάζεται µε την ελαστική παραµόρφωση και συνοδεύεται µε θραύση στο όριο ελαστικότητας ενός πετρώµατος. (Κουκουβέλας, 1998). Η εύθραυστη παραµόρφωση γενικά επικρατεί στα ανώτερα τµήµατα του στερεού φλοιού της γης όπου τα πετρώµατα είναι ελαστικά και άκαµπτα. Παραµορφώσεις υπό τις συνθήκες αυτές αντιστοιχούν σε θραύσεις και διαρρήξεις των πετρωµάτων όταν αυτά φορτιστούν πάνω από το όριο ελαστικότητάς τους. ηλαδή, θραύονται χωρίς να υποστούν σηµαντικές παραµορφώσεις. Στη φύση γενικά η αντοχή των πετρωµάτων είναι µικρότερη σε σχέση προς εκείνη των άρρηκτων πετρωµάτων, λόγω της παρουσίας ασυνεχειών, και για το λόγο αυτό η θραύση συµβαίνει συνήθως πριν ξεπεραστεί το όριο ελαστικότητάς τους. ( Παυλίδης 25

29 Μουντράκης, 1994). Όµως αυτή η συµπεριφορά των πετρωµάτων ισχύει µόνο στα ανώτερα τµήµατα του φλοιού όπου θερµοκρασία και πίεση είναι χαµηλές. Με την αύξηση του βάθους και οι δύο αυτές παράµετροι αυξάνονται βαθµιαία µε αποτέλεσµα τα πετρώµατα να χάνουν προοδευτικά τον ελαστικό τους χαρακτήρα και τελικά να συµπεριφέρονται ως πλαστικά σώµατα. Η περιοχή στην οποία λαµβάνει χώρα η αλλαγή των ιδιοτήτων των πετρωµάτων από εύθραυστες σε εύπλαστες είναι µια ζώνη που ονοµάζεται ζώνη εύθραυστης-εύπλαστης µετάβασης.( ούτσος, 2000, Κουκουβέλας, 1998). Το τµήµα του στερεού φλοιού της γης που υπόκειται της ζώνης µετάβασης και χαρακτηρίζεται από εύπλαστη παραµόρφωση ονοµάζεται πλαστόσφαιρα ενώ το τµήµα του φλοιού που υπέρκειται της ζώνης αυτής και χαρακτηρίζεται από την εύθραυστη παραµόρφωση ονοµάζεται σχιστόσφαιρα. ( ούτσος, 2000, Κουκουβέλας, 1998). Η ζώνη εύθραυστης-εύπλαστης µετάβασης είναι σηµαντική για την γεωλογία, γιατί εκεί απολήγουν τα µεγάλα ρήγµατα ή ξεκινούν οι µεγάλες επωθήσεις (επιφάνεια µεγάλης γωνίας κλίσης >45 επί της οποίας έγινε ή γίνεται ώθηση µιας µάζας πετρωµάτων επί της υποκείµενής της), οι οποίες τέµνουν ολόκληρη την σχιστόσφαιρα. Η µετάβαση αυτή «ανιχνεύεται» ως η ζώνη όπου σηµειώνονται οι βαθύτεροι επιφανειακοί σεισµοί. ( Κουκουβέλας, 1998). Το σηµείο αυτής της µετάβασης µεταβάλλεται από περιοχή σε περιοχή και εξαρτάται από την θερµοβαθµίδα, δηλαδή τον ρυθµό µε τον οποίο αυξάνεται η θερµοκρασία του φλοιού µε την αύξηση του βάθους. Εδώ υπενθυµίζεται ότι η θερµοβαθµίδα επηρεάζεται από την άνοδο του µάγµατος, την αναθόλωση του µανδύα της γης, την ύπαρξη ραδιενεργών στοιχείων αλλά και από την κυκλοφορία θερµών ρευστών µέσα στον φλοιό της γης. Πολλοί από τους παράγοντες αυτούς επηρεάζονται και επηρεάζουν τα µεγάλα ρήγµατα την παραµόρφωση των πετρωµάτων και έτσι οι δοµές συχνά αλλάζουν χαρακτήρα από τα πρώτα στάδιά τους µέχρι την ωριµότητά τους. (Κουκουβέλας, 1998). Παρατηρήσεις σχετικά µε τον χαρακτήρα της παραµόρφωσης σε περιοχές ενεργού τεκτονικής, π.χ. περιοχές ενεργών ρηγµάτων, έδειξαν ότι η εύθραυστη παραµόρφωση φθάνει περίπου µέχρι το βάθος των 15 χιλιοµέτρων. Τα στοιχεία αυτά έχουν προέλθει από σεισµολογικά κυρίως δεδοµένα και δείχνουν ότι στα βαθύτερα τµήµατά τους τα ρήγµατα παραµορφώνουν µε εύπλαστο τρόπο τα πετρώµατα που µετατοπίζουν. Εποµένως η θέση της ζώνης εύθραυστης-εύπλαστης µετάβασης κυµαίνεται µεταξύ χλµ., αναλόγως της γεωθερµικής βαθµίδας της περιοχής..( ούτσος, 2000, Κουκουβέλας, 1998). 26

30 Έτσι έχουν σκιαγραφηθεί κατά έµµεσο τρόπο οι ζώνες της σχιστόσφαιρας από 0 έως 15 χιλιόµετρα και της πλαστόσφαιρας από 15 χιλιόµετρα µέχρι την επιφάνεια Moho (30 χλµ.). Συνοψίζοντας, η αναµενόµενη παραµόρφωση λόγω αλλαγής των συνθηκών παραµόρφωσης έχει δείξει ότι το ίδιο ρήγµα στα ανώτερα τµήµατά του παραµορφώνει τα πετρώµατα κατά εύθραυστο τρόπο ενώ στα βαθύτερα, όπως αναφέρθηκε, κατά εύπλαστο. Αυτή η διαπίστωση έχει άµεση σχέση µε τα είδη των πετρωµάτων που σχηµατίζονται επί µιας ρηξιγενούς ζώνης. Έτσι ρήγµατα που τέµνουν όλο το φλοιό αναµένεται να χαρακτηρίζονται από διαφορετικούς τύπους πετρωµάτων κοντά στην επιφάνεια της γης και διαφορετικούς στο βάθος. (Κουκουβέλας, 1998). Ένα άλλο είδος παραµόρφωσης είναι η ιξώδης παραµόρφωση ή οποία συντελείται λόγω της κίνησης ρευστών ή τηγµένων υλικών σε ένα πέτρωµα. Κατ αυτή µικρή αύξηση της τάσεως που εφαρµόζεται σε ένα πέτρωµα αντιστοιχεί σε µεγάλη παραµένουσα παραµόρφωσή του. Η κίνηση τόσο στην ιξώδη όσο και στην πλαστική παραµόρφωση συντελείται µε τη ροή κατά την διάρκεια της οποίας τα γεωµετρικά σχήµατα µέσα στο σώµα που παραµορφώνεται (γραµµή, επιφάνεια, σφαίρα) δεν χάνουν την συνέχειά τους.( ούτσος, 2000). Ανάµεσα στους τρεις τύπους παραµόρφωσης, (ελαστική, πλαστική και ιξώδης), που έχουν αναφερθεί, µπορούν να ορισθούν η ελαστικο-πλαστική, η ελαστικο-ιξώδης και η πλαστικο-ιξώδης παραµόρφωση. Οι ενδιάµεσοι τύποι παραµόρφωσης είναι συνήθως και οι πιο διαδεδοµένοι στη φύση γιατί, όπως έχει αναλυθεί παραπάνω, τις περισσότερες φορές η παραµόρφωση είναι συνάρτηση µεταβαλλόµενων συνθηκών όπως της πίεσης και της θερµοκρασίας.(κουκουβέλας, 1998). Γενικά όταν ένα πέτρωµα παραµορφώνεται τότε τεµαχίδια µέσα σε αυτό µετατοπίζονται µε έναν από τους παρακάτω τρόπους ή σε συνδυασµό µεταξύ τους: α) µετατόπιση στερεού σώµατος, β) περιστροφή στερεού σώµατος, γ) αλλαγή σχήµατος και δ) αλλαγή όγκου. Οι δύο πρώτοι τύποι κίνησης αντιστοιχούν κυρίως σε αλλαγή θέσης στο χώρο του στερεού σώµατος, ενώ οι δύο τελευταίοι τύποι αλλαγών αντιστοιχούν σε παραµόρφωση που περιλαµβάνει ταυτόχρονα και κίνηση γειτονικών τµηµάτων του πετρώµατος. Οι τέσσερις αυτές αλλαγές που περιγράφονται ως διακριτές αλλαγές µπορούν να λαµβάνουν χώρα σε συνδυασµό, έτσι ώστε πολλές φορές η παραµόρφωση ενός πετρώµατος να συντελείται µε ταυτόχρονη µετατόπιση στροφή - αλλαγή σχήµατος - και αλλαγή όγκου. Αναλόγως αν σε ένα πέτρωµα που παραµορφώνεται ευθείες γραµµές παραµένουν ευθείες ή µετατρέπονται σε καµπύλες διακρίνουµε την οµογενή και ετερογενή παραµόρφωση 27

31 αντίστοιχα. Παράδειγµα ανοµοιογενούς παραµόρφωσης είναι η πτύχωση. ( ούτσος, 2000, Κουκουβέλας, 1998). 28

32 3) ΤΑ ΡΗΓΜΑΤΑ 3.1) ΟΡΙΣΜΟΣ Κατά την κίνηση των λιθοσφαιρικών πλακών ασκούνται τεράστιες δυνάµεις στα πετρώµατα αυτών. Αποτέλεσµα των δυνάµεων αυτών είναι η συνεχής ελαστική παραµόρφωση των πετρωµάτων και η συσσώρευση µέσα σ αυτά τεράστιων ποσών δυναµικής ενέργειας που λέγεται ενέργεια ελαστικής παραµόρφωσης. Αναπτύσσονται έτσι σηµαντικές τάσεις µέσα στα πετρώµατα που συνεχώς αυξάνουν. Όταν οι τάσεις αυτές υπερβούν την αντοχή του πετρώµατος σε ορισµένη θέση, αυτό σπάει και πραγµατοποιείται απότοµη σχετική κίνηση των δύο τεµαχίων κατά ορισµένη διεύθυνση µιας επιφάνειας η οποία χωρίζει το πέτρωµα σε δύο τεµάχια. Η επιφάνεια αυτή λέγεται ρήγµα. Οι δύο πλευρές του ρήγµατος γλιστρούν (ολισθαίνουν) απότοµα η µία πάνω στην άλλη προς αντίθετες κατευθύνσεις µέχρις ότου αποκτήσουν νέες θέσεις ισορροπίας. (Παπαζάχος, 1997). Επειδή οι επιφάνειες των ρηγµάτων δεν είναι οµαλές, αναπτύσσονται έντονες δυνάµεις τριβής και αντίστασης οι οποίες αναγκάζουν τα υλικά σηµεία των πλευρών του ρήγµατος να ταλαντώνονται. (Παπαζάχος ρακόπουλος, 1992). Έτσι κατά την ολίσθηση µέρος της συσσωρευµένης σε ορισµένο όγκο των πετρωµάτων ελαστικής ενέργειας µετατρέπεται σε κυµατική ενέργεια, που ονοµάζεται και σεισµική ενέργεια, γιατί σ αυτή οφείλεται ο σεισµός. (Παπαζάχος, 1997). Ρήγµατα απαντώνται σε όλες τις κλίµακες µετατοπίζοντας κρυστάλλους, ιζηµατογενείς λεκάνες, µαγµατικούς όγκους, µεγάλα ηπειρωτικά τεµάχη κτλ. Γενικά ρήγµατα είναι διαρρήξεις κατά µήκος των οποίων έχει συµβεί µετατόπιση, για να γίνει διαχωρισµός µε τον παραπάνω ορισµό του σεισµικού ρήγµατος. ( ούτσος, 2000). Αναγνωρίζονται από το γεγονός ότι διακόπτεται η συνέχεια των πετρωµάτων και ότι συχνά µε τις διαδοχικές κινήσεις έρχονται σε επαφή διαφορετικής λιθολογίας δοµής ή και ηλικίας πετρώµατα. Η ρηξιγενής επιφάνεια έχει διεύθυνση και κλίση και είναι συχνά στιλβωµένη µε ένα λεπτό επίχρισµα θρυµµατισµένου πετρώµατος σχηµατίζοντας τον καθρέφτη του ρήγµατος. Συχνά συνοδεύεται από σπασµένα και τριµµένα πετρώµατα, τους κατακλασίτες, καθώς και από πυκνές δέσµες διακλάσεων (διαρρήξεις των πετρωµάτων κατά µήκος των οποίων οι κινήσεις που παρατηρούνται είναι από ελάχιστες έως µηδενικές) και µικρορηγµάτων που σχετίζονται µε µικροκαµπυλώσεις εκατέρωθεν της ρηξιγενούς 29

33 επιφάνειας. ( ούτσος, 2000). Περισσότερα για τα χαρακτηριστικά των ρηγµάτων αναφέρονται στο πέµπτο κεφάλαιο όπου αναλύεται η µελέτη τους. 3.2) ΤΥΠΟΙ ΡΗΓΜΑΤΩΝ Κάθε ρήγµα διαχωρίζει ένα πέτρωµα σε δύο τεµάχη, την οροφή που βρίσκεται πάνω από το επίπεδο του ρήγµατος και την βάση που βρίσκεται κάτω από το επίπεδο του ρήγµατος.( ούτσος, 2000). Το βασικότερο χαρακτηριστικό των ρηγµάτων, ως δοµικών στοιχείων του στερεού φλοιού της γης, είναι ο αποχωρισµός της οροφής τους από την βάση τους. Έτσι µια από τις σηµαντικότερες ταξινοµήσεις τους βασίζεται στην κίνηση εκατέρωθεν της ρηξιγενούς επιφάνειας (επίπεδο ρήγµατος), η οποία πάντοτε πρέπει να θεωρείται ως σχετική. (Κουκουβέλας, 1998). Η απόλυτη κίνηση του καθενός ρηξιγενούς τεµάχους προσδιορίζεται µόνο σε σπάνιες περιπτώσεις, όπως π.χ. στα σεισµικά ρήγµατα όταν εκατέρωθεν της ρηξιγενούς επιφάνειας µετατοπίζονται γνωστής αρχικής θέσεως κατασκευές (π.χ. δρόµοι, κατοικίες, σωλήνες κτλ). ( ούτσος, 2000). Τα ρήγµατα λοιπόν διαιρούνται σε διάφορες κατηγορίες και η συστηµατική αυτή διαίρεση ποικίλει ανάµεσα σε δύο ακραίες κατηγορίες ρηγµάτων: τα ρήγµατα κατά την κλίση και τα οριζόντιας µετατόπισης ή ρήγµατα κατά την διεύθυνση. Τα ρήγµατα κατά κλίση χωρίζονται σε κανονικά και ανάστροφα ανάλογα αν η οροφή και η βάση αποκλίνουν ή συγκλίνουν µεταξύ τους και έχουν ως αποτέλεσµα την αύξηση ή την µείωση του χώρου ανάµεσα στα δύο τεµάχη αντίστοιχα. (Κουκουβέλας, 1998). Λόγω µεικτών κινηµατικών χαρακτήρων είναι δυνατό να υπάρχουν και ενδιάµεσες κατηγορίες ρηγµάτων που ονοµατίζονται µε µεικτό τρόπο, π.χ. η ορολογία πλάγιο κανονικό ρήγµα αντιστοιχεί σε ρήγµα µε οριζόντια (πλάγια) και κατακόρυφη (κανονική) συνιστώσα κίνησης. (Κουκουβέλας, 1998). ΤΑ ΚΑΝΟΝΙΚΑ ΡΗΓΜΑΤΑ: Σε αυτά, τα ρηξιγενή τεµάχη εκατέρωθεν του ρήγµατος αποµακρύνονται µεταξύ τους µε σύγχρονη βύθιση της οροφής και ανύψωση της βάσης. Προκαλείται έτσι µια διαστολή και απολέπτυνση του φλοιού της γης που εκφράζεται συνήθως µε τη δηµιουργία στενόµακρων 30

34 ζωνών βύθισης και ανύψωσης, τις τεκτονικές τάφρους και τα τεκτονικά κέρατα αντίστοιχα. (σχήµα 3.1). α β Σχήµα 3.1) α) Σχηµατική αναπαράσταση κανονικού ρήγµατος. β) Σχηµατισµός µιας µικρής τάφρου συνέπεια της δράσης κανονικών ρηγµάτων (τα µαύρα βέλη δείχνουν την διεύθυνση του εφελκυσµού). (πηγή: Παυλίδης-Μουντράκης, 1994). Τα ρήγµατα που ορίζουν τις ζώνες αυτές έχουν µέγιστο µήκος διάρρηξης (διάτµησης) 30 χλµ. και κλίση περίπου 65 µε το οριζόντιο επίπεδο. ( ούτσος, 2000). Τα επίπεδα κανονικά ρήγµατα, δηλαδή σε αυτά που δεν αλλάζει η κλίση τους µε το βάθος, έχουν κλίση που κυµαίνεται κατά περίπτωση από 30 έως 60. (Κουκουβέλας, 1998). Προκαλούνται κατά τη διάρκεια είτε κατακόρυφης συµπίεσης είτε οριζόντιου εφελκυσµού. Γενικά τα ρήγµατα επί του φλοιού της γης σχηµατίζονται από την εφαρµογή τάσης, οι κύριοι άξονες της οποίας διατάσσονται µε τρόπο ώστε ο ένας να είναι κάθετος επί της επιφάνειας της γης ενώ οι άλλοι δύο να κείνται επί αυτής. ( ούτσος, 2000). Στην περίπτωση των κανονικών ρηγµάτων ο κύριος άξονας της τάσης σ 1 (µεγαλύτερη πίεση) είναι κατακόρυφος ενώ οι άλλοι δύο κύριοι άξονες σ 2 και σ 3 είναι οριζόντιοι. Ο σ 2 θεωρείται πάντοτε ότι δεν επιδρά επί της διάρρηξης. Έχουµε δηλαδή µείωση των τιµών των οριζόντιων τάσεων (όχι αναγκαστικά κατά την ίδια αριθµητική τιµή). (Κουκουβέλας, 1998). (σχήµα 3.2) 31

35 Σχήµα 3.2) Η εντατική κατάσταση για τα κανονικά ρήγµατα. Αριστερά διακρίνεται δίκτυο Schmidt µε τους µεγάλους κύκλους ρηγµάτων καθώς και τους πόλους γραµµώσεων ολίσθησης επ αυτών και δεξιά η τρισδιάστατη απεικόνιση των κανονικών ρηγµάτων. ( πηγή: Κουκουβέλας, 1998) Γενικά τα κανονικά ρήγµατα διατέµνουν το φλοιό της γης σε βάθη µέχρι και 25 χλµ., γεγονός που έχει τόσο επιστηµονικό όσο και παραγωγικό ενδιαφέρον. Το επιστηµονικό ενδιαφέρον έγκειται στο ότι τα ρήγµατα αυτά δηµιουργούν µεγάλες γεωλογικές ανακατατάξεις και καταδεικνύουν τον τρόπο διαστολής του άνω φλοιού της γης. Η ύπαρξη τέτοιων ρηγµάτων είναι συνδεδεµένη µε τον µαγµατισµό και την ηφαιστειότητα, την κοιτασµατογένεση και την δηµιουργία λεκανών ιζηµατογένεσης. Επίσης τέτοιου είδους ρήγµατα επηρεάζουν την καθηµερινή κοινωνικο-οικονοµική εξέλιξη µεγάλων περιοχών αφού η εξέλιξη και η ανάπτυξη των ρηγµάτων συνδέεται µε µεγάλους σεισµούς. (Κουκουβέλας, 1998). ΤΑ ΑΝΑΣΤΡΟΦΑ ΡΗΓΜΑΤΑ: Σε αυτά, τα ρηξιγενή τεµάχη εκατέρωθεν του ρήγµατος πλησιάζουν µεταξύ τους µε σύγχρονη ανύψωση της οροφής και βύθιση της βάσης. (σχήµα 3.3). Σχήµα 3.3) Σχηµατική αναπαράσταση ανάστροφου ρήγµατος. (πηγή: Παπαζάχος, 1997). 32

36 Προκαλείται έτσι µια συστολή και πάχυνση του φλοιού της γης, από ρήγµατα κλίσεως περίπου 30. ( ούτσος, 2000). Τα ιδεατά ανάστροφα ρήγµατα δηµιουργούνται από συστολή σε δύο οριζόντιες διευθύνσεις µε τους δύο κύριους άξονες της τάσης σ 1, σ 2 οριζόντιους και τον τρίτο, σ 3 (ελάχιστη συµπίεση), κατακόρυφο. Έχουµε δηλαδή αύξηση των τιµών των οριζόντιων τάσεων (όχι αναγκαστικά κατά την ίδια αριθµητική τιµή). (Κουκουβέλας, 1998). (σχήµα 3.4). Σχήµα 3.4) Η εντατική κατάσταση για τα ανάστροφα ρήγµατα. Αριστερά διακρίνεται δίκτυο Schmidt µε τους µεγάλους κύκλους ρηγµάτων καθώς και τους πόλους γραµµώσεων ολίσθησης επ αυτών και δεξιά η τρισδιάστατη απεικόνιση των ανάστροφων ρηγµάτων. (πηγή: Κουκουβέλας 1997). Ανάστροφα ρήγµατα µε κλίσεις >45 λέγονται, όπως έχει ήδη αναφερθεί, επωθήσεις ενώ µε κλίσεις <45 λέγονται εφιππεύσεις. ( ούτσος, 2000). Οι επωθήσεις δηµιουργούν και αποκόπτουν κατά την ανάπτυξή τους τµήµατα σχηµατισµών πετρωµάτων και δηµιουργούν τις επωθηµένες µάζες και τα τεκτονικά καλύµµατα. Τεκτονικά καλύµµατα ονοµάζονται µεγάλου µήκους και µικρού πάχους τεκτονικά οριζόµενες ενότητες που κινούνται σε µεγάλες αποστάσεις επί ηπίως κεκλιµένων ρηξιγενών επιφανειών µε αποτέλεσµα στην τελική τους θέση να µην σχετίζονται µε τα αρχικά γειτονικά πετρώµατα ώστε κατά αυτή την έννοια να θεωρούνται αλλόχθονα. Στα τεκτονικά καλύµµατα συµβατικά δεχόµαστε ότι η οριζόντια κίνηση υπερβαίνει τα 5 χλµ. Επωθηµένη µάζα ονοµάζεται η τεκτονική ενότητα η οποία υπέρκειται µιας επώθησης επί της οποίας έγινε ή γίνεται η ώθηση της µάζας αυτής των πετρωµάτων επί της υποκείµενής της. (Κουκουβέλας, 1998). 33

37 Τα λιστρικά ρήγµατα είναι ρήγµατα µε κοίλες προς τα πάνω τις επιφάνειές τους, οι οποίες γίνονται σχεδόν επίπεδες και οριζόντιες στο βάθος και µε πολύ µεγάλες κλίσεις κοντά στην επιφάνεια. Τέτοιες επιφάνειες µπορεί να είναι κανονικά ή ανάστροφα ρήγµατα δεδοµένου ότι ο όρος «λιστρικό» περιγράφει τη γεωµετρία και όχι τη φορά της κίνησης. (Φουντούλης, 2001). (σχήµα 3.5). Σχήµα 3.5) Σχηµατική αναπαράσταση κανονικών λιστρικών ρηγµάτων. (πηγή: Κουκουβέλας, 1997). Στα ανάστροφα λιστρικά ρήγµατα το τµήµα µεγάλης κλίσης αντιστοιχεί σε επώθηση ενώ το τµήµα µεσαίας κλίσης σε εφίπευση. Τα λιστρικά κανονικά ρήγµατα σχετίζονται πάντα µε την ύπαρξη ενός µηχανικά αδύνατου ορίζοντα, π.χ. γύψοι ή ανυδρίτες (µαλακά πετρώµατα), σε βαθύτερα στρωµατογραφικά επίπεδα στα οποία το λιστρικό ρήγµα αποκτά τη σχεδόν οριζόντια κλίση του. (Κουκουβέλας, 1998). Στους «τεκτονικούς παράγοντες» που µεταβάλλουν την κλίση της επιφάνειας του ρήγµατος κατατάσσονται εκείνοι που συνδέονται µε την µεταβολή του εντατικού πεδίου που προηγείται ή ακολουθεί την δηµιουργία ενός ρήγµατος. (Φουντούλης, 2001). ΡΗΓΜΑΤΑ ΟΡΙΖΟΝΤΙΑΣ ΜΕΤΑΤΟΠΙΣΗΣ: Τα ρήγµατα αυτά είναι γνωστά από το γεγονός ότι έχουν προκαλέσει τους πιο καταστρεπτικούς σεισµούς στην ιστορία της ανθρωπότητας. Είναι ρήγµατα στα οποία επικρατεί η οριζόντια κίνηση. Εµφανίζονται ως µια στενή, επιµήκης και κατακόρυφη ζώνη µικρότερων ρηγµάτων και χωρίζουν συχνά εκατέρωθεν αυτών περιοχές µε διαφορετική παραµόρφωση. ( ούτσος, 2000). Χωρίζουν δύο ρηξιτεµάχη που κινούνται αντίθετα. (Φουντούλης, 2001). 34

38 Εκτός από τη γενική κινηµατική ταξινόµηση των ρηγµάτων στην αναγνώριση ενός ρήγµατος, βασικό είναι να διακριθεί αν η κίνηση των εκατέρωθεν τεµαχών είναι δεξιόστροφη ή αριστερόστροφη. Έτσι δεξιόστροφο οριζόντιας µετατόπισης ρήγµα ονοµάζεται ένα ρήγµα όταν το ρηξιγενές τέµαχος το οποίο βρίσκεται απέναντι από τον παρατηρητή κινείται προς τα δεξιά. Αντίστοιχα, αριστερόστροφο ρήγµα οριζόντιας µετατόπισης ονοµάζεται ένα ρήγµα όταν το ρηξιγενές τέµαχος το οποίο βρίσκεται απέναντι από τον παρατηρητή κινείται προς τα αριστερά. (Κουκουβέλας, 1998). (σχήµα 3.6). Σχήµα 3.6) Σχηµατική αναπαράσταση ρηγµάτων οριζόντιας µετατόπισης. α) δεξιόστροφο. β) αριστερόστροφο. (πηγή: Παπαζάχος, 1997). Τα ρήγµατα οριζόντιας ολίσθησης χαρακτηρίζονται από πολύ µεγάλες κλίσεις (περίπου κατακόρυφα) και την σαφή επικράτηση της οριζόντιας συνιστώσας µετατόπισης. Τα περισσότερα ρήγµατα έχουν κλίση µεγαλύτερη των 60 και πολλά είναι περίπου κατακόρυφα. Σε ορισµένες περιπτώσεις µπορεί να υπάρχουν και τµήµατα µε µικρές κλίσεις ειδικά στις περιοχές που αλλάζει η διεύθυνσή τους. (Φουντούλης, 2001) Τα περισσότερα από τα ρήγµατα οριζόντιας ολίσθησης φέρουν στοιχεία που αποδεικνύουν επαναλαµβανόµενη κίνηση, ενώ η µελέτη των ενεργών ρηγµάτων δείχνει ότι ο χρόνος επανάληψης της κίνησης του ρήγµατος είναι ο κανόνας κατά τη διάρκεια του γεωλογικού χρόνου. Πολλά τµήµατα του σηµερινού ρήγµατος του Αγίου Ανδρέα έχουν ενεργοποιηθεί σε διαφορετικά χρονικά διαστήµατα. Όταν συσσωρεύεται ενέργεια για ελαστική παραµόρφωση αυτή απελευθερώνεται κατά µήκος ενός συγκεκριµένου τµήµατος αργότερα, εποµένως δεν ενεργοποιούνται ταυτόχρονα όλα τα τµήµατα ενός µεγάλου ρήγµατος. (Φουντούλης 2001, σηµειώσεις τεκτονικής). Τα ρήγµατα οριζόντιας µετατόπισης σχηµατίζονται όταν οι δύο κύριοι άξονες της τάσης σ 1 (µεγαλύτερη πίεση), σ 3 (ελάχιστη πίεση) είναι οριζόντιοι και ο τρίτος σ 2 είναι κατακόρυφος. Έχουµε δηλαδή αύξηση της αριθµητικής τιµής της τάσης επί ενός οριζόντιου 35

39 άξονα και µείωση της τάσης επί του δεύτερου οριζόντιου άξονα. (Κουκουβέλας, 1998). (σχήµα 3.7). Σχήµα 3.7) Η εντατική κατάσταση για τα οριζόντιας µετατόπισης ρήγµατα. Αριστερά διακρίνεται δίκτυο Schmidt µε τους µεγάλους κύκλους ρηγµάτων καθώς και τους πόλους γραµµώσεων ολίσθησης επ αυτών και δεξιά η τρισδιάστατη απεικόνιση των οριζόντιας µετατόπισης ρηγµάτων. (πηγή: Κουκουβέλας, 1997). Στη γενική περίπτωση τα ρήγµατα οριζόντιας µετατόπισης δηµιουργούνται σε περιοχές που υφίστανται συµπίεση ή εφελκυσµό στα πλαίσια µιας διαγώνιας συµπίεσης ή ενός διαγώνιου εφελκυσµού. ( ούτσος, 2000). Εάν κάνουµε τοµή, συχνά τα ρήγµατα οριζόντιας ολίσθησης κάµπτονται προς τα πάνω µέσα σε διακλαδώσεις τµηµάτων προς τα έξω τα οποία έχουν τη µορφή άνθους (σχήµα 3.8). Είναι πολύ δύσκολο να παρατηρηθούν αυτές οι µορφές στην ύπαιθρο εκτός εάν υπάρχει µία κατακόρυφη τοµή στην ρηξιγενή ζώνη. (Φουντούλης, 2001) Οι δοµές ανθοδέσµης όπως λέγονται είναι σύνθετες δοµές και χαρακτηρίζονται από δύο ρήγµατα που οριοθετούν τη δοµή και πολλά µικρότερα τα οποία συµπεριλαµβάνονται στην ενδιάµεση µάζα. Από αυτά τα δύο περιθωριακά ρήγµατα το ένα είναι το κύριο ενώ το άλλο είναι δεύτερης τάξης ρήγµα που διακλαδίζεται από το κύριο ρήγµα (σχήµα 3.8). Η δοµή ανθοδέσµης αποκτά την πλήρη ανάπτυξή της κοντά στην επιφάνεια της γης. (Κουκουβέλας, 1998). 36

40 Σχήµα 3.8) οµή θετικής ανθοδέσµης σε οριζόντιας µετατόπισης ρήγµα. (πηγή: Κουκουβέλας, 1997). Τα οριζόντιας µετατόπισης ρήγµατα αναπτύσσονται συνήθως σε ζώνες στις οποίες συνυπάρχουν ένα σύνολο υποπαράλληλων ρηγµάτων. Τα ρήγµατα αυτά µπορούν να ταξινοµηθούν µε βάση το µήκος τους αλλά και µε τη σχέση τους µε άλλα γειτονικά ρήγµατα. Σύµφωνα µε αυτή την κατάταξη αναγνωρίζονται ως πρώτης τάξης ρήγµατα τα µεγαλύτερα ρήγµατα που εµφανίζονται σε µια περιοχή. εύτερης και τρίτης τάξης ρήγµατα είναι όσα έχουν σταδιακά µικρότερο µήκος και αρχίζουν από ένα πρώτης τάξης ρήγµα. Η ταξινόµηση αυτή προϋποθέτει ότι όσα ρήγµατα ξεκινούν από ένα πρώτης τάξης ρήγµα είναι δεύτερης τάξης και όσα ξεκινούν από ένα δεύτερης τάξης ρήγµα είναι τρίτης τάξης. Η τάξη των ρηγµάτων, όπως περιγράφηκε, αντιστοιχεί τόσο στο µέγεθος όσο και στην χρονική σειρά σχηµατισµού των ρηγµάτων, αφού τα ρήγµατα εξελίσσονται τόσο στο χώρο όσο και στο χρόνο. Έτσι τα πρώτης τάξης ρήγµατα είναι αυτά που σχηµατίζονται πρώτα και η εξέλιξή τους είναι µακροβιότερη ενώ όλες οι µικρότερες τάξεις ρηγµάτων µπορούν να συνδεθούν γενετικά µε τα ρήγµατα πρώτης τάξης. (Κουκουβέλας, 1998). Κύριο γνώρισµα των ρηγµάτων οριζόντιας µετατόπισης είναι οι ποικίλες συνοδές δοµές µικρότερης τάξεως, που σχηµατίζονται κατά τη διάρκεια της διάρρηξης. ιακρίνονται: Α) Μικρότερα ρήγµατα η κίνηση κατά µήκος των οποίων υποβοηθά ή αντιτίθεται στην κίνηση του κύριου ρήγµατος, τα συνθετικά και αντιθετικά ρήγµατα Riedel αντιστοίχως. Β) Μικρότερα ανάστροφα ρήγµατα και πτυχές που σχηµατίζονται κάθετα στον άξονα συστολής. Γ) Μικρότερα κανονικά ρήγµατα και λεκάνες επέκτασης που σχηµατίζονται κάθετα στον άξονα διαστολής. ( ούτσος, 2000). 37

41 Σηµαντικό είναι επίσης να σηµειωθεί ότι πολλά ρήγµατα (κανονικά, ανάστροφα ή οριζόντιας µετατόπισης) δεν αποτελούνται από ένα µεµονωµένο επίπεδο αλλά είναι δέσµες παράλληλων ή υποπαράλληλων επιπέδων. Στην περίπτωση αυτή τα µικρότερα ρήγµατα έχουν συµβατό κινηµατικό χαρακτήρα µε το κύριο ρήγµα και προέρχονται από το ίδιο τασικό πεδίο. Ανάλογα µε τη γεωµετρική τους σχέση µε τα γειτονικά τους ρήγµατα και την αριθµητική τιµή της µετατόπισης ενός ρήγµατος σε σχέση µε τη µετατόπιση των άλλων ρηγµάτων, τα ρήγµατα χωρίζονται σε κύρια και συνοδά (τα συνοδά ρήγµατα µπορούν να χαρακτηριστούν και ως δεύτερης τάξης). Τα κύρια ρήγµατα εµφανίζουν µεγάλες µετατοπίσεις και η κίνηση κατά µήκος τους µπορεί να συνοδεύεται από κινήσεις σε µικρότερα ρήγµατα τα οποία, όταν κλίνουν όµοια µε το κύριο ρήγµα, ονοµάζονται συνθετικά ενώ όταν κλίνουν αντίθετα µε το κύριο ρήγµα ονοµάζονται αντιθετικά ή ενάντια. (Κουκουβέλας, 1998). (σχήµα 3.9). Σχήµα 3.9) Συνθετική αναπαράσταση γεωµετρικών χαρακτηριστικών που συνοδεύουν ένα κύριο κανονικό ρήγµα (F) λιστρικής γεωµετρίας. (Fa) συνθετικά ρήγµατα, (Β) αντιθετικά ή ενάντια ρήγµατα. (πηγή: Κουκουβέλας, 1997). Άλλωστε είναι γνωστό ότι τα ρήγµατα σπάνια εµφανίζονται σε µια ενιαία γραµµή αλλά αποτελούν ζώνη, µε παράλληλους κλάδους (π.χ. δοµές ανθοδέσµης), διακλαδώσεις άλλων διευθύνσεων (π.χ. αντιθετικά ρήγµατα Riedel), τέµνονται από άλλα ρήγµατα ή εµφανίζουν κλιµακωτή µορφή. ( Θ. Ροντογιάννη Τσιαµπάου, 1993). 38

42 3.3) ΙΑ ΙΚΑΣΙΑ ΙΑΡΡΗΞΗΣ ΤΩΝ ΡΗΓΜΑΤΩΝ ΚΑΙ ΣΕΙΣΜΟΙ Ιδιαίτερη σηµασία για την τεκτονική και κυρίως για την νεοτεκτονική έχει η θραύση του πετρώµατος σε προκαθορισµένο επίπεδο, διότι οι περισσότερες νέες διαρρήξεις συµβαίνουν κατά µήκος προϋπαρχόντων ασυνεχειών που είναι συνήθως παλιά ρήγµατα, στρωµατογραφικές ασυνέχειες, µεγάλες διακλάσεις κ.α. Στις περιπτώσεις αυτές η θραύση δεν ακολουθεί το επίπεδο που καθορίζεται από τα µηχανικά χαρακτηριστικά του άρρηκτου πετρώµατος, αλλά ακολουθεί το προκαθορισµένο επίπεδο της ασυνέχειας. Οι διαρρήξεις δηλαδή συµβαίνουν σε προϋπάρχοντα ρήγµατα που συµφωνούν µε το ενεργό πεδίο των τάσεων στο οποίο εποµένως οφείλεται η σηµερινή σεισµική δράση και τα άλλα γεωδυναµικά φαινόµενα µια περιοχής και είναι αποτέλεσµα σχετικά πρόσφατης γεωλογικής διαδικασίας η οποία ονοµάζεται συνήθως ενεργός τεκτονική της περιοχής αυτής. Έτσι ένα ρήγµα που έδρασε στο παρελθόν ως κανονικό µπορεί µέσα από την αλλαγή του πεδίου των τάσεων, το ίδιο να δρα σήµερα ως ανάστροφο. (παράδειγµα ρήγµατος Αργοστολίου). (Παυλίδης Μουντράκης, 1994). Οι ολισθήσεις των τεµαχών των διαφόρων ρηγµάτων δηµιουργούν, όπως έχει ήδη αναφερθεί, τα στιγµιαία τεκτονικά γεγονότα που είναι οι σεισµοί. Ο ρόλος των ενεργών ρηγµάτων σε αυτή την διαδικασία και ο τρόπος της διάρρηξης δεν είναι απόλυτα γνωστοί και αποτελούν σήµερα ένα πεδίο εντατικής έρευνας. Τα άλµατα των ρηγµάτων συνδέονται άµεσα µε αυτά τα ίδια τα σεισµικά γεγονότα. Το άθροισµα των σεισµικών γεγονότων σε ένα ρήγµα είναι ανάλογο µε το σύνολο του άλµατος του ρήγµατος και ο ρυθµός ολίσθησης των ρηγµάτων µιας περιοχής σχετίζεται µε τη σεισµικότητα της περιοχής. Το µηχανισµό της διάρρηξης των πετρωµάτων διαµορφώνουν, η γεωµετρία του ρήγµατος, οι ιδιότητες του όγκου του πετρώµατος και οι ανοµοιοµορφίες των τάσεων. Οι εφαρµοζόµενες σε ένα ρήγµα τάσεις µπορούν να διακριθούν σε τοπικές που οφείλονται σε ανώµαλη ολίσθηση του ίδιου ρήγµατος και σε γενικές τεκτονικές τάσεις. Το «σπάσιµο» του ρήγµατος γίνεται σε ορισµένες περιοχές του που ονοµάζονται «φράγµατα ή κλείθρα». Αυτά είναι θέσεις πάνω στο ρήγµα µε µεγάλη αντοχή σε σχέση µε την περιβάλλουσα τεκτονική τάση ή περιοχές γεωµετρικών ανωµαλιών του ρήγµατος. Τα φράγµατα δρουν σαν χώροι συγκέντρωσης τάσεων, γι αυτό είναι σπουδαία για την κατανόηση της επαναλαµβανόµενης δράσης των ρηγµάτων. 39

43 Η θεωρία των φραγµάτων (ή µοντέλο των κλείθρων) προήλθε από πρόσφατες σεισµολογικές (θεωρητικές και πειραµατικές) έρευνες. Σύµφωνα µ αυτή, στα πρωταρχικά στάδια της διαδικασίας της διάρρηξης ενός ρήγµατος, τα αδύνατα φράγµατα, που είναι µάλλον οµοιόµορφα κατανεµηµένα στο ρήγµα, σπάζουν σταδιακά προκαλώντας έτσι µικρούς σεισµούς (προσεισµοί). Στη συνέχεια και σαν συνέπεια της αύξησης της τεκτονικής τάσης, σπάζει το ισχυρότερο φράγµα, όταν η τάση φτάσει στο όριο της θραύσης του (κύριος σεισµός) προκαλώντας έτσι την κύρια ολίσθηση του ρήγµατος. Μετά από µια τέτοια διάρρηξη, τα φράγµατα που παρέµειναν άθραυστα ή µερικώς σπασµένα ευθύνονται για την τοπική αύξηση των τάσεων. Από την άλλη πλευρά η τεκτονική τάση που ελαττώθηκε λίγο, αυξάνει σιγά σιγά µε το χρόνο µέχρι την επόµενη διάρρηξη και επαναδραστηριοποίηση του ρήγµατος. (Παυλίδης Μουντράκης, 1994). Ολίσθηση κατά µήκος του ρήγµατος. Επιφάνεια ρήγµατος Επιφάνεια διάρρηξης Σχήµα 3.10) Επιφάνεια διάρρηξης ενός σεισµικού ρήγµατος. (πηγή: ούτσος, 2000). 40

44 4) ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΚΑΙ ΣΕΙΣΜΙΚΟΤΗΤΑ ΝΗΣΟΥ ΛΕΣΒΟΥ. 4.1) Η ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΛΕΣΒΟΥ Η Λέσβος αποτελεί γεωλογικά ξεχωριστή ενότητα (ενότητα Λέσβου) του ελλαδικού χώρου αν και εντάσσεται πιθανώς στην Πελαγονική γεωτεκτονική ζώνη. Στη γεωλογική δοµή της Λέσβου σύµφωνα µε τον Κατσικάτσο (1998) παίρνουν µέρος, από κάτω προς τα πάνω οι ακόλουθες ενότητες σχηµατισµών: 1) Η αυτόχθονη ενότητα (υπόβαθρο) νεοπαλαιοζωικών έως και ανωτριαδικών σχηµατισµών. 2) Το τεκτονικό κάλυµµα της τριαδικής ηφαιστειοιζηµατογενούς σειράς σχηµατισµών. 3) Το τεκτονικό κάλυµµα οφιολιθικών πετρωµάτων. 4) Η ενότητα των µεταλπικών σχηµατισµών. Η πρώτη ενότητα αποτελείται από µια συνεχή σειρά µεταµορφωµένων σχηµατισµών, µεγάλου πάχους, που καταλαµβάνει σχεδόν ολόκληρη την περιοχή του ΝΑ τµήµατος του νησιού. Είναι κυρίως σχιστολιθικά πετρώµατα µε ενστρώσεις κρυσταλλικών ασβεστόλιθων και δολοµιτών και διακρίνεται σε ένα κατώτερο τµήµα, νεοπαλαιοζωικής ηλικίας, και σε ένα ανώτερο τριαδικής ηλικίας. Εµφανίσεις της ενότητας αυτής απαντώνται και στο Β τµήµα της Λέσβου. Τα πετρώµατα αυτής της ενότητας θεωρούνται προαλπικά και αλπικά πετρώµατα. Αν και η προέλευση της αυτόχθονης αυτής ενότητας παραµένει ανεξακρίβωτη, θεωρείται ως πιθανό υπόλειµµα της Κιµµερικής ηπείρου που ανήκει στην Πελαγονική γεωτεκτονική ζώνη. ( Mountrakis et al. 1983, Katsikatsos et al. 1986, Papanikolaou, 1999). Το µεταµορφωµένο αυτό υπόβαθρο είναι στο σύνολό του έντονα τεκτονισµένο και πτυχωµένο κυρίως κατά µήκος αξόνων ΒΒΑκής διεύθυνσης. ( Σηµαιάκης, 1988). Η δεύτερη ενότητα αποτελείται από µεταµορφωµένα βασικά εκρηξιγενή (µεταβασίτες) και µεταιζηµατογενή πετρώµατα τριαδικής ηλικίας, που εναλλάσσονται τόσο κατά την κατακόρυφο όσο και κατά την οριζόντια ανάπτυξή τους. Οι µεταβασίτες είναι κυρίως πρασινίτες και πρασινόλιθοι και επικρατούν στα ανώτερα µέλη της ηφαιστειοιζηµατογενούς αυτής σειράς, ενώ τα µεταιζηµατογενή πετρώµατα αντιπροσωπεύονται από κρυσταλλικούς ασβεστόλιθους και σχιστόλιθους, ποικίλης ορυκτολογικής σύστασης. Οι σχηµατισµοί της ενότητας αυτής είναι επωθηµένοι πάνω στους σχηµατισµούς της πρώτης ενότητας και εµφανίζονται κυρίως στο ΝΑ τµήµα του νησιού. 41

45 Η τρίτη ενότητα αποτελείται κυρίως από περιδοτίτες και βρίσκεται επωθηµένη πάνω στους σχηµατισµούς των δύο παραπάνω ενοτήτων. Καταλαµβάνει σηµαντικό τµήµα του κεντρικού τµήµατος του νησιού. Απαντάται επίσης στη χερσόνησο της Αµαλής και στην περιοχή Πολιχνίτου. Στη βάση της η ενότητα αυτή συνοδεύεται από τεκτονικές παρεµβολές αµφιβολιτών (πυριτικά ορυκτά) και αµφιβολιτικών σχιστόλιθων. Η αρχική τοποθέτηση των δύο τελευταίων αλλόχθονων ενοτήτων, όπως χαρακτηρίζονται, πάνω στην πρώτη (αυτόχθονη) έλαβε χώρα κατά το Ιουρασικό. (Papanikolaou, 1999). Επίσης κατά τους Μουντράκη, Θωµαΐδου, Ζούρο, Κίλια, (2001), οι δύο αυτές αλλόχθονες ενότητες της Λέσβου αντιπροσωπεύουν υπολείµµατα ενός παλιού ωκεάνιου φλοιού. Η τέταρτη ενότητα που περιλαµβάνει τους µεταλπικούς σχηµατισµούς και καλύπτει σε πολύ µεγάλο µέρος όλους τους προηγούµενους σχηµατισµούς, αντιπροσωπεύεται σχεδόν εξ ολοκλήρου, από ηφαιστειακά πετρώµατα και λιγότερο από λιµναία ιζήµατα, ποταµοθαλάσσιους σχηµατισµούς και χερσαίες αποθέσεις. Αναλυτικότερα: Α) Τα ηφαιστειακά πετρώµατα: Έχουν µεγάλη εξάπλωση και το συνολικό τους πάχος, πολλές φορές, ξεπερνά τα 1000 µέτρα. Καταλαµβάνουν ολόκληρο το κεντρικό και σχεδόν ολόκληρο το υτικό τµήµα του νησιού και είναι προϊόντα µιας έντονης και σχεδόν συνεχούς ηφαιστειακής δραστηριότητας, κυρίως του Μέσου Μειόκαινου, που οφείλεται στη δηµιουργία ενός ηφαιστειακού τόξου, λόγω της τότε κατείσδυσης της Αφρικανικής λιθοσφαιρικής πλάκας κάτω από την Ευρασιατική στο χώρο του Κεντρικού-Βόρειου Αιγαίου. Η ηλικία των ηφαιστειακών αυτών πετρωµάτων, µε βάση ραδιοχρονολογήσεις, είναι 19 ΜΑ (παλαιότεροι ηφαιστίτες) έως 15 ΜΑ (νεότεροι). Τα ηφαιστειακά πετρώµατα της Λέσβου διακρίνονται σε διάφορες οµάδες ή ενότητες, µεταξύ των οποίων είναι και οι πυροκλαστικοί σχηµατισµοί του Σιγρίου, που φιλοξενούν το Απολιθωµένο άσος Λέσβου. Β) Οι λιµναίοι σχηµατισµοί: Πρόκειται για σχηµατισµούς µαργών, µαργαϊκών ασβεστόλιθων, ψαµµιτών και κροκαλοπαγών. Απαντώνται στις περιοχές Γαβαθά και Πολιχνίτου και έχουν µειοκαινική ηλικία. Επίσης απαντώνται στις περιοχές Μυτιλήνης και Πολιχνίτου πάλι, όµως η ηλικία τους είναι πλειοκαινική. Γ) Οι ποταµοθαλάσσιοι σχηµατισµοί: Είναι πλειστοκαινικής ηλικίας ιζήµατα, από κροκαλοπαγή, ψαµµίτες και αργιλοµαργαϊκά υλικά, που έχουν περιορισµένη έκταση και µικρό πάχος. Απαντώνται στις περιοχές Βρίσας-Βατερών και κοντά στις θερµοπηγές του κόλπου Γέρας. 42

46 ) Οι χερσαίες αποθέσεις: Είναι κυρίως ασύνδετα υλικά προσχώσεων µε διάσπαρτες κροκαλολατύπες, που καταλαµβάνουν τις πεδινές περιοχές και τις ποταµοκοιλάδες. Σχήµα 4.1) Γεωλογικός χάρτης Λέσβου. (πηγή: Ζούρος, 2003) 43