Η ΣΕΙΣΜΙΚΟΤΗΤΑ ΣΤΗΝ ΕΛΛΑΔΑ

Transcript

1 ΑΝΩΤΑΤΟ ΤΕΧΝΟΛΟΓΙΚΟ ΙΔΡΥΜΑ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΣΧΟΛΗ ΤΕΧΝΟΛΟΓΙΚΩΝ ΕΦΑΡΜΟΓΩΝ ΤΜΗΜΑ ΠΟΛΙΤΙΚΩΝ ΕΡΓΩΝ ΥΠΟΔΟΜΗΣ ΠΤΥΧΙΑΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ Η ΣΕΙΣΜΙΚΟΤΗΤΑ ΣΤΗΝ ΕΛΛΑΔΑ ΣΠΟΥΔΑΣΤΡΙΑ : ΚΑΡΑΠΑΠΑΖΟΓΛΟΥ ΓΕΩΡΓΙΑ ΕΠΟΠΤΗΣ ΚΑΘΗΓΗΤΗΣ : κ. Δ. ΚΟΝΙΤΟΠΟΥΛΟΣ ΣΙΝΔΟΣ

2 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ ΚΕΦΑΛΑΙΟ Α - Αντικείμενο της Σεισμολογίας - Γενικοί τρόποι έρευνας της Σεισμολογίας - Η επιστημονική και κοινωνική σημασία της Σεισμολογίας - Η έννοια του Σεισμού Κλασική Περίοδος (500 π.χ-1550 μ.χ) Περίοδος Εμφάνισης της Νέας Επιστήμης (1550 μ.χ-1900 μ.χ) Νέα Περίοδος της Σεισμολογίας (1900 μ.χ- Σήμερα) ΚΕΦΑΛΑΙΟ Β - Σεισμός Βασική Ορολογία Οι Κλίμακες των Σεισμών Η Κλίμακα Mercalli - Θεωρία Λιθοσφαιρικών Πλακών - Τα Ρήγματα της γης Γενικές Έννοιες-Βασική Ορολογία Ταξινομήσεις Ρηγμάτων - Θαλάσσια Κύματα (Tsounamis) Ορισμός Στοιχεία του Tsounami Μεγάλες Καταστροφές Έρευνες για παλιά Tsounamis Ο κίνδυνος για την Ελλάδα 2

3 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Γ - Σεισμικότητα στην Ελλάδα Σεισμικές Ζώνες της Ελλάδας Κλασματικές και Πολυκλασματικές κατανομές της σεισμικότητας του Ελληνικού χώρου Επαγόμενη Σεισμικότητα στον Ελληνικό χώρο Θαλάσσια κύματα που συνδέονται με σεισμούς στον Ελληνικό χώρο Πρόγνωση των σεισμών στον Ελλαδικό χώρο ΚΕΦΑΛΑΙΟ Δ - Ρήγματα στον Ελλαδικό χώρο Η Ενεργός Τεκτονική Ζώνη του Αιγαίου και η γειτονική περιοχή Το Ρήγμα του σεισμού της 26 ης Δεκεμβρίου 1861 στην Αχαία Το Ρήγμα του σεισμού της 26 ης Σεπτεμβρίου 1932 στην Ιερισσό Το Ρήγμα του σεισμού της 20 ης Ιουνίου στην Θεσσαλονίκη Τα Ρήγματα των σεισμών των Αλκυονίδων του 1981 Το Ρήγμα του σεισμού της 13 ης Σεπτεμβρίου 1986 στην Καλαμάτα ΚΕΦΑΛΑΙΟ Ε 3

4 - Μεγάλοι σεισμοί στην Ελλάδα Η μελέτη του σεισμού της Θεσσαλονίκης (20/6/1978) και η συμβολή της στην επιστημονική γνώση Ο σεισμός των Κυθήρων Ο σεισμός της Κεφαλονιάς Η φονική ιστορία των σεισμών ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΣΤ - Συμπέρασμα ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ 4

5 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Α 5

6 ΑΝΤΙΚΕΙΜΕΝΟ ΤΗΣ ΣΕΙΣΜΟΛΟΓΙΑΣ Σεισμός είναι η εδαφική δόνηση που γεννιέται κατά την παροδική διατάραξη της μηχανικής ισορροπίας των γήινων πετρωμάτων σε ορισμένο μέρος της στερεάς γης, από φυσικά αίτια που βρίσκονται στο εσωτερικό της γης. Την παροδική διατάραξη αποτελεί η σχετική ολίσθηση των δύο πλευρών του σεισμογόνου ρήγματος και τις εδαφικές δονήσεις που παράγονται στο ρήγμα, διαδίδονται στο εσωτερικό της γης και φθάνουν στην επιφάνεια της όπου γίνονται αισθητά, προκαλούν βλάβες και καταγράφονται από τους σεισμογράφους. Τα σεισμικά κύματα αποτελούν μια κατηγορία των ελαστικών κυμάτων και διαφέρουν από τις άλλες κατηγορίες ελαστικών κυμάτων μόνο ως προς τα αίτια γένεσης τους. Περίοδοι των σεισμικών κυμάτων : από κλάσματα δευτερολέπτου μέχρι και 54 λεπτά. Εδαφικές δονήσεις (εδαφικός θόρυβος) των οποίων τα αίτια δε βρίσκονται στο εσωτερικό της γης προκαλούνται από : Πτώση μετεωριτών Μετεωρολογικά αίτια Σε θαλάσσια κύματα Παλίρροιες Μηχανές εργοστασίων Τα μέσα συγκοινωνίας Εκρήξεις σε λατομεία Ο εδαφικός θόρυβος βραχείας περιόδου χρησιμοποιείται στην Τεχνική Σεισμολογία για την μελέτη της απόκρισης του εδάφους στις εδαφικές ταλαντώσεις και οι μεγάλης περιόδου τέτοιες δονήσεις για την μελέτη των φυσικών ιδιοτήτων της γης. 6

7 ΓΕΝΙΚΟΙ ΤΡΟΠΟΙ ΕΡΕΥΝΑΣ ΣΤΗ ΣΕΙΣΜΟΛΟΓΙΑ Η Σεισμολογία αποτελεί κλάδο της Γεωφυσικής. Η έρευνα γίνεται με Παρατηρήσεις στη φύση Πειραματικές εργασίες στο εργαστήριο Θεωρητικές μελέτες Α) Παρατηρήσεις στη φύση Παρατηρούνται απευθείας και εκτιμώνται κυρίως ποιοτικά τα μακροσεισμικά αποτελέσματα των σεισμών, δηλαδή, τα αποτελέσματα αυτών στο έδαφος, στο νερό, στους ανθρώπους, κτλ. Η μελέτη αυτή λέγεται μακροσεισμική μελέτη των σεισμών. Παρατήρηση και λήψη μετρήσεων πάνω στα σεισμογράμματα, δηλαδή, στις καταγραφές των σεισμικών κινήσεων από όργανα που λέγονται σεισμογράφοι. Αυτή η ποσοτική μελέτη των σεισμών λέγεται μικροσεισμική μελέτη αυτών. Σήμερα μπορούμε με τους σεισμογράφους να πραγματοποιήσουμε μετρήσεις των εδαφικών μεταθέσεων της τάξης του 1μm. Β) ΠΕΙΡΑΜΑΤΙΚΕΣ ΕΡΓΑΣΙΕΣ ΣΤΟ ΕΡΓΑΤΗΡΙΟ Η εργαστηριακή μελέτη των σεισμικών φαινομένων άρχισε τη δεκαετία του 1960 και αποτελεί σημαντικό συμπλήρωμα των άλλων μεθόδων που εφαρμόζονται για την ερμηνεία των φαινομένων αυτών και τη μελέτη του εσωτερικού της γης. Γ) ΘΕΩΡΗΤΙΚΗ ΕΡΕΥΝΑ Αφορά τη μελέτη των ελαστικών ιδιοτήτων των σωμάτων και του τρόπου γένεσης και διάδοσης των ελαστικών κυμάτων με κατάλληλη μαθηματική ανάλυση. Η έρευνα αυτή και κυρίως η θεωρία των ελαστικών κυμάτων αναπτύχθηκε ως ανεξάρτητος επιστημονικός κλάδος μέχρι να επινοηθούν οι σεισμογράφοι. Μετά την εισαγωγή της μικροσεισμικής μεθόδου έρευνας έγινε δυνατή η συσχέτιση των θεωρητικών αποτελεσμάτων με τα αποτελέσματα των παρατηρήσεων και αλληλοσυμπλήρωση των δύο μεθόδων. 7

8 Η ΕΠΙΣΤΗΜΟΝΙΚΗ ΚΑΙ ΚΟΙΝΩΝΙΚΗ ΣΗΜΑΣΙΑ ΤΗΣ ΣΕΙΣΜΟΛΟΓΙΑΣ Η σεισμολογία έχει τη δυνατότητα να εξετάζει έναν πολύ μεγάλο αριθμό θεμάτων, λόγω των πλούσιων επιστημονικών πληροφοριών που περιέχονται στα σύγχρονα σεισμογράμματα. Η σύγχρονη ψηφιακή τεχνολογία επεξεργασίας επιστημονικών δεδομένων(υπολογιστές) προσφέρει τη δυνατότητα αξιοποίησης ενός πολύ ευρέως φάσματος τιμών γεωφυσικών ποσοτήτων. Έτσι μελετώνται : Συχνότητες εδαφικών δονήσεων μεταξύ 10-5 και 105 Ηz Μεταθέσεις εδαφικών δονήσεων μεταξύ 1μm(=10-6) και 1m Μεγέθη σεισμών με σεισμικές ροπές μεταξύ 105Νm και 1023 Nm Γεωφυσικές δομές διαστάσεων μεταξύ λίγων μέτρων και 106 m Η σεισμολογία έχει συμβάλει στη λύση σημαντικών επιστημονικών προβλημάτων όπως είναι : Η δομή του εσωτερικού της γης (αλλά και της Σελήνης) Οι γεωδυναμικές διαδικασίες Η ανεύρεση δομών οικονομικού η αρχαιολογικού ενδιαφέροντος με μεθόδους σεισμικής διασκόπησης Ο καθορισμός της σεισμικής επικινδυνότητας για την αντισεισμική προστασία Η αντισεισμική προστασία αποτέλεσε το σημαντικότερο λόγο μελέτης των σεισμών από τις αρχές του 20 ου αιώνα τουλάχιστον. Με βάση τη χωρική στατιστική κατανομή της σεισμικότητας, τις σχέσεις απόσβεσης των σεισμικών κυμάτων κατά τη διάδοση τους και τις ιδιότητες του εδάφους θεμελίωσης του έργου καθορίζονται πιθανολογικά οι αναμενόμενες τιμές της ισχυρής σεισμικής κίνησης (π.χ. σεισμική επιτάχυνση), δηλαδή η σεισμική επικινδυνότητα της θέσης. 8

9 Κλασική περίοδος (550 π.χ 1550 μ.χ) Η σεισμολογία γεννήθηκε στις ελληνικές πόλεις της αρχαίας Ιωνίας (Μικρά Ασία) και Κάτω Ιταλίας μαζί με τη φιλοσοφία και τη δημοκρατία από τους φυσιοκράτες φιλόσοφους. Θαλής ο Μιλήσιος ( π.χ) : Το νερό είναι υπεύθυνο για τους σεισμούς. Πυθαγόρας ( π.χ) : Η ροή θερμότητας από το εσωτερικό της γης δημιουργεί τα γεωλογικά φαινόμενα και τους σεισμούς. Περίοδος εμφάνισης της νέας επιστήμης ( μ.χ) Κατά την περίοδο αυτήν επικρατεί γενικά νέο πνεύμα για την επιστημονική έρευνα και οι επιστήμονες ενδιαφέρονται τώρα ιδιαίτερα για την πειραματική έρευνα. Έγιναν κατά το διάστημα αυτό, αξιόλογες μακροσεισμικές παρατηρήσεις για καταστρεπτικούς σεισμούς οι οποίες αποτέλεσαν τη βάση για τη ραγδαία ανάπτυξη της θεωρίας της ελαστικότητας κατά το 19 ο αιώνα. Σεισμός της Λισσαβώνας της 1 ης Νοεμβρίου 1755 προκάλεσε εκτεταμένες καταστροφές και μεγάλο θαλάσσιο κύμα και οδήγησε το 1760 το J. Mitchell ώστε να θεωρήσει τη σεισμική κίνηση ως αποτέλεσμα της διάδοσης ελαστικών κυμάτων στο εσωτερικό της γης, για πρώτη φορά στην ιστορία της σεισμολογίας. Η ιδέα αυτή αναπτύχθηκε παραπέρα από τους T. Young, R. Mallet και J. Milne. Ο Mallet κατέληξε στο σημαντικό συμπέρασμα ότι κάθε σεισμός γεννιέται σε ορισμένη σεισμική εστία, που σήμερα ονομάζουμε υπόκεντρο και στη συνέχεια διαδίδεται σε μεγαλύτερες αποστάσεις. Εφεύρεση του σεισμογράφου Η ανάπτυξη της θεωρίας της ελαστικότητας κατά το 19 ο αιώνα αποτέλεσε τη μία από τις δύο θεμελιώδεις βάσεις για τη δημιουργία της σύγχρονης επιστήμης της σεισμολογίας, ενώ την άλλη αποτέλεσε η εφεύρεση του σεισμογράφου. Οι πρώτοι σεισμογράφοι κατασκευάστηκαν στην Ιαπωνία από τους Άγγλους Cray,Milne και Ewingperito 1880 (μηχανικοί σεισμογράφοι και κατέγραφαν πάνω σε αιθαλωμένο γυαλί). 9

10 Νέα περίοδος της σεισμολογίας (1900-σήμερα) Στις αρχές του 20 ου αιώνα δημιουργήθηκαν αρκετοί σεισμολογικοί σταθμοί οι αναγραφές των οποίων χρησιμοποιήθηκαν για τον υπολογισμό των επικέντρων των ισχυρών σεισμών. Ο πρώτος ηλεκτρομαγνητικός σεισμογράφος, που κατασκευάστηκε το 1906 από τον B.Galitzin χρησιμοποιήθηκε σε σεισμολογικό δίκτυο στη Ρωσία. Το 1925 κατασκευάστηκε ο οπτικής αναγραφής σεισμογράφος Wood Anderson, που χρησιμοποιήθηκε αργότερα (1935) για τον υπολογισμό του τοπικού μεγέθους από τον Ch. Richter. Το 1935 κατασκευάστηκε ηλεκτρομαγνητικός σεισμογράφος από τον Benniof ο οποίος φέρει το όνομα του και έχει τη δυνατότητα καταγραφής βραχείας ή μακρά περιόδου(ανάλογα με την περίοδο του γαλβανομέτρου με το οποίο συνδέεται) ακόμη και ασθενών εδαφικών δονήσεων που οφείλονται σε σεισμούς ή πυρηνικές εκρήξεις. Η λεπτομερής σεισμική αναγραφή της πυρηνικής έκρηξης στο νησί Bikini το 1946 και η πραγματοποίηση το 1949 πυρηνικής έκρηξης από τη Σοβιετική Ένωση αποτέλεσαν την αιτία ανάπτυξης από τις ΗΠΑ ενός μεγάλου προγράμματος για την ανίχνευση των πυρηνικών εκρήξεων. Το πρόγραμμα αυτό είχε σημαντικές συνέπειες για τη Σεισμολογία, μεταξύ των οποίων είναι η εγκατάσταση, στις αρχές της δεκαετίας του 1960, του Διεθνούς Τυποποιημένου Δικτύου Σεισμογράφων WWSSN(Wolrdwide Standarardized Seismograph Network). 10

11 Η ΕΝΝΟΙΑ ΤΟΥ ΣΕΙΣΜΟΥ Εδαφικές κινήσεις μικρής περιόδου που παράγονται από ενδογήινες φυσικές αιτίες. Η σεισμική κίνηση μπορεί να είναι οριζόντια, κατακόρυφη ή κυματοειδής. Οι σεισμοί προκαλούν στην επιφάνεια της γης εδαφικές διαρρήξεις, εδαφικές βαθύνσεις, κατολισθήσεις, υψομετρικές μεταβολές κ.α. Σε ορισμένες περιοχές του πλανήτη είναι πολύ συχνοί και η ένταση τους πολύ μεγάλη, με αποτέλεσμα μεγάλες καταστροφές(ανθρώπινα θύματα και υλικές ζημιές). Οι σεισμοί μελετώνται από τον ειδικό κλάδο της γεωλογίας που ονομάζεται σεισμολογία. Από την γεωφυσική έρευνα των τελευταίων 30 ετών έχει προκύψει ότι η γη περιβάλλεται από ένα στέρεο στρώμα, πάχους περίπου 80 χιλιομέτρων, το οποίο ονομάζεται λιθόσφαιρα. Κάτω από την λιθόσφαιρα το υλικό είναι θερμό και παχύρευστο και αποτελεί την «ασθενόσφαιρα». Η λιθόσφαιρα δεν είναι ενιαία, αλλά χωρίζεται σε μεγάλα τμήματα, τα οποία ονομάζονται λιθοσφαιρικές πλάκες (π.χ. η Ευρασιατική, η Αφρικανική κ.α.). Οι λιθοσφαιρικές πλάκες σχηματίζονται ανά δύο στις μεσοωκεανικές ράχες από την ψύξη και στερεοποίηση θερμού υλικού που βγαίνει εκεί και στη συνέχεια απομακρύνονται από τις ράχες. Έτσι στη μεσο-ατλαντική ράχη, που έχει διεύθυνση βορρά-νότου, σχηματίζονται δύο πλάκες, η μία από τις οποίες κινείται προς τα ανατολικά και η άλλη προς τα δυτικά. Κάθε λιθοσφαιρική πλάκα κατά την κίνηση της αυτή συναντά μια άλλη πλάκα, με την οποία και συγκρούεται κατά μήκος μιας ζώνης σύγκλισης του ηπειρωτικού συστήματος διάρρηξης. Εκεί η μια πλάκα(η βαρύτερη) βυθίζεται υπό κλίση κάτω από την άλλη και καταστρέφεται διαλυόμενη μέσα στην ασθενόσφαιρα. Μια τέτοια ζώνη σύγκλισης μεταξύ της Ευρασιατικής και της Αφρικανικής πλάκας αποτελεί η Μεσόγειος, όπου βρίσκεται και ο ελληνικός χώρος. Οι σεισμοί έχουν τις εστίες τους στα όρια των λιθοσφαιρικών πλακών, εκεί δηλαδή που εφάπτονται οι πλάκες και οφείλονται σ αυτές τις κινήσεις. Συνεπώς, τα αίτια γένεσης των σεισμών είναι οι σχετικές κινήσεις των λιθοσφαιρικών πλακών, οπότε είναι φυσικό η Ελλάδα να έχει υψηλή σεισμικότητα, αφού βρίσκεται στη ζώνη σύγκλισης και σύγκρουσης της Αφρικανικής και της Ευρασιατικής πλάκας. Κατά την απομάκρυνση ή τη σύγκλιση δύο λιθοσφαιρικών πλακών τα πετρώματα στα όρια των πλακών επεκτείνονται(τεντώνονται) ή συμπιέζονται αντίστοιχα. Όταν αυτές οι εφελκυστικές ή συμπιεστικές παραμορφώσεις των πετρωμάτων υπερβούν ορισμένο όριο, τα πετρώματα σπάνε απότομα και δημιουργούνται ρήγματα σ αυτά, 11

12 όπου γεννιούνται οι σεισμοί. Δηλαδή, οι σεισμοί γεννιούνται σε σεισμικά ρήγματα κατά τη διάρρηξη(σπάσιμο) των πετρωμάτων. Όσο μεγαλύτερο είναι το ρήγμα τόσο μεγαλύτερος είναι ο σεισμός. Έτσι, ένα ρήγμα 15 χιλιομέτρων δίνει σεισμό μεγέθους 6(στην κλίμακα ρίχτερ) και ένα ρήγμα 50 χιλιομέτρων δίνει σεισμό μεγέθους 7. Την τελευταία δεκαετία το φαινόμενο των σεισμών μελετάται με σύγχρονα τεχνολογικά μέσα. Με ένα νέο επαναστατικό πρόγραμμα της Ευρωπαικής Ένωσης (που εφαρμόζεται από το 1994 και στην Ελλάδα), καταγράφεται η σεισμική δραστηριότητα και ιδιαίτερα οι μικρές σεισμικές δονήσεις στη Μεσόγειο. Το πρόγραμμα αυτό ονομάζεται «Δορυφορική Μετάδοση Σεισμολογικών Δεδομένων κατά μήκος της Μεσογείου» και κέντρο του όλου συστήματος αποτελεί ο δορυφόρος Αργώ που τροφοδοτείται με δεδομένα από 20 επίγειους σεισμολογικούς σταθμούς μεγάλης ακρίβειας. Στο πρόγραμμα συμμετέχουν το Γεωδυναμικό Ινστιτούτο Αθηνών και τα Ινστιτούτα Γεωφυσικής της Ρώμης και της Μαδρίτης. Στόχοι του προγράμματος είναι : α) η συνεχής παρακολούθηση της σεισμικότητας σε περιοχές της Ν. Ευρώπης. β) η πραγματοποίηση «τομογραφίας» ολόκληρης της Μεσογείου, δηλ η ανατομική αποτύπωση του φλοιού της γης από τον άνω μανδύα ως τον πυθμένα της θάλασσας. γ) η δημιουργία βάσης δεδομένων σε ευρωπαικό επίπεδο όπου μέσω υπολογιστών θα συλλέγονται και θα αξιοποιούνται όλα τα σεισμολογικά δεδομένα. Το πρόγραμμα αυτό σε δεύτερη φάση στοχεύει στην πρόγνωση των σεισμών, αφού πρωταρχικά διευρύνει το συγκεκριμένο δίκτυο. 12

13 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Β 13

14 ΣΕΙΣΜΟΣ-ΒΑΣΙΚΗ ΟΡΟΛΟΓΙΑ Γένεση ενός σεισμού είναι η απελευθέρωση ενέργειας στην εστία του, η οποία είχε συσσωρευτεί στο σεισμογόνο χώρο του με τη μορφή ενέργειας παραμόρφωσης των πετρωμάτων του χώρου αυτού. Κατά την απελευθέρωση της η ενέργεια αυτή μετατρέπεται σε κυματική ενέργεια στην οποία οφείλονται τα σεισμικά κύματα. Η μέτρηση της σεισμικής ενέργειας έχει μεγάλη σημασία όχι μόνο γιατί παρέχει τη δυνατότητα απόλυτης σύγκρισης και ταξινόμησης των σεισμών αλλά και γιατί με τη μέτρηση αυτή είναι δυνατή η λύση πολύ σημαντικών θεωρητικών και πρακτικών προβλημάτων. Όμως, δεν υπάρχει άμεσος τρόπος για την ακριβή μέτρηση της ενέργειας ενός σεισμού και για το λόγο αυτό οι σεισμολόγοι κατέβαλαν προσπάθεια υπολογισμού μιας ποσότητας η οποία αποτελεί κατά προσέγγιση μέτρο της ενέργειας ενός σεισμού και βασίζεται σε μετρήσεις των πλατών και άλλων στοιχείων (περιόδων, διάρκειας) των σεισμικών κυμάτων. Το μέτρο αυτό ονομάστηκε «μέγεθος» του σεισμού και βασίζεται σε μετρήσεις παραμέτρων των σεισμικών κυμάτων (πλατών, περιόδων, κτλ), γιατί είναι φανερό ότι όσο μεγαλύτερη είναι η σεισμική ενέργεια που απελευθερώνεται στη εστία ενός σεισμού τόσο εντονότερα είναι τα σεισμικά κύματα που παράγονται κατά την γένεση του. Ακολούθως τα φυσικά χαρακτηριστικά ενός σεισμού είναι : Μέγεθος, Μ, ενός σεισμού με τη γενική σημασία του όρου, είναι ένα μέτρο της ολικής ενέργειας του σεισμού το οποίο προσδιορίζεται με τις μετρήσεις παραμέτρων(πλάτος, περίοδος, διάρκεια) των σεισμικών κυμάτων που παράγονται κατά τη γένεση του σεισμού. Χρησιμοποιήθηκαν οι παράμετροι διάφορων σεισμικών κυμάτων για τον προσδιορισμό των μεγεθών των σεισμών και για το λόγο αυτό αναπτύχθηκαν διάφορες κλίμακες μεγεθών, οι οποίες αναφέρονται αναλυτικά παρακάτω. Οι σεισμοί παρουσιάζουν διαφορετική κάθε φορά ένταση. Η ένταση αποτελεί ένα μέτρο της σφοδρότητας του σεισμού. Δεν είναι αντικειμενικό μέγεθος για το σεισμικό γεγονός, υπολογίζεται από τις επιδράσεις που έχουν οι σεισμοί στους ανθρώπους και τα τεχνικά έργα και εξαρτάται από τις τοπικές συνθήκες όπως απόσταση από το υπόκεντρο, εδαφικές συνθήκες κλπ, είναι όμως αντικειμενικό για την επίδραση του σεισμού και την έκταση των καταστροφών. Για το χαρακτηρισμό της εντάσεως των σεισμών έχουν προταθεί και χρησιμοποιηθεί κατά καιρούς διάφορες κλίμακες. Μία ευρέως χρησιμοποιημένη κλίμακα έντασης είναι η Mercalli. 14

15 Σεισμική επιτάχυνση (Acceleration). Τόσο το μέγεθος όσο και η ένταση του σεισμού δεν μπορούν να χρησιμοποιηθούν άμεσα για τον συνδυασμό των κατασκευών. Η σεισμική επιτάχυνση α είναι το μέγεθος σχεδιασμού το οποίο μεταφράζεται μέσω των σχέσεων της δυναμικής (F=m*a) σε φορτίο επί των κατασκευών. Η σεισμική επιτάχυνση του εδάφους δίνεται συνήθως ως ποσοστό της επιτάχυνσης της βαρύτητας g και οι τιμές σχεδιασμού βρίσκονται στη εμβέλεια , ωστόσο μπορεί να ενισχυθεί ανάλογα την κατηγορία του εδάφους, την απόκριση της κατασκευής, κλπ. Εστία ή υπόκεντρο (Epicentre). Το σημείο στον φλοιό της γης από το οποίο ξεκινάνε τα σεισμικά κύματα. Σύμφωνα με το βάθος της εστίας γίνεται η διάκριση των σεισμών σε σεισμούς επιφανείας(0-70 km), ενδιαμέσου βάθους ( km) και μεγάλου βάθους (300- km). Οι πλέον καταστροφικοί σεισμοί είναι αυτοί της επιφανείας. Ρήγμα (Fault). Μια διάρρηξη των πετρωμάτων του φλοιού της γης η οποία μπορεί να εκτείνεται από τοπική έως πλανητική κλίμακα, σε τεμάχη με σχετική μετατόπιση. Αν το ρήγμα συνδέεται με την σεισμικότητα μιας περιοχής, τότε καλείται «Ενεργό Ρήγμα». Σεισμικά κύματα (Seismic waves). Η ενέργεια που παράγεται κατά την εκδήλωση ενός σεισμού διαδίδεται με τα σεισμικά κύματα. Μετρώντας τα χαρακτηριστικά των κυμάτων είναι δυνατή η εκτίμηση της ταυτότητας του σεισμικού γεγονότος. Μακροσεισμικά αποτελέσματα ονομάζονται οι επιπτώσεις των σεισμών στο έδαφος, τα νερά (υπόγεια και επιφανειακά), στις κάθε είδους κατασκευές. Οι πιο συνηθισμένες εκδηλώσεις της σεισμικής δραστηριότητας στο έδαφος είναι : ρωγμές, χάσματα, κατολισθήσεις, εδαφικές βαθύνσεις, ρευστοποίηση του εδάφους, υψομετρικές μεταβολές. Στα νερά οι επιπτώσεις είναι άμεσες, κατά τη διάρκεια της διέλευσης των σεισμικών κυμάτων μέσα απ αυτά και προκαλούν ταλαντώσεις του νερού, κυματισμό σε λίμνες και κλειστούς χώρους- ή έμμεσες και οφείλονται στις εδαφικές διαταράξεις που επηρεάζουν και τα νερά (μεταβολή στην παροχή πηγών, αποξήρανση λιμνών, ποταμών, απόφραξη ποταμών από κατολισθήσεις εδαφών και δημιουργία πλημμύρων κλπ). 15

16 ΟΙ ΚΛΙΜΑΚΕΣ ΤΩΝ ΣΕΙΣΜΩΝ Υπάρχουν πολλές κλίμακες και διάφορα σεισμικά μεγέθη Μ. Έχουμε δε διαπιστώσει ότι κάθε κέντρο για τον ίδιο σεισμό ανακοινώνει διαφορετικό μέγεθος. Γιατί όμως; Υπάρχουν πολλοί διαφορετικοί τρόποι να μετρηθούν οι διαφορετικές όψεις ενός σεισμού. Το μέγεθος Μ είναι το πιο κοινό μέτρο ενός σεισμού. Επειδή είναι μέτρο του μεγέθους της πηγής του σεισμού, είναι ο ίδιος αριθμός οπουδήποτε και να είμαστε. Η κλίμακα Richter μετρά τη μεγαλύτερη διαταραχή κίνηση στην καταγραφή, αλλά υπάρχουν και άλλες κλίμακες μεγέθους που μετρούν διαφορετικά μέρη του σεισμού. Τα μεγέθη που χρησιμοποιούνται για την μέτρηση ενός σεισμού είναι τα παρακάτω : ML Είναι το τοπικό μέγεθος (Magnitude Local). Η κλίμακα Richter είναι ένας μαθηματικός τύπος. Το μέγεθος ενός σεισμού καθορίζεται από το λογάριθμο του πλάτους των κυμάτων που καταγράφονται από τους σεισμογράφους σε μια ορισμένη περίοδο. Το ΜL είναι αξιόπιστο, όταν υπολογίζεται από σεισμογράφους που δεν απέχουν περισσότερο από 600 χιλιόμετρα από το επίκεντρο του σεισμού. Ισχύει μόνο για ορισμένη συχνότητα σεισμικών κυμάτων και για ορισμένη απόσταση από το επίκεντρο. Έτσι για διαφορετικές αποστάσεις από το επίκεντρο του σεισμού οι σεισμολόγοι βασίζονται σε διαφορετικά σεισμικά κύματα για τους υπολογισμούς τους. Ms είναι το μέγεθος που λαμβάνεται από την μέτρηση των κυμάτων επιφανείας. Να σημειώσουμε ότι το Μς είναι μεγαλύτερο από το ML. MB είναι μια επέκταση της κλίμακας Richter και έτσι εκμεταλλευόμαστε καλύτερα το δίκτυο των σεισμογράφων. Είναι το μέγεθος που λαμβάνεται από την μέτρηση των πρωτευόντων Ρ κυμάτων (Compressional Body Wave Magnitude). Είναι αξιόπιστο μέγεθος σεισμών με μεγαλύτερα εστιακά βάθη και για μεγάλες αποστάσεις από το επίκεντρο. Mw Όλα τα προηγούμενα μεγέθη βγαίνουν από τύπους που περιέχουν ένα συγκεκριμένο πλάτος ταλάντωσης ενός σεισμικού κύματος σε κάποια χρονική στιγμή. Το Mw, το οποίο χρησιμοποιείται για την μέτρηση μεγάλων σεισμών, υπολογίζεται από έναν πολύπλοκο τύπο και είναι πολύ αξιόπιστο. Md Είναι η κλίμακα μεγέθους διάρκειας. 16

17 Mo Η κλίμακα μεγέθους σεισμικής ροπής, που θεωρείται η πιο ακριβής. Προτάθηκε το 1979 και δεν εξαρτάται από την περίοδο των σεισμικών κυμάτων αλλά στη μέτρηση της σεισμικής ροπής. Μe(Choy and Boatwright 1995), το οποίο εκφράζει το δυναμικό καταστροφικότητας ενός σεισμού και χρησιμοποιείται για την ποσοτικοποίηση εκλυόμενης σεισμικής ενέργειας μεγάλων συμβάντων. Από τον τύπο loge = Ms προκύπτει ότι για τον σεισμό 5 ρίχτερ η ενέργεια που ελευθερώνεται είναι 24.10^19 erg. 17

18 Η ΚΛΙΜΑΚΑ Mercalli Η ένταση από την άλλη είναι ένα μέτρο της αναταραχής και των ζημιών που προκαλούνται από το σεισμό, και αυτή η τιμή φυσικά αλλάζει από θέση σε θέση. Εξαρτάται όχι μόνο από το μέγεθος του σεισμού αλλά επίσης από την απόσταση από το επίκεντρο του σεισμού αλλά και την γεωλογική μορφή του τόπου. Οι κλίμακες έντασης, όπως είναι η τροποποιημένη κλίμακα Mercalli και η κλίμακα Rossi-Forel, μετρούν το ποσό της σεισμικής αναταραχής σε μία ιδιαίτερη θέση. Έτσι η ένταση ενός σεισμού μεταβάλλεται ανάλογα με τον τόπο που είμαστε. Μερικές φορές οι σεισμοί αναφέρονται από την μέγιστη ένταση που παράγουν. Οι κλίμακες μεγέθους, όπως είναι το μέγεθος Richter μετρούν το μέγεθος του σεισμού στην πηγή της. Έτσι δεν εξαρτώνται από κει που γίνεται η μέτρηση. Η μέτρηση της έντασης γίνεται με την δωδεκάβαθμη κλίμακα Mercalli, της οποίας οι διαβαθμίσεις στηρίζονται στην εκτίμηση των μακροσεισμικών αποτελεσμάτων ενός σεισμού. Αυτό που πρέπει να γνωρίζουμε είναι ότι κάθε μέγεθος είναι έγκυρο για συγκεκριμένη συχνότητα και τύπο σεισμικού σήματος. Όλες αυτές οι σεισμικές κλίμακες, όταν υπολογίζονται μέσα στα όρια της εγκυρότητας τους, είναι ισοδύναμες με την κλίμακα Richter. Όταν εμφανίζεται ένας σεισμός, οι πρώτες πληροφορίες που υποβάλλονται σε επεξεργασία και αναμεταδίδονται είναι συνήθως βασισμένες σε ένα υποσύνολο των σεισμικών σταθμών του σεισμικού δικτύου, ειδικά στην περίπτωση ενός μεγάλου σεισμού. Αυτό γίνεται έτσι ώστε κάποιες πληροφορίες να μπορούν να ληφθούν αμέσως χωρίς να αναμένονται οι πληροφορίες όλων των σταθμών του δικτύου, κάτι που γίνεται αργότερα. Κατά συνέπεια το πρώτο μέγεθος που ανακοινώνεται είναι συνήθως βασισμένο σε έναν μικρό αριθμό καταγραφών από το δίκτυο των σεισμογράφων. Αργότερα που έρχονται πρόσθετα στοιχεία γίνεται νέα επεξεργασία και αλλάζει το μέγεθος και το κέντρο με περισσότερη ακρίβεια. Μερικές φορές το μέγεθος του σεισμού αναφέρεται από διαφορετικά δίκτυα βασισμένα μόνο στις καταγραφές τους. Σε εκείνη την περίπτωση, τα διαφορετικά μεγέθη που ανακοινώνονται είναι αποτέλεσμα των μικρών διαφορών στα όργανα και των θέσεων τους όσον αφορά το επίκεντρο του σεισμού. Μάλιστα μετά από μερικές μέρες οι σεισμολόγοι συνήθως συμφωνούν σε ένα νούμερο για το μέγεθος. 18

19 ΘΕΩΡΙΑ ΛΙΘΟΣΦΑΙΡΙΚΩΝ ΠΛΑΚΩΝ Ο όρος τεκτονική των πλακών αναφέρεται στη θεωρία που ασχολείται με τη δυναμική του εξώτερου κελύφους της γης, της λιθόσφαιρας. Η θεωρία αυτή βασίζεται σε μια ευρεία σύνθεση γεωλογικών και γεωφυσικών δεδομένων και αποτελεί το κυρίαρχο σύγχρονο δόγμα των Γεωεπιστημών. Σύμφωνα με τη θεωρία της τεκτονικής των πλακών η λιθόσφαιρα αποτελείται από δώδεκα μεγάλα και μερικά μικρότερα επιμέρους τμήματα που περιγράφονται ως τεκτονικές ή λιθοσφαιρικές πλάκες. Οι πλάκες αυτές κινούνται η μια σε σχέση με την άλλη (συγκλίνουν ή αποκλίνουν) και, είτε αλληλεπιδρούν στα όρια τους είτε όχι. Τέτοιου είδους αλληλεπιδράσεις θεωρούνται υπεύθυνες για το μεγαλύτερο μέρος της ηφαιστειακής και σεισμικής δραστηριότητας της γης, μολονότι σεισμοί και ηφαίστεια δεν απουσιάζουν εντελώς από το εσωτερικό των πλακών. Κατά την μετακίνηση τους, οι πλάκες προκαλούν τη γένεση των ορέων, εκεί όπου συγκρούονται, καθώς και τον κατακερματιμό των ηπείρων και τη δημιουργία των ωκεανών, εκεί όπου απομακρύνονται μεταξύ τους. Οι ήπειροι που απλώνονται στη ράχη των πλακών μετατοπίζονται μαζί μ αυτές και έτσι επιφέρουν συνεχής αλλαγές στη γεωγραφία της γης. Σύμφωνα με την Τεκτονική των Πλακών, οι λιθοσφαιρικές πλάκες έχουν πολύ μεγαλύτερο πάχος απ ότι ο ηπειρωτικός ή ο ωκεάνιος φλοιός και τα όρια τους δεν συμπίπτουν συνήθως με αυτά μεταξύ ηπείρων και ωκεανών, ενώ η συμπεριφορά τους επηρεάζεται εν μέρει μόνο από το αν μεταφέρουν ηπείρους ή ωκεανούς ή και τα δύο. Στο όριο απόκλισης των πλακών, το μάγμα αναβλύζει προς τα πάνω, καθώς η απελευθέρωση της πίεσης προκαλεί μερική τήξη του υποκείμενου μανδύα και δημιουργία νέου φλοιού. Επειδή το μερικώς τηγμένο υλικό είναι βασαλτικής σύστασης, ο νέος φλοιός είναι ωκεάνιος. Ο συνεχής όμως σχηματισμός νέου φλοιού δημιουργεί ένα πλεόνασμα, το οποίο πρέπει να καταναλωθεί κάπου αλλού. Αυτό επιτυγχάνεται στα όρια σύγκλισης των πλακών, όπου η μια πλάκα καταβυθίζεται κάτω από την άλλη. Σε βάθη από 300 ως 700 χιλιόμετρα, η καταβυθιζόμενη πλάκα τήκεται και ανακυκλώνεται μέσα στο μανδύα. Επειδή οι πλάκες συνθέτουν ένα ολοκληρωμένο σύστημα που καλύπτει πλήρως την επιφάνεια της γης, δεν είναι απαραίτητο ο νέος φλοιός που σχηματίζεται σε κάποιο όριο απόκλισης να καταναλωθεί εξ ολοκλήρου στην πλησιέστερη ζώνη καταβύθισης, ακρεί η συνολική ποσότητα του 19

20 δημιουργούμενου φλοιού να αντισταθμίζεται από αυτήν του καταστρεφόμενου φλοιού. Η μικρότερη πυκνότητα της εμποδίζει την καταβύθιση. Έτσι καταβυθίζεται πάντα η ωκεάνια πλάκα. Με αυτόν τον τρόπο, οι ήπειροι διατηρούνται μόνιμα, ενώ ο ωκεάνιος πυθμένας συνεχώς ανανεώνεται. Αν και οι δύο πλάκες διαθέτουν ηπειρωτικά όρια, καμιά από αυτές δεν μπορεί να καταβυθιστεί και μια πολύπλοκη σειρά τεκτονικών γεγονότων δημιουργούν υψηλές οροσειρές. Ένα μέρος της σεισμικής και ηφαιστειακής δραστηριότητας εκδηλώνεται επίσης στο εσωτερικό των πλακών. Ενδιαφέρονται παραδείγματα αυτής της «ενδοπλακικής ή μεσοπλακώδους» δραστηριότητας είναι οι γραμμικές ηφαιστειακές αλυσίδες στις ωκεάνιες λεκάνες, όπως τα νησιά Χαβάη και η δυτική προέκταση τους που έχει τη μορφή μιας σειράς υφάλων και υποθαλάσσιων ορέων. Στο ένα άκρο μιας αλυσίδας νησιών αυτού του τύπου υπάρχει συνήθως ένα ενεργό ηφαίστειο, ενώ στην υπόλοιπη αλυσίδα απαντούν προοδευτικά παλαιότερα σβησμένα ηφαίστεια. Τέτοια τοπογραφικά χαρακτηριστικά έχουν εξηγηθεί ως προιόντα των «θερμών κυλίδων», δηλαδή των κέντρων δημιουργίας μάγματος που βρίσκονται σε μεγάλο βάθος κάτω από τη λιθόσφαιρα, μέσα στο μανδύα και η προέλευση των οποίων δεν έχει διευκρινιστεί ακόμη. Στην επιφάνεια μιας πλάκας, η οποία βρίσκεται πάνω από μία θερμή κηλίδα σχηματίζεται ένα ηφαίστειο. Καθώς η πλάκα μετακινείται, το ηφαίστειο σβήνει, διαβρώνεται και τελικά βυθίζεται κάτω από την επιφάνεια της θάλασσας, ενώ ένα νέο ηφαίστειο σχηματίζεται πάνω από την θερμή κηλίδα. Ένα άλλο παράδειγμα ενδοπλακικής ενεργού παραμόρφωσης αποτελεί η Κίνα, όπου μεγάλα ρήγματα διασχίζουν μια μεγάλη ενδοχώρα και δραστηριοποιούνται συχνά με μεγάλους και καταστροφικούς σεισμούς. Η κίνηση των πλακών στην επιφάνεια της γης μπορεί να χαρακτηριστεί ως περιστροφή γύρω από έναν πόλο και περιγράφεται σε γενικές γραμμές από το θεώρημα της σφαιρικής γεωμετρίας, που διατύπωσε ο Ελβετός μαθηματικός Λέοναρντ Ουλερ το 18 ο αιώνα. Κριτική της θεωρίας : οι πλάκες δεν παραμορφώνονται στο εσωτερικό τους αποτελεί ένα από τα αξιώματα της τεκτονικής των πλακών, το οποίο όμως σήμερα αμφισβητείται σε σημαντικό βαθμό. Επειδή όλες οι πλάκες συνδέονται μεταξύ τους κάθε αλλαγή στην κίνηση σε οποιαδήποτε σημεία πρέπει να αντανακλάται σε ολόκληρο το σύστημα, παγκόσμια. Η πρόοδος της επιστήμης δε συμβαδίζει πάντοτε με το βαθμιαίο και μεγαλοπρεπή τρόπο που συνήθως της αποδίδεται. Αυτή χαρακτηρίζεται από άλματα προς τα εμπρός, με διατύπωση νέων θεωριών. Ένα νέο 20

21 παράδειγμα να αντικαταστήσει ένα υπάρχον παρά μόνο όταν γίνει αποδοχή της υπάρχουσας θεωρίας ως αποτυχημένης. Η θεωρία μπορεί να είναι ατελής. Η τεκτονική των πλακών δε μπορεί να εξηγήσει πλήρως τις ορογενετικές διεργασίες ή να εξηγήσει την πολυπλοκότητα της ιστορίας των διακυμάνσεων της στάθμης της θάλασσας. Οι ήπειροι εκτελούν πράγματι στο σύνολο τους κατακόρυφες κινήσεις απλά οι απίθανοι μηχανισμοί για μια τέτοια διεργασία παραμένουν ασαφείς και είναι υπό αμφισβήτηση. Χαρακτηριστικό παράδειγμα είναι η Μεσόγειος, όπου οι συγκρούσεις μεταξύ της Αφρικής και ενός πλήθους «μικροπλακών» αποτελούν τεκτονικό παράδοξο, η αποσαφήνιση του οποίου αργεί ακόμη πολύ. Το ζήτημα γίνεται ακόμη δυσκολότερο, όταν κάποια από τα σημερινά όρια των πλακών, ειδικά στην ανατολική Μεσόγειο, φαίνονται να είναι τόσο συγκεχυμένα και ακανόνιστα, ώστε να μην μπορούν να καταταχθούν σε κανέναν από τους τρείς τύπους ορίων πλακών που προβλέπονται από τη βασική θεωρία. 21

22 ΤΑ ΡΗΓΜΑΤΑ ΤΗΣ ΓΗΣ Ρήγμα είναι η απότομη διακοπή της συνέχειας των πετρωμάτων, λόγω θραύσης κατά μήκος μια επιφάνειας διάρρηξης και η οποία συνοδεύεται από σχετική μετατόπιση των δύο πλευρών εκατέρωθεν της επιφάνειας αυτής. Η μετατόπιση γίνεται πάνω στην επιφάνεια διάρρηξης, οι δε δύο «πλευρές» ονομάζονται ρηξιτεμάχη ή απλά τεμάχη. Σε ένα γεωλογικό χάρτη, η ύπαρξη ρήγματος αναγνωρίζεται από τη διακοπή και μετάθεση των επαφών των σχηματισμών. Δηλαδή, το ίχνος του ρήγματος είναι μία γραμμή πάνω στην οποία διακόπτονται και μετατοπίζονται τα ίχνη των επαφών των στρωμάτων. Σε εργασία στο ύπαιθρο, ένα ρήγμα μπορεί να εντοπιστεί είτε άμεσα ή έμμεσα. Ιδεατά ένα ρήγμα είναι μια επίπεδη επιφάνεια διάρρηξης δηλαδή ένα στοιχείο που μπορούμε να προσεγγίσουμε και με γεωμετρικά κριτήρια, στην πραγματικότητα, ωστόσο τα πράγματα είναι πιο σύνθετα. Ένα ρήγμα σπάνια είναι απομονωμένο, επίπεδο, με σταθερή διεύθυνση και κλίση. ΤΑΞΙΝΟΜΗΣΕΙΣ ΡΗΓΜΑΤΩΝ Προκειμένου να μελετηθούν και να αναλυθούν οι ρηξιγενείς δομές, χρησιμοποιούμε μια σειρά ταξινομήσεων των ρηγμάτων. Οι βασικότερες ταξινομήσεις είναι οι ακόλουθες: Με βάση την ολίσθηση Σε ρήγματα ολίσθησης κατά κλίση, στα οποία η μετατόπιση έχει γίνει παράλληλα στη φορά κλίσης του ρήγματος. Σε ρήγματα ολίσθησης κατά παράταξη, στα οποία η μετατόπιση έχει γίνει παράλληλα στην παράταξη του ρήγματος. Σε ρήγματα πλάγιας ολίσθησης, στα οποία το άνυσμα της ολίσθησης σχηματίζει μετρήσιμη γωνία με την παράταξη ή τη φορά κλίσης του ρήγματος. 22

23 Με βάση τη γωνιακή σχέση διεύθυνσης-ρήγματος στρωμάτων Σε επιμήκη, όταν η διεύθυνση του ρήγματος είναι παράλληλη(ή περίπου) με τη διεύθυνση των στρωμάτων που έχει διαταράξει. Σε εγκάρσια, όταν η διεύθυνση του ρήγματος είναι κάθετη(ή περίπου) με τη διεύθυνση των στρωμάτων που έχει διαταράξει. Σε διαγώνια, όταν η διεύθυνση του ρήγματος είναι λοξή ως προς τη διεύθυνση των στρωμάτων που έχει διαταράξει. Με βάση τη σχέση κλίσης ρήγματος-κλίσης στρωμάτων, έτσι τα ρήγματα διακρίνονται σε: Σύμφωνα, όταν η φορά κλίσης του ρήγματος είναι ομόρροπη με αυτή των στρωμάτων. Αντίθετα, όταν η φορά κλίσης του ρήγματος είναι αντίρροπη με αυτή των στρωμάτων. Γενετική ταξινόμηση ρηγμάτων Πρόκειται για ευρύτατα χρησιμοποιούμενη ταξινόμηση και βασίζεται στη σχετική θέση που έχουν αποκτήσει τα ρηξιτεμάχη μετά τη διάρρηξη. Υπάρχει πληθώρα προσεγγίσεων και απόψεων σχετικά με την ονοματολογία, την ακρίβεια και γενικότερα το χαρακτηρισμό των ρηγμάτων από γενετική άποψη, οι βασικές και πλέον αποδεκτές κατηγορίες είναι οι εξής: Κανονικά ρήγματα, στα οποία η οροφή φαίνεται να έχει κατέλθει σε σχέση με το δάπεδο. Ανάστροφα ρήγματα, στα οποία η οροφή φαίνεται να έχει ανέλθει σε σχέση με το δάπεδο. Οριζοντιολισθητικά ρήγματα, τα οποία διακρίνονται με τη σειρά τους σε αριστερόστροφα ή δεξιόστροφα, στα οποία έχουμε οριζόντια μετατόπιση των τεμαχών τους. Δεξιόστροφα είναι αυτά τα οποία, αν θεωρήσουμε το ένα τέμαχος σταθερό, το άλλο έχει μετατοπιστεί προς τα δεξιά του. Το αντίθετο ισχύει για τα αριστερόστροφα. 23

24 ΘΑΛΛΑΣΙΑ ΚΥΜΑΤΑ(TSUNAMIS) Τσουνάμι είναι ιαπωνική λέξη που σημαίνει το κύμα στο λιμάνι. Δεν είναι όμως ένα απλό παλιρροικό κύμα αλλά μια σειρά τεράστιων, γιγαντιαίων κυμάτων που προκαλείται από πολλές αιτίες. Από έναν υποθαλάσσιο σεισμό, από μία ηφαιστειακή έκρηξη, από μία γεωλίσθηση του πυθμένα των ωκεανών, από μία πυρινική έκρηξη ή δοκιμές, ακόμη και σε μία σύγκρουση μετεωριτών ή αστεροειδών με τη γη. Όταν λοιπόν, ο υποθαλάσσιος πυθμένας των ωκεανών παίρνει κλίση ή μετατοπίζεται ή ανυψώνεται ή κατακρημνίζεται κατά τη διάρκεια ενός σεισμού, ο φλοιός της γης παραμορφώνεται στη περιοχή του κέντρου του σεισμού και αρχίζουν να δημιουργούνται μικρά αθώα κύματα σαν μικρές διαταραχές. Λίγο αργότερα αρχίζουν να κινούνται σαν τα κυκλικά κύματα, ακτινικά προς κάθε κατεύθυνση με ταχύτητα που ξεπερνά και αυτή του ήχου, ακόμα και 800km/h. Για να γίνει όμως τσουνάμι θα πρέπει ο υποθαλάσσιος σεισμός να είναι τουλάχιστον 6.5 ρίχτερ και σε βάθος μικρότερο των 50 χιλιομέτρων. Συνήθως ένα τσουνάμι μπορεί να έχει μήκος κύματος 100 ως 200 km, ενώ το ύψος του κύματος που προχωράει στον ωκεανό μόλις μισό μέτρο, φαίνεται δηλαδή στην αρχή σαν ένα μικρό κύμα. Γιγαντώνεται όμως πολύ γρήγορα, όταν λοιπόν φτάνει στην ακτή, το ύψος του μπορεί να φτάσει και τα 40 μέτρα πάνω από την κανονική στάθμη της θάλασσας. Ενώ λοιπόν στον ωκεανό δε διακρίνεται στις ακτές εμαφανίζεται σαν ένα τεράστιο κύμα. Από το γεγονός αυτό πήρε και το όνομα τσουνάμι. Το όνομα υιοθετήθηκε το 1963 από διεθνές επιστημονικό συνέδριο προς τιμήν των Ιαπώνων που υποφέρουν αρκετά από το φαινόμενο. Στο παρελθόν υπήρχαν πολλές παρανοήσεις για τα κύματα αυτά. Πίστευαν ότι είναι απλά παλιρροικά, που οφείλονται στην ανομοιόμορφη βαρυτική έλξη του ήλιου και της σελήνης πάνω στη γη. Τα τσουνάμι όμως δεν έχουν καμία σχέση με αυτά. Δεν έχουν σχέση και με τα κύματα που δημιουργούν οι ανέμοι στην επιφάνεια των θαλασσών. Ως γνωστόν αυτά έχουν μήκος κύματος περίπου 150 μέτρα και περίοδο περίπου 10 δευτερόλεπτα, σε αντίθεση με τα τσουνάμι που έχουν περίοδο της τάξεως της μίας ώρας. Τα τσουνάμι μπορούν να θεωρηθούν κύματα ρηχών νερών. Γιατί ο λόγος του βάθους του νερού προς το μήκος κύματος είναι πολύ μικρό(3/ και 6/ ). Επίσης δεν είναι σεισμικά κύματα, γιατί μπορούν να προκληθούν και από άλλες αιτίες. 24

25 Στοιχεία του τσουνάμι Όταν ένα τέτοιο κύμα χτυπήσει την ακτή δημιουργεί διάφορα κύματα με τα βαθύτερα σημεία του να είναι χαμηλότερα από την κανονική στάθμη θάλασσας. Κάθε ακόλουθο κύμα είναι υψηλότερο από το προηγούμενο. Η περίοδος μεταξύ των κυμάτων που φθάνουν είναι 10 έως 30 λεπτά. Συνήθως είναι αρκετός χρόνος για να ξεφύγουν σε ασφαλή υψώματα μετά από το πρώτο κύμα. Η ταχύτητα αυτών των γιγαντιαίων κυμάτων είναι τόσο μεγαλύτερη όσο μεγαλύτερο είναι και το βάθος της θάλασσας και υπολογίζεται από την σχέση v=(g*h)^1/2, όπου g η ένταση της βαρύτητας και h το βάθος του νερού. Γι αυτό στον ανοιχτό ωκεανό τρέχουν με ταχύτητα που φθάνει και τα χιλιόμετρα την ώρα, δηλαδή προσεγγίζει την ταχύτητα του ήχου. Αλλά όταν το τσουνάμι πλησιάζει την ακτή ελαττώνεται η ταχύτητα του γιατί μειώνεται το βάθος της θάλασσας, όμως ταυτόχρονα αποκτά μεγαλύτερο ύψος. Ενώ στον ανοιχτό ωκεανό το ύψος αυτό δεν ξεπερνά τα 5-6 μέτρα, στην ακτή μπορεί να φθάσει τα 30 ή και τα 40 μέτρα. Εκεί οφείλεται η μεγάλη η καταστρεπτικότητα τους. Επίσης η ενέργεια είναι ανάλογη του μεγέθους του σεισμού ενώ κατά τη διάδοση του κύματος έχουμε μηδαμινές απώλειες. Τα τσουνάμι ανακλώνται και διαθλώνται από το ανάγλυφο του παράκτιου βυθού και τις παράκτιες γεωμορφές, σαν όλα τα κύματα. Αν η άφιξη ενός τέτοιου κύματος αντιστοιχεί σε μια κοιλία τότε το νερό υποχωρεί και αποκαλύπτεται ο βυθός. Μια τέτοια περίπτωση είχαμε και την 1 η Νοεμβρίου το 1755 στη Λισαβώνα. Τότε μαζεύτηκαν στο λιμάνι πολλοί άνθρωποι για να δουν το φαινόμενο και να περπατήσουν πάνω στο βυθό που είχε αποκαλυφθεί. Σε λίγα λεπτά όμως τους σκέπασε το τσουνάμι και πνίγηκαν, αναφέρθηκαν νεκροί. 25

26 Μεγάλες καταστροφές Από το 1945 περισσότεροι άνθρωποι έχουν σκοτωθεί από τα τσουνάμι παρά από τους σεισμούς. Αυτό δείχνει πόσο σοβαρό κίνδυνο ενέχουν. Τα περισσότερα τσουνάμι δημιουργούνται κατά μήκος μιας περιοχής που λέγεται Ring of fire μήκους 40 χιλιομέτρων. Η περιοχή αυτή περιέχει όχι μόνο ηφαίστεια αλλά έχει και έντονη σεισμική δραστηριότητα, περικυκλώνει δε όλο τον Ειρηνικό ωκεανό. Από το 1919, περισσότερα από 40 τσουνάμι έχουν χτυπήσει τα νησιά της Χαβάης. Γι αυτό και έχει αναπτυχθεί ένα σύστημα προειδοποίησης σε περιοχές όπως είναι η Χαβάη, όπου εμφανίζονται κατά καιρούς πολλά καταστρεπτικά παλιρροιακά κύματα. Η Αλάσκα που επίσης ανήκει στις περιοχές υψηλού κινδύνου, κατά μέσο όρο την χτυπά ένα τσουνάμι κάθε 1.75 χρόνια και ένα καταστρεπτικό περιστατικό κάθε 7 χρόνια. Ένα από τα μεγαλύτερα και πιο καταστρεπτικά τσουνάμι που έχει καταγραφεί ποτέ, τον Αύγουστο του 1883, ταξίδεψε τουλάχιστον τη μισή περιφέρεια της γης μετά από την κατάρρευση του ηφαιστείου Krakatoa, στην Ινδονησία. Τα κύματα τότε, είχαν φθάσει σε ύψος μέχρι και 35 μέτρα, που προκάλεσαν μεγάλη ζημιά κατά μήκος της ακτής Σουμάτρας. Το νησί Κρακατόα εξαφανίστηκε. Μάλιστα τότε οι νεκροί έφθασαν τους Είναι γνωστό ότι το αστεροσκοπείο του Γκρίνουιτς το είχε καταγράψει για εφτά συνεχόμενες ημέρες. Το 1964 ένας σεισμός στην Αλάσκα προκάλεσε ένα τσουνάμι με τα κύματα να φθάνουν 3 έως 6 μέτρα κατά μήκος των ακτών της Καλιφόρνιας, του Όρεγκον, και των ακτών της Ουάσιγκτον. Αυτό του τσουνάμι προκάλεσε καταστροφές αξίας 84 εκατομμυρίων δολαρίων στην Αλάσκα και 123 θανατηφόρα περιστατικά. Έρευνες για παλαιά τσουνάμι Αν σε περιοχή υπάρχει υποψία ότι στο παρελθόν χτυπήθηκε από τσουνάμι, οι επιστήμονες σκάβουν σε βάθος λίγων μέτρων κοντά στην ακτή για να εντοπίσουν το θαμμένο ίζημα. Τα δείγματα της άμμου που συλλέγουν αναλύονται στο εργαστήριο και αν περιέχουν μικροκελύφη αυτό σημαίνει ότι προέρχονται από το βυθό της θάλασσας και ότι μεταφέρθηκαν από τσουνάμι. Επίσης η χρονολογική ανάλυση του ιζήματος μας αποκαλύπτει πότε χτύπησε το τσουνάμι. Μετρώντας δε το πάχος του στρώματος του ιζήματος της θαλάσσιας άμμου και σε πόση 26

27 απόσταση βρίσκεται μέσα στην ξηρά, μαθαίνουμε για την ισχύ του τσουνάμι. Παράλληλα με προσομοιώσεις του κύματος σε υπολογιστές διασταυρώνονται οι εκτιμήσεις. Με αυτές τις πρωτοποριακές τεχνικές οι επιστήμονες εντόπισαν πολλά παλαιοτσουνάμι, στην Ιαπωνία, την Αυστραλία και αλλού. Στη χερσόνησο της Καμτσάτκα, στην ακτογραμμή της Ρωσίας που βρέχεται από το βορειοδυτικό τμήμα του Ειρηνικού ωκεανού, οι επιστήμονες κατόρθωσαν να εντοπίσουν στην ξηρά περίπου σαράντα διαφορετικά στρώματα θαλάσσιας άμμου που αντιστοιχούν σε ισάριθμα μεγάλα τσουνάμι που προκλήθηκαν από σεισμούς ή ηφαιστειακές εκρήξεις. Μετά από συστηματικές έρευνες τεσσάρων ετών στο Αιγαίο, μια διεθνής ομάδα επιστημόνων από το πανεπιστήμιο Τοχόκου στην Ιαπωνία, το Πολυτεχνείο της Άγκυρας στην Τουρκία και το Γεωδυναμικό Ινστιτούτο του Εθνικού Αστεροσκοπείου Αθηνών, με επικεφαλή τον ερευνητή Γεράσιμο Παπαδόπουλο. Κατόρθωσε να αποκαλύψει ορισμένα μεγάλα παλαιοτσουνάμι. Ένα από αυτά εντοπίσθηκε στην ακτογραμμή του Dalaman της Τουρκίας, που βρίσκεται απέναντι από τη Ρόδο. Το ίζημα του τσουνάμι βρέθηκε στην ξηρά σε απόσταση περίπου 150 μέτρων από την ακτή και σε βάθος 2 μέτρων. Η χρονολόγηση έδειξε ότι το κύμα αυτό πρέπει να χτύπησε την περιοχή γύρω στα 1600 μ.χ. Πράγματι, σύμφωνα με ιστορικές πληροφορίες τον Απρίλιο του 1609 έγινε ένας μεγάλος καταστροφικός σεισμός που έπληξε τη Ρόδο. Το παλιρροικό κύμα που ακολούθησε συμπλήρωσε την καταστροφή. Ο κίνδυνος για την Ελλάδα Μικρότερος αλλά υπαρκτός είναι ο κίνδυνος και στη Μεσόγειο Θάλασσα, ιδιαίτερα στην Ελλάδα λόγω της υψηλής σεισμικότητας. Στον ελλαδικό χώρο δε γίνονται ισχυροί σεισμοί, οι οποίοι από μόνοι τους να προκαλούν μεγάλα τσουνάμι. Το μέγεθος τους όμως είναι τέτοιο που μπορεί να ανακινήσει ιζήματα και να υπάρξουν υποθαλάσσιες κατολισθήσεις, σύμφωνα με τον καθηγητή της Υδραυλικής στο Πανεπιστήμια της Νότιας Καλιφόρνιας, Κώστα Συνολάκη. «Ένας σεισμός με επίκεντρο στην ξηρά και μικρός σε μέγεθος μπορεί να δώσει αρκετή επιτάχυνση σε σαθρά ιζήματα ώστε να γίνει μια υποθαλάσσια κατολίσθηση που θα δημιουργήσει ένα μεγάλο κύμα. Ο Κορινθιακός Κόλπος είναι μία από αυτές τις περιοχές». 27

28 Το τελευταίο μεγάλο τσουνάμι που έπληξε το Αιγαίο δημιουργήθηκε από το σεισμό της Σαντορίνης το Το κύμα ξεκίνησε από την περιηφαιστειακή περιοχή όπου πιθανότατα να έγινε και μια υποθαλάσσια κατολίσθηση και έφτασε στην ανατολική πλευρά της Αμοργού με ύψος μέτρων. ΣΕΙΣΜΙΚΟΤΗΤΑ ΣΤΗΝ ΕΛΛΑΔΑ Στο παρόν κεφάλαιο παρουσιάζονται τα βασικά αποτελέσματα της πρόσφατης σεισμολογικής έρευνας που αφορά τη σεισμικότητα της Ελλάδας και των γύρω περιοχών. Σε σχέση με τα μεγέθη των σεισμών παρουσιάζονται σχέσεις που μετατρέπουν τα τοπικά μεγέθη, ML, όπως αυτά υπολογίζονται από τις καταγραφές των σεισμολογικών σταθμών του Γεωδυναμικού Ινστιτούτου του Εθνικού αστεροσκοπείου Αθηνών και του εργαστηρίου Γεωφυσικής του ΑΠΘ, σε μεγέθη αντίστοιχα προς τα μεγέθη της ροπής, MW. Με την χρησιμοποίηση όλων των ενόργανων δεδομένων και όλων των διαθέσιμων ιστορικών πληροφοριών, σχηματίστηκε ένας ομογενής και ακριβής κατάλογος σεισμών. Η πληρότητα του καταλόγου αυτού διαφέρει για περιοχές μετά από ισχυρούς επιφανειακούς σεισμούς που το επίκεντρο τους βρισκόταν κάτω από τους σεισμούς και τους σεισμούς ενδιάμεσου βάθους από περιοχή σε περιοχή, με επαγόμενης σεισμικότητας στην Ελλάδα οι οποίες σχετίζονται με την πλήρωση τεχνητών λιμνών. Θαλάσσια κύματα βαρύτητας έχουν καταγραφεί, από σχετικές μελέτες υπολογίστηκαν περίοδοι επανάληψης. Πληροφορίες για τη σεισμικότητα της Ελλάδας υπάρχουν από τον 6 ο π.χ. αιώνα. Αρχαίοι έλληνες και ρωμαίοι συγγραφείς Ηρόδοτος, Θουκιδίδης, Στάβων, Πλίνειος, Αμμίανος, κλπ περιέγραψαν τα μακροσεισμικά αποτελέσματα αρκετών ισχυρών σεισμών που έγιναν στην περιοχή κατά τη διάρκεια της χρονικής περιόδου 550 π.χ-300 μ.χ. Τέτοιες περιγραφές των μακροσεισμικών αποτελεσμάτων συγκεκριμένων σεισμών συνεχίσθηκαν από τους βυζαντινούς συγγραφείς κατά τη διάρκεια του της χρονικής περιόδου

29 Από τα μέσα του 19 ου αιώνα μέχρι τα μέσα του 20 ου, εκτός από τις περιγραφές των μακροσεισμικών αποτελεσμάτων, δημοσιεύθηκαν κατάλογοι των σεισμών που περιέχουν τις ημερομηνίες και μακροσεισμικές πληροφορίες αρκετών σεισμών. Ο συνηθέστερος τρόπος για να εκτιμηθεί το πόσο μεγάλος είναι ένας σεισμός είναι ο καθορισμός του μεγέθους του, που εκφράζει το ποσό της εκλυόμενης ενέργειας στην εστία τη στιγμή της γένεσης του σεισμού. Υπάρχουν διάφοροι συνδυασμοί οργάνων καταγραφής σεισμών με διάφορα χαρακτηριστικά στους οποίους αντιστοιχούν διάφοροι τύποι μεγεθών. Οι μελέτες για τον καθορισμό του μεγέθους ξεκίνησαν με την εργασία του Richter που καθόρισε την κλίμακα του τοπικού μεγέθους Μ Ι δ, καθορίστηκαν νέες κλίμακες μεγεθών με τη χρήση καταγραφών άλλων τύπων σεισμικών κυμάτων από άλλων τύπων σεισμογράφους. Έτσι καθορίστηκε η κλίμακα του επιφανειακού μεγέθους Μς, που χρησιμοποιεί τα εδαφικά πλάτη σιεσμικών κυμάτων περιόδου sec που καταγράφηκαν σε επίκεντρες αποστάσεις , η κλίμακα χωρικού μεγέθους Μβ, που στηρίζεται στα εδαφικά πλάτη σεισμικών κυμάτων 1 sec που καταγράφηκαν σε μεγάλες επίκεντρες αποστάσεις και η κλίμακα μεγέθους Μw που βασίζεται στην τιμή της σεισμικής ροπής Μο. Η ποιοτική μελέτη της σεισμικότητας της περιοχής, βασίζεται στην κατανομή των επίκεντρων σεισμών. Έχουν χρησιμοποιηθεί διαφορετικά σύμβολα για να δηλωθούν διαφορετικά διαστήματα μεγεθών καθω ς και διαφορετικά διαστήματα εστιακών βαθών των επιφανειακών σεισμών. Κατά τη διάρκεια των τελευταίων τεσσάρων δεκαετιών έχει επίσης μελετηθεί ποσοτικά η σεισμικότητα της Ελλάδας. Η μελέτη αυτή έχει βασισθεί στη γεωγραφική και κατακόρυφη κατανομή του ρυθμού απελευθέρωσης της σεισμικής ενέργειας ή παρόμοιων ποσοτήτων καθώς και στη μέση περίοδο επανάληψης ή στην πιθανότητα γένεσης σεισμών. Η έρευνα που αναφέρεται προηγούμενα οδήγησε σε μερικά πολύ ενδιαφέροντα αποτελέσματα που αφορούν τη γεωγραφική και κατακόρυφη κατανομή της μη χρονικά εξαρτώμενης σεισμικότητας της Ελλάδας και των γύρω περιοχών. Έχει δειχθεί ότι η επιφανειακή σεισμική δραστηριότητα απλώνεται σε ολόκληρη την περιοχή, όμως η σεισμικότητα είναι υψηλή κατά μήκος των κυρίων ζωνών. Η υψηλότερη σεισμικότητα παρατηρείται στην Ιόνιο σεισμική ζώνη(κεφαλονιά, Ζάκυνθος, Λευκάδα). Ενδιάμεσου βάθους σεισμική δραστηριότητα παρατηρείται μόνο στη ζώνη Benioff του ελληνικού τόξου(περιοχή νότιου Αιγαίου). Το πλέον ενεργό ρήγμα της ζώνης αυτής 29

30 είναι το επιφανειακότερο όπου γίνονται σεισμοί με μεγέθη μέχρι περίπου 8,0. Πρόσφατα έχει αρχίσει έρευνα της χρονικά εξαρτώμενης σεισμικότητας του ελληνικού χώρου η οποία οδήγησε σε ένα χρονικά εξαρτώμενο μοντέλο πρόγνωσης το οποίο έχει εφαρμοσθεί και σε αρκετές μεγάλες περιοχές της γης. Το αντικείμενο αυτό όμως σχετίζεται με τη μακράς διάρκεια πρόγνωση των σεισμών και δε θα αναφερθούμε με λεπτομέρεια σε αυτό. Παράλληλα, πρόσφατες μελέτες σεισμικότητας, στον ελληνικό χώρο οι οποίες στηρίζονται στη κλασματική γεωμετρία έχουν δείξει ότι η χωρική κατανομή των σεισμών είναι πολυκλασματική και ο βαθμός πολυκλασματικότητας μεταβάλλεται με το χρόνο. Υπάρχουν ενδείξεις ότι ορισμένα εξωγενή αίτια μπορούν να επιδράσουν στα επιφανειακά στρώματα της γης, με τέτοιο τρόπο, ώστε να προκαλέσουν την επίσπευση γένεσης σεισμών. Η εκδήλωση σεισμικής δραστηριότητας που οφείλεται σε τέτοια αίτια ονομάζεται επαγόμενα σεισμική δραστηριότητα. Μια πιθανή αιτία έκλυσης σεισμών θεωρείται η πλήρωση τεχνιτών σεισμών. Η εκδήλωση της σεισμικής δραστηριότητας που σχετίζεται με την ύπαρξη τεχνιτών λιμνών παρουσιάζει ιδιότητες οι οποίες δεν είναι συνηθισμένες και μπορεί να παρατηρηθεί είτε κατά το στάδιο φόρτωσης της λίμνης με νερό, είτε πολύ αργότερα. Στον ελληνικό χώρο σε ορισμένες περιπτώσεις έχει συσχετισθεί η σεισμική δραστηριότητα με την ύπαρξη τεχνιτών λιμνών. Μελέτες που αφορούν θαλάσσια σεισμικά κύματα του ελληνικού χώρου δείχνουν ότι η επικινδυνότητα των τσουνάμις στην περιοχή αυτή δεν είναι τόσο σημαντική όσο σε άλλες περιοχές της γης, όμως υπάρχουν περιπτώσεις όπου τέτοια κύματα προκάλεσαν στο παρελθόν σημαντικές καταστροφές. 30

31 ΣΕΙΣΜΙΚΕΣ ΖΩΝΕΣ ΤΗΣ ΕΛΛΑΔΑΣ ΚΑΙ ΤΩΝ ΓΥΡΩ ΠΕΡΙΟΧΩΝ Η διάκριση μιας περιοχής σε σεισμικές ζώνες είναι σημαντική όχι μόνο για θεωρητικούς λόγους. Η λύση σε δύο από τα σημαντικότερα προβλήματα της σεισμολογίας του υπολογισμού της σεισμικής επικινδυνότητας μιας περιοχής και της πρόγνωσης των σεισμών, εξαρτάται κατά πολύ από τη διάκριση της εξεταζόμενης περιοχής σε σεισμικές ζώνες και από τις μελέτες σεισμικότητας. Διάκριση της Ελλάδας και της γύρω περιοχής σε σεισμικές πηγές έχει γίνει από αρκετούς επιστήμονες. Στην πρώτη βασική εργασία (Παπαζάχος 1980) ο ελληνικός χώρος και οι γύρω περιοχές διακρίθηκαν σε 19 σεισμικές ζώνες. Τα κριτήρια τα οποία χρησιμοποιήθηκαν για την διάκριση των ζωνών ήταν η κατανομή των σεισμικών εστιών, η διεύθυνση των σεισμικών ρηγμάτων, η διεύθυνση και η κλίση των αξόνων Ρ (μέγιστη συμπίεση) και Τ(μέγιστος εφελκυσμός). Όπως προκύπτουν από τους μηχανισμούς γένεσης των σεισμών, ο τύπος των σεισμικών ρηγμάτων, οι τιμές του ρυθμού σεισμικότητας και οι τιμές της παραμέτρου b της σχέσης Gutenberg- Richter. Ακολούθησαν λεπτομερέστερες διακρίσεις όπου λήφθηκαν υπόψη και γεωλογικά κριτήρια οι διευθύνσεις των ισόσειστων καμπυλών και ο ρυθμός απελευθέρωσης της σεισμικής ροπής. Πρόσφατη έρευνα στη σεισμικότητα και στην ενεργό τεκτονική ζώνη του ελληνικού χώρου και των γύρω περιοχών έδωσε νέες επιστημονικές πληροφορίες οι οποίες χρησιμοποιήθηκαν για την πλέον αξιόπιστη διάκριση σεισμικών πηγών. Έτσι στην Ελλάδα και τις γύρω περιοχές, με βάση την επιφανειακή σεισμική δράση διακρίθηκαν 67 σεισμικές πηγές. Ανάλογα με τη σεισμικότητα ενδιάμεσου βάθους διακρίθηκαν 7 σεισμικές πηγές. Οι τέσσερις από αυτές (Τρίπολη, Ρόδος, Κύθηρα, Ηράκλειο) αντιστοιχούν στο εξωτερικό τμήμα της ζώνης Benioff ενώ οι άλλες τρεις (Μέθανα, Θήρα, Νίσυρος) αντισοιχούν στο εσωτερικό τμήμα της ζώνης Benioff. Όπως έχει αναφερθεί προηγούμενα, το πιθανότερο μέγιστο ετήσιο μέγεθος σε ολόκληρη την Ελλάδα και τις γύρω περιοχές για τους επιφανειακούς σεισμούς είναι Μ=6.3. Για τον λόγο αυτόν, ο υπολογισμός της μέσης περιόδου επανάληψης σεισμών αυτού του μεγέθους μπορεί να αποτελέσει αξιόπιστο μέτρο σύγκρισης της σεισμικότητας μεταξύ των σεισμικών πηγών. Στον πίνακα 1 που παρατίθεται, δίνονται πληροφορίες για την μέση περίοδο επανάληψης επιφανειακών σεισμών με Μ=6.3 στις 67 31

32 σεισμικές πηγές του ελληνικού χώρου. Στην πρώτη και δεύτερη στήλη του πίνακα αναφέρονται ο κωδικός αριθμός και η ονομασία της σεισμικής πηγής ενώ στην τρίτη στήλη δίνεται η τιμή της μέσης περιόδου επανάληψης Τm, για σεισμούς με Μ=6.3 σε έτη. Με βάση την τιμή Τm οι σεισμικές πηγές έχουν διακριθεί σε τέσσερις κατηγορίες Α,Β,Γ,Δ οι οποίες δίνονται στην τέταρτη στήλη. Στην πρώτη κατηγορία Α ανήκουν οι σεισμικές πηγές με περίοδο επανάληψης Tm μικρότερη ή ίση των 20 ετών, στην δεύτερη Β με Tm από 21 έως 40 έτη, στην τρίτη Γ με Tm από 41 έως 100 έτη και στη τέταρτη Δ οι σεισμικές πηγές με περίοδο επανάληψης Tm μεγαλύτερη των 100 ετών. Η σεισμική πηγή με την μικρότερη περίοδο επανάληψης και επομένως με την υψηλότερη σεισμικότητα είναι αυτή που καλύπτει τον ευρύτερο χώρο της Κεφαλονιάς, ενώ περιοχές με την μικρότερη σεισμικότητα καλύπτουν το κεντρικό τμήμα του νοτίου Αιγαίου. Στο βορειοελλαδικό χώρο την υψηλότερη σεισμικότητα παρουσιάζει η σεισμική πηγή της Βόλβης η οποία έχει φιλοξενήσει και τα επίκεντρα των σεισμών της σεισμικής ακολουθίας του Γενικά, οι σεισμικές πηγές με την υψηλότερη σεισμικότητα είναι αυτές που βρίσκονται κοντά στα όρια των λιθοσφαιρικών πλακών ή ακολουθούν τα κύρια τεκτονικά χαρακτηριστικά της περιοχής κατά μήκος των οποίων εκδηλώνονται οι σημαντικότερες σεισμικές διαδικασίες της ενεργού τεκτονικής στον ελληνικό χώρο και τις γύρω περιοχές. 32

33 Πίνακας 1. Μέσοι περίοδοι επανάληψης. Α/Α Ονομασία Πηγής Tm Κατηγορία (έτη) 1 Μαυροβούνιο 30 Β 2 Δυρράχιο 25 Β 3 Αυλώνα 19 Α 4 Ηγουμενίτσα 24 Β 5 Πρέβεζα 19 Α 6 Λευκάδα 15 Α 7 Κεφαλονιά 7 Α 8 Ζάκυνθος 15 Α 9 Πύλος 19 Α 10 Μάνη 37 Β 11 Ιόνιο πέλαγος 1 18 Α 12 Ιόνιο πέλαγος 2 69 Γ 13 Ιόνιο πέλαγος 3 43 Γ 14 ΝΔ Κρήτη 17 Α 15 ΝΑ Κρήτη 38 Β 16 Λιβυκό πέλαγος 1 31 Β 17 Λιβυκό πέλαγος 2 39 Β 18 Κάρπαθος 33 Β 19 Στράβων 38 Β 20 Μαρμαρίδα 27 Β 21 Επισκοπή 51 Γ 22 Οχρίδα 38 Β 23 Δροσοπηγή 33 Β 24 Τρίπολη 31 Β 25 Κύθηρα 29 Β 26 Λεωνίδι 99 Γ 27 ΒΔ Κρήτη 131 Δ 28 ΒΑ Κρήτη 61 Γ 29 Ρόδος 41 Γ 30 Φιλλιππούπολη 56 Γ 31 Κρέσνα 62 Γ 32 Δράμα 76 Γ 33 Σέρρες 42 Γ 34 Πτολεμαίδα 46 Γ 33

34 Α/Α Ονομασία Πηγής Tm Κατηγορία (έτη) 35 Βόλβη 18 Α 36 Κοζάνη 44 Γ 37 Θεσσαλία 15 Α 38 Κρεμαστά 33 Β 39 Αγρίνιο 37 Β 40 Μαλιακός 30 Β 41 Θήβα 23 Β 42 Πάτρα 32 Β 43 Αίγιο 15 Α 44 Κόρινθος 16 Α 45 Μέθανα 56 Γ 46 Μήλος 195 Δ 47 Θήρα 35 Β 48 Κως 37 Β 49 Αλικαρνασσός 29 Β 50 Ντενισλί 35 Β 51 Ν Ευοικός 182 Δ 52 Ικαρία 238 Δ 53 Σάμος 33 Β 54 Αϋντίν 31 Β 55 Κύμη 62 Γ 56 Χίος 32 Β 57 Σμύρνη 22 Β 58 Αλασεχίρ 39 Β 59 Σκιάθος 31 Β 60 Σκύρος 31 Β 61 Λέσβος 21 Β 62 Ντεμιρσί 26 Β 63 Γκεντίζ 26 Β 64 Άθως 21 Β 65 Σαμοθράκη 26 Β 66 Ελλήσποντος 20 Α 67 Προύσσα 25 Β 34

35 Για την εκτίμηση της σεισμικότητας των σεισμικών πηγών ενδιάμεσου βάθους, ως μέτρο σύγκρισης χρησιμοποιήθηκε η μέση περίοδος επανάληψης Tm, σεισμών ενδιαμέσου βάθους με μέγεθος Μ=7.0. Η επιλογή αυτή έγινε επειδή σεισμοί τέτοιου μεγέθους παρατηρούνται τόσο στο εξωτερικό όσο και στο βαθύτερο τμήμα της ζώνης Benioff. Ακόμα, οι σεισμοί ενδιάμεσου βάθους είναι αυτοί που προκαλούν τις σημαντικότερες συνέπειες. Ο πίνακας 2 που ακολουθεί δίνει τον κωδικό αριθμό και την ονομασία της σεισμικής πηγής και την κατάταξη των πηγών σε τρεις κατηγορίες ανάλογα με την τιμή της Tm.Έτσι στην πρώτη κατηγορία Α ανήκουν σεισμικές πηγές με Tm=37-44 έτη, στην Β πηγές με Tm= έτη και στην Γ πηγές με Tm= έτη. Α/Α Ονομασία Πηγής Τm Κατηγορία (έτη) D1 Τρίπολη 44 Α D2 Κύθηρα 132 Β D3 Ηράκλειο 37 Α D4 Ρόδος 44 Α D5 Μέθανα 316 Γ D6 Θήρα 148 Β D7 Νίσυρος 240 Γ 35

36 ΚΛΑΣΜΑΤΙΚΕΣ (fractal) ΚΑΙ ΠΟΛΥΚΛΑΣΜΑΤΙΚΕΣ ( multifractal) ΚΑΤΑΝΟΜΕΣ ΤΗΣ ΣΕΙΣΜΙΚΟΤΗΤΑΣ ΤΟΥ ΕΛΛΗΝΙΚΟΥ ΧΩΡΟΥ. Πρόσφατες μελέτες της σεισμικότητας έχουν δείξει ότι τόσο η χωρική όσο και η χρονική της κατανομή χαρακτηρίζονται από ανεξαρτησία από την κλίμακα. Τέτοιες κατανομές ονομάζονται <ανεξάρτητης κλίμακας. (scale invariant) ή κλασματικές (fractal), αφού για την ποσοτική τους περιγραφή χρησιμοποιείται η λεγόμενη κλασματική η fractal γεωμετρία που εφηύρε ο Mandelbrot (1983). Η γεωμετρία του αυτή περιγράφει κατάλληλα πληθώρα φυσικών αντικειμένων και κατανομών (όπως η κατανομή θραυσμάτων βράχου ή άλλων υλικών, σεισμών και αστεροειδών κατά μέγεθος, γεωμετρία ακτογραμμών και ρηγμάτων, κλπ) τα οποία αδυνατεί να τα περιγράψει η κλασσική Ευκλείδεια γεωμετρία. Στην κλασματική γεωμετρία το ρόλο της Ευκλείδειας διάστασης (ακέραιος αριθμός) παίζει η λεγόμενη κλασματική διάσταση (μη ακέραιος αριθμός). Η τιμή της κλασματικής διάστασης δείχνει κατά πόσο η γεωμετρική μορφή του υπό εξέταση αντικειμένου διαφέρει από τις Ευκλείδειες μορφές ( π.χ. γραμμή, επίπεδο, σφαίρα κλπ. ). Στον ελληνικό χώρο, η κλασματική μέθοδος εφαρμόσθηκε με επιτυχία για τον χαρακτηρισμό της γεωμετρίας των ρηγμάτων και της χρονικής και χωρικής κατανομής των σεισμών. Όσον αφορά τη χρονική συμπεριφορά της σεισμικότητας μελέτες έχουν δείξει ότι αυτή έχει κλασματικά χαρακτηριστικά. Παρατηρήθηκαν διαφοροποιήσεις των χαρακτηριστικών αυτών τόσο κατά σεισμικές ζώνες, όσο και κατά εστιακό βάθος, που φαίνεται πως συνδέονται με τις σεισμοτεκτονικές ιδιότητες των διαφόρων περιοχών. Η κλασματική μελέτη τριών σεισμικών ακολουθιών έδειξε μεταβολές στη χρονική ομαδοποίηση των προσεισμών, που ξεκινούσαν από 1.5 λεπτό μέχρι 51.2 ώρες πριν από τους κύριους σεισμούς. Πρόσφατα αναλύθηκε η χωρική κατανομή της σεισμικότητας τεσσάρων περιοχών του Ελληνικού χώρου, υπεύθυνων για ισάριθμους πρόσφατους ισχυρούς σεισμούς, με την εφαρμογή της πολυκλασματικής μεθόδου. Η μέθοδος αυτή εφαρμόζεται σε πολύπλοκα(ανομοιόμορφα) αντικείμενα/ κατανομές που δεν μπορούν να περιγραφούν επαρκώς με την κλασματική μέθοδο. 36

37 ΕΠΑΓΟΜΕΝΗ ΣΕΙΣΜΙΚΟΤΗΤΑ ΣΤΟΝ ΕΛΛΗΝΙΚΟ ΧΩΡΟ Παρατηρήσεις που σχετίζονται με την επαγόμενη σεισμικότητα από την πλήρωση τεχνιτών λιμνών με νερό, έχουν γίνει τόσο κατά το χρονικό διάστημα πλήρωσης της λίμνης (άμεση απόκριση) όσο και αρκετά χρόνια μετά την πλήρωση αυτήν(καθυστερημένη απόκριση). Στην πρώτη κατηγορία ανήκει η λίμνη των Κρεμαστών στη δυτική Ελλάδα και η λίμνη του Μαραθώνα κοντά στη Αθήνα. Στην περίπτωση της λίμνης των Κρεμαστών ένας σεισμός με μέγεθος 6.2 διεγέρθηκε τον Φεβρουάριο του 1966 και η συχνότητα γένεσης των προσεισμών του συσχετίσθηκε καθαρά με το ύψος της στάθμης του νερού στη λίμνη. Στη δεύτερη κατηγορία ανήκει η τεχνητή λίμνη του Πολυφύτου, με την οποία συνδέεται ο ισχυρός σεισμός (Μ=6.6) ο οποίος έπληξε την περιοχή της Κοζάνης Γρεβενών στις 13 Μαϊου Από τη χωροχρονική κατανομή της ακολουθίας, προκύπτει ότι το βορειοανατολικότερο τμήμα της ζώνης διάρρηξης, το οποίο βρίσκεται κάτω από την λίμνη του Πολυφύτου, ήταν το λιγότερο ενεργό τμήμα ζώνης κατά τη διάρκεια της ακολουθίας. Με βάση το μοντέλο των «εμποδίων» συνάγεται ότι αυτό είναι το μόνο μεγάλο σχετικά τμήμα του ρήγματος στο οποίο απουσιάζουν σημαντικά «εμπόδια» και έτσι αυτό ολίσθησε σχετικά ομαλά. Αυτή η φυσική διαδικασία αποδόθηκε από τους Papazachos et.al. (1996) στη διείσδυση του ύδατος της λίμνης στη περιοχή του ρήγματος με αποτέλεσμα την ελάττωση της τριβής στο ρήγμα ως επακόλουθο της αύξησης της πίεσης των πόρων. Επιπλέον, η άποψη αυτή ενισχύεται και από το ότι σημαντική σεισμική δραστηριότητα παρατηρήθηκε στην περιοχή μόνο μετά την πλήρωση της λίμνης δηλαδή μετά το Είναι επίσης χαρακτηριστικό ότι μερικές μέρες πριν την γένεση του ισχυρού σεισμού το 1995, παρατηρήθηκαν στην περιοχή επιφανειακές διαρρήξεις, ενδεικτικό του ότι έγινε ασεισμική κίνηση στη περιοχή. Τα τελευταία χρόνια έχει παρατηρηθεί μερικές φορές έξαρση της σεισμικής δραστηριότητας σε περιοχές που βρίσκονται κοντά σε τεχνητές λίμνες στη Ελλάδα. Κύριο χαρακτηριστικό των ακολουθιών αυτών, οι οποίες χαρακτηρίζονται από σεισμούς σχετικά μικρών μεγεθών, είναι ο πολύ μεγάλος αριθμός σεισμών σε διάστημα λίγων ημερών. Είναι πιθανό η ιδιότυπη αυτή δραστηριότητα να συνδέεται με την ύπαρξη των τεχνιτών λιμνών και να οφείλεται σε μεταβολές του ύψους της στάθμης του ύδατος. 37

38 -Διάγραμμα σεισμικότητας από το 1911 έως το

39 ΘΑΛΑΣΣΙΑ ΚΥΜΑΤΑ(ΤΣΟΥΝΑΜΙΣ) ΤΑ ΟΠΟΙΑ ΣΥΝΔΕΟΝΤΑΙ ΜΕ ΣΕΙΣΜΟΥΣ ΤΟΥ ΕΛΛΗΝΙΚΟΥ ΧΩΡΟΥ Τα θαλάσσια κύματα τα οποία παράγονται στις ζώνες διάρρηξης των σεισμών, γνωστά επίσης με την ονομασία τσουνάμις(από την αντίστοιχη ιαπωνική λέξη), είναι μεγάλης περιόδου ελαστικά κύματα(15-30 min) τα οποία ταξιδεύουν στο επιφανειακό στρώμα της θάλασσας με ταχύτητα η οποία εξαρτάται από το βάθος του θαλάσσιου νερού και είναι της τάξης των 200m/sec. Τα κύματα αυτά παράγονται συνήθως στα επίκεντρα των ισχυρών επιφανειακών σεισμών τα οποία βρίσκονται σε υποθαλάσσιες περιοχές και προκαλούνται από την κατακόρυφη συνιστώσα της μετατόπισης του θαλάσσιου πυθμένα κατά τη διάρκεια της γένεσης του σεισμού. Η μελέτη των τσουνάμις παρουσιάζει ενδιαφέρον επειδή τέτοια θαλάσσια κύματα προκαλούν καταστροφές σε παράκτιες περιοχές. Τα κύματα αυτά δεν είναι επικίνδυνα στην ανοικτή θάλασσα επειδή έχουν μεγάλο μήκος κύματος, όμως προκαλούν μεγάλες καταστροφές σε παράκτιες περιοχές, ιδιαίτερα όταν αυτά διαδίδονται σε ρηχούς κόλπους. Τα ισχυρότερα από αυτά τα κύματα παράγονται σε βαθιές τάφρους του Ειρηνικού Ωκεανού(περιοχές σύγκλισης των λιθοσφαιρικών πλακών). Έτσι, το τσουνάμι το οποίο παράχθηκε από το μεγάλο σεισμό που έγινε στις 22 Μαϊου 1960(Μ=8.3) στη Χιλή, προκάλεσε το θάνατο πολλών ανθρώπων και εκτεταμένες βλάβες στη Χαβάη, όπου το ύψος των κυμάτων έφτασε στα 11 μέτρα, ενώ στην Ιαπωνία το ύψος το κυμάτων έφτασε τα 5 μέτρα. Η ενέργεια ενός τσουνάμι συνήθως ισούται με το 1/10 της σεισμικής ενέργειας του σεισμού. Έχουν προστεθεί αρκετές κλίμακες για τον υπολογισμό του μεγέθους των τσουνάμι, οι οποίες βασίζονται στα μακροσεισμικά αποτελέσματα των κυμάτων αυτών. Οι Papazachos (1997) δημοσίευσαν κατάλογο ο οποίος δίνει πληροφορίες για όλα τα γνωστά τσουνάμις που έχουν παρατηρηθεί στην Ελλάδα και στις γύρω περιοχές. Τα δεδομένα αυτά βασίζονται σε ιστορικές πληροφορίες καθώς και σε πληροφορίες οι οποίες έχουν δημοσιευθεί από τους Γαλανόπουλο, Αμβράζη, Αντωνόπουλο και Παπαζάχο και τους συνεργάτες τους. Τα σχήμα που ακολουθεί δείχνει έναν χάρτη της Ελλάδας και των γύρω περιοχών στον οποίο έχουν χαρτογραφηθεί με άστρα οι τσουναμογόνες πηγές. 39

40 Έτσι βρέθηκε ότι τσουνάμις στην Ελλάδα και τις γύρω περιοχές με μέγιστη ένταση ΙΙΙ ή μεγαλύτερη (κατά μέσο όρο) γίνονται κάθε τέσσερα χρόνια, IV ή μεγαλύτερη κάθε 26 χρόνια, V ή μεγαλύτερη κάθε 170 χρόνια και VI κάθε 1100 χρόνια. Τα μεγαλύτερα γνωστά τσουνάμις που έχουν παρατηρηθεί στον ελληνικό χώρο είναι αυτά που προκλήθηκαν από τους δύο μεγάλους επιφανειακούς σεισμούς (Μ>8.0) το 365μ.Χ και 1303μ.Χ στο ελληνικό τόξο νοτιοδυτικά της Κρήτης και ανατολικά της Ρόδου αντίστοιχα. Όπως προκύπτει από τις περιόδους επανάληψης τέτοια μεγάλα τσουνάμις και αντίστοιχοι επιφανειακοί σεισμοί επαναλαμβάνονται σε πολύ μεγάλες χρονικές περιόδους(περίπου 1000 χρόνια). Αυτά τα θαλάσσια σεισμικά κύματα προκάλεσαν εκτεταμένες καταστροφές σε αρκετές παράκτιες περιοχές της ανατολικής Μεσογείου. Με βάση τις πληροφορίες τις οποίες παρατέθηκαν το παλαιότερο γνωστό τσουνάμι της Ελλάδας είναι αυτό που κατέστρεψε τον Περσικό στόλο στην Ποτίδαια της δυτικής Χαλκιδικής (Κασσάνδρα) το 479 π.χ. Αυτό είναι ενδεχομένως το πρώτο ιστορικά πιστοποιημένο τσουνάμι σε παγκόσμια κλίμακα. Τα πλέον καταστρεπτικά γνωστά τσουνάμις είναι αυτά του 426π.Χ στο Μαλιακό κόλπο, 373π.Χ και το 1402μ.Χ στο δυτικό τμήμα του Κορινθιακού κόλπου, το 365μ.Χ και 1303μ.Χ στο ελληνικό τόξο, το 1650μ.Χ κατά τη διάρκεια της ηφαιστειακής έκρηξης της Σαντορίνης και το 1956 στην Αμοργό. Χαρακτηριστικές είναι οι περιγραφές του θαλάσσιου σεισμικού κύματος το οποίο ακολούθησε τον ισχυρότερο γνωστό επιφανειακό σεισμό που έχει γίνει στην Ελλάδα μέχρι σήμερα. Ο Αμμίανος αναφέρει ότι τα νερά της θάλασσας αποσύρθηκαν σε τέτοια έκταση με αποτέλεσμα να αποκαλυφθεί ο πυθμένας της θάλασσας και πολλά είδη θαλάσσιων οργανισμών έγιναν ορατά χωμένα στη λάσπη και μεγάλες οροσειρές και κοιλάδες είδαν το φως του ήλιου. Το πλέον εντυπωσιακό από τα πρόσφατα ισχυρά τσουνάμι της Ελλάδας είναι αυτό του πολύ ισχυρού σεισμού (Μ=7.5) της 9 ης Ιουλίου 1956, ο οποίος έγινε νότια της Αμοργού. Το ύψος του θαλάσσιου κύματος έφτασε 25 μέτρα στις νότιες ακτές της Αμοργού, τα 20 μέτρα στις βόρειες ακτές της Αστυπάλαιας και τα 2.6 μέτρα στις ακτές της ανατολικής Κρήτης. Υπάρχει μια πιθανότητα γένεσης ενός τσουνάμι στην Ελλάδα χωρίς να έχει προηγηθεί σεισμός. Αυτό είναι το τσουνάμι που έγινε στις 7 Φεβρουαρίου 1963 στον Κορινθιακό κόλπο και το οποίο δε συνδέεται με κανένα σεισμό. Ο κ. Γαλανόπουλος και οι συνεργάτες του απέδωσαν το θαλάσσιο κύμα σε κατολισθήσεις που προκλήθηκαν από έντονες βροχοπτώσεις. 40

41 ΠΡΟΓΝΩΣΗ ΤΩΝ ΣΕΙΣΜΩΝ ΣΤΟΝ ΕΛΛΗΝΙΚΟ ΧΩΡΟ Σήμερα στην Ελλάδα, όπως και σε άλλες χώρες, η πρόγνωση των σεισμών για την ελαχιστοποίηση των καταστρεπτικών συνεπειών τους, είναι ο στόχος που φαίνεται επιτεύξιμος. Τα αποτελέσματα των ερευνών πάνω στο πρόβλημα της μακράς διάρκειας πρόγνωσης των σεισμών, έδειξαν ότι αναμένεται αύξηση της σεισμικής δραστηριότητας στα επόμενα χρόνια. Στο σχήμα χαρτογραφήθηκε ο αριθμός των κύριων σεισμών ανά 15ετία σε συνάρτηση με το χρόνο. Έχουν επίσης, καθοριστεί εκείνες οι περιοχές του Αιγαίου, στις οποίες υπάρχει μεγάλη πιθανότητα σεισμών για τη γένεση ισχυρών και επιφανειακών και ενδιάμεσου βάθους σεισμών στα επόμενα χρόνια, ενώ μπορεί να προσδιοριστεί και το είδος του ρήγματος του αναμενόμενου σεισμού. Έρευνες πάνω στη συμπεριφορά της σεισμικής δράσης στη διάρκεια του σεισμικού κύκλου έδειξαν ότι είναι πιθανό να παρατηρηθούν μεταβολές της σεισμικότητας σε διάστημα 3 χρόνια πριν τη γένεση του κύριου σεισμού σε ορισμένη περιοχή. Οι παρατηρήσεις αυτές μπορούν να συμβάλουν θετικά στην επίλυση του προβλήματος της ενδιάμεσης διάρκειας πρόγνωσης των σεισμών. Αρκετές προσπάθειες έχουν γίνει και προς την κατεύθυνση της βραχείας διάρκειας πρόγνωσης της εξέλιξης της σεισμικής δραστηριότητας που αρχίζει σε έναν τόπο. Υπό ορισμένες προϋποθέσεις, οι επιστήμονες έχουν τη δυνατότητα να διακρίνουν τη προσεισμική δραστηριότητα, να εκτιμήσουν την πιθανότητα να γίνει κάποιος σεισμός προσεισμός ενός ισχυρότερου σεισμού, την πιθανότητα να γίνει ο μεγαλύτερος προσεισμός σε ορισμένο χρονικό διάστημα πριν τον κύριο σεισμό και την πιθανότητα να γίνει ο μεγαλύτερος μετασεισμός σε ορισμένο χρονικό διάστημα μετά το κύριο σεισμό. Λεπτομερής μελέτη της χωροχρονικής κατανομής των μετασεισμών σεισμικής ακολουθίας μπορεί να επιτρέψει τον προσδιορισμό των τμημάτων εκείνων του ρήγματος στα οποία θα γίνουν οι μεγαλύτεροι μετασεισμοί. Οι προσπάθειες για την χρήση άλλων πρόδρομων φαινομένων(ηλεκτρικά σήματα, κλπ) δε φαίνεται, τουλάχιστον προς το παρόν, να αποδίδουν τέτοια αποτελέσματα που να είναι πρακτικά αξιοποιήσιμα. Δεν είναι άλλωστε τυχαίο ότι στην Ιαπωνία μετά τον καταστρεπτικό σεισμό του Κόμπε το 1995, επαναπροσανατολίζονται οι 41

42 ερευνητικές προσπάθειες πάνω στην πρόγνωση των σεισμών. Εξετάζονται και αξιολογούνται μοντέλα σεισμικότητας, δίνεται έμφαση στην έρευνα για την καλύτερη κατανόηση των διαδικασιών διάρρηξης στην εστία του σεισμού, ενώ εκείνος ο κλάδος της σεισμολογίας που ασχολείται με την πρόγνωση των παραμέτρων της ισχυρής σεισμικής κίνησης σε μια θέση, αναπτύσσεται γρήγορα. Στο πρόσφατο διεθνές συνέδριο της Διεθνούς Ένωσης Σεισμολογίας και Φυσικής του Εσωτερικού της Γης που έγινε τον Αύγουστο του 1997 στη Θεσσαλονίκη, η πλειοψηφία των συμμετεχόντων ερευνητών τάχθηκε με την άποψη ότι τα μόνα πρόδρομα φαινόμενα, των οποίων η μελέτη θα συμβάλει στην βραχείας διάρκειας πρόγνωση, είναι αυτά που αφορούν τη συμπεριφορά των μικρών σεισμών, γιατί είναι τα μόνα που συνδέονται γενετικά με την προπαρασκευαστική διαδικασία γένεσης ενός ισχυρού σεισμού. Το γεγονός αυτό έχει παρατηρηθεί σε πολλές περιπτώσεις στη φύση και έχει αποδειχθεί σε εργαστηριακά πειράματα. Στη χώρα μας, που είναι η περιοχή με την μεγαλύτερη σεισμικότητα στην Ευρώπη και την δυτική Ασία, η μελέτη των μικρών σεισμών απαιτεί την του δικτύου σεισμολογικών σταθμών και την αναβάθμιση αυτών που είναι ήδη εγκατεστημένοι. Το κόστος της προσπάθειας είναι πολύ μικρό σε σχέση με τα ερευνητικά και πρακτικά αποτελέσματα που αυτή θα αποδώσει. Η λειτουργία τέτοιου δικτύου θα δώσει σημαντικές και ακριβείς πληροφορίες για την δομή του φλοιού, την απόσβεση των σεισμικών κυμάτων και την χωροχρονική μεταβολή της σεισμικότητας στις περιοχές με μεγάλη πιθανότητα γένεσης σεισμών τα επόμενα χρόνια. Ο τελικός στόχος όλων των προσπαθειών που καταβάλλονται στη χώρα μας, όπως και σε άλλες χώρες που έχουν υψηλή σεισμικότητα, πρέπει να είναι η ελαχιστοποίηση των συνεπειών των σεισμών, δηλαδή η μείωση του σεισμικού κινδύνου. Οι βαρύτερες συνέπειες είναι αυτές που αφορούν τις βλάβες στις κατασκευές. Στο σεισμό της Κοζάνης- Γρεβενών το Μάιο του 1995 δεν υπήρξε ούτε ένας νεκρός. Εν τούτοις, οι καταστροφικές συνέπειες του εκτιμήθηκαν στο ύψος των 150 δισεκατομμυρίων δραχμών. Πρέπει λοιπόν ο μηχανικός που κατασκευάζει κατοικίες, εργοστάσια κλπ, να έχει την ευχέρεια να χρησιμοποιεί όλα εκείνα τα στοιχεία ώστε να επιτύχει τη μεγαλύτερη ασφάλεια με το βέλτιστο κόστος. 42

43 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Δ 43

44 ΡΗΓΜΑΤΑ ΣΤΟΝ ΕΛΛΑΔΙΚΟ ΧΩΡΟ Γνωστές επιφανειακές εκδηλώσεις σεισμογόνων ρηγμάτων Από τις πρόσφατες έρευνες έχει δειχθεί ότι σημαντικό ποσοστό των μεγάλων επιφανειακών σεισμών του ελληνικού χώρου και των γύρω περιοχών γίνονται σε ρήγματα τα οποία φθάνουν μέχρι την επιφάνεια της γης. Αυτό οφείλεται στο γεγονός ότι το εστιακό βάθος των σεισμών αυτών είναι μικρό (h<15 km). Παρόλα αυτά υπάρχουν περιγραφές του επιφανειακού ίχνους των σεισμογόνων ρηγμάτων για σχετικά μικρό αριθμό παλαιότερων σεισμών αλλά υπάρχουν λεπτομερείς τέτοιες περιγραφές για αρκετούς νεότερους σεισμούς. Ενδείξεις για επιφανειακά ίχνη των σεισμογόνων ρηγμάτων υπάρχουν για αρκετούς σεισμούς του ελληνικού χώρου, όπως για τον σεισμό της Λέσβου το 1867, της Αράχοβας το 1870, των Φιλιατρών το 1886, της Σαμοθράκης το 1893, της Λευκάδας το 1914, της Λάρισας το 1941, των Σοφάδων του 1954, κλπ. Σαφή όμως στοιχεία, για επιφανειακή εμφάνιση των σεισμογόνων ρηγμάτων υπάρχουν για τους σεισμούς της Αχαίας το 1861, της Αταλάντης το 1894, της Ιερισσού το 1932, της Θεσσαλονίκης το 1978, των Αλκυονίδων το 1981 και της Καλαμάτας το Για το λόγο αυτό δίνονται παρακάτω λεπτομερέστερα στοιχεία για τις επιφανειακές εκδηλώσεις των ρηγμάτων των έξι αυτών σεισμών. 44

45 Η ΕΝΕΡΓΟΣ ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΖΩΝΗ ΤΟΥ ΑΙΓΑΙΟΥ ΚΑΙ Η ΓΕΙΤΟΝΙΚΗ ΠΕΡΙΟΧΗ Το Αιγαίο και η γειτονική περιοχή παρουσιάζουν την πιο έντονη ενεργή παραμόρφωση κατά μήκος όλης της ζώνης σύγκρουσης Αφρικής- Ευρασίας. Περισσότερο από το 60% της Ευρωπαϊκής σεισμικότητας εκδηλώνεται σε αυτό το χώρο με σεισμούς με μεγέθη Mw=8.3. Αυτή η παραμόρφωση είναι αποτέλεσμα δύο βασικών γεωδυναμικών αιτιών: α) της προς βορράν κίνησης της Αφρικής που έχει ως αποτέλεσμα την κατάδυση της λιθόσφαιρας της Ανατολικής Μεσογείου κάτω από το χώρο του Αιγαίου β) της προς δυσμάς κίνηση της Τουρκίας κατά μήκος του ρήγματος της Ανατολίας και της προέκτασης του στο βόριο Αιγαίο. Τα δύο παραπάνω φαινόμενα είναι υπεύθυνα για τη δημιουργία ενός πολύπλοκου γεωδυναμικού καθεστώτος στον ευρύτερο χώρο του Αιγαίου. Αποτέλεσμα αυτού είναι η συγκέντρωση στο χώρο του Αιγαίου μια πληθώρας τυπικών χαρακτηριστικών ενεργού τεκτονισμού σε ένα φυσικό «γεωφυσικό εργαστήριο». Τα βασικά μορφοτεχνικά χαρακτηριστικά στο χώρο του Αιγαίου είναι: η Ελληνική τάφρος, ο κύριος άξονας της Αλπικής πτύχωσης στον ελληνικό χώρο, το πρίσμα της επαύξησης κατά μήκος του Ελληνικού τόξου, το ηφαιστειακό τόξο και η λεκάνη του βορείου Αιγαίου. Η Ελληνική τάφρος αποτελείται από μια σειρά θαλάσσιων λεκανών με βάθος μέχρι 5 km. Αυτή είναι παράλληλη προς το ελληνικό τόξο και περιλαμβάνει μικρότερες τάφρους, όπως αυτές του Πλινίου και Στράβωνα, ΝΑ της Κρήτης και η τάφρος του Ιονίου Πελάγους. Το Ελληνικό τόξο αποτελείται από το εξωτερικό τόξο, το οποίο συνδέει τις Διναρικές Άλπεις με τις Τουρκικές Ταυρίδες και το εσωτερικό ηφαιστειακό τόξο το οποίο είναι παράλληλο προς το ιζηματογενές τόξο και βρίσκεται σε μια απόσταση 200km από αυτό. Το ιζηματογενές τόξο (οροσειρές, Ιόνια νησιά, Κρήτη, Ρόδος) αποτελείται από Παλαιοζωικά μέχρι Τριτογενή πετρώματα, ενώ το ηφαιστειακό τόξο αποτελείται από διάφορα ηφαιστειακά νησιά, ανδεσιτικά, ενεργά ηφαίστεια ( Μέθανα, Σαντορίνη, Νίσυρος) και θειονίες. Μεταξύ του ιζηματογενούς τόξου και του ηφαιστειακού βρίσκεται η λεκάνη του Κρητικού πελάγους με βάθος μέχρι 2km. 45

46 Το ρήγμα του σεισμού της 26 ης Δεκεμβρίου στην Αχαϊα Κατά το σεισμό δημιουργήθηκε διάρρηξη η οποία είχε διεύθυνση ανατολή-δύση και συνολικό μήκος δεκατρία χιλιόμετρα. Άρχιζε ανατολικά του Ερσίνου ποταμού και έφθανε μέχρι το χωριό Γραδενά. Κατά τη διάρρηξη αυτή, η ποταμόχοστη λωρίδα πλάτους 1.5 km, μεταξύ της θάλασσας και των βουνών της Πελοποννήσου, έπαθε καθίζηση ενός μέτρου και αποκόπηκε από τα βουνά που βρίσκονται βόρεια της. Η απότομη επιφάνεια των βουνών που απογυμνώθηκε(επειδή βυθίστηκε το βόρειο τμήμα του ρήγματος) είχε ύψος 2 μέτρα στο ανατολικό μέρος της διάρρηξης αλλά ελαττώνονται προς τα δυτικά. Η πεδινή παραλία πλάτους 500 μέτρα, που βρίσκεται βόρεια της διάρρηξης αυτής σχίστηκε σε πολλά μέρη παράλληλα προς την κύρια διάρρηξη. Ο Richter (1958) αναφέρει ότι η περιγραφή του φαινομένου, που έγινε από τον De Ballore, δείχνει ότι πρόκειται μάλλον για μεγάλη κατολίσθηση. Όμως η λεπτομερής μελέτη παρόμοιων φαινομένων που παρατηρήθηκαν στις επικεντρικές περιοχές πρόσφατων σεισμών έδειξε ότι διαρρήξεις αυτών των διαστάσεων αποτελούν επιφανειακές εκδηλώσεις σεισμογόνων ρηγμάτων. Συνεπώς μπορούμε να συμπεράνουμε ότι η διάρρηξη που παρατηρήθηκε στην επικεντρική περιοχή του σεισμού αυτού αποτελεί την επιφανειακή εκδήλωση ενός κανονικού ρήγματος το οποίο είχε διεύθυνση ανατολή-δύση και του οποίου η βόρεια πλευρά (Κορινθιακός κόλπος) βυθίστηκε σε σχέση με τη νότια πλευρά (βουνά Πελοποννήσου) κατά τη γένεση του σεισμού αυτού. 46

47 Δορυφορικός χάρτης της Αχαίας από την NASA. 47

48 Το ρήγμα του σεισμού της 26 ης Σεπτεμβρίου 1932 στην Ιερισσό Το επιφανειακό ίχνος του ρήγματος του ισχυρού αυτού σεισμού(μ=7.0) παρατηρήθηκε σε όλη την έκταση των Μεταλλοχωρίων. Άρχιζε από το Στρατώνι και προχωρούσε δυτικά ακολουθώντας του πρόποδες του βουνού Στρατονίου-Μάντεμ Λάκκος μέχρι την Στρατονίκη. Είχε συνολικό μήκος 7 χιλιόμετρα, μέσο πλάτος 2 μέτρα και βάθος 10 μέτρα. Παράλληλα και κάθετα προς την κύρια ρωγμή δημιουργήθηκαν και άλλες δευτερεύουσας σημασίας ρωγμές. Σε πολλά μέρη ο μανδύας των προσχώσεων έπαθε καθιζήσεις. Στο Μάντεμ Λάκκος πέρασε μέσα από το κτίριο που γινόταν, η φόρτωση των βαγονιών της κύριας γραμμής και το κτίριο αυτό αν και σιδερένιας κατασκευής κόπηκε στα δύο. Πρόκειται σαφώς για κανονικό ρήγμα διεύθυνσης ανατολής-δύσης του οποίου η νότια πλευρά (κόλπος Ιερισσού) βυθίστηκε σε σχέση προς την βόρεια πλευρά. Μερική εικόνα της ολοκληρωτικής καταστροφής των σπιτιών της Ιερισσού. 48

49 Το ρήγμα του σεισμού της 20 ης Ιουνίου 1978 στη Θεσσαλονίκη Το ρήγμα που προκάλεσε το σεισμό στη Μυγδονία λεκάνη (λεκάνη λιμνών Λαγκαδά-Βόλβης) είναι το πρώτο σεισμικό ρήγμα το οποίο μελετήθηκε με διάφορες μεθόδους. Ομάδα επιστημόνων και φοιτητών του Πανεπιστημίου Θεσσαλονίκης χαρτογράφησαν τις διαρρήξεις του εδάφους κατά τη γένεση του σεισμού. Παρατηρούνται τρείς γραμμές διάρρηξης αλλά η σημαντικότερη είναι η νοτιότερη γραμμή, η οποία ακολουθεί το νότιο όριο της Μυγδονίας λεκάνης, αποτελεί την επιφανειακή εκδήλωση του σεισμογόνου ρήγματος και έχει μήκος 12 χιλιόμετρα περίπου. Οι παρατηρήσεις υπαίθρου έδειξαν ότι το ρήγμα αυτό, που έχει διεύθυνση ανατολής-δύσης, κλίνει προς το βορρά και η βόρεια πλευρά του βυθίστηκε κατά 30 cm περίπου σε σχέση με τη νότια πλευρά. Πρόκειται δηλαδή για κανονικό ρήγμα βαρύτητας. Οι ίδιες αυτές παρατηρήσεις έδειξαν ότι η διάρρηξη αυτή αποτελεί επαναδραστηριοποίηση παλιού γεωλογικού ρήγματος. Είναι ενδιαφέρον να σημειωθεί ότι κατά τη γένεση του μεγαλύτερου προσεισμού (Μ=5.8), που έγινε στις 23 Μαίου, δημιουργήθηκε σχετικά μικρή εδαφική ρωγμή στο ανατολικό μέρος του ρήγματος (κοντά στο χωρίο Περιστερώνας) η οποία κατά τη γένεση του κυρίου σεισμού στις 20 Ιουνίου (Μ=6.5) διευρύνθηκε και επεκτάθηκε προς τα δυτικά. Ο καθορισμός του μηχανισμού γένεσης του σεισμού αυτού με τη μέθοδο των πρώτων αποκλίσεων επίσης έδειξε ότι το ρήγμα του σεισμού αυτού έχει διεύθυνση ανατολής-δύσης και κλίνει προς βορρά με κλίση 45 μοίρες περίπου. Ο συνδυασμός παρατηρήσεων υπαίθρου και του μηχανισμού γένεσης του σεισμού δείχνει ότι η κλίση του ρήγματος αυτού ελαττώνεται με το βάθος(λιστρικό ρήγμα), γιατί αυτή είναι σχεδόν 90 μοίρες(επιφάνεια ρήγματος σχεδόν κατακόρυφη) εκεί που το ρήγμα συναντάει την επιφάνεια της γης και γίνεται 45 μοίρες στην εστία του σεισμού που βρίσκεται 10 χιλιόμετρα βορειότερα της επιφάνειας διάρρηξης και σε βάθος 6km. Από τη φασματική ανάλυση των αναγραφών των επιμηκών κυμάτων προκύπτει ότι το συνολικό μήκος του ρήγματος είναι 32 km. Το αποτέλεσμα αυτό δείχνει ότι το ρήγμα που παρουσίασε επιφανειακή εκδήλωσε 12km, επεκτείνεται υπογείως κατά 20km ακόμα, πιθανώς προς τα δυτικά κατά κύριο λόγο. 49

50 Επιβεβαίωση της διεύθυνσης του σεισμογόνου ρήγματος και του συνολικού μήκους αποτελεί η κατανομή των επικέντρων των μετασεισμών και προσεισμών η οποία παρουσιάζει μια σαφή επιμήκυνση κατά διεύθυνση ανατολή-δύση το δε μήκος του μετασεισμικού χώρου κατά διεύθυνση αυτή είναι πράγματι 30 km περίπου. Ο σεισμός του 1978 έδειξε ότι και το οπλισμένο σκυρόδεμα δεν παρέχει πλήρη ασφάλεια. 50

51 51

52 52

53 Πλατεία Ιπποδρομμίου. 53

54 Τα ρήγματα των σεισμών των Αλκυονίδων του 1981 Αμέσως μετά τους δύο μεγάλους σεισμούς της 24 ης Φεβρουαρίου (Μ=6.7) και 25 ης Φεβρουαρίου (Μ=6.4) 1981 παρατηρήθηκαν μεγάλες διαρρήξεις κατά μήκος των νοτίων ακτών του κόλπου των Αλκυονίδων συνολικού μήκους πάνω από 15km, ενώ αμέσως μετά το σεισμό της 4 Μαρτίου 1981 (Μ=6.3) παρατηρήθηκαν μεγάλες διαρρήξεις του εδάφους ανατολικά των βορειοανατολικών ακτών του ιδίου κόλπου συνολικού μήκους 15km. Αυτές οι παρατηρήσεις υπαίθρου σε συνδυασμό με τις γεωλογικές παρατηρήσεις και με καθορισμό του μηχανισμού γένεσης των τριών σεισμών με τη μέθοδο των πρώτων αποκλίσεων των επιμηκών κυμάτων έδειξαν ότι οι πρώτες εδαφικές διαρρήξεις οφείλονται σε ένα κανονικό ρήγμα που έχει διεύθυνση ανατολή-δύση, τέμνει την επιφάνεια της γης παράλληλα προς τις νότιες ακτές του κόλπου και κλίνει προς βορρά, δηλαδή η βόρεια πλευρά του ρήγματος βυθίστηκε σε σχέση προς τη νότια πλευρά. Παρόμοιες παρατηρήσεις που έγιναν στο βορειοανατολικό μέρος του σεισμού της 4 Μαρτίου 1981, έδειξαν ότι οι διαρρήξεις αυτές οφείλονται σε ρήγμα το οποίο είναι επίσης κανονικό (βαρύτητας) αλλά με κλίση προς το νότο. Δηλαδή η νότια πλευρά του ρήγματος βυθίστηκε σε σχέση προς τη βόρεια πλευρά του. Από τη χαρτογράφηση των επικέντρων των μεγαλύτερων μετασεισμών (Μ>4.6) προκύπτει ότι τα επίκεντρα αυτά κατανέμονται σε μια επιφάνεια η οποία παρουσιάζει έντονη επιμήκυνση παράλληλη προς τις εδαφικές διαρρήξεις, δηλαδή κατά τη διεύθυνση ανατολήδύση. Το μήκος του μετασεισμικού χώρου κατά τη διεύθυνση αυτή είναι περίπου 40km, ίση με το αναμενόμενο μήκος του ρήγματος για σεισμό τέτοιου μεγέθους. Η εστία του κύριου σεισμού της 24 ης Φεβρουαρίου βρίσκεται στο δυναμικό άκρο αυτού του ρήγματος(βόρεια από το Κιάτο) και η εστία του δεύτερου μεγαλύτερου μετασεισμού που έγινε στις 4 Μαρτίου (Μ=6.3) βρίσκεται κοντά στο ανατολικό άκρο του ρήγματος. Είναι μάλλον βέβαιο ότι οι εδαφικές ρωγμές στο βορειοανατολικό άκρο του σεισμογόνου χώρου είναι επιφανειακές εκδηλώσεις του ρήγματος του κύριου σεισμού, ενώ θεωρείται πολύ πιθανόν οι εδαφικές ρωγμές στο νοτιοδυτικό μέρος να αποτελούν επιφανειακές εκδηλώσεις του ρήγματος του μεγαλύτερου μετασεισμού. 54

55 Απόκομμα εφημερίδας Μέγαρα

56 Το ρήγμα του σεισμού της 13 ης Σεπτεμβρίου 1986 στην Καλαμάτα Μετά τον καταστρεπτικό σεισμό της Καλαμάτας, (Μ=6.0), παρατηρήθηκαν εδαφικές ρωγμές κατά μήκος μιας ζώνης διάρρηξης η οποία άρχιζε ανατολικά από την Καλαμάτα παράλληλα προς τις ανατολικές ακτές του Μεσσηνιακού κόλπου, συνέχιζε προς την ΒΒΑ κατεύθυνση και έφθανε μέχρι λίγο νοτιότερα από το χωριό Νέδουσα. Οι ρωγμές αυτές ήταν παράλληλες προς ένα νεοτεκτονικό ρήγμα το οποίο έχει αυτή τη διεύθυνση και κλίνει κατά ΔΒΔ κατεύθυνση με μια σχετικά μεγάλη γωνία κλίσης. Οι εντυπωσιακότερες από τις ρωγμές αυτές παρατηρήθηκαν στην περιοχή των χωριών Ελαιοχώρι και Περιβολάκια, είχαν άνοιγμα μεταξύ του 5 και 15 cm και πτώση του βορειοδυτικού μέρους(μεσσηνιακός κόλπος) σε σχέση με το νοτιοανατολικότερο μέρος (Ταύγετος) κατά 12cm. Η μέση κλίση των διαρρήξεων στην περιοχή αυτή βρέθηκε ίση με 72 μοίρες και το αζιμούθιο της διεύθυνσης τους ίσο με Β 22 μοίρες Α όμοιο με τη κλίση και διεύθυνση του νεοτεκτονικού ρήγματος. Από το συνδυασμό παρατηρήσεων υπαίθρου της κατανομής των εστιών των μετασεισμών και του μηχανισμού γένεσης του κύριου σεισμού προκύπτει ότι ο σεισμός αυτός προκλήθηκε από ένα κανονικό ρήγμα μήκους περίπου 15 χιλιόμετρα, το οποίο έχει διεύθυνση Β 32 μοίρες Α και κλίση προς τα ΒΔ. Οι νεκροί ανήλθαν σε 26, οι τραυματίες ξεπέρασαν τους 200. Στην πόλη της Καλαμάτας (IΧ) κατέρρευσαν 4 πολυκατοικίες. Από τα κτίρια της Καλαμάτας το 20% κρίθηκαν κατεδαφιστέα, το 16% έπαθαν σοβαρές βλάβες, το 36% έπαθαν ελαφρές βλάβες και μόνο το 28% δεν έπαθαν βλάβες. Το χωριό Ελαιοχώρι καταστράφηκε ενώ τα χωριά Βέργα, Πολιανή, Άρης, Αρτεμησία και Νέδουσα έπαθαν σοβαρές ζημιές. Παρατηρήθηκαν πτώσεις βράχων από τον Ταΰγετο και διακόπηκε η κυκλοφορία στον οδικό άξονα Σπάρτης-Καλαμάτας για 24 ώρες. Ο μεγαλύτερος μετασεισμός (Μ=5,4) έγινε στις 15 Σεπτεμβρίου Οι μεγαλύτερες καταστροφές σημειώθηκαν στην παλιά πόλη και στην παραλιακή συνοικία Αρμένικα. Πολλοί από τους κατοίκους εγκατέλειψαν την πόλη για να εγκατασταθούν στα γύρω χωριό ή σε άλλες πόλεις της χώρας, ενώ οι σεισμόπληκτοι κάτοικοι στεγαστήκαν προσωρινά σε πλοία ελλιμενισμένα στο λιμάνι τής Καλαμάτας και σε σκηνές. Αργότερα, κατασκευάστηκαν λυόμενα σπίτια που στέγασαν τον πληθυσμό και η πόλη άρχισε να ανοικοδομείται. Έτσι η πόλη ανασυγκροτήθηκε γρήγορα από τη μεγάλη αυτή καταστροφή. 56

57 57

58 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Ε 58

59 ΜΕΓΑΛΟΙ ΣΕΙΣΜΟΙ ΣΤΗΝ ΕΛΛΑΔΑ Η μελέτη του σεισμού της Θεσσαλονίκης (20/6/1978, Μ=6.5) και η συμβολή της στην επιστημονική γνώση. Ο σεισμός της 20 ης Ιουνίου με επίκεντρο 30km ανατολικά της Θεσσαλονίκης και η ακολουθία του μελετήθηκαν περισσότερο και καλύτερα από οποιοδήποτε άλλο προηγούμενο σεισμικό φαινόμενο στον ελληνικό χώρο. Αυτό οφείλεται σε διάφορους λόγους, όπως είναι οι ασυνήθιστες κοινωνικές συνέπειες του, η διατύπωση νέων τεκτονικών θεωριών σχετικά με τον ευρύτερο χώρο του Αιγαίου για τις οποίες δίνονταν ευκαιρία ελέγχου της εγκυρότητας τους. Η αναζήτηση κατανόησης του ευρύτερου σεισμοτεκτονικού περιβάλλοντος του σεισμού αυτού οδήγησε στην αναγνώριση της Σερβομακεδονικής ζώνης με την υψηλότερη σεισμικότητα στο βόρειο ελλαδικό χώρο και τις γύρω περιοχές. Η πολύπλευρη μελέτη του ρήγματος του σεισμού, οδήγησε στην ανάπτυξη μεθοδολογίας καθαρισμού των ζωνών διάρρηξης, με συνδυασμό τεσσάρων τεχνικών (μηχανισμός γένεσης, χωρική κατανομή μικρών σεισμών, επιφανειακές διαρρήξεις, ισόσειστες μεγάλων εντάσεων), η οποία εφαρμόσθηκε στη συνέχεια ευρέως στον ελληνικό χώρο. Από τη μελέτη της χωροχρονικής μεταβολής των σεισμών αυτής της ακολουθίας προέκυψε μεθοδολογία πρόγνωσης της εστίας του μεγαλύτερου μετασεισμού. Από τη μελέτη του σεισμού αυτού δείχθηκε για πρώτη φορά οοτι τα βάθη των επιφανειακών σεισμών στο χώρο του Αιγαίου είναι μικρότερα των 20km, η σεισμική διάρρηξη στα κανονικά ρήγματα του Αιγαίου κατά τη γένεση του κύριου σεισμού αρχίζει συνήθως από το βαθύτερο σημείο του ρήγματος και προχωράει στη συνέχεια προς τα πάνω, οι προσεισμοί και οι μετασεισμοί έχουν συνήθως παρόμοιους μηχανισμούς με τον κύριο σεισμό και ότι το τεκτονικό πεδίο των ενεργών οριζόντιων εφελκυστικών τάσεων του Αιγαίου επεκτείνεται και βόρεια της τάφρου του βορείου Αιγαίου. Από τη μελέτη αποδείχθηκε επίσης για πρώτη φορά, η σχετικώς μικρή πτώση στατικής τάσης και η σχετικώς μεγάλη διάρκεια διάρρηξης για τους επιφανειακούς σεισμούς της Ελλάδας, που έχει ως συνέπεια σχετικώς μικρά μακροσεισμικά αποτελέσματα των σεισμών αυτών. 59

60 Αναλυτικότερα Ο σεισμός της 20 ης Ιουνίου 1978, που είχε την εστία του στη Μυγδονία λεκάνη αποτέλεσε ένα σεισμικό φαινόμενο ιδιαίτερης σημασίας για τη χώρα μας, λόγω ασυνήθιστων κοινωνικών επιπτώσεων του. Αυτό οφείλεται στο γεγονός ότι υπήρξε ο πρώτος μεγάλος σεισμός που προσέβαλε ένα μεγάλο σύγχρονο ελληνικό αστικό κέντρο, τη Θεσσαλονίκη. Ήταν δηλαδή η πρώτη φορά που μια από τις πόλεις μας, οι οποίες αυξήθηκαν σε πληθυσμό γρήγορα και επεκτάθηκαν κατά τις τελευταίες δεκαετίες, προσβλήθηκε από ισχυρή σεισμική κίνηση. Έτσι ενώ το μέγεθος του σεισμού δεν ήταν πολύ μεγάλο, αφού οι σεισμοί με μέγεθος Μ>6.5 γίνονται σχεδόν κάθε δύο χρόνια στην Ελλάδα και η Θεσσαλονίκη δε βρίσκεται μέσα στο σεισμογόνο χώρο, οι συνέπειες του στην πόλη ήταν σημαντικές. Σκοτώθηκαν 50 άνθρωποι, από τους οποίους οι 39 στην πολυκατοικία που κατέρρευσε, τραυματίστηκαν 130, καταστράφηκαν 2800 οικοδομές, έπαθαν επισκευάσιμες βλάβες οικοδομές και επί τρεις σχεδόν μήνες όλες οι παραγωγικές και άλλες κοινωνικές δραστηριότητες υποβαθμίστηκαν λόγω της απουσίας από την πόλη μεγάλου μέρους των κατοίκων της. Αποκάλυψε δε η γένεση του σεισμού αυτού πλήθος από άλλα σημαντικά προβλήματα, τα οποία υπάρχουν σχεδόν σε όλες τις πόλεις μας, όπως η ανεπάρκεια του κυκλοφοριακού δικτύου, η έλλειψη ελεύθερων χώρων, η απρογραμμάτιστη τοποθέτηση των νοσηλευτικών εγκαταστάσεων και το έλλειμμα σε σχολικές αίθουσες. Οι παραπάνω λόγοι, η ίδρυση δύο νέων σεισμολογικών κέντρων στη Θεσσαλονίκη, ορισμένα χαρακτηριστικά του σεισμού αυτού, και η ανάγκη του ελέγχου της εγκυρότητας νέων σεισμοτεκτονικών θεωριών για το Αιγαίο συνέβαλαν αποφασιστικά στη λεπτομερέστερη μελέτη του σεισμού αυτού από οποιοδήποτε προηγούμενο ελληνικό σεισμό και στην εξαγωγή συμπερασμάτων γενικότερης επιστημονικής σημασίας. Η εστία του κύριου σεισμού καθώς και των προσεισμών και μετασεισμών του βρίσκονται στη Σερβομακεδονική γεωλογική ζώνη η οποία παρουσιάζει μεγάλη σεισμικότητα. 60

61 Ο σεισμός των Κυθήρων Στις 8/1/2006 και ώρα 13:35 ισχυρή σεισμική κίνηση μεγέθους Μ=6.9 της κλίμακας Richter. Η σεισμική εστία βρισκόταν σε βάθος της τάξης των 60 km και έγινε ιδιαίτερα αισθητός στο μεγαλύτερο μέρος της ελληνικής επικράτειας στον υποθαλάσσιο χώρο μεταξύ Κρήτης Κυθήρων. Οι επιταχυνσιογράφοι κατέγραψαν διάφορες επιταχύνεις με μέγιστη εδαφική επιτάχυνση 0.002gστο σταθμό στην Κω και μέγιστη επιτάχυνση 0.14g στο χωριό στο Άγιος Νικόλαος Λακωνίας. Στη νήσο των Κηθύρων η καταγεγραμμένη μέγιστη εδαφική επιτάχυνση ήταν 0.13g. Οι τιμές δεν είναι ιδιαίτερα υψηλές λόγω του μεγάλου εστιακού βάθους. Στο εστιακό βάθος οφείλεται και ότι δεν προκλήθηκαν μεγάλες βλάβες. Στο σεισμό της Λευκάδας (14/8/2003) είχαμε οριζόντιες εδαφικές επιταχύνσεις 0.42g και 0.36g σημαντικά υψηλότερες του σεισμού των Κηθύρων. Ο σεισμός προκάλεσε βλάβες κυρίως στα Κήθυρα και Αντικύθηρα και ήταν περιορισμένες σε ένταση και έκταση. Τα κτίρια των Κυθήρων έχουν χαμηλή περίοδο (Τ<0.15) με αποτέλεσμα να βρίσκονται εκτός της περιοχής «αιχμής» των φασμάτων απόκρισης στη νήσο των Κυθήρων. Τα Κύθηρα και η Κρήτη ανήκουν στη ζώνη ΙΙ από πλευράς σεισμικής επικινδυνότητας του αναθεωρημένου χάρτη του Αντισεισμικού Κανονισμού του 2003 με τιμή ζώνης Α=0.24g. Σοβαρές ζημιές υπέστη το καμπαναριό της Α. Τριάδας στα Μητάτα Κυθήρων(φωτ. από τηλεοπτική λήψη). 61

62 62

63 63

64 Ο σεισμός στην Κεφαλονιά Η μεγαλύτερη σεισμική δόνηση που έγινε στην Ελλάδα τα τελευταία εκατό χρόνια είναι ο σεισμός μεγέθους 7.2 richter στις 12 Αυγούστου 1953 στην Κεφαλονιά. Η χρονιά αυτή έφερε μεγάλα σεισμικά πλήγματα στο Ιόνιο πέλαγος. Στις 7 Αυγούστου έγινε η πρώτη δόνηση αισθητή σε Κεφαλληνία και Ιθάκη. Στις 10 Αυγούστου γίνεται επιπλέον αισθητός ο σεισμός και στη Ζάκυνθο, οι σεισμικές δονήσεις συνεχίστηκαν. Στις 12 Αυγούστου 09:29 έγινε ένας σεισμός και μετά από λίγη ώρα στις 11:20 άλλος ένας. Αυτοί οι δύο κατέστρεψαν εξ ολοκλήρου Αργοστόλι και Ληξούρι. Ο απολογισμός ήταν 476 νεκροί, τραυματίες και τεράστιες υλικές καταστροφές. «Σε σύνολο σπιτιών που υπήρχαν τότε στα νησιά αυτά, υπήρξαν καταρρεύσεις, σοβαρές υλικές ζημιές σε σπίτια και ελαφρές σε σπίτια». Αυτά αναφέρονται μεταξύ άλλων στο βιβλίο «οι σεισμοί Ελλάδας» των κ. Βασίλη και Κατερίνα Παπαζάχου. Η ολοσχερώς κατεστραμμένη εκκλησία της Παναγίας Φανερωμένης στη Ζάκυνθο από το φοβερό σεισμό της Κεφαλονιάς. 64