Συγγραφή: Τσόδουλος Μ. Ιωάννης. Συμβουλευτική επιτροπή: Κουκουβέλας Ιωάννης (Επιβλέπον) Αν. Καθηγητής, Τμήμα Γεωλογίας

Transcript

1

2 ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΓΕΝΙΚΗΣ ΘΑΛΑΣΣΙΑΣ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ & ΓΕΩΔΥΝΑΜΙΚΗΣ ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΟ ΤΕΚΤΟΝΙΚΗΣ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΔΙΔΑΚΤΟΡΙΚΗ ΔΙΑΤΡΙΒΗ ΕΝΕΡΓΟΣ ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΤΗΣ ΝΑ ΣΤΕΡΕΑΣ ΕΛΛΑΔΑΣ ΙΩΑΝΝΗΣ Μ. ΤΣΟΔΟΥΛΟΣ ΓΕΩΛΟΓΟΣ ΠΑΤΡΑ 2009 i

3 ΔΙΔΑΚΤΟΡΙΚΗ ΔΙΑΤΡΙΒΗ Συγγραφή: Τσόδουλος Μ. Ιωάννης Συμβουλευτική επιτροπή: Κουκουβέλας Ιωάννης (Επιβλέπον) Αν. Καθηγητής, Τμήμα Γεωλογίας Πανεπιστήμιο Πατρών Παυλίδης Σπύρος Καθηγητής, Τμήμα Γεωλογίας Αριστοτέλειο Πανεπιστήμιο Θεσσαλονίκης Σταματόπουλος Λεωνίδας Επ. Καθηγητής, Τμήμα Γεωλογίας Πανεπιστήμιο Πατρών Εξεταστική επιτροπή: Κοντόπουλος Νικόλαος Καθηγητής, Τμήμα Γεωλογίας Πανεπιστήμιο Πατρών Κούκης Γεώργιος Καθηγητής, Τμήμα Γεωλογίας Πανεπιστήμιο Πατρών Ζεληλίδης Αβραάμ Καθηγητής, Τμήμα Γεωλογίας Πανεπιστήμιο Πατρών Κοκκάλας Σωτήριος Επ. Καθηγητής, Τμήμα Γεωλογίας Πανεπιστήμιο Πατρών ii

4 Η έγκριση της παρούσας διατριβής από την εξεταστική επιτροπή και το τμήμα δεν προϋποθέτει και την αποδοχή των απόψεων του συγγραφέα (Νόμος 5343/1932, άρθρο 202). iii

5 Ευχαριστίες Η παρούσα διατριβή έχει ως θέμα την Ενεργό Τεκτονική της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας. Αποτελεί το συνοπτικό αποτέλεσμα μιας πολυετούς προσπάθειας η οποία στηρίχθηκε στην υπομονή, επιμονή και πίστη πολλών ανθρώπων. Καθένας από αυτούς συνέβαλλε εξίσου στην προσπάθεια αυτή η οποία παίρνει την τελική της μορφή με το κείμενο που ακολουθεί. Πριν την εισαγωγή του αναγνώστη στο καθαρά επιστημονικό κείμενο θέλω να ευχαριστήσω με απλά λόγια αυτούς που συνέβαλλαν ενεργά στο γνωστικό κομμάτι της διατριβής. Η γνωστική θεμελίωση της παρούσας διατριβής και κατ επέκταση η μετέπειτα πορεία της οφείλεται αρχικά στον αείμνηστο δάσκαλο μου κ. Θεόδωρο Δούτσο, Καθηγητή Γεωλογίας, ο οποίος ήταν μέλος της συμβουλευτικής επιτροπής και στήριξε την παρούσα διατριβή στα αρχικά της στάδια. Εν συνεχεία θέλω να εκφράσω την ευγνωμοσύνη μου στον επιβλέποντα καθηγητή μου κ.ιωάννη Κουκουβέλα, Αναπληρωτή Καθηγητή του Τμήματος Γεωλογίας Παν/μίου Πατρών, για την αδιάκοπη επιστημονική του συνεισφορά σε όλα τα στάδια της διατριβής. Θα ήταν παράληψη να μην αναφέρω ότι, μέσα από το διδακτικό του έργο κατά τη διάρκεια των προπτυχιακών μου σπουδών, προκάλεσε το αρχικό ενδιαφέρον και δημιούργησε τις βάσεις ώστε να εμβαθύνω στην επιστήμη της Νεοτεκτονικής. Ιδιαίτερα, θέλω να ευχαριστήσω το μέλος της τριμελούς επιτροπής, Καθηγητή Γεωλογίας Σπύρο Παυλίδη, του Αριστοτελείου Παν/μίου Θεσσαλονίκης, για την ευκαιρία που μου έδωσε να εντρυφήσω σε θέματα Παλαιοσεισμολογίας. Η διεύρυνση των γνώσεών μου σε θέματα Νεοτεκτονικής, μέσα από το συγγραφικό του έργο, αποτέλεσε καθοριστική παράμετρο στην δομή και τη γνωστική θεμελίωση της παρούσας διατριβής. Θέλω επίσης να ευχαριστήσω τον Επίκουρο Καθηγητή Λεωνίδα Σταματόπουλο για τις επιστημονικές του παρατηρήσεις που συνέβαλαν στη διεύρυνση των γνώσεων μου. Επιπλέον, θέλω να ευχαριστήσω τα μέλη της εξεταστικής επιτροπής, Καθηγητή Νικόλαο Κοντόπουλο, Καθηγητή Γεώργιο Κούκη, Καθηγητή Αβραάμ Ζεληλίδη και Επίκουρο Καθηγητή Σωτήριο Κοκκάλα, του Τμήματος Γεωλογίας Παν/μίου Πατρών, για τις επιστημονικές παρατηρήσεις τους που οδήγησαν στη βελτίωση και την τελική μορφή της παρούσας διατριβής. Επίσης, θα ήθελα να ευχαριστήσω όλα τα μέλη του Εργαστηρίου Τεκτονικής Γεωλογίας. iv

6 Σημαντική οικονομική στήριξη αποτέλεσαν τα τροφεία που μου απέδωσε το Ίδρυμα Κρατικών Υποτροφιών (Ι.Κ.Υ.) στα πλαίσια της υποτροφίας την οποία απέσπασα ύστερα από επιτυχή δοκιμασία στο διαγωνισμό του έτους 2001 στον τομέα ειδίκευσης «Τεκτονική». Επίσης σημαντική οικονομική υποστήριξη αποτέλεσαν τα τροφεία που μου αποδόθηκαν μέσω του Οργανισμού Αντισεισμικής Προστασίας (Ο.Α.Σ.Π.) στα πλαίσια του έργου διάνοιξης Παλαιοσεισμολογικών Τομών στο Ρήγμα Καπερελλίου (πρόγραμμα: 27/53874/ ). Αναπόσπαστο κομμάτι αυτής της προσπάθειας είναι το φιλικό και οικογενειακό περιβάλλον που με πλαισίωσε και με στήριξε σε όλη τη διάρκεια της προσπάθειας μου. Θα ήθελα να ευχαριστήσω τους φίλους και συναδέλφους Δημήτρη Σπανό, Κοσμά Γκέτσο, Όλγα Παναγιωτακοπούλου, Ασημάκη Κούτσιο και Ράνια Παπαδάκη για τη στήριξη και συμπαράσταση που παρείχαν ο καθένας με τον δικό του τρόπο. Τους φίλους μου Νίκο και Θανάση, αν και μακριά όλα αυτά τα χρόνια είμαστε πάντα κοντά ο ένας στον άλλο. Την οικογένειά μου για την συνεχή ηθική και οικονομική στήριξη αυτής της προσπάθειας και για την αμέριστη συμπαράσταση και εμπιστοσύνη που μου έδειξαν όλα αυτά τα χρόνια. Κλείνοντας, θέλω να ευχαριστήσω τη σύζυγό μου, Χριστίνα Γαλλούση γιατί στάθηκε δίπλα μου όλα αυτά τα χρόνια στη κοινή μας πορεία, από τα φοιτητικά χρόνια, και στήριξε όλη αυτή την προσπάθεια ηθικά και τεχνικά προσφέροντας μου πάντα ένα στήριγμα τις δύσκολες στιγμές. Χωρίς την δικιά της εμπιστοσύνη και συμπαράσταση η προσπάθεια αυτή δεν θα είχε πάρει τη σημερινή της μορφή. Ιωάννης Μ. Τσόδουλος Αθήνα, 2009 v

7 στους γονείς μου, Μιλτιάδη και Ζωή στην αδερφή μου, Ελένη και στη σύζυγό μου, Χριστίνα vi

8 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ Εισαγωγή 4 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου Εισαγωγή Το Ελληνικό Τόξο και η σύγχρονη παραμόρφωση Μορφολογικά και Γεωφυσικά χαρακτηριστικά του Ελληνικού τόξου Γεωδυναμικά μοντέλα για το Ελληνικό τόξο Σεισμικότητα του Ελληνικού Χώρου Νεογενείς και Τεταρτογενείς λεκάνες στον Ελληνικό Χώρο Το σύστημα τεκτονικών τάφρων Κορινθιακού - Πατραϊκού Το σύστημα τεκτονικών τάφρων του Βόρειου και Νότιου Ευβοϊκού Η τεκτονική τάφρος του Βόρειου Ευβοϊκού κόλπου Η τεκτονική τάφρος του Νότιου Ευβοϊκού κόλπου 35 Λιθοστρωματογραφία της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας Εισαγωγή Οι Προ - Αλπικές και Αλπικές ενότητες της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας Οι ενότητες της Υποπελαγονικής Ζώνης (ή Ζώνη Ανατολικής Ελλάδας) Άνω - Παλαιοζωϊκό Τριαδικό Ιουρασικό Μέσο-Άνω Κρητιδικό Παλαιογεωγραφία Τα Μέτα-Αλπικά ιζήματα της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας Νεογενές Σχηματισμοί περιοχής Σχηματαρίου Σχηματισμοί περιοχής Θηβών-Ερυθρών Τεταρτογενές Παλαιογεωγραφία των Νεογενών και Τεταρτογενών σχηματισμών 54 Γεωμορφολογία Εισαγωγή Μορφολογικά χαρακτηριστικά της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας Μεθοδολογία ποιοτικής και ποσοτικής ανάλυσης του αναγλύφου Ποιοτική και ποσοτική ανάλυση του υδρογραφικού δικτύου Σχέδια ανάπτυξης υδρογραφικών δικτύων Μεθοδολογία υπολογισμού μορφομετρικών παραμέτρων λεκανών απορροής Μέγιστη υψομετρική διαφορά λεκάνης Βαθμός αναγλύφου Σχετική υψομετρική διαφορά Παράγοντας σχήματος λεκάνης Υψομετρική καμπύλη και Υψομετρικό ολοκλήρωμα Μεθοδολογία υπολογισμού μορφομετρικών παραμέτρων υδρογραφικού δικτύου Συντελεστής Διακλάδωσης - 1 ος Νόμος του Horton 75 1

9 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Συντελεστής Μήκους 2 ος Νόμος του Horton Κλασματική διάσταση Πυκνότητα υδρογραφικού δικτύου Συχνότητα διακλάδωσης υδρογραφικού δικτύου Αριθμός τραχύτητας του αναγλύφου Το υδρογραφικό δίκτυο της Λεκάνης Θηβών Λεκάνη απορροής Λιβαδόστρα Λεκάνη απορροής Άσκρη Λεκάνη απορροής Βαθύρεμα Λεκάνη απορροής Καλαμίτη-Καναβάρι Λεκάνη απορροής Ασωπού Υδρολογικός τομέας Ριτσώνα Ερμηνεία υδρογραφικών δικτύων Λίμνες της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας Λίμνη Κωπαΐδας Λίμνη Υλίκη Λίμνη Παραλίμνη 109 Τεκτονική Εισαγωγή Μέθοδος ανάλυσης των κύριων νεοτεκτονικών ρηγμάτων Ρηξιγενείς ζώνες Ρηξιγενής ζώνη Νεοχωρίου-Λεονταρίου Ρήγμα Νεοχώρι Ρήγμα Λεοντάρι Ρηξιγενής ζώνη Λιβαδόστρα-Καπαρέλλι Ρήγμα Λιβαδόστρα Ρήγμα Καπαρέλλι Ρηξιγενής ζώνη Ερυθρών-Δαφνών Ρήγμα Ερυθρές Ρήγμα Δαφνών Ρηξιγενής ζώνη Καλλιθέας-Ασωπίας Ρήγμα Καλλιθέας Ρήγμα Ασωπίας Ρήγμα Κιρίκιον Ρήγμα Τανάγρα Ζώνες επικάλυψης μεταξύ των ρηξιγενών τμημάτων Εκτίμηση σεισμικής επικινδυνότητας Σχέση μέγιστης μετατόπισης μήκους ρήγματος 177 Τεκτονική γεωμορφολογία Εισαγωγή Μεθοδολογία υπολογισμού Μορφομετρικών Δεικτών (Γεωμορφικών Δεικτών) Ασυμμετρία της Λεκάνης Απορροής Συντελεστής Ασυμμετρίας AF Λεκάνης Απορροής Συντελεστής Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας Τ Δείκτης Μήκους-Κλίσης Ρέματος S L Δείκτης Ευθυγράμμισης Ορεογραφικού Μετώπου S mf Δείκτης Λόγου Πλάτους Κοιλάδας προς Ύψος Κοιλάδας Vf Δείκτης Σχήματος Λεκάνης Απορροής Bs ή Λόγος Επιμήκυνσης Λεκάνης Απορροής 199 2

10 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ 5.3 Ασυμμετρία Λεκανών Απορροής στη ΝΑ Στερεά Ελλάδα Αποτελέσματα Συντελεστή Ασυμμετρίας (A f ) Αποτελέσματα Συντελεστή Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας (Τ) Αποτελέσματα δείκτη Μήκους-Κλίσης Ρέματος (SL) Εφαρμογή Μορφοτεκτονικών Δεικτών στις Ρηξιγενείς ζώνες Ρηξιγενής ζώνη Νεοχωρίου-Λεονταρίου Γεωμετρία υδρογραφικού δικτύου στη βάση των ρηγμάτων Αποτελέσματα Μορφομετρικών δεικτών Ρηξιγενής ζώνη Λιβαδόστρα-Καπαρέλλι Γεωμετρία υδρογραφικών δικτύων στην βάση των ρηγμάτων Αποτελέσματα Μορφοτεκτονικών Δεικτών Ρηξιγενής ζώνη Ερυθρών-Δαφνών Γεωμετρία υδρογραφικών δικτύων στη βάση του ρήγματος Αποτελέσματα Μορφοτεκτονικών Δεικτών Ρηξιγενής ζώνη Καλλιθέας-Ασωπίας Γεωμετρία υδρογραφικών δικτύων στην βάση του ρήγματος Αποτελέσματα Μορφοτεκτονικών Δεικτών Σχέση αναγλύφου-λεκανών απορροής στη βάση των ρηξιγενών ζωνών 258 Παλαιοσεισμολογία Εισαγωγή Αρχές και μέθοδοι της παλαιοσεισμολογίας Παλαιοσεισμολογικές τομές Υπολογισμός του ρυθμού ολίσθησης με βάση παλαιοσεισμολογικά δεδομένα Χαρακτηριστικές δομές των παλαιοσεισμολογικών τομών Ερμηνεία Ορισμοί Η Παλαιοσεισμολογική μελέτη στο Ρήγμα Καπαρελλίου Παλαιοσεισμολογική τομή Kap Παλαιοσεισμολογική τομή Kap Παλαιοσεισμολογική τομή Kap Αποτελέσματα παλαιοσεισμολογικής μελέτης 288 Σύνθεση-Συμπεράσματα Σύνθεση Συμπεράσματα 298 Abstract 301 Βιβλιογραφία 303 3

11 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Εισαγωγή Εισαγωγή Η περιοχή μελέτης της παρούσας διατριβής αποτελεί τμήμα της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας και βρίσκεται ανάμεσα σε δύο ρηξιγενείς ζώνες (Σχήμα 1). Ειδικότερα στα δυτικά της βρίσκεται ο Κορινθιακός Κόλπος, που χαρακτηρίζεται από έντονη σεισμικότητα και υψηλούς ρυθμούς ολίσθησης, ενώ ανατολικά o Νότιος Ευβοϊκός Κόλπος, που χαρακτηρίζεται από ήπια σεισμική δραστηριότητα αλλά με υψηλού μεγέθους σεισμικά γεγονότα και χαμηλούς ρυθμούς ολίσθησης. Στη Λεκάνη Θηβών, που αποτελεί την κύρια λεκάνη που αναπτύσσεται στην περιοχή μελέτης, αναπτύσσονται μια σειρά κανονικών ρηγμάτων από τα οποία και οριοθετείτε (Σχήμα 1). Πρόκειται για μια καμπύλου σχήματος λεκάνη, της οποίας ο μεγάλος άξονας κατευθύνεται με διεύθυνση ΑΒΑ, στο δυτικό της τμήμα, σε ΔΒΔ στο ανατολικό της τμήμα (Σχήμα 1). Εντός τη Λεκάνης Θηβών αναπτύσσονται τέσσερις κύριες ρηξιγενής ζώνες οι οποίες και ονομάζονται από τα δυτικά προς τα ανατολικά ως: Ρηξιγενής ζώνη Νεοχώρι-Λεοντάρι, Ρηξιγενής ζώνη Λιβαδόστρα-Καπαρέλλι, Ρηξιγενής ζώνη Ερυθρές-Δάφνες και Ρηξιγενής ζώνη Καλλιθέα-Ασωπία (Σχήμα 1). Το μήκος των ρηξιγενών ζωνών είναι τάξης των ~20 km και έχουν συσχετισθεί με υψηλού μεγέθους σεισμικά γεγονότα. Η μορφολογία της περιοχής μελέτης είναι σαφώς εκφρασμένη λόγω της χαμηλής και αραιής βλάστησης που την καλύπτει, βελτιώνοντας τις συνθήκες χαρτογράφησης των ρηξιγενών ζωνών. 4

12 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Σχήμα 1: Η περιοχή μελέτης. Επάνω μέρος του σχήματος: δορυφορική εικόνα όπου φαίνεται η ευρύτερη περιοχή της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας. Κάτω μέρος του σχήματος απλοποιημένος τεκτονικός χάρτης της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας, όπου δίνεται η γεωμετρία των κύριων και δευτερευόντων ρηγμάτων της ευρύτερης περιοχής. Figure 1: Τhe study area. Upper part: Satellite image of the SE Central Greece. Bottom part: Simplified structural map of the SE Central Greece. Η γεωτεκτονική θέση που κατέχει η περιοχή μελέτης εντός του ευρύτερου Αιγιακού χώρου, είναι σημαντική για δύο ακόμα λόγους. Το τμήμα αυτό της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας καθώς και ο ευρύτερος Ανατολικός Κορινθιακός Κόλπος βρίσκονται πάνω από το σημείο όπου η Αφρικανική πλάκα κάμπτεται καθώς καταβυθίζεται κάτω από 5

13 ΕΙΣΑΓΩΓΗ την Πελοπόννησο (Σχήμα 2) (Hatzfeld et al., 2000; Leeder et al., 2003). Επιπλέον, η περιοχή μελέτης τοποθετείτε κατά μήκος της νοητής προέκτασης του Ρήγματος της Βόρειας Ανατολίας, προς την κατεύθυνση της Κεντρικής Ελλάδας (Σχήμα 1). Σχήμα 2: Σχηματική τομή στην οποία φαίνεται η γεωμετρία της καταβυθιζόμενης Αφρικανικής πλάκας κάτω από την Πελοπόννησο και τον Κορινθιακό Κόλπο (σχήμα τροποποιημένο από Leeder et al., 2003). Figure 2: Schematic section of the subducting Africa plate beneath Peloponnese and the Gulf of Corinth (modified from Leeder et al., 2003). Η κατανόηση του τρόπου εξέλιξης του αναγλύφου σε περιοχές που υφίστανται ενεργό τεκτονική παραμόρφωση αποτελεί αντικείμενο έρευνας που συγκεντρώνει το ενδιαφέρον πολλών γεωλόγων ερευνητών σε παγκόσμιο επίπεδο που ασχολούνται με τη Γεωλογία των Σεισμών. Η μέθοδος αυτή γενικά περιγράφεται ως Τεκτονική Γεωμορφολογία. Οι τεκτονικές διεργασίες διαμορφώνουν διαχρονικά την τοπογραφία της ευρύτερης περιοχής που επηρεάζουν, σχηματίζοντας τεκτονικές γεωμορφές. Αντιστρόφως, η ανάλυση των τεκτονικών γεωμορφών δίνει τη δυνατότητα αποκρυπτογράφησης των τεκτονικών διεργασιών. Η σπουδαιότητα της Τεκτονικής Γεωμορφολογίας έγκειται στο ότι ακόμα και αν η παραμόρφωση γύρω από μια ρηξιγενή ζώνη περιορίζεται χωρικά, η γεωμορφική απόκριση του ανάγλυφου μπορεί να επηρεάσει την ευρύτερη περιοχή γύρω από το ίχνος του ρήγματος (Burbank and Anderson, 2001). Οι μεταβολές του ανάγλυφου μπορεί να προέλθουν είτε από παρελθόντα σεισμικά γεγονότα (παλαιοσεισμοί) είτε από μικρής κλίμακας ασεισμικές διεργασίες. Ο υπολογισμός των μορφοτεκτονικών παραμέτρων των ρηξιγενών ορεογραφικών μετώπων προσφέρει τη δυνατότητα ανάλυσης των ρηγμάτων μιας περιοχής, αναφορικά με την εκτίμηση του βαθμού «ενεργότητάς» τους. Συνεπώς, σε μια περιοχή όπως ο ευρύτερος Αιγιακός χώρος, η μελέτη του αναγλύφου με τη χρήση μορφοτεκτονικών παραμέτρων θεωρούμαι ότι μπορεί να αποτελέσει οδηγό για την κατανόηση των επιφανειακών 6

14 ΕΙΣΑΓΩΓΗ επιπτώσεων των σεισμών επί του ανάγλυφου και η παρούσα διατριβή στοχεύει στη διερεύνηση αυτής της δυνατότητας. Στην Ελλάδα κατά το τελευταίο τέταρτο του προηγούμενου αιώνα σχεδόν όλες οι μεγάλες πόλεις έχουν υποστεί σημαντικές βλάβες από μια σειρά ισχυρών σεισμικών γεγονότων. Το πολεοδομικό συγκρότημα της Αθήνας, το οποίο απέχει ~50 km από την περιοχή μελέτης, έχει δεχθεί τις επιπτώσεις δύο ισχυρών σεισμών τα έτη 1981 και Από αυτά το σεισμικό γεγονός του 1981 σχετίζεται με το Ρήγμα Καπαρελλίου (π.χ. Pavlides 1996). Επειδή οι σεισμοί, ως φυσικό φαινόμενο, έχουν την δυνατότητα να προκαλούν εκτεταμένες υλικές καταστροφές και πολλές φορές και την απώλεια ανθρώπινων ζωών, επιδρούν κατά κανόνα αρνητικά στην πρόοδο της οργανωμένης κοινωνίας. Αυτές οι διαπιστώσεις δείχνουν ότι το να μελετηθούν οι σεισμοί στην Ελλάδα από τη σκοπιά του γεωλόγου αποτελεί μια προσπάθεια λύσης ενός άμεσου και υπαρκτού προβλήματος (Κουκουβέλας και Κοκκάλας, 2006). Ο καθορισμός των ενεργών διεργασιών που γίνονται στο στερεό φλοιό της γης είναι σημαντική για την κατασκευή μεγάλων τεχνικών έργων αλλά και για τη σχεδίαση της αντισεισμικής πολιτικής μιας περιοχής ή μιας χώρας (Σχήμα 3). Σχήμα 3: Ενεργός τεκτονική και η χρησιμότητά της στην κοινωνία (τροποποιημένο από Keller and Pinter, 2002). 7

15 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Figure 3: Active Tectonics and use to society (modified from Keller and Pinter, 2002). Σκοπός της διατριβής Η παρούσα διδακτορική διατριβή φιλοδοξεί να συνεισφέρει στην καλύτερη κατανόηση της τεκτονικής εξέλιξής της περιοχής μελέτης, η οποία κρίνεται ιδιαίτερα σημαντική για την κατανόηση της πιθανής αλληλεπίδρασής των γειτονικών ρηξιγενών ζωνών, ή ακόμη και της σύνδεσης τους. Στόχοι της διατριβής αποτελούν: (1) η αναγνώριση και λεπτομερής χαρτογράφηση των κύριων ρηξιγενών ζωνών της Λεκάνης Θηβών και η σύνδεσή τους με τις τεκτονικές και σεισμολογικές παρατηρήσεις στην περιοχή της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας, (2) η κατανόηση του τρόπου σύνδεσης και εξέλιξης των ρηγμάτων, (3) η εκτίμηση του «βαθμού ενεργότητας» των ρηξιγενών δομών, και (4) η κατανόηση του ρόλου της ενεργού τεκτονικής στην εξέλιξη του αναγλύφου της περιοχής μελέτης. Το βασικό εργαλείο της παρούσας μελέτης αποτέλεσε ένα ευρύ φάσμα τεχνικών της Ενεργού Τεκτονικής και της Τεκτονικής Γεωμορφολογίας. Η ποσοτική μορφοτεκτονική ανάλυση των ρηξιγενών ζωνών με τη χρήση μορφομετρικών δεικτών, επιτρέπει τόσο την ακριβή χαρτογράφηση και ανάλυση των ρηγμάτων όσο και την εκτίμηση του βαθμού ενεργότητάς τους. Τα όρια των ρηγμάτων και οι ζώνες μεταβίβασης που αναπτύσσονται μεταξύ των ρηγμάτων στις ρηξιγενής ζώνες αναλύθηκαν με την κατασκευή διαγραμμάτων κατανομής της μετατόπισης. Η διερεύνηση της σχέσης μεταξύ της μετατόπισης του ρήγματος με το επιφανειακό του μήκος, βοηθάει στην κατανόηση του τρόπου με τον οποίο αναπτύσσονται τα ρήγματα και των κλασματικών ιδιοτήτων της μετατόπισης σε σχέση με το μήκος. Επιπρόσθετα, η διερεύνηση της σχέσης μεταξύ αναγλύφου και λεκανών απορροής στη βάση των ρηξιγενών ζωνών, αποτελεί ένα ακόμα βήμα για την κατανόηση της εξέλιξης του αναγλύφου των ρηξιγενών ορεογραφικών μετώπων. Τα νεοτεκτονικά στοιχεία που συλλέχθηκαν συμπληρώθηκαν με την εκσκαφή παλαιοσεισμολογικών τομών και την εφαρμογή μεθόδων και αρχών της Παλαιοσεισμολογίας. Οδήγησαν έτσι στη διερεύνηση της σεισμικής ιστορίας του Ρήγματος Καπαρέλλι, με γεωλογικές μεθόδους, ώστε να εκφράζεται αυτή με όρους ανάλογους της σεισμολογίας. Η χρήση των Γεωγραφικών Συστημάτων Πληροφοριών (G.I.S) αποτέλεσε ένα δυναμικό εργαλείο συλλογής, διαχείρισης και απεικόνισης χωρικών δεδομένων που προέκυψαν από την 8

16 ΕΙΣΑΓΩΓΗ εφαρμογή των παραπάνω μεθόδων στην περιοχή μελέτης. Από αυτή την άποψη η παρούσα διατριβή αποτέλεσε μια πολυδιάστατη προσέγγιση της τεκτονικής ιστορίας του υπό μελέτη τμήματος της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας. Οργάνωση της διατριβής Η παρούσα διατριβή αποτελείται από επτά κεφάλαια. Στο πρώτο κεφάλαιο, επιχειρείται μια σύντομη περιγραφή των σεισμοτεκτονικών χαρακτηριστικών του Ελληνικού χώρου. Στο δεύτερο κεφάλαιο δίνεται η γεωλογική επισκόπηση της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας. Στο τρίτο κεφάλαιο εξετάζεται η γεωμορφολογία της περιοχής μελέτης, μέσω της ποσοτικής και ποιοτικής ανάλυσης του αναγλύφου, των λεκανών απορροής και του υδρογραφικού δικτύου. Η ποσοτική ανάλυση περιλαμβάνει τον υπολογισμό των κύριων μορφομετρικών παραμέτρων του υδρογραφικού δικτύου και των λεκανών απορροής. Στο ίδιο κεφάλαιο αναπτύσσεται η μεθοδολογία ανάλυσης των γεωλογικών δεδομένων με τη χρήση των G.I.S.. Στο τέταρτο κεφάλαιο, αναλύονται εκτενώς οι ρηξιγενής ζώνες που χαρτογραφήθηκαν στα πλαίσια της παρούσας διατριβής. Για κάθε ρηξιγενή ζώνη περιγράφονται η γεωμετρία και η κινηματική των κύριων ρηγμάτων, η μορφολογία του ρηξιγενούς πρανούς, προσδιορίζεται το κατακόρυφο άλμα καθώς και η μέση σχετική ταχύτητα των ρηξιγενών τους τεμαχών. Εξετάζονται οι διεργασίες αλληλεπίδρασης και σύνδεσης μεταξύ των ενεργών ρηγμάτων. Επιπλέον, από την ανάλυση των κύριων ρηξιγενών ζωνών γίνεται εκτίμηση της σεισμικής επικινδυνότητας για την περιοχή μελέτης. Στο πέμπτο κεφάλαιο, αναλύονται τα αποτελέσματα της εφαρμογής των μορφοτεκτονικών δεικτών στις κύριες ρηξιγενείς ζώνες της περιοχή μελέτης. Επιπλέον, διερευνάτε η σχέση μεταξύ αναγλύφου και λεκανών απορροής στη βάση των ρηξιγενών ορεογραφικών μετώπων. 9

17 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Στο έκτο κεφάλαιο ακολουθεί η περιγραφή των παλαιοσεισμολογικών τομών που πραγματοποιήθηκαν στο Ρήγμα Καπαρέλλι και η ανάλυση των αποτελεσμάτων που προέκυψαν από τη χρονολόγηση των δειγμάτων με τη μέθοδο του 14 C. Τέλος, στο έβδομο κεφάλαιο δίνεται η σύνθεση και η παράθεση των αποτελεσμάτων της διατριβής. 10

18

19 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ Εισαγωγή Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου Ρήγματα κανονικού χαρακτήρα δημιουργούνται σε περιοχές που ο φλοιός της Γης υφίσταται διαστολή και στις οποίες ο κύριος άξονας μέγιστης τάσης (σ 1 ), είναι κατακόρυφος. Συνήθως στις περιοχές αυτές αναπτύσσονται ζώνες οι οποίες διατρέχονται από ρήγματα και ονομάζονται ρηξιγενείς ζώνες. Χαρακτηριστικό των περιοχών που υπάρχουν ζώνες ρηγμάτων διαστολής είναι ότι χαρακτηρίζονται από υψηλή ροή θερμότητας και σε μερικές περιπτώσεις εμφανίζουν ηφαιστειότητα. Ένα επιπλέον χαρακτηριστικό που σχετίζεται με τις ζώνες ρηγμάτων διαστολής, είναι ότι το τμήμα του ανώτερου μανδύα που βρίσκεται κάτω από αυτές εμφανίζει συγκριτικά χαμηλές ταχύτητες μετάδοσης των σεισμικών κυμάτων. Τα πιο συνηθισμένα περιβάλλοντα στον φλοιό της Γης όπου γίνεται διαστολή είναι: οι περιοχές που βρίσκονται στις μέσο-ωκεάνιες ράχεις, στις περιθωριακές λεκάνες (back-arc basins), σε περιοχές διαστολής που βρίσκονται πίσω από ζώνες σύγκρουσης μεταξύ ηπειρωτικών περιθωρίων και σε ένδο-ηπειρωτικές ζώνες διάρρηξης (Yeats et al., 2000). Κανονικά ρήγματα εμφανίζονται επίσης και σε περιοχές που είναι κοντά σε ζώνες καταβύθισης όπου η πλάκα που καταβυθίζεται κάμπτεται εξαιτίας της συμπίεσης και της φόρτισης που δέχεται από την εφιππεύουσα πλάκα. Στην περιοχή της ανατολικής Μεσογείου, ωκεάνιος φλοιός της Αφρικανικής πλάκας κινείται και καταβυθίζεται κάτω από τον ηπειρωτικό φλοιό της Ευρασιατικής πλάκας κατά μήκος μιας δίαυλου που βρίσκεται στο νότιο τμήμα του Αιγιακού χώρου, γνωστή ως Ελληνική Δίαυλος. Αποτέλεσμα της παραπάνω κίνησης είναι η Ελληνική Χερσόνησος να θεωρείται ότι υφίσταται διαστολή από την εποχή του Μειοκαίνου (Le Pichon & Angelier, 1979; Mercier, 1981; Kokkalas et al., 2006). Το κεντρικό και βόρειο τμήμα της Ελληνικής Χερσονήσου χαρακτηρίζεται από περιοχές με ρήγματα κανονικού χαρακτήρα με κύρια διεύθυνση σχεδόν Δ-Α, που είναι κάθετη στην διεύθυνση σύγκλυσης των λιθοσφαιρικών πλακών (Doutsos and Kokkalas, 2001; Kokkalas et al., 2006). Με βάση τις επιλύσεις των εστιακών μηχανισμών σεισμών που εκδηλώνονται στις παραπάνω περιοχές προκύπτει ένα εφελκυστικό πεδίο με διεύθυνση διαστολής Β-Ν (Hatzfeld, 2000). Αντίθετα, οι περιοχές που βρίσκονται στο νότιο τμήμα της Ελληνικής Χερσονήσου ανάμεσα από το ηφαιστειακό τόξο και την Ελληνική δίαυλο, τα ρήγματα κανονικού χαρακτήρα έχουν κύρια διεύθυνση Β-Ν και σεισμούς με εστιακούς μηχανισμούς που δείχνουν εφελκυσμό με διεύθυνση διαστολής Δ-Α 11

20 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 (Armijo et al., 1992; Doutsos and Kokkalas, 2001). Παρακάτω δίνονται τα κύρια χαρακτηριστικά του Ελληνικού Τόξου καθώς και το σύγχρονο καθεστώς της παραμόρφωσης όπως έχει διαμορφωθεί σήμερα. 1.2 Το Ελληνικό Τόξο και η σύγχρονη παραμόρφωση Η ευρύτερη περιοχή του Αιγαίου και ο χώρος της Ελληνικής Χερσονήσου βρίσκονται στο πιο ενεργό τμήμα της ζώνης σύγκρουσης μεταξύ των λιθοσφαιρικών πλακών της Αφρικής και της Ευρασίας, με τη βύθιση της πρώτης κάτω από τη δεύτερη (McKenzie, 1972,1978). Κατά τη σύγκλιση της Αφρικανικής με την Ευρασιατική λιθοσφαιρική πλάκα το ηπειρωτικό τέμαχος της Αραβίας (Σχήμα 1.1), που έχει αποσπασθεί από την Αφρικανική πλάκα διαμέσου του ανοίγματος της Ερυθράς θάλασσας, κινείται προς βορρά σχετικά ανεξάρτητα και με μεγαλύτερη ταχύτητα από την Αφρικανική πλάκα. Η Αραβική πλάκα με την κίνηση της αυτή, πιέζει την πλάκα της Ανατολίας την οποία αναγκάζει να κινηθεί με κατεύθυνση από τα ανατολικά προς τα δυτικά. Το αποτέλεσμα της κίνησης της πλάκας της Ανατολίας είναι να πιέζει το χώρο του Αιγαίου που ωθείται με τη σειρά του σε κίνηση με κατεύθυνση προς τα νοτιοδυτικά. Σχήμα 1.1: Σχηματικός χάρτης που δείχνει το γεωδυναμικό καθεστώς γύρω από την Ανατολική Μεσόγειο όπου φαίνονται οι κύριες λιφοσφαιρικές πλάκες που συμμετέχουν στην διαδικασία της σύγκρουσης. Τα μαύρα βέλη δείχνουν προσεγγιστικά την διεύθυνση κίνησης των λιφοσφαιρικών πλακών. DSF = Ρήγμα της Ερυθράς Θάλασσας, EAF = Ρήγμα της Ανατολικής Ανατολίας, NAF = Ρήγμα της Βόρειας Ανατολίας, HT = Ελληνική Δίαυλος (σχήμα τροποποιημένο από Jackson, 1994). Figure 1.1: Schematic map of the geodynamic framework in the eastern Mediterranean area(modified form Jackson, 1994), DSF = Dead Sea Fault, EAF = East Anatolia Fault, NAF = North Anatolia Fault, HT = Hellenic Trench. 12

21 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Η κίνηση της πλάκας της Ανατολίας μπορεί να περιγράφει σαν αριστερόστροφη περιστροφή μιας άκαμπτης πλάκας, η οποία οριοθετείται από το δεξιόστροφο ρήγμα οριζόντιας μετατόπισης της Βόρειας Ανατολίας, στα βόρεια και από το αριστερόστροφο ρήγμα οριζόντιας μετατόπισης της Ανατολικής Ανατολίας, στα νοτιοανατολικά (McKenzie, 1972; Bird, 2003; Fischer, 2006). Η άκαμπτη πλάκα της Ανατολίας κατά την κίνηση της επηρεάζει την εσωτερική παραμόρφωση της Αιγιακής πλάκας. Η Αιγιακή πλάκα κινείται προς τα νοτιοδυτικά και εφιππεύει την καταβυθιζόμενη Αφρικανική πλάκα κατά μήκος της Ελληνικής διαύλου. Η βύθιση της Αφρικανικής πλάκας κάτω από την Ευρασιατική καθώς και οι κινήσεις της Αραβικής πλάκας σε συνδυασμό με την πλάκα της Ανατολίας συνέβαλαν στη διαμόρφωση και εξέλιξη του Ελληνικού τόξου (Doutsos and Kokkalas, 2001). Παλαιομαγνητικά και γεωλογικά δεδομένα (Laj et al., 1982; Kissel et al., 1985; Mercier et al., 1987; Kissel and Laj, 1988; Lee and Lister, 1992; Dinter and Royden, 1993; Jolivet et al., 1994) καθώς επίσης και γεωφυσικά δεδομένα προερχόμενα από υποθαλάσσιες έρευνες (Mascle and Martin, 1990) έδειξαν ότι το σημερινό γεωτεκτονικό καθεστώς του Αιγαίου και του Ελληνικού τόξου άρχισε να διαμορφώνεται στο Κατώτερο με Μέσο Μειόκαινο (5-13 εκ. χρόνια) (McKenzie, 1978; Le Pichon and Angelier, 1979). Η ηπειρωτική σύγκρουση ξεκίνησε μέσα στο Μειόκαινο, ως αποτέλεσμα του κλεισίματος της θάλασσας της Νέο-Τηθύος που άρχισε στο Άνω Κρητιδικό και συνεχίστηκε μέχρι το Μέσο Τριτογενές Μορφολογικά και Γεωφυσικά χαρακτηριστικά του Ελληνικού τόξου Το Ελληνικό τόξο (Σχήμα 1.2) παρουσιάζει τις βασικές ιδιότητες και χαρακτηριστικά των νησιωτικών τόξων (Papazachos and Delibasis, 1969; Papazachos and Comninakis, 1970; Caputo et al., 1970; McKenzie, 1970; Ritsema, 1974). Αποτελείται από το εξωτερικό ιζηματογενές τόξο (εξωτερικές Ελληνίδες οροσειρές, Κρήτη, Δωδεκάνησα) και το εσωτερικό ενεργό ηφαιστειακό τόξο. 13

22 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Σχήμα 1.2: Απλοποιημένο σχήμα στο οποίο φαίνονται τα κυριότερα δομικά στοιχεία του Ελληνικού τόξου (τα ανύσματα κίνησης της Αφρικανικής και Αιγιακής πλάκας από Kahle et al., 1998). NAF = Ρήγμα Β. Ανατολίας, KF = Ρήγμα Κεφαλληνίας, Figure 1.2: General map showing the main structural features of the Hellenic Arc and Trench system (mean motion vectors of the plates after Kahle et al., 1998). NAF = North Anatolia Fault, KF = Kefallonia Fault. Το ενεργό ηφαιστειακό τόξο περιλαμβάνει τα ηφαιστειακά κέντρα των Μεθάνων- Θήρας-Μήλου-Νισήρου-Κώ και βρίσκεται σε μια μέση απόσταση 120Km από το εξωτερικό ιζηματογενές τόξο. Στο εξωτερικό μέρος του τόξου (κυρτό μέρος) και παράλληλα προς αυτό αναπτύσσεται μια τοξοειδής θαλάσσια λεκάνη μεγάλου βάθους η Ελληνική δίαυλος, που περιορίζεται προς το νότο από την σχετικά ρηχότερη θάλασσα της Ανατολικής Μεσογείου. Το μήκος της Ελληνικής διαύλου είναι 1000Km και η ακτίνα καμπυλότητας της 400Km, ενώ το μέγιστο βάθος της φτάνει τα 5000m. Αποτελείται από πλήθος μορφολογικών ανυψώσεων και ταπεινώσεων ενώ στο νοτιοανατολικό τμήμα της διασπάται σε δυο επιμέρους διαύλους, τη δίαυλο του Στράβωνα και τη δίαυλο του Πλίνιου. Οι δύο επιμέρους δίαυλοι θεωρείται ότι χαρακτηρίζονται από παραμόρφωση διαγώνιας διαστολής με αριστερόστροφο χαρακτήρα κίνησης (Kokkalas and Doutsos, 2004). Ο χώρος του Αιγαίου πελάγους, και κυρίως το νότιο τμήμα του, αποτελεί μια κλειστή περιθωριακή λεκάνη πίσω από το ενεργό ηφαιστειακό τόξο. Ανάμεσα στο εξωτερικό ιζηματογενές τόξο και το 14

23 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ηφαιστειακό τόξο, βρίσκεται η θάλασσα της Κρήτης. Πρόκειται για μια λεκάνη με απολεπτυσμένο ηπειρωτικό φλοιό, όπως αναφέρθηκε, που εμφανίζει πλευρικές μεταβολές σε μια διεύθυνση Ανατολής-Δύσης. Οι μεταβολές αυτές αφορούν στο πάχος του φλοιού και των ιζημάτων (Bohnhoff et al., 2001). Ο ηπειρωτικός φλοιός που δομεί την περιθωριακή λεκάνη του Αιγαίου μαζί με τον απολεπτυνσμένο φλοιό μεταξύ του ηφαιστειακού τόξου και της Κρήτης είναι οι δύο κύριες διαφορές που έχει το Ελληνικό τόξο σε σχέση με τα νησιωτικά τόξα του Περί-Ειρηνικού δακτυλίου (Δούτσος, 1987). Αυτά χαρακτηρίζονται από περιθωριακές λεκάνες με ωκεάνιο φλοιό και απολεπτύνονται κυρίως πίσω από το ηφαιστειακό τόξο έως το γειτονικό κρατώνα. Εξωτερικά της Ελληνικής δίαυλου και του Ελληνικού τόξου βρίσκεται η Μεσογειακή ράχη ή Ελληνική εξωτερική ράχη. Πρόκειται για ένα κύρτωμα του φλοιού της Ανατολικής Μεσογείου το οποίο είναι παράλληλο προς το Ελληνικό τόξο. Το πλάτος της Μεσογειακής ράχης είναι 150Km και είναι κατά 1000m ψηλότερη από τα γύρω αβυσικά πεδία. Χαρακτηρίζεται από πολύπλοκο ανάγλυφο λόγω πτυχών και επωθήσεων, οι οποίες μετατοπίζονται από ρήγματα μετασχηματισμού. Η περιοχή αυτή συμπιέζεται και αποσφηνώνεται μεταξύ του Ελληνικού τόξου και του ωκεάνιου φλοιού της Αφρικανικής πλάκας. Τα πάχη του φλοιού στην ηπειρωτική Ελλάδα και τα νησιά κυμαίνεται από 46Km στην οροσειρά της Πίνδου (Σχήμα 1.3: περιοχή μώβ χρώματος που περικλείεται από ισοβαθείς με κόκκινο χρώμα), 28Km στις Κεντρικές Κυκλάδες, 32Km κάτω από την Κρήτη, ενώ ο λεπτότερος φλοιός με πάχος 20Km πιστοποιήθηκε στην θάλασσα της Κρήτης (Σχήμα 1.3, περιοχή γαλάζιου χρώματος που περικλείεται από ισοβαθείς με μπλε χρώμα) (Makris, 1977; Jacobshagen et al., 1978; Makris and Stobbe, 1984). Έρευνες του βαρυτικού πεδίου (Makris, 1977) έδειξαν ότι χαμηλές τιμές της έντασης της βαρύτητας χαρακτηρίζουν το μεγαλύτερο μέρος της ανατολικής Μεσογείου που βρίσκεται έξω από το Ελληνικό τόξο. Το πιο χαρακτηριστικό γνώρισμα του πεδίου βαρύτητας στην ανατολική Μεσόγειο είναι οι δύο ζώνες αρνητικών ανωμαλιών, οι οποίες ακολουθούν την Ελληνική τάφρο και τη Μεσογειακή ράχη. Οι βαρυτομετρικές ανωμαλίες Bouquer (Σχήμα 1.4) είναι θετικές στο Αιγαίο, με τάση αύξησης από το βορρά προς το νότο και αρνητικές (μέχρι -110 mgal) (Σχήμα 1.4, μπλέ βαρυτομετρικές καμπύλες) στη δυτική Ελλάδα, κατά μήκος των Ελληνίδων οροσειρών. Οι μεγαλύτερες θετικές ανωμαλίες Bouquer (μέχρι +175 mgal) (Σχήμα 1.4, κίτρινες βαρυτομετρικές 15

24 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 καμπύλες) έχουν παρατηρηθεί στο Κρητικό Πέλαγος. Στο εξωτερικό μέρος του Ελληνικού τόξου, οι ανωμαλίες Bouquer είναι θετικές (μέχρι +180 mgal, Σχήμα 1.4), αλλά οι τιμές τους δεν είναι τόσο μεγάλες όσο στη δυτική Μεσόγειο και γενικά σε ωκεάνιες περιοχές. Σχήμα 1.3: Χάρτης ισοβαθών της επιφάνειας Moho στον Ελληνικό χώρο όπως προέκυψε από τον συνδυασμό βαρυτικών ανωμαλιών με σεισμικά στοιχεία (μονάδες σε km, τροποποιημένο από Makris, 1977). Figure 1.3: Contour map of Moho depth beneath Hellenic Peninsula derived from gravity and refraction data (units in km, modified from Makris, 1977). 16

25 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Σχήμα 1.4: Χάρτης των βαρυτικών ανωμαλιών Bouquer στον Ελληνικό χώρο (τροποποιημένο από Makris, 1977). Figure 1.4: Contour map of Bouquer gravity anomalies beneath the Hellenic Peninsula (modified from Makris, 1977) Γεωδυναμικά μοντέλα για το Ελληνικό τόξο Διάφορα μοντέλα και μηχανισμοί έχουν προταθεί μέχρι σήμερα για να ερμηνεύσουν την παραμόρφωση και την κινηματική κατά τη διάρκεια εξέλιξης του Ελληνικού τόξου, τα κυριότερα από αυτά είναι: α) Το μοντέλο της τεκτονικής διαφυγής (Taymaz et al., 1991; Jackson, 1994; Le Pichon et al., 1995). Σ αυτό κύριο ρόλο για την παραμόρφωση του Αιγιακού χώρου 17

26 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 παίζει η τεκτονική διαφυγή (εξώθηση) της πλάκας της Ανατολίας που κινείται προς τα δυτικά-νοτιοδυτικά. β) Το μοντέλο της οπισθοχώρησης της ζώνης καταβύθισης (Le Pichon & Angelier, 1979; Hatzfeld et al., 1997; Meijer & Wortel, 1997). Κατά το μοντέλο αυτό η καταβύθιση ψυχρής και πυκνής λιθόσφαιρας της Αφρικανικής πλάκας προκαλεί έλξη προς το νότο, διαστολή και προώθηση της Αιγιακής πλάκας προς την ίδια διεύθυνση. Στο ίδιο επίσης μοντέλο θεωρείται και η βαρυτική ολίσθηση που προκαλείται από τη διαφορά επιπέδου μεταξύ των πυθμένων της ρηχής θάλασσας του Αιγαίου και της βαθύτερης της ανατολικής Μεσογείου. Νεότερα μοντέλα προτείνουν το συνδυασμό των δυο παραπάνω μοντέλων σε διαφορετικό βαθμό για τρία τμήματα κατά μήκος του τόξου, ανάλογα με τις δυνάμεις που επικρατούν κατά μήκος του περιθωρίου των πλακών (Doutsos & Kokkalas, 2001). Έτσι σύμφωνα με το μοντέλο αυτό: 1) το κεντρικό τμήμα του τόξου που κινείται από το Ανώτερο Μειόκαινο έως σήμερα με σταθερή διεύθυνση προς τα νοτιοδυτικά και παραμορφώνεται από ΔΒΔ διευθύνσεως κανονικά ρήγματα και ΑΒΑ ρήγματα μεταβίβασης. 2) Το δυτικό τμήμα του τόξου που συμπεριλαμβάνεται στην κίνηση από την αρχή του Πλειοκαίνου και στρέφεται κατά ~30. Η διαστολή συντελείται από δυο δέσμες κανονικών ρηγμάτων: α) μια δέσμη ΑΒΑ ρηγμάτων παράλληλα προς τη διεύθυνση σύγκλισης της Αιγιακής με την Αφρικανική πλάκα που στην περιοχή αυτή έχει μικρότερη γωνία καταβύθισης και παρουσιάζει έτσι μεγαλύτερη αντίσταση στην καταβύθιση και β) μια δέσμη ΔΒΔ ρηγμάτων αποχωρισμού που σχηματίζονται μεταξύ του κεντρικού τμήματος του τόξου που κινείται ταχύτερα και της σταθερής Βόρειας Ελλάδας. 3) Το ανατολικό τμήμα του τόξου που συμπεριλαμβάνεται στην κίνηση όπως και το δυτικό σκέλος στην αρχή του Πλειοκαίνου και στρέφεται κατά ~15 ο. Το σκέλος αυτό σχηματίζει μεγάλη γωνία με τη σχετική κίνηση των πλακών που συγκλίνουν και παραμορφώνεται έτσι στα πλαίσια μιας διατμητικής ολίσθησης από πλάγιο-κανονικά και κανονικά ρήγματα ποικίλων διευθύνσεων. 18

27 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Σχήμα 1.5: Σχηματική αναπαράσταση της εξέλιξης του Ελληνικού τόξου τα τελευταία 60 εκατ. χρόνια. Η μορφή που είχε το Ελληνικό τόξο κατά το χρονικό διάστημα α) από 60 έως 16 εκατ. χρόνια, β) από 12 έως 5 εκατ. χρόνια και γ) η σημερινή μορφή του τόξου (τροποποιημένο από Le Pichon & Angelier, 1979). Figure 1.5: Schematic evolution of the Hellenic Arc during the last 60 Ma. a) from 60 to 16 Ma, β) from 12 to 5 Ma and γ) present (modified from Le Pichon & Angelier, 1979). Εργασίες των Le Pichon & Angelier (1979) και Angelier et al. (1982) αναπαράστησαν και απoκατέστησαν το κυρτό τμήμα του σύγχρονου Ελληνικού τόξου στην αρχική του θέση ως ένα γραμμικό στοιχείο που διευθυνόταν σχεδόν Α-Δ, πριν από την έναρξη της σύγχρονης φάσης διαστολής (Σχήμα 1.5α). Αυτή η αναπαράσταση βασίστηκε κυρίως στο μήκος του σεισμικά ενεργού τεμάχους της ζώνης καταβύθισης και στην βυθομετρική διακύμανση του Αιγιακού χώρου καθώς και το πάχος του φλοιού. Με βάση παλαιομαγνητικές έρευνες (Kissel & Laj, 1988) το Αιγιακό τόξο είχε ένα ευθύγραμμο σχήμα κατά την διάρκεια του Κατώτερου Μειοκαίνου. Το δυτικό τμήμα του τόξου υπέστη στροφή 45 0 (δεξιόστροφα) σε δυο φάσεις. Στην διάρκεια της πρώτης φάσης (Σχήμα 1.5β), στράφηκε κατά 20 0 περίπου ενώ κατά τη δεύτερη φάση (Σχήμα 1.5γ), η οποία ξεκίνησε στα 5 εκατ. χρόνια, συνεχίζεται με σταθερούς ρυθμούς της τάξης των 5 0 /εκ.χρ. (Laj et al., 1982). Για το ΝΑ-Αιγαίο νέα παλαιομαγνητικά δεδομένα προτείνουν στροφές (αριστερόστροφα) της τάξης των 18±12 0 (Duermeijer et al., 2000) που επαληθεύουν παλαιότερα αποτελέσματα των Laj et al. (1978) που θεωρείται ότι προκάλεσαν στροφή ~23 για τη Ρόδο. Έτσι είναι πιθανό ότι στροφές της τάξης των με την ίδια φορά έλαβαν χώρα στην περιοχή του ΝΑ Αιγαίου από το Κάτω-Μέσο έως το Άνω Μειόκαινο (Doutsos and Kokkalas, 2000). Για το λόγο αυτό προτείνεται ότι 19

28 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ένα τμήμα της καμπύλωσης του τόξου οφείλεται σε τεκτονικές στροφές σχετιζόμενες με τις επωθητικές κινήσεις κατά τη διάρκεια της τελευταίας φάσης της ορογένεσης, μια και κατά τη χρονική περίοδο αυτή επικρατούν ακόμα συμπιεστικές κινήσεις. Παρόμοιες δομές διαγώνιας συμπίεσης ελέγχουν επίσης την εξέλιξη των μολασσικών λεκανών στην περιοχή των Κυκλάδων, καθώς και τη διείσδυση των γρανιτικών σωμάτων στην εν λόγω περιοχή (Boronkay & Doutsos 1994; Koukouvelas and Kokkalas, 2003). 1.3 Σεισμικότητα του Ελληνικού Χώρου Κύριο χαρακτηριστικό του Ελληνικού χώρου, που υποδηλώνει ότι χαρακτηρίζεται από έντονη τεκτονική δραστηριότητα, είναι το πλήθος και η γεωγραφική κατανομή των σεισμών που συμβαίνουν σε αυτόν (Σχήμα 1.6). Οι σεισμοί που εκδηλώνονται στον Ελληνικό χώρο με βάση το εστιακό βάθος χαρακτηρίζονται ως επιφανειακοί και ενδιάμεσου βάθους μέχρι τα 190Km (Makropoulos and Burton, 1984; Τσελέντης, 1997). Το σύνολο των επιφανειακών σεισμών στον Ελληνικό χώρο, με εξαίρεση το κυρτό μέρος του τόξου, έχουν βάθος μέχρι τα 15Km. Στο κυρτό μέρος του τόξου το πάχος του σεισμογόνου στρώματος είναι περίπου 45Km. Ένας αποτελεσματικός τρόπος για τη μελέτη της γεωγραφικής κατανομής της σεισμικότητας μιας περιοχής είναι να τη χωρίσουμε σε σεισμικές ζώνες, δηλαδή περιοχές με παρόμοια σεισμοτεκτονικά χαρακτηριστικά. Έτσι με βάση τη γεωγραφική κατανομή των σεισμών, τις τιμές του ρυθμού σεισμικότητας, τους μηχανισμούς γένεσης και τις τιμές της παραμέτρου b. Οι Papazachos (1980) και Χατζηδημητρίου (1984) χώρισαν τον Ελληνικό χώρο σε 21 σεισμικές ζώνες, ενώ οι Papazachos et al. (1992) χώρισαν περαιτέρω τις 21 ζώνες σε 69. Οι Hatzidimitriou et al. (1985) χώρισαν τον Ελληνικό χώρο σε τρεις περιοχές με βάση την τιμή της παραμέτρου b. Η παράμετρος b εξαρτάται από την μηχανική ομοιογένεια του υλικού και από τις τεκτονικές τάσεις που επικρατούν στον σεισμογόνο χώρο. Μεγάλη τιμή της παραμέτρου b σημαίνει σχετικά μεγάλος αριθμός μικρών σεισμών (σε σχέση με τον αριθμό των μεγάλων), ενώ μικρή τιμή της παραμέτρου σημαίνει το αντίθετο. Η πρώτη από τις τρεις περιοχές που χαρακτηρίζεται από b = 1.03 συμπίπτει με τις Εξωτερικές Ελληνίδες, η δεύτερη περιοχή (b = 0.8) με τις ενδιάμεσες ζώνες, ενώ η τρίτη περιοχή (b = 0.6) με τις εσωτερικές ζώνες. Η τιμή της παραμέτρου μειώνεται συνεχώς όσο απομακρυνόμαστε από τη σύγχρονη ζώνη καταβύθισης. 20

29 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Σχήμα 1.6: Χάρτης σεισμικότητας του Ελληνικού χώρου για το χρονικό διάστημα (πηγή σεισμικών επικέντρων: Γεωδυναμικό Ινστιτούτο). Figure 1.6: Seismicity map of the Aegean area for the period (seismic epicenters from Hellenic Geodynamic Institute). Σύμφωνα με τους Papazachos (1989) και Papazachos et al. (1992) η μεγαλύτερη σεισμικότητα στον Ελληνικό χώρο παρατηρείται σε τρεις περιοχές (με βάση την ομαδοποίηση των σεισμικών ζωνών): 1) Kατά μήκος του κυρτού μέρους του ελληνικού τόξου αλλά κοντά στις ακτές (Ιόνια νησιά, νότια Πελοπόννησος, νότια Κρήτη, νότια της Καρπάθου). Μέσα στην περιοχή αυτή εντάσσεται και η εξαιρετικά μεγάλης σεισμικότητας υποπεριοχή στο βορειοδυτικό τμήμα του τόξου (Κεφαλονιά-Λευκάδα). 21

30 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 2) Κατά μήκος μιας δεύτερης τοξοειδούς σχήματος περιοχής η οποία περιλαμβάνει το δυτικό τμήμα της ζώνης διάρρηξης της βόρειας Ανατολίας και την προέκταση της ζώνης αυτής στο βόρειο τμήμα του Αιγαίου πελάγους. 3) Σε μια περιοχή της Κεντρικής Ελλάδας που περιλαμβάνει τον Πατραϊκό και Κορινθιακό κόλπο, τη Θεσσαλία, το Μαλϊακό και Ευβοϊκό κόλπο (Σχήμα 1.6). Σχήμα 1.7: Χάρτης που δίνονται οι δύο ζώνες των σεισμών ενδιάμεσου βάθους, όπως αυτές ορίζονται από τις ισοβαθείς των 70, 100 και 160 χλμ (από Παπαζάχος και Παπαζάχου, 1989). Figure 1.7: Map showing the two zones of intermediate depth earthquakes, as defined from the depth lines of 70, 100 and 160 km (adapted from Papazachos and Papazachou, 1989). 22

31 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Ως ενδιάμεσου βάθους χαρακτηρίζονται οι σεισμοί με εστιακό βάθος από 60Km έως 190Km, που εκδηλώνονται κυρίως στην περιοχή του κεντρικού και νότιου Αιγαίου και οι εστίες τους καθορίζουν μια ζώνη Wadati-Benioff αμφιθεατρικού σχήματος η οποία κλίνει από το κυρτό προς το κοίλο μέρος του ελληνικού τόξου, δηλαδή από την Ανατολική Μεσόγειο προς το Αιγαίο πέλαγος (Papazachos and Comninakis, 1970, 1971; Comninakis and Papazachos, 1980). Ο Hatzfeld et al. (1990) στην προσπάθεια τους να χαρτογραφήσουν τη ζώνη καταβύθισης υποστηρίζουν ότι αυτή είναι ενεργή σεισμικά έως τα 150Km, ενώ παρατηρείται μια αύξηση του βάθους των σεισμών προς το εσωτερικό του Αιγαίου, η οποία όμως δεν γίνεται με σταθερή κλίση. Οι Παπαζάχος και Παπαζάχου (1989) χώρισαν τη σεισμικότητα ενδιάμεσου βάθους σε δύο ζώνες (Σχήμα 1.7). Διακρίνουν έτσι αρχικά μια ζώνη με μικρή κλίση μέχρι τα 100Km περίπου και στη συνέχεια μια ζώνη με μεγαλύτερη κλίση μέχρι τα 150Km. Με βάση την ανάλυση των εστιακών μηχανισμών των σεισμών μπορούμε να διακρίνουμε εκατέρωθεν της Ελληνικής αύλακας δύο πεδία τάσεων, α) το πεδίο εφελκυσμού προς βορρά που καταλαμβάνει ολόκληρο τον Ελληνικό χώρο καθώς και το ανατολικό τμήμα της Τουρκίας και β) το πεδίο συμπιέσεως που περιβάλλει το Ελληνικό τόξο. Το εφελκυστικό πεδίο τάσεων έχει δημιουργήσει στην Ελληνική χερσόνησο μια σειρά τάφρων και τεκτονικών κεράτων με ΔΒΔ διεύθυνσης πρόσφατης ηλικίας (<5 εκ. ετών). Σχηματίζεται έτσι μια χαρακτηριστική μορφολογία βυθισμάτων και ράχεων που έχουν μέσο μήκος ~70 χλμ και μέση απόσταση μεταξύ τους ~100 χλμ. Κατά μήκος των βυθισμάτων αυτών ρέουν ποταμοί όπως ο Σπερχειός και ο Αλφειός, σχηματίζονται λίμνες όπως αυτές της Τριχωνίδας και της Βόλβης-Λαγκαδά καθώς και κόλποι όπως ο Αμβρακικός, Κορινθιακός και Πατραϊκός κόλποι (Doutsos and Pipper, 1990). Το πεδίο συμπίεσης έχει δημιουργήσει κατά μήκος των δυτικών ακτών της Ελληνικής χερσονήσου, των Επτανήσων και του ευρύτερου υποθαλάσσιου χώρου που περιβάλλει το Ελληνικό τόξο μια σειρά επωθήσεων και λεκανών ιζηματογένεσης που συνδέονται με αυτές. Για παράδειγμα στις δυτικές ακτές της Ελληνικής χερσονήσου σχηματίζονται τρεις λεκάνες μέτα-άνω Μειοκαινικής ηλικίας: οι λεκάνες του Μύτικα, της Παλαίρου και της Πάργας (Doutsos et al., 1987; Kokkalas et al., 2006). Τα περιθώρια των λεκανών αυτών χαρακτηρίζονται από μεγάλες επωθήσεις κατά μήκος των οποίων ασβεστόλιθοι 23

32 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 της Ιόνιου ζώνης επωθούνται σε Άνω Μειοκαινικούς-Πλειοκαινικούς ή ακόμα και σε Πλειστοκαινικούς σχηματισμούς. Η μεγαλύτερη βύθιση συντελείται στα κεντρικά τμήματα των λεκανών αυτών όπου αποτίθενται θαλάσσιες και λιμνοθαλάσσιες μάργες ενώ στα περιθώριά τους συσσωρεύονται δελταϊκές και αλλουβιακές αποθέσεις. Η εσωτερική παραμόρφωση των λεκανών χαρακτηρίζεται από ΒΔ διευθύνσεως πτυχές, επωθήσεις ενώ στα ιζήματα αναπτύσσεται καλά εκφρασμένος τεκτονικός σχισμός (Doutsos et al., 1987). Η παραμόρφωση λόγω συμπίεσης στην ζώνη από τη δυτική Αλβανία και τη ΒΔ Ελλάδα έως και τη Ζάκυνθο είναι το αποτέλεσμα ηπειρωτικής σύγκρουσης μεταξύ των πλακών Απούλιας και Ευρασίας. Στην Κέρκυρα, κατά μήκος μιας μεγάλης επώθησης, Β-Ν διεύθυνσης και μήκους 30Km, επωθούνται τριαδικοί εβαπορίτες της Ιονίου ζώνης πάνω σε μέτα-μειοκαινικά ιζήματα (Doutsos and Frydas, 1994). Στο νότιο τμήμα της, η επώθηση φαίνεται ότι λειτουργούσε μέχρι το τέλος του Μειόκαινου και πιθανότατα έως το Πλειόκαινο (Ζάκυνθος), ενώ στο βόρειο μέχρι και το Πλειστόκαινο (Jamet, 1982; Caputo, 1989). Η βόρεια Κέρκυρα (που χαραλκτηρίζεται από Τριαδικής-Ιουρασικής ηλικίας ασβεστόλιθους του Παντοκράτορα) διαχωρίζονται από ένα δεξιόστροφο ρήγμα οριζόντιας μετατόπισης, προέκταση του οποίου και συνέχεια θεωρείται ότι είναι το σεισμικά ενεργό ρήγμα του Βουθρωτού (ΝΑ Αλβανία, Pavlides et al., 2001). 1.4 Νεογενείς και Τεταρτογενείς λεκάνες στον Ελληνικό Χώρο Με βάση τα στοιχεία που παρατέθηκαν στα προηγούμενα υποκεφάλαια η περιοχή του Αιγαίου βρίσκεται κάτω από συνθήκες διαστολής, που άρχισε κατά το Σερραβάλλιο (Μέσο-Ανώτ. Μειόκαινο) (Drooger & Meulenkamp 1973, Le Pichon & Angelier 1979) και η οποία συνεχίζεται μέχρι και σήμερα (McKenzie 1972; Papazachos et al. 1984a; Jackson et al., 1992). Ιδιαίτερη λοιπόν σημασία για τη νεοτεκτονική έχουν κυρίως οι σχηματισμοί του Ανώτερου Μειόκαινου-Πλειόκαινου και του Τεταρτογενούς, γιατί συνδέονται γενετικά με τις νεότερες τεκτονικές κινήσεις. Οι σχηματισμοί αυτοί, γνωστοί ως μεταλπικοί σχηματισμοί, είναι μεταγενέστεροι, ανεξάρτητοι από το κύριο Αλπικό ορογενετικό σύστημα. Ιδιαίτερα τα ιζήματα της παραπάνω περιόδου, που χαρακτηρίζονται με τον όρο μεταλπικά ιζήματα, καλύπτουν μεγάλη έκταση του Ελληνικού χώρου (Σχήμα 1.8). 24

33 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Σχήμα 1.8: Χάρτης με τις κυριότερες Νεογενείς και Τεταρτογενείς λεκάνες του Ελληνικού Χώρου. α) Λεκάνη Στρυμόνα-Σερρών, β) Λεκάνη Αξιού-Θεσσαλονίκης, γ) Λεκάνη Φλώρινας-Πτολεμαΐδας, δ) Λεκάνη Μυγδονίας, ε) Λεκάνη Κορινθιακού-Πατραϊκού κόλπου, στ) Λεκάνη Βόρειου και Νότιου Ευβοϊκού κόλπου και ζ) Λεκάνη Θηβών (τροποποιημένο από Rondogianni, 1984). Figure 1.8: General map showing the main Neogene and Quaternary sedimentary basins in Greece. a) Strimonas-Serres Basin, β) Axios-Thessaloniki Basin, γ) Florina-Ptolemaida Basin, δ) Mygdonia Basin, ε) Corinth-Patraic Gulf Basin, στ) North and South Evia Gulf Basins and ζ) Thiva Basin (modified from Rondogianni, 1984). Η παλαιογεωγραφία της ευρύτερης περιοχής της Μεσογείου κατά τις περιόδους του Νεογενούς-Τεταρτογενούς έχει ως εξής (Καρακίτσιος, 2001): στον Ευρωπαϊκό- Μεσογειακό χώρο, το νεογενές χαρακτηρίζεται από την ύπαρξη της Παρατηθύος, η οποία λειτούργησε από το τέλος του Ολιγόκαινου-αρχές Μειόκαινου σαν μια μεγάλη ηπειρωτική θάλασσα, υπόλειμμα του ωκεανού της Τηθύος (Dercourt et al., 1993, 25

34 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ a,b και αναφορές μέσα σε αυτούς; Golonka et al., 2000). Η Παρατηθύς κάλυπτε την περιοχή από την σημερινή Ουγγαρία (λεκάνη Πανονίας), Ρουμανία, Μαύρη θάλασσα, Κριμαία, Κασπία μέχρι και τη λίμνη Αράλη. Οι κύριοι παράγοντες που καθόρισαν την εξέλιξη της Παρατηθύος είναι οι τεκτονικές κινήσεις και η παγκόσμια μεταβολή του επιπέδου της θάλασσας και οι αντίστοιχες κλιματικές μεταβολές. Το τελευταίο στάδιο εξέλιξης της Παρατηθύος, που άρχισε μεταξύ Μέσου και Ανώτερου Μειόκαινου και ολοκληρώθηκε στο Πλειόκαινο, ονομάζεται Νεο-Παρατηθύς. Η σημερινή Μαύρη θάλασσα, η Κασπία και η λίμνη Αράλη, θεωρούνται υπολείμματα της Παρατηθύος (Meulenkamp and Hilgen, 1986; Meulenkamp et al., 2000a,b). Ειδικότερα, η παλαιογεωγραφική κατάσταση της Μεσογείου κατά τη διάρκεια του Νεογενούς, όπως συμπεραίνεται από τη μελέτη της εξέλιξης και της εξάπλωσης των διαφόρων θαλάσσιων πανίδων, είναι η εξής. Μετά το τέλος των κύριων αλπικών φάσεων, που τοποθετείται στο Μέσο Μειόκαινο περίπου, και την εξαφάνιση των τελευταίων διόδων Μεσογείου-Ινδικού αφενός και Μεσογείου-Ατλαντικού αφετέρου, η θάλασσα της Μεσογείου είχε περιοριστεί κατά το μεγαλύτερο τμήμα. Διατηρούνταν μόνο μερικές μεγάλες, και σχετικές βαθιές, λεκάνες με αλμυρά ή υφάλμυρα νερά, καθώς και μικρότερες λίμνες διασπαρμένες στο χώρο της Μεσογείου. Η επικρατέστερη υπόθεση για την κατάσταση της Μεσογείου, κατά το Τορτόνιο (8-10 εκ. χρόνια), είναι ότι σημειώθηκε μια πτώση της στάθμης των ωκεανών, με αποτέλεσμα τη μερική απομόνωση της Μεσογείου από τον Ατλαντικό. Η απομόνωση αυτή ολοκληρώθηκε κατά το Μεσσήνιο. Οι λεκάνες αυτές της Μεσογείου και οι λίμνες ήταν ιδιαίτερα ευαίσθητες στις κλιματολογικές μεταβολές. Πρόσφατα στοιχεία επιβεβαιώνουν την ύπαρξη γύρω στα τέλη του Μειοκαίνου (Μεσσήνιο) μιας μακρόχρονης περιόδου ξηρασίας, γνωστών στη βιβλιογραφία με την έκφραση κρίσεις αλμυρότητας του Μεσσηνίου (Ryan et al., 1973; Hsϋ et al., 1978). Περιοδικά δηλαδή, η Μεσόγειος γνώριζε διαστήματα που χαρακτηριζόταν από εισροή θαλάσσιων μαζών και εναλλασσόμενα διαστήματα έντονης εξάτμισης και αποξήρανσης. Οι περίοδοι αποξήρανσης χαρακτηρίζονται από αποθέσεις εβαποριτών. Το πάχος των εβαποριτών του Μεσσηνίου σε ορισμένα σημεία της Μεσογείου φτάνει τα 2Km. Ακριβέστερες χρονολογήσεις τοποθετούν τα όρια των εποχών αυτών των εναλλασσόμενων αποξηράνσεων και κατακλίσεων στα 7,2 με 5,5 εκ. χρόνια. Η διάνοιξη των στενών του Γιβραλτάρ, που συνέβη πριν από 5 εκ. χρόνια και ολοκληρώθηκε στα τέλη του 26

35 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Πλειόκαινου, αποτέλεσε το σημαντικό γεγονός που μετέβαλε την παλαιογεωγραφική εικόνα της Μεσογείου, γιατί επέτρεψε μια νέα εισβολή της θάλασσας. Κατά το Νεογενές και το Τεταρτογενές, ο χώρος της Ελλάδας όσον αφορά τη θέση του στο χώρο και την παλαιογεωγραφία προσεγγίζει την σημερινή του εικόνα. Το Τεταρτογενές χαρακτηρίζεται από τοπικής κλίμακας ανυψώσεις και ταπεινώσεις της χέρσου σε συνδυασμό με ευστατικές κινήσεις της στάθμης της θάλασσας, οι οποίες αντιστοιχούν σε χρονικά διαστήματα ψυχρών και θερμών περιόδων (Καρακίτσιος, 2001). Κάθε ψυχρή περίοδος του Ελληνικού χώρου αντιστοιχούσε σε παγετώδη περίοδο που εκδηλωνόταν στα βόρεια γεωγραφικά πλάτη και αυτό είχε ως συνέπεια την ταπείνωση της στάθμης της θάλασσας και την επέκταση της χέρσου εκτός και αν αυτή βυθιζόταν με μεγαλύτερη ταχύτητα από την ταχύτητα της ταπείνωσης της στάθμης της θάλασσας. Κάθε θερμή περίοδος, αντίθετα, προκαλούσε τήξη των παγετώνων που είχε σαν αποτέλεσμα την άνοδο της στάθμης της θάλασσας και την επίκληση της χέρσου, όπου αυτή δεν ανυψωνόταν με μεγαλύτερη ταχύτητα από την ταχύτητα ανύψωσης της θαλάσσιας στάθμης. Τα παραπάνω συνέβαιναν κατά τις παγετώδεις περιόδους του Τεταρτογενούς Günz, Mindel, Riss, Würm. Τα νεογενή και τεταρτογενή ιζήματα αποθέτονται σε τεκτονικές λεκάνες που σχηματίσθηκαν μετά τη λήξη της Αλπικής ορογένεσης στον Ελληνικό χώρο. Τα ιζήματα αυτά είναι θαλάσσια, λιμναία και ποταμόχειμάρια και αποτίθονται σε αντίστοιχες χερσαίες λεκάνες ή σε λεκάνες στις οποίες οι συνθήκες εναλλάσσονται από θαλάσσιες σε χερσαίες. Πολλές από τις λεκάνες του Ελληνικού χώρου βρίσκονται βυθισμένες στη θάλασσα όπου συνεχίζεται και σήμερα η θαλάσσια ιζηματογένεση π.χ. η λεκάνη του Β. Αιγαίου (Μουντράκης, 1985). Τα θαλάσσια ιζήματα του Νεογενούς-Τεταρτογενούς είναι κυρίως κροκαλοπαγή, λατυποπαγή, ψαμμίτες, μάργες και ασβεστόλιθοι οργανικής προέλευσης. Ανάλογα είναι και τα ιζήματα της λιμναίας φάσης αλλά το σπουδαιότερο δημιούργημα της τελευταίας είναι οι λιγνίτες που σχηματίζονται κυρίως στα περιθώρια των λεκανών όπου υπάρχουν έλη και συσσωρεύονται ποσότητες οργανικής ύλης. Οι σπουδαιότερες λιγνιτοφόρες λεκάνες της Ελλάδας είναι του Αλιβερίου με λιγνιτικά κοιτάσματα του Μειοκαίνου, της Πτολεμαΐδας με λιγνιτικά κοιτάσματα του Πλειοκαίνου και της Μεγαλόπολης με λιγνίτες Πλειστοκαινικής ηλικίας. 27

36 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Από τα χερσαία ποταμοχειμάρια ιζήματα τα πιο συνήθη είναι τα κροκαλολατυποπαγή, οι άμμοι και οι αμμούχοι πηλοί με χαρακτηριστικό καφέ-κίτρινο ή κόκκινο χρώμα. Χαρακτηριστική είναι η απολιθωμένη πανίδα θηλαστικών που βρίσκεται σε χερσαία ιζήματα του Ανώτερου Μειοκαίνου (Πόντιο, Πικερμική πανίδα) σε πολλές περιοχές της Ελλάδας (Πύργο Βασιλίσσης Αττικής, Κιούρκα, Τανάγρα, Εύβοια, Θεσσαλία, κ.α.). Μερικές από τις πιο σημαντικές Νεογενείς και Τεταρτογενείς λεκάνες του Ελληνικού χώρου, σύμφωνα με τις εργασίες των Μουντράκης (1985), Καρακίτσιος (2001), Παυλίδης (2003) είναι (Σχήμα 1.8): α) Λεκάνη Στρυμόνα-Σερρών (Σχήμα 1.8α): πρόκειται για τεκτονική λεκάνη διεύθυνσης ΒΒΔ-ΝΝΑ συνδεδεμένη με την γνωστή τεκτονική γραμμή Στρυμόνα. Το πάχος των χερσαίων ιζημάτων της υπολογίζεται στα 3000m, εμφανίζει λιγνιτικά κοιτάσματα και ενδιαφέρον γεωθερμικό πεδίο. β) Λεκάνη Αξιού-Θεσσαλονίκης (Σχήμα 1.8β): η λεκάνη διεύθυνσης ΒΒΔ-ΝΝΑ θεωρείται ότι αναπτύσσεται πάνω στην μολασσική αύλακα του Αξιού. Τα ιζήματα της οποίας καλύπτονται στη μεγαλύτερη έκτασή τους από τα Νεογενή και Τεταρτογενή ποταμοχειμάρια και λιμναία ιζήματα της νέας λεκάνης Αξιού-Θεσσαλονίκης. γ) Λεκάνη Φλώρινας-Πτολεμαϊδας (Σχήμα 1.8γ): αποτελεί μια από τις πιο σημαντικές Νεογενείς λεκάνες του Ελληνικού χώρου λόγω των πλούσιων λιγνιτικών κοιτασμάτων της. Ξεκινά από το Μοναστήρι της Γιουγκοσλαβίας και φθάνει μέχρι την Κοζάνη με γενική διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΝΑ (Doutsos and Koukouvelas, 1998). Τα ιζήματα της λεκάνης είναι χερσαία, ποταμοχειμάρια και λιμναία. δ) Λεκάνη Μυγδονίας (Σχήμα 1.8δ): το τεκτονικό βύθισμα της Μυγδονίας (λίμνες Λαγκαδά ή Κορώνεια και Βόλβη) βρίσκεται στην κεντρική Μακεδονία στα όρια της Σερβομακεδονικής μάζας με την Περιροδοπική ζώνη. Η Μυγδονία ανήκει στις μικρότερες λεκάνες-τάφρους του βορειοελλαδικού χώρου, που αναπτύχθηκαν σε μια διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ έως Α-Δ κυρίως στο Τεταρτογενές, μια διεύθυνση που μαρτυρεί την επικράτηση ενός εφελκυστικού πεδίου με διεύθυνση τάσης ΒΒΑ-ΝΝΔ (σ 3 ) (Chatzipetros and Pavlides, 1994, 1998; Koukouvelas and Aydin, 2002). Τα περιθωριακά ρήγματα του τεκτονικού βυθίσματος, τα οποία οριοθετούν τη λεκάνη, θεωρούνται σεισμικά ενεργά. Η λεκάνη της Μυγδονίας αποτελεί μία ιδιαίτερα πολύπλοκη περιοχή όσον αφορά την τεκτονική της δομή και τη συμπεριφορά των 28

37 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ρηγμάτων αυτών στο πρόσφατο γεωλογικό παρελθόν. Kατά το Κατώτερο με Μέσο Μειόκαινο, δημιουργήθηκε η Προμυγδονιακή λεκάνη, η οποία περιλάμβανε μια ευρύτερη περιοχή, δηλαδή ολόκληρη την περιοχή της σημερινής Μυγδονίας λεκάνης, καθώς και τις υπολεκάνες του Ζαγκλιβερίου και της Μαραθούσας. Η ιζηματογένεση κατά τη διάρκεια του Πλειόκαινου σ αυτές τις λεκάνες προκάλεσε την απόθεση των ιζημάτων της Προμυγδονιακής ομάδας. Κατά την εφελκυστική φάση του Κ. Πλειστόκαινου δημιουργήθηκαν νέα κανονικά ρήγματα διαφόρων παρατάξεων που διαμόρφωσαν καινούργιες υπολεκάνες μέσα στις ήδη προϋπάρχουσες (λεκάνη Μυγδονίας, Μαραθούσας, Ζαγκλιβερίου και Βρωμολιμνών). Η αντίστοιχη ιζηματογένεση σ αυτές τις λεκάνες δημιούργησε το «Μυγδονιακό» σύστημα. Η περιοχή του νότιου περιθωρίου της Μυγδονίας λεκάνης παρουσιάζει έντονα γεωμορφολογικά χαρακτηριστικά που συνδέονται με τη δραστηριότητα των ενεργών ρηγμάτων (Chatzipetros et al., 2005). Σύμφωνα με τους Koukouvelas and Aydin (2002) η λεκάνη αυτή αποτελεί το χερσαίο αντίστοιχο της τεκτονικής του Βορείου Αιγαίου. ε) η Κορινθιακή-Πατραϊκή τάφρος (Σχήμα 1.8ε και Σχήμα 1.9) με μήκος 130Km και μέγιστο πλάτος 40Km, και αποτελεί το μεγαλύτερο βύθισμα στην Κεντρική Ελλάδα. Η Κορινθιακή-Πατραϊκή τάφρος διασχίζει εγκάρσια τις Ελληνίδες ζώνες με διεύθυνση σχεδόν Α-Δ και ο σχηματισμός της ξεκίνησε πιθανά κατά το Μειόκαινο και χωρίζει το Αλπικό υπόβαθρο της ηπειρωτικής Ελλάδας από αυτό της Πελοποννήσου (Doutsos and Piper, 1990; Skourlis and Doutsos, 2003). στ) το σύστημα τεκτονικών ταφρών του Βόρειου και Νότιου Ευβοϊκού κόλπου (Σχήμα 1.8στ και Σχήμα 1.9) με διευθύνσεις ΒΔ-ΝΑ και ΒΒΔ-ΝΝΑ αντίστοιχα. Η Κορινθιακή-Πατραϊκή τάφρος και το σύστημα τεκτονικών ταφρών του Βόρειου και Νότιου Ευβοϊκου κόλπου θα αναλυθούν στην συνέχεια Το σύστημα τεκτονικών τάφρων Κορινθιακού - Πατραϊκού Η Κορινθιακή-Πατραϊκή τάφρος, είναι μια ασύμμετρη τεκτονική τάφρος με μήκος 130Km και μέγιστο πλάτος 40Km, η οποία οριοθετείται στο νότιο τμήμα της από μεγάλα σε μήκος ρήγματα (Σχήμα 1.9). Τα ρήγματα αυτά είναι κανονικού χαρακτήρα και αποτελούνται από περισσότερα του ενός τμήματα. Το βόρειο τμήμα της τάφρου οριοθετείται από λιγότερα σε αριθμό κανονικά ρήγματα των οποίων η κλίση είναι προς το νότο. Για τα ρήγματα αυτά έχουν γραφεί σειρά εργασιών μερικές από τις 29

38 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 οποίες είναι οι : Doutsos and Piper, 1990; Roberts and Jackson, 1991; Doutsos and Poulimenos, 1992; Armijo et al., 1996; Roberts and Koukouvelas, 1996; Doutsos and Kokkalas, 2001; Kokkalas et al., 2006; Gallousi and Koukouvelas, 2007; Zygouri et al Το μέγιστο βάθος του κόλπου είναι ~900 m ενώ το μέγιστο ύψος των ορεινών όγκων που τον περιβάλουν ~2,5Km. Αν ληφθεί υπόψη ότι ο πυθμένας του κόλπου καλύπτεται από μέτα-άνω Πλειοκαινικά ιζήματα μέγιστου πάχους 2,2Km τότε υπολογίζεται τεκτονική βύθιση ~5Km και ρυθμό βύθισης της τάξης του χιλιοστού/έτος (Doutsos & Poulimenos, 1992). Η μεγαλύτερη βύθιση-ανύψωση παρατηρείται κατά μήκος των βόρειων ακτών της Πελοποννήσου. Σχήμα 1.9: Απλοποιημένος τεκτονικός χάρτης της Κεντρικής Ελλάδας. ΤΤΡ = Τάφρος Τριχωνίδας, ΠΤ = Πατραϊκή Τάφρος, ΤΡ = Τάφρος Ρίου, ΚΤ = Κορινθιακή Τάφρος, ΤΜ = Τάφρος Μεγάρων, ΛΘ = Λεκάνη Θήβας, ΤΝΕ = Τάφρος Νότιου Ευβοϊκού, ΤΒΕ = Τάφρος Βόρειου Ευβοϊκού, ΤΤ = Τάφρος Τιθορέας, ΤΣ- Α = Τάφρος Σπερχειού - Αταλάντης. (τροποποιημένο από Koukouvelas et al., 2001; Stefatos et al., 2002; Kokkalas et al., 2006). Figure 1.9: Simplified structural map of the Central Greece. ΤΤΡ = Τrichonis Graben, ΠΤ = Patras Graben, ΤΡ = Rio Graben, ΚΤ = Corinth Graben, ΤΜ = Megara Graben, ΛΘ = Thiva Basin, ΤΝΕ = South Evia Graben, ΤΒΕ = North Evia Graben, ΤΤ = Tithorea Graben, ΤΣ-Α = Sperchios-Atalanti Graben (modified from Koukouvelas et al., 2001; Stefatos et al., 2002; Kokkalas et al., 2006). 30

39 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Αυτή η έντονη τεκτονική δραστηριότητα έχει σαν αποτέλεσμα μια σειρά λεκανών και ρηγμάτων να έχουν ανυψωθει ώστε να μπορούν να μελετηθούν οι σχέσεις ενεργών ρηγμάτων και ιζηματογένεσης. Σε μια ζώνη πλάτους μεγαλύτερη των 20Km στη βόρεια ακτή της Πελοποννήσου dιακρίνονται δύο ζώνες: 1) μια ζώνη πλάτους 5Km στα παράλια της Πελοποννήσου στην οποία χαρτογραφούνται πυκνά διατεταγμένα κανονικά ρήγματα με μεγάλες μετατοπίσεις που προκαλούν την απόθεση λιμνοθαλασσίων μαργών και θαλασσίων αναβαθμίδων (Doutsos and Piper, 1990; Armijo et al, 1996; Koukouvelas et al, 1999). 2) μια ζώνη πλάτους 15Km στα ενδότερα της Πελοποννήσου από αραιά διατεταγμένα κανονικά ρήγματα με μικρές μετατοπίσεις που προκαλούν την απόθεση δελταϊκών και αλλουβιακών ιζημάτων. Μικρότερα ρήγματα ΒΒΑ διευθύνσεως έχουν ως λειτουργία να χωρίζουν περιοχές διαφορετικής παραμόρφωσης κατά μήκος της τάφρου (Doutsos et al., 1988; Zelilidis et al., 1988; Poulimenos, 1993; Zelilidis and Kontopoulos, 1996; Rohais et al, 2007; 2008). Σύμφωνα με γεωδαιτικές μετρήσεις (Billiris et al., 1991; Rigo et al., 1992), που αντιστοιχούν σε χρονικό διάστημα 100 χρόνων περίπου ( ), ο ρυθμός διαστολής της Κορινθιακής τάφρου είναι 1,1 cm/year, που συνοδεύεται με αντίστοιχη ανύψωση του νότιου τμήματος του κόλπου κατά ένα χιλιοστό το χρόνο σε σχέση με το βόρειο τμήμα. Σύμφωνα με γεωλογικά μοντέλα (πχ Armijio et al., 1996) ο ρυθμός εφελκυσμού Β-Ν διεύθυνσης στο κεντρικό τμήμα του κόλπου εκτιμάται σε 0,7-1,6 cm/year και ο ρυθμός ανύψωσης του ηπειρωτικού τμήματος της ΒΑ Πελοποννήσου 0,3 mm/year. Οι ρυθμοί τεκτονικής ολίσθησης που προαναφέρθηκαν είναι συγκριτικά μέχρι και 10 φορές υψηλότεροι σε σχέση με τις άλλες ενεργές περιοχές του Αιγαίου και συγκαταλέγονται ως από τους πιο υψηλούς σε ηπειρωτικές ζώνες διάρρηξης σε παγκόσμια κλίμακα. Αποτέλεσμα αυτών των κινήσεων είναι η λέπτυνση του φλοιού στην περιοχή του Κορινθιακού κόλπου. Η Κορινθιακή-Πατραϊκή τάφρος αποτελείται από τρεις επιμέρους τάφρους: την Κορινθιακή τάφρο στα ανατολικά, την τάφρο του Ρίου-Αντιρρίου στο κέντρο και την Πατραϊκή τάφρο στα δυτικά (Σχήμα 1.9). Εγκάρσια στο ανατολικό τμήμα της Κορινθιακής τάφρου παρατηρείται το μεγαλύτερο ποσό διαστολής όπως φαίνεται από τα μεγαλύτερα βάθη του κόλπου και τα παχύτερα ιζήματα που αποτίθενται στην περιοχή αυτή (Brooks and Ferentinos, 1984; Doutsos et al., 1988; Doutsos and Piper, 31

40 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ ). Εάν ληφθεί επιπλέον υπόψη ότι τα ιζήματα της Πατραϊκής τάφρου είναι Τεταρτογενούς ηλικίας τότε γίνεται σαφές ότι η διάνοιξη του συστήματος των τάφρων δεν έγινε ομοιόμορφα ούτε και κατά την ίδια περίοδο. Αρχικά σχηματίστηκαν στο Άνω Πλειόκαινο το ανατολικό τμήμα της Κορινθιακής τάφρου και η τάφρος του Ρίου- Αντιρρίου. Στη συνέχεια κατά το Τεταρτογενές η Κορινθιακή τάφρος προελαύνει προς τα δυτικά ώστε να συναντήσει την τάφρο του Ρίου-Αντιρρίου (Doutsos et al., 1988). Σύμφωνα με αυτό το μοντέλο διάνοιξης η εξέλιξη προχωρά από την ανατολή προς τη δύση (Doutsos et al., 1988; LePichon et al., 1996). Η τάφρος του Ρίου-Αντιρρίου λειτουργεί ως μια ζώνη μεταβίβασης διαχωρίζοντας μια περιοχή εντονότερης διάνοιξης (Κορινθιακή τάφρος) προς τα ανατολικά από μια περιοχή ηπιότερης διάνοιξης στα δυτικά (Πατραϊκή τάφρος). Το ανατολικό τμήμα του Κορινθιακού Κόλπου χωρίζεται στον Κόλπο των Αλκυονίδων και στον Κόλπο του Λεχαιού από τη χερσόνησο της Περαχώρας (Σχήμα 1.9) (Roberts et al., 1993). Ο Κόλπος των Αλκυονίδων αποτελεί μια ασύμμετρη τεκτονική τάφρο με διεύθυνση ΔΝΔ-ΑΒΑ (Jackson et al., 1982; Vita-Finzi and King, 1985; Leeder et al., 2003) της οποίας το νότιο τμήμα οριοθετείται από τη ρηξιγενή ζώνη Ψάθας Σχίνου Το σύστημα τεκτονικών τάφρων του Βόρειου και Νότιου Ευβοϊκού Η τεκτονική τάφρος του Βόρειου Ευβοϊκού κόλπου Ο Βόρειος Ευβοϊκός Κόλπος (Σχήμα 1.9) αποτελεί μια τεκτονική τάφρο με μέγεθος ανάλογο της Κορινθιακής-Πατραϊκής τάφρου, του οποίου η διεύθυνση της παράταξης των ρηγμάτων μεταβάλλεται κατά μήκος της τάφρου, από ΔΒΔ-διεύθυνση στο δυτικό τμήμα σε ΒΔ-διεύθυνση στο ανατολικό τμήμα του κόλπου (Eliet and Gawthorpe, 1995; Poulimenos and Doutsos, 1996; Ganas et al., 2005; Pavlides et al., 2000). Αναλόγως της Κορινθιακής-Πατραϊκής τάφρου ο Βόρειος Ευβοϊκός Κόλπος περικλείει έναν αριθμό από μεγάλα παράκτια ρήγματα, κανονικού χαρακτήρα. Θεωρείται ότι στην περιοχή αυτή τα ρηξιγενή πρανή είναι Ολοκαινικής ηλικίας και έχουν φιλοξενήσει σημαντικά σεισμικά γεγονότα (Roberts and Jackson, 1991). Στην βάση αυτών των παράκτιων ρηγμάτων, κυρίως στο δυτικό τμήμα του κόλπου, εμφανίζονται και άλλα ρήγματα κανονικού χαρακτήρα τα οποία όμως είναι λιγότερο εκφρασμένα στην μορφολογία του ανάγλυφου και εμφανίζουν μόνο υποβαθμισμένα τεκτονικά πρανή. Επιπρόσθετα 32

41 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 κατά μήκος της ακτογραμμής υπάρχουν στοιχεία που καταδεικνύουν ανύψωση ή καταβύθιση, κατά την διάρκεια του Ολοκαίνου, η οποία ελέγχεται από την γεωγραφική κατανομή των ρηγμάτων (Roberts and Jackson, 1991; Stiros et al., 1992). Γεωδαιτικές μετρήσεις που έγιναν στην περιοχή του Βόρειου Ευβοϊκού Κόλπου (Clarke et al., 1998) και από τη μελέτη της σεισμικότητας των τελευταίων 300 χρόνων (Ambraseys and Jackson, 1997) υποδηλώνουν ότι ο ρυθμός διαστολής του Βόρειου Ευβοϊκού Κόλπου, είναι πολύ μικρότερος από αυτόν της Κορινθιακής-Πατραϊκής τάφρου, και είναι της τάξης των 1-2 χιλιοστών/χρόνο. Η βαθυμετρία του πυθμένα του Ευβοϊκού Κόλπου είναι ρηχή, με βάθη που δεν ξεπερνούν τα 50 μέτρα τα οποία αυξάνονται στα 400m στο κεντρικό τμήμα του κόλπου. Σεισμικές διασκοπήσεις που πραγματοποίησαν οι Makris et al. (2001) έδειξαν την παρουσία ισχυρά απολεπτυσμένου ηπειρωτικού φλοιού κάτω από το κεντρικό τμήμα του Ευβοϊκού Κόλπου με πάχος 19-20Km. Ο φλοιός αυτός θεωρείται ότι είναι ανάλογος με αυτόν που βρίσκεται κάτω από την θάλασσα της Κρήτης (Makris et al., 2001). Υπάρχουν τρία κύρια συστήματα ρηγμάτων στην περιοχή του Βόρειου Ευβοϊκού Κόλπου, κυρίως στο δυτικό του τμήμα. Οι διευθύνσεις κλίσης, των ρηγμάτων, είναι προς το βορρά ενώ τα μετά-αλπικά ιζήματα που αποτέθηκαν έχουν διεύθυνση κλίσης προς το νότο (Goldsworthy and Jackson, 2001). Ένα παράκτιο σύστημα ρηγμάτων οριοθετεί τον Βόρειο Ευβοϊκό Κόλπο και τη Λεκάνη του Σπερχειού, εκτείνεται σε μια απόσταση 100Km από την περιοχή της Αρκίτσας στα ανατολικά έως την περιοχή του Σπερχειού στα δυτικά. Η ρηξιγενής ζώνη του Σπερχειού αποτελείται από μια σειρά ρηγμάτων η βάση των οποίων αποτελείται από ασβεστόλιθους Μεσοζωικής ηλικίας και Νεογενή ιζήματα (Roberts and Jackson, 1991; Eliet and Gawthorpe, 1995). Το υψόμετρο της βάσης των ρηγμάτων φτάνει έως και τα 1000 μέτρα, παρόμοια με την Κορινθιακή- Πατραϊκή τάφρο, αν και το βάθος στον γειτονικό κόλπο είναι μόνο 100m, πιθανότατα εξαιτίας του πολύ υψηλού ρυθμού ιζηματογένεσης (Goldsworthy and Jackson, 2001). Σχεδόν παράλληλα και ~8Km νοτιότερα από το παράκτιο σύστημα ρηγμάτων βρίσκεται το σύστημα ρηγμάτων του Καλλίδρομου. Η βάση των ρηγμάτων του Καλλίδρομου αποτελείται κυρίως από ασβεστόλιθους Μεσοζωικής ηλικίας που ανυψώνονται ~700m πάνω από τα Νεογενή ιζήματα της γειτονικής λεκάνης του Ρεγγίνιου. Το νοτιότερο σύστημα ρηγμάτων έχει διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ και οριοθετεί στα ΒΑ το Όρος Παρνασσός, το οποίο φτάνει σε υψόμετρο ~2300m πάνω από το επίπεδο της θάλασσας. 33

42 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Από τα τρία συστήματα ρηγμάτων που αναφέρθηκαν, το παράκτιο σύστημα ρηγμάτων εμφανίζεται να είναι το καλύτερα μορφολογικά εκφρασμένο (Jackson and McKenzie, 1999). Γεωμορφολογικές παρατηρήσεις οδήγησαν τους Philip (1974) και Mercier (1976) στη θεώρηση ότι το σύστημα ρηγμάτων του Καλλίδρομου είναι ανενεργό ή ότι είναι λιγότερο ενεργό από αυτό των παράκτιων ρηγμάτων. Συγκριτικά τα συστήματα ρηγμάτων του Καλλίδρομου και του Παρνασσού εμφανίζουν ρηξιγενή πρανή τα οποία είναι μορφολογικά υποβαθμισμένα, αν και το υπόβαθρο και των τριών ρηξιγενών συστημάτων αποτελείται κυρίως από Μεσοζωικής ηλικίας ασβεστόλιθους. Στο δυτικό τμήμα του συστήματος ρηγμάτων του Παρνασσού, κοντά στην περιοχή Μπράλος, το υδρογραφικό δίκτυο που αναπτύσσεται στην οροφή του ρήγματος του Παρνασσού διαβρώνει σε βάθος σαν αποτέλεσμα της ανύψωσης της βάσης του παράκτιου συστήματος ρηγμάτων που οριοθετούν τη λεκάνη του Σπερχειού (Leeder and Jackson, 1993), δείχνοντας έτσι πως το παράκτιο σύστημα ρηγμάτων κυριαρχεί στη διαμόρφωση του ανάγλυφου και ότι είναι το πιο ενεργό μεταξύ των δύο αυτών συστημάτων. Θεωρείται ότι το σύστημα ρηγμάτων του Παρνασσού εάν είναι ενεργό, δεν είναι αρκετά ενεργό ώστε να μπορεί να επικρατήσει στην διαμόρφωση του ανάγλυφου (Jackson, 1999). Η λεκάνη του Ρεγγίνιου, που αναπτύσσεται μπροστά από το σύστημα ρηγμάτων του Καλλίδρομου, διαβρώνεται σε βάθος από την δράση του υδρογραφικού δικτύου σαν αποτέλεσμα της ανύψωσης της βάσης των ρηγμάτων του παράκτιου συστήματος. Η δράση των ρηγμάτων του παράκτιου συστήματος υπερισχύει στη βύθιση που προκαλεί η δράση των ρηγμάτων του Καλλίδρομου. Στρωματογραφικά στοιχεία προερχόμενα από τον Jackson (1999) δείχνουν ότι το σύστημα ρηγμάτων του Καλλίδρομου είναι παλαιότερο σε σύγκριση με αυτό των παράκτιων ρηγμάτων. Με βάση τα παραπάνω, αν και τα συστήματα ρηγμάτων Παρνασσού, Καλλίδρομου και τα παράκτια ρήγματα μαζί με τα συνοδά ιζήματα τους παραπέμπουν σε ένα σύστημα κλιμακωτής γεωμετρίας ρηγμάτων ή στο μοντέλο των κεκλιμένων μπλόκ, τα ρήγματα δεν είναι το ίδιο ενεργά μεταξύ τους και πιθανότατα δεν υπήρξαν και ποτέ ενεργά κατά το ίδιο χρονικό διάστημα (Jackson, 1999). Παρόλο που ιστορικοί σεισμοί είναι γνωστοί στην περιοχή, δεν μπορούν όμως να συσχετιστούν με κάποιο συγκεκριμένο ρήγμα. Εξαίρεση αποτελεί το σεισμικό γεγονός του 1894, που διέρρηξε επιφανειακά το παράκτιο σύστημα ρηγμάτων που βρίσκεται ανατολικά από την Αταλάντη και προκάλεσε συν-σεισμική ταπείνωση στην οροφή των 34

43 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ρηγμάτων (Ambraseys and Jackson, 1990). Η ηλικία του παράκτιου συστήματος ρηγμάτων δεν είναι γνωστή. Βασιζόμενοι στην χρονολόγηση απολιθωμάτων (ηλικίας περίπου 1.2 εκατομμύρια χρόνια (Μa)) που βρέθηκαν κοντά στη βάση των ιζημάτων που αποτέθηκαν στην λεκάνη του Ρεγγίνιου, οι Ioakim and Rondoyanni (1988) πρότειναν ότι το σύστημα ρηγμάτων του Καλλίδρομου ήταν ενεργό κατά το Κατώτερο Τεταρτογενές. Για τα παράκτια ρήγματα των Καμένων Βούρλων και Αρκίτσας θεωρείται ότι η τεκτονική δραστηριότητα επικεντρώθηκε σε αυτά, τα τελευταία 1-2 εκατομμύρια χρόνια (Philip, 1974; Mercier, 1976; Stewart and Hancock, 1990) Η τεκτονική τάφρος του Νότιου Ευβοϊκού κόλπου Ο Νότιος Ευβοϊκός Κόλπος (Σχήμα 1.9) εκτείνεται με διεύθυνση ΔΒΔ-ΑΝΑ από την Χαλκίδα στα δυτικά έως και τη νήσο Στύρα στα ανατολικά, έχοντας μήκος ~60Km και πλάτος ~15Km (περιοχή Αλιβερίου) (Goldsworthy et al., 2002). Συνδέεται, προς το βορρά, με τον Βόρειο Ευβοϊκό κόλπο μέσω του στενού της Χαλκίδας και, προς το νότο, με τον κόλπο των Πεταλίων μέσω του διαύλου Αγ. Μαρίνας νήσου Στύρας (Περισοράτης κ.α., 1989). Το μέγιστο βάθος του κόλπου είναι περίπου 73m και παρουσιάζει ομαλή κλίση από την περιοχή της Χαλκίδας προς το νότιο τμήμα του, με εξαίρεση τη μείωση του βάθους στα 55m που εμφανίζεται στην περιοχή του διαύλου Αγ. Μαρίνας-Στυρών (Περισοράτης κ.α., 1989). Η στρωματογραφία των ιζημάτων που αποτέθηκαν στο εσωτερικό του κόλπου, μπορεί να διακριθεί σε τρεις κύριες στρωματογραφικές-ακουστικές ενότητες που διαχωρίζονται μεταξύ τους από δυο διαβρωσιγενείς επιφάνειες ασυμφωνίας, όπως αυτές διακρίθηκαν από την ανάλυση σεισμικών διαγραμμάτων που προέκυψαν κατά τη διάρκεια θαλάσσιων ερευνών που έγιναν στην περιοχή με τη μέθοδο της σεισμικής ανακλάσεως από τους Περισοράτη κ.α. (1989). Οι ενότητες αυτές, από την ανώτερη προς την κατώτερη, έχουν ως εξής: 1) Η ενότητα Α εμφανίζεται σε όλη την έκταση του κόλπου, είναι μικρού πάχους (περίπου 8m) εκτός από τις περιοχές κοντά στις εκβολές των ποταμών όπου το πάχος της αυξάνει. Στα σεισμικά διαγράμματα διακρίνεται από παράλληλους, συνήθως, αδιαφανείς ανακλαστήρες στους οποίους παρεμβάλλονται μερικοί μικρού πάχους διαφανείς ορίζοντες. Η ενότητα αυτή εκτιμάτε ότι αντιπροσωπεύει ιζήματα 35

44 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Ολοκαινικής ηλικίας που αποτέθηκαν μετά την επίκλυση του Ανώτερου Πλειστοκαίνου και είναι αντίστοιχα των αλουβιακών σχηματισμών της ξηράς. Η ενότητα Α επικάθεται ασύμφωνα πάνω στους σχηματισμούς της ενότητας Β. 2) Η ενότητα Β δεν έχει ομοιόμορφη εξάπλωση και πάχος (το μέγιστο πάχος υπολογίζεται πάνω από 150 m). Οι ακουστικοί ορίζοντες που αποτελούν την ενότητα αυτή παρουσιάζουν μια ποικιλία μορφής με αποτέλεσμα να μπορούν να διαχωριστούν σε επιμέρους υποενότητες. Τα ιζήματα που απαρτίζουν την ενότητα αυτή εκτιμάται ότι είναι μετά-μειοκαινικής ηλικίας και επικάθονται ασύμφωνα πάνω στην ενότητα Γ. 3) Η ενότητα Γ αποτελείται κυρίως από ασαφείς ασυνεχείς ανακλαστήρες ποικίλης μορφής με έντονα κατά τόπους χαρακτηριστικά πτύχωσης και ρηγμάτωσης. Το κατώτερο όριο της ενότητας Γ δεν έγινε δυνατό να αναγνωριστεί, όμως το ορατό πάχος της ξεπερνά τα 150 m, ενώ το ανώτερο όριο της παρουσιάζει έντονο ανάγλυφο λόγω ρηγματώσεως και πτυχώσεως. Η ενότητα Γ εκτιμάται, με βάση τα παραπάνω, ότι αποτελεί το υπόβαθρο της ιζηματογενούς λεκάνης του Νότιου Ευβοϊκού κόλπου. Από την ανάλυση των παραπάνω στρωματογραφικών ενοτήτων οι Perissoratis & Van Andel (1991) θεωρούν ότι η δημιουργία της τάφρου έγινε τα τελευταία 1 My. Η στρωματογραφία των ιζημάτων του παράκτιου και ηπειρωτικού τμήματος του Νότιου Ευβοϊκού κόλπου αποτελείται κυρίως από Νεογενείς και Τεταρτογενείς ηλικίας σχηματισμούς (Περισσοράτης κ.α., 1989; Μέττος, 1991). Στο νότιο τμήμα του κόλπου οι Νεογενείς (Άνω Μειοκαινικοί) σχηματισμοί αποτελούνται κυρίως από τις ενότητες του Σχηματαρίου, Μαλακάσας-Καλάμου, Ωρωπού και Χαλκουτσίου-Δήλεσι. Τα κατώτερα μέλη της ενότητας του Σχηματαρίου αποτελούνται από δελταϊκές αποθέσεις και άμμους που μεταβαίνουν πλευρικά σε λευκές μάργες και μικρά κοιτάσματα λιγνίτη, ενώ τα ανώτερα αποτελούνται από χαλαρά ή συνεκτικά κροκαλοπαγή και ψαμμίτες. Το πάχος τους υπερβαίνει τα 350 m ενώ μεταβαίνουν πλευρικά στην ενότητα Χαλκουτσίου-Δήλεσι. Η ενότητα Μαλακάσας-Ωρωπού βρίσκεται ανατολικότερα και αποτελείται από μάργες και μαργαϊκούς ασβεστόλιθους με κατά τόπους εμφανίσεις από αργίλους τεφρού χρώματος, ενώ στα κατώτερα μέλη της ενότητας υπάρχουν λιγνιτικοί ορίζοντες. Το πάχος της υπερβαίνει τα 300 m ενώ μεταβαίνει πλευρικά προς τις ενότητες Ωρωπού και Χαλκουτσίου-Δήλεσι. Η ενότητα Ωρωπού αποτελείται από εναλλαγές κροκαλοπαγών, άμμων, αμμούχων πηλών ή αργίλων. Το πάχος τους είναι περίπου 300 m. Οι σχηματισμοί που αποτελούν την ενότητα Χαλκουτσίου-Δήλεσι θεωρείται ότι είναι τα ανώτερα μέλη των προηγούμενων ενοτήτων. Πρόκειται για 36

45 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ποταμοχερσαίες αποθέσεις που συνίστανται από εναλλαγές πηλών, άμμων και κροκαλοπαγών, χαλαρών ή συνεκτικών με πάχος που υπερβαίνει τα 200 m. Στο βόρειο τμήμα του κόλπου οι Νεογενείς σχηματισμοί έχουν μικρή επιφανειακή εξάπλωση και μικρό πάχος ενώ πιθανότατα αντιστοιχούν στην ενότητα του Χαλκουτσίου-Δήλεσι. Τα Τεταρτογενή ιζήματα αποτελούνται κυρίως από ποταμοχερσαίας προέλευσης κροκαλοπαγή. Εμφανίζουν μεγάλη πλευρική εξάπλωση και το πάχος τους υπερβαίνει τα 300 m. Σχήμα 1.10: Χάρτης ισοπαχών καμπυλών των ενοτήτων Α και Β του Νότιου Ευβοϊκού κόλπου (τροποποιημένο σχήμα από Περισοράτη κ.α., 1989). Figure 1.10: Isopach map of units A and B, located at the South Gulf οφ Evια (modified from Perisoratis et al., 1989). Ο χάρτης ισοπαχών των ιζημάτων, που αποτέθηκαν στον Νότιο Ευβοϊκό κόλπο, όπως προέκυψε από την ανάλυση των Περισοράτης κ.α. (1989), δείχνει ότι αυτά αποτέθηκαν σε δύο λεκάνες που βρίσκονται στο βορειοδυτικό και νοτιοανατολικό τμήμα του κόλπου αντίστοιχα (Σχήμα 1.10). Οι δύο παραπάνω λεκάνες χωρίζονται μεταξύ τους από ένα ύβωμα στην περιοχή Χαλκουτσίου-Ωρωπού και Ερέτριας, με την βορειοδυτική λεκάνη να έχει μικρότερο πάχος ιζημάτων. Το παραπάνω ύβωμα συμπίπτει και με την παρουσία ενός αναβαθμού στην γεωμετρία του παράκτιου συστήματος ρηγμάτων κοντά στην τοποθεσία Σκάλα Ωρωπού. Στην περιοχή αυτή τόσο το πάχος των ιζημάτων στο εσωτερικό του κόλπου όσο και το τοπογραφικό ανάγλυφο, που έχει 37

46 Σεισμοτεκτονικά Στοιχεία του Ελληνικού χώρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 δημιουργηθεί, στην παράκτια περιοχή είναι μεγαλύτερα στο ανατολικό τμήμα, της Σκάλας Ωρωπού, σε σύγκριση με αυτά του δυτικού τμήματος (Perissoratis & Van Andel, 1991). Οι δύο παραπάνω λεκάνες θεωρείται από τους (Perissoratis & Van Andel, 1991) ότι παρέμειναν χωρισμένες και λειτουργούσαν ανεξάρτητα ως και τις αρχές του Ολοκαίνου. Κατά μήκος της νότιας ακτής του Νότιου Ευβοϊκού κόλπου, αναπτύσσεται ένα σύστημα ρηγμάτων κανονικού χαρακτήρα με έντονη κατάτμηση το οποίο ελέγχει την μορφολογία και διαμορφώνει τις ακτές (Goldsworthy et al., 2002). Το παράκτιο αυτό σύστημα ρηγμάτων, αναπτύσσεται με μια διεύθυνση προσανατολισμού που μεταβαίνει από σχεδόν Α-Δ στο βόρειο τμήμα του σε ΒΒΔ-ΝΝΑ στο κεντρικό και νότιο τμήμα του. Εκτός από το παράκτιο σύστημα ρηγμάτων αναπτύσσεται νοτιότερα και δυτικότερα ένα δεύτερο σύστημα ρηγμάτων με διεύθυνση σχεδόν παράλληλη προς αυτή του παράκτιου. Σε αυτό το σύστημα ρηγμάτων ανήκουν τα ρήγματα του Ωρωπού και της Αυλώνας. Το ρήγμα του Ωρωπού αναπτύσσεται κατά μήκος της βόρειας κλιτύος μιας λοφόδους περιοχής που βρίσκεται νότια της κοινότητας Ωρωπού. Το ρήγμα αυτό θεωρείται ενεργό αφού συνδέεται κατά πάσα πιθανότητα με σεισμούς κατά το 1938 (M s 6.1) (Ambraseys & Jackson, 1990). Το ρήγμα της Αυλώνας αναπτύσσεται κατά μήκος της βόρειας πλευράς του Όρους Πάρνηθα και μετατοπίζει εκατέρωθεν του επιπέδου του, ασβεστόλιθους Μεσοζωϊκής ηλικίας, που αποτελούν τη βάση του, από τα Νεογενή και Τεταρτογενή ιζήματα που βρίσκονται στη οροφή του (Papanikolaou et al., 1988; Galanakis et al., 1997; Goldsworthy et al., 2002). Το άλμα του ρήγματος είναι μεγαλύτερο των 1500 m (Ganas et al., 2004), ενώ θεωρείται ότι το ρήγμα αυτό συσχετίζεται με τους σεισμούς κατά το 1705 (M s 6.5) που προκάλεσε βλάβες σε περιοχές των Αθηνών και στη Χαλκίδα (Ambraseys & Jackson, 1997). 38

47

48 Λιθοστρωματογραφία της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας ΚΕΦΑΛΑΙΟ Εισαγωγή Λιθοστρωματογραφία της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας Στο κεφάλαιο αυτό δίνονται τα γεωλογικά χαρακτηριστικά των τεκτονοστρωματογραφικών ενοτήτων που συναντώνται στην περιοχή μελέτης. Τα πετρώματα που συναντώνται στην περιοχή μελέτης αποτελούνται από προ-αλπικά και Αλπικά πετρώματα καθώς και από μετά-αλπικά ιζήματα. Τα προ-αλπικά και Αλπικά πετρώματα που συναντώνται στην περιοχή μελέτης, με βάση την διάκριση του Ελληνικού χώρου σε ισοπικές ζώνες, ανήκουν στην Υποπελαγονική ζώνη (Σχήμα 2.1β). Η Υποπελαγονική ζώνη ανήκει στις Εσωτερικές Ελληνίδες (Σχήμα 2.1α), κύριο χαρακτηριστικό των οποίων είναι ότι έχουν επηρεαστεί από δύο ορογενετικά γεγονότα. Το παλαιότερο ορογενετικό γεγονός έλαβε χώρα κατά το Κατώτερο Κρητιδικό και ονομάζεται Παλαιοαλπικό ενώ το νεότερο κατά το τέλος του Ηωκαίνου και ονομάζεται Μεσοαλπικό. Σχήμα 2.1: α) Απλοποιημένος τεκτονικός χάρτης των Ελληνίδων, β) Η διάρθρωση των ισοπικών ζωνών στην Κεντρική Ελλάδα. Το πλαίσιο δείχνει την περιοχή μελέτης που αφορά την παρούσα διατριβή (τροποποιημένος από Jacobshagen et al., 1978). Figure 2.1: a) Simplified structural map of the Hellenides. β) Detailed map showing the isopic zones in the Central Greece. Inset box showing the study area (modified from Jacobshagen et al., 1978). 39

49 Λιθοστρωματογραφία της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Σχήμα 2.2: Απλοποιημένος τεκτονικός και λιθοστρωματογραφικός χάρτης της περιοχής μελέτης. Figure 2.2: Simplified structural and geological map of the study area. 40

50 Λιθοστρωματογραφία της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας ΚΕΦΑΛΑΙΟ Οι Προ - Αλπικές και Αλπικές ενότητες της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας Οι λιθοστρωματογραφικές ενότητες της Υποπελαγονικής ζώνης περιλαμβάνουν τις προ-αλπικές και Αλπικές ενότητες που εμφανίζονται στην περιοχή μελέτης (Σχήμα 2.2 και 2.3) Οι ενότητες της Υποπελαγονικής Ζώνης (ή Ζώνη Ανατολικής Ελλάδας) Η Υποπελαγονική ζώνη καταλαμβάνει το δυτικό τμήμα της Πελαγονικής ζώνης (Σχήμα 2.4) και αναπτύσσεται με διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ όμοια με τη γενική διεύθυνση των Ελληνίδων Οροσειρών (Σχήμα 2.1β). Η Υποπελαγονική ισοπική ζώνη ξεκινά από την Αλβανία, και διατρέχει τον κορμό της Ελλάδας, περιλαμβάνει τμήματα της Δυτικής Θεσσαλίας και της Ανατολικής Στερεάς Ελλάδας. Επιπλέον εμφανίσεις της ζώνης υπάρχουν στα νησιά Σαλαμίνα, Ύδρα και την ανατολική Πελοπόννησο. Η προς ΝΑ προέκταση της ζώνης είναι αβέβαιη αλλά θεωρείται ότι συνεχίζεται πιθανόν στη νήσο Κω και ανατολικότερα στη Μ. Ασία. Η ζώνη αυτή είχε χαρακτηρισθεί αρχικά από τους Rentz (1955) και Μαρίνο (1957) με το όνομα Ζώνη Ανατολικής Ελλάδας. Ο όρος Υποπελαγονική δόθηκε από τον Aubouin (1959) για να υπογραμμίσει την στενή λιθοστρωματογραφική συσχέτισή της με την Πελαγονική ζώνη. Αποτελείται από νηριτικής φάσεως ασβεστόλιθους που συνιστούν μετάβαση από μια νηριτική φάση επί της Πελαγονικής ζώνης προς την πελαγική φάση απόθεσης ασβεστολίθων στη ζώνη της Πίνδου. Κύριο χαρακτηριστικό γνώρισμα της Υποπελαγονικής ζώνης είναι οι μεγάλες οφιολιθικές μάζες και η συνοδεύουσα αυτές σχιστοκερατολιθική διάπλαση που έχει μεγάλη εξάπλωση (Karipi et al., 2007). Στον παλαιογεωγραφικό χώρο της Υποπελαγονικής ζώνης και προς την πλευρά της ζώνης Πίνδου αναπτύχθηκε στη διάρκεια της τελικής ορογενετικής δράσης του Α. Ηωκαίνου, μια μεγάλη αύλακα (Μεσοελληνική Αύλακα). Η Μεσοελληνική Αύλακα λειτούργησε κυρίως το Ολιγόκαινο-Μ. Μειόκαινο σαν χώρος απόθεσης μολασσικών ιζημάτων, πολύ μεγάλου πάχους (~3500 km) (Doutsos et al., 1994; Doutsos et al., 2006). Παρακάτω δίνεται η στρωματογραφική διάρθρωση της Υποπελαγονικής ζώνης από το Ανωπαλαιοζωικό (Λιθανθρακοφόρο-Πέρμιο) έως και το Άνω Κρητιδικό, από τα παλαιότερα προς τα νεότερα στρώματα, όπως αυτή εμφανίζεται στην περιοχή μελέτης. Η περιγραφή που ακολουθεί βασίζεται κυρίως στις εργασίες των Μουντράκης 41

51 Λιθοστρωματογραφία της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Σχήμα 2.3: Στρωματογραφικές στήλες των ενοτήτων της Υποπελαγονικής ζώνης καθώς και των Μετα-Αλπικών ιζημάτων όπως αυτά εμφανίζονται στην ΝΑ Στερεά Ελλάδα. Για την σύνθεση των στρωματογραφικών στηλών χρησιμοποιήθηκαν στοιχεία από τους Δούνα (1971), Μουντράκη (1985) και Μέττο (1992). Figure 2.3: Representatives logs of successions of the Sub-Pelagonian zone and the syn-rift sediments in the SE Central Greece. Data summarized mainly from Dounas (1971), Mountrakis (1985) and Mettos (1992). 42

52 Λιθοστρωματογραφία της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 (1985), Δούτσος (Σημ. Γεωλογία Ελλάδος, 1989) και Κουκουβέλας κ.α. (Γεωλογία Ελλάδας, 2006) Άνω - Παλαιοζωϊκό Το προ-αλπικό υπόβαθρο της Υποπελαγονικής ζώνης συνιστούν Άνω Παλαιοζωϊκοί σχηματισμοί (Σχήμα 2.3). Πρώτος αναγνώρισε Άνω Παλαιοζωϊκά στρώματα στην ευρύτερη περιοχή της Αττικής ο Renz (1908). Παρουσία Άνω Παλαιοζωϊκών στρωμάτων, παρόμοια με αυτά που υπάρχουν στην Αττική, αναγνωρίστηκαν επίσης και στην περιοχή της Εύβοιας (Deprat, 1904). Ο Renz (1955) διακρίνει το σύστημα των Παλαιοζωϊκών στρωμάτων σε Ανώτερο Λιθανθρακοφόρο και σε Πέρμιο, ενώ με βάση τα απολιθώματα που βρήκε στα Παλαιοζωϊκά στρώματα (πρωτόζωα και φύκη) προσδιόρισε την ηλικία τους από Ανώτερο Λιθανθρακοφόρο έως Ανώτερο Πέρμιο. Τα Παλαιοζωϊκά στρώματα αποτελούνται κυρίως από αργιλικούς σχιστόλιθους, ψαμμίτες, γραουβάκες και κροκαλοπαγή μεταξύ των οποίων παρεμβάλλονται βασικά εκρηξιγενή πετρώματα. Επίσης εντός των στρωμάτων αυτών και σε διάφορους στρωματογραφικούς ορίζοντες, συναντώνται φακοειδείς ενστρώσεις λεπτοπλακωδών ή παχυπλακωδών, ενίοτε μαργαϊκών ή κονδυλωδών ασβεστόλιθων, χρώματος λευκού, ροζ, κιτρινόλευκου ή μαύρου. Οι φακοειδείς αυτές ενστρώσεις είναι συνήθως μικρές, ενίοτε όμως αποκτούν σημαντικές διαστάσεις. Σε ορισμένες περιπτώσεις τα Παλαιοζωϊκά ιζήματα της περιοχής (Όσιος Μελέτιος Οινόης, Ζωοδόχος Πηγή Πύλης κ.α.) παρουσιάζουν μικρή μεταμόρφωση (Φυλλίτες, Χαλαζίτες). Στην περιοχή μελέτης κύριες εμφανίσεις του Παλαιοζωϊκού έχουμε στα όρη Πάρνηθα, Πάστρα, Κιθαιρώνας και Πατέρα. Στην ορεινή αλυσίδα που σχηματίζουν τα όροι Πάρνηθα -Πάστρα- Κιθαιρώνας, που περιλαμβάνονται στην περιοχή μελέτης, τα Παλαιοζωϊκά στρώματα σχηματίζουν μία επιμήκη ζώνη από το χωριό Πάνακτο, διαμέσου της Κάζας μέχρι και τα Βίλλια (Renz, 1955; Τρικκαλινός, 1958α, β; Σπηλιάδης, 1961; Δούνας, 1971). Τα αρχαιότερα στρώματα της ζώνης που θεωρείται ότι ανήκουν στην Υποελαγονική ζώνη (και της Ελλάδας) απαντούν στη νήσο Κω (Desio, 1930). Στην Κώ χαρτογραφήθηκαν μαύροι σχιστοποιημένοι ασβεστόλιθοι και αργιλικοί σχιστόλιθοι οι οποίοι χρονολογήθηκαν με βάση τα χαρακτηριστικά απολιθώματα Fenestella cornicola, Orthis noctilio ως Σιλούριοι. Άνω Παλαιοζωϊκά στρώματα διαπιστώθηκαν επίσης στη 43

53 Λιθοστρωματογραφία της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Λοκρίδα της Στερεάς Ελλάδας (όρη Κνημίς και Χλωμόν), την Όθρυ, στη Χίο, την Ύδρα και τη Σαλαμίνα Τριαδικό Τα Τριαδικά ιζήματα της Υποπελαγονικής ζώνης (Σχήμα 2.3) αποτελούνται κυρίως από ασβεστόλιθους οι οποίοι τοποθετούνται επικλυσιγενώς πάνω στο Παλαιοζωϊκό υπόβαθρο της ζώνης. Τα κατώτερα μέλη της Τριαδικής σειράς (Κατώτερο-Μέσο Τριαδικό) αποτελούνται από ιζήματα βαθιάς θάλασσας όπως ερυθρούς ασβεστόλιθους της φάσεως Hallstatt ή από ασβεστόλιθους κατά θέσεις δολομιτοποιημένους, ρηχότερης φάσης. Η βάση των σχηματισμών του Τριαδικού συνίσταται από κροκαλοπαγή, ψαμμίτες, ασβεστόλιθους και παρεμβολές τοφφιτικών υλικών Βερφενίου ηλικίας. Το μέγιστο πάχος του συστήματος αυτού ανέρχεται σε ~60 m. Το Μέσο-Άνω Τριαδικό αποτελείται από ασβεστόλιθους, δολομιτικούς ασβεστόλιθους, ενώ συχνά τα κατώτερα στρώματα του είναι δολομίτες. Οι σχηματισμοί του Άνω Τριαδικού είναι λευκού έως λευκότεφρου χρώματος, άστρωτοι έως παχυστρωματώδεις, έντονα διερρηγμένοι και καρστικοποιημένοι με μέγιστο πάχος 350 m. Το Ανώτερο Τριαδικό συνίσταται από τεφρούς, μελανότεφρους, λεπτοστρωματώδεις έως παχυστρωματώδεις ασβεστόλιθους, δολομίτικούς ασβεστόλιθους και δολομίτες μέγιστου πάχους 250 m. Οι Άνω Τριαδικοί ασβεστόλιθοι αναπτύσσονται χωρίς στρωματογραφικό κενό πάνω στους Μέσο-Άνω Τριαδικούς ασβεστόλιθους, ενώ σε πολλές περιπτώσεις είναι πολύ δύσκολος ο διαχωρισμός τους από τους υποκείμενους Μέσο-Τριαδικούς δολομιτικούς ασβεστόλιθους και δολομίτες Ιουρασικό Το Ιουρασικό αντιπροσωπεύεται (Σχήμα 2.3) από τη χαρακτηριστική για την Υποπελαγονικής ζώνη «σχιστοκερατολιθική διάπλαση», η οποία αποτέθηκε κατά το Ιουρασικό ενώ στις περιοχές που δεν παρατηρείται η ασβεστολιθική σειρά που περιγράφηκε προηγουμένως, η απόθεση της «σχιστοκερατολιθικής διάπλασης» θεωρείται ότι άρχισε το Άνω Τριαδικό. Η «σχιστοκερατολιθική διάπλαση» συνίσταται από λεπτόκοκκα ιζήματα δηλαδή κόκκινους, πράσινους, μαύρους αργιλικούς 44

54 Λιθοστρωματογραφία της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 σχιστόλιθους, ραδιολαριτικούς κερατόλιθους, μάργες και λεπτόκοκκους πελαγικούς ασβεστόλιθους. Τα ιζήματα αυτά βρίσκονται σε συνεχείς εναλλαγές ενώ συχνά παρεμβάλλονται οφιολιθικά σώματα. Συχνές επίσης είναι οι διεισδύσεις μέσα στα ιζήματα της διάπλασης βασικών ηφαιστιτών (διαβάσες, δολερίτες) καθώς και βασικών τόφφων έτσι ώστε η διάπλαση να αποκτά χαρακτήρα ηφαιστειοϊζηματογενούς σειράς. Τα παραπάνω χαρακτηριστικά υποδηλώνουν πελαγική-ωκεάνια ιζηματογένεση. Σε ορισμένες θέσεις τα ανώτερα τμήματα της «σχιστοκερατολιθικής διάπλασης» έχουν τουρβιδική εμφάνιση που προσομοιάζει με φλυσχοειδή ιζηματογένεση και θεωρείται σαν πιθανό αποτέλεσμα της Παλαιοελληνικής ορογενετικής φάσης στο Κάτω Κρητιδικό. Οι πιο μεγάλες οφιολιθικές μάζες της Υποπελαγονικής βρίσκονται στις περιοχές Όθρυ, Βούρινο, Καστοριά, Λοκρίδα, Κεντρική Εύβοια. Ιδιαίτερα στις περιοχές Όθρυ και Βούρινου εμφανίζονται πλήρεις οφιολιθικές ακολουθίες με όλα σχεδόν τα βασικά και υπερβασικά πετρώματα πλουτώνεια και ηφαιστειακά (σερπεντινίτες, χαρτσβουργίτες, δουνίτες, λερζόλιθοι, νορίτες, γάββροι, διαβάσες, δολερίτες, βασάλτες, pillow lavas κ.α.). Συνδεδεμένα με τις παραπάνω μεγάλες οφιολιθικές μάζες είναι σημαντικά κοιτάσματα χρωμιτών (Βούρινο, Τσαγκλί, κ.α.) (Rassios and Moores, 2006). Παρ όλο που η σχιστοκερατολιθική διάπλαση δεσπόζει στην ιζηματογένεση του Ιουρασικού, εντούτοις σε πολλές περιοχές της Υποπελαγονικής οι οφιόλιθοι βρίσκονται τεκτονικά τοποθετημένοι πάνω σε ανθρακικά πετρώματα. Τα ανθρακικά αυτά πετρώματα αποτέθηκαν κατά το Ιουρασικό και αποτελούν συνέχεια των αντίστοιχων Τριαδικών. Πρόκειται για μαύρου ή τεφρού χρώματος ασβεστόλιθους ηλικίας Λιασίου (Κατώτερου Ιουρασικού) και τεφρού χρώματος πλακώδεις, συχνά ωολιθικούς, ασβεστόλιθους ηλικίας Δογκέριου-Μαλμίου (Μέσο-Άνω Ιουρασικό). Οι ασβεστόλιθοι αυτοί είναι πελαγικής ή νηριτικής φάσης, τυπικοί ηπειρωτικού περιθωρίου, οι οποίοι εναλλάσσονται με ενστρώσεις κερατολίθων, πηλιτών και πυριτικών μαργών, στοιχεία που επιβεβαιώνουν τον πελαγικό χαρακτήρα της όλης σειράς. Η παραπάνω σειρά πετρωμάτων είναι γνωστή και ως «σειρά Κρυσταλλοπηγής». 45

55 Λιθοστρωματογραφία της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας ΚΕΦΑΛΑΙΟ Μέσο-Άνω Κρητιδικό Τα Ιζήματα της Μέσο-Άνω Κρητιδικής επίκλησης (Σχήμα 2.3) αποτέθηκαν μετά τη μεσολάβηση ενός στρωματογραφικού κενού κατά τη διάρκεια του οποίου η Υποπελαγονική ζώνη αναδύθηκε και χέρσευσε, με την ορογένεση που εκδηλώθηκε στο χώρο τον Εσωτερικών Ελληνίδων στην περίοδο του Ανώτερου Ιουρασικού-Κάτω Κρητιδικού. Η επίκληση της θάλασσας εκδηλώθηκε γενικά το Κενομάνιο (Μέσο Κρητιδικό) με μικρές χρονικές διαφορές στις διάφορες θέσεις. Κατά τη διάρκεια της επίκλησης αποτέθηκαν ένα τυπικό κροκαλοπαγές βάσης και στη συνέχεια οι ασβεστόλιθοι του Άνω Κρητιδικού. Οι παραπάνω ασβεστόλιθοι εμφανίζονται άλλοτε σαν νηριτικοί (κυρίως με ρουδιστές) και άλλοτε σαν πελαγικοί (μαργαϊκοί κονδυλώδεις), μέσα στους οποίους παρεμβάλλονται μικρού πάχους ψαμμιτικά και μαργαϊκά στρώματα. Επί της ασυμφωνίας και σαν αποτέλεσμα εκτεταμένης διάβρωσης και αποσάθρωσης των οφιολίθων, κατά την περίοδο χέρσευσης, σχηματίσθηκαν σιδηρονικελιούχα και λατεριτικά κοιτάσματα (π.χ. στη Λάρυμνα, Λοκρίδα, Κεντρική Εύβοια). Τα κοιτάσματα αυτά στη συνέχεια καλύφθηκαν και προστατεύθηκαν από τη διάβρωση χάρη στην απόθεση των Μέσο-Άνω Κρητιδικών επικλυσιγενών ιζημάτων. Η απόθεση των παραπάνω ιζημάτων έγινε με ασυμφωνία πάνω στα προϋπάρχοντα πετρώματα. Έτσι εμφανίζονται είτε πάνω από τους οφιόλιθους και τα λατεριτικά κοιτάσματα, είτε πάνω από τη «σχιστοκερατολιθική διάπλαση» ή πάνω από τα ανθρακικά ιζήματα του Τριαδικού ή Ιουρασικού, ανάλογα με την τεκτονική δομή που δημιουργήθηκε ύστερα από τις πτυχώσεις Ανώτερου Ιουρασικού-Κ. Κρητιδικού. Μετά την απόθεση των επικλυσιγενών ιζημάτων η ιζηματογένεση συνεχίζεται με την απόθεση του φλύσχη που άρχισε στο Άνω Μαιστρίχτιο (Α. Κρητιδικό) και έληξε στο τέλος του Ηωκαίνου με την εκδήλωση της τελικής ορογενετικής δράσης Παλαιογεωγραφία Με τον όρο Υποπελαγονική, που δόθηκε στη ζώνη καθορίσθηκε η παλαιογεωγραφική θέση της, ως τη δυτική κατωφέρεια του υβώματος της Πελαγονικής προς την αύλακα της ζώνης Πίνδου (Σχήμα 2.4). Εμφανίζει δηλαδή χαρακτήρες ιζηματογένεσης ενδιάμεσους μεταξύ νηριτικής και πελαγικής φάσης. Παλαιογεωγραφικά το ύβωμα της Πελαγονικής αποτελούσε μια μικροήπειρο στο ανατολικό περιθώριο του ωκεανού της Πίνδου (Robertson et al., 1991). Η μικροήπειρος αυτή διαχωρίστηκε από την Απούλια 46

56 Λιθοστρωματογραφία της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 πλάκα κατά το Κάτω Τριαδικό και στην συνέχεια αποτέλεσε τμήμα της Ευρασιατικής πλάκας (Robertson et al. 1991). Η Υποπελαγονική ζώνη άρχισε να διαφοροποιείται κατά το Κάτω Ιουρασικό σε βαθιά αύλακα. Κατά το Άνω Ιουρασικό στα πλαίσια της Πάλαιο-Ελληνικής ορογενετικής φάσης τεμάχη ωκεάνιου φλοιού επωθήθηκαν (Smith et al. 1979, Rassios & Smith 2000) πάνω στο δυτικό περιθώριο της Πελαγονικής και καθώς η παραμόρφωση μετανάστευε προς τα ανατολικά, τμήματα της ζώνης ανυψώθηκαν και έδωσαν κλαστικό υλικό προς τα δυτικά στον Πρώτο φλύσχη της Ζώνης Πίνδου (Richter & Muller, 1993; Wagreich et al., 1996). Στο Μέσο-Άνω Κρητιδικό η ζώνη βυθίζεται και το Τριτογενές κατά το κλείσιμο του ωκεανού της Πίνδου η Πελαγονική μικροήπειρος συγκρούστηκε με την Απούλια μια διαδικασία που οδήγησε στο σχηματισμό των Εξωτερικών Ελληνίδων και στην οριστική ανάδυση της ζώνης μετά το τέλος του Ηωκαίνου (Doutsos et al., 1993) η οποία δεν ήταν σύγχρονη σε όλο το μήκος της (Ananiadis et al., 2004). Σχήμα 2.4: α) Απλοποιημένος τεκτονικός χάρτης των Ελληνίδων και η γεωλογική τομή στην Κεντρική Ελλάδα: ΕΖ: Εξωτερικές ζώνες; ΙΖ: Εσωτερικές ζώνες; Η: Ενδοχώρα; ΑCM: Αττικο-κυκλαδική μάζα. β)σχηματική γεωλογική τομή που δείχνει την παλαιογεωγραφική θέση της Υποπελαγονικής κατά το Ανώτερο Τριαδικό (τροποποιημένο από Robertson et al., 1991). Figure 2.4: a) Simplified structural map of Hellenides and the geological section in the Central Greece: EZ: External zones; IZ: Internal zones; H: Hinterland; ACM: Attico-cycladid massif. β) Schematic geological cross section showing the palaegeographical location of Subpelagonian zone in the Late Triassic as documented in Central Greece (modified from Robertson et al., 1991). 47

57 Λιθοστρωματογραφία της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας ΚΕΦΑΛΑΙΟ Τα Μέτα-Αλπικά ιζήματα της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας Παρακάτω ακολουθεί η περιγραφή των Νεογενών και Τεταρτογενών σχηματισμών που αποτέθηκαν στην περιοχή μελέτης καθώς και η παλαιογεωγραφική τους εξέλιξη. Οι σχηματισμοί αυτοί, γνωστοί ως μετά-αλπικοί σχηματισμοί, είναι μεταγενέστεροι και ανεξάρτητοι από το κύριο Αλπικό ορογενετικό σύστημα. Η περιγραφή και ανάλυση τους είναι σημαντική γιατί συνδέονται γενετικά με τις νεότερες τεκτονικές κινήσεις. Η διάρθρωση που ακολουθεί βασίζεται κυρίως στις εργασίες των Mitsopoulos (1961), Χριστοδούλου (1969), Κουμαντάκη (1971), Λεοντάρης (1979), Δούνας (1971) και Μέττος (1992) Νεογενές Τα Νεογενή ιζήματα στην περιοχή μελέτης (Σχήμα 2.2 και 2.3) αποτελούνται κυρίως από λιμναίες, ποτάμιες και ποταμο-χερσαίες αποθέσεις και η απόθεσή τους ξεκινά το Ανώτερο Μειόκαινο (Μέττος, 1992). Σχήμα 2.5: Απλοποιημένος χάρτης όπου φαίνεται η επιφανειακή εξάπλωση των σχηματισμών Σχηματαρίου και Θηβών-Ερυθρών. Figure 2.2: Simplified map showing the area covered by the Schimatari and Thiva-Erithres formations. Τα βαθύτερα μέλη της λεκάνης είναι κυρίως λιμναία ιζήματα που αποτελούνται από μάργες, μαργαϊκούς ασβεστόλιθους, τραβερτίνες. Τα ανώτερα τμήματα αποτελούνται 48

58 Λιθοστρωματογραφία της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 κυρίως από κροκαλοπαγή, συνεκτικά και μη, και ψαμμίτες. Χαρακτηριστικό των σχηματισμών αυτών είναι οι συχνές πλευρικές μεταβάσεις που δυσχεραίνουν τον σαφή διαχωρισμό και ταξινόμηση τους. Πιο αναλυτικά ξεκινώντας την περιγραφή των Νεογενών αποθέσεων από το ανατολικό τμήμα της περιοχής διακρίνονται οι σχηματισμοί Σχηματαρίου και Θηβών-Ερυθρών Σχηματισμοί περιοχής Σχηματαρίου Οι σχηματισμοί αυτοί έχουν μεγάλη πλευρική εξάπλωση καταλαμβάνοντας ολόκληρο το ανατολικό τμήμα της περιοχής μελέτης καθώς και μέρος του νότιου τμήματος (Σχήμα 2.5). Το πάχος και η λιθολογία των σχηματισμών αυτών ποικίλει κατά τόπους. Έτσι διακρίνονται: - Τα κατώτερα μέλη των ιζημάτων που αποτελούνται κυρίως από λιμναίες αποθέσεις οι οποίες συνίστανται από λέπτο-πλακώδεις μαργαϊκούς ασβεστόλιθους και λευκού χρώματος πλακώδεις μάργες που εναλλάσσονται με φαιοπράσινου και γκρι χρώματος πηλούς και αργίλους αντίστοιχα. Μέσα στα ιζήματα αυτά έχουν βρεθεί λιγνιτικοί ορίζοντες μικρού πάχους, οι οποίοι στο παρελθόν έχουν υποστεί μικρή εκμετάλλευση. Στην περιοχή της Άρμας τα βαθύτερα μέλη της ακολουθίας αρχίζουν από λεπτομερή υλικά τα οποία αποτελούνται από λεπτόκοκκους άμμους και το πάχος τους φτάνει τα 60 m. - Οι αποθέσεις αυτές μεταβαίνουν σε στρωματογραφικά ανώτερους ορίζοντες από μάργες με εναλλαγές μαργαϊκών ασβεστόλιθων, πηλών και άμμων. - Τα ανώτερα στρώματα των σχηματισμών αποτελούνται εναλλαγές συνεκτικών και χαλαρών κροκαλοπαγών στα οποία παρεμβάλλονται λέπτο-μέσο στρωματώδεις αποθέσεις άμμων πηλών και αργίλων. Τα ιζήματα αυτά είναι ποταμο-χερσαίας προέλευσης, ενώ θεωρείται ότι μοιάζουν με τα κροκαλοπαγή που εμφανίζονται στην περιοχή της Θήβας και θα περιγραφούν παρακάτω. Στις περιοχές Τανάγρας, Σχηματαρίου και Χαλκουτσίου βρέθηκαν από τους Mitsopoulos (1961) και Κουμαντάκη (1971) χαρακτηριστικά είδη της πικερμικής πανίδας: Hipparion mediterraneum, Rhinocerotidarum gen. indet., Gazella departida Gervais, 49

59 Λιθοστρωματογραφία της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Gazella sp., Tragoreas oryxoides Schlosser και χαρακτηρίζουν τις αποθέσεις των περιοχών αυτών ως Ποντίου ηλικίας. Ο Λεοντάρης (1979) τοποθετεί τα ιζήματα νότια της περιοχής Ριτσώνας, βάσει συγκριτικών παρατηρήσεων, επίσης στο Πόντιο. Ο Rumke (1976) και De Bruijn (1976) από την πανίδα μικρό-θηλαστικών που βρέθηκε στην περιοχή Σχηματαρίου και στο Χαλκούτσι, τοποθετούν τους σχηματισμούς στο Βαλλέσιο και Ανώτερο Τουρώλιο αντίστοιχα, ενώ οι Mettos et al. (1988) κάνοντας στρωματογραφικoύς συσχετισμούς μεταξύ των σχηματισμών Τανάγρας-Ωρωπού τοποθετούν τις αποθέσεις αυτές στο Βαλλέσιο. Η Βαλλέσια ηλικία προσδιορίσθηκε βάσει παλυνολογικών προσδιορισμών που πραγματοποιήθηκαν σε δείγματα που πάρθηκαν από τα κατώτερα μέλη των στρωματογραφικών ενοτήτων από τον Μέττο (1992). Το συνολικό πάχος των σχηματισμών του Σχηματαρίου υπερβαίνει τα 350 m, ενώ θεωρείται ότι οι σχηματισμοί στην περιοχή της Τανάγρας (μαζί με τα κροκαλοπαγή της περιοχής των Θηβών) υπερβαίνουν και τα 600 m (Μέττος, 1992) Σχηματισμοί περιοχής Θηβών-Ερυθρών Οι σχηματισμοί αυτοί αναπτύσσονται κυρίως στο κεντρικό και δυτικό τμήμα της λεκάνης (Σχήμα 2.5) που αντιστοιχεί γεωγραφικά στην περιοχή που περικλείεται από την πόλη των Θηβών και τις κοινότητες Ερυθρών, Πλαταιών, Καπαρελλίου και Λεονταρίου. Παρακάτω δίνεται η περιγραφή των κύριων στρωματογραφικών ενοτήτων από τα κατώτερα προς τα ανώτερα μέλη (Μέττος, 1992): - Συνεκτικά κροκαλοπαγή αποτελούν τα βαθύτερα μέλη των αποθέσεων αυτών, τα οποία μεταβαίνουν προς τα επάνω σε λεπτότερες στρώσεις από εναλλαγές αργιλούχων άμμων, αργίλων και πηλών μέσα στους οποίους απαντούν αραιές στρώσεις από μη συνεκτικά και συνεκτικά κροκαλοπαγή. - Συνεκτικά κροκαλοπαγή τα οποία εναλλάσσονται με ψαμμίτες. Οι αποθέσεις αυτές έχουν ένα χαρακτηριστικό καστανό χρώμα. - Εναλλαγές από αργίλους, αμμούχων πηλών και πηλών. Εντός των λεπτομερών αυτών υλικών απαντούν αραιές ενστρώσεις μη συνεκτικών κροκαλοπαγών και άμμων. Το χρώμα που χαρακτηρίζει τις αποθέσεις αυτές είναι σκούρο γκρί. 50

60 Λιθοστρωματογραφία της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 - Εναλλαγές πηλών και αργίλων εντός των οποίων απαντούν αραιές ενστρώσεις από κροκάλες και άμμους. Τα παραπάνω μεταβαίνουν προς τα πάνω σε αποθέσεις αργίλων και μη συνεκτικών κροκαλοπαγών. Η σύσταση των κροκαλοπαγών, που περιγράφτηκαν στις παραπάνω αποθέσεις, είναι πολύμεικτη με το μεγαλύτερο ποσοστό συμμετοχής να έχουν οι ασβεστολιθικής σύστασης κροκάλες, ενώ μικρότερο ποσοστό καταλαμβάνουν οι οφειολιθικής και κερατολιθικής σύστασης κροκάλες. Η απόθεση των παραπάνω σχηματισμών της περιοχής Θηβών-Ερυθρών θεωρείται ότι άρχισε το Βαλλέσιο (Ανώτερο Μειόκαινο) (Μέττος, 1992). Τα κροκαλοπαγή των Θηβών (Μέττος, 1992), πρόκειται για ποτάμιες αποθέσεις μεγάλου πάχους που αναγνωρίζονται κοντά στην πόλη των Θηβών. Εμφανίζουν μεγάλη πλευρική εξάπλωση και αποτελούνται κυρίως από κροκαλοπαγή τα οποία εναλλάσσονται με κόκκινου έως καστανού χρώματος αργίλους και άμμους. Τα κροκαλοπαγή αποτελούνται από οφιολιθικής ή ασβεστολιθικής σύστασης κροκάλες, ανάλογα με την περιοχή που έχουν αποτεθεί. Στο τμήμα κοντά στην πόλη των Θηβών επικρατούν οι οφιολιθικής σύστασης κροκάλες, ενώ νοτιοδυτικά επικρατούν οι ασβεστολιθικής σύστασης (Μέττος, 1992). Σύμφωνα με τον Χριστοδούλου (1969) οι σχηματισμοί αυτοί είναι διλουβιακής ηλικίας και βρίσκονται σε ασυμφωνία με τα Νεογενή ιζήματα της περιοχής. Ο Μέττος (1992) θεωρεί ότι η απόθεση των σχηματισμών αυτών είναι σε συμφωνία πάνω στα παλαιότερα ιζήματα της περιοχής, αποτελούν δηλαδή τα νεότερα μέλη των Νεογενών αποθέσεων, και ότι η απόθεση τους άρχισε στο Κατώτερο Πλειόκαινο. Ο Δούνας (1971) χωρίζει τις Νεογενείς αποθέσεις της περιοχής των Θηβών σε δύο συστήματα το Κατώτερο και το Ανώτερο αντίστοιχα. Το Κατώτερο σύστημα, θεωρεί ότι αποτελείται από στρώματα κροκαλοπαγών, ψαμμιτών, μαργών και αργίλων τα οποία εναλλάσσονται τυχαία μεταξύ τους. Η βάση του συστήματος αυτού ταυτίζεται συνήθως με την παρουσία ενός κροκαλοπαγούς βάσεως (περιοχή Πλαταιών), με την πλειοψηφία των κροκάλων να είναι ασβεστολιθικής κυρίως σύστασης, το οποίο μεταβαίνει προς τα επάνω σε στρώματα μαργών, αργίλων, ψαμμιτών και κροκαλοπαγών που 51

61 Λιθοστρωματογραφία της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 εναλλάσσονται μεταξύ τους. Αρκετά συχνά οι ενστρώσεις των κροκαλοπαγών αποτελούνται από οφιολιθικής κυρίως σύστασης κροκάλες. Το Ανώτερο σύστημα, περιλαμβάνει χερσαίας προέλευσης αποθέσεις οι οποίες αποτελούνται από ερυθρού και καστανού χρώματος πηλούς και αργίλους, μεταξύ των οποίων παρεμβάλλονται ενστρώσεις ψαμμιτών και κροκαλοπαγών. Ανάμεσα στους αργιλικούς σχηματισμούς είναι αρκετά συχνή η παρουσία μαργαϊκών στρωμάτων πάχους ~1 m. Οι σχηματισμοί αυτοί μεταβαίνουν προς τα στρωματογραφικά ανώτερα τμήματα του σχηματισμού σε αποθέσεις κροκαλοπαγών σημαντικού πάχους. Οι σχηματισμοί που αποτελούν το Ανώτερο σύστημα κατά το Δούνα (1971) είναι αντίστοιχοι με τους σχηματισμούς που αποτελούν το κροκαλοπαγές των Θηβών και περιγράφτηκαν από τον Μέττο (1992). Το συνολικό πάχος και των δύο συστημάτων υπερβαίνει τα 400 m, σύμφωνα με γεωηλεκτρικές διασκοπήσεις που έγιναν από το ΙΓΜΕ για λογαριασμό της ΕΥΔΑΠ (Δούνας, 1971). Ο Χριστοδούλου (1969) αναφέρει ότι οι αποθέσεις του κεντρικού και δυτικού τμήματος της περιοχής αντιστοιχούν στις αποθέσεις της Τανάγρας και είναι Πόντιου ηλικίας. Η παρουσία των οστρακωδών Candona cf. neglecta SARS, Candona sp., κ.α. υποδηλώνει ότι τα ιζήματα είναι υφάλμυρα-λιμναία. Επιπλέον οι εναλλαγές στρωμάτων θεωρείται ότι χαρακτηρίζουν φάση απόσυρσης (Χριστοδούλου, 1969). Κατά τον Αρώνη (1953α) οι σχηματισμοί του Κατώτερου συστήματος αναπτύσσονται πάνω από Μειοκαινικής ηλικίας αποθέσεις αποτελούμενες κυρίως από μαργαϊκούς ασβεστόλιθους. Οι απόψεις του παραπάνω ερευνητή, για την ηλικία των σχηματισμών, δεν τεκμηριώνονται από παλαιοντολογικά ευρήματα. Οι νεογενείς αποθέσεις του Κατώτερου συστήματος κατατάσσονται από τον Δούνα (1971) στο Κατώτερο Πλειόκαινο, ενώ οι αποθέσεις του Ανώτερου συστήματος θεωρεί ότι είναι ανάλογες με τις αποθέσεις των Μεγάρων και τις κατατάσσει στο Ανώτερο Πλειόκαινο χωρίς όμως να υπάρχουν ικανά στοιχεία που να θεμελιώνουν αυτόν τον ισχυρισμό του. 52

62 Λιθοστρωματογραφία της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας ΚΕΦΑΛΑΙΟ Τεταρτογενές Τα Τεταρτογενή ιζήματα (Σχήμα 2.2 και 2.3) χαρακτηρίζονται από τις ποταμό-χειμάρριες αποθέσεις του Κατώτερου Πλειστοκαίνου και τα ποτάμια και χερσαία ιζήματα που αποτέθηκαν κατά την διάρκεια του Ολόκαινου. Οι αποθέσεις του Κατώτερου Πλειστοκαίνου, ξεκινώντας από τις παλαιότερες προς τις νεότερες, αποτελούνται από: - Συνεκτικά κροκαλοπαγή (περιοχή Καπαρελλίου), που αποτελούν και τη βάση των αποθέσεων αυτών, τα οποία είναι κυρίως ασβεστολιθικής σύστασης, διατεταγμένα σε παχιές τράπεζες με παρεμβολές λεπτών μαργαϊκών στρωμάτων. Το συνολικό τους πάχος φτάνει τα 80 m. - Στη συνέχεια ακολουθούν εναλλαγές κροκαλοπαγών, ψαμμιτών, άμμων, καστανέρυθρων αργίλων και πηλών, χωρίς απολιθώματα, συνολικού πάχους περίπου 150 m. - Κώνους κορημάτων που αποτελούνται από: i) Λατύπες διατεταγμένες σε λεπτές στρώσεις ελαφρά συγκολλημένες στα ανώτερα μέλη τους και ισχυρά στα κατώτερα, με μέγιστο πάχος 10 m. ii) Λατυποπαγή κυρίως ασβεστολιθικής σύστασης μέσα στις οποίες απαντούν συχνά μεγάλα ασβεστολιθικά μπλοκ έως και 20 m μήκους. Οι Ολοκαινικές αποθέσεις συνίστανται από: - Λιμναίες αποθέσεις στην περιοχή της Κωπαΐδας. - Σύγχρονες αποθέσεις ποταμών και χειμάρρων, οι οποίες αποτελούνται από αδρομερή υλικά κυρίως κροκάλες και άμμους. - Αλλουβιακές αποθέσεις κλειστών λεκανών που προέρχονται από τη διάβρωση ασβεστόλιθων και αποτελούν μορφές καρστικών βυθισμάτων και συνίστανται από λεπτομερή υλικά όπως αργίλους και άμμους. - Σύγχρονα πλευρικά κορήματα και κώνους κορημάτων. 53

63 Λιθοστρωματογραφία της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας ΚΕΦΑΛΑΙΟ Παλαιογεωγραφία των Νεογενών και Τεταρτογενών σχηματισμών Η απόθεση των παλαιότερων στρωματογραφικά ενοτήτων άρχισε κατά το Βαλλέσιο (Ανώτερο Μειόκαινο) και κάλυπτε το μεγαλύτερο μέρος του κεντρικού και ανατολικού τμήματος της λεκάνης των Θηβών (Σχήμα 2.6Α). Πρόκειται για σχηματισμούς λιμναίας φάσης που αποτελούνται κυρίως από αργίλους και μάργες μικρού πάχους εντός των οποίων αποτέθηκαν λιγνιτικά κοιτάσματα περιορισμένου πάχους. Στη συνέχεια ακολουθεί η απόθεση μαργών και μαργαϊκών ασβεστόλιθων. Από παλυνολογικές αναλύσεις που έγιναν (Μέττος, 1992) το Βαλλέσιο εκπροσωπείται από Taxodiaceae, Juglandaceae, Myricaceae κ.α. είδη τα οποία διαβιούν σε λιμναία και ελώδη περιβάλλονται ενώ συνοδεύονται από διάφορα δασώδη θερμόφιλα είδη. Οι αποδείξεις για το λιμναίο περιβάλλον της περιοχής ενισχύονται και από την παρουσία υδρόβιων φυτών, τα οποία βρέθηκαν και θεωρείται ότι αναπτύσσονταν στην παραλίμνια περιοχή. Μετά την απόθεση των σχηματισμών αυτών θεωρείται ότι έχουμε κατακόρυφες κινήσεις με αποτέλεσμα την ανύψωση των ιζημάτων που είχαν αποτεθεί και στη συνέχεια την διάβρωση και την μεταφορά υλικών από το υπόβαθρο και τους νεογενείς σχηματισμούς (Μέττος 1992). Έτσι έχουμε την απόθεση συνεκτικών κροκαλοπαγών και ποταμοχερσαίων αποθέσεων κατά το Τουρώλιο (Σχήμα 2.6Β). Κατά τη βαθμίδα του Τουρωλίου η φυτική εξάπλωση αποτελείται από θερμόφιλα κυρίως είδη με μικρότερες απαιτήσεις σε νερό σε σχέση με τα φυτικά είδη της προηγούμενης περιόδου (Μέττος, 1992). Κατά το Κατώτερο Πλειστόκαινο στα ανατολικά περιθώρια της περιοχής μελέτης έχουμε την απόθεση ποταμο-χερσαίων και ποταμο-χειμάριων ιζημάτων τα οποία επικάθονται ασύμφωνα πάνω στις Άνω Πλειοκαινικές αποθέσεις ή πάνω στο προ-νεογενές υπόβαθρο (Σχήμα 2.6Γ). Στο υπόλοιπο διάστημα του Τεταρτογενούς έως και σήμερα έχουμε την απόθεση ποτάμιων και χερσαίων αποθέσεων. 54

64 Λιθοστρωματογραφία της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Σχήμα 2.6: Σχηματική παλαιογεωγραφική εξέλιξη των Νεογενών και Τεταρτογενών σχηματισμών στην ΝΑ Στερεά Ελλάδα (τροποποιημένο από Μέττο, 1992). Figure 2.6: Simplified map showing the paleo-geographical evolution of the Neogene and Quaternary formations of the SE Central Greece (modified from Mettos, 1992). 55

65 Λιθοστρωματογραφία της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2

66

67 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ Εισαγωγή Γεωμορφολογία Η Γεωμορφολογία αποτελεί ένα πολύτιμο εργαλείο στην τεκτονική μελέτη επειδή οι γεωμορφές που περιλαμβάνουν το σύνολο των γεωμορφών, που μπορούν να χαρτογραφηθούν σε συνδυασμό με τις Τεταρτογενείς αποθέσεις που συσσωρεύονται σε μια περιοχή, καταδεικνύουν τις διεργασίες που συντελέστηκαν τα τελευταία χιλιάδες ως και δυο εκατομμύρια χρόνια πριν. Κατά την έννοια αυτή η μελέτη των γεωμορφών παρέχει τα βασικά στοιχεία που είναι απαραίτητα για την κατανόηση του ρόλου της ενεργού τεκτονικής στη διαμόρφωση του αναγλύφου (Keller and Pinter, 1996). Επιπλέον, επειδή η επιφάνεια της γης είναι κατά κανόνα προσβάσιμη σε άμεση παρατήρηση, η κατανόηση των γεωμορφών αναλογικά καταδεικνύει τον απόηχο ενδογενών διεργασιών. Για να γίνουν όμως κατανοητές οι ενδογενείς διεργασίες θα πρέπει να χρησιμοποιηθούν ποσοτικοί δείκτες μετρήσεις του αναγλύφου και του υδρογραφικού δικτύου. Σε αυτό το κεφάλαιο γίνεται μια προσπάθεια για την ποσοτική και ποιοτική ανάλυση τόσο του αναγλύφου, όσο και των ποτάμιων συστημάτων (υδρογραφικό δίκτυο) που αναπτύσσονται στην περιοχή της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας. Η ποσοτική ανάλυση των ποτάμιων συστημάτων πραγματοποιείται με τον υπολογισμό των κύριων μορφομετρικών παραμέτρων των λεκανών απορροής και του υδρογραφικού δικτύου. 3.2 Μορφολογικά χαρακτηριστικά της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας Η δημιουργία και εξέλιξη των μορφολογικών χαρακτηριστικών μιας περιοχής σχετίζεται με γεωλογικές παραμέτρους και καθορίζεται από την αλληλεπίδραση των ενδογενών και εξωγενών διεργασιών που επιδρούν στη λιθόσφαιρα. Η μορφολογία της περιοχής μελέτης χαρακτηρίζεται από την ύπαρξη λεκανών και ράχεων (Basin and Range) που οργανώνονται μία διάρθρωση όπου οι ράχες ή οι λεκάνες οριοθετούνται από ρήγματα. Για πρώτη φορά αυτή η γεωμορφή περιγράφηκε στο Basin and Range Province στα Δυτικά των ΗΠΑ και έκτοτε έχει αναγνωρισθεί σε πολλές περιοχές της Ελλάδας (π.χ. Doutsos and Koukouvelas 1998; Koukouvelas et al κλπ). Στην ευρύτερη περιοχή, η τοπογραφία αυτού του τύπου είναι χαρακτηριστική για όλη την Κεντρική Ελλάδα και είναι αποτέλεσμα της διαστολής που υφίσταται, το τμήμα αυτό 57

68 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 της Ελληνικής χερσονήσου, και εκδηλώνεται με τη βοήθεια των ΑΒΑ-ΔΝΔ και ΔΒΔ- ΑΝΑ διευθύνσεων ρηξιγενών ζωνών η δράση των οποίων διαμορφώνει τα κύρια χαρακτηριστικά του αναγλύφου (Doutsos and Piper, 1990; Caputo and Pavlides, 1993; Roberts and Koukouvelas, 1996; Doutsos and Kokkalas, 2001). Η μορφολογία αυτού του τύπου της Κεντρικής Ελλάδας χαρακτηρίζεται από την παρουσία ασύμμετρων ή συμμετρικών τάφρων τα περιθώρια των οποίων οριοθετούνται από την παρουσία κανονικών ρηγμάτων τα οποία ευθύνονται για τη δημιουργία ορεινών μετώπων (όγκων) με έντονο ανάγλυφο. Η συνοπτική περιγραφή των λεκανών που υπάρχουν στην περιοχή και του τασικού πεδίου που τις προκάλεσαν, οδήγησε τους Kokkala et al. (2006) να ορίσουν μια τεκτονική επαρχία που περιλαμβάνει μια ζώνη από τα νότια της Θεσσαλίας έως τον Αμβρακικό κόλπο και από την περιοχή του Νέδα ποταμού στην Πελοπόννησο έως τον Αργολικό κόλπο. Οι κυριότεροι ορεινοί όγκοι που αναπτύσσονται και οριοθετούν την περιοχή μελέτης είναι τα όρη Ελικώνας, Κορομπίλλι, Κιθαιρώνας, Πάστρα και Πάρνηθα (Σχήμα 3.1). Το Όρος Ελικώνας βρίσκεται στο ΒΔ τμήμα της περιοχής και έχει μέγιστο υψόμετρο ~1750 m. Ο ορεογραφικός του άξονας έχει διεύθυνση σχεδόν ΔΒΔ στο δυτικό του τμήμα και καταλήγει να γίνεται ΑΒΑ στο ανατολικό τμήμα. Το Όρος Κορομπίλλι βρίσκεται στο νοτιοδυτικό τμήμα της περιοχής με μέγιστο υψόμετρο ~840 m. Η διεύθυνση του ορεογραφικού του άξονα είναι ΝΔ-ΒΑ στο δυτικό του τμήμα, ενώ καταλήγει να γίνεται Δ-Α στο ανατολικό του τμήμα. Νοτιότερα από το Όρος Κορομπίλλι βρίσκεται το Όρος Κιθαιρώνας, με διεύθυνση του ορεογραφικού του άξονα σχεδόν Δ-Α. Έχει μέγιστο υψόμετρο ~1400 m και μαζί με τα Όρη Πάστρα και Πάρνηθα οριοθετούν το νότιο τμήμα της περιοχής μελέτης. Το Όρος Πάστρα αποτελεί την προς τα ανατολικά ορεογραφική εξέλιξη του Όρους Κιθαιρώνας με μέγιστο υψόμετρο ~1030 m. Τέλος, το νοτιοανατολικό τμήμα της περιοχής μελέτης οριοθετείται από το Όρος Πάρνηθα, με κύρια διεύθυνση του ορεογραφικού του άξονα ΔΒΔ-ΑΝΑ και μέγιστο υψόμετρο ~1420m. Το βόρειο τμήμα της περιοχής μελέτης οριοθετείται από τους ορεινούς όγκους Κτύπας, Πτώον και Φίκιον με μέγιστα υψόμετρα 840, 780 και 560 m, αντίστοιχα (Σχήμα 3.1). Ο ορεογραφικός άξονας των τριών ορεινών όγκων έχει διεύθυνση ΝΔ-ΒΑ. Στο εσωτερικό τμήμα της Λεκάνης των Θηβών αναπτύσσονται οι ορεινοί όγκοι Τευμισσός και 58

69 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 Κιρίκιον, με διεύθυνση προσανατολισμού ΔΒΔ-ΑΝΑ και υψόμετρο 530 και 422 m, αντίστοιχα (Σχήμα 3.1). 3.3 Μεθοδολογία ποιοτικής και ποσοτικής ανάλυσης του αναγλύφου Η τεκτονικές διεργασίες διαμορφώνουν διαχρονικά την τοπογραφία της ευρύτερης περιοχής, σχηματίζοντας τεκτονικές γεωμορφές. Αντιστρόφως, η αποτύπωση των τεκτονικών γεωμορφών, μέσω της τοπογραφίας, δίνει τη δυνατότητα μελέτης των τεκτονικών διεργασιών. Για την ανάλυση της τοπογραφίας, στην παρούσα διατριβή χρησιμοποιήθηκε η τεχνική των Γεωγραφικών Συστημάτων Πληροφοριών (G.I.S), η οποία είναι ευρέως αναγνωρισμένη στη διεθνή επιστημονική κοινότητα των Γεωεπιστημών. Τα G.I.S αποτελούν ένα «δυναμικό εργαλείο» συλλογής, αποθήκευσης, διαχείρισης, ανάκτησης, μετασχηματισμού και απεικόνισης χωρικών δεομένων, σχετικών με φαινόμενα που απαντούν και εξελίσσονται στον πραγματικό κόσμο (Goodchild, 1985; Mayer, 2000). Η τεχνική των G.I.S αν και είναι μια σύνθετη και πολυσταδιακή μεθοδολογία σε γενικές γραμμές ακολουθείται το γνωστό μεθοδολογικό πλαίσιο εισαγωγή-διαχείριση-ανάλυση δεδομένων και χαρτογραφική απόδοση αυτών ως τελικό αποτέλεσμα. Η βασική αρχή λειτουργίας των G.I.S είναι η δημιουργία μιας βάσης δεδομένων, αποτελούμενη από μια σειρά επιπέδων πληροφορίας με κοινή γεωγραφική αναφορά. Ακολουθεί αναλυτική περιγραφή της διαδικασίας εισαγωγής των δεδομένων, της επεξεργασίας τους καθώς και ο τρόπος παραγωγής των τελικών προϊόντων. Τα πρωτογενή δεδομένα ήταν διαθέσιμα, από τις αρμόδιες υπηρεσίες, σε αναλογική μορφή, υπό μορφή χαρτών και αεροφωτογραφιών. Η περιοχή μελέτης καλύπτεται από 8 τοπογραφικά διαγράμματα κλίμακας 1: (φύλλα: Λειβαδιά, Περαχώρα, Βάγια, Καπαρέλλιον, Θήβαι, Ερυθραί, Χαλκίς και Αθήναι-Ελευσίς, πηγή: Γεωγραφική Υπηρεσία Στρατού) και τους αντίστοιχους 8 γεωλογικούς χάρτες κλίμακας 1: (πηγή: Ινστιτούτο Γεωλογικών και Μεταλλευτικών Ερευνών). Στο πρωτογενές υλικό συγκαταλέγονται επίσης 24 τοπογραφικά διαγράμματα κλίμακας 1:5.000 και 32 αεροφωτογραφίες προσεγγιστικής κλίμακας 1: τα οποία καλύπτουν επιμέρους 59

70 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 περιοχές ενδιαφέροντος (πηγή: Γεωγραφική Υπηρεσία Στρατού και Υπουργείο Αγροτικής Ανάπτυξης και Τροφίμων). Δεδομένου ότι το πρωτογενές υλικό ήταν διαθέσιμο σε αναλογική μορφή, αρχικό στάδιο της επεξεργασίας αποτέλεσε η σάρωσή του, ώστε να μετατραπεί από αναλογική σε ψηφιδωτή μορφή και κατά συνέπεια να είναι δυνατή η εισαγωγή του σε ψηφιακή βάση δεδομένων. Τα τοπογραφικά διαγράμματα και οι γεωλογικοί χάρτες σαρώθηκαν σε ανάλυση 300dpi ενώ οι αεροφωτογραφίες σε 2400dpi. Το μέγεθος της ανάλυσης καθορίστηκε αφενός μεν από τον συνδυασμό της κλίμακας-ευκρίνειας των πρωτογενών δεδομένων, αφετέρου δε από τις δυνατότητες του λογισμικού που χρησιμοποιήθηκε για την επεξεργασία τους. Τα τοπογραφικά διαγράμματα και οι γεωλογικοί χάρτες επεξεργάστηκαν με το λογισμικό της ESRI έκδοση ArcGIS 9.1, ενώ η φωτοερμηνεία των αεροφωτογραφιών έγινε με το λογισμικό της Integraph-Ζ/Ι Imagine 4.2. Οι συντεταγμένες που συλλέγονται κατά την φάση της σάρωσης των πρωτογενών δεδομένων αναφέρονται στις συντεταγμένες του σαρωτή και κατά συνέπεια δεν είναι άμεσα εκμεταλλεύσιμες για την περαιτέρω παραγωγή χωρικής πληροφορίας. Η διαδικασία της γεωαναφοράς μετασχηματίζει τις συντεταγμένες της σαρωμένης εικόνας σε συντεταγμένες ενός επίγειου συστήματος. Η επανάληψη της διαδικασίας της γεωαναφοράς, για κάθε σαρωμένη εικόνα, έχει ως αποτέλεσμα τη δημιουργία επάλληλων ψηφιδωτών επιπέδων με κοινή γεωγραφική κατανομή που αντιστοιχεί στην πραγματικότητα. Η γεωαναφορά των χαρτών έγινε με την επέκταση Georeferencing του ArcGIS, η οποία βασίζεται στην αντιστοίχηση σημείων ελέγχου επί του χάρτη με αντίστοιχα σημεία επί της οθόνης, τα οποία προσομοιάζουν σημεία με πραγματικές συντεταγμένες. Είναι σημαντικό να αναφερθεί ότι, στην παρούσα διατριβή, χρησιμοποιήθηκε το Ελληνικό Γεωδαιτικό Σύστημα Αναφοράς ΕΓΣΑ 87. Η γεωαναφορά των αεροφωτογραφιών έγινε με το λογισμικό Z/I Imagine μέσω μιας σύνθετης διαδικασίας. Αρχικά, έγινε ο εσωτερικός προσανατολισμός των αεροφωτογραφιών, με σκοπό τον καθορισμό της γεωμετρίας κάθε αεροφωτογραφίας ξεχωριστά. Ακολούθησε ο σχετικός προσανατολισμός, με σκοπό τον συσχετισμό των αεροφωτογραφιών και την δημιουργία στερεοζεύγους. Η διαδικασία ολοκληρώθηκε με την αντιστοίχηση σημείων ελέγχου επί των αεροφωτογραφιών με αντίστοιχα 60

71 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 σημεία του επίγειου συστήματος συντεταγμένων ΕΓΣΑ 87, ώστε να είναι εφικτή η εξαγωγή δεδομένων με πραγματικές συντεταγμένες. Μετά την ολοκλήρωση της γεωαναφοράς για όλα τα πρωτογενή δεδομένα, ακολούθησε η επιλεκτική εξαγωγή πληροφορίας διανυσματικής μορφής με σκοπό τη δημιουργία επάλληλων επιπέδων χωρικής πληροφορίας. Κάθε διανυσματικό επίπεδο αντιστοιχεί σε μια ξεχωριστή θεματική πληροφορία, ώστε να μπορεί να διαχειρίζεται είτε ανεξάρτητα είτε συνδυαστικά με τα υπόλοιπα επίπεδα. Η δημιουργία των πρωτογενών θεματικών επιπέδων βασίστηκε στη μέθοδο της ψηφιοποίησης. Για την αποφυγή ερμηνευτικών λαθών καθώς και κάλυψης των περιορισμών που εμπεριέχουν τα προαναφερόμενα στοιχεία, έγινε υπαίθρια επαλήθευση και διόρθωση των δεδομένων που προέκυψαν. Πιο συγκεκριμένα, η επεξεργασία των τοπογραφικών χαρτών περιλαμβάνει την ψηφιοποίηση τριών θεματικών επιπέδων, των τριγωνομετρικών σημείων (σημειακή μορφή), των ισοϋψών καμπυλών (γραμμική μορφή), με ισοδιάσταση 20m ή 5m ανάλογα με την κλίμακα των χαρτών, καθώς και της ακτογραμμής (πολυγωνική μορφή). Η ψηφιοποίησής τους έγινε με σκοπό την προσομοίωση του γήινου αναγλύφου της περιοχής μελέτης. Ένας από τους καλύτερους τρόπους προσομοίωσης του γήινου αναγλύφου είναι το ψηφιακό μοντέλο αναγλύφου ή DEM (Digital Elevation Model). Για τη δημιουργία του DEM της περιοχής μελέτης (Σχήμα 3.1) χρησιμοποιήθηκε η επέκταση 3D Analyst και εφαρμόστηκε η μέθοδος των «ακανόνιστων τριγωνικών δικτύων», γνωστής ως TINs (Triangulated Irregular Networks). Το ψηφιακό μοντέλο εδάφους που προέκυψε από την ψηφιοποίηση των τοπογραφικών χαρτών κλίμακας 1: έχει ανάλυση 10m και από την ψηφιοποίηση των χαρτών κλίμακας 1:5.000 έχει ανάλυση 2m. Τα κύρια χαρακτηριστικά του ανάγλυφου που προσδιορίστηκαν κατευθείαν από τις παραγώγους της τοπογραφικής επιφάνειας (Gallant and Wilson, 2000), παρουσιάζονται υπό μορφή χαρτών και περιλαμβάνουν τις κλίσεις των πρανών (Σχήμα 3.2) και τον προσανατολισμό τους (Σχήμα 3.3). Η κατασκευή επιφάνειας κλίσεων και προσανατολισμού ήταν απαραίτητη για τον αυτοματοποιημένο υπολογισμό του υδρογραφικού δικτύου και των υδρολογικών της περιοχής μελέτης. 61

72 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 Σχήμα 3.1: Χάρτης αναγλύφου της περιοχής μελέτης (Σκιασμένο ψηφιακό μοντέλο εδάφους). Figure 3.1: Relief map of the study area (shaded digital elevation model). 62

73 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 Σχήμα 3.2: Χάρτης κλίσεων της περιοχής μελέτης. Figure 3.2: Slope map of the study area. 63

74 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 Σχήμα 3.3: Χάρτης προσανατολισμού της περιοχής μελέτης. Figure 3.3: Aspect map of the study area. 64

75 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 Το υδρογραφικό δίκτυο και οι λεκάνες απορροής, που παρήχθησαν από το DEM, διορθώθηκαν με τη βοήθεια των τοπογραφικών χαρτών, των αεροφωτογραφιών και των δορυφορικών εικόνων, που ήταν διαθέσιμες. Στη συνέχεια υπολογίστηκαν οι μορφομετρικές παράμετροι των λεκανών απορροής και του υδρογραφικού δικτύου. Η μοντελοποίηση του αναγλύφου έχει το πλεονέκτημα να παρέχει συνεχή υψομετρική πληροφορία σε όλο το εύρος της επιφάνειας που καλύπτει, ενώ μπορεί να χρησιμοποιηθεί είτε άμεσα ως διαγνωστικό εργαλείο είτε έμμεσα για τον υπολογισμό των παραμέτρων που απαιτήθηκαν στη γεωμορφολογική και μορφοτεκτονική ανάλυση της περιοχής μελέτης (κεφάλαια 3, 4 και 5). Ο συνδυασμός του DEM με την τεχνική της «σκίασης αναγλύφου», η οποία προκύπτει από τη σκίασή του από διάφορες κατευθύνσεις, αποτελεί ένα πολύ δυναμικό διαγνωστικό μέσω γεωμορφολογικών και τεκτονικών δομών. Για την δημιουργία του σκιασμένου αναγλύφου επιλέχθηκαν συνδυαστικές διευθύνσεις σκίασης, κατάλληλες ώστε να αναδεικνύονται τα πρανή των ρηξιγενών ζωνών. Επιπλέον, το ψηφιακό μοντέλο αναγλύφου αποτέλεσε τη βάση για τον υπολογισμό χιλιάδων μετρήσεων, επί παραμέτρων που αφορούν την τεκτονική, μορφοτεκτονική και γεωμορφολογική ανάλυση. Στο διάγραμμα ροής, του σχήματος 3.4, παρουσιάζονται τα στάδια της μεθοδολογίας των G.I.S, που ακολουθήθηκαν στην παρούσα διατριβή. Τα επιμέρους βήματα για τον υπολογισμό κάθε παραμέτρου αναφέρονται στις αντίστοιχες παραγράφους των κεφαλαίων 3, 4 και 5. 65

76 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 Σχήμα 3.4: Διάγραμμα ροής της μεθοδολογίας των Γεωγραφικών Συστημάτων Πληροφοριών. Figure 3.4: Flow diagram of methodology on G.I.S. 66

77 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ Ποιοτική και ποσοτική ανάλυση του υδρογραφικού δικτύου Η μελέτη των υδρογραφικών δικτύων είναι σημαντική, τόσο γιατί ελέγχουν την υδρολογία των λεκανών απορροής (Kirby, 1976), όσο και σαν δείκτες των γεωλογικών διεργασιών (Kirchner, 1993). Τα γεωμετρικά πρότυπα ανάπτυξης των υδρογραφικών δικτύων όπως διαμορφώνονται από τη δράση των ποτάμιων καναλιών σε μια περιοχή, αντανακλούν τις τοπικές τεκτονικές συνθήκες (Ollier, 1981; Cox, 1989; Burbank, 1992). Τα αποτελέσματα της δράσης των υποκείμενων γεωλογικών δομών (Abrahams and Flint, 1983), τους επικρατέστερους μηχανισμούς διάβρωσης (Dunne, 1980) και τις κλιματικές συνθήκες (Gregory, 1976; Daniel, 1981), έχουν επίσης επίπτωση στα υδρογραφικά δίκτυα. Η ανάλυση των υδρογραφικών δικτύων και των λεκανών απορροής της περιοχής μελέτης περιλαμβάνει την ποσοτική και ποιοτική ανάλυση των υδρογραφικών δικτύων που αναπτύσσονται μέσα σε αυτή. Η ποιοτική ανάλυση περιλαμβάνει την αναγνώριση και την περιγραφή συγκεκριμένων σχεδίων ανάπτυξης που ακολουθούν τα υδρογραφικά δίκτυα, ενώ η ποσοτική ανάλυση τη μέτρηση και τον υπολογισμό των μορφομετρικών παραμέτρων τόσο των υδρογραφικών δικτύων όσο και των λεκανών απορροής. Στη συνέχεια θα γίνει η περιγραφή των κύριων προτύπων ανάπτυξης του υδρογραφικού δικτύου και στη συνέχεια θα περιγραφεί η μεθοδολογία υπολογισμού των μορφομετρικών παραμέτρων των λεκανών απορροής και του υδρογραφικού δικτύου Σχέδια ανάπτυξης υδρογραφικών δικτύων Η γεωλογική δομή και η τεκτονική δραστηριότητα σε μια περιοχή επιδρούν συχνά στην γεωμετρία των ποτάμιων συστημάτων που αναπτύσσονται μέσα σε αυτή (Howard, 1967). Αυτή η επίδραση αντικατοπτρίζεται στη διάταξη των ποτάμιων καναλιών σχηματίζοντας υδρογραφικά δίκτυα τοπικής ή ευρύτερης ανάπτυξης που ακολουθούν συγκεκριμένα σχέδια ανάπτυξης (drainage pattern) καθώς και στη θέση και τον χαρακτήρα μεμονωμένων ποτάμιων καναλιών (stream pattern). Τα κύρια σχέδια ανάπτυξης των υδρογραφικών δικτύων κατηγοριοποιούνται σε 4 βασικά σχέδια ανάπτυξης (Σχήμα 3.5). Τα βασικά αυτά πρότυπα ανάπτυξης είναι: το δενδριτικό δίκτυο (dendritic drainage pattern, Σχήμα 3.5Α), το παράλληλο δίκτυο 67

78 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 (parallel drainage pattern, Σχήμα 3.5Β), το κλιμακωτό δίκτυο (trellis drainage pattern, Σχήμα 3.5Γ) και το ακτινωτό δίκτυο (radial drainage pattern, Σχήμα 3.5Δ). Κάθε ένα από τα παραπάνω πρότυπα μπορεί να χαρακτηρίζει ολόκληρο το υδρογραφικό δίκτυο που αναπτύσσεται σε μια λεκάνη απορροής ή τμήματα αυτού αντικατοπτρίζοντας έτσι διαφορετικές τεκτονικές ή γεωλογικές συνθήκες κάθε φορά. Τα πρότυπα ανάπτυξης των υδρογραφικών δικτύων, χρησιμοποιούνται ως αναγνωριστικό εργαλείο σε ευρύ φάσμα εφαρμογών που αφορούν γεωλογικές διεργασίες που σχετίζονται με την αναγνώριση ενεργών ρηγμάτων, την εκτίμηση της σεισμικής επικινδυνότητας καθώς και την έρευνα υδρογονανθράκων (Zernitz, 1932; DeBlieux, 1949; Lattman, 1959; Paton, 1992; Jackson and Leeder, 1994; Keller and Pinter, 2002). Σχήμα 3.5: Κατηγορίες κύριων προτύπων ανάπτυξης υδρογραφικών δικτύων (τροποποιημένο από Howard, 1967; Keller and Pinter, 2002). Figure 3.5: Classification of the basic drainage patterns (modified from Howard, 1967; Keller and Pinter, 2002) Μεθοδολογία υπολογισμού μορφομετρικών παραμέτρων λεκανών απορροής Ο υπολογισμός τον μορφομετρικών παραμέτρων των λεκανών απορροής της περιοχής μελέτης έγινε σε δύο στάδια. Αρχικά, υπολογίστηκαν οι τιμές των μορφομετρικών παραμέτρων που βασίζονται σε απευθείας μετρήσεις επί του ψηφιακού μοντέλου 68

79 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 εδάφους και δίνονται στον πίνακα 3.1. Οι μετρούμενοι μορφομετρικοί παράμετροι είναι το εμβαδόν, η περίμετρος, το μήκος, το μέγιστο και το ελάχιστο υψόμετρο της λεκάνης απορροής. Στη συνέχεια από τις μετρούμενες παραμέτρους μέσω τύπων υπολογίσθηκαν οι υπολογιζόμενοι μορφομετρικοί. Οι μορφομετρικοί παράμετροι που υπολογίσθηκαν για τις λεκάνες απορροής είναι: η μέγιστη υψομετρική διαφορά (Basin relief), ο βαθμός αναγλύφου (Relif ratio), η σχετική υψομετρική διαφορά, ο παράγοντας σχήματος λεκάνης (Form factor) και τέλος η υψομετρική καμπύλη (Hypsometric curve) και το υψομετρικό ολοκλήρωμα, (Hypsometric integral). Οι υπολογιζόμενοι μορφομετρικοί παράμετροι δίνονται στον πίνακα 3.2. Οι ορισμοί, ο ακριβής τρόπος υπολογισμού και η φυσική σημασία των παραπάνω μορφομετρικών παραμέτρων αναλύεται παρακάτω. Πίνακας 3.1: Μετρούμενες μορφομετρικές παράμετροι λεκανών απορροής Τable 3.1: Measured morphometric parameters of drainage basins Μορφομετρική παράμετρος Συμβολισμός Εμβαδόν λεκάνης απορροής Α (km 2 ) Περίμετρος λεκάνης απορροής Μέγιστο υψόμετρο λεκάνης απορροής Ελάχιστο υψόμετρο λεκάνης απορροής Μήκος λεκάνης απορροής P (km) h max (m) h min (m) L (km) Πίνακας 3.2: Υπολογιζόμενες μορφομετρικές παράμετροι λεκανών απορροής Τable 3.2: Calculated morphometric parameters of drainage basins Μορφομετρική παράμετρος Μέγιστη υψομετρική διαφορά λεκάνης Βαθμός αναγλύφου Σχετική υψομετρική διαφορά Τύπος B h = h max h min R h = B h / L R hp = B h / P Παράγοντας σχήματος R F = A/L 2 Υψομετρική καμπύλη/υψομετρικό ολοκλήρωμα Hi = (h mid h min )/(h max h min ) 69

80 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ Μέγιστη υψομετρική διαφορά λεκάνης (Basin relief) Ο υπολογισμός της μέγιστης υψομετρικής διαφοράς της λεκάνης απορροής παίζει σημαντικό στην ανάπτυξη του υδρογραφικού δικτύου, στην επιφανειακή και υποεπιφανειακή κίνηση του νερού, στην περατότητα της λεκάνης απορροής, στην ανάπτυξη των γεωμορφών και τις διαβρωσιγενείς ιδιότητες του ανάγλυφου (Reddy et al., 2004) και κατ επέκταση αντικατοπτρίζει τη μεταφορική ικανότητα του ποταμού σε ίζημα (Hadley and Schumm, 1961). Ο υπολογισμός της γίνεται από την μαθηματική σχέση (Gregory and Walling, 1983): B h = h max h min, όπου h max και h min το μέγιστο υψόμετρο στον υδροκρίτη της λεκάνης απορροής και το ελάχιστο υψόμετρο στο στόμιο (έξοδος) της λεκάνης απορροής αντίστοιχα, B h η μέγιστη υψομετρική διαφορά της λεκάνης απορροής. Η μέγιστη υψομετρική διαφορά λεκάνης χρησιμοποιείται, επίσης, για τον υπολογισμό του βαθμού αναγλύφου και της σχετικής υψομετρικής διαφοράς Βαθμός αναγλύφου (Relief ratio) Για να περιγράψει το ανάγλυφο της λεκάνης απορροής με μια απλή μαθηματική έκφραση ο Schumm (1956) πρότεινε τον βαθμό αναγλύφου που ορίζεται ως εξής: όπου B h η μέγιστη υψομετρική διαφορά της λεκάνης απορροής, L το μέγιστο μήκος της λεκάνης (μετρημένο κατά μήκος της μεγαλύτερης διάστασης της λεκάνης και παράλληλα προς τη γενική κατεύθυνση του κύριου ρέματος αυτής) και R h ο βαθμός αναγλύφου. Επειδή οι μονάδες των B h και L είναι ίδιες (μέτρα) ο βαθμός αναγλύφου είναι αδιάστατος αριθμός, οπότε επιτρέπει τη σύγκριση λεκανών διαφορετικού μεγέθους. Η πυκνότητα του υδρογραφικού δικτύου και η κλίση των ανώτερων τμημάτων της λεκάνης απορροής επηρεάζονται από τον βαθμό αναγλύφου. Οι Hadley and Schumm (1961) θεωρούν ότι η μεταφορική ικανότητα σε ίζημα αυξάνει εκθετικά σε σχέση με την αύξηση της τιμής του βαθμού αναγλύφου. 70

81 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ Σχετική υψομετρική διαφορά Η σχετική υψομετρική διαφορά περιγράφεται από την μαθηματική σχέση (Gregory and Walling, 1983): όπου B h η μέγιστη υψομετρική διαφορά της λεκάνης απορροής, P η περίμετρος της λεκάνης απορροής και R hp η σχετική υψομετρική διαφορά Παράγοντας σχήματος λεκάνης (Form factor) Το σχήμα μιας λεκάνης απορροής είναι δύσκολο να εκφρασθεί ξεκάθαρα από μια μαθηματική σχέση (Gregory and Walling, 1983), ως εκ τούτου έχουν προταθεί κατά καιρούς, από διάφορους ερευνητές, σημαντικός αριθμός ποσοτικών παραμέτρων. Ο Selby (1985), για παράδειγμα πρότεινε ένα κατάλογο που περιελάμβανε επτά διαφορετικές σχέσεις. Ο καθένας από τους ποσοτικούς δείκτες που έχουν προταθεί περιγράφει σε μεγαλύτερο ή σε μικρότερο βαθμό τις υδρολογικές ή τις γεωλογικές συνθήκες που επικρατούν σε μια λεκάνη απορροής. Ο Horton (1932) για να περιγράψει το σχήμα της λεκάνης απορροής πρότεινε, έναν απλό δείκτη, τον παράγοντα σχήματος λεκάνης που μπορεί να υπολογιστεί από την μαθηματική σχέση: όπου Α το εμβαδόν της λεκάνης και L το μέγιστο μήκος της λεκάνης, μετρημένο κατά μήκος της μεγαλύτερης διάστασης της λεκάνης και παράλληλα προς τη γενική διεύθυνση του κύριου ρέματος αυτής. Ο παράγοντας σχήματος λεκάνης είναι αδιάστατο μέγεθος Υψομετρική καμπύλη και Υψομετρικό ολοκλήρωμα (Hypsometric curve, Hypsometric integral) Η υψομετρική καμπύλη (Strahler, 1952) εκφράζει την κατανομή των υψομέτρων σε μία περιοχή, καλύπτοντας ένα μεγάλο εύρος διαστάσεων υδρολογικών λεκανών που 71

82 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 μπορεί να εφαρμοσθεί. Η κατασκευή της καμπύλης γίνεται με την προβολή σε ένα ορθοκανονικό σύστημα αξόνων του λόγου του ολικού υψομέτρου της λεκάνης (h/h σχετικό υψόμετρο) προς τον λόγο του ολικού εμβαδού της λεκάνης (a/a σχετικό εμβαδόν) (Σχήμα 3.6). Το ολικό υψόμετρο (H) υπολογίζεται αν αφαιρέσουμε από το μέγιστο υψόμετρο το ελάχιστο υψόμετρο της λεκάνης. Το ολικό εμβαδόν (Α) είναι το άθροισμα των επιμέρους τμημάτων της λεκάνης, ενώ (a) το εμβαδόν της λεκάνης που βρίσκεται πάνω το υψόμετρο (h), που ορίζει το αντίστοιχο τμήμα της. Η τιμή του (a/a) πάντα κυμαίνεται από 1.0 στο χαμηλότερο σημείο της λεκάνης (όπου h/h = 0.0) έως 0.0 στο υψηλότερο σημείο της λεκάνης (όπου h/h = 1.0). Μια χρησιμότητα της υψομετρικής καμπύλης είναι ότι λεκάνες διαφορετικού μεγέθους μπορούν να συγκριθούν μεταξύ τους επειδή τα εμβαδά και τα υψόμετρα προβάλλονται συναρτήσει το ολικού εμβαδού και της συνολικής διαφοράς υψομέτρου. Επομένως η υψομετρική καμπύλη είναι ανεξάρτητη του μεγέθους και του ανάγλυφου της λεκάνης απορροής (Strahler, 1952). Σχήμα 3.6: Σχηματική αναπαράσταση της λεκάνης απορροής Λιβαδόστρα όπου φαίνεται ο τρόπος υπολογισμού ενός σημείου της υψομετρικής καμπύλης (τροποποίηση από Keller and Pinter, 2002). Figure 3.6: Livadostras drainage basin showing how one point on the hypsometric curve is derived. Plotting several other values (for different contours) of a/a and h/h allows the curve to be constructed (modified from Keller and Pinter, 2002). Το υψομετρικό ολοκλήρωμα, σε μία λεκάνη απορροής, μπορεί να υπολογιστεί με δύο τρόπους: α) υπολογίζοντας το εμβαδόν του χώρου που βρίσκεται κάτω από την υψομετρική καμπύλη (διάγραμμα στο Σχήμα 3.6), και β) από τον τύπο: 72

83 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 Οι τιμές του υψομετρικού ολοκληρώματος κυμαίνονται μεταξύ του 0 και 1. Υψηλές τιμές του υψομετρικού ολοκληρώματος υποδεικνύουν ότι η τοπογραφία είναι έντονη (απότομο ανάγλυφο) σε σχέση με τη μέση τιμή του υψομέτρου στην περιοχή, ενώ χαμηλές τιμές του ολοκληρώματος σχετίζονται με περισσότερο ομαλές περιοχές (ήπιο ανάγλυφο). Η άμεση σχέση του υψομετρικού ολοκληρώματος με το ανάγλυφο επιτρέπει τη χρήση του σαν δείκτη σε κάποιο από τα στάδια του Κύκλου της Διάβρωσης (Cycle of Erosion) (Strahler, 1952). Ο Κύκλος της Διάβρωσης κατά W.M. Davis (1890) περιγράφει τη θεωρητική εξέλιξη του αναγλύφου μέσα από διάφορα στάδια. Το στάδιο νεότητας το οποίο χαρακτηρίζεται από απότομο ανάγλυφο. Στο στάδιο αυτό οι ποτάμιες κοιλάδες έχουν σχήμα V και έντονη κατά βάθος διάβρωση. Το στάδιο ωριμότητας όπου πολλές διαφορετικές γεωμορφολογικές διεργασίες δρουν ταυτόχρονα οδηγώντας σε μια κατάσταση ισορροπίας. Το στάδιο γήρατος όπου χαρακτηρίζεται από μία μορφολογία αναγλύφου κοντά στο επίπεδο βάσης και ήπιες υψομετρικές διαφορές. Υψηλές τιμές του υψομετρικού ολοκληρώματος χαρακτηρίζουν το στάδιο νεότητας. Ενδιάμεσες τιμές του υψομετρικού ολοκληρώματος και μια σιγμοειδούς σχήματος υψομετρική καμπύλη υποδεικνύουν ένα ώριμο στάδιο ανάπτυξης. Η περαιτέρω εξέλιξη του αναγλύφου στο στάδιο γήρατος δεν θα μεταβάλει την τιμή του ολοκληρώματος, εκτός και αν επικρατεί πολύ υψηλή διάβρωση. Η μορφή της υψομετρικής καμπύλης, και το υψομετρικό ολοκλήρωμα, μπορούν να μας παρέχουν πληροφορίες όχι μόνο σε ποίο στάδιο ανάπτυξης ή διάβρωσης βρίσκεται η λεκάνη απορροής αλλά και για τις τεκτονικές, κλιματικές και λιθολογικές συνθήκες που επιρεάζουν την εξέλιξή της (Moglen and Bras, 1995; Willgoose and Hancock, 1998; Huang and Niemann, 2006). Από τα παραπάνω προκύπτει ότι η μορφή της υψομετρικής καμπύλης μπορεί να έχει σύνθετη μορφή αντικατοπτρίζοντας τις διαφορετικές συνθήκες και διεργασίες που μπορεί να επηρεάζουν διαφορετικά τμήματα της ίδιας λεκάνης (Ohmori, 1993; Keller and Pinter, 2002). Η ανάλυση και ο υπολογισμός της υψομετρικής καμπύλης και του υψομετρικού ολοκληρώματος αποτελούν ένα σημαντικό εργαλείο για το διαχωρισμό τεκτονικά ενεργών περιοχών από μη ενεργές (Keller and Pinter, 2002). 73

84 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 Η υψομετρική καμπύλη για κάθε μια από τις λεκάνες απορροής της περιοχής μελέτης υπολογίστηκε από το ψηφιακό μοντέλο εδάφους (Ψ.Μ.Ε.) που κατασκευάστηκε χωρίζοντας τη λεκάνη σε διαστήματα 20 m, όσο και η ισοδιάσταση των τοπογραφικών χαρτών που χρησιμοποιήθηκαν σαν υπόβαθρο. Στη συνέχεια υπολογίσθηκε το υψομετρικό ολοκλήρωμα από το εμβαδόν του χώρου που βρίσκεται κάτω από την υψομετρική καμπύλη για κάθε λεκάνη απορροής Μεθοδολογία υπολογισμού μορφομετρικών παραμέτρων υδρογραφικού δικτύου Ο υπολογισμός των μορφομετρικών παραμέτρων των υδρογραφικών δικτύων έγινε, ομοίως, σε δύο στάδια. Κατά το πρώτο στάδιο, ταξινομήθηκαν και αριθμήθηκαν οι κλάδοι του υδρογραφικού δικτύου. Τα συστήματα ταξινόμησης των υδρογραφικών δικτύων χρησιμοποιούνται για να ομαδοποιήσουν ή να χαρακτηρίσουν τα τμήματα από τα οποία αποτελείται ένα υδρογραφικό δίκτυο. Πρόκειται για συστήματα αρίθμησης των κλάδων του υδρογραφικού δικτύου, στα οποία η αρίθμηση ξεκινάει συνήθως από τα ανάντη της υδρολογικής λεκάνης και κατευθύνεται προς τα κατάντη του ποταμού. Το πρώτο σύστημα ταξινόμησης υδρογραφικών δικτύων προτάθηκε από τον Horton (1932, 1945) το οποίο αναθεωρήθηκε από τον Strahler (1952, 1957) και ονομάσθηκε σύστημα ταξινόμησης (αρίθμησης) κατά Strahler ή Horton-Strahler. Το σύστημα ταξινόμησης κατά Strahler είναι το πιο συχνά χρησιμοποιούμενο σύστημα ταξινόμησης υδρογραφικών δικτύων στην γεωμορφολογία, το οποίο και χρησιμοποιήθηκε για την αρίθμηση των κλάδων των υδρογραφικών δικτύων τα οποία μελετώνται από την παρούσα διατριβή. Σύμφωνα με την μέθοδο αυτή, οι κλάδοι του υδρογραφικού δικτύου ταξινομούνται και αριθμούνται ανάλογα με τη μεταξύ τους σχέση. Τα υδρορέματα που δεν δέχονται ύδατα από άλλους κλάδους αριθμούνται ως κλάδοι 1 ης τάξης. Όταν δύο κλάδοι 1 ης τάξης ενώνονται, ο κλάδος που σχηματίζεται αριθμείται ως 2 ης τάξης. Ανάλογα γίνεται και για τις υπόλοιπες τάξεις. Στη συνέχεια, καταμετρήθηκε το πλήθος των κλάδων για κάθε τάξη του δικτύου και υπολογίστηκε το συνολικό μήκος των κλάδων καθώς και το μέσο μήκος τους. Κατά το δεύτερο στάδιο, υπολογίσθηκαν οι εξής μορφομετρικοί παράμετροι: ο συντελεστής διακλάδωσης (Bifurcation Ratio), ο συντελεστής μήκους (Length Ratio), η πυκνότητα υδρογραφικού δικτύου (Drainage density), η συχνότητα διακλάδωσης υδρογραφικού δικτύου (Stream frequency) και ο αριθμός τραχύτητας (Ruggedness number). Οι 74

85 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 υπολογιζόμενοι μορφομετρικοί παράμετροι δίνονται στον Πίνακα 3.3. Οι ορισμοί, ο ακριβής τρόπος υπολογισμού και η φυσική σημασία των παραπάνω μορφομετρικών παραμέτρων αναλύεται παρακάτω. Πίνακας 3.3: Υπολογιζόμενες μορφομετρικές παράμετροι υδρογραφικών δικτύων Τable 3.3: Calculated morphometric parameters of drainage networks Μορφομετρική παράμετρος Συντελεστής διακλάδωσης 1 ος Νόμος Horton Συντελεστής μήκους 2 ος Νόμος Horton Τύπος R B = N(ω)/Ν(ω+1) R L = L(ω)/L(ω+1) Κλασματική διάσταση D n = ln(r B )/ln( R L ) Υδρογραφική πυκνότητα D d = L T /A Συχνότητα διακλάδωσης Αριθμός τραχύτητας Fs = Ns/A R n = B h * D d Συντελεστής Διακλάδωσης (Bifurcation Ratio) - 1 ος Νόμος του Horton Η μορφολογία των ποτάμιων υδρογραφικών δικτύων μπορεί να χαρακτηρισθεί με βάση τους νόμους του Horton (1945) για τη δομή των υδρογραφικών δικτύων (Chorley et al., 1984; Selby, 1985; Ritter, 1986; Bloom, 1991; Summerfield, 1991; Easterbrook, 1993). Οι νόμοι του Horton που υπολογίσθηκαν στα πλαίσια της παρούσας διατριβής είναι ο 1 ος και ο 2 ος νόμος και εκφράζουν τον συντελεστή διακλάδωσης και τον συντελεστή μήκους ενός υδρογραφικού δικτύου αντίστοιχα. Ο νόμος του Horton που αφορά τον αριθμό των κλάδων του υδρογραφικού δικτύου μπορεί να εκφρασθεί ως εξής: όπου Ν(ω) είναι το πλήθος των κλάδων τάξης ω, Ν(ω+1) το πλήθος των κλάδων της αμέσως ανώτερης τάξης και R B είναι ο λόγος ή συντελεστής διακλάδωσης (bifurcation ratio) του υδρογραφικού δικτύου. Με βάση τον πρώτο νόμο του Horton, ο συντελεστής 75

86 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 διακλάδωσης R B έχει μικρό εύρος διακύμανσης μεταξύ των διάφορων τάξεων κλάδων ενός υδρογραφικού δικτύου και η διασύνδεση του με το πλήθος των κλάδων Ν(ω), της τάξης ω, γίνεται από το δεύτερο σκέλος της σχέσης που προκύπτει, όπου Ω ο αριθμός της μεγαλύτερης τάξης. Ο συντελεστής διακλάδωσης για κάθε λεκάνη υπολογίστηκε από την κλίση της ευθείας της γραφικής παράστασης που προκύπτει αν σε ένα ημιλογαριθμικό διάγραμμα προβάλουμε των αριθμό των κλάδων συναρτήσει της τάξης των κλάδων. Η ευθεία που προκύπτει με τη μέθοδο των Ελαχίστων Τετραγώνων είναι η ευθεία της γραμμικής παλινδρόμησης. Από την εξίσωση της ευθείας προσδιορίστηκαν και οι συντελεστές α και β που είναι οι συντελεστές της γραμμικής παλινδρόμησης. Επίσης, υπολογίστηκε και ο συντελεστής γραμμικής συσχέτισης Pearson που αποτελεί μέτρο του πόσο ισχυρή είναι η συσχέτιση. Οι τιμές του συντελεστή διακλάδωσης σε φυσικά αναπτυσσόμενα δίκτυα κυμαίνεται από 3 έως 5 (Chorley, 1957; Abrahams, 1984; Rodriguez-Iturbe and Rinaldo, 1997). Μεγάλες τιμές (>5) του συντελεστή διακλάδωσης απαντούν σε λεκάνες με έντονη τεκτονική δραστηριότητα και μικρές τιμές (<3) σε λεκάνες με ανομοιογενή ανάπτυξη του υδρογραφικού δικτύου Συντελεστής Μήκους (Length Ratio) 2 ος Νόμος του Horton Ο συντελεστής μήκους των κλάδων του υδρογραφικού δικτύου εκφράζεται από τον 2 ο νόμο του Horton (1945) και δίνεται από την παρακάτω σχέση: όπου L(ω) είναι ο αριθμητικός μέσος του μήκους των κλάδων τάξης ω, L(ω+1) ο αριθμητικός μέσος του μήκους της ανώτερης αμέσως τάξης και R L καλείται ο λόγος ή συντελεστής μήκους (length ratio) του υδρογραφικού δικτύου. Με βάση τον δεύτερο νόμο του Horton, ο συντελεστής μήκους R L έχει μικρό εύρος διακύμανσης μεταξύ των διάφορων τάξεων κλάδων ενός υδρογραφικού δικτύου και η διασύνδεση του με το μέσο μήκος των κλάδων L(ω), της τάξης ω, γίνεται από το δεύτερο σκέλος της σχέσης που προκύπτει, όπου L 1 είναι το μέσο μήκος των κλάδων πρώτης τάξης. Ο συντελεστής μήκους για κάθε λεκάνη υπολογίστηκε από την κλίση της ευθείας της γραμμικής 76

87 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 παλινδρόμησης όπως αναφέρθηκε και για τον συντελεστή διακλάδωσης στην προηγούμενη παράγραφο προβάλλοντας όμως σε ημι-λογαριθμικό διάγραμμα το μέσο μήκος των κλάδων προς την τάξη των κλάδων. Οι τιμές του συντελεστή μήκους σε φυσικά αναπτυσσόμενα δίκτυα κυμαίνεται από 1.5 έως 3.5 (Chorley, 1957; Abrahams, 1984; Rodriguez-Iturbe and Rinaldo, 1997). Οι διαφορετικές τιμές που προκύπτουν μεταξύ διαφορετικών υδρογραφικών δικτύων αντικατοπτρίζουν διαφορές στην κλίση και την γενικότερη τοπογραφία της λεκάνης απορροής μέσα στην οποία αναπτύσσονται, ενώ έχουν άμεση σχέση με την επιφανειακή απορροή και το στάδιο διάβρωσης που βρίσκεται η λεκάνη απορροής (Sreedevi et al., 2004) Κλασματική διάσταση (Fractal Dimension) Οι γεωμορφές του αναγλύφου είναι χαρακτηριστικά παραδείγματα σύνθετων φαινομένων τα οποία μπορούν να περιγραφούν και ποσοτικοποιηθούν με τη εφαρμογή των αρχών της κλασματικής (fractal) γεωμετρίας (Turcotte, 1993; 1994; 1995). Η γεωμετρία των υδρογραφικών δικτύων αποτελεί κλασικό παράδειγμα που υπακούει στους νόμους της κλασματικής γεωμετρίας (Τarboton et al., 1988; Beer and Borgas, 1993; Garcia-Ruiz and Otalora, 1992). Οι Tarboton et al. (1988) απέδειξαν ότι τα υδρογραφικά δίκτυα έχουν την τάση να καλύπτουν τον χώρο μέσα στον οποίο αναπτύσσονται (δηλ. τα όρια της λεκάνης απορροής) εμφανίζοντας κλασματική κατανομή (fractal distribution) με την κλασματική τους διάσταση (fractal dimension) να προσεγγίζει μια τιμή κοντά στο 2. Η κλασματική διάσταση ενός υδρογραφικού δικτύου, D n, μπορεί να υπολογιστεί μέσα από τη μαθηματική σχέση (Tarboton et al., 1988): όπου R B ο συντελεστής διακλάδωσης του υδρογραφικού δικτύου, όπως αυτός εκφράζεται από τον 1 ο Νόμο του Horton, R L ο συντελεστής μήκους του υδρογραφικού δικτύου, όπως αυτός εκφράζεται από τον 2 ο Νόμο του Horton και D n η κλασματική διάσταση. 77

88 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ Πυκνότητα υδρογραφικού δικτύου (Drainage density) Οι δύο προηγούμενοι νόμοι του Horton αφορούν κυρίως την τοπολογία του υδρογραφικού δικτύου καθώς είναι αδιάστατες μετρήσεις του. Είναι ανάγκη λοιπόν να γίνει σύνδεση με τις φυσικές διεργασίες που παρατηρούνται στην λεκάνη απορροής. Η σύνδεση αυτή πραγματοποιείται με την έννοια της πυκνότητας του υδρογραφικού δικτύου, η οποία είναι μια μέτρηση του βαθμού κατάτμησης της υδρολογικής λεκάνης από το δίκτυο των καναλιών που αναπτύσσονται μέσα σε αυτή (Rodriguez-Iturbe and Rinaldo, 1997). Για την ποσοτική έκφραση της πυκνότητας του δικτύου έχουν προταθεί διάφοροι δείκτες και ο πιο αποδεκτός είναι εκείνος που προτάθηκε από τον Horton (1932, 1945) και εκφράζει το μήκος των ρεμάτων ανά μονάδα επιφάνειας της λεκάνης. Η πυκνότητα του υδρογραφικού δικτύου εκφράζεται από την σχέση: όπου L T το συνολικό μήκος των ρεμάτων του υδρογραφικού δικτύου, Α το εμβαδόν της λεκάνης απορροής και D d η πυκνότητα υδρογραφικού δικτύου. Η υδρογραφική πυκνότητα έχει μονάδες και εκφράζεται σαν χιλιόμετρα ρέματος ανά τετραγωνικό χιλιόμετρο. Η πυκνότητα του υδρογραφικού δικτύου εξαρτάται από τα χαρακτηριστικά του υποβάθρου και τις κλιματικές συνθήκες, ενώ θεωρείται ως έκφραση του ρυθμού διάβρωσης (Ciccacci et al., 1980; Wohl, 1998) Συχνότητα διακλάδωσης υδρογραφικού δικτύου (Stream frequency) Η συχνότητα διακλάδωσης αποτελεί μέτρο σύγκρισης της πυκνότητας των υδρογραφικών δικτύων σε σχέση με τον αριθμό των κλάδων, προτάθηκε από τον Horton (1932, 1945) και περιγράφεται από την σχέση: όπου Ν S ο συνολικός αριθμός των κλάδων του υδρογραφικού δικτύου, Α το εμβαδόν της λεκάνης απορροής και F S η πυκνότητα υδρογραφικού δικτύου. 78

89 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 Η σχέση ανάμεσα στην πυκνότητα του υδρογραφικού δικτύου και στην συχνότητα διακλάδωσης δίνεται στο σχήμα 3.7. Όπως φαίνεται, είναι δυνατό να κατασκευάσουμε δύο υποθετικές υδρολογικές λεκάνες οι οποίες να έχουν την ίδια υδρογραφική πυκνότητα αλλά διαφορετική συχνότητα διακλάδωσης (Σχήμα 3.7Α και 3.7Β), αλλά και το αντίθετο να έχουν δηλαδή την ίδια συχνότητα διακλάδωσης αλλά διαφορετική πυκνότητα υδρογραφικού δικτύου (Σχήμα 3.7Γ και 3.7Δ). Σχήμα 3.7: Υποθετικό σχήμα στο οποίο φαίνεται η σχέση μεταξύ της πυκνότητας και της συχνότητας διακλάδωσης του υδρογραφικού δικτύου. Α και Β: οι υποθετικές λεκάνες απορροής οι οποίες να έχουν την ίδια υδρογραφική πυκνότητα αλλά διαφορετική συχνότητα διακλάδωσης. Γ και Δ: οι υποθετικές λεκάνες απορροής έχουν την ίδια συχνότητα διακλάδωσης αλλά διαφορετική πυκνότητα υδρογραφικού δικτύου, (τροποποιημένο από Rodriguez-Iturbe and Rinaldo, 1997). Figure 3.7: Hypothetical sketch showing the relationship between drainage density and stream frequency. A and B: two hypothetical drainage basins with the same drainage density and different stream frequency. Γ and Δ: two hypothetical drainage basins with the same stream frequency and different drainage density, (modified from Rodriguez-Iturbe and Rinaldo, 1997). Ο Melton (1958) έδειξε ότι υπάρχει ισχυρή συσχέτιση ανάμεσα στην συχνότητα διακλάδωσης και στην πυκνότητα του υδρογραφικού δικτύου. Για να συνάγει το συμπέρασμα αυτό ανέλυσε 156 υδρολογικές λεκάνες οι οποίες κάλυπταν ένα μεγάλο εύρος σε κλίμακα από παράγοντες που αφορούν το κλίμα, το ανάγλυφο, την επιφανειακή κάλυψη και τους γεωλογικούς σχηματισμούς και μέτρησε σε κάθε μία 79

90 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 από αυτές την συχνότητα διακλάδωσης και την υδρογραφική πυκνότητα. Η προβολή των αποτελεσμάτων σε διάγραμμα συχνότητας διακλάδωσης προς την υδρογραφική πυκνότητα έδειξε ότι η σχέση μεταξύ των δύο παραμέτρων στη φύση εμφανίζεται σταθερή και περιγράφεται από την παρακάτω σχέση, η οποία είναι γνωστή ως νόμος του Melton: F S = D d Αριθμός τραχύτητας του αναγλύφου (Ruggedness number) Ο αριθμός τραχύτητας εκφράζει τη δομική πολυπλοκότητα που χαρακτηρίζει το ανάγλυφο της λεκάνης απορροής και ορίζεται από το γινόμενο της υδρογραφικής πυκνότητας επί τη μέγιστη υψομετρική διαφορά της λεκάνης απορροής μέσα από τη σχέση: R n = B h x D d, όπου D d η πυκνότητα του υδρογραφικού δικτύου, B h η μέγιστη υψομετρική διαφορά της λεκάνης απορροής και R n ο αριθμός τραχύτητας. Ο αριθμός τραχύτητας είναι ένας σύνθετος δείκτης καθώς για τον υπολογισμό του χρησιμοποιούμε συνδυασμό δεικτών από τις μορφομετρικές παραμέτρους των λεκανών απορροής και των υδρογραφικών δικτύων αντίστοιχα. 80

91 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ Το υδρογραφικό δίκτυο της Λεκάνης Θηβών Η περιοχή μελέτης αποτελείται από πέντε (5) κύριες λεκάνες απορροής και έναν (1) υδρολογικό τομέα (Σχήμα 3.8). Οι λεκάνες απορροής ονομάζονται με βάση το κύριο ποταμό που τις διατρέχει και είναι από δυτικά προς τα ανατολικά: η λεκάνη απορροής Λιβαδόστρα (με τον αριθμό 1 στο Σχήμα 3.8), η λεκάνη απορροής Άσκρη (με τον αριθμό 2 στο Σχήμα 3.8), η λεκάνη απορροής Βαθύρεμα (με τον αριθμό 3 στο Σχήμα 3.8), η λεκάνη απορροής Καλαμίτη-Καναβάρι (με τον αριθμό 4 στο Σχήμα 3.8) και η λεκάνη απορροής Ασωπού (με τον αριθμό 5 στο Σχήμα 3.8). Επιπλέον, προς τις λεκάνες απορροής ορίσθηκε και ένας υδρολογικός τομέας. Ο υδρολογικός τομέας Ριτσώνα (με τον αριθμό 6 στο Σχήμα 3.8), από το όνομα του μεγαλύτερου ποταμού που διατρέχει το τμήμα αυτό, ορίσθηκε σαν μια ενιαία περιοχή (για τις ανάγκες της διατριβής) όπου περιλαμβάνει μικρότερες λεκάνες απορροής με παρόμοια μορφολογικά χαρακτηριστικά και διεύθυνση ροής. Η συνολική έκταση των λεκανών απορροής και του υδρολογικού τομέα είναι 1473 km 2. Η μεγαλύτερη σε έκταση λεκάνη απορροής είναι αυτή του ποταμού Ασωπού (711 km 2 ) και η μικρότερη του ποταμού Βαθύρεμα (81 km 2 ). Με βάση την ταξινόμηση που έγινε στο υδρογραφικό δίκτυο, η 6 η τάξη είναι η ανώτερη για τις λεκάνες των ποταμών Ασωπός και Καλαμίτη-Καναβάρι, η 5 η για τη λεκάνη του ποταμού Ριτσώνα, ενώ η ανώτερη τάξη για τις υπόλοιπες λεκάνες (Λιβαδόστρα, Άσκρη και Βαθύρεμα) είναι η 4 η. Στον πίνακα 3.4 δίνονται τα αποτελέσματα των μετρούμενων μορφομετρικών παραμέτρων των λεκανών απορροής που αναπτύσσονται στην περιοχή μελέτης και αναλύθηκαν στα πλαίσια της παρούσας διατριβής. Πίνακας 3.4: Μετρούμενες μορφομετρικές παράμετροι λεκανών απορροής Table 3.4: Measured morphometric parameters of drainage basins α/α Λεκάνη απορροής Εμβαδόν Α (km 2 ) Περίμετρος P (km) Μήκος L (km) Μέγιστο υψόμετρο h max (m) Ελάχιστο υψόμετρο h min (m) 1 Λιβαδόστρας , Άσκρης Βαθύρεμα Καλαμίτης-Καναβάρι , Ασωπός , Ριτσώνας

92 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 Σχήμα 3.8; Figure

93 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 Σχήμα 3.8: Α) Γενικευμένος χάρτης που απεικονίζει την περιοχή μελέτης. Β) Χάρτης ανάπτυξης του υδρογραφικού δικτύου στην ΝΑ Στερεά Ελλάδα, όπου φαίνονται οι 6 κύριες λεκάνες απορροής και ο υδρολογικός τομέας που εξετάζονται στο παρόν κεφάλαιο. Figure 3.8: A) Generalized map of the study area. B) Drainage map of the SE Central Greece showing the divides between of the six major drainage basins and domain. Μια από τις πιο σημαντικές υποδιαιρέσεις των ποτάμιων συστημάτων είναι μεταξύ αυτών που ρέουν και διαβρώνουν τα πετρώματα του υποβάθρου και αυτών που ρέουν και διαβρώνουν τις αποθέσεις τους. Οι πιο ευαίσθητοι ποταμοί όσον αφορά τις τεκτονικές κινήσεις είναι αυτοί που διαβρώνουν τις αποθέσεις τους και χαρακτηρίζονται σαν αλλουβιακοί ποταμοί (Schumm, 1986; Schumm et al., 2000). Η πρώτη κατηγορία ποτάμιων συστημάτων συνήθως χαρακτηρίζεται από σχετικά μικρού μεγέθους λεκάνες απορροής, έντονο ανάγλυφο και πολλές φορές με λιθολογία του υποβάθρου που ανθίσταται στις διεργασίες της διάβρωσης. Τα κύρια ποτάμια συστήματα που αναπτύσσονται στην περιοχή που αναλύεται από την παρούσα διατριβή μπορούν να χαρακτηρισθούν σαν αλλουβιακοί ποταμοί καθώς ο κύριος κλάδος τους ρέει και διαβρώνει τις αποθέσεις που μεταφέρει και αποθέτει. Οι παραπόταμοι των κύριων κλάδων που αναπτύσσονται μέσα στα όρια κάθε λεκάνης απορροής πολλές φορές ρέουν και διαβρώνουν πετρώματα του υποβάθρου. Όπως αναφέρθηκε και στην παράγραφο 3.4, οι παράμετροι που επηρεάζουν την εξέλιξη και τη μορφολογία του υδρογραφικού δικτύου, σε μια περιοχή, συναρτώνται με τη δράση ενδογενών και εξωγενών διεργασιών με σημαντικότερες τις τεκτονικές δυνάμεις και τις συνακόλουθες ανυψώσεις ή ταπεινώσεις του αναγλύφου. Σημαντικό ρόλο, στη μορφολογία των ποτάμιων συστημάτων παίζουν επίσης και παράγοντες όπως: το κλίμα, οι μεταβολές του επιπέδου βάσης, η βλάστηση και οι ανθρωπογενείς δραστηριότητες της περιοχής που αναπτύσσεται το υδρογραφικό δίκτυο. Για το λόγο αυτό κάθε αλλαγή στη μορφή της κοίτης ενός ποταμού δεν πρέπει πάντα να αποδίδεται σε ενδογενείς διεργασίες αν δεν έχει διερευνηθεί κάθε πιθανή σχέση της με κλιματικούς ή άλλους παράγοντες (Jackson and Leeder, 1994; Κουκουβέλας και Κοκκάλας, 2006). Το κλίμα όπως διαμορφώνεται σήμερα στην ΝΑ Στερεά Ελλάδα χαρακτηρίζεται σαν τυπικό μεσογειακό ή ηπειρωτικό με ψυχρούς χειμώνες και θερμά καλοκαίρια. Η μέση θερμοκρασία είναι 16 ο με 18 ο C και το μέσο ύψος της βροχόπτωσης mm. Οι 83

94 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 θερινοί μήνες επηρεάζονται από τον υποτροπικό αντικυκλώνα υψηλών πίεσεων των Αζορών που έχει σαν αποτέλεσμα να εκδηλώνονται εκτεταμένης διάρκειας ξηρές περίοδοι. Τους χειμερινούς μήνες το κλίμα είναι υγρό καθώς επηρεάζεται από την προς το νότο μετατόπιση των Δυτικών ανέμων (Hilton, 1979; Barry and Chorley, 1998; Griffiths et al., 2002). Η σημαντικότερη επίπτωση της μεταβολής του κλίματος κατά το παρελθόν ήταν οι μεταβολές της στάθμης του νερού των λιμνών της περιοχής. Κατά το Τεταρτογενές, στην ΝΑ Στερεά Ελλάδα υπήρχαν αρκετές λίμνες με σημαντικότερη τη λίμνη της Κωπαΐδας (σήμερα αποξηραμένη, δες και παράγραφο 3.5.1), της οποίας η στάθμη κυμαινόταν κατά τη μεταβολή των κλιματικών συνθηκών (Griffiths et al., 2002). Από αναλύσεις γύρης που έγιναν σε πυρήνες ιζημάτων που πάρθηκαν από τον πυθμένα της λίμνης Κωπαΐδας, ο Okuda et al. (2001) συμπέραναν ότι η στάθμη του επιπέδου της λίμνης ήταν σε σχετικά χαμηλά επίπεδα κατά τις παγετώδεις περιόδους, ενώ ήταν σε σχετικά υψηλότερα επίπεδα κατά τη διάρκεια των μέσο-παγετώδων περιόδων. Το επίπεδο βάσης (Powell, 1875), για τα ποτάμια συστήματα, είναι το υψόμετρο εκείνο κάτω από το οποίο το ποτάμι δεν μπορεί να συνεχίσει τη διαβρωτική του δράση. Η επιφάνεια της θάλασσας είναι το απόλυτο επίπεδο βάσης. Αν και σε γενικές γραμμές οι αλλαγές του απόλυτου επιπέδου βάσης είναι περιορισμένες, κατά το Τεταρτογενές αυτές οι διακυμάνσεις, της στάθμης της θάλασσας ήταν της τάξης των 130 m (Chappell and Shackleton, 1986; Chappell, 2001). Οι ποτάμιες διεργασίες σταματούν στο σημείο που το ποτάμι εκβάλει στη θάλασσα ή σε κάποια λίμνη, επειδή η υδραυλική κλίση μειώνεται στο μηδέν και η δυναμική ενέργεια του νερού δεν μπορεί πια να μετασχηματίζεται σε κινητική ενέργεια. Μεταξύ των εκβολών ενός ποταμού και των πιο απομακρυσμένων του σημείων, αυτών που βρίσκονται κοντά στη γραμμή του υδροκρίτη, είναι δυνατόν να μεσολαβούν πολλά τοπικά επίπεδα βάσης. Ένα τοπικό επίπεδο βάσης μπορεί να ανυψωθεί ή να ταπεινωθεί και η μεταβολή αυτή μπορεί να επηρεάσει τα τμήματα, του ποταμού, που βρίσκονται στα ανάντη αλλά και στα κατάντη της, μεταβάλλοντας με αυτό τον τρόπο και το ρυθμό των διεργασιών της διάβρωσης και της απόθεσης. Μεταβολές του βασικού επιπέδου και των επακόλουθων διεργασιών μπορούν να προκαλέσουν τεκτονικοί, κλιματικοί παράγοντες ή εσωτερικές διεργασίες του ποτάμιου συστήματος. Οι μεταβολές του επιπέδου βάσης, που προκύπτουν από τις μεταβολές της στάθμης 84

95 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 των λιμνών στην περιοχή μελέτης, θα μπορούσαν θεωρητικά να επηρεάσουν το υδρογραφικό δίκτυο. Ωστόσο, όπως προαναφέρθηκε οι διακυμάνσεις της στάθμης των λιμνών ήταν μικρής κλίμακας και ως εκ τούτου μπορεί να θεωρηθεί ότι δεν επηρέασαν σημαντικά το υδρογραφικό δίκτυο. Οι μεταβολές της στάθμης της θάλασσας κατά το Ανώτερο Τεταρτογενές θεωρείται, από πολλούς ερυνητές, ότι επηρέασαν τις συνθήκες και τις διεργασίες απόθεσης των ιζημάτων τόσο στον Κορινθιακό Κόλπο όσο και στον Νότιο Ευβοϊκό Κόλπο (π.χ. Perissoratis et al., 2000, Van Andel and Perissoratis, 2006). Ωστόσο, η γεωμετρία των ρηξιγενών ζωνών σε σχέση με τις λεκάνες απορροής και το γεγονός ότι η τεκτονική δραστηριότητα έπαιζε σημαντικότερο ρόλο σε τοπικό επίπεδο (Perissoratis and Conispolatis, 2003) θεωρούμε ότι οι μεταβολές αυτές του επιπέδου βάσης επηρέασαν λίγο ή και καθόλου τη δυναμικότητα του υδρογραφικού δικτύου. Η χλωρίδα της περιοχής χαρακτηρίζεται κυρίως από καλλιεργούμενες εκτάσεις, που καλύπτουν το μεγαλύτερο μέρος της επιφάνειας, ωστόσο υπάρχουν και περιοχές (κυρίως στους ορεινούς όγκους και λόφους) με αυτοφυή είδη που αποτελούνται κυρίως από αείφυλλα δέντρα, μικρούς αγκαθωτούς θάμνους και ετήσια φυτά. Η βλάστηση της περιοχής έχει επηρεαστεί έντονα από τις ανθρώπινες δραστηριότητες καθώς η Βοιωτία κατοικείται από αρχαιοτάτων χρόνων. Έτσι, αυτό που συναντάμε σήμερα είναι ένα σύνθετο μωσαϊκό φυσικών, ημιφυσικών και ανθρωπογενών οικοσυστημάτων. Σε ορισμένες περιπτώσεις, η μορφολογία του υδρογραφικού δικτύου της περιοχής έχει επηρεαστεί από ανθρωπογενείς παρεμβάσεις με εγκιβωτίσεις της κοίτης και τεχνητά κανάλια. Για αυτό το σκοπό χρησιμοποιήθηκαν τοπογραφικοί χάρτες με υπόβαθρο του 1945 (δες και παράγραφο 3.3) σε μια προσπάθεια να αποτυπωθεί η μορφή του δικτύου πριν από τις διευθετήσεις του υδρογραφικού δικτύου Λεκάνη απορροής Λιβαδόστρα Η λεκάνη απορροής του ποταμού Λιβαδόστρα βρίσκεται στο νοτιοδυτικό τμήμα της περιοχής μελέτης και αποστραγγίζει το νοτιοδυτικό τμήμα της Λεκάνης των Θηβών (Σχήμα 3.9). Η συνολική έκταση της λεκάνης είναι 100 km 2 και το μέγιστο μήκος της (μετρούμενο παράλληλα στον μεγάλο άξονα της λεκάνης) είναι ~17,5 km (Πίνακας 3.4). 85

96 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 Σχήμα 3.9; Figure

97 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 Σχήμα 3.9: Α) Χάρτης της λεκάνης απορροής και του υδρογραφικού δικτύου του ποταμού Λιβαδόστρα. Β) Ροδόγραμμα κατανομής συχνοτήτων των διευθύνσεων του κύριο κλάδου και των παραποτάμων του Λιβαδόστρα. Γ) Ημιλογαριθμικό διάγραμμα όπου προβάλλονται ο αριθμός (τετράγωνα) και το μέσο μήκος (κύκλοι) των κλάδων του υδρογραφικού δικτύου του Λιβαδόστρα, σε σχέση τις τάξεις των κλάδων, ο συντελεστής διακλάδωσης και μήκους (R B και R L, δες και αντίστοιχες εξισώσεις) υπολογίστηκαν από την κλίση της ευθείας γραμμικής παλινδρόμησης για κάθε συντελεστή, επίσης δίνονται και οι εξισώσεις των Νόμων του Horton καθώς και ο συντελεστής γραμμικής συσχέτισης (R) για κάθε μία από αυτές. Δ) Καμπύλη Υψομετρικού ολοκληρώματος της λεκάνης απορροής Λιβαδόστρα. Figure 3.9: Map showing the drainage network and the drainage basin of the Livadostras River. B) Rose diagram depicting the frequency distribution of the main trunk and the tributaries direction of the Livadostras River. C) Number (squares), mean length (circles) of streams in drainage network of the Livadostras Basin, plotted as function of stream order, with bifurcation and length ratios (R B and R L, see equations) calculated from slopes of regression lines and the equations of the Horton s Laws. D) Hypsometric curve of the Livadostras drainage basin. Η πορεία του ποταμού Λιβαδόστρα ξεκινάει από τη βόρεια κλιτή του όρους Κιθαιρώνας, μεταξύ των κοινοτήτων των Πλαταιών και Ερυθρών, και διατρέχει τη λεκάνη απορροής του με διεύθυνση σχεδόν ανατολή-δύση ως τις εκβολές του που βρίσκονται στον κόλπο των Αλκυονίδων. Το υδρογραφικό δίκτυο του ποταμού Λιβαδόστρα ακολουθεί δύο κύρια σχέδια ανάπτυξης. Το κατώτερο και μέσο τμήμα της λεκάνης απορροής χαρακτηρίζεται από ένα δίκτυο δενδριτικού τύπου με τους κλάδους του υδρογραφικού δικτύου που βρίσκονται βόρεια της κύριας κοίτης του Λιβαδόστρα και αναπτύσσονται παράλληλα προς τις νότιες κλιτίες του όρους Κορομπίλι να έχουν μικρότερο μήκος σε σχέση με τους κλάδους που βρίσκονται νότια της κύριας κοίτης (Σχήμα 3.9). Το ανώτερο τμήμα της λεκάνης του Λιβαδόστρα χαρακτηρίζεται από ένα δίκτυο παράλληλου τύπου (Pn στο Σχήμα 3.9). Η διεύθυνση των κλάδων πρώτης και δεύτερης τάξης στα νότια περιθώρια του υδροκρίτη είναι προς τα ΒΒΑ, ενώ καμπυλώνονται σταδιακά έως τη συνένωση τους στην κύρια κοίτη όπου και ακολουθούν διεύθυνση ΑΒΑ στο κατώτερο τμήμα της (Σχήμα 3.9). Η μέση διεύθυνση ροής που ακολουθούν οι δευτερεύοντες κλάδοι του υδρογραφικού δικτύου είναι σχεδόν Β-Ν όπως φαίνεται και από το διάγραμμα κατανομής συχνοτήτων των διευθύνσεων που κατασκευάστηκε για όλους τους κλάδους του υδρογραφικού δικτύου (ροδόγραμμα, Σχήμα 3.9Β), ενώ σημαντική κατανομή παρουσιάζει η ΒΒΑ και η ΒΔ διεύθυνση. Η μέγιστη υψομετρική διαφορά της λεκάνης απορροής είναι 1400 m, ενώ ο βαθμός αναγλύφου και η σχετική υψομετρική διαφορά έχουν υψηλές τιμές που είναι 0,08 και 0,03, αντίστοιχα. Ο παράγοντας σχήματος που υπολογίσθηκε για την λεκάνη απορροής είναι 0,32 και συμφωνεί με το επίμηκες σχήμα που έχει η λεκάνη απορροής. 87

98 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 Η κυρτή μορφή της υψομετρικής καμπύλης στο μέσο και ανώτερο τμήμα της που μεταβαίνει σε κοίλη μορφή στα χαμηλά τμήματα της λεκάνης απορροής, σε συνδυασμό με την υψηλή τιμή του υψομετρικού ολοκληρώματος που υπολογίσθηκε (0,63) (Σχήμα 3.9Δ), χαρακτηρίζουν μια λεκάνη απορροής που βρίσκεται σε στάδιο νεότητας με έντονο ανάγλυφο και έντονη κατά βάθος διάβρωση, στα μεσαία και ανώτερα τμήματα της λεκάνης. Πίνακας 3.5: Στοιχεία ανάλυσης υδρογραφικού δικτύου της λεκάνης απορροής Λιβαδόστρα Table 3.5: Hydrographic pattern analysis of the Livadostras drainage basin Τάξη κλάδων Αριθμός κλάδων ανά τάξη Mήκος κλάδων ανά τάξη (km) 1η η 44 41,5 3η η 1 15 Σύνολο κλάδων Συνολικό μήκος κλάδων (km) ,5 Καταμετρήθηκαν 160 κλάδοι 1 ης τάξης, 44 κλάδοι 2 ης τάξης, 5 κλάδοι 3 ης τάξης, ενώ ο κύριος κλάδος είναι 4 ης τάξης. Στον Πίνακα 3.5 παρουσιάζονται τα στοιχεία ανάλυσης του υδρογραφικού δικτύου της λεκάνης απορροής Λιβαδόστρα. Η εξίσωση ευθείας της παλινδρόμησης που εκφράζει και τον πρώτο νόμο του Horton είναι: logy = 3,026 0,75x (Σχήμα 3.9Γ). Η τιμή του συντελεστή συσχέτισης (κατά Pearson) είναι 0,99 (Σχήμα 3.9Γ), υποδεικνύοντας πολύ ισχυρή συσχέτιση μεταξύ του αριθμού των κλάδων και της τάξης των κλάδων του υδρογραφικού δικτύου του ποταμού Λιβαδόστρα, επειδή ο συντελεστής συσχέτισης αποτελεί μέτρο της εξάρτησης μεταξύ των εξεταζόμενων μεταβλητών. Ο συντελεστής διακλάδωσης (R B ) για το υδρογραφικό δίκτυο του Λιβαδόστρα είναι 5,62 (Σχήμα 3.9Γ). Ο δεύτερος νόμος του Horton εκφράζεται από την εξίσωση της ευθείας παλινδρόμησης: logy = - 0,79 + 0,47x (Σχήμα 3.9Γ). Η τιμή του συντελεστή συσχέτισης (Pearson) είναι 0,97 (Σχήμα 3.9Γ) και δείχνει μια πολύ ισχυρή συσχέτιση μεταξύ του μέσου μήκους των κλάδων κάθε τάξης και της τάξης των κλάδων. Ο συντελεστής μήκους (R L ) για το υδρογραφικό δίκτυο του Λιβαδόστρα υπολογίσθηκε 2,95 (Σχήμα 3.9Γ). Η κλασματική διάσταση του υδρογραφικού δικτύου είναι 1.60, υποδεικνύοντας το υδρογραφικό δίκτυο στη λεκάνη απορροής αναπτύσσεται ακόμα. Οι τιμές της υδρογραφικής πυκνότητας (D d ) και της 88

99 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 συχνότητας διακλάδωσης (F s ) είναι 1,77 km -1 και 2,1 km -2, αντίστοιχα. Ο αριθμός τραχύτητας χαρακτηρίζεται από υψηλές τιμές (R n = 2,48) υποδεικνύοντας υψηλή δομική πολυπλοκότητα του αναγλύφου της λεκάνης απορροής Λεκάνη απορροής Άσκρη Η λεκάνη απορροής του ποταμού Άσκρη βρίσκεται στο δυτικό τμήμα της περιοχής μελέτης και αποστραγγίζει το δυτικό τμήμα της Λεκάνης των Θηβών (Σχήμα 3.10). Η συνολική έκταση της λεκάνης είναι 197 km 2 και το μέγιστο μήκος της είναι ~21 km (Πίνακας 3.4). Η πορεία του ποταμού Άσκρη ξεκινάει από τη βορειοανατολική κλιτή του όρους Ελικώνα με διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ έως το νοτιοανατολικό άκρο της λεκάνης όπου αλλάζει κατεύθυνση και στη συνέχεια κινείται με πορεία σχεδόν ανατολή-δύση μέχρι τον κόλπο των Αλυκών (Ανατολικός Κορινθιακός Κόλπος). Το υδρογραφικό δίκτυο του ποταμού Άσκρη χαρακτηρίζεται από ένα σχέδιο ανάπτυξης υδρογραφικού δικτύου δενδριτικού τύπου, με τους κλάδους του υδρογραφικού δικτύου που βρίσκονται βόρεια της κύριας κοίτης του Άσκρη και αναπτύσσονται κάθετα προς τις νότιες κλιτίες του όρους Ελικώνα, να έχουν μεγαλύτερο μήκος σε σχέση με τους κλάδους που βρίσκονται στο νότιο τμήμα (Σχήμα 3.10). Η κύρια διεύθυνση ροής που ακολουθούν οι δευτερεύοντες κλάδοι του υδρογραφικού δικτύου του Άσκρη είναι σχεδόν Β-Ν όπως φαίνεται και από το διάγραμμα κατανομής συχνοτήτων των διευθύνσεων που κατασκευάστηκε για όλους τους κλάδους του υδρογραφικού δικτύου (Σχήμα 3.10Β), ενώ σημαντική συχνότητα παρουσιάζει και η ΒΔ-ΝΑ διεύθυνση. Η μέγιστη υψομετρική διαφορά της λεκάνης απορροής είναι 1520 m, ενώ ο βαθμός αναγλύφου και η σχετική υψομετρική διαφορά είναι 0,07 και 0,02, αντίστοιχα. Ο παράγοντας σχήματος που υπολογίσθηκε για την λεκάνη απορροής είναι 0,46. Η μορφή της υψομετρικής καμπύλης (Σχήμα 3.10Δ) χαρακτηρίζεται από κυρτό σχήμα στο μεσαία και κατώτερα τμήματα της λεκάνης απορροής και μεσαίες τιμές του υψομετρικού ολοκληρώματος (0,44). 89

100 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 Σχήμα 3.10: Α) Χάρτης της λεκάνης απορροής και του υδρογραφικού δικτύου του ποταμού Άσκρη. Β) Ροδόγραμμα κατανομής συχνοτήτων των διευθύνσεων του κύριο κλάδου και των παραποτάμων του ποταμού Άσκρη. Γ) Ημιλογαριθμικό διάγραμμα όπου προβάλλονται ο αριθμός (τετράγωνα) και το μέσο 90

101 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 μήκος (κύκλοι) των κλάδων του υδρογραφικού δικτύου του Άσκρη, σε σχέση τις τάξεις των κλάδων, ο συντελεστής διακλάδωσης και μήκους (R B και R L, δες και αντίστοιχες εξισώσεις) υπολογίστηκαν από την κλίση της ευθείας γραμμικής παλινδρόμησης για κάθε συντελεστή, επίσης δίνονται και οι εξισώσεις των Νόμων του Horton καθώς και ο συντελεστής γραμμικής συσχέτισης (R) για κάθε μία από αυτές. Δ) Καμπύλη Υψομετρικού ολοκληρώματος της λεκάνης απορροής Άσκρη. Figure 3.10: Map showing the drainage network and the drainage basin of the Askris River. B) Rose diagram depicting the frequency distribution of the main trunk and the tributaries direction of the Askris River. C) Number (squares), mean length (circles) of streams in drainage network of the Askris Basin, plotted as function of stream order, with bifurcation and length ratios (R B and R L, see equations) calculated from slopes of regression lines and the equations of the Horton s Laws. D) Hypsometric curve of the Askris drainage basin. Πίνακας 3.6: Στοιχεία ανάλυσης υδρογραφικού δικτύου της λεκάνης απορροής Άσκρη Table 3.6: Hydrographic pattern analysis of the Askri drainage basin Τάξη κλάδων Αριθμός κλάδων ανά τάξη Mήκος κλάδων ανά τάξη (km) 1η η η η 1 13 Σύνολο κλάδων Συνολικό μήκος κλάδων (km) Καταμετρήθηκαν 111 κλάδοι 1 ης τάξης, 28 κλάδοι 2 ης τάξης, 5 κλάδοι 3 ης τάξης, ενώ ο κύριος κλάδος είναι 4 ης τάξης. Στον Πίνακα 3.6 παρουσιάζονται τα στοιχεία ανάλυσης του υδρογραφικού δικτύου της λεκάνης απορροής Άσκρη. Η εξίσωση ευθείας της παλινδρόμησης που εκφράζει και τον πρώτο νόμο του Horton για το υδρογραφικό δίκτυο του Άσκρη είναι: logy = 2,77 0,69x (Σχήμα 3.10Γ). Η τιμή του συντελεστή συσχέτισης (Pearson) είναι 0,99 (Σχήμα 3.10Γ), υποδεικνύοντας πολύ ισχυρή συσχέτιση μεταξύ του αριθμού των κλάδων και της τάξης των κλάδων του υδρογραφικού δικτύου του ποταμού Άσκρη. Ο συντελεστής διακλάδωσης (R B ) για το υδρογραφικό δίκτυο του Άσκρη είναι 4,90 (Σχήμα 3.10Γ). Ο δεύτερος νόμος του Horton εκφράζεται από την εξίσωση της ευθείας παλινδρόμησης: logy = - 0,52 + 0,42x (Σχήμα 3.10Γ). Η τιμή του συντελεστή συσχέτισης υπολογίσθηκε 0,98 (Σχήμα 3.10Γ) και δείχνει μια πολύ ισχυρή συσχέτιση μεταξύ του μέσου μήκους των κλάδων κάθε τάξης και της τάξης των κλάδων. Ο συντελεστής μήκους (R L ) για το υδρογραφικό δίκτυο του Άσκρη είναι 2,63 (Σχήμα 3.10Γ). Η κλασματική διάσταση του υδρογραφικού δικτύου είναι 1,64 υποδεικνύοντας ότι το υδρογραφικού δικτύου αναπτύσσεται. Η λεκάνη απορροής του ποταμού Άσκρη χαρακτηρίζεται από χαμηλές τιμές της υδρογραφικής πυκνότητας 91

102 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 (D d ) και της συχνότητας διακλάδωσης (F s ) που είναι 0,97 km -1 και 0,73 km -2, αντίστοιχα, ενώ ο αριθμός τραχύτητας (R n ) που υπολογίσθηκε για τη λεκάνη απορροής είναι 1, Λεκάνη απορροής Βαθύρεμα Η λεκάνη απορροής του ποταμού Βαθύρεμα βρίσκεται στο βορειοδυτικό τμήμα της περιοχής μελέτης και αποστραγγίζει ένα μικρό τμήμα από το βορειοδυτικό τμήμα της Λεκάνης των Θηβών (Σχήμα 3.11). Η συνολική έκταση της λεκάνης είναι 81 km 2 και το μέγιστο μήκος της (μετρούμενο παράλληλα στον μεγάλο άξονα της λεκάνης) είναι ~11 km (Πίνακας 3.4). Η πορεία του ποταμού Βαθύρεμα ξεκινάει από τις βόρειες κλιτίες μιας σειράς λόφων, που αναπτύσσεται με διεύθυνση Δ-Α. Η κύρια κοίτη ξεκινά ανατολικά της κοινότητας Λεονταρίου και έχει διεύθυνση ΝΑ-ΒΔ έως το σημείο το οποίο εκφορτίζεται στην περιοχή της αποξηραμένης λίμνης Κωπαΐδας. Το υδρογραφικό δίκτυο του ποταμού Βαθύρεμα χαρακτηρίζεται από ένα σχέδιο ανάπτυξης υδρογραφικού δικτύου μικτού τύπου, με χαρακτηριστικά παράλληλου και δενδριτικού τύπου. Οι κλάδοι του υδρογραφικού δικτύου που βρίσκονται νότια της κύριας κοίτης έχουν μεγαλύτερο μήκος σε σχέση με τους κλάδους που βρίσκονται βόρεια της κύριας κοίτης (Σχήμα 3.11). Η μέγιστη υψομετρική διαφορά της λεκάνης απορροής είναι 464 m, ενώ ο βαθμός αναγλύφου και η σχετική υψομετρική διαφορά είναι 0,04 και 0,01, αντίστοιχα. Η υψηλή τιμή (0,63) του παράγοντα σχήματος που υπολογίσθηκε αντικατοπτρίζει ένα λιγότερο επίμηκες σχήμα για την λεκάνη απορροής Βαθύρεμα. Η μορφή της υψομετρικής καμπύλης έχει μια σιγμοειδή γεωμετρία με το μεσαίο και κατώτερο τμήμα της να γίνεται κυρτό (Σχήμα 3.11Δ)μεσαίες τιμές του υψομετρικού ολοκληρώματος (0,39). 92

103 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 Σχήμα 3.11: Α) Χάρτης της λεκάνης απορροής και του υδρογραφικού δικτύου του ποταμού Βαθύρεμα. Β) Ροδόγραμμα κατανομής συχνοτήτων των διευθύνσεων του κύριο κλάδου και των παραποτάμων του ποταμού Βαθύρεμα. Γ) Ημιλογαριθμικό διάγραμμα όπου προβάλλονται ο αριθμός (τετράγωνα) και το μέσο μήκος (κύκλοι) των κλάδων του υδρογραφικού δικτύου του Βαθύρεμα, σε σχέση τις τάξεις των κλάδων, ο συντελεστής διακλάδωσης και μήκους (R B και R L, δες και αντίστοιχες εξισώσεις) υπολογίστηκαν από την κλίση της ευθείας γραμμικής παλινδρόμησης για κάθε συντελεστή, επίσης δίνονται και οι εξισώσεις των Νόμων του Horton καθώς και ο συντελεστής γραμμικής συσχέτισης (R) για κάθε μία από αυτές. Δ) Καμπύλη Υψομετρικού ολοκληρώματος της λεκάνης απορροής Βαθύρεμα. Figure 3.11: Map showing the drainage network and the drainage basin of the Vathirema River. B) Rose diagram depicting the frequency distribution of the main trunk and the tributaries direction of the 93

104 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 Vathirema River. C) Number (squares), mean length (circles) of streams in drainage network of the Vathirema Basin, plotted as function of stream order, with bifurcation and length ratios (R B and R L, see equations) calculated from slopes of regression lines and the equations of the Horton s Laws. D) Hypsometric curve of the Vathirema drainage basin. Πίνακας 3.7: Στοιχεία ανάλυσης υδρογραφικού δικτύου της λεκάνης απορροής Βαθύρεμα Table 3.7: Hydrographic pattern analysis of the Vathirema drainage basin Τάξη κλάδων Αριθμός κλάδων ανά τάξη Mήκος κλάδων ανά τάξη (km) 1η η 40 34,5 3η 10 31,5 4η 1 8 Σύνολο κλάδων Συνολικό μήκος κλάδων (km) Καταμετρήθηκαν 163 κλάδοι 1 ης τάξης, 40 κλάδοι 2 ης τάξης, 10 κλάδοι 3 ης τάξης, ενώ ο κύριος κλάδος είναι 4 ης τάξης. Στον Πίνακα 3.7 παρουσιάζονται τα στοιχεία ανάλυσης του υδρογραφικού δικτύου της λεκάνης απορροής Βαθύρεμα. Η εξίσωση ευθείας της παλινδρόμησης που εκφράζει και τον πρώτο νόμο του Horton για το υδρογραφικό δίκτυο του Βαθύρεμα είναι: logy = 3,01 0,72x (Σχήμα 3.11Γ). Η τιμή του συντελεστή συσχέτισης που υπολογίσθηκε είναι 0,99 (Σχήμα 3.11Γ), υποδεικνύοντας πολύ ισχυρή συσχέτιση της γραμμικής εξάρτησης μεταξύ του αριθμού των κλάδων και της τάξης των κλάδων του υδρογραφικού δικτύου. Ο συντελεστής διακλάδωσης (R B ) για το υδρογραφικό δίκτυο του Βαθύρεμα είναι 5,25 (Σχήμα 3.11Γ). Ο δεύτερος νόμος του Horton εκφράζεται από την εξίσωση της ευθείας παλινδρόμησης: logy = - 0,77 + 0,41x (Σχήμα 3.11Γ). Η τιμή του συντελεστή συσχέτισης είναι 0,98 (Σχήμα 3.11Γ) και δείχνει μια πολύ ισχυρή συσχέτιση μεταξύ του μέσου μήκους των κλάδων κάθε τάξης και της τάξης των κλάδων. Ο συντελεστής μήκους (R L ) για το υδρογραφικό δίκτυο του Βαθύρεμα υπολογίσθηκε 2,57 (Σχήμα 3.11Γ). Η χαμηλή τιμή (1,52) της κλασματικής διάστασης του υδρογραφικού δικτύου υποδηλώνει ένα αρχικό στάδιο ανάπτυξης του υδρογραφικού δικτύου μέσα στα όρια της λεκάνης απορροής. Οι σχετικά υψηλές τιμές της υδρογραφικής πυκνότητας (D d ) (1,93 km -1 ) και της συχνότητας διακλάδωσης (F s ) (2,64 km -2 ), επηρεάζονται από τη σύνθετη ανάπτυξη του υδρογραφικού δικτύου στα ανώτερα τμήματα της λεκάνης απορροής, ενώ η χαμηλή τιμή (0,89) του αριθμού τραχύτητας (R n ) χαρακτηρίζει την χαμηλή δομική πολυπλοκότητα του αναγλύφου. 94

105 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ Λεκάνη απορροής Καλαμίτη-Καναβάρι Η λεκάνη απορροής του ποταμού Καλαμίτη βρίσκεται στο βόρειο τμήμα της περιοχής μελέτης και αποστραγγίζει ένα μέρος από το βόρειο τμήμα της Λεκάνης των Θηβών (Σχήμα 3.12). Η συνολική έκταση της λεκάνης απορροής είναι 233 km 2 και το μέγιστο μήκος της είναι ~19,5 km (Πίνακας 3.4). Η λεκάνη απορροής καθώς και το υδρογραφικό δίκτυο που αναπτύσσεται μέσα σε αυτή έχουν σύνθετη μορφή (Σχήμα 3.12) Πιο συγκεκριμένα, η πορεία του ποταμού Καλαμίτη ξεκινάει από τη νοτιοδυτική πλευρά του όρους Κτύπας με διεύθυνση σχεδόν Α-Δ έως το σημείο το οποίο εκβάλει στη λίμνη Υλίκη. Το υδρογραφικό δίκτυο του ποταμού Καλαμίτη χαρακτηρίζεται από ένα πρότυπο ανάπτυξης υδρογραφικού δικτύου δενδριτικού τύπου με τους κλάδους του υδρογραφικού δικτύου που βρίσκονται νότια της κύριας κοίτης του να έχουν μεγαλύτερο μήκος σε σχέση με τους κλάδους που βρίσκονται βόρεια (Σχήμα 3.11). Αντίθετα, ο ποταμός Καναβάρι που αποτελεί παραπόταμο του ποταμού Καλαμίτη, ξεκινάει την πορεία του από το δυτικό τμήμα της βάσης του Ρήγματος Λεοντάρι και συνεχίζει την πορεία του με διεύθυνση Δ-Α, παράλληλα στο ίχνος του ρήγματος (Σχήμα 3.12). Κοντά στο ανατολικό όριο του ρήγματος αλλάζει κατεύθυνση και κινείται με κατεύθυνση προς το βορρά έως ότου συναντήσει τον κύριο ποταμό. Σήμερα, το κατώτερο τμήμα της λεκάνης απορροής Καλαμίτης Καναβάρι έχει τροποποιηθεί με τεχνικά έργα (κανάλια αποστράγγισης) (περιοχή που περικλείεται από το παραλληλόγραμμο Ac, Σχήμα 3.12). Η μέγιστη υψομετρική διαφορά της λεκάνης απορροής είναι 692 m, ενώ ο βαθμός αναγλύφου και η σχετική υψομετρική διαφορά είναι 0,03 και 0,007, αντίστοιχα. Ο παράγοντας σχήματος που υπολογίσθηκε για τη λεκάνη απορροής είναι 0,61 και χαρακτηρίζει τα σύνθετο σχήμα της λεκάνης απορροής. Το υψομετρικό ολοκλήρωμα για τη λεκάνη απορροής Καλαμίτης-Καναβάρι υπολογίσθηκε 0,25, ενώ για την επιμέρους λεκάνη απορροής του ποταμού Καναβάρι 0,59. Η μορφή της υψομετρικής καμπύλης για το σύνολο της λεκάνης απορροής είναι κυρτή στο μεσαίο τμήματα της (Σχήμα 3.12Δ), ενώ για την επιμέρους λεκάνη του ποταμού Καναβάρι χαρακτηρίζεται σαν κυρτή σε όλο της το μήκος. 95

106 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 Σχήμα 3.12; Figure

107 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 Σχήμα 3.12: Α) Χάρτης του υδρογραφικού δικτύου και της λεκάνης απορροής Καλαμίτης-Καναβάρι. Β) Ροδόγραμμα κατανομής συχνοτήτων των διευθύνσεων του κύριο κλάδου και των παραποτάμων του ποταμού Καλαμίτη. Γ) Ημιλογαριθμικό διάγραμμα όπου προβάλλονται ο αριθμός (τετράγωνα) και το μέσο μήκος (κύκλοι) των κλάδων του υδρογραφικού δικτύου τουκαλαμίτη, σε σχέση τις τάξεις των κλάδων, ο συντελεστής διακλάδωσης και μήκους (R B και R L, δες και αντίστοιχες εξισώσεις) υπολογίστηκαν από την κλίση της ευθείας γραμμικής παλινδρόμησης για κάθε συντελεστή, επίσης δίνονται και οι εξισώσεις των Νόμων του Horton καθώς και ο συντελεστής γραμμικής συσχέτισης (R) για κάθε μία από αυτές. Δ) Καμπύλη Υψομετρικού ολοκληρώματος της λεκάνης απορροής Καλαμίτης-Καναβάρι και σε μικρότερο μέγεθος του παραπόταμου Καναβάρι. Figure 3.12: Map showing the drainage network of the Kalamitis-Kanavari drainage basin. B) Rose diagram depicting the frequency distribution of the main trunk and the tributaries direction of the Kalamitis River. C) Number (squares), mean length (circles) of streams in drainage network of the Vathirema Basin, plotted as function of stream order, with bifurcation and length ratios (R B and R L, see equations) calculated from slopes of regression lines and the equations of the Horton s Laws. D) Hypsometric curve of the Kalamitis and Kanavari (smaller diagram) drainage basins. Πίνακας 3.8: Στοιχεία ανάλυσης υδρογραφικού δικτύου της λεκάνης απορροής Καλαμίτης- Καναβάρι Table 3.8: Hydrographic pattern analysis of the Kalamitis-Kanavari drainage basin Τάξη κλάδων Αριθμός κλάδων ανά τάξη Mήκος κλάδων ανά τάξη (km) 1η η η η η η 1 4 Σύνολο κλάδων Συνολικό μήκος κλάδων (km) Καταμετρήθηκαν 566 κλάδοι 1 ης τάξης, 135 κλάδοι 2 ης τάξης, 34 κλάδοι 3 ης τάξης, 9 κλάδοι 4 ης τάξης, 3 κλάδοι 5 ης τάξης, ενώ ο κύριος κλάδος είναι 6 ης τάξης. Στον Πίνακα 3.8 παρουσιάζονται τα στοιχεία ανάλυσης του υδρογραφικού δικτύου της λεκάνης απορροής Καλαμίτης-Καναβάρι. Η εξίσωση ευθείας της παλινδρόμησης που εκφράζει και τον πρώτο νόμο του Horton για το υδρογραφικό δίκτυο του Καλαμίτης-Καναβάρι είναι: logy = 3,24 0,55x (Σχήμα 3.12Γ). Η τιμή του συντελεστή συσχέτισης που υπολογίσθηκε είναι 0,99 (Σχήμα 3.12Γ), υποδεικνύοντας πολύ ισχυρή συσχέτιση της γραμμικής εξάρτησης μεταξύ του αριθμού των κλάδων και της τάξης των κλάδων του υδρογραφικού δικτύου. Ο συντελεστής διακλάδωσης (R B ) για το υδρογραφικό δίκτυο του Καλαμίτη είναι 3,55 (Σχήμα 3.12Γ). Ο δεύτερος νόμος του Horton εκφράζεται από την εξίσωση της ευθείας παλινδρόμησης: logy = -0,47 + 0,22x (Σχήμα 3.12Γ). Η τιμή του συντελεστή συσχέτισης είναι 0,90 (Σχήμα 3.12Γ) και δείχνει καλή συσχέτιση μεταξύ του 97

108 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 μέσου μήκους των κλάδων κάθε τάξης και της τάξης των κλάδων. Ο συντελεστής μήκους (R L ) για το υδρογραφικό δίκτυο του Βαθύρεμα υπολογίσθηκε 1,66 (Σχήμα 3.12Γ). Η κλασματική διάσταση του υδρογραφικού δικτύου υπολογίσθηκε 2,10, ενώ για την επιμέρους λεκάνη απορροής του ποταμού Καναβάρι Η υψηλή τιμή της κλασματικής διάστασης πιθανότατα οφείλεται στο σύνθετο σχήμα της λεκάνης απορροής που οδηγεί σε χαμηλό συντελεστή μήκους. Οι τιμές της υδρογραφικής πυκνότητας (D d ) και της συχνότητας διακλάδωσης (F s ) του υδρογραφικού δικτύου, είναι 2,02 km -1 και 3,2 km -2, αντίστοιχα, ενώ ο αριθμός τραχύτητας (R n ) είναι 1, Λεκάνη απορροής Ασωπού Η λεκάνη απορροής του ποταμού Ασωπού είναι η μεγαλύτερη λεκάνη απορροής στην περιοχή μελέτης με συνολική έκταση 711 km 2 και μέγιστο μήκος, μετρούμενο παράλληλα στον μεγάλο άξονα της λεκάνης, ~56,5 km (Πίνακας 3.4). Καλύπτει το κεντρικό, νότιο και νοτιοανατολικό τμήμα της περιοχής μελέτης και αποστραγγίζει αντίστοιχα το κεντρικό, νότιο και νοτιοανατολικό τμήμα της Λεκάνης των Θηβών (Σχήμα 3.13). Η πορεία του ποταμού Ασωπού ξεκινάει από το δυτικό τμήμα της λεκάνης απορροής, νότια της κοινότητας Λεοντάρι, με διεύθυνση σχεδόν δύση - ανατολή ως τις εκβολές του που βρίσκονται στον Νότιο Ευβοϊκό κόλπο. Το υδρογραφικό δίκτυο του ποταμού Ασωπού περιλαμβάνει ένα αξονικό σύστημα υδρορεμάτων με διεύθυνση δύση ανατολή και ένα εγκάρσιο σύστημα υδρορεμάτων με διεύθυνση βορρά νότο. Επίσης, αυτό φαίνεται και από το διάγραμμα κατανομής συχνοτήτων των διευθύνσεων που κατασκευάστηκε για όλους τους κλάδους του υδρογραφικού δικτύου (Σχήμα 3.13Β). Το αξονικό σύστημα καθορίζεται κυρίως από τον κύριο κλάδο του Ασωπού στον οποίο καταλήγουν οι κλάδοι του εγκάρσιου συστήματος. Το κύριο σχέδιο ανάπτυξης που ακολουθεί το υδρογραφικό δίκτυο του Ασωπού χαρακτηρίζεται σαν δενδριτικού τύπου, ωστόσο μπορούν να διακριθούν και άλλα πρότυπα ανάπτυξης σε επιμέρους τμήματα της περιοχής. Πιο αναλυτικά, στο νότιο τμήμα της λεκάνης απορροής το υδρογραφικό δίκτυο το οποίο αναπτύσσεται αποστραγγίζει εσωτερικά την πόλγη των Δερβενοχωρίων, η οποία δημιουργήθηκε ως αποτέλεσμα καρστικής διάβρωσης (περιοχή Kp στο Σχήμα 3.13) (Δούνας, 1971). 98

109 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 Σχήμα 3.13, Figure

110 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 Σχήμα 3.13: Α) Χάρτης της λεκάνης απορροής και του υδρογραφικού δικτύου του ποταμού Ασωπού. Β) Ροδόγραμμα κατανομής συχνοτήτων των διευθύνσεων του κύριο κλάδου και των παραποτάμων του ποταμού Ασωπού. Γ) Ημιλογαριθμικό διάγραμμα όπου προβάλλονται ο αριθμός (τετράγωνα) και το μέσο μήκος (κύκλοι) των κλάδων του υδρογραφικού δικτύου του Ασωπού, σε σχέση τις τάξεις των κλάδων, ο συντελεστής διακλάδωσης και μήκους (R B και R L, δες και αντίστοιχες εξισώσεις) υπολογίστηκαν από την κλίση της ευθείας γραμμικής παλινδρόμησης για κάθε συντελεστή, επίσης δίνονται και οι εξισώσεις των Νόμων του Horton καθώς και ο συντελεστής γραμμικής συσχέτισης (R) για κάθε μία από αυτές. Δ) Καμπύλη Υψομετρικού ολοκληρώματος της λεκάνης απορροής Ασωπού. Figure 3.13: Map showing the drainage network and the drainage basin of the Asopos River. B) Rose diagram depicting the frequency distribution of the main trunk and the tributaries direction of the Asopos River. C) Number (squares), mean length (circles) of streams in drainage network of the Asopos Basin, plotted as function of stream order, with bifurcation and length ratios (R B and R L, see equations) calculated from slopes of regression lines and the equations of the Horton s Laws. D) Hypsometric curve of the Asopos drainage basin. Στο κεντρικό και βόρειο τμήμα της λεκάνης απορροής Ασωπού το υδρογραφικό δίκτυο χαρακτηρίζεται από ένα πρότυπο ανάπτυξης κλιμακωτής διάταξης (περιοχή Τn στο σχήμα 3.13). Το κλιμακωτής διάταξης υδρογραφικό δίκτυο αναπτύσσεται σε άμεση γειτνίαση με τη ρηξιγενή ζώνη Καλλιθέας-Ασωπίας και κατά πάσα πιθανότητα αυτός ο ιδιαίτερος τύπος υδρογραφικού δικτύου σχετίζεται με τη δράση της. Η μέγιστη υψομετρική διαφορά της λεκάνης απορροής είναι 1400 m, ενώ ο βαθμός αναγλύφου και η σχετική υψομετρική διαφορά είναι 0,02 και 0,009, αντίστοιχα. Ο παράγοντας σχήματος που υπολογίσθηκε για τη λεκάνη απορροής είναι 0,22 και συμφωνεί με το επίμηκες σχήμα που έχει η λεκάνη απορροής. Η κυρτή μορφή της υψομετρικής καμπύλης στο μέσο και ανώτερο τμήμα της χαρακτηρίζουν μια λεκάνη απορροής που βρίσκεται σε στάδιο νεότητας με έντονο ανάγλυφο και έντονη κατά βάθος διάβρωση, στα μεσαία και ανώτερα τμήματα της, ενώ η τιμή του υψομετρικού ολοκληρώματος υπολογίσθηκε 0,53 (Σχήμα 3.13Δ). Πίνακας 3.9: Στοιχεία ανάλυσης υδρογραφικού δικτύου της λεκάνης απορροής Ασωπού Table 3.9: Hydrographic pattern analysis of the Asopos drainage basin Τάξη κλάδων Αριθμός κλάδων ανά τάξη Mήκος κλάδων ανά τάξη (km) 1η η η η η η 1 22 Σύνολο κλάδων Συνολικό μήκος κλάδων (km)

111 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 Καταμετρήθηκαν 1064 κλάδοι 1 ης τάξης, 293 κλάδοι 2 ης τάξης, 71 κλάδοι 3 ης τάξης, 17 κλάδοι 4 ης τάξης, 3 κλάδοι 5 ης τάξης, ενώ ο κύριος κλάδος είναι 6 ης τάξης. Στον Πίνακα 3.9 παρουσιάζονται τα στοιχεία ανάλυσης του υδρογραφικού δικτύου της λεκάνης απορροής Ασωπού. Η εξίσωση της ευθείας παλινδρόμησης που εκφράζει και τον πρώτο νόμο του Horton, για το υδρογραφικό δίκτυο του Ασωπού είναι: logy = 3,68 0,62x (Σχήμα 3.13Γ). Η τιμή του συντελεστή συσχέτισης (Pearson) είναι 0,99 (Σχήμα 3.13), και δείχνει την ισχυρή συσχέτηση μεταξύ του αριθμού των κλάδων και της τάξης των κλάδων. Ο συντελεστής διακλάδωσης (R B ) για το υδρογραφικό δίκτυο του Ασωπού είναι 4,17 (Σχήμα 3.13Γ). Ο δεύτερος νόμος του Horton εκφράζεται από την εξίσωση της ευθείας παλινδρόμησης: logy = -0,58 + 0,32x (Σχήμα 3.13Γ). Η τιμή του συντελεστή συσχέτισης (R = 0,99) (Σχήμα 3.13Γ) δείχνει πολύ ισχυρή συσχέτιση μεταξύ του μέσου μήκους των κλάδων κάθε τάξης και της τάξης των κλάδων. Ο συντελεστής μήκους (R L ) για το υδρογραφικό δίκτυο του Ασωπού είναι 2,09 (Σχήμα 3.13Γ). Η κλασματική διάσταση του υδρογραφικού δικτύου είναι 1,93, υποδεικνύοντας μια πολύ καλή ανάπτυξη του υδρογραφικού δικτύου στο χώρο που καλύπτει η λεκάνη απορροής. Οι τιμές της υδρογραφικής πυκνότητας (D d ) και της συχνότητας διακλάδωσης (F s ) είναι 1,75 km -1 και 2,04 km -2 αντίστοιχα. Η δομική πολυπλοκότητα του αναγλύφου της λεκάνης απορροής Ασωπού αντικατοπτρίζεται στις υψηλές τιμές (R n = 2,45) του αριθμού τραχύτητας Υδρολογικός τομέας Ριτσώνα Ο υδρολογικός τομέας Ριτσώνα αποτελείται από ~18 επιμέρους λεκάνες απορροής, μεταξύ των οποίων η λεκάνη απορροής του ποταμού Ριτσώνα από την οποία πήρε και το όνομά του (Σχήμα 3.14). Η λεκάνη απορροής του Ριτσώνα είναι η μεγαλύτερη σε μέγεθος, από τις υπόλοιπες λεκάνες απορροής του τομέα. Ο υδρολογικός τομέας Ριτσώνα έχει συνολική έκταση 151 km 2 και μήκος ~17 km (Πίνακας 3.4). Σαν μήκος του υδρολογικού τομέα θεωρήθηκε το μήκος της λεκάνης του ποταμού Ριτσώνα. Καλύπτει το ανατολικό τμήμα της περιοχής μελέτης και αποστραγγίζει αντίστοιχα το ανατολικό τμήμα της Λεκάνης των Θηβών (Σχήμα 3.14). 101

112 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 Σχήμα 3.14: Α) Χάρτης της λεκάνης απορροής και του υδρογραφικού δικτύου του υδρολογικού τομέα Ριτσώνα. Β) Ροδόγραμμα κατανομής συχνοτήτων των διευθύνσεων του κύριο κλάδου και των παραποτάμων του υδρολογικού τομέα Ριτσώνα. Γ) Ημιλογαριθμικό διάγραμμα όπου προβάλλονται ο αριθμός (τετράγωνα) και το μέσο μήκος (κύκλοι) των κλάδων του υδρογραφικού δικτύου του υδρολογικού τομέα Ριτσώνα, σε σχέση τις τάξεις των κλάδων, ο συντελεστής διακλάδωσης και μήκους (R B και R L, δες και αντίστοιχες εξισώσεις) υπολογίστηκαν από την κλίση της ευθείας γραμμικής παλινδρόμησης για κάθε συντελεστή, επίσης δίνονται και οι εξισώσεις των Νόμων του Horton καθώς και ο συντελεστής γραμμικής συσχέτισης (R) για κάθε μία από αυτές. Δ) Καμπύλη Υψομετρικού ολοκληρώματος της λεκάνης απορροής του υδρολογικού τομέα Ριτσώνα. Figure 3.14: Map showing the drainage network and the drainage basin of the Ritsonas drainage domain. B) Rose diagram depicting the frequency distribution of the main trunk and the tributaries direction of the Ritsonas drainage domain. C) Number (squares), mean length (circles) of streams in drainage network of the Ritsonas drainage domain, plotted as function of stream order, with bifurcation and length ratios (R B and R L, see equations) calculated from slopes of regression lines and the equations of the Horton s Laws. D) Hypsometric curve of the Ritsonas drainage domain. 102

113 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 Ο λόγος που ορίσθηκε ο υδρολογικός τομέας είναι τα κοινά χαρακτηριστικά των λεκανών απορροής των ρεμάτων του τομέα. Το κύριο πρότυπο ανάπτυξης που ακολουθεί το υδρογραφικό δίκτυο του υδρολογικού τομέα χαρακτηρίζεται σαν δενδριτικού τύπου, ωστόσο σε ορισμένα σημεία μπορεί να χαρακτηρισθεί και παράλληλο (Σχήμα 3.14). Στο υδρογραφικό δίκτυο του υδρολογικού τομέα αναπτύσσεται ένα αξονικό σύστημα, με διεύθυνση ΔΝΔ ΑΒΑ, το οποίο στο ανατολικό τμήμα του τομέα έχει διεύθυνση Β-Ν, και ένα εγκάρσιο σύστημα, με διεύθυνση Β Ν με εξαίρεση το δυτικό τμήμα του τομέα που έχει διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ όπως φαίνεται και από το διάγραμμα κατανομής συχνοτήτων των διευθύνσεων που κατασκευάστηκε για όλους τους κλάδους του υδρογραφικού δικτύου (Σχήμα 3.14Β). Το αξονικό σύστημα καθορίζεται κυρίως από τους κύριους κλάδους των επιμέρους λεκανών απορροής, στους οποίους καταλήγουν οι κλάδοι του εγκάρσιου συστήματος. Η μέγιστη υψομετρική διαφορά που παρατηρείται στον υδρολογικό τομέα είναι 1018 m, ενώ ο βαθμός αναγλύφου και η σχετική υψομετρική διαφορά είναι 0,06 και 0,01, αντίστοιχα. Ο παράγοντας σχήματος που υπολογίσθηκε για τον υδρολογικό τομέα είναι 0,52. Το υψομετρικό ολοκλήρωμα υπολογίσθηκε 0,32, ενώ παρατηρώντας την υψομετρική καμπύλη μπορούμε να πούμε ότι εμφανίζει μια ελαφριά κυρτότητα στα μεσαίο και ανώτερο τμήμα της. Πίνακας 3.10: Στοιχεία ανάλυσης υδρογραφικού δικτύου του υδρολογικού τομέα Ριτσώνα Table 3.10: Hydrographic pattern analysis of the Ritsonas drainage domain Τάξη κλάδων Αριθμός κλάδων ανά τάξη Mήκος κλάδων ανά τάξη (km) 1η η η η η 1 9 Σύνολο κλάδων Συνολικό μήκος κλάδων (km) Καταμετρήθηκαν 435 κλάδοι 1 ης τάξης, 115 κλάδοι 2 ης τάξης, 29 κλάδοι 3 ης τάξης, 5 κλάδοι 4 ης τάξης, ενώ ο κύριος κλάδος είναι 5 ης τάξης. Στον Πίνακα 3.10 παρουσιάζονται τα στοιχεία ανάλυσης του υδρογραφικού δικτύου που αναπτύσσεται 103

114 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 στο εσωτερικό του υδρολογικού τομέα Ριτσώνα. Η εξίσωση ευθείας της παλινδρόμησης που εκφράζει και τον πρώτο νόμο του Horton, για το υδρογραφικό δίκτυο είναι: logy = 3,36 0,66x (Σχήμα 3.14Γ). Η τιμή του συντελεστή συσχέτισης είναι 0,99 (Σχήμα 3.14), που αποτελεί μέτρο της ισχυρότητας της γραμμικής εξάρτησης μεταξύ του αριθμού των κλάδων και της τάξης των κλάδων, υποδεικνύει πολύ ισχυρή συσχέτιση. Ο συντελεστής διακλάδωσης (R B ) για το σύνολο του υδρολογικού τομέα είναι 4,57 (Σχήμα 3.14Γ). Ο δεύτερος νόμος του Horton εκφράζεται από την εξίσωση της ευθείας παλινδρόμησης: logy = -0,72 + 0,32x (Σχήμα 3.14Γ). Η τιμή του συντελεστή συσχέτισης (R = 0,99) (Σχήμα 3.13(Γ)) δείχνει πολύ ισχυρή συσχέτιση μεταξύ του μέσου μήκους των κλάδων κάθε τάξης και της τάξης των κλάδων. Ο συντελεστής μήκους (R L ) για το υδρογραφικό δίκτυο του υδρολογικού τομέα Ριτσώνα είναι 2,09 (Σχήμα 3.14Γ). Η κλασματική διάσταση του υδρογραφικού δικτύου είναι 2,05. Οι τιμές της υδρογραφικής πυκνότητας (D d ) και της συχνότητας διακλάδωσης (F s ) είναι 2,37 km -1 και 3,87 km -2 αντίστοιχα, ενώ ο αριθμός τραχύτητας (R n ) είναι 2, Ερμηνεία υδρογραφικών δικτύων Στους πίνακες 3.11 και 3.12 δίνονται τα αποτελέσματα των υπολογιζόμενων μορφομετρικών παραμέτρων των λεκανών απορροής και των υδρογραφικών δικτύων, αντίστοιχα, που αναπτύσσονται στην περιοχή μελέτης και αναλύθηκαν στα πλαίσια της παρούσας διατριβής. Πίνακας 3.11: Υπολογιζόμενες μορφομετρικές παράμετροι λεκανών απορροής Table 3.11: Μorphometric parameters of drainage basins α/α Λεκάνη απορροής Μέγιστη υψομετρική διαφορά B h (m) Βαθμός αναγλύφου R h Σχετική υψομετρική διαφορά R hp Παράγοντας σχήματος λεκάνης Rf Υψομετρικό Ολοκλήρωμα 1 Λιβαδόστρας ,08 0,03 0,32 0,63 2 Άσκρης ,07 0,02 0,46 0,44 3 Βαθύρεμα 464 0,04 0,01 0,63 0,39 4 Καλαμίτης-Καναβάρι 692 0,03 0,007 0,61 0,25(0,59) 5 Ασωπός ,02 0,009 0,22 0,53 6 Ριτσώνας ,06 0,01 0,52 0,32 104

115 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 Πίνακας 3.12: Υπολογιζόμενες μορφομετρικές παράμετροι υδρογραφικού δικτύου Table 3.12: Μorphometric parameters of drainage network α/α Λεκάνη απορροής Συντελεστής διακλάδωσης (R B ) Συντελεστής Μήκους (R L ) Πυκνότητα (D d ) Συχνότητα διακλάδωσης (F s ) Αριθμός τραχύτητας (R n ) Κλασματική διάσταση (Dn) 1 Λιβαδόστρας 5,62 2,95 1,77 2,1 2, Άσκρης 4,9 2,63 0,97 0,73 1, Βαθύρεμα 5,25 2,97 1,93 2,64 0, Καλαμίτης-Καναβάρι 3,55 1,66 2,02 3,2 1,40 2,10 5 Ασωπός 4,17 2,09 1,75 2,04 2, Ριτσώνας 4,57 2,09 2,37 3,87 2,41 2,05 Παρατηρώντας τα σχήματα 3.9Δ έως και 3.14Δ, μπορούμε να διαχωρίσουμε τις λεκάνες απορροής σε δυο ομάδες όσον αφορά τη μορφή της υψομετρικής τους καμπύλης. Η πρώτη ομάδα περιλαμβάνει τις λεκάνες απορροής Λιβαδόστρα, Ασωπού και την υπολεκάνη απορροής του ποταμού Καναβάρι, οι οποίες χαρακτηρίζονται από υψομετρική καμπύλη με κυρτή μορφή και σχετικά υψηλές τιμές του υψομετρικού ολοκληρώματος. Τη δεύτερη ομάδα αποτελούν οι υπόλοιπες λεκάνες απορροής οι οποίες χαρακτηρίζονται, σε γενικές γραμμές, από σιγμοειδούς σχήματος υψομετρικές καμπύλες που μεταβαίνουν από κοίλη μορφή, από το άνω έως το μέσο τμήμα, σε κυρτή μορφή, στο μέσο και κατώτερο τμήμα. Στις λεκάνες απορροής Άσκρη και Ριτσώνα παρατηρείται η τάση για κύρτωση της υψομετρικής καμπύλης στα ανώτερα τμήματα (Σχήμα 3.9Δ και 3.14Δ). Σε τεκτονικά ενεργές περιοχές ο βαθμός κατάτμησης του αναγλύφου από τις διεργασίες της διάβρωσης είναι σχετικά ανεξάρτητος από τα στάδια του Κύκλου της Διάβρωσης (Ohmori, 1993). Έχει παρατηρηθεί, σε τεκτονικά ενεργές περιοχές, η μορφή της υψομετρικής καμπύλης να μην είναι η τυπική μορφή που αντιστοιχεί στο στάδιο νεότητας (κυρτή καμπύλη) αλλά να έχει σύνθετη μορφή (π.χ. Sakaguchi, 1969; Mayer, 1990). Η σταδιακή μεταβολή της κυρτότητας των υψομετρικών καμπυλών, που παρατηρείται σε λεκάνες απορροής της δεύτερης ομάδας είναι πιθανότατα αποτέλεσμα της αύξησης του ρυθμού διάβρωσης, σε επιμέρους περιοχές των λεκανών απορροής, λόγω ανύψωσης και αντίστοιχα μεταβολής του υψομέτρου μεταξύ της κοίτης των ποταμών και του βασικού επιπέδου (Pedrera et al., 2009). Τα παραπάνω είναι αποτέλεσμα της δράσης των επιμέρους ρηξιγενών ζωνών όπως αυτές κατανέμονται μέσα στα όρια των λεκανών απορροής της περιοχής. 105

116 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ Λίμνες της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας Στοιχείο της γεωμορφολογίας της περιοχής μελέτης, αποτελεί και το σύστημα το λιμνών που αναπτύσσεται και των οποίων η γεωγραφική διάταξη οριοθετεί το βόρειο τμήμα της. Οι λίμνες αυτές, από δύση προς ανατολή, είναι: η Λίμνη της Κωπαΐδας (σήμερα αποξηραμένη), η Λίμνη Υλίκη και η Λίμνη Παραλίμνη (Σχήμα 3.1). Η εξέταση της εξέλιξης των λιμνών μπορεί να μας προσφέρει σημαντικές πληροφορίες για κλιματικές συνθήκες που επικρατούσαν κατά το παρελθόν, τις υδρογεωλογικές συνθήκες και στοιχεία για την τεκτονική εξέλιξη της περιοχής. Ειδικότερα, η λεκάνη της Κωπαΐδας αποτελεί την νοτιοανατολικότερη περιοχή του Ευρωπαϊκού χώρου με εκτεταμένη στρωματογραφική ακολουθία λιμναίων ιζημάτων του Άνωτερου Τεταρτογενούς, η παλυνολογική και ιζηματολογική εξέταση των οποίων προσέλκυσε το ενδιαφέρον πολλών ερευνητικών ομάδων (Turner and Greig, 1975; Allen, 1986; Tzedakis, 1999; Okuda et al., 2001; Griffiths et al., 2002a; 2002b) Λίμνη Κωπαΐδας Η Κωπαΐδα, είναι σήμερα μία αποξηραμένη λίμνη η οποία βρίσκεται στο βορειοδυτικό όριο της περιοχής μελέτης και σε υψόμετρο ~94 m, πάνω από το σημερινό επίπεδο της θάλασσας (Σχήμα 3.1). Η λεκάνη της Κωπαΐδας σχηματίσθηκε σαν αποτέλεσμα της τεκτονικής βύθισης της περιοχής που έλαβε χώρα κατά το Πλείοκαινο και το Πλειστόκαινο, και της διάλυσης των ανθρακικών πετρωμάτων της περιοχής (Παπαδοπούλου Βρυνιώτη, 1990). Η ανωτέρα ερευνήτρια θεωρεί ότι σημαντικό ρόλο έπαιξε και η διεύθυνση εφελκυσμού ΒΑ-ΝΔ, που επικρατούσε κατά τη χρονική περίοδο σχηματισμού της λίμνης. Η λίμνη καταλάμβανε την ευρύτερη περιοχή που οριοθετείται από τα όρη Πτώο, Σφίγγιο, Χλωμό, Ελικώνα και τις ανατολικές παρυφές του Παρνασσού. Το υπόβαθρο της λεκάνης Κωπαΐδας αποτελείται κυρίως από δολομίτες του Μέσου και Άνω Τριαδικού, οφιόλιθους και Κρητιδικής ηλικίας ασβεστόλιθους (Celet, 1962; Celet et al., 1976). Την τροφοδοτούσαν με νερό, κυρίως, οι ποταμοί Βοιωτικός Κηφισός και Μέλας, αλλά και υδάτινα ρέματα από τα όρη που την περιβάλλουν. Δεν είχε επιφανειακή εκροή προς τη θάλασσα, αλλά τα νερά της διέφευγαν από καταβόθρες που βρίσκονταν στον πυθμένα της, κυρίως στο ανατολικό και νοτιοανατολικό τμήμα της (Παπαδοπούλου-Βρυνίωτη, 1990). Σήμερα, από τα νερά αυτά ένα μέρος τους καταλήγει για την άρδευση των εκτάσεων της 106

117 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 περιοχής και το υπόλοιπο καταλήγει μέσω αγωγών στη γειτονική λίμνη Υλίκη (ΕΥΔΑΠ, 2009). Το βάθος της ήταν μικρό, σύμφωνα με παλυνολογικές αναλύσεις (Allen, 1986), και η έκτασή της κυμαινόταν ανάλογα με τις βροχοπτώσεις και τις κλιματικές μεταβολές της περιοχής (Jux and Zygojannis, 1986; Griffiths et al., 2002) (δες και παράγραφος 3.4.4). Από το 1834 άρχισε η προσπάθεια αποξήρανσης της λίμνης, η οποία τελικώς ολοκληρώθηκε το Μετά την αποξήρανση αποδόθηκαν στην καλλιέργεια περίπου στρέμματα γης. Λίγο πριν ξεκινήσουν τα έργα αποξήρανσής της, η λίμνη της Κωπαΐδας εμφάνιζε τα χαρακτηριστικά μιας εποχιακής λίμνης με το επίπεδο της στάθμης της να αυξομειώνεται κατά τη διάρκεια του έτους, επιτυγχάνοντας τη μέγιστη τιμή του κατά τη διάρκεια του χειμώνα, όπου είχε και τη μέγιστη εξάπλωσή της καλύπτοντας μια έκταση ~230 km 2 (Repapis, 1989). Σημαντικό στοιχείο για τον αβαθή χαρακτήρα της λίμνης αποτελεί και η παρουσία λιγνιτικών οριζόντων και οριζόντων πλούσιων σε οργανικό υλικό, που βρέθηκαν σε δύο γεωτρήσεις που έγιναν στον πυθμένα της, από το βάθος των 83 m έως και 7.5 m (Tzedakis, 1999; Okuda, 2001; Griffiths, 2002a). Πιο αναλυτικά, η λιθοστρωματογραφία του πυρήνα της γεώτρησης (Ι.Γ.Μ.Ε. 1984) που αναλύθηκε από τους Okuda et al. (2001), αποτελείται κυρίως από λιμναίας προέλευσης μάργες με τρεις λιγνιτικούς ορίζοντες να περιέχονται στο κατώτερο τμήμα της. Ο κατώτερος λιγνιτικός ορίζοντας βρέθηκε σε βάθος ~83 m, ο μεσαίος στα ~71 m και ο ανώτερος στα ~59 m. Η απόθεση των παραπάνω οριζόντων θεωρείται ότι έγινε στο ανώτερο τμήμα του Μέσου Πλειστόκαινου. Ο πυρήνας της δεύτερης γεώτρησης (Πυρήνας Κ93), που αναλύθηκε από τους Tzedakis (1999) και Griffiths et al., (2002) πάρθηκε από το κεντρικό τμήμα της λεκάνης και αποτελείται από ασβεστιτικής, κυρίως, σύστασης ιζήματα λιμναίας προέλευσης, στα οποία εμπεριέχεται μεγάλη ποικιλία παλαιοπανίδας (κυρίως οστρακώδη) και παλαιοχλωρίδας. Ο κατώτερος ορίζοντες που βρέθηκε είναι σε βάθος m με ηλικία 28,200 ± 400 ka, οι ενδιάμεσοι σε βάθη m και m, με ηλικίες αντίστοιχα 22,060 ± 400 ka και 20,656 ± 400 ka και οι ανώτεροι σε βάθη 8.65 m και 7.25 m, με ηλικίες αντίστοιχα 14,700 ± 600 ka και 11,400 ± 200 ka. Διαιρώντας το συνολικό παρατηρούμενο πάχος των λιγνιτικών οριζόντων που βρέθηκαν στους πυρήνες των δύο γεωτρήσεων, με το εύρος των προσδιορισμένων 107

118 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 ηλικιών των δειγμάτων, προκύπτει ένας μέσος ρυθμός βύθισης της λίμνης της τάξης του 1mm/year Λίμνη Υλίκη Η Υλίκη είναι μία φυσική λίμνη η οποία βρίσκεται ανατολικά της αποξηραμένης λίμνης της Κωπαΐδας και βόρεια της Θήβας. Οριοθετείται στο βόρειο και νότιο τμήμα της από τους πρόποδες του Πτώου Όρους και του Μεσσαπίου Όρους, αντίστοιχα. Ονομάζεται και Λικέρι, το μέγιστο πλάτος της είναι ~6 km, ενώ το μέγιστο μήκος ~11 km και έχει έκταση κατά μέσο όρο 22 Κm 2. Δέχεται τα νερά των ποταμών Κηφισού, Μέλας, Καλαμίτης και Καναβάρι, ενώ συνδέεται με την γειτονική λίμνη Παράλιμνη με μια διώρυγα, που έχει μήκος 2,5 km. Οι ενότητες των πετρωμάτων που συναντάμε στη περιοχή γύρω από την λίμνη αποτελούνται κυρίως από ασβεστόλιθους, δολομίτες και δολομιτικούς ασβεστόλιθους των οποίων η ηλικία απόθεσής τους κυμαίνεται από το Άνω Τριαδικό έως το Άνω Ιουρασικό, ενώ στα όρια της λίμνης συναντάμε ασβεστόλιθους Άνω Κρητιδικής ηλικίας (Cristodoulou, 1969). Η λίμνη Υλίκη σχηματίσθηκε εντός τεκτονικού βυθίσματος, με διεύθυνση ΔΒΔ-ΑΝΑ, σαν αποτέλεσμα τεκτονικών κινήσεων κατά το Πλειστόκαινο (Μητσόπουλος και Τρικκαλινός, 1947). Οι όχθες της λίμνης έχουν απότομο ανάγλυφο και το βάθος της φτάνει τα ~40 m πολύ κοντά στη ακτή. Η αρχική της στάθμη, πριν την αποξήρανση της Κωπαΐδας, έφτανε τα ~45 m και είχε έκταση ~9 km 2, ενώ η σημερινή στάθμη της είναι ~78 m (πάνω από το επίπεδο της θάλασσας) (Παρασκευαϊδης, 1971). Η συνεχής αύξηση του πληθυσμού της Αθήνας προκάλεσε και την αύξηση της κατανάλωσης νερού. Τα αποθέματα της λίμνης του Μαραθώνα δεν επαρκούσαν, γι' αυτό από το 1959 ξεκίνησε η χρήση των νερών της λίμνης Υλίκης. Το νερό από τη λίμνη φτάνει στον ταμιευτήρα του Μαραθώνα μέσω του υδραγωγείου Υλίκης, το μήκος του οποίου είναι περίπου 64 km. Η Υλίκη δεν χρησιμοποιείται συστηματικά αλλά κυρίως σε περιόδους κρίσης, βασικά λόγω του πρώτου από τα παρακάτω δύο προβλήματα που παρουσιάζει (Ε.Υ.Δ.Α.Π., 2009): - Βρίσκεται σε χαμηλότερο υψόμετρο από την Αθήνα γι' αυτό λειτουργούν αντλητικά συστήματα (πλωτά και χερσαία αντλιοστάσια) για να ανεβάζουν ψηλά το νερό. Για τη λειτουργία όμως των αντλιοστασίων καταναλώνεται 108

119 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 μεγάλη ποσότητα ηλεκτρικής ενέργειας και επομένως είναι πολύ δαπανηρή η χρήση των νερών της Υλίκης. - Στο βυθό και στις παρειές της υπάρχουν καταβόθρες απ' όπου χάνεται μέχρι και το 1/3 του νερού. Έχουν γίνει απόπειρες για στεγανοποίηση του πυθμένα της λίμνης χωρίς όμως ουσιαστικά αποτελέσματα Λίμνη Παραλίμνη Η Παραλίμνη βρίσκεται βορειοανατολικά της Υλίκης, με την οποία τη συνδέει τεχνητή διώρυγα μήκους 2,5 km. Μέσω της διώρυγας διοχετεύονταν στην Παραλίμνη τα πλεονάζοντα νερά της Υλίκης. Καταλαμβάνει τον χώρο που δημιουργήθηκε από το τεκτονικό βύθισμα με διεύθυνση ΑΒΑ-ΔΝΔ, που σχηματίζεται από τα όρη Πτώο και Κτυπά, σαν αποτέλεσμα τεκτονικών κινήσεων πιθανότητα κατά το Πλειστόκαινο (Μητσόπουλος και Τρικκαλινός, 1947). Οι λιθολογικές ενότητες που αναπτύσσονται στην γύρω περιοχή, όπως και στη γειτονική λίμνη της Υλίκης, αποτελούνται κυρίως από ασβεστόλιθους και δολομιτικούς ασβεστόλιθους του Άνω Τριαδικού - Άνω Ιουρασικού, με μικρές εμφανίσεις της σχιστοκερατολιθικής διάπλασης και ασβεστόλιθους Άνω Κρητιδικής ηλικίας (Cristodoulou, 1969). Η αρχική στάθμη της Παράλιμνης, πριν την αποξήρανση της Κωπαΐδας, έφτανε τα ~35 m και είχε έκταση ~10 km 2, ενώ μετά τα έργα έφτασε τα ~51 m (Παρασκευαϊδης, 1971). Η σημερινή κατάσταση της λίμνης χαρακτηρίζεται από περιόδους κατά τις οποίες αποξηραίνεται (π.χ. μετά την ξηρασία του 1993) και οι εκτάσεις της αποδίδονται στην καλλιέργεια και περιόδους όπου γεμίζει (κυρίως λόγω της επανασύνδεσής της με την Υλίκη μέσω διώρυγας) με αποτέλεσμα να μετατρέπεται σε υγροβιότοπο. Σήμερα, έχει ένα μέσο μήκος ~8 km και πλάτος ~2 km. Στον πυθμένα της λίμνης υπάρχουν, σε αρκετά σημεία, καταβόθρες οι οποίες είναι ορατές τις περιόδους χαμηλής στάθμης της λίμνης (Παρασκευαΐδης, 1971). Η μορφολογία του συστήματος των τριών λιμνών, όπως είχε διαμορφωθεί πριν τα έργα αποξήρανσης της Κωπαΐδας, χαρακτηρίζονταν από την κλιμακωτή υψομετρική διάταξη από την Κωπαΐδα ~94 m προς την Παραλίμνη ~35 m και συνδέονταν μεταξύ τους με ένα σύστημα υπόγειων φυσικών αγωγών (Παρασκευαΐδης, 1971). Η Παράλιμνη τροφοδοτούνταν με νερό από το σύστημα υπόγειων αγωγών μέσω της Υλίκης, και από τα γειτονικά ρέματα. Σήμερα, εκτός από το σύστημα των αγωγών, έχει 109

120 Γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 3 κατασκευαστεί διώρυγα 2,5 km, όπως αναφέρθηκε και παραπάνω, μέσω της οποίας διοχετεύονται τα νερά της Υλίκης όταν αυτά υπερβούν μια ορισμένη στάθμη. Τέλος, με την σήραγγα της Ανθηδόνας, μήκους 800μ, που έχει ανοιχθεί στον βορειοανατολικό μυχό της Παραλίμνη διοχετεύονται τα νερά προς τον Νότιο Ευβοϊκό κόλπο. 110

121

122 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ Εισαγωγή Τεκτονική Στα όρια της περιοχής μελέτης, που εξετάζεται από την παρούσα διατριβή, χαρτογραφήθηκαν τέσσερις κύριες ρηξιγενής ζώνες οι οποίες και ονομάζονται από τα δυτικά προς τα ανατολικά ως: Ρηξιγενής ζώνη Νεοχώρι-Λεοντάρι, Ρηξιγενής ζώνη Λιβαδόστρα-Καπαρέλλι, Ρηξιγενής ζώνη Ερυθρές-Δάφνες και Ρηξιγενής ζώνη Καλλιθέα-Ασωπία (Σχήμα 4.1 και 4.2). Αποτελούνται συνολικά από 10 κύρια ρήγματα με μήκος που κυμαίνεται από 4.5 έως 15 km. Τα ρήγματα αυτά αποτελούν, κατά την εξέλιξη της λεκάνης των Θηβών, τα εκάστοτε περιθώρια των επιμέρους λεκανών ιζηματογένεσης και επομένως προκαλούν την απόθεση, ή απλά τέμνουν, διαφορετικές φάσεις των Πλειο-Τεταρτογενών ιζημάτων (Σχήμα 4.2). Σχήμα 4.1: Τεκτονικός χάρτης της ΝΑ Στερεάς Ελλάδας. Στο χάρτη δίνεται η γεωμετρία των κύριων και δευτερευόντων ρηγμάτων σε σχέση με την τοπογραφία της ευρύτερης περιοχής, όπως προέκυψε από την κατασκευή του ψηφιακού μοντέλου εδάφους. Figure 4.1: Structural map of the SE Central Greece. The map is showing the overall fault geometry overlain on the digital elevation model. Mε βάση τα παραπάνω χαρακτηριστικά των κύριων νεοτεκτονικών ρηγμάτων κρίθηκε σκόπιμο, όπου βέβαια ήταν δυνατό, η ανάλυση τους να γίνει σε διαδοχικές θέσεις. Η χαρτογράφηση των ρηγμάτων αποτελεί μια θεμελιώδη εργασία για την κατανόηση της γεωμετρίας και της κινηματικής των ρηγμάτων (Κουκουβέλας και Κοκκάλας, 2006). 111

123 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.2: Γενικευμένες γεωλογικές τομές, για ακριβή θέση δες σχήμα 4.1. ΕΡ: Ρήγμα Ερυθρές, ΔΡ: Ρήγμα Δάφνες, ΚΡ: Ρήγμα Καλλιθέας, ΑΡ: Ρήγμα Ασωπίας, ΤΡ: Ρήγμα Τανάγρας, ΒΡ: Ρήγμα Βίλλια, ΣΡ: Ρήγμα Σχηματάρι, ΝΚΡ: Νότιο Ρήγμα Καπαρελλίου, ΛΡ: Ρήγμα Λιβαδόστρα, ΝΡ: Ρήγμα Νεοχώρι. Figure 4.2: Generalized geologic cross sections. See location in Fig ΕΡ: Erithres Fault, ΔΡ: Dafnes Fault, ΚΡ: Kallithea Fault, ΑΡ: Asopia Fault, ΤΡ: Tanagra Fault, ΒΡ: Villia Fault, ΣΡ: Schimatari Fault, ΝΚΡ: South Kaparelli Fault, ΛΡ: Livadostras Fault, ΝΡ: Neochori Fault. Για κάθε ρηξιγενή ζώνη περιγράφονται η γεωμετρία και η κινηματική των κύριων ρηγμάτων, η μορφολογία του ρηξιγενούς πρανούς, προσδιορίζεται το κατακόρυφο άλμα καθώς και ο μέσος ρυθμός ολίσθησης των ρηξιγενών τους τεμαχών. Επιπλέον, γίνεται εκτίμηση της σεισμικής επικινδυνότητας της περιοχής μελέτης χρησιμοποιώντας γεωλογικά δεδομένα που προέκυψαν από την ανάλυση των κύριων ρηξιγενών ζωνών. 4.2 Μέθοδος ανάλυσης των κύριων νεοτεκτονικών ρηγμάτων Στο παρόν κεφάλαιο για την περιγραφή των ρηξιγενών δομών χρησιμοποιήθηκε η ονοματολογία που προτείνεται από τους Παυλίδης και Μουντράκης (1986), Κουκουβέλας (1998), Peacock et al. (2000), Kim και Sanderson (2005), Κουκουβέλας και Κοκκάλας (2006). Ιδιαίτερα, η ολοκληρωμένη ονοματολογία που προτείνεται από τους Kim και Sanderson (2005) μπορεί να βρει εφαρμογή σε όλα τα ρήγματα ασχέτως από την κινηματική τους. Επιπλέον, οι ορισμοί αυτοί είναι ανεξάρτητοι από τον προσανατολισμό του διανύσματος της μετατόπισης και είναι ευρέως αποδεκτοί από τους περισσότερους ερευνητές. Τα γεωμετρικά χαρακτηριστικά μιας ρηξιγενούς 112

124 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 επιφάνειας δίνονται στο σχήμα 4.3. Ακολουθεί μια σύντομη παράθεση των κυριότερων όρων. Μήκος ρήγματος (L): ονομάζεται η μέγιστη οριζόντια διάσταση κατά μήκος του επιπέδου του ρήγματος και συμπίπτει με τον μεγάλο άξονα του ελλειξοειδούς στο σχήμα 4.3(Α). Επιφανειακό μήκος ρήγματος (L ): ονομάζεται η οριζόντια έκταση του ρήγματος η οποία μετριέται παράλληλα προς τη διεύθυνση του ρήγματος επί της επιφάνειας της γης (Σχήμα 4.3(Α)). Η μέτρηση του μήκους ενός ρήγματος γίνεται επί του τοπογραφικού χάρτη στον οποίο αυτό έχει αποτυπωθεί με βάση την κλίμακα του χάρτη (Κουκουβέλας και Κοκκάλας, 2006). Ύψος ρήγματος (Η): ονομάζεται η κατακόρυφη έκταση του ρήγματος η οποία μετριέται κάθετα προς τη διεύθυνση του ρήγματος και συμπίπτει με τον μικρό άξονα του ελλειξοειδούς στο σχήμα 4.3(Α). Μέγιστη μετατόπιση επί του ρηξιγενούς πρανούς (Dmax): ονομάζεται η εκτιθέμενη στην επιφάνεια κατακόρυφη έκταση του ρήγματος, η οποία μετριέται κάθετα προς τη διεύθυνση του ρήγματος (Σχήμα 4.3(Β)). Για κανονικό ρήγμα με προφίλ μετατόπισης που χαρακτηρίζεται από συμμετρική καμπύλη, η μέγιστη μετατόπιση επί του ρηξιγενούς πρανούς συμπίπτει με το κέντρο του ρήγματος (Σχήμα 4.3(Β)). Σχήμα 4.3: A) Σχηματικό διάγραμμα στο οποίο δίνεται η κατανομή της μετατόπισης μιας ελλειπτικού σχήματος ρηξιγενής επιφάνειας μήκους (L) και ύψους (H); ο τόνος των χρωμάτων αυξάνεται (γίνεται πιο σκούρος) με την αύξηση της μετατόπισης προς το κέντρο του ρήγματος. Η επιφάνεια του ρήγματος τέμνει την πάνω επιφάνεια του παραλληλογράμμου κατά μήκος της γραμμής A-B. Β) Διάγραμμα μετατόπισης (d)-απόστασης (x) στο οποίο προβάλλεται το επιφανειακό ίχνος του ρήγματος κατά μήκος της γραμμής A- B. Figure 4.3: A) Diagram to illustrate displacement distribution on an elliptical fault surface of length (L) and height (H); density of shading increasing with increasing displacement towards centre of fault. The fault intersects the upper surface of the block along line A-B. B) Displacement (d)-distance (x) plot of fault trace along line A-B. 113

125 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Για κάθε ρήγμα, που αναλύθηκε, κατασκευάσθηκε και το αντίστοιχο προφίλ μετατόπισης κατά μήκος της διεύθυνσής του. Όλα τα προφίλ μετατόπισης εμφανίζουν μέγιστο σε κάποιο σημείο κατά μήκος του ρήγματος, ενώ εκατέρωθεν του σημείου αυτού η μετατόπιση ελαττώνεται σταδιακά προσεγγίζοντας το μηδέν κοντά στα όρια του ρήγματος. Πέρα από τα γενικά αυτά χαρακτηριστικά, τα προφίλ μετατόπισης επιδεικνύουν ένα μεγάλο εύρος από μορφές, ενώ κάποια από αυτά εμφανίζουν σημαντική ασυμμετρία. Οι διάφορες μορφές ασυμμετρίας που εμφανίζουν τα προφίλ μετατόπισης (Σχήμα 4.4 και 4.5) είναι πολλές φορές αποτέλεσμα της αλληλεπίδρασης και της συνένωσης μεταξύ των επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων (Peacock and Sanderson, 1991; Scholz et al., 1993; Cartwright et al., 1995; Dawers and Anders, 1995). Από το ψηφιακό μοντέλο εδάφους (D.E.M.) κατασκευάσθηκε για κάθε ρήγμα, το τοπογραφικό προφίλ της βάσης του, ακολουθώντας την κορυφογραμμή του ανυψωμένου τεμάχους, καθώς και το τοπογραφικό προφίλ της οροφής, ακολουθώντας την επιφάνεια του εδάφους κοντά στο ίχνος του ρήγματος. Η προβολή των δύο τοπογραφικών προφίλ σε κοινό διάγραμμα, ορίζει την ορατή κατακόρυφη μετατόπιση μεταξύ της οροφής και της βάσης του ρήγματος. Η κατακόρυφη μετατόπιση επί του ρηξιγενούς πρανούς του ρήγματος, θα πρέπει να θεωρείται ως ελάχιστη, διότι η δράση της διάβρωσης πιθανότατα να έχει ελαττώσει το υψόμετρο της κορυφογραμμής του ανυψωμένου τεμάχους. Στη διεθνή βιβλιογραφία έχουν επικρατήσει, κυρίως, δύο μοντέλα που περιγράφουν τη διαδικασία που αναπτύσσονται και εξελίσσονται τα ρήγματα. Τα δύο μοντέλα καθώς και τα στάδια εξέλιξης τους παρουσιάζονται στα σχήματα 4.5 και 4.4. Σύμφωνα με το πρώτο μοντέλο, το ρήγμα θεωρείται ότι είναι μια ενιαία εξομαλυσμένη συνεχής επιφάνεια με ασυνεχή μετατόπιση, η οποία γίνεται μεγαλύτερη καθώς αυξάνεται το μήκος και η μετατόπιση (ή ολίσθηση) σε σχέση με το χρόνο (π.χ. Watterson, 1986; Walsh and Watterson, 1987, 1988; Marret and Allmendinger, 1991; Cowie and Scholz, 1992a,b). Η ανάπτυξη του ρήγματος, σχετίζεται με σεισμικά γεγονότα τα οποία οδηγούν σε αύξηση της μετατόπισης και/ή του μήκους του ρήγματος (π.χ. Walsh and Watterson, 1987; Cowie and Scholz, 1992a,b; Bürgmann et al., 1994). Σύμφωνα με το δεύτερο μοντέλο, η βασική διεργασία που διέπει την ανάπτυξη των ρηγμάτων είναι η συνένωση επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων (π.χ. Segall and Pollard, 1980; Ellis and Dunlap, 1988; Martel et al., 1988; Peacock and Sanderson, 1991; Cartwright et al., 1995; Kim et al., 2000). 114

126 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.4: Παραδείγματα εξέλιξης της μετατόπισης σε κατατμημένα και μη κατατμημένα (ενιαία) κανονικά ρήγματα, όπως δίνεται από την τοπογραφία κατά μήκος της κορυφής του ανυψωμένου και του κατερχόμενου τεμάχους, αντίστοιχα. Οι ελλειπτικού σχήματος, με σκούρο γκρι χρώμα, περιοχές καταδεικνύουν τη μετατόπιση κατά το αρχικό στάδιο εξέλιξης των ρηγμάτων. Α) Προφίλ μετατόπισης ενιαίου (μη κατατμημένου) κανονικού ρήγματος. Β) Προφίλ μετατόπισης κατατμημένου ρήγματος. Γ) Προχωρημένο στάδιο εξέλιξης των κατατμημένων ρηγμάτων. (Τροποποιημένο από Anders και Schleische, 1994; Burbank και Anderson, 2001) Figure 4.4: Models for displacement showing topography of the crest of the uplifted footwall and of the downthrown hangingwall. Darker shaded areas show early displacement on fault(s). A) Unsegmented fault. B) Segmented fault. Γ) Following stage of linkage of segmented faults. (Modified after Anders and Schleische, 1994; Burbank and Anderson, 2001). Σύμφωνα με τους Peacock και Sanderson (1991), μπορούν να διακριθούν τρία διαδοχικά στάδια εξέλιξης στην ανάπτυξη των ρηγμάτων διαμέσου της συνένωσης επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων (δες και τμήμα 4.4) (Σχήμα 4.5Β). Αρχικά, τα ρήγματα αναπτύσσονται σαν ενιαία ρήγματα και ανεξάρτητα το ένα από το άλλο (στάδιο 1, 115

127 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.5Β), πλησιάζοντας σταδιακά μεταξύ τους. Τελικά, τα όρια των δύο ρηγμάτων προσεγγίζουν το ένα το άλλο και αλληλεπιδρούν μεταξύ τους. Τα ρηξιγενή τμήματα μπορούν να συνεχίσουν να αναπτύσσονται χωρίς να συνδέονται επιφανειακά μεταξύ τους (στάδιο 2, Σχήμα 4.5Β) είτε συνδέονται φυσικά με μια ζώνη αλληλεπίδρασης (ή μεταβίβασης) σχηματίζοντας τελικά μια συνεχόμενη επιφάνεια μετατόπισης (στάδιο 3, Σχήμα 4.5Β). Σχήμα 4.5: Τα δύο μοντέλα ανάπτυξης και εξέλιξης των ρηγμάτων. Α) Ανάπτυξη ενιαίου ρήγματος διαμέσου ακτινικής εξάπλωσης και Β) ανάπτυξη ρήγματος διαμέσου συνένωσης μικρότερων ρηξιγενών τμημάτων. Τρία διαδοχικά στάδια εξέλιξης του ρήγματος συγκρίνονται και για τα δύο μοντέλα σε κάτοψη 116

128 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 και σε διαγράμματα μετατόπισης (d) απόστασης (x) κατά μήκος του ρήγματος. (Τροποποιημένο από Cartwright et al., 1995). Figure 4.5: A comparison of two models of fault growth. A) By radial propagation, and B) segment linkage. Three stages of growth are compared for both models in plan view and on displacement (d) against distance (x) plot. (Modified from Cartwright et al., 1995). Το κατακόρυφο άλμα υπολογίζεται από το άθροισμα του πάχους των αποτιθέμενων ιζημάτων στην οροφή του ρήγματος και της μέγιστης μετατόπισης επί του ρηξιγενούς πρανούς, που διαμορφώνεται στη βάση του ανυψωμένου τεμάχους. Δεδομένου ότι η εξαγόμενη τιμή προσδιορίζεται από το σημερινό ύψος του ρηξιγενούς πρανούς και από το κατά προσέγγιση πάχος των Πλείο-Τεταρτογενών ιζημάτων, αποτελεί μια ελάχιστη τιμή του κατακόρυφου άλματος του ρήγματος. Η σχετική ταχύτητα κίνησης των ρηξιγενών τεμαχών εκατέρωθεν του ρήγματος, υπολογίζεται από το λόγο του άλματος προς το χρόνο που διαρκεί η σχετική κίνηση των τεμαχών αυτών. Ο χρόνος κίνησης, λόγω του ότι η απόθεση των ιζημάτων στην οροφή του ρήγματος είναι κατά κανόνα αποτέλεσμα των σχετικών κινήσεων των ρηξιγενών τεμαχών, ισοδυναμεί, συνήθως, με το χρόνο απόθεσης των προαναφερθέντων ιζημάτων. Επειδή όμως, η χρονοστρωματογραφική διάρθρωση των Πλείο-Τεταρτογενών αποθέσεων της Λεκάνης Θηβών δεν είναι πλήρης και προκειμένου να είναι δυνατή η σύγκριση των προσδιοριζόμενων τιμών, γίνεται η παραδοχή ότι η ιζηματογένεση των Κάτω Πλειοκαινικών αποθέσεων άρχισε πριν από 5.3 εκ. χρόνια, ενώ η ιζηματογένεση των Κάτω Πλειστοκαινικών αποθέσεων άρχισε πριν από 1.8 εκ. χρόνια. 4.3 Ρηξιγενείς ζώνες Ρηξιγενής ζώνη Νεοχωρίου-Λεονταρίου Η ρηξιγενής ζώνη Νεοχώρι-Λεοντάρι (Σχήμα 4.1 και 4.6) βρίσκεται στο δυτικό τμήμα της περιοχής μελέτης και αναπτύσσεται με γενική διεύθυνση ΔΝΔ-ΑΒΑ ως Δ-Α, με συνολικό μήκος ~27 km. Η ρηξιγενής ζώνη αποτελείται από δύο κύρια ρήγματα τα οποία ονομάζονται, με κατεύθυνση από δυτικά προς τα ανατολικά, Ρήγμα Νεοχώρι και Ρήγμα Λεοντάρι, αντίστοιχα. Τα ρήγματα αυτά απέχουν μεταξύ τους ~2 km, 117

129 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 χωρίς να υπάρχει επικάλυψη μεταξύ των χαρτογραφημένων επιφανειακών ιχνών τους. Πρόκειται για δύο ρήγματα κανονικού χαρακτήρα των οποίων το ρηξιγενές επίπεδο κλίνει προς τα νότια και περιγράφονται αναλυτικά στις επόμενες δύο παραγράφους. Σχήμα 4.6: Α) Δορυφορική εικόνα στην οποία φαίνεται η ρηξιγενής ζώνη Νεοχώρι-Λεοντάρι (από Google Earth, Ιούνιος 2009). Β) Ψηφιακό μοντέλο εδάφους στο οποίο φαίνεται η συνολική τοπογραφία και η γεωμετρία της ρηξιγενής ζώνης. Figure 4.6: A) Satellite image of the Neochori-Leondari Fault zone (from Google Earth, June 2009). B) Digital elevation model illustrating the overall topography and geometry of the fault zone Ρήγμα Νεοχώρι Το Ρήγμα του Νεοχωρίου διέρχεται κατά μήκος της νότιας πλευράς του Όρους Ελικώνα με διεύθυνση ΔΝΔ-ΑΒΑ και έχει μήκος ~12 km (Σχήμα 4.6). Η βάση του ρήγματος αποτελείται από ασβεστόλιθους Μεσοζωικής ηλικίας, ενώ η οροφή του 118

130 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 ρήγματος δομείται, το μεν δυτικό τμήμα από ασβεστόλιθους Μεσοζωικής ηλικίας, στο πάνω μέρος των οποίων σχηματίζονται λεκάνες οι οποίες πληρούνται από ποτάμια ιζήματα μικρού πάχους, στο δε ανατολικό τμήμα έχουν αποτεθεί ιζήματα Πλειστοκαινικής-Ολοκαινικής ηλικίας, με μέγιστο πάχος ~200 m. Το Ρήγμα Νεοχώρι διαμορφώνει ένα απότομο ρηξιγενές πρανές με μέγιστο υψόμετρο ~1040 m και χαρακτηρίζεται από πρανή με απότομες κλίσεις που κυμαίνεται από 50 ο έως 60 ο (Σχήμα 4.7 και 3.2). Το ρηξιγενές πρανές του ρήγματος εμφανίζει τα γενικά χαρακτηριστικά των ρηξιγενών πρανών που αναπτύσσονται σε ασβεστολιθικά πετρώματα στην Ελληνική Χερσόνησο (Goldsworthy and Jackson, 2000). Χαρακτηρίζεται, έτσι, από: 1) Απότομα πρανή τα οποία τέμνονται από μεγάλα σε μέγεθος υδρογραφικά δίκτυα με έντονη κατά βάθος διάβρωση, που οδηγεί στο σχηματισμό κοιλάδων σχήματος-v. 2) Την παρουσία πλευρικών κορημάτων κατά μήκος της βάσης του ρηξιγενούς πρανούς. Τα πλευρικά αυτά κορήματα συνδέονται με την δραστηριότητα του ρήγματος και έχουν παρόμοιο ύψος κατά μήκος του ρήγματος. 3) Επιφανειακές εμφανίσεις του ρηξιγενούς επιπέδου (ή ρηξιγενής επιφάνειας) του ρήγματος, πάνω στην οποία γίνεται η κίνηση. Οι ρηξιγενείς επιφάνειες του ρήγματος εντοπίζονται σε αρκετά σημεία κατά μήκος του ρηξιγενούς πρανούς, συνήθως στην κορυφή των πλευρικών κορημάτων. Το ορατό τμήμα της επιφάνειας του ρήγματος έχει, κατά τόπους, μέγιστο ύψος ~10 m και μέση διεύθυνση κλίσης ~160 ο με κλίση ~65 ο (Σχήμα 4.8). Η κατοπτρική επιφάνεια του ρήγματος εμφανίζεται στιλβωμένη, εκατέρωθεν της οποίας μετατοπίζονται πετρώματα πλήρωσης ρηγμάτων (κατακλασίτες), ασβεστολιθικής σύστασης, των οποίων το πάχος κυμαίνεται από μερικά εκατοστά έως μερικά μέτρα. Επί της επιφάνειας αυτής αναγνωρίσθηκαν καμπυλώσεις (τεκτονικές αυλακώσεις), διακλάσεις διαστολής και μετρήθηκαν γραμμώσεις ολισθήσεως με διεύθυνση 160 ο και κλίση 61 ο, δείχνοντας, έτσι, ότι το ρήγμα παρουσιάζει ένα κανονικό χαρακτήρα κίνησης (Σχήμα 4.8). Επιπλέον, επί του επιπέδου του ρήγματος διακρίνεται λευκή ζώνη, στο κατώτερο τμήμα του καθρέπτη του ρήγματος, ένδειξη δραστηριοποίησης του ρήγματος κατά το πρόσφατο παρελθόν (Λεπτομέρεια στη Φωτό 4.1: Σχήμα 4.8). 119

131 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.7: Προφίλ μετατόπισης της ρηξιγενής ζώνης Νεοχώρι-Λεοντάρι, όπου φαίνονται οι τοπογραφικές τομές της οροφής και της βάσης, των επιμέρους ρηγμάτων, κατά μήκος της ρηξιγενής ζώνης. 1: Τοπογραφικό προφίλ της βάσης του ρήγματος; 2: Τοπογραφικό προφίλ της οροφής του ρήγματος; 3: Ομαλοποιημένη τοπογραφία των επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων; 4: Συνολική ομαλοποιημένη τοπογραφία για κάθε ρήγμα. Figure 4.7: Large scale displacement profile of the Neochori-Leontari Fault zone. Hanging-wall and footwall topographic profiles are plotted versus distance along strike. 1: Hanging-wall topographic profile; 2: Footwall topographic profile; 3: Smoothed topography of fault segments; 4: Overall smoothed fault topography. Το επιφανειακό ίχνος του Ρήγματος Νεοχωρίου όπως διακρίνεται και στο σχήμα 4.6, παρουσιάζει κατάτμηση (Ganas et al., 2007). Η χαρτογράφηση που πραγματοποιήθηκε κατά μήκος του ρήγματος, σε συνδυασμό με την ανάλυση αεροφωτογραφιών και δορυφορικών εικόνων της περιοχής έδειξε ότι αποτελείται από μικρότερα τμήματα ρηγμάτων με μήκος που κυμαίνεται από 1 έως 5 km. Τα ρηξιγενή αυτά τμήματα, σε πολλά σημεία, εμφανίζουν μεταξύ τους κλιμακωτή διάταξη και δημιουργούν ζώνες επικάλυψης (Σχήμα 4.6). Η κλιμακωτή διάταξη είναι χαρακτηριστική κυρίως κοντά στα δύο άκρα του ρήγματος (Σχήμα 4.6). Το προφίλ μετατόπισης του Ρήγματος Νεοχωρίου δίνεται στο σχήμα 4.7. Η μέγιστη μετατόπιση επί του ρηξιγενούς πρανούς είναι ~830 m και πραγματοποιείται κοντά στο κέντρο του ρήγματος, ενώ μειώνεται σταδιακά προς τα δύο άκρα του ρήγματος. Το γενικό σχήμα της τοπογραφίας της βάσης του ρήγματος μπορεί να αποδοθεί με μια καμπύλη ελλειψοειδούς σχήματος (μορφή καμπάνας) όπως φαίνεται στο σχήμα 4.7 (γραμμή 4). 120

132 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.8; Figure

133 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.8: Τεκτονικός χάρτης της ρηξιγενής ζώνης Νεοχώρι-Λεοντάρι. Φαίνονται επίσης στερεογραφικές προβολές των μετρηθέντων κατοπτρικών επιφανειών και των γραμμώσεων ολίσθησης καθώς και φωτογραφίες πεδίου. Φωτ. 4.1: δυτικό τμήματα του ρήγματος Νεοχωρίου; Φωτ. 4.2: ανατολικό τμήμα του ρήγματος Νεοχωρίου; Φωτ. 4.3: ρηξιγενές πρανές του ρήγματος Λεοντάρι; Φωτ. 4.4: λεπτομέρεια επί του ρηξιγενούς πρανούς όπου διακρίνονται ο πόδας κατολίσθησης; Φωτ. 4.5: λεπτομέρεια της Φωτ. 4.4 όπου διακρίνονται η κύρια ρηξιγενής επιφάνεια του ρήγματος Λεονταρίου και μικρότερα συνθετικά ρήγματα, φαίνεται επίσης η επιφάνεια ολίσθησης της κατολίσθησης; Φωτ. 4.6: λεπτομέρεια της Φωτ. 4.5 όπου φαίνεται η κατοπτρική επιφάνεια του ρήγματος Λεονταρίου και το βέλος δείχνει τη διεύθυνση και τη φορά των τεκτονικών γραμμών ολίσθησης που παρατηρήθηκαν. Figure 4.8: Structural map of Neochori-Leontari Fault Zone. Also shown stereographic projections of the kinematics and field photographs of the two main faults. Upper part field photographs of the Neochori Fault and in the lower part from the Leontari Fault. Αν και η χαρτογράφηση που πραγματοποιήθηκε κατά μήκος του ρήγματος Νεοχωρίου έδειξε ότι το ρήγμα αποτελείται από μικρότερα τμήματα ρηγμάτων, η κατασκευή του τοπογραφικού προφίλ της βάσης του ρήγματος δεν δείχνει την ύπαρξη μειώσεων της μετατόπισης που να σχετίζονται με τα όρια των επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων. Με βάση τα παραπάνω μπορούμε να θεωρήσουμε ότι το ρήγμα συμπεριφέρεται όπως ένα ενιαίο ρήγμα (δες και παράγραφο 4.2). Το κατακόρυφο άλμα του ρήγματος υπολογίσθηκε από το αλγεβρικό άθροισμα της μετατόπισης επί του ρηξιγενούς πρανούς και του πάχους των αποθέσεων επί της οροφής του ρήγματος, σε ~1000 m. Υποθέτοντας ότι η δράση του ρήγματος αρχίζει στο Κατώτερο Πλειστόκαινο, με την απόθεση των ιζημάτων στην οροφή του ρήγματος, προκύπτει μια μέση σχετική ταχύτητα κίνησης των ρηξιγενών τεμαχών, της τάξης των ~0. 55 mm/yr. Ενώ εάν υποθέσουμε ότι η δράση του ρήγματος αρχίζει στο Κατώτερο Πλειόκαινο τότε προκύπτει μια μέση σχετική ταχύτητα κίνησης των ρηξιγενών τεμαχών, της τάξης των ~0. 19 mm/yr Ρήγμα Λεοντάρι Το Ρήγμα Λεοντάρι βρίσκεται ανατολικότερα του Ρήγματος Νεοχωρίου, αναπτύσσεται με διεύθυνση Δ-Α και το μήκος του φτάνει τα ~13 km (Σχήμα 4.6). Το επίπεδο του ρήγματος μετατοπίζει ποτάμιας προέλευσης ιζήματα Νεογενούς ηλικίας, ενώ επί της βάσης του ρήγματος, στο δυτικό τμήμα, εντοπίζονται και κάποιες μικρές εμφανίσεις ασβεστόλιθων Μεσοζωικής ηλικίας. Πρόκειται για ένα ρήγμα με κανονικό χαρακτήρα κίνησης του οποίου το ρηξιγενές επίπεδο κλίνει προς τα νότια. 122

134 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Η τοπογραφία του Ρήγματος Λεοντάρι είναι λιγότερο διακριτή συγκρινόμενη με αυτήν του Ρήγματος Νεοχώρι, με μέγιστο υψόμετρο που φτάνει τα ~420 m και πρανή με κλίσεις που κυμαίνεται από 45 ο έως 55 ο (Σχήμα 4.7 και 3.Χ). Μια χαμηλή, σχεδόν ευθύγραμμη σειρά λοφοειδών σχηματισμών με κύρια διεύθυνση Δ-Α, αποτελεί την μορφολογική έκφραση του ρηξιγενούς πρανούς του Ρήγματος Λεονταρίου (Φωτ. 4.3 στο Σχήμα 4.8). Η εξέλιξη των κλιτύων του ρηξιγενούς πρανούς, εξαιτίας της μικρότερης αντοχής στη διάβρωση των ιζημάτων που το αποτελούν, χαρακτηρίζεται από μειωμένη κλίση του ρηξιγενούς πρανούς και καμπυλότητας επί του προφίλ του πρανούς, γεγονός που καταδεικνύει ότι υπερισχύουν οι διεργασίες της στρογγύλευσης (Σχήμα 4.8). Η ύπαρξη, μικρών σε μέγεθος, κατολισθιτικών φαινομένων κατά μήκος του ρήγματος (Φωτ στο Σχήμα 4.8) συμμετέχουν στις διεργασίες οι οποίες οδηγούν στη περαιτέρω μείωση της κλίσης του πρανούς, με αποτέλεσμα ο ακριβής εντοπισμός του ρηξιγενούς επιπέδου να είναι δύσκολος στα μέτρια συνεκτικά και εύκολα διαβρώσιμα ιζήματα που αποτελούν την λιθολογία της βάσης του ρήγματος. Ωστόσο, κατά τόπους και σε τομές κάθετες στην παράταξη του ρήγματος εντοπίζονται τμήματα της ρηξιγενούς επιφάνειας (Φωτ στο σχήμα 4.8). Το ορατό τμήμα της ρηξιγενούς επιφάνειας έχει διεύθυνση κλίσης 175 ο και κλίση 55 ο. Επί της επιφάνειας αυτής, σε ορισμένα σημεία, εντοπίσθηκαν γραμμώσεις ολίσθησης με διεύθυνση 180 ο και κλίση 55 ο. Σε τομές που πραγματοποιήθηκαν με διεύθυνση κάθετα προς την παράταξη και επί της βάσης του ρήγματος εντοπίστηκαν μικρά κανονικά ρήγματα με διεύθυνση σχεδόν παράλληλη στο κύριο ρήγμα, τα οποία επηρεάζουν τα Νεογενή ιζήματα (Σχήμα 4.9). Το σύστημα αυτό των κανονικών ρηγμάτων σχηματίζει κατά τόπους τεκτονικά κέρατα και τάφρους (Σχήμα 4.9Α). Οι ρηξιγενείς αυτές δομές μεσοσκοπικής κλίμακας οφείλονται πιθανά σε επαναδραστηριοποιήσεις του κύριου ρήγματος και είναι ενδεικτικές για την πρόσφατη δράση του. Το Ρήγμα του Λεονταρίου χαρακτηρίζεται ως ενεργό αφού συνδέεται κατά πάσα πιθανότητα με μια σειρά σεισμών όπως αυτοί που έγιναν τα έτη 1853 και 1893, αντίστοιχα. Πιο αναλυτικά, η σεισμική δραστηριότητα του 1853 περιελάμβανε δύο σεισμικά γεγονότα με μέγεθος (Ms) 6.3 και 6.5 βαθμών της κλίμακας Richter τα οποία έλαβαν χώρα στην περιοχή της Θήβας κατά τους μήνες Αύγουστο και Σεπτέμβριο, αντίστοιχα. 123

135 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.9: Α) Σύστημα κανονικών ρηγμάτων στα κροκαλοπαγή της βάσης του Ρήγματος Λενταρίου. Σε στερεογραφική προβολή όπου προβάλλονται τα επίπεδα των ρηγμάτων (μέγιστοι κύκλοι) και οι αντίστοιχες γραμμώσεις ολίσθησης (βέλη) που μετρήθηκαν στην τομή. Β) και Γ) Κανονικά ρήγματα που μετατοπίζουν Πλειστοκαινικές αποθέσεις στη βάση του Ρήγματος Λενταρίου. Στο Β) η μετατόπιση δεν ήταν δυνατόν να προσδιορισθεί και η κατακλαστική ζώνη έχει ~0.15 m πάχος. Στο Γ) η μετατόπιση προσδιορίσθηκε σε ~ 0.40 m (καθοδηγητικός ορίζοντας) και η κατακλαστική ζώνη έχει πάχος μερικά χιλιοστά. Figure 4.9: A) System of normal faults placed in the footwall of the Leondari Fault. Stereographic projection of the kinematics of the section faults. B) and Γ) Normal fault juxtaposing Pleistocene sediments in the footwall of the Leondari Fault. Τα δύο αυτά σεισμικά γεγονότα προκάλεσαν εκτεταμένες καταστροφές στην πόλη των Θηβών αλλά και στους οικισμούς της ευρύτερης περιοχής (Ambraseys and Jackson, 1997; 1998). Αν και δεν υπάρχουν ακριβείς καταγραφές που να σχετίζουν τα παραπάνω γεγονότα με τη δράση συγκεκριμένου ρήγματος, ωστόσο οι δύο παραπάνω ερευνητές τοποθετούν το επίκεντρό τους κοντά στην περιοχή που καλύπτεται γεωγραφικά από το Ρήγμα Λεονταρίου (Σχήμα 4.1). Κατά τη διάρκεια του έτους 1893 ένα ακόμα σεισμικό γεγονός με μέγεθος (Ms) 6.0 βαθμών της κλίμακας Richter 124

136 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 επηρέασε την ευρύτερη περιοχή που βρίσκεται γύρω από την κοινότητα Λεονταρίου. Αν και δεν καταγράφηκαν επιφανειακές σεισμικές διαρρήξεις και αυτός ο σεισμός αποδίδεται στο ρήγμα του Λεονταρίου (Ambraseys and Jackson, 1990; 1997; Goldsworthy and Jackson, 2000). Κατά μήκος του επιφανειακού ίχνους του ρήγματος χαρτογραφήθηκαν μια σειρά από μικρότερα επιμέρους ρηξιγενή τμήματα με μήκος που κυμαίνεται από 1 έως 7 km. Στο κεντρικό τμήμα του ρήγματος δύο από τα επιμέρους ρηξιγενή τεμάχη σχηματίζουν μεταξύ τους μια ζώνη επικάλυψης μήκους ~2.5 km και πλάτους ~ 0.5 km (Σχήμα 4.8 και 4.10). Η παραπάνω ζώνη επικάλυψης αποτελεί μια πλήρως διερρηγμένη ράμπα μεταβίβασης (δες και παράγραφο 4.4). Σχήμα 4.10: Τοπογραφική τομή του Ρήγματος Λεονταρίου. Για θέση δες Σχήμα 4.8. Figure 4.10: Topographic profile of the Leondari Fault. For location see Figure 4.8. Η τοπογραφία της βάσης του Ρήγματος Λεονταρίου όπως προκύπτει από το διάγραμμα μετατόπισης (Σχήμα 4.7), μπορεί να διαχωριστεί σε τρία μικρότερα ρηξιγενή τμήματα (Σχήμα 4.7, διακεκομμένες γραμμές (διαγράμμιση 3) με ανοικτό γκρι χρώμα) με βάση την γενικευμένη προσαρμογή στο ανάγλυφο ιδεατών καμπυλών. Κατά μήκος του ρήγματος τα χαρτογραφημένα ρηξιγενή τμήματα αποτυπώνονται στην τοπογραφία της βάσης του ρήγματος και ταυτίζονται με τις ιδεατές καμπύλες της τοπογραφίας. Το ιδεατό γενικευμένο προφίλ του Ρήγματος Λεονταρίου μπορεί να αποδοθεί με μια ελλειπτική συμμετρική καμπύλη (Σχήμα 4.7, συνεχής γραμμή (διαγράμμιση 4) με σκούρο γκρι χρώμα). Τα όρια των ρηξιγενών τμημάτων σημαδεύονται από τοπικά υψώματα και βυθίσματα στα υψομετρικά προφίλ της 125

137 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 οροφής και της βάσης του ρήγματος αντίστοιχα, και συχνά ερμηνεύονται σαν ανθιστάμενα κλείθρα ή μπαριέρες της διάρρηξης (Gawthorpe and Leeder, 2000; και αναφορές μέσα στην εργασία τους). Η μέγιστη μετατόπιση επί του ρηξιγενούς πρανούς είναι ~150 m και πραγματοποιείται κοντά στο κέντρο του ρήγματος και συμπίπτει με την περιοχή της ζώνης επικάλυψης (Σχήματα 4.7 και 4.1). Το κατακόρυφο άλμα του ρήγματος υπολογίσθηκε από το αλγεβρικό άθροισμα της μετατόπισης επί του ρηξιγενούς πρανούς και του πάχους των αποθέσεων επί της οροφής του ρήγματος (~150 m), σε ~300 m. Υποθέτοντας ότι η δράση του ρήγματος αρχίζει στο Κατώτερο Πλειστόκαινο, με την απόθεση των ιζημάτων στην οροφή του ρήγματος, προκύπτει μια μέση σχετική ταχύτητα κίνησης των ρηξιγενών τεμαχών, της τάξης των ~0.16 mm/yr. Ενώ εάν υποθέσουμε ότι η δράση του ρήγματος αρχίζει στο Κατώτερο Πλειόκαινο τότε προκύπτει μια μέση σχετική ταχύτητα κίνησης των ρηξιγενών τεμαχών, της τάξης των ~0.06 mm/yr Ρηξιγενής ζώνη Λιβαδόστρα-Καπαρέλλι Νότια από την ρηξιγενή ζώνη Νεοχωρίου-Λεονταρίου βρίσκεται η ρηξιγενής ζώνη Λιβαδόστρα-Καπαρέλλι και πρόκειται για την δεύτερη ρηξιγενή ζώνη που μελετήθηκε στα πλαίσια της παρούσας διατριβής (Σχήμα 4.1 και 4.11). Η ρηξιγενής αυτή ζώνη αποτελείται από δύο κύρια ρήγματα τα οποία και ονομάζονται, με κατεύθυνση από δυτικά προς τα ανατολικά, σαν Ρήγμα Λιβαδόστρα και Ρήγμα Καπαρελλίου, αντίστοιχα. Πρόκειται για μια ρηξιγενή ζώνη σύνθετης γεωμετρίας, καθώς τα δύο κύρια ρήγματα που την αποτελούν σχηματίζουν μεταξύ τους μια ζώνη επικάλυψης μήκους ~5.5 km και πλάτους ~3 km. Παρακάτω αναλύονται τα γεωμετρικά χαρακτηριστικά κάθε ρήγματος και η μεταξύ τους σχέση. 126

138 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.11: Ρηξιγενής ζώνη Λιβαδόστρας-Καπαρέλλι. Α) Δορυφορική εικόνα στην οποία φαίνεται η ρηξιγενής ζώνη Λιβαδόστρας-Καπαρέλλι (από Google Earth, Ιούνιος 2009). Β) Ψηφιακό μοντέλο εδάφους στο οποίο φαίνεται η συνολική τοπογραφία και η γεωμετρία της ρηξιγενής ζώνης. Figure 4.11: Livadostras-Kaparelli Fault Zone. A) Satellite image of the Livadostras-Kaparelli Fault zone (from Google Earth, June 2009). B) Digital elevation model illustrating the overall topography and geometry of the fault zone Ρήγμα Λιβαδόστρα Το Ρήγμα Λιβαδόστρα είναι ένα κανονικού χαρακτήρα ρήγμα το οποίο διατρέχει τη νότια κλιτή του Όρους Κορομπίλλι με διεύθυνση ΝΝΔ-ΒΒΑ στο δυτικό του τμήμα η οποία μεταβάλλεται σταδιακά σε ΑΝΑ στο ανατολικό τμήμα του ρήγματος (Σχήμα 4.1 και 4.11). Στο δυτικό όριο του ρήγματος η επιφανειακή του έκφραση διακόπτεται και το ίχνος του ρήγματος συνεχίζει την πορεία του υποθαλάσσια για περίπου 4 km (Σχήμα 4.12) (Papatheodorou and Ferentinos, 1993; Στεφάτος, 2005). Στη θάλασσα το 127

139 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 επίπεδο του ρήγματος τέμνει τα επιφανειακά ιζήματα δημιουργώντας ένα ρηξιγενές πρανές ύψους 22 m (Σχήμα 4.12) (Στεφάτος, 2005). Η μέγιστη κατακόρυφη μετατόπιση των ανώτερων ιζηματογενών στρωμάτων φτάνει τα 45 m. Στη χέρσο το επιφανειακό μήκος του Ρήγματος Λιβαδόστρα φτάνει τα ~14 km διαμορφώνοντας ρηξιγενή πρανή με μέγιστο υψόμετρο στην βάση του ρήγματος που φτάνει τα ~900 m και κλίσεις που κυμαίνονται από 50 ο έως 60 ο (Σχήμα 4.14 και 3.Χ). Σχήμα 4.12: Σεισμική τομή που τέμνει το υποθαλάσσιο τμήμα του Ρήγματος Λιβαδόστρα (από Στεφάτος, 2005). Figure 4.12: Seismic section across the offshore segment of the Livadostras Fault (from Stefatos, 2005). Το ρηξιγενές πρανές του ρήγματος εμφανίζει τα γενικά χαρακτηριστικά των ρηξιγενών πρανών της Ελληνικής Χερσονήσου και χαρακτηρίζεται από απότομα πρανή τα οποία τέμνονται από μεγάλα σε μέγεθος υδρογραφικά δίκτυα με έντονη κατά βάθος διάβρωση, την παρουσία πλευρικών κορημάτων κατά μήκος της βάσης του ρηξιγενούς πρανούς και επιφανειακές εμφανίσεις του ρηξιγενούς επιπέδου. Η ρηξιγενής επιφάνεια του ρήγματος εντοπίζεται σε αρκετά σημεία κατά μήκος του ρηξιγενούς πρανούς, συνήθως στην κορυφή των πλευρικών κορημάτων. Το ορατό τμήμα της επιφάνειας του ρήγματος έχει μέση διεύθυνση κλίσης ~155 ο με κλίση ~50 ο 128

140 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 στο δυτικό και κεντρικό τμήμα, με μέση διεύθυνση κλίσης ~195 ο με κλίση ~70 ο στο ανατολικό τμήμα (Σχήμα 4.13). Η κατοπτρική επιφάνεια του ρήγματος εμφανίζεται στιλβωμένη, εκατέρωθεν της οποίας μετατοπίζονται πετρώματα πλήρωσης ρηγμάτων (κατακλασίτες), ασβεστολιθικής σύστασης, των οποίων το πάχος κυμαίνεται από μερικά εκατοστά έως μερικά μέτρα. Επί της επιφάνειας αυτής αναγνωρίσθηκαν καμπυλώσεις (τεκτονικές αυλακώσεις), διακλάσεις διαστολής και μετρήθηκαν γραμμώσεις ολισθήσεως με διεύθυνση 165 ο και κλίση 40 ο, δείχνοντας, έτσι, ότι το ρήγμα παρουσιάζει ένα κανονικό χαρακτήρα κίνησης (Σχήμα 4.13). Επιπλέον, επί του επιπέδου του ρήγματος διακρίνεται λευκή ζώνη, στο κατώτερο τμήμα του καθρέπτη του ρήγματος, ένδειξη δραστηριοποίησης του ρήγματος κατά το πρόσφατο παρελθόν (Λεπτομέρεια στη Φωτό 4.7: Σχήμα 4.13). Το Ρήγμα Λιβαδόστρα μετατοπίζει ασβεστόλιθους Μεσοζωικής ηλικίας από ποτάμιας προέλευσης ιζήματα Πλειστοκαινικής ηλικίας. Το επιφανειακό ίχνος του Ρήγματος Λιβαδόστρα παρουσιάζει κατάτμηση (Σχήμα 4.11). Η χαρτογράφηση που πραγματοποιήθηκε κατά μήκος του ρήγματος, σε συνδυασμό με την ανάλυση αεροφωτογραφιών και δορυφορικών εικόνων της περιοχής έδειξε ότι αποτελείται από μικρότερα τμήματα ρηγμάτων με μήκος ~1 km. Το κεντρικό τμήμα του ρήγματος αποτελείται από μικρότερα σε μήκος ρηξιγενή τεμάχη, ενώ το ανατολικό τμήμα του ρήγματος, εμφανίζει ρηξιγενή τεμάχη μεγαλύτερα σε μήκος που αναπτύσσουν γεωμετρία κλιμακωτής διάταξης με διεύθυνση προς τα δυτικά. Η τοπογραφία της βάσης του Ρήγματος Λιβαδόστρα όπως προκύπτει από το διάγραμμα μετατόπισης (Σχήμα 4.14), μπορεί να διαχωριστεί σε δύο επιμέρους ρηξιγενή τμήματα (Σχήμα 4.14, διακεκομμένες γραμμές (διαγράμμιση 3) με ανοικτό γκρι χρώμα) με βάση την γενικευμένη προσαρμογή στο ανάγλυφο ιδεατών καμπυλών. Κατά μήκος του δυτικού τμήματος του ρήγματος το χαρτογραφημένο ρηξιγενές τμήμα αποτυπώνεται στην τοπογραφία της βάσης του ρήγματος και ταυτίζεται με την ιδεατή καμπύλη της τοπογραφίας. Αν και η χαρτογράφηση που πραγματοποιήθηκε κατά μήκος του ρήγματος έδειξε ότι το κεντρικό και ανατολικό του τμήμα αποτελείται από μικρότερα τμήματα ρηγμάτων, η έκφρασή τους δεν αποτυπώνεται ξεκάθαρα στην τοπογραφία της βάσης του ρήγματος. 129

141 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.13: Τεκτονικός χάρτης της ρηξιγενής ζώνης Λιβαδόστρα-Καπαρέλλι. Φαίνονται επίσης στερεογραφικές προβολές των μετρηθέντων κατοπτρικών επιφανειών και των γραμμώσεων ολίσθησης καθώς και φωτογραφίες πεδίου. Φωτ. 4.7: το δυτικό τμήματα του ρήγματος Λιβαδόστρα; Φωτ. 4.8: η κύρια ρηξιγενής επιφάνεια του ρήγματος Λιβαδόστρα; Φωτ. 4.9: πανοραμική άποψη του Βόρειου Ρήγματος Καπαρελλίου; Φωτ. 4.10: η κύρια ρηξιγενής επιφάνεια του Βόρειου Ρήγματος Καπαρελλίου. 130

142 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Figure 4.13: Structural map of Livadostras-Kaparelli Fault Zone. Also shown stereographic projections of the kinematics and field photographs of the two main faults. Upper part field photographs of the Livadostras Fault and in the lower part from the Kaparelli Fault. Η κατασκευή του τοπογραφικού προφίλ της βάσης του ρήγματος στα δύο παραπάνω τμήματα δεν δείχνει την ύπαρξη μειώσεων της μετατόπισης που να σχετίζονται με τα όρια των επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων. Με βάση τα παραπάνω μπορούμε να θεωρήσουμε ότι το ρήγμα στο κεντρικό και ανατολικό του τμήμα συμπεριφέρεται όπως ένα ενιαίο ρήγμα. Η τοπογραφία της οροφής του Ρήγματος του Λιβαδόστρα είναι πολύπλοκη και παρόλο που κάποια τοπικά υψώματα, στο ανάγλυφο, μπορούν να διακριθούν η σχέση τους με τα όρια των ρηξιγενών τμημάτων του ρήγματος δεν είναι ξεκάθαρη. Το ιδεατό γενικευμένο προφίλ του Ρήγματος Λιβαδόστρα μπορεί να αποδοθεί με μια ελλειπτική συμμετρική καμπύλη (Σχήμα 4.Χ, συνεχής γραμμή (διαγράμμιση 4) με σκούρο γκρι χρώμα). Η μέγιστη μετατόπιση επί του ρηξιγενούς πρανούς είναι ~900 m και πραγματοποιείται κοντά στο δυτικό τμήμα του ρήγματος (Σχήματα 4.14). Σχήμα 4.14: Προφίλ μετατόπισης της ρηξιγενής ζώνης Λιβαδόστρας-Καπαρέλλι, όπου φαίνονται οι τοπογραφικές τομές της οροφής και της βάσης, των επιμέρους ρηγμάτων, κατά μήκος της ρηξιγενής ζώνης. 1: Τοπογραφικό προφίλ της βάσης του ρήγματος; 2: Τοπογραφικό προφίλ της οροφής του ρήγματος; 3: Ομαλοποιημένη τοπογραφία των επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων; 4: Συνολική ομαλοποιημένη τοπογραφία για κάθε ρήγμα. Figure 4.14: A) Large scale displacement profile of the Livadostras-Kaparelli Fault zone. Hanging-wall and footwall topographic profiles are plotted versus distance along strike. 1: Hanging-wall topographic profile; 2: Footwall topographic profile; 3: Smoothed topography of fault segments; 4: Overall smoothed fault topography. 131

143 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Το κατακόρυφο άλμα του ρήγματος υπολογίσθηκε από το αλγεβρικό άθροισμα της μετατόπισης επί του ρηξιγενούς πρανούς και του πάχους των αποθέσεων επί της οροφής του ρήγματος (~200 m), σε ~1100 m. Υποθέτοντας ότι η δράση του ρήγματος αρχίζει στο Κατώτερο Πλειστόκαινο, με την απόθεση των ιζημάτων στην οροφή του ρήγματος, προκύπτει μια μέση σχετική ταχύτητα κίνησης των ρηξιγενών τεμαχών, της τάξης των ~0.61 mm/yr. Ενώ εάν υποθέσουμε ότι η δράση του ρήγματος αρχίζει στο Κατώτερο Πλειόκαινο τότε προκύπτει μια μέση σχετική ταχύτητα κίνησης των ρηξιγενών τεμαχών, της τάξης των ~0.20 mm/yr Ρήγμα Καπαρέλλι Το Ρήγμα Καπαρέλλι είναι ένα κανονικού χαρακτήρα ρήγμα που αναπτύσσεται με διεύθυνση σχεδόν Α-Δ, κλίση του επιπέδου του προς το νότο και συνολικό μήκος ~13 km (Σχήμα 4.1 και 4.11). Το Ρήγμα του Καπαρελλίου ενεργοποιήθηκε κατά το τρίτο σεισμικό γεγονός (4 ης Μαρτίου) της σεισμικής ακολουθίας του 1981 (Σχήμα 4.1), η οποία επηρέασε το ανατολικό τμήμα του Κορινθιακού Κόλπου (Jackson et al., 1982; Papazachos et al., 1984b; Pavlides, 1993). Το ρήγμα μπορεί να διαχωριστεί σε δύο επιμέρους ρήγματα, το Βόρειο και το Νότιο Ρήγμα του Καπαρελλίου αντίστοιχα, τα οποία απέχουν μεταξύ τους ~3.5 km (Jackson et al., 1982; Papazachos et al., 1984b; Pavlides, 1993; Benedetti et al., 2003). Τα μήκη του Βόρειου και του Νότιου Ρήγματος του Καπαρελλίου είναι ~4.5 και ~5 km, αντίστοιχα. Το Βόρειο Ρήγμα του Καπαρελλίου αναπτύσσεται κατά μήκος των νότιων κλιτυών μιας λοφοειδούς σειράς με μέγιστο υψόμετρο που φτάνει τα ~385 m, που βρίσκεται βόρεια από τον ποταμό Λιβαδόστρα, κοντά στον οικισμό του Καπαρελλίου και πρανή με κλίσεις που κυμαίνεται από 45 ο έως 55 ο (Σχήμα 4.14 και 3.3). Η βάση του ρήγματος στο ανατολικό της τμήμα αποτελείται από ασβεστόλιθους Μεσοζωικής ηλικίας, ενώ στο δυτικό τμήμα από ποτάμιες αποθέσεις Πλειστοκαινικής ηλικίας (Jackson et al., 1982). Στην οροφή του ρήγματος έχουν συσσωρευτεί αλλουβιακές και κολλουβιακές αποθέσεις με μέγιστο πάχος ~200 μέτρα (Tsodoulos and Koukouvelas, 2004; Kokkalas and Koukouvelas, 2005). Το ορατό τμήμα της επιφάνειας του ρήγματος έχει, κατά τόπους, μέγιστο ύψος ~5 m και μέση διεύθυνση κλίσης ~165 ο με κλίση ~80 ο (Σχήμα 4.13). Η κατοπτρική επιφάνεια του ρήγματος εμφανίζεται στιλβωμένη, εκατέρωθεν της 132

144 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 οποίας μετατοπίζονται συμπαγοποιημένα τεκτονικά λατυποπαγή ασβεστολιθικής σύστασης, των οποίων το πάχος κυμαίνεται από μερικά εκατοστά έως μερικά μέτρα. Επί της επιφάνειας αυτής αναγνωρίσθηκαν καμπυλώσεις (τεκτονικές αυλακώσεις), διακλάσεις διαστολής και μετρήθηκαν κατά τόπους γραμμώσεις ολισθήσεως με μέση διεύθυνση ~175 ο και κλίση ~75 ο, δείχνοντας, έτσι, ότι το ρήγμα παρουσιάζει ένα κανονικό χαρακτήρα κίνησης (Σχήμα 4.13). Κατά μήκος του επιπέδου του ρήγματος διακρίνεται η πρόσφατη μετατόπιση, με ύψος που φτάνει σε ορισμένα σημεία το ~1.5 m, του σεισμού του 1981 στο κατώτερο τμήμα του καθρέπτη του ρήγματος (Σχήμα 4.15). Επίσης, πάνω στον καθρέπτη του ρήγματος διακρίνονται και παλαιότερα ίχνη μετατοπίσεων αποτέλεσμα της μακράς διάρκειας δραστηριότητας του ρήγματος (Benedetti et al., 2003). Η γεωμετρία στο ανατολικό άκρο του Βόρειου Ρήγματος του Καπαρελλίου χαρακτηρίζεται από μια δομή διασταυρούμενων ρηγμάτων (cross-fault structure) (Pavlides, 1993) (Σχήμα 4.11 και 4.15). Η δομή αυτή είχε σαν αποτέλεσμα την μόνιμη εκτροπή του ίχνους του ρήγματος στο ανατολικό άκρο κατά το σεισμικό γεγονός της 4 ης Μαρτίου. Πιο συγκεκριμένα, στη δομή αυτή οι επιφανειακές διαρρήξεις που προκάλεσε ο σεισμός του 1981, προκάλεσαν την επαναδραστηριοποίηση της κύριας διεύθυνσης του ρήγματος που είναι Α-Δ, μετέβαλλαν απότομα την διεύθυνσή τους και συνέχισαν την πορεία τους προς τα νότιο-ανατολικά κατά μήκος ενός δευτερεύοντος ρήγματος με διεύθυνση ΔΒΔ-ΑΝΑ, αφήνοντας ανεπηρέαστη την προέκταση του κύριου ρήγματος προς τα ανατολικά. Το κεντρικό τμήμα του ρήγματος παρουσιάζει κατάτμηση με τα επιμέρους ρηξιγενή τμήματα να σχηματίζουν δομές κλιμακωτής διάταξης με κατεύθυνση προς τα ανατολικά (Σχήμα 4.11 και 4.15). Στο δυτικό άκρο του ρήγματος οι σεισμικές διαρρήξεις του 1981, οι οποίες είναι ορατές και σήμερα, μετατοπίζουν Πλειστοκαινικής και Ολοκαινικής ηλικίας αποθέσεις δημιουργώντας ένα ρηξιγενές πρανές με μέσο ύψος που κυμαίνεται από ~0.6 m έως και ~1 m (Σχήμα 4.15). Κατά τις υπαίθριες έρευνες που πραγματοποιήθηκαν αναγνωρίσθηκαν μικρότερα ρήγματα που κατά κανόνα τέμνουν τα Πλειστοκαινικά ιζήματα. Από τη στατιστική και κινηματική ανάλυση των ρηγμάτων της περιοχής διαπιστώθηκε ότι επικρατούν δύο κύριες διευθύνσεις. 133

145 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.15: Ψηφιακό μοντέλο εδάφους του Βόρειου Ρήγματος Καπαρελλίου. Φωτ. 4.11: η ρηξιγενής επιφάνεια και η συν-σεισμική μετατόπιση του 1981 όπως φαίνεται σήμερα στο ανατολικό τμήμα του ρήγματος. Φωτ. 4.12: η ρηξιγενής επιφάνεια και η συν-σεισμική μετατόπιση του 1981 όπως φαίνεται σήμερα στο κεντρικό τμήμα του ρήγματος. Φωτ. 4.13: η ρηξιγενής επιφάνεια και η συν-σεισμική μετατόπιση του 1981 όπως φαίνεται σήμερα στο δυτικό τμήμα του ρήγματος. Figure 4.15: Digital elevation model of the North Kaparelli Fault. Φωτ. 4.11: the fault plane and the coseismic rapture of the 1981 event as seen today from the eastern part of the fault. Φωτ. 4.12: the fault plane and the co-seismic rapture of the 1981 event as seen today from the center part of the fault. Φωτ. 4.13: the fault plane and the co-seismic rapture of the 1981 event as seen today from the western part of the fault. 134

146 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Η πρώτη που περιλαμβάνει ρήγματα με διεύθυνση σχεδόν παράλληλη με αυτή του κύριου ρήγματος (Σχήμα 4.13 και 4.16), με τον προσανατολισμό του ρηξιγενές επιπέδου τους να είναι συνθετικός και κάποιες φορές αντιθετικός προς το κύριο ρήγμα (Σχήμα 4.16Α,Β,Γ). Οι ρηξιγενείς αυτές δομές μεσοσκοπικής κλίμακας οφείλονται πιθανά σε επαναδραστηριοποιήσεις του κύριου ρήγματος. Η δεύτερη περιλαμβάνει ρήγματα με διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ τα οποία τέμνουν τις Πλειστοκαινικές αποθέσεις, δημιουργούν μικρά βυθίσματα και συνήθως δεν τέμνουν τον ανώτερο εδαφικό ορίζοντα (Σχήμα 4.16Δ). Παρόμοιας διεύθυνσης ρήγματα εντοπίστηκαν και στο αλπικό υπόβαθρο. Σχήμα 4.16: Κανονικά ρήγματα που τέμνουν τις Πλειστοκαινικές ποτάμιες αποθέσεις επί της οροφής του Βόρειου Ρήγματος Καπαρελλίου (θέση λήψης νοτιοδυτικά της κοινότητας Καπαρελλίου). Α) Κανονικό ρήγμα παράλληλο με το κύριο ρήγμα του Καπαρελλίου. Β) Λεπτομέρεια από το Α όπου διακρίνονται μικρότερα συνθετικά ρήγματα. Γ) Κανονικό ρήγμα αντιθετικό προς το κύριο ρήγμα. Διακρίνονται χαρακτηριστική κολλουβιακή σφήνα. Το ρήγμα δεν τέμνει τον ανώτερο εδαφικό ορίζοντα. Δ) Κανονικά ρήγματα που σχηματίζουν μικρή τεκτονική τάφρο. Figure 4.16: Normal faults cutting Pleistocene age fluvial deposits in the footwall of the North Kaparelli Fault. A) Synthetic normal fault. B) Detail from A. Γ) Minor antithetic normal fault. Δ) Normal faults forming a tectonic graben. Το Νότιο Ρήγμα του Καπαρελλίου αναπτύσσεται σε μικρή απόσταση και κατά μήκος της βόρειας κλιτής του Όρους Κιθαιρώνα (Σχήμα 4.11 και 4.13). Το Νότιο Ρήγμα του 135

147 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Καπαρελλίου είναι ένα κανονικού χαρακτήρα ρήγμα με μετάπτωση προς τα νότια, διατρέχει κατά μήκος τις νότιες κλιτής ενός υψώματος με μέγιστο υψόμετρο που φτάνει τα ~360 m και βρίσκεται νότια του ποταμού Λιβαδόστρα (Σχήμα 4.13 και 4.17). Η ρηξιγενής επιφάνεια του ρήγματος μετατοπίζει εκατέρωθεν Μεσοζωϊκούς ασβεστόλιθους. Στο ανυψωμένο τέμαχος του ρήγματος εντοπίστηκαν Πλειστοκαινικής ηλικίας ποτάμιες αποθέσεις με κλίση προς το βορρά, αποτέλεσμα της δράσης του ρήγματος (Σχήμα 4.17), ενώ επί του κατερχόμενου τεμάχους συσσωρεύονται μικρού πάχους ιζήματα με περιορισμένη πλευρική εξάπλωση. Κατά μήκος της βάσης του ρηξιγενούς πρανούς διακρίνεται, κατά τόπους, η μετατόπιση που δημιουργήθηκε από το σεισμικό γεγονός του 1981, με μέσο ύψος ~0.60 m (Σχήμα 4.17). Η μέγιστη μετατόπιση επί του ρηξιγενούς πρανούς είναι ~200 m και πραγματοποιείται κοντά στο κεντρικό τμήμα του ρήγματος. Κατά την διάρκεια του σεισμού της 4 ης Μαρτίου 1981 μεταξύ των δυο επιμέρους ρηγμάτων του Ρήγματος Καπαρέλλι, μια σειρά από περιορισμένου μήκους διαρρήξεις με διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ αναπτύχθηκαν μέσα στην κοιλάδα του ποταμού Λιβαδόστρα σχηματίζοντας μια ζώνη μεταβίβασης μεταξύ των δύο ρηγμάτων (Jackson et al., 1982; Pavlides, 1993) (Σχήμα 4.13). Σχήμα 4.17: Το Νότιο Ρήγμα Καπαρελλίου. Επάνω αριστερά: τρισδιάστατη πανοραμική άποψη της ανυψωμένης βάσης του ρήγματος (από GoogleEarth, Ιούνιος 2009). Επάνω δεξιά: άποψη από την βάση του ρήγματος όπου διακρίνονται, στο δεξιό τμήμα, οι ανυψωμένες ποτάμιες αποθέσεις Πλειστοκαινικής 136

148 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 ηλικίας. Στο βάθος διακρίνεται το απότομο ρηξιγενές πρανές του ρήγματος Λιβαδόστρα. Κάτω δεξιά: λεπτομέρεια της προηγούμενης φωτογραφίας όπου φαίνεται η προς βορά κλίση των ανυψωμένων ιζημάτων της βάσης του ρήγματος. Κάτω αριστερά: η συνσεισμική διάρρηξη του 1981 όπως διακρίνεται σήμερα. Figure 4.17: The South Kaparelli Fault. Upper right: 3-D view of the footwall of the fault (from GoogleEarth, June 2009). Upper right and down right: the uplifted Pleistocene age fluvial deposits on the footwall of the fault. Down left: Co seismic raptures of the 1981 event as shown today. Η ανάλυση του προφίλ μετατόπισης για το Ρήγμα Καπαρέλλι περιορίσθηκε μόνο στο Βόρειο Ρήγμα του Καπαρελλίου, επειδή πληρούσε τις προϋποθέσεις για την εφαρμογή των μορφοτεκτονικών δεικτών (δες Κεφάλαιο 5). Η τοπογραφία της βάσης του Ρήγματος Καπαρελλίου όπως προκύπτει από το διάγραμμα μετατόπισης (Σχήμα 4.14), μπορεί να διαχωριστεί σε τέσσερα μικρότερα ρηξιγενή τμήματα (Σχήμα 4.14, διακεκομμένες γραμμές με ανοικτό γκρι χρώμα) με βάση την γενικευμένη προσαρμογή στο ανάγλυφο ιδεατών καμπυλών. Κατά μήκος του ρήγματος τα χαρτογραφημένα ρηξιγενή τμήματα αποτυπώνονται στην τοπογραφία της βάσης του ρήγματος (Σχήμα 4.14, διακεκομμένες γραμμές με ανοικτό γκρι χρώμα), και ταυτίζονται με τις ιδεατές καμπύλες της τοπογραφίας. Το ιδεατό γενικευμένο προφίλ του Ρήγματος του Καπαρελλίου μπορεί να αποδοθεί με μια ελλειπτική συμμετρική καμπύλη (Σχήμα 4.14, συνεχής γραμμή (διαγράμμιση 4) με σκούρο γκρι χρώμα). Η μέγιστη μετατόπιση επί του ρηξιγενούς πρανούς είναι ~150 m και πραγματοποιείται κοντά στο ανατολικό τμήμα του ρήγματος (Σχήμα 4.14). Το κατακόρυφο άλμα του Βόρειου Ρήγματος Καπαρελλίου υπολογίσθηκε από το αλγεβρικό άθροισμα της μετατόπισης επί του ρηξιγενούς πρανούς και του πάχους των αποθέσεων επί της οροφής του ρήγματος, σε ~350 m. Υποθέτοντας ότι η δράση του ρήγματος αρχίζει στο Κατώτερο Πλειστόκαινο, με την απόθεση των ιζημάτων στην οροφή του ρήγματος, προκύπτει μια μέση σχετική ταχύτητα κίνησης των ρηξιγενών τεμαχών, της τάξης των ~0.20 mm/yr. Ενώ εάν υποθέσουμε ότι η δράση του ρήγματος αρχίζει στο Κατώτερο Πλειόκαινο τότε προκύπτει μια μέση σχετική ταχύτητα κίνησης των ρηξιγενών τεμαχών, της τάξης των ~0.06 mm/yr. Το κατακόρυφο άλμα του Νότιου Ρήγματος Καπαρελλίου θεωρήθηκε ότι είναι ίσο με τη μετατόπιση επί του ρηξιγενούς πρανούς ~200 m, καθώς επί του κατερχόμενου τεμάχους συσσωρεύονται μικρού πάχους ιζήματα με περιορισμένη πλευρική εξάπλωση. Υποθέτοντας ότι η δράση του ρήγματος αρχίζει στο Κατώτερο Πλειστόκαινο, προκύπτει μια μέση σχετική ταχύτητα κίνησης των ρηξιγενών τεμαχών, της τάξης των ~0.11 mm/yr. Ενώ εάν 137

149 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 υποθέσουμε ότι η δράση του ρήγματος αρχίζει στο Κατώτερο Πλειόκαινο τότε προκύπτει μια μέση σχετική ταχύτητα κίνησης των ρηξιγενών τεμαχών, της τάξης των ~0.04 mm/yr Ρηξιγενής ζώνη Ερυθρών-Δαφνών Η ρηξιγενής ζώνη Ερυθρών-Δαφνών (Σχήμα 4.1 και 4.18) οριοθετεί το νότιο τμήμα της περιοχής μελέτης και αναπτύσσεται με γενική διεύθυνση που μεταβάλλεται από ΔΒΔ, στο δυτικό της τμήμα, σε ΑΒΑ, στο ανατολικό της τμήμα, με συνολικό μήκος ~25 km. Σχήμα 4.18: Α) Δορυφορική εικόνα στην οποία φαίνεται η ρηξιγενής ζώνη Ερυθρές-Δάφνες (από Google Earth, Ιούνιος 2009). Β) Ψηφιακό μοντέλο εδάφους στο οποίο φαίνεται η συνολική τοπογραφία και η γεωμετρία της ρηξιγενής ζώνης. Figure 4.18: A) Satellite image of the Erithres-Dafnes Fault zone (from Google Earth, June 2009). B) Digital elevation model illustrating the overall topography and geometry of the fault zone. 138

150 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Είναι η τρίτη ρηξιγενής ζώνη που μελετήθηκε στην παρούσα διατριβή, βρίσκεται νότιο-ανατολικά της ρηξιγενής ζώνης Λιβαδόστρα-Καπαρέλλι με την οποία σχηματίζει μια συζυγής και συγκλίνουσα ζώνη επικάλυψης με μήκος ~2 km και πλάτος ~1.5 km (Σχήμα 4.18 και 4.19). Αποτελείται από δύο κύρια ρήγματα τα οποία ονομάζονται, με κατεύθυνση από δυτικά προς τα ανατολικά, Ρήγμα Ερυθρές και Ρήγμα Δάφνες, αντίστοιχα. Τα ρήγματα αυτά εμφανίζουν κλιμακωτή διάταξη και σχηματίζουν μεταξύ τους μια ζώνη επικάλυψης με μήκος ~2.5 km και πλάτος ~2 km (Σχήμα 4.19) Ρήγμα Ερυθρές Το Ρήγμα των Ερυθρών είναι ένα κανονικού χαρακτήρα ρήγμα με μετάπτωση προς τα ΒΒΔ, το οποίο διατρέχει την βόρεια κλιτή του Όρους Κιθαιρώνα με μέση διεύθυνση ΑΒΑ-ΔΝΔ και ορατό μήκος ~12 km (Σχήμα 4.18). Η βάση του ρήγματος αποτελείται από Μέσο-Άνω Κρητιδικούς ασβεστόλιθους και δολομιτικούς ασβεστόλιθους. Η οροφή του ρήγματος αποτελείται το μεν δυτικό τμήμα από Πλειστοκαινικής (Νεογενή και Τεταρτογενή) ηλικίας ιζήματα χερσαίας προέλευσης, το δε ανατολικό τμήμα από Μέσο-Άνω Κρητιδικούς ασβεστόλιθους και δολομιτικούς ασβεστόλιθους. Το Ρήγμα Ερυθρές διαμορφώνει ένα ρηξιγενές πρανές με μέγιστο υψόμετρο ~1400 m του οποίου η τοπογραφική του έκφραση χαρακτηρίζεται από μορφολογικά σκαλοπάτια τα οποία δημιουργούν μια κλιμακωτή διάταξη των οποίων η κλίση μεταβάλλεται από 50 ο έως 60 ο κοντά στο ρηξιγενές μέτωπο, στη συνέχεια μειώνεται (30 ο έως 40 ο ) και τέλος αυξάνεται σε 60 ο εώς και 70 ο (Σχήμα 4.21 και 3.Χ). Επί του ρηξιγενούς πρανούς του ρήγματος αναπτύσσονται υδρογραφικά δίκτυα με έντονη κατά βάθος διάβρωση, τριγωνικές γεωμορφές, πλευρικά κορήματα, αλλουβιακά ριπίδια μπροστά από το ορεογραφικό μέτωπο και κατά τόπους επιφανειακές εμφανίσεις του ρηξιγενούς επιπέδου κοντά στη βάση του ρηξιγενούς πρανούς (Φωτ στο σχήμα 4.19). Η δημιουργία και η εξέλιξη του ρηξιγενούς πρανούς του Ρήγματος Ερυθρές πιθανότητα οφείλεται σε πολλαπλά ρηξιγενή πρανή (δες Παυλίδης, 2003) όπου η κλιμακωτή διάταξη που παρουσιάζει είναι αποτέλεσμα της μετανάστευσης των νεότερων κλάδων του ρήγματος προς το κέντρο της λεκάνης (σημερινό ρηξιγενές μέτωπο) (Σχήμα 4.18). 139

151 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.19; Figure

152 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.19: Τεκτονικός χάρτης της ρηξιγενής ζώνης Ερυθρές-Δάφνες. Φαίνονται επίσης στερεογραφικές προβολές των μετρηθέντων κατοπτρικών επιφανειών και των γραμμώσεων ολίσθησης των κύριων ρηγμάτων (λευκοί κύκλοι) και του υποβάθρου (γκρι κύκλοι) καθώς και φωτογραφίες πεδίου. Φωτ. 4.14: πανοραμική άποψη του ρήγματος Ερυθρές; Φωτ. 4.15: η κύρια ρηξιγενής επιφάνεια του ρήγματος Ερυθρές; Φωτ. 4.16: άποψη του ρήγματος Δάφνες; Φωτ. 4.17: η ρηξιγενής επιφάνεια του ρήγματος Δάφνες. Figure 4.19: Structural map of Erithres-Dafnes Fault Zone. Also shown stereographic projections of the kinematics and field photographs of the two main faults (white plots) and from the basement (grey plots). Upper part field photographs of the Erithres Fault and in the lower part from the Dafnes Fault. Τα πρανή που βρίσκονται στα ανάντη παρόλο που τα γεωμορφολογικά στοιχεία (π.χ. διαφοροποίηση της κλίσης του πρανούς, τριγωνικές γεωμορφές) οδηγούν στο συμπέρασμα ότι η δημιουργία τους πιθανότατα να οφείλεται σε κάποιο κλάδο του ρήγματος, κατά την υπαίθρια εργασία δεν έγινε δυνατή η διάκρισή του. Τα παραπάνω μας οδηγούν στο συμπέρασμα πως αν υπάρχει κάποιος άλλος κλάδος του ρήγματος αυτός είναι παλαιότερος (διακεκομμένη γραμμή παράλληλη ως προς το ίχνος του Ρήγματος Ερυθρές στο σχήμα 4.18) και η διάκριση του οποίου είναι δύσκολη εξαιτίας της μετανάστευσης της δραστηριότητας (νεότερος κλάδος) προς το κέντρο της λεκάνης και την πρόοδο της διάβρωσης, που οδηγεί στην ομαλοποίηση του πρανούς. Η ρηξιγενής επιφάνεια κατά μήκος του ρήγματος είναι παρατηρήσιμη σε αρκετά σημεία. Το ορατό τμήμα της επιφάνειας του ρήγματος έχει τη μορφή ασβεστολιθικού τοίχου με μέγιστο ύψος ~3 m και μέση διεύθυνση κλίσης ~35 ο με κλίση ~70 ο (Σχήμα 4.19). Η κατοπτρική επιφάνεια του ρήγματος δεν εμφανίζεται πάντα στιλβωμένη και σε πολλά σημεία μετατοπίζονται συμπαγοποιημένα τεκτονικά λατυποπαγή ασβεστολιθικής σύστασης. Σε ορισμένες από τις επιφάνειες αυτές μετρήθηκαν γραμμώσεις ολισθήσεως με μέση διεύθυνση ~40 ο και κλίση ~70 ο, αλλά σε ορισμένα σημεία κοντά στο ανατολικό τμήμα του ρήγματος παρατηρήθηκαν δύο γενεές γραμμώσεων τεκτονικής ολίσθησης (Σχήμα 4.20). Διακρίθηκε ασβεστιτικό επιφλοίωμα με πλάγιες γραμμώσεις τεκτονικής ολίσθησης που αντιπροσωπεύουν κίνηση του ρήγματος με ισχυρή αριστερόστροφη συνιστώσα και ασθενέστερη κατακόρυφη με διεύθυνση 95 ο και κλίση 25 ο και γραμμώσεις τεκτονικής ολίσθησης με ισχυρή κανονική συνιστώσα και ασθενέστερη οριζόντια διεύθυνσης 65 ο και κλίσης 75 ο που βρίσκονται σε επιφάνεια η οποία καλύπτεται από το επιφλοίωμα (Σχήμα 4.20Β). Από τα παραπάνω προκύπτει ότι ρήγμα έχει δραστηριοποιηθεί πολλές φορές στο πρόσφατο παρελθόν και εκτιμάται ότι η κίνηση η οποία είναι νεότερη αντιπροσωπεύεται από τις 141

153 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 γραμμώσεις τεκτονικής ολίσθησης που αναπτύσσονται πάνω στο ασβεστιτικό επιφλοίωμα. Στο μεσοσκοπικό πεδίο παρατήρησης αναγνωρίσθηκαν μικρότερα ρήγματα που τέμνουν τα ασβεστολιθικά πετρώματα του υποβάθρου. Από τη στατιστική και κινηματική ανάλυση των ρηγμάτων του υποβάθρου διαπιστώθηκε ότι επικρατούν τρεις κύριες διευθύνσεις (στερεογραφικές προβολές γκρι χρώματος στο Σχήμα 4.19). Η πρώτη περιλαμβάνει ρήγματα με διεύθυνση σχεδόν παράλληλη με αυτή του κύριου ρήγματος, με τον προσανατολισμό του ρηξιγενές επιπέδου τους να είναι συνθετικός και κάποιες φορές αντιθετικός προς αυτό. Η δεύτερη περιλαμβάνει ρήγματα με διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ και η τρίτη ρήγματα με διεύθυνση σχεδόν Β-Ν. Σχήμα 4.20: Α) Ρηξιγενής επιφάνεια κατά μήκος του Ρήγματος Ερυθρές. Η φωτογραφία τραβήχτηκε πάνω στο δρόμο Κάζα-Ερυθρές. Β) Φωτογραφία σε λεπτομέρεια της ρηξιγενής επιφάνειας όπου τα βέλη δείχνουν τη διεύθυνση και φορά των σχετικών κινήσεων. Figure 4.20: A) Exposed fault surface along the Erithres Fault. B) Detailed photo of the exposed fault surface where arrows indicated relative movement of the fault plane. Η χαρτογράφηση που πραγματοποιήθηκε κατά μήκος του ρήγματος, σε συνδυασμό με την ανάλυση αεροφωτογραφιών και δορυφορικών εικόνων της περιοχής έδειξε ότι το επιφανειακό ίχνος του Ρήγματος Ερυθρές αποτελείται από μικρότερα τμήματα ρηγμάτων με μήκος ~1 km (Σχήμα 4.19). 142

154 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Η τοπογραφία της βάσης του Ρήγματος Ερυθρές όπως προκύπτει από το διάγραμμα μετατόπισης (Σχήμα 4.21), μπορεί να διαχωριστεί σε δύο επιμέρους ρηξιγενή τμήματα (Σχήμα 4.21, διακεκομμένες γραμμές (διαγράμμιση 3) με ανοικτό γκρι χρώμα) με βάση την γενικευμένη προσαρμογή στο ανάγλυφο ιδεατών καμπυλών. Αν και η χαρτογράφηση που πραγματοποιήθηκε κατά μήκος του ρήγματος έδειξε ότι αποτελείται από μικρότερα τμήματα ρηγμάτων, η έκφρασή τους δεν αποτυπώνεται ξεκάθαρα στην τοπογραφία της βάσης κατά μήκος του ρήγματος. Η κατασκευή του τοπογραφικού προφίλ της βάσης του ρήγματος οδήγησε στην ομαδοποίηση των μικρότερων ρηξιγενών τμημάτων σε δύο τμήματα στα οποία διαγράφεται ξεκάθαρα η ύπαρξη μειώσεων της μετατόπισης στα όριά τους (Σχήμα 4.21). Με βάση τα παραπάνω μπορούμε να θεωρήσουμε ότι το ρήγμα χωρίζεται σε δυτικό και ανατολικό τμήμα και συμπεριφέρεται σαν ενιαίο ρήγμα σε κάθε ένα από τα δύο παραπάνω τμήματα. Το ιδεατό γενικευμένο προφίλ του Ρήγματος Ερυθρές μπορεί να αποδοθεί με μια ελλειπτική συμμετρική καμπύλη (Σχήμα 4.21, συνεχής γραμμή (διαγράμμιση 4) με σκούρο γκρι χρώμα). Παρατηρώντας την τοπογραφία της οροφής του Ρήγματος Ερυθρές διακρίνονται τοπικά υψώματα επί του αναγλύφου τα οποία σχετίζονται με τα όρια των ρηξιγενών τμημάτων του ρήγματος. Η μέγιστη μετατόπιση επί του ρηξιγενούς πρανούς είναι ~1100 m και πραγματοποιείται κοντά στο δυτικό τμήμα του ρήγματος (Σχήματα 4.21 και 4.19). Σχήμα 4.21: Προφίλ μετατόπισης της ρηξιγενής ζώνης Ερυθρές-Δάφνες, όπου φαίνονται οι τοπογραφικές τομές της οροφής και της βάσης, των επιμέρους ρηγμάτων, κατά μήκος της ρηξιγενής ζώνης. 1: Τοπογραφικό προφίλ της βάσης του ρήγματος; 2: Τοπογραφικό προφίλ της οροφής του ρήγματος; 3: Ομαλοποιημένη τοπογραφία των επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων; 4: Συνολική ομαλοποιημένη τοπογραφία για κάθε ρήγμα. Figure 4.21: A) Large scale displacement profile of the Erithres-Dafnes Fault zone. Hanging-wall and footwall topographic profiles are plotted versus distance along strike. 1: Hanging-wall topographic profile; 2: Footwall topographic profile; 3: Smoothed topography of fault segments; 4: Overall smoothed fault topography. 143

155 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Το κατακόρυφο άλμα του ρήγματος υπολογίσθηκε από το αλγεβρικό άθροισμα της μετατόπισης επί του ρηξιγενούς πρανούς και του πάχους των αποθέσεων επί της οροφής του ρήγματος (~200 m), σε ~1300 m. Υποθέτοντας ότι η δράση του ρήγματος αρχίζει στο Κατώτερο Πλειστόκαινο, με την απόθεση των ιζημάτων στην οροφή του ρήγματος, προκύπτει μια μέση σχετική ταχύτητα κίνησης των ρηξιγενών τεμαχών του, της τάξης των ~0.72 mm/yr. Ενώ εάν υποθέσουμε ότι η δράση του ρήγματος αρχίζει στο Κατώτερο Πλειόκαινο τότε προκύπτει μια μέση σχετική ταχύτητα κίνησης των ρηξιγενών τεμαχών, της τάξης των ~0.24 mm/yr Ρήγμα Δαφνών Το Ρήγμα Δάφνες αναπτύσσεται κατά μήκος της βόρειας κλιτής του Όρους Πάστρα, το οποίο αποτελεί ορεογραφική προέκταση του Όρους Κιθαιρώνα, με γενική διεύθυνση ΔΝΔ-ΑΒΑ και ορατό μήκος ~15 km (Σχήμα 4.18). Το επίπεδο του ρήγματος μετατοπίζει Μέσο-Άνω Κρητιδικούς ασβεστόλιθους και δολομιτικούς ασβεστόλιθους που βρίσκονται στην βάση του, από Νεογενή και Τεταρτογενή ιζήματα μέγιστου πάχους ~400 m (Δούνας, 1971) που συσσωρεύονται στην οροφή του. Το Ρήγμα Δάφνες διαμορφώνει ένα ρηξιγενές πρανές με μέγιστο υψόμετρο ~1050 m και χαρακτηρίζεται από πρανή με κλίσεις που κυμαίνεται από 35 ο έως 50 ο (Σχήμα 4.21 και 3.Χ). Το ρηξιγενές πρανές του ρήγματος εμφανίζει σε γενικές γραμμές τα γενικά χαρακτηριστικά των ρηξιγενών πρανών που αναπτύσσονται σε ασβεστολιθικά πετρώματα. Χαρακτηρίζεται, από μεγάλα σε μέγεθος υδρογραφικά δίκτυα με έντονη κατά βάθος διάβρωση, που οδηγεί στο σχηματισμό κοιλάδων σχήματος-v, διαφοροποίηση στη κλίση του πρανούς στη βάση του ρηξιγενούς πρανούς, ανάπτυξη τριγωνικών γεωμορφών κυρίως στο κεντρικό τμήμα του ρήγματος, την παρουσία πλευρικών κορημάτων κατά μήκος της βάσης του ρηξιγενούς πρανούς και επιφανειακές εμφανίσεις του ρηξιγενούς επιπέδου. Οι ρηξιγενείς επιφάνειες του ρήγματος εντοπίζονται κατά μήκος του ρηξιγενούς πρανούς στη βάση του ορεογραφικού μετώπου. Σε πολλά σημεία το ρηξιγενές πρανές παρουσιάζει προχωρημένη διάβρωση με αποτέλεσμα να δημιουργείται στο πρανές μια ήπια μορφολογία (Σχήμα 4.21). 144

156 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Το επιφανειακό ίχνος του ρήγματος Δάφνες παρουσιάζει κατάτμηση και αποτελείται από τουλάχιστον οκτώ μικρότερα επιμέρους ρήγματα, τα οποία κατά τόπους (κυρίως στο ανατολικό τμήμα) έχουν επικάλυψη μεταξύ τους (Σχήμα 4.19). Η συνολική γεωμετρία που έχει το επιφανειακό ίχνος του ρήγματος επί του γεωλογικού χάρτη (Σχήμα 4.19), είναι σύνθετη και εμφανίζει μια χαρακτηριστική ζικ-ζακ γεωμετρία, η οποία είναι το αποτέλεσμα της αλληλεπίδρασης, κυρίως, δύο διαφορετικών διευθύνσεων επιμέρους ρηγμάτων. Η πρώτη περιλαμβάνει επιμέρους ρήγματα με διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ (Σχήμα 4.19 και 4.22). Το ορατό τμήμα της επιφάνειας των ρηγμάτων αυτών έχει μέγιστο ύψος ~5 m και μέση διεύθυνση κλίσης ~340 ο με κλίση ~75 ο (Σχήμα 4.19). Η κατοπτρική επιφάνεια των ρηγμάτων αυτών εμφανίζεται στιλβωμένη, εκατέρωθεν της οποίας μετατοπίζονται τεκτονικά λατυποπαγή (κατακλασίτες) ασβεστολιθικής σύστασης, των οποίων το πάχος κυμαίνεται από μερικά εκατοστά έως μερικά μέτρα. Επί των επιφανειών αυτών αναγνωρίσθηκαν καμπυλώσεις (τεκτονικές αυλακώσεις), διακλάσεις διαστολής και μετρήθηκαν γραμμώσεις ολισθήσεως με μέση διεύθυνση ~25 ο και κλίση 35 ο, δείχνοντας, έτσι, ότι το ρήγμα παρουσιάζει αριστερόστροφη πλάγιοκανονική κίνηση (Σχήμα 4.23 και στερεογραφική προβολή στο Σχήμα 4.19). Επιπλέον, επί του επιπέδου του ρήγματος διακρίνεται λευκή ζώνη, στο κατώτερο τμήμα του καθρέπτη του ρήγματος, ένδειξη δραστηριοποίησης του ρήγματος κατά το πρόσφατο παρελθόν (Σχήμα 4.23). Η δεύτερη περιλαμβάνει επιμέρους ρήγματα με διεύθυνση ΔΒΔ-ΑΝΑ (Σχήμα 4.19 και 4.22). Το ορατό τμήμα της επιφάνειας των ρηγμάτων αυτών έχει μέγιστο ύψος ~5 m και μέση διεύθυνση κλίσης ~30 ο με κλίση ~65 ο (Σχήμα 4.19). Η κατοπτρική επιφάνεια των ρηγμάτων αυτών εμφανίζεται διαβρωμένη και επηρεασμένη από κλιματολογικές συνθήκες, ενώ κατά τόπους εμφανίζεται στιλβωμένη εκατέρωθεν της οποίας, πολλές φορές, μετατοπίζονται τεκτονικά λατυποπαγή. Επί των επιφανειών αυτών αναπτύσσονται λειχήνες και μετρήθηκαν γραμμώσεις τεκτονικής ολίσθησης με μέση διεύθυνση ~28 ο και κλίση ~65 ο, δείχνοντας, έτσι, ότι τα επιμέρους αυτά ρήγματα παρουσιάζουν κανονικό χαρακτήρα κίνησης (Σχήμα 4.19 και στερεογραφική προβολή στο Σχήμα 4.19). Επιπλέον, επί του επιπέδου του ρήγματος πολλές φορές διακρίνεται λευκή ζώνη, στο κατώτερο τμήμα του καθρέπτη, ένδειξη δραστηριοποίησης του ρήγματος κατά το πρόσφατο παρελθόν (Σχήμα 4.19). Στο ανατολικό τμήμα του ρήγματος υπερισχύουν τα ρηξιγενή τμήματα με ΒΑ- ΝΔ διεύθυνση (Σχήμα 4.19). 145

157 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.22: Άποψη του ρηξιγενούς πρανούς του Ρήγματος Δάφνες. Διακρίνονται οι δύο κύριες διευθύνσεις (λευκού χρώματος διακεκομμένες γραμμές) των επιμέρους ρηγμάτων που συνθέτουν την συνολική γεωμετρία του ρήγματος. Στο δεξιό τμήμα της φωτογραφίας διακρίνεται ζώνη επικάλυψης μεταξύ δύο επιμέρους ρηγμάτων και η ράμπα μεταβίβασης που σχηματίζεται ανάμεσά τους, όπου εκδηλώνονται μικρής έκτασης κατολισθήσεις. Θέση λήψης διαδρομή Ερυθρές-Δάφνες. Figure 4.22: Fault scarp of the Dafnes Fault. Detect the two different directions of fault segments. Relay ramp between the two overlapping fault segments in the right part of the photograph. Σχήμα 4.23: Κατοπτρική επιφάνεια του Ρήγματος Δαφνες με διεύθυνση κλίσης 316 ο και κλίση 58 ο. Το μαύρο βέλος δείχνει τη διεύθυνση και φορά των γραμμώσεων τεκτονικής ολίσθησης (διεύθυνση 16 ο και κλίση 43 ο ). Θέση λήψης στο δρόμο Ερυθρές-Δάφνες πλησίον στο νταμάρι. Figure 4.23: Fault plane of the Dafnes Fault with direction of dip 316o and dip 58 o. Black arrow indicates the relative movement of the fault plane (direction 16 o and dip 43 o ). 146

158 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Η τοπογραφία της βάσης του Ρήγματος Δάφνες όπως προκύπτει από το διάγραμμα μετατόπισης (Σχήμα 4.21), μπορεί να διαχωριστεί σε τέσσερα επιμέρους ρηξιγενή τμήματα (Σχήμα 4.21, διακεκομμένες γραμμές με ανοικτό γκρι χρώμα) με βάση την γενικευμένη προσαρμογή στο ανάγλυφο ιδεατών καμπυλών. Αν και το δυτικό τμήμα του ρήγματος αποτελείται από μικρότερα χαρτογραφημένα ρηξιγενή τμήματα, η έκφρασή τους δεν αποτυπώνεται στην τοπογραφία της βάσης του ρήγματος. Σύμφωνα με τα παραπάνω, το δυτικό τμήμα του Ρήγματος Δαφνών, μπορεί να θεωρηθεί ότι λειτουργεί σαν ένα ενιαίο ρήγμα. Στο ανατολικό τμήμα του ρήγματος τα χαρτογραφημένα ρηξιγενή τμήματα αποτυπώνονται στην τοπογραφία της βάσης του ρήγματος (Σχήμα 4.21, διακεκομμένες γραμμές με ανοικτό γκρι χρώμα). Το ιδεατό γενικευμένο προφίλ του Ρήγματος Δάφνες μπορεί να αποδοθεί με μια ασύμμετρη προς τα δυτικά ελλειπτική καμπύλη. Η ασυμμετρία στο ιδεατό προφίλ της τοπογραφίας πιθανά συνδέεται με την ζώνη επικάλυψης και τις διεργασίες αλληλεπίδραση μεταξύ των δύο κύριων ρηγμάτων. Η τοπογραφία της οροφής του Ρήγματος Δάφνες είναι πολύπλοκη και παρόλο που κάποια τοπικά υψώματα, του αναγλύφου της λεκάνης, μπορούν να διακριθούν η σχέση τους με τα όρια των ρηξιγενών τμημάτων του ρήγματος δεν είναι ξεκάθαρη. Η μέγιστη μετατόπιση επί του ρηξιγενούς πρανούς είναι ~600 m και πραγματοποιείται κοντά στο δυτικό τμήμα του ρήγματος (Σχήμα 4.21). Το κατακόρυφο άλμα του ρήγματος υπολογίσθηκε από το αλγεβρικό άθροισμα της μετατόπισης επί του ρηξιγενούς πρανούς και του πάχους των αποθέσεων επί της οροφής του ρήγματος, σε ~1000 m. Υποθέτοντας ότι η δράση του ρήγματος αρχίζει στο Κατώτερο Πλειόκαινο, με την απόθεση των ιζημάτων στην οροφή του ρήγματος, προκύπτει μια μέση σχετική ταχύτητα κίνησης των ρηξιγενών τεμαχών του, της τάξης των ~0.19 mm/yr. Ενώ εάν υποθέσουμε ότι η δράση του ρήγματος αρχίζει στο Κατώτερο Πλειστόκαινο τότε προκύπτει μια μέση σχετική ταχύτητα κίνησης των ρηξιγενών τεμαχών, της τάξης των ~0.55 mm/yr. 147

159 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ Ρηξιγενής ζώνη Καλλιθέας-Ασωπίας Η τέταρτη κατά σειρά ρηξιγενής ζώνη που μελετήθηκε, στα πλαίσια της παρούσας διατριβή, είναι η ρηξιγενής ζώνη Καλλιθέας-Ασωπίας (Σχήμα 4.1). Η ρηξιγενής ζώνη Καλλιθέας-Ασωπίας βρίσκεται στο ανατολικό τμήμα της περιοχής μελέτης και αναπτύσσεται με γενική διεύθυνση ΔΒΔ-ΑΝΑ (Σχήμα 4.24). Πρόκειται για ένα τεκτονικό κέρας, με επιφανειακό μήκος ~18 km και μέγιστο πλάτος ~6 km. Οριοθετείτε από ένα σύστημα αντιθετικών ρηγμάτων με κύρια διεύθυνση ΔΒΔ-ΑΝΑ (Σχήμα 4.24Β). Το ΝΔ περιθώριο του τεκτονικού κέρατος ελέγχεται από ένα σύστημα τριών παράλληλων κανονικών ρηγμάτων, που παρουσιάζουν μεταξύ τους κλιμακωτή διάταξη, τα οποία και ονομάζονται από τα ΝΔ προς τα ΒΑ ως Ρήγμα Καλλιθέας, Ρήγμα Ασωπίας και Ρήγμα Κιρίκιον (Σχήμα 4.24 και 4.25). Το ΒΑ περιθώριο της ρηξιγενής ζώνης ελέγχεται από το Ρήγμα Τανάγρα (Σχήμα 4.24 και 4.25). Εσωτερικά της ρηξιγενής ζώνης αναπτύσσονται ένα σύστημα από δευτερεύοντα ρήγματα με διεύθυνση παρόμοια με αυτήν της ρηξιγενής ζώνης (Σχήμα 4.24Α και Β), τα οποία στην οροφή τους συσσωρεύουν μικρού πάχους ιζήματα με περιορισμένη πλευρική εξάπλωση, σχηματίζοντας έτσι μια σειρά λεκανών μικρού μεγέθους. Ο κορμός της ρηξιγενής ζώνης δομείτε από ασβεστόλιθους Μεσοζωικής ηλικίας, ενώ εκατέρωθεν της ζώνης αυτής τα αντιθετικά ρήγματα που την οριοθετούν μετατοπίζουν τους ασβεστόλιθους από Νεογενή και Τεταρτογενή ιζήματα. Τα κύρια ρήγματα που αποτελούν την ρηξιγενή ζώνη Καλλιθέας-Ασωπίας παρουσιάζουν έντονη κατά μήκος κατάτμηση (Σχήμα 4.25). Χαρτογραφήθηκαν ~300 επιμέρους ρηξιγενή τμήματα, των οποίων η κατανομή των μηκών τους δίνεται στο ιστόγραμμα του σχήματος Η λεπτόκυρτη καμπύλη που περιγράφει την κατανομή των μηκών παρουσιάζει θετική ασυμμετρία, που ερμηνεύει την σημαντική αύξηση του αριθμού των ρηγμάτων όσο μικραίνει το μήκος τους. Για να διερευνηθούν οι κλασματικές ιδιότητες των επιμέρους ρηγμάτων κατασκευάσθηκαν λογαριθμικά διαγράμματα αθροιστικής συχνότητας σε σχέση με τα μήκη των ρηγμάτων (Σχήμα 4.25Δ). Στο σχήμα 4.25Δ τα μήκη των ρηγμάτων παριστάνονται γραφικά σαν ευθεία γραμμή στο λογαριθμικό διάγραμμα μήκους-αθροιστικής συχνότητας. Η γραμμική αυτή διασπορά των τιμών στο λογαριθμικό διάγραμμα υποδηλώνει εκθετική σχέση με κλασματική διάσταση D = Τα όρια των επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων, συνήθως, σχηματίζουν ζώνες μεταβίβασης. Οι ζώνες μεταβίβασης μεταξύ των ρηξιγενών 148

160 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 τμημάτων επιδεικνύουν ένα εύρος από δομικά (τεκτονικά) μοτίβο τα οποία σε γενικές γραμμές είναι συγκρίσιμα με το εξελικτικό μοντέλο των ζωνών μεταβίβασης που προτείνεται από τους Peacock και Sanderson (1991). Σύμφωνα με το μοντέλο αυτό, δύο ρήγματα μεταβαίνουν από ένα αρχικό στάδιο όπου επικαλύπτονται μεταξύ τους σχηματίζοντας μια ζώνη μεταβίβασης, σε ένα τελικό στάδιο κατά το οποίο η ζώνη μεταβίβασης διαρρηγνύεται σχηματίζοντας μια ενιαία ρηξιγενής επιφάνεια η οποία ενώνει τα δύο ρήγματα (δες παράγραφο 4.4). Τα ρηξιγενή πρανή των ρηγμάτων, της ρηξιγενής ζώνης, εμφανίζουν σε γενικές γραμμές τα χαρακτηριστικά των ρηξιγενών πρανών που αναπτύσσονται σε ασβεστολιθικά πετρώματα. Χαρακτηρίζονται από πρανή με κλίσεις που κυμαίνονται από 40 ο έως και 65 ο, τα οποία κατά τόπους τέμνονται από υδρογραφικά δίκτυα με αρκετά έντονη κατά βάθος διάβρωση (Σχήματα ). Αναπτύσσονται τριγωνικές γεωμορφές και κατά μήκος του ρηξιγενούς πρανούς υπάρχουν επιφανειακές εμφανίσεις του ρηξιγενούς επιπέδου (Σχήματα ). Οι ρηξιγενείς επιφάνειες, εντοπίζονται είτε στη βάση του ρηξιγενούς πρανούς, είτε στην κορυφή πλευρικών κορημάτων. Κατά μήκος των ρηγμάτων που οριοθετούν την ρηξιγενή ζώνη της Καλλιθέας- Ασωπίας εμφανίζονται στιλβωμένες κατοπτρικές επιφάνειες με γραμμές τεκτονικής ολίσθησης και διακλάσεις διαστολής, που τέμνουν συμπαγοποιημένα τεκτονικά λατυποπαγή ασβεστολιθικής σύστασης (Σχήμα 4.27Δ). Στην βάση των κατοπτρικών επιφανειών διακρίνεται, σε πολλά σημεία, λευκή ζώνη ύψους ~10 εκατοστών ένδειξη δραστηριότητας του ρήγματος κατά την διάρκεια παλαιότερων μορφογενετικών σεισμών (Caputo, 2005). Συχνά, οι κατοπτρικές επιφάνειες περιέχουν καμπυλώσεις, που το μέγεθός τους κυμαίνεται από μερικά εκατοστά έως μερικά μέτρα. Η ρηξιγενής ζώνη Καλλιθέα-Ασωπίας πρέπει να θεωρείτε ενεργή καθώς σχετίζεται με αυτή το σεισμικό γεγονός που έλαβε χώρα στη περιοχή κατά τη διάρκεια του 1914 (Σχήμα 4.1), με μέγεθος 6.2, το οποίο προκάλεσε εκτεταμένες ζημιές στην ευρύτερη περιοχή της πόλης των Θηβών (Ambraseys and Jackson, 1990). 149

161 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.24: Α) Δορυφορική εικόνα στην οποία φαίνεται η ρηξιγενής ζώνη Καλλιθέα-Ασωπία (από Google Earth, Ιούνιος 2009). Β) Ψηφιακό μοντέλο εδάφους στο οποίο φαίνεται η συνολική τοπογραφία και η γεωμετρία της ρηξιγενής ζώνης. Figure 4.24: A) Satellite image of the Kallithea-Asopia Fault zone (from Google Earth, June 2009). B) Digital elevation model illustrating the overall topography and geometry of the fault zone. 150

162 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.25; Figure

163 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.25: Α) Τεκτονικός χάρτης της ρηξιγενής ζώνης Καλλιθέα-Ασωπία. Φαίνονται επίσης στερεογραφικές προβολές των μετρηθέντων κατοπτρικών επιφανειών και των γραμμώσεων ολίσθησης των κύριων ρηγμάτων. B) Ροδόγραμμα διευθύνσεων των κύριων (σκούρο γκρι) και των δευτερευόντων (ανοικτό γκρι) ρηγμάτων. Γ) Ιστόγραμμα συχνοτήτων εμφάνισης μήκους ρήγματος για το σύνολο των χαρτογραφημένων ρηγμάτων. Δ) Λογαριθμικό διάγραμμα μήκους-αθροιστικής συχνότητας για το σύνολο των χαρτογραφημένων ρηγμάτων. Figure 4.25: A) Structural map of Kallithea-Asopia Fault Zone, with stereographic projections of the kinematics of the main faults. B) Rose diagram showing the principal direction of the main faults (dark grey) and for the secondary faults (light grey). Γ) Frequency of fault segments versus length. Δ) Log-log cumulative frequency plots of fault segments versus length showing a fit with a power-law distribution Ρήγμα Καλλιθέας Το Ρήγμα Καλλιθέας είναι ένα κανονικού χαρακτήρα ρήγμα με μετάπτωση προς τα ΝΔ, το οποίο διέρχεται από την κοινότητα Καλλιθέας με γενική διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ και έχει ορατό μήκος ~14 km (Σχήμα 4.24 και 4.25). Αποτελείται από δύο επιμέρους ρήγματα, το ανατολικό και το δυτικό, τα οποία απέχουν μεταξύ τους ~1.2 km (Σχήμα 4.26). Τα μήκη των δύο επιμέρους ρηγμάτων είναι ~7.8 και ~5 km, αντίστοιχα, κάθε ένα από τα οποία αποτελείται από έναν αριθμό μικρότερων ρηξιγενών τμημάτων (Σχήμα 4.25). Το Ρήγμα Καλλιθέας διαμορφώνει ένα ρηξιγενές πρανές με μέγιστο υψόμετρο ~610 m και χαρακτηρίζεται από πρανή με κλίσεις που κυμαίνεται από 40 ο έως 50 ο (Σχήμα 4.28 και 3.Χ). Το ορατό τμήμα της επιφάνειας του ρήγματος έχει μέση διεύθυνση κλίσης ~220 ο με κλίση ~45 ο και μετρήθηκαν γραμμώσεις τεκτονικής ολισθήσεως με μέση διεύθυνση ~215 ο και κλίση ~46 ο (Σχήμα 4.25). Υπό γωνιά με τη κύρια ρηξιγενή επιφάνεια μετρήθηκαν ρηξιγενείς επιφάνειες με μέση διεύθυνση κλίσης 162 ο και κλίση 70 ο και γραμμώσεις τεκτονικής ολίσθησης με μέση διεύθυνση 193 ο και κλίση 57 ο. Η τοπογραφία της βάσης του Ρήγματος Καλλιθέας όπως προκύπτει από το διάγραμμα μετατόπισης, μπορεί να διαχωριστεί σε μικρότερα ρηξιγενή τμήματα (Σχήμα 4.28, διακεκομμένες γραμμές με ανοικτό γκρι χρώμα) με βάση την γενικευμένη προσαρμογή στο ανάγλυφο ιδεατών καμπυλών. Παρατηρώντας το διάγραμμα των μετατοπίσεων μπορούμε να πούμε ότι σε γενικές γραμμές τα χαρτογραφημένα ρηξιγενή τμήματα κατά μήκος του Ρήγματος Καλλιθέας αποτυπώνονται στην τοπογραφία της βάσης του ρήγματος. Παρατηρώντας την τοπογραφία της οροφής του Ρήγματος Καλλιθέας διακρίνονται τοπικά υψώματα επί του αναγλύφου τα οποία σχετίζονται με τα όρια των χαρτογραφημένων επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων του κύριου ρήγματος. Η μέγιστη μετατόπιση επί του ρηξιγενούς 152

164 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 πρανούς είναι ~310 m και πραγματοποιείται στο δυτικό τμήμα του ρήγματος (Σχήμα 4.28). Το κατακόρυφο άλμα του ρήγματος υπολογίσθηκε από το αλγεβρικό άθροισμα της μετατόπισης επί του ρηξιγενούς πρανούς και του πάχους των αποθέσεων επί της οροφής του ρήγματος (~350m), σε ~660 m. Υποθέτοντας ότι η δράση του ρήγματος αρχίζει στο Κατώτερο Πλειόκαινο, με την απόθεση των ιζημάτων στην οροφή του ρήγματος, προκύπτει μια μέση σχετική ταχύτητα κίνησης των ρηξιγενών τεμαχών του, της τάξης των ~0.12 mm/yr. Ενώ εάν υποθέσουμε ότι η δράση του ρήγματος αρχίζει στο Κατώτερο Πλειστόκαινο τότε προκύπτει μια μέση σχετική ταχύτητα κίνησης των ρηξιγενών τεμαχών, της τάξης των ~0.37 mm/yr. Σχήμα 4.26: Α) Ρηξιγενές πρανές του δυτικού τμήματος του Ρήγματος Καλλιθέας. Β) Ρηξιγενές πρανές του ανατολικού τμήματος του Ρήγματος Καλλιθέας. Figure 4.26: A) Mountain front of the west part of the Kallithea Fault. B) Mountain front of the east part of the Kallithea Fault Ρήγμα Ασωπίας Το Ρήγμα Ασωπία αναπτύσσεται ΒΑ από το Ρήγμα Καλλιθέας με γενική διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ που διέρχεται από την κοινότητα Ασωπίας (Σχήμα 4.24). Πρόκειται για ένα κανονικού χαρακτήρα ρήγμα με μετάπτωση προς τα ΝΔ και ορατό μήκος ~7 km. Το Ρήγμα Ασωπίας διαμορφώνει ένα ρηξιγενές πρανές με μέγιστο υψόμετρο ~460 m και χαρακτηρίζεται από πρανή με κλίσεις που κυμαίνεται από 40 ο έως 50 ο (Σχήμα 4.28 και 3.Χ). Η μορφολογία που έχει σήμερα το ρηξιγενές πρανές στο δυτικό τμήμα του Ρήγματος Ασωπία, είναι αποτέλεσμα της μετανάστευσης των νεότερων κλάδων του ρήγματος προς το κέντρο της λεκάνης (σημερινό ρηξιγενές μέτωπο) (Σχήμα 4.27Α). 153

165 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.27: Α) Πανοραμική άποψη του Ρήγματος Ασωπίας (φωτογραφία από GoogleEarth, Οκτώβριος 2009). Β) Η μορφολογία του ανατολικού τμήματος του ρήγματος. Διακρίνεται η ζώνη επικάλυψης που δημιουργείται μεταξύ των δύο επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων. Γ) Ρηξιγενές πρανές στο ανατολικό άκρο του Ρήγματος Ασωπία. Δ) Χαρακτηριστική ρηξιγενής επιφάνεια του Ρήγματος Ασωπίας. Το σφυρί για κλίμακα. Το βέλος δείχνει τη διεύθυνση και τη φορά των τεκτονικών γραμμώσεων ολίσθησης που παρατηρήθηκαν. Figure 4.27: A) Panoramic view of the Asopia Fault (from GoogleEarth, October 2009). B) Relay ramp between the two overlapping fault segments in the eastern part of the main fault. Γ) Fault scarp of the eastern part of the Asopia Fault. Δ) Fault plane of the Asopia Fault. Hammer for scale. Arrow denotes the direction of move of the slickensides. Το ορατό τμήμα της επιφάνειας του ρήγματος έχει μέση διεύθυνση κλίσης ~212 ο με κλίση ~41 ο και μετρήθηκαν γραμμώσεις τεκτονικής ολισθήσεως με μέση διεύθυνση ~213 ο και κλίση ~39 ο (Σχήμα 4.25). Η τοπογραφία της βάσης του Ρήγματος Ασωπίαςς όπως προκύπτει από το διάγραμμα μετατόπισης, μπορεί να διαχωριστεί σε μικρότερα 154

166 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 ρηξιγενή τμήματα (Σχήμα 4.28, διακεκομμένες γραμμές με ανοικτό γκρι χρώμα) με βάση την γενικευμένη προσαρμογή στο ανάγλυφο ιδεατών καμπυλών. Σχήμα 4.28: Προφίλ μετατόπισης των επιμέρους ρηγμάτων της ρηξιγενής ζώνης Καλλιθέας_Ασωπίας, όπου φαίνονται οι τοπογραφικές τομές της οροφής και της βάσης, των επιμέρους ρηγμάτων, κατά μήκος της ρηξιγενής ζώνης. Α) Ρήγμα Καλλιθέας, Β) Ρήγμα Ασωπίας, Γ) Ρήγμα Κιρίκιον και Δ) Ρήγμα Τανάγρας. 1: Τοπογραφικό προφίλ της βάσης του ρήγματος; 2: Τοπογραφικό προφίλ της οροφής του ρήγματος; 3: Ομαλοποιημένη τοπογραφία των επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων; 4: Συνολική ομαλοποιημένη τοπογραφία για κάθε ρήγμα. Figure 4.28: Large scale displacement profile for the A) Kallithea Fault, B) Asopia Fault, Γ) Kirikion Fault and Δ) Tanagra Fault of the Kallithea-Asopia Fault zone. Hanging-wall and footwall topographic profiles are plotted versus distance along strike. 1: Hanging-wall topographic profile; 2: Footwall topographic profile; 3: Smoothed topography of fault segments; 4: Overall smoothed fault topography. 155

167 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Παρατηρώντας το διάγραμμα των μετατοπίσεων μπορούμε να πούμε ότι σε γενικές γραμμές τα χαρτογραφημένα ρηξιγενή τμήματα κατά μήκος του Ρήγματος Ασωπίας αποτυπώνονται στην τοπογραφία της βάσης του ρήγματος. Παρατηρώντας την τοπογραφία της οροφής του Ρήγματος Ασωπίας διακρίνονται κάποια τοπικά υψώματα επί του αναγλύφου, κυρίως στο δυτικό τμήμα, τα οποία σχετίζονται με τα όρια των χαρτογραφημένων επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων του κύριου ρήγματος. Στο υπόλοιπο τμήμα του, όμως, δεν διακρίνεται κάποια ξεκάθαρη σχέση με τα όρια των επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων. Η μέγιστη μετατόπιση επί του ρηξιγενούς πρανούς είναι ~160 m και πραγματοποιείται στο κεντρικό τμήμα του ρήγματος (Σχήμα 4.28). Το κατακόρυφο άλμα του ρήγματος υπολογίσθηκε από το αλγεβρικό άθροισμα της μετατόπισης επί του ρηξιγενούς πρανούς και του πάχους των αποθέσεων επί της οροφής του ρήγματος (~200), σε ~360 m. Υποθέτοντας ότι η δράση του ρήγματος αρχίζει στο Κατώτερο Πλειόκαινο, με την απόθεση των ιζημάτων στην οροφή του ρήγματος, προκύπτει μια μέση σχετική ταχύτητα κίνησης των ρηξιγενών τεμαχών του, της τάξης των ~0.07 mm/yr. Ενώ εάν υποθέσουμε ότι η δράση του ρήγματος αρχίζει στο Κατώτερο Πλειστόκαινο τότε προκύπτει μια μέση σχετική ταχύτητα κίνησης των ρηξιγενών τεμαχών, της τάξης των ~0.2 mm/yr Ρήγμα Κιρίκιον Το Ρήγμα Κιρίκιον αναπτύσσεται με γενική διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ κατά μήκος των ΝΔ κλιτυών του Όρους Κιρίκιον (Σχήμα 4.24 και 4.29Α). Πρόκειται για ένα κανονικού χαρακτήρα ρήγμα με μετάπτωση προς τα ΝΔ και ορατό μήκος ~8 km. Το Ρήγμα Κιρίκιον διαμορφώνει ένα ρηξιγενές πρανές με μέγιστο υψόμετρο ~420 m και χαρακτηρίζεται από πρανή με κλίσεις που κυμαίνεται από 40 ο έως 60 ο (Σχήμα 4.28 και 3.Χ). Η μορφολογία που έχει σήμερα το ρηξιγενές πρανές στο δυτικό τμήμα του Ρήγματος Κιρίκιον, χαρακτηρίζεται από έντονο ανάγλυφο με απότομες κλίσεις (Σχήμα 4.29Β), ενώ αυτό του ανατολικού τμήματος έχει πιο ήπιο ανάγλυφο με ομαλοποιημένες κλίσεις (Σχήμα 4.29Γ). Το ορατό τμήμα της επιφάνειας του ρήγματος έχει μέση διεύθυνση κλίσης ~200 ο με κλίση ~48 ο και μετρήθηκαν γραμμώσεις τεκτονικής ολισθήσεως με μέση διεύθυνση ~206 ο και κλίση ~50 ο (Σχήμα 4.25). Η 156

168 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 τοπογραφία της βάσης του Ρήγματος Κιρίκιον όπως προκύπτει από το διάγραμμα μετατόπισης, μπορεί να διαχωριστεί σε μικρότερα ρηξιγενή τμήματα (Σχήμα 4.28, διακεκομμένες γραμμές με ανοικτό γκρι χρώμα) με βάση την γενικευμένη προσαρμογή στο ανάγλυφο ιδεατών καμπυλών. Παρατηρώντας το διάγραμμα των μετατοπίσεων μπορούμε να πούμε ότι τα χαρτογραφημένα ρηξιγενή τμήματα κατά μήκος του Ρήγματος Κιρίκιον αποτυπώνονται στην τοπογραφία της βάσης του ρήγματος. Παρατηρώντας την τοπογραφία της οροφής του Ρήγματος Κιρίκιον διακρίνονται τοπικά υψώματα επί του αναγλύφου, τα οποία σε γενικές γραμμές σχετίζονται με τα όρια των χαρτογραφημένων επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων του κύριου ρήγματος. Η μέγιστη μετατόπιση επί του ρηξιγενούς πρανούς είναι ~130 m και πραγματοποιείται στο κεντρικό τμήμα του ρήγματος (Σχήμα 4.28). Το διάγραμμα μετατοπίσεων του δυτικού τμήματος του ρήγματος περιγράφεται αναλυτικά στην παράγραφο 4.4. Σχήμα 4.29: Α) Πανοραμική άποψη του Ρήγματος Κιρίκιον (φωτογραφία από GoogleEarth, Οκτώβριος 2009). Β) Ρηξιγενές πρανές του δυτικού τμήματος του Ρήγματος Κιρίκιον. Γ) Ρηξιγενές πρανές του ανατολικού τμήματος του Ρήγματος Κιρίκιον. Figure 4.29: A) Panoramic view of the Kirikion Fault (from GoogleEarth, October 2009). B) Fault scarp of the western part of the Kirikion Fault. Γ) Fault scarp of the eastern part of the Kirikion Fault. 157

169 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Το κατακόρυφο άλμα του ρήγματος υπολογίσθηκε από το αλγεβρικό άθροισμα της μετατόπισης επί του ρηξιγενούς πρανούς και του πάχους των αποθέσεων επί της οροφής του ρήγματος (~300), σε ~430 m. Υποθέτοντας ότι η δράση του ρήγματος αρχίζει στο Κατώτερο Πλειόκαινο, με την απόθεση των ιζημάτων στην οροφή του ρήγματος, προκύπτει μια μέση σχετική ταχύτητα κίνησης των ρηξιγενών τεμαχών του, της τάξης των ~0.08 mm/yr. Ενώ εάν υποθέσουμε ότι η δράση του ρήγματος αρχίζει στο Κατώτερο Πλειστόκαινο τότε προκύπτει μια μέση σχετική ταχύτητα κίνησης των ρηξιγενών τεμαχών, της τάξης των ~0.24 mm/yr Ρήγμα Τανάγρα Το Ρήγμα Τανάγρα αναπτύσσεται με γενική διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ που διέρχεται από την πόλη της Τανάγρας (Σχήμα 4.24 και 4.30). Πρόκειται για ένα κανονικού χαρακτήρα ρήγμα με μετάπτωση προς τα ΒΑ και ορατό μήκος ~14 km. Το ρήγμα αυτό αναπτύσσεται αντιθετικά των προηγούμενων τριών ρηγμάτων, που περιγράφθηκαν παραπάνω, οριοθετώντας με αυτό τον τρόπο προς τα ΒΑ την ρηξιγενή ζώνη Καλλιθέας-Ασωπίας. Το Ρήγμα Τανάγρα διαμορφώνει ένα ρηξιγενές πρανές με μέγιστο υψόμετρο ~500 m και χαρακτηρίζεται από πρανή με κλίσεις που κυμαίνεται από 40 ο έως 60 ο (Σχήμα 4.28 και 3.Χ). Το ορατό τμήμα της επιφάνειας του ρήγματος έχει μέση διεύθυνση κλίσης ~30 ο με κλίση ~45 ο και μετρήθηκαν γραμμώσεις τεκτονικής ολισθήσεως με μέση διεύθυνση ~31 ο και κλίση ~46 ο (Σχήμα 4.25). Η τοπογραφία της βάσης του Ρήγματος Τανάγρα όπως προκύπτει από το διάγραμμα μετατόπισης, μπορεί να διαχωριστεί σε μικρότερα ρηξιγενή τμήματα (Σχήμα 4.28, διακεκομμένες γραμμές με ανοικτό γκρι χρώμα) με βάση την γενικευμένη προσαρμογή στο ανάγλυφο ιδεατών καμπυλών. Παρατηρώντας το διάγραμμα των μετατοπίσεων μπορούμε να πούμε ότι τα χαρτογραφημένα ρηξιγενή τμήματα κατά μήκος του Ρήγματος Τανάγρα αποτυπώνονται στην τοπογραφία της βάσης του ρήγματος. Το ιδεατό γενικευμένο προφίλ του Ρήγματος Τανάγρα μπορεί να αποδοθεί με δύο συμμετρικές ελλειπτικής μορφής καμπύλες, μία για το κεντρικό και ανατολικό τμήμα και μία για το δυτικό τμήμα, αντίστοιχα. Παρατηρώντας την τοπογραφία της οροφής του Ρήγματος Τανάγρα διακρίνονται τοπικά υψώματα επί του αναγλύφου, τα οποία σε γενικές γραμμές σχετίζονται με τα όρια των χαρτογραφημένων επιμέρους ρηξιγενών 158

170 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 τμημάτων του κύριου ρήγματος. Η μέγιστη μετατόπιση επί του ρηξιγενούς πρανούς είναι ~130 m και πραγματοποιείται στο κεντρικό τμήμα του ρήγματος (Σχήμα 4.28). Σχήμα 4.30: Πανοραμική άποψη του Ρήγματος Τανάγρα (φωτογραφία από GoogleEarth, Οκτώβριος 2009). Figure 4.30: Panoramic view of the Tanagra Fault (from GoogleEarth, October 2009). Το κατακόρυφο άλμα του ρήγματος υπολογίσθηκε από το αλγεβρικό άθροισμα της μετατόπισης επί του ρηξιγενούς πρανούς και του πάχους των αποθέσεων επί της οροφής του ρήγματος (~350 m), σε ~480 m. Υποθέτοντας ότι η δράση του ρήγματος αρχίζει στο Κατώτερο Πλειόκαινο, με την απόθεση των ιζημάτων στην οροφή του ρήγματος, προκύπτει μια μέση σχετική ταχύτητα κίνησης των ρηξιγενών τεμαχών του, της τάξης των ~0.09 mm/yr. Ενώ εάν υποθέσουμε ότι η δράση του ρήγματος αρχίζει στο Κατώτερο Πλειστόκαινο τότε προκύπτει μια μέση σχετική ταχύτητα κίνησης των ρηξιγενών τεμαχών, της τάξης των ~0.27 mm/yr. 159

171 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ Ζώνες επικάλυψης μεταξύ των ρηξιγενών τμημάτων Όπως είναι γνωστό το ίχνος ενός ρήγματος επί του γεωλογικού χάρτη διαφέρει πολύ από το να είναι μια απλή ευθεία γραμμή και συνήθως συγκροτείται από ένα σύστημα μικρότερων ρηξιγενών τμημάτων, τα οποία μπορούν να αλληλεπιδρούν και να συνδέονται μεταξύ τους δημιουργώντας, κατ αυτό τον τρόπο, ένα ενιαίο ρήγμα (π.χ. Anders and Schlische 1994; Cartwright et al., 1995). Η σύνδεση μεταξύ των επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων αποτελεί ένα σημαντικό μηχανισμό στην ανάπτυξη των ρηγμάτων (Peacock, 1991; Peacock and Sanderson, 1991; Cartwright et al., 1995; Willemse et al., 1996; Kim et al., 2001; Wilkins and Gross, 2002). Καθώς δύο ρηξιγενή τμήματα επεκτείνονται πλευρικά, κατά μήκος μιας δεδομένης κατεύθυνσης, και προσεγγίζουν μεταξύ τους τότε είτε συνδέονται φυσικά σχηματίζοντας μια συνεχόμενη επιφάνεια μετατόπισης ή τα όρια των ρηγμάτων προσπερνούν το ένα το άλλο και επικαλύπτονται. Ανάμεσα στα δύο, επικαλυπτόμενα, τμήματα των ρηγμάτων δημιουργείται μια περιοχή συμβολής, στην οποία απορροφάται μέρος ή μεταβιβάζεται παραμόρφωση από το ένα τμήμα ρήγματος στο γειτονικό του και μεταβάλλεται η αρχική κλίση και ο προσανατολισμός της στρώσης των πετρωμάτων που βρίσκονται μέσα στα όρια της. Η περιοχή επικάλυψης που δημιουργείται μεταξύ δύο ρηγμάτων και περιέχει τα χαρακτηριστικά που περιγράφηκαν παραπάνω αναφέρεται στη διεθνή βιβλιογραφία σαν ζώνη μεταβίβασης (transfer zone) (π.χ. Morley et al., 1990; Peacock et al., 2000(a)). Όταν τα δύο επικαλυπτόμενα ρήγματα έχουν την ίδια διεύθυνση κλίσης η ζώνη μεταβίβασης ονομάζεται συνθετική (synthetic transfer zone), ενώ όταν η διεύθυνση κλίσης είναι αντίθετη η ζώνη μεταβίβασης ονομάζεται αντιθετική (antithetic transfer zone) (Morley et al., 1990). Μια συνθετική ζώνη μεταβίβασης όπως αυτή που φαίνεται στο σχήμα 4.31Α ονομάζεται και ζώνη επικάλυψης (relay zone) (Huggins et al., 1995). Η κεκλιμένη περιοχή που δημιουργείται μέσα στη ζώνη επικάλυψης (Σχήμα 4.31) αναφέρεται στη διεθνή βιβλιογραφία σαν ράμπα επικάλυψης (relay ramp) (Goguel, 1952; Larsen, 1988; Peacock et al., 2000(a); Peacock and Parfitt, 2002). Οι ζώνες επικάλυψης που μέχρι τώρα έχουν περιγραφεί καλύπτουν ένα μεγάλο εύρος αναλογίας μεγέθους, από την κλίμακα μερικών χιλιοστών (Schlische et al., 1996) έως και εκατοντάδων χιλιάδων μέτρων (Peacock et al., 2000b). Επίσης, έχει αποδειχθεί ότι το πλάτος των ζωνών επικάλυψης που δημιουργούνται μεταξύ συνθετικών ρηγμάτων, με κλιμακωτή μεταξύ 160

172 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 τους διάταξη, υπακούει στους νόμους της κλασματικής κατανομής σε ένα μεγάλο εύρος από μετρούμενες κλίμακες (Peacock, 2003). Σχήμα 4.31: Α) Σχηματικό διάγραμμα στο οποίο δίνονται τα κύρια χαρακτηριστικά μιας συνθετικής ζώνης μεταβίβασης ή ζώνης επικάλυψης, μεταξύ δύο κανονικών ρηγμάτων. Β) Ονοματολογία που χρησιμοποιείτε για την περιγραφή των ζωνών επικάλυψης. (Τροποποιημένο από Peacock, 2003; Acocella et al., 2000). Figure 4.31: A) Block diagram showing the main features of a synthetic transfer zone (i.e. a relay zone), between two normal faults. B) Terminology used for the description of a relay zone. (Modified from Peacock, 2003; Acocella et al., 2000). Σύμφωνα με τους Soliva και Benedicto (2004), διακρίνονται τρεις κατηγορίες ζωνών επικάλυψης. Οι επιμέρους κατηγορίες αντικατοπτρίζουν διαφορετικά στάδια της εξέλιξης των ζωνών επικάλυψης, τα οποία θεωρούνται αντίστοιχα με τα στάδια εξέλιξης των ρηξιγενών τμημάτων. Αρχικά, δύο μεμονωμένα ρήγματα αναπτύσσονται πλευρικά και ανεξάρτητα μεταξύ τους έως ότου διαπεράσει το ένα το άλλο και σχηματίσουν μια ζώνη επικάλυψης. Σε αυτό το στάδιο η ζώνη επικάλυψης χαρακτηρίζεται ως ανοικτή (open relay) και τα ρήγματα μπορούν να συνεχίζουν αναπτύσσονται χωρίς να υπάρχει κάποια σύνδεση μεταξύ τους. Στην ανοικτή ζώνη επικάλυψης η ράμπα δεν τέμνεται από ρήγματα σύνδεσης (Childs et al., 1993). Σαν 161

173 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 συνδεδεμένη ζώνη επικάλυψης (linked relay) χαρακτηρίζεται η ζώνη στην οποία τα δύο ρήγματα που απέχουν μεταξύ τους συνδέονται μηχανικά. Η σύνδεση μπορεί να γίνει είτε με την κάμψη ενός εκ των δύο ρηγμάτων και τη μεταβολή της διεύθυνσης προσανατολισμού του, από ένα ή περισσότερα ρήγματα σύνδεσης ή και με τους δύο παραπάνω τρόπους. Τέλος, πλήρως συνδεδεμένη ζώνη επικάλυψης (fully breached relay) ορίζεται ως η φυσική σύνδεση μεταξύ δύο επικαλυπτόμενων ρηγμάτων η οποία εκδηλώνεται είτε με κάμψη των άκρων των ρηγμάτων ή μέσω καλά ανεπτυγμένων ρηγμάτων σύνδεσης. Στο σχήμα 4.32, δίνονται παραδείγματα για κάθε κατηγορία ζωνών επικάλυψης από την περιοχή της Καλλιθέας-Ασωπίας. Η κατανόηση της εξέλιξης των ζωνών μεταβίβασης ή ζωνών επικάλυψης βρίσκει εφαρμογή: 1) Στη κατανόηση των διεργασιών της μηχανικής αλληλεπίδρασης και της σύνδεσης μεταξύ των ενεργών ρηγμάτων (Peacock and Sanderson, 1991; Bϋrgmann et al., 1994; Trudgill and Gartwright, 1994; Huggins et al., 1995; Willemse et al., 1996; Willemse, 1997; Crider and Pollard, 1998; Gupta and Scholz, 2000; Ferrill and Morris, 2001; Peacock, 2002). 2) Στον καλύτερο προσδιορισμό του μηχανισμού μετανάστευσης και παγίδευσης των ρευστών (π.χ. υδρογονανθράκων) σε τεκτονικής προέλευσης ταμιευτήρες (Morley et al., 1990; Gawthorpe and Hurst, 1993; Peacock and Sanderson, 1994; Maerten et al., 2000). Οι ράμπες μεταβίβασης μπορούν να αποτελέσουν περιοχές διαφυγής ή φραγμού της κυκλοφορίας των υδρογονανθράκων από την οροφή στη βάση των ρηγμάτων. Επί πλέον, οι ζώνες επικάλυψης μπορούν να αποτελέσουν σημαντικό χώρο παγίδευσης των υγρών λόγω της μεταβολής της κλίσης των πετρωμάτων και της διάταξης των δευτερογενών ρηγμάτων μέσα στις ράμπες (Morley et al., 1990; Maerten et al., 2000). 3) Στην καλύτερη κατανόηση της σεισμικής επικινδυνότητας μιας περιοχής (Gupta and Scholz, 2000; Scholz and Gupta, 2000; Cowie and Roberts, 2001). Η ανάλυση που ακολουθεί βασίστηκε στη μέτρηση και επεξεργασία δεδομένων από 43 ζώνες επικάλυψης, μεταξύ επικαλυπτόμενων ρηξιγενών τμημάτων, που αναπτύσσονται στην περιοχή Καλλιθέας-Ασωπίας. Πιο συγκεκριμένα, αφού αρχικά αναγνωρίσθηκαν στη συνέχεια, για κάθε ζώνη επικάλυψης, μετρήθηκε το μήκος και το αντίστοιχο πλάτος. 162

174 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.32: Χαρακτηριστικά παραδείγματα ζωνών επικάλυψης στην περιοχή Καλλιθέας-Ασωπίας. Στο επάνω τμήμα του σχήματος δίνεται το ψηφιακό μοντέλο εδάφους της περιοχής στο οποίο δίνεται η θέση των επιλεγμένων παραδειγμάτων. Α, Β) Ανοικτές ζώνες επικάλυψης. Γ, Δ) Συνδεδεμένες ζώνες επικάλυψης. Ε, ΣΤ) Πλήρως συνδεδεμένες ζώνες επικάλυψης. Figure 4.31: Examples of relay zones from the Kallithea-Asopia area. Upper part digital elevation model of the area where denoted the location of the selected examples. A, B) Examples of Open relay zones. Γ, Δ) Linked relay zones. E, ΣΤ) fully breached relay zones. 163

175 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Η ονοματολογία που ακολουθήθηκε για την ανάλυση των ζωνών επικάλυψης και τις περιέχουσες σε αυτές ράμπες, παρουσιάζεται στο σχήμα Οι διαστάσεις των συγκεκριμένων ζωνών επικάλυψης είναι από μερικές δεκάδες μέτρα έως και μερικές εκατοντάδες μέτρα. Ο λόγος που επιλέχθηκε η συγκεκριμένη περιοχή για ανάλυση είναι το παρόμοιο μέγεθος των μετρούμενων παραμέτρων και η περιορισμένη χωρική τους εξάπλωση που επιτρέπει την καλύτερη σύγκριση των αποτελεσμάτων. Στο διάγραμμα του σχήματος 4.33 προβάλλονται στον άξονα των τετμημένων το πλάτος της κάθε ζώνης και στον άξονα των τεταγμένων το μήκος. Η εξίσωση ευθείας της παλινδρόμησης που περιγράφει τη σχέση μεταξύ των παραμέτρων είναι: OL = 1.86OS Η τιμή του συντελεστή συσχέτισης που υπολογίσθηκε είναι 0.89 (Σχήμα 4.33), υποδεικνύοντας πολύ καλή συσχέτιση μεταξύ του πλάτους και του μήκους των ζωνών επικάλυψης που αναπτύσσονται στην περιοχή Καλλιθέας-Ασωπίας (Tsodoulos and Koukouvelas, 2005). Στο σχήμα 4.34, προβάλλονται τα δεδομένα του σχήματος 4.33 σε σύγκριση με στοιχεία από διάφορους μελετητές που έχουν δημοσιευτεί (Peacock and Sanderson, 1994; Childs et al., 1995; Huggins et al., 1995; Acocella et al., 2000; Soliva and Benedicto, 2004). Σχήμα 4.33: Διάγραμμα προβολής του μήκους (ΟL) προς το πλάτος (OS) της ζώνης επικάλυψης. Στο διάγραμμα επίσης δίνονται η βέλτιστη καμπύλη (κόκκινη γραμμή) και η αντίστοιχη εξίσωση, οι καμπύλες (γκρι χρώμα) επιπέδου εμπιστοσύνης 95% της ευθείας παλινδρόμησης και οι καμπύλες (μαύρο χρώμα) επιπέδου εμπιστοσύνης 95% των τιμών. 164

176 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Figure 4.33: Diagram showing overlap (OL) versus overstep (OS). In the diagram are also represented the best fit curve (red line) and the corresponding equation, the 95% confidence curves (grey lines) around regression and the 95% confidence curves (black lines) for individual observations. Σχήμα 4.34: Λογαριθμικό διάγραμμα στο οποίο προβάλλονται τα στοιχεία του σχήματος 4.33 (κόκκινοι κύκλοι), μαζί με άλλα δημοσιευμένα δεδομένα που καλύπτουν ένα μεγάλο εύρος από κλίμακες. Figure 4.34: The same data of Fig (red circles) on a bi-logarithmic graph, also including other published datasets over a large scale-range. Από τη στατιστική ανάλυση των τιμών του λόγου μήκους προς πλάτος (OL/OS) επικάλυψης για κάθε ζώνη, υπολογίσθηκε η μέση τιμή που είναι ~3.06 (Σχήμα 4.35και Πνακας 4.1). Τα στατιστικά στοιχεία της ανάλυσης δίνονται στον πίνακα 4.1. Η κατανομή των τιμών του λόγου OL/OS παρουσιάζει θετική ασυμμετρία (γ > 0) με συντελεστή ασυμμετρίας γ 3.0 (Πίνακας 4.1). Η καμπύλη συχνοτήτων του σχήματος 4.Χ είναι λεπτόκυρτη (α > 3), έχει σχετικά μεγάλη μέγιστη συχνότητα και επομένως, μεγάλη συγκέντρωση τιμών γύρω από το μέσο. Η τιμή του συντελεστή κυρτότητας είναι α 12.8 (Πίνακας 4.1). H συγκέντρωση των τιμών γύρω από τη μέση τιμή, υποδεικνύει ότι, οι ζώνες επικάλυψης στην περιοχή Καλλιθέας-Ασωπίας, έχουν καθορισμένα προτιμώμενα γεωμετρικά χαρακτηριστικά. 165

177 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.35: Ιστόγραμμα συχνοτήτων και καμπύλη συχνοτήτων του λόγου (OL/OS) μήκος ζώνης επικάλυψης (ΟL) προς πλάτος ζώνης επικάλυψης (ΟS). Figure 4.35: Histogram illustrating the aspect ratio (OL/OS) distribution of the overlapping zones. Πίνακας 4.1: Κύριες στατιστικές παράμετροι της κατανομής του λόγου OL/OS. Table 4.1: Main statistic parameters of the aspect ratio OL/OS. Αριθμός μετρήσεων N Ελάχιστη τιμή Μέγιστη τιμή Μέση τιμή Ασυμμετρία (γ) Κύρτωση (α) Τυπικό σφάλμα Τυπικό σφάλμα Αφού μετρήθηκαν οι βασικές παράμετροι των ζωνών επικάλυψης (μήκος (OL) και πλάτος (OL)), κατασκευάσθηκαν λογαριθμικά διαγράμματα αθροιστικής συχνότητας μήκους και πλάτους, αντίστοιχα (Σχήμα 4.36) Η κατασκευή των παραπάνω διαγραμμάτων μας επιτρέπει να διερευνήσουμε εάν οι ζώνες επικάλυψης της περιοχής Καλλιθέας-Ασωπίας εμφανίζουν κλασματικές ιδιότητες. Στο σχήμα 4.36Α τα μήκη των ζωνών επικάλυψης παριστάνονται γραφικά σαν ευθεία γραμμή στο λογαριθμικό διάγραμμα μήκους-αθροιστικής συχνότητας. Η γραμμική αυτή διασπορά των τιμών στο λογαριθμικό διάγραμμα υποδηλώνει εκθετική σχέση με κλασματική διάσταση D = 166

178 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ Η απόκλιση από την ευθεία των τιμών στο κατώτερο τμήμα (~ 70 m) της κατανομής και στο ανώτερο τμήμα (~1000 m) οφείλεται στο φαινόμενο της αποκοπής το οποίο συνδέεται πιθανότητα με μη ολοκληρωμένη δειγματοληψία (Jackson and Sanderson, 1992; Koukouvelas et al., 1999). Στο σχήμα 4.36Β τα πλάτη των ζωνών επικάλυψης παριστάνονται γραφικά σαν ευθεία γραμμή στο λογαριθμικό διάγραμμα μήκους-αθροιστικής συχνότητας. Η γραμμική αυτή διασπορά των τιμών στο λογαριθμικό διάγραμμα υποδηλώνει εκθετική σχέση με κλασματική διάσταση D = Η απόκλιση από την ευθεία των τιμών στο κατώτερο τμήμα (~ 20 m) της κατανομής και στο ανώτερο τμήμα (~800 m) οφείλεται στο φαινόμενο της αποκοπής που αναφέρθηκε και παραπάνω. Από τα παραπάνω συμπεραίνεται ότι τα χαρακτηριστικά των ζωνών επικάλυψης στην περιοχή Καλλιθέα-Ασωπία εμφανίζουν κλασματικές ιδιότητες, επομένως και οι ζώνες επικάλυψης έχουν κλασματικές ιδιότητες για τουλάχιστον δύο τάξεις μεγέθους. Επίσης, η απόσταση κατά την οποία τα ρήγματα αρχίζουν να αλληλεπιδρούν, όπως καταδεικνύεται από τα πλάτη των ζωνών επικάλυψης στην συγκεκριμένη περιοχή, εμφανίζει εκθετική κλασματική σχέση. Σχήμα 4.36: Λογαριθμικά διαγράμματα αθροιστικής συχνότητας Α) Μήκους ζώνης επικάλυψης και Β) Πλάτους ζώνης επικάλυψης. Οι κατανομές εμφανίζουν εκθετική σχέση και ο συντελεστής κλασματικής διάστασης (D) είναι 0.85 και 0.87, αντίστοιχα. Figure 4.36: Log-log cumulative frequency plots of A) relay zone overlap length and B) relay zone overstep zone. They show a power-law distribution with a power-law exponent of 0.85 and 0.87, respectively. Για την ανάλυση της εξέλιξης και της σύνδεσης των ρηξιγενών τμημάτων, διακρίθηκαν τρεις γεωμετρικοί τύποι ζωνών επικάλυψης σύμφωνα με το μοντέλο που προτείνεται από τους Soliva και Benedicto (2004), οι οποίοι αναλύθηκαν παραπάνω. 167

179 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Χαρακτηριστικά παραδείγματα από κάθε κατηγορία επιλέχθηκαν και παρουσιάζονται στα σχήματα , συνοδευόμενα από (α) προφίλ μετατόπισης, (β) προφίλ διαχωρισμού, και (γ) ερμηνευτικούς χάρτες. Τα προφίλ διαχωρισμού αντιστοιχούν στην απόσταση μεταξύ των ρηγμάτων (κάθετα στο ίχνος τους επί του χάρτη) παράλληλα στο πλάτος της ζώνης επικάλυψης. Μέσα από τα παραδείγματα αυτά παρουσιάζονται τα στάδια εξέλιξης των ζωνών επικάλυψης στην περιοχή μελέτης, καθώς και η διαδικασία της εξέλιξης και ανάπτυξης των ρηγμάτων, διαμέσου της αλληλεπίδρασης γειτονικών ρηξιγενών τμημάτων. Σαν σημείο αναφοράς για την σύγκριση των διαγραμμάτων μετατόπισης των κατατμημένων ρηξιγενών τμημάτων, μετρήθηκε και αναλύθηκε η κατανομή της μετατόπισης στη βάση δύο μεμονωμένων ρηγμάτων (ρήγματα F1 και F2 στο Σχήμα 4.37). Μεμονωμένα ρήγματα θεωρούνται τα ρήγματα τα οποία δεν έχουν κάποιο ποσοστό επικάλυψης και δεν παρουσιάζουν στοιχεία αλληλεπίδρασης ή κάποιο είδος μηχανικής σύνδεσης (Bürgmann et al., 1994) με παρακείμενα ρήγματα, ενώ το διάγραμμα μετατόπισης τους σχηματίζει μια σχεδόν συμμετρική καμπύλη (Gupta and Scholz, 2000). Τα μεμονωμένα ρήγματα σε γενικές γραμμές παρουσιάζουν μέγιστη μετατόπιση (Dmax) κοντά στο κέντρο του ρηξιγενούς πρανούς, ενώ ελαττώνεται σταδιακά προς τα όρια του ρήγματος. Τα κανονικά ρήγματα F1 και F2 του σχήματος 4.37 αναπτύσσονται μέσα σε Πλειοκαινικής ηλικίας ιζήματα και παρουσιάζουν τη μέγιστη μετατόπιση (Dmax) κοντά στο κέντρο του ρηξιγενούς επιπέδου τους (Σχήμα 4.37Β), με r1 r2 και στα δύο ρήγματα. Όπου r, η ακτινική απόσταση ενός ρήγματος και υπολογίζεται ως η απόσταση από το σημείο όπου συναντάμε τη μέγιστη μετατόπιση επί του ρηξιγενούς πρανούς έως το άκρο του ρήγματος (Walsh και Watterson, 1988). Τα δύο ρήγματα δεν αλληλεπιδρούν μεταξύ τους, όπως φαίνεται και από το προφίλ διαχωρισμού (Σχήμα 4.37Γ) το οποίο δείχνει ήπια κλίση του αναγλύφου. 168

180 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.37: Παράδειγμα μεμονωμένων ρηγμάτων (F1 και F2) στην περιοχή Καλλιθέας-Ασωπίας. Α) Γεωλογικός χάρτης, Β) διαγράμματα μετατόπισης των δύο ρηγμάτων, και Γ) διάγραμμα διαχωρισμού (απόσταση μεταξύ των ρηγμάτων κάθετα στο ίχνος τους). Dmax: μέγιστη μετατόπιση κατά μήκος του ρηξιγενούς πρανούς και r1, r2 απόσταση από το σημείο μέγιστης μετατόπισης προς τα δύο άκρα του ρήγματος, αντίστοιχα. Figure 4.37: Examples of isolated normal faults from the Kallithea-Asopia area. A) Geological map, B) displacement profiles of each fault, Γ) associated separation profile (distance between faults normal to their trace). Dmax: location of maximum displacement along fault scarp and r1, r2 distance from fault tips to place of maximum displacement, respectively. Τα κανονικά ρήγματα F3 και F4 σχηματίζουν μια ζώνη επικάλυψης με μήκος ~0.3 km και πλάτος ~0.27 km (Σχήμα 4.38). Η κατανομή της μετατόπισης στα προφίλ των δύο ρηγμάτων διαφέρει από αυτή των προφίλ για μεμονωμένα ρήγματα που αναλύθηκαν παραπάνω. Πιο συγκεκριμένα, το προφίλ μετατόπισης του ρήγματος F3 παρουσιάζεται σαν ασύμμετρη καμπύλη με το μέγιστο της μετατόπισης (Dmax) να εντοπίζεται κοντά στο ΝΑ τμήμα του ρήγματος όπου r1>r2 (Σχήμα 4.38Β). Αντίστοιχα, το προφίλ μετατόπισης του ρήγματος F4 παρουσιάζεται σαν ασύμμετρη καμπύλη με το μέγιστο της μετατόπισης (Dmax) να εντοπίζεται στο ΒΔ τμήμα του ρήγματος όπου r1<r2 (Σχήμα 4.38Β). Η κλίση της καμπύλης μετατόπισης, των δύο ρηγμάτων, είναι μεγαλύτερη στην περιοχή επικάλυψης (Σχήμα 4.38Β). 169

181 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.38: Παράδειγμα επικαλυπτόμενων ρηγμάτων (F3 και F4) στην περιοχή Καλλιθέας-Ασωπίας. Α) Γεωλογικός χάρτης, Β) διαγράμματα μετατόπισης των δύο ρηγμάτων, και Γ) διάγραμμα διαχωρισμού (απόσταση μεταξύ των ρηγμάτων κάθετα στο ίχνος τους). Dmax: μέγιστη μετατόπιση κατά μήκος του ρηξιγενούς πρανούς και r1, r2 απόσταση από το σημείο μέγιστης μετατόπισης προς τα δύο άκρα του ρήγματος, αντίστοιχα. Figure 4.38: Examples of overlapping normal faults (F3 and F4) from the Kallithea-Asopia area. A) Geological map, B) displacement profiles of each fault, Γ) associated separation profile (distance between faults normal to their trace). Dmax: location of maximum displacement along fault scarp and r1, r2 distance from fault tips to place of maximum displacement, respectively. 170

182 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Σύμφωνα με τους Muroaka and Kamata (1983), Walsh and Watterson, (1990), Peacock and Sanderson (1991), Childs et al. (1995) η έντονη κλίση της καμπύλης μετατόπισης στα όρια της ζώνης επικάλυψης καταδεικνύει την μεταβίβαση της παραμόρφωσης κατά μήκος της ζώνης. Η ασυμμετρία αυτή των προφίλ μετατόπισης των δύο ρηγμάτων σε συνδυασμό με τη απότομη κλίση της καμπύλης μετατόπισης στη ζώνη επικάλυψης, αποτελούν αξιόπιστες ενδείξεις της αλληλεπίδρασης μεταξύ των δύο ρηγμάτων (Huggins et al., 1995). Το παραπάνω επιβεβαιώνεται και από τη μεταβολή της κλίσης στη ράμπα, που σχηματίζεται μεταξύ των δύο ρηγμάτων, όπως αυτή φαίνεται στο διάγραμμα διαχωρισμού του σχήματος 4.38Γ. Στο σχήμα 4.38Β γίνεται σύγκριση της μετατόπισης όπως αυτή κατανέμεται κατά μήκος των δύο ρηγμάτων σε σχέση με το υποθετικό προφίλ μετατόπισης ενός ενιαίου ρήγματος με το ίδιο συνολικό μήκος (όπως προέκυψε από την ανάλυση μεμονωμένων ρηγμάτων στην περιοχή μελέτης). Τα προφίλ μετατόπισης των ρηγμάτων, στη ζώνη επικάλυψης, μπορούν να θεωρηθούν συμπληρωματικά και όταν αθροιστούν οι επιμέρους μετατοπίσεις των δύο ρηγμάτων προκύπτει το αθροιστικό προφίλ μετατόπισης (μαύρου χρώματος διακεκομμένη γραμμή στο σχήμα 4.38Β), το οποίο μπορεί να θεωρηθεί ότι τείνει να προσεγγίσει τη μορφή του προφίλ ενός ενιαίου συνεχόμενου ρηξιγενούς τμήματος (Muroaka and Kamata, 1983; Walsh and Watterson, 1989; 1990; Dawers et al., 1993; Scholz et al., 1993). Το αθροιστικό προφίλ μετατόπισης του σχήματος 4.38Β (μαύρου χρώματος διακεκομμένη γραμμή) εμφανίζει ασύμμετρη μορφή, χαρακτηριστική των ζωνών επικάλυψης (Soliva and Benedicto, 2004). Πιο αναλυτικά, το αθροιστικό προφίλ μετατόπισης εμφανίζει τοπικό μέγιστο μεταξύ των ελαχίστων τιμών που παρατηρούνται στα όρια των δύο ρηγμάτων. Η εμφάνιση μέγιστων τιμών στο αθροιστικό προφίλ μετατόπισης, αντικατοπτρίζει την μη γραμμική μορφή της καμπύλης μετατόπισης που παρατηρείτε σε κάθε ρηξιγενές τμήμα. Τα ρήγματα F5 και F6 του σχήματος 4.39 επικαλύπτονται σχηματίζοντας μια ζώνη επικάλυψης μήκους ~0.3 km και πλάτους ~0.2 km. Η ζώνη επικάλυψης μεταξύ των δύο αυτών ρηγμάτων χαρακτηρίζεται σαν πλήρως συνδεδεμένη καθώς έχει γίνει η φυσική σύνδεση μεταξύ δύο επικαλυπτόμενων ρηγμάτων η οποία εκδηλώνεται μέσω ενός καλά ανεπτυγμένου ρήγματος σύνδεσης (Σχήμα 4.39Γ). Τα προφίλ μετατόπισης των δύο ρηγμάτων είναι σχεδόν συμμετρικά με το σημείο μέγιστης μετατόπισης να είναι κοντά στο κέντρο κάθε ρήγματος (r1 r2). Στο σχήμα 4.39Β γίνεται σύγκριση της μετατόπισης όπως αυτή κατανέμεται κατά μήκος των δύο ρηγμάτων σε σχέση με το 171

183 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 υποθετικό προφίλ μετατόπισης ενός ενιαίου ρήγματος με το ίδιο συνολικό μήκος (όπως προέκυψε από την ανάλυση μεμονωμένων ρηγμάτων στην περιοχή μελέτης), τα οποία σε γενικές γραμμές συμφωνούν. Η σύγκριση των διαγραμμάτων μετατόπισης που δίνονται στα σχήματα 4.38 και 4.39 (για τα ρήγματα F5 και F6), υποδηλώνει ότι κατά τη διάρκεια που πραγματοποιείται η πλήρης σύνδεση μεταξύ των ρηγμάτων, η μετατόπιση συγκεντρώνεται και ανακατανέμεται κατά μήκος όλης της ρηξιγενής επιφάνειας, έτσι ώστε το προφίλ μετατόπισης εξελίσσεται βαθμιαία προς το προφίλ του ενιαίου ρήγματος. Το αθροιστικό προφίλ μετατόπισης της ζώνης σύνδεσης είναι μια ομαλή συνεχόμενη καμπύλη που ταυτίζεται με τη μορφή που έχει το προφίλ μετατόπισης στη ζώνη επικάλυψης. Στο ανατολικό τμήμα του ρήγματος F6 διακρίνεται σε προχωρημένο εξελικτικό στάδιο η σύνδεση μεταξύ δύο επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων, που πραγματοποιήθηκε με την κάμψη και την ταυτόχρονη μεταβολή του προσανατολισμού του ενός εκ των δύο ρηξιγενών τμημάτων. Σχήμα 4.39: Παράδειγμα επικαλυπτόμενων ρηγμάτων (F5, F6 και F7) στην περιοχή Καλλιθέας-Ασωπίας. Α) Γεωλογικός χάρτης, Β) διαγράμματα μετατόπισης των δύο ρηγμάτων, και Γ) διάγραμμα διαχωρισμού (απόσταση μεταξύ των ρηγμάτων κάθετα στο ίχνος τους). Dmax: μέγιστη μετατόπιση κατά μήκος του 172

184 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 ρηξιγενούς πρανούς και r1, r2 απόσταση από το σημείο μέγιστης μετατόπισης προς τα δύο άκρα του ρήγματος, αντίστοιχα. Figure 4.39: Examples of overlapping normal faults (F5, F6 and F7) from the Kallithea-Asopia area. A) Geological map, B) displacement profiles of each fault, Γ) associated separation profile (distance between faults normal to their trace). Dmax: location of maximum displacement along fault scarp and r1, r2 distance from fault tips to place of maximum displacement, respectively. Μεταξύ των ρηγμάτων F6 και F7, σχηματίζεται μια ζώνη επικάλυψης μήκους ~0.2 km και πλάτους ~0.1 km. Η ζώνη επικάλυψης χαρακτηρίζεται σαν συνδεδεμένη και τα δύο ρήγματα συνδέονται μηχανικά μεταξύ τους. Η πλήρης σύνδεση πιθανότατα να πραγματοποιηθεί με την κάμψη του ρήγματος F6 και τη μεταβολή της διεύθυνσης προσανατολισμού του, όπως φαίνεται και στο σχήμα Το προφίλ μετατόπισης του ρήγματος F7 παρουσιάζει ασυμμετρία, με το σημείο όπου η μετατόπιση επί του ρηξιγενούς πρανούς είναι μέγιστη (Dmax) να εντοπίζεται στο δυτικό τμήμα του ρήγματος όπου r1<r2 (Σχήμα 4.39Β). Η απότομη κλίση της καμπύλης μετατόπισης στη ζώνη επικάλυψης και η μεταβολή της κλίσης στη ράμπα, που σχηματίζεται μεταξύ των δύο ρηγμάτων, όπως αυτή φαίνεται στο διάγραμμα διαχωρισμού του σχήματος 4.39Γ, αποτελούν ενδείξεις της αλληλεπίδρασης μεταξύ των δύο ρηγμάτων. Επιπλέον, το αθροιστικό προφίλ μετατόπισης του σχήματος 4.39Β (μαύρου χρώματος διακεκομμένη γραμμή) εμφανίζει ασύμμετρη μορφή. 4.5 Εκτίμηση σεισμικής επικινδυνότητας Η εκτίμηση της σεισμικής επικινδυνότητας στην περιοχή μελέτης βασίστηκε στην εκτίμηση του μέγιστου θεωρητικά αναμενόμενου μεγέθους ενός μελλοντικού σεισμικού γεγονότος για κάθε μια από τις ρηξιγενείς ζώνες, που αναλύθηκαν, αλλά και μεμονωμένα για κάθε ένα από τα επιμέρους ρήγματα που τις αποτελούν. Επιπλέον, υπολογίσθηκε η περίοδος επανάληψης, το χρονικό διάστημα που μεσολαβεί ανάμεσα σε δύο διαδοχικούς σεισμούς, που μαζί με τον προσδιορισμό του ρυθμού ολίσθησης, που έγινε σε προηγούμενες παραγράφους, αποτελούν δύο παραμέτρους μεγάλης σπουδαιότητας για την κατασκευή μεγάλων τεχνικών έργων αλλά και για τη σχεδίαση της αντισεισμικής πολιτικής μιας περιοχής ή μιας χώρας. Για την εκτίμηση του μέγιστου θεωρητικά αναμενόμενου μεγέθους ενός μελλοντικού σεισμικού γεγονότος χρησιμοποιήθηκαν ημι-εμπειρικές σχέσεις οι οποίες συνδέουν το 173

185 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 μέγεθος ενός σεισμού με διάφορες παραμέτρους (π.χ. μήκος και πλάτος διάρρηξης, μέγιστη και μέση μετατόπιση, εμβαδόν επιφάνειας διάρρηξης) της σεισμικής εστίας. Από τις ημι-εμπειρικές σχέσεις οι πιο συχνά χρησιμοποιούμενες είναι αυτές που συνδέουν τις διάφορες παραμέτρους μιας σεισμικής εστίας με το επιφανειακό μέγεθος (Μs) ενός σεισμικού γεγονότος, καθώς το μέγεθος αυτό αποτελεί το πιο συχνά χρησιμοποιούμενο στις σεισμολογικές μελέτες (Παυλίδης, 2003). Τέτοιου είδους εμπειρικές σχέσεις, οι οποίες αφορούν σεισμικά γεγονότα που έλαβαν χώρα σε παγκόσμια κλίμακα, έχουν διατυπωθεί κατά καιρούς από πολλούς συγγραφείς και ερευνητές (π.χ. Nikonov, 1975; Slemmons, 1982; Bonilla et al., 1984; Kiratzi et al., 1985; Kanamori and Allen, 1986; Papazachos and Papazachou, 1989; Wells and Coppersmith, 1994; Ambraseys and Jackson, 1998; Pavlides et al., 2000; Pavlides and Caputo, 2004). Οι εμπειρικές σχέσεις που επιλέχθηκαν να χρησιμοποιηθούν, συνδέουν το μεγέθους του σεισμού με το μήκος του ρήγματος και θεωρείται ότι ανταποκρίνονται καλύτερα στα γεωλογικά και σεισμοτεκτονικά δεδομένα της περιοχής, καθώς έχουν προκύψει από δεδομένα του ευρύτερου Αιγιακού χώρου και της Ανατολικής Μεσογείου. Τα σεισμικά μήκη διαρρήξεων και ειδικά οι μέγιστες μετατοπίσεις στην περιοχή του Αιγαίου έχουν συστηματικά μικρότερες τιμές από αυτές που περιγράφονται παγκοσμίως, ενώ είναι παρόμοιες με αυτές της Ανατολικής Μεσογείου-Μέσης Ανατολής (Wells and Coppersmith, 1994; Ambraseys and Jackson, 1998). Οι εμπειρικές σχέσεις που χρησιμοποιήθηκαν είναι: 1) Ms = 0.90log(SRL) : Pavlides and Caputo (2004) 2) Ms = 1.14logL : Ambraseys and Jackson (1998) 3) Mw = 1.32log(SRL) : Wells and Coppersmith (1994) Όπου Ms και Mw είναι το επιφανειακό μέγεθος και το μέγεθος της σεισμικής ροπής, αντίστοιχα, ενώ SRL και L είναι το επιφανειακό μήκος της σεισμικής διάρρηξης και το επιφανειακό μήκος του ρήγματος, αντίστοιχα. Στις παραπάνω σχέσεις, για τις ανάγκες της μελέτης, αυτής θεωρούμε σαν εξαρτημένη μεταβλητή το επιφανειακό μέγεθος του σεισμού (Μs) και σαν ανεξάρτητη μεταβλητή το επιφανειακό μήκος του ρήγματος (L). Τα αποτελέσματα που προέκυψαν για τις τέσσερις ρηξιγενής ζώνες και για τα επιμέρους ρήγματα που τις αποτελούν δίνονται στον Πίνακα

186 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Πίνακας 4.2: Θεωρητικά αναμενόμενες τιμές για μέγεθος σεισμού (Ms). Table 4.2: Theoretical expected values for magnitude (Ms). α/α Ρηξιγενής ζώνη Μήκος Pavlides and Caputo Ambraseys and Jackson Wells and Coppersmith (km) (2004) (1998) (1994) 1 Νεοχώρι-Λεοντάρι Ρήγμα Νεοχώρι Ρήγμα Λεοντάρι Λιβαδόστρας-Καπαρέλλι Ρήγμα Λιβαδόστρα Ρήγμα Καπαρέλλι (συνολικό) Βόρειο Ρ. Καπαρέλλι Νότιο Ρ. Καπαρέλλι Ερυθρές-Δάφνες Ρήγμα Ερυθρές Ρήγμα Δάφνες Καλλιθέα-Ασωπία Ρήγμα Καλλιθέα Ρήγμα Ασωπία Ρήγμα Κιρίκιον Ρήγμα Τανάγρα Από τον πίνακα 4.2 προκύπτει, ότι τα κύρια ρήγματα που συνθέτουν τις ρηξιγενείς ζώνες που αναπτύσσονται στην περιοχή μελέτης, μπορούν να δώσουν σεισμικά γεγονότα των οποίων το μέγεθος κυμαίνεται από ~6.07 έως ~6.54, όπως προκύπτει από την σχέση των Pavlides και Caputo (2004). Το μέγιστο θεωρητικά αναμενόμενο μέγεθος ενός μελλοντικού σεισμικού γεγονότος για τις ρηξιγενείς ζώνες, αν υποθέσουμε ότι η διάρρηξη γίνει σε όλο το μήκος της ζώνης σε ένα σεισμικό γεγονός, κυμαίνεται από ~6.61 έως ~6.77, όπως προκύπτει από την σχέση των Pavlides και Caputo (2004). Για την εκτίμηση της περιόδου επανάληψης χρησιμοποιήθηκε το ημι-εμπειρικό διάγραμμα (Σχήμα 4.40) που προτείνεται από τους Slemmons και Depolo (1986), το οποίο συσχετίζει την περίοδο επανάληψης, το ρυθμό ολίσθησης και το μέγεθος του σεισμού. O υπολογισμός της περιόδου επανάληψης πραγματοποιείται κατά προσέγγιση με βάση την προϋπόθεση ότι ο ρυθμός ολίσθησης του ρήγματος, το μέγεθος του σεισμού και η μετατόπιση ανά σεισμικό γεγονός είναι σταθερά. Ωστόσο, στην πραγματικότητα έχει παρατηρηθεί ο ρυθμός ολίσθησης και το χρονικό διάστημα που μεσολαβεί ανάμεσα σε δύο διαδοχικούς σεισμούς να διαφέρει σημαντικά μεταξύ διαφορετικών ρηξιγενών τμημάτων της ίδιας ρηξιγενής ζώνης (π.χ. Schwartz and Coopersmith, 1984). Παρ όλα αυτά, αν και ο υπολογισμός του μέσου ρυθμού ολίσθησης και της περιόδου επανάληψης υπόκεινται σε περιορισμούς, όσον αφορά την πρόβλεψη του μεγέθους και του χρόνου που θα εκδηλωθεί το επόμενο σεισμικό γεγονός, ωστόσο μπορούν να παρέχουν χρήσιμες κατευθυντήριες γραμμές στο 175

187 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 σχεδιασμό των χρήσεων γης, τον πολεοδομικό σχεδιασμό και σε θέματα σχεδιασμού των κατασκευών (Keller and Pinter, 2002). Σχήμα 4.40: Διάγραμμα συσχέτισης μεταξύ περιόδου επανάληψης, ρυθμού ολίσθησης και μεγέθους σεισμού. (Από Slemmons and Depolo, 1986). Figure 4.40: Relationships between recurrence interval, slip rate and earthquake magnitude. (From Slemmons and Depolo, 1986). Τα αποτελέσματα των υπολογισμών για τα κύρια ρήγματα που συνθέτουν τις τέσσερις ρηξιγενής ζώνες που συναντώνται στα όρια της περιοχής μελέτης δίνονται στον Πίνακα 4.3. Για τον υπολογισμό του ρυθμού επανάληψης χρησιμοποιήθηκε το μέγιστο θεωρητικά αναμενόμενο σεισμικό γεγονός όπως αυτό προέκυψε από τη σχέση που προτείνεται από τους Pavlides και Caputo (2004) (Πίνακας 4.2), καθώς θεωρείτε ότι εκφράζει καλύτερα τα σεισμοτεκτονικά δεδομένα της περιοχής. Ο ρυθμός ολίσθησης που χρησιμοποιήθηκε είναι αυτός που υπολογίσθηκε για κάθε ένα ρήγμα ξεχωριστά στις προηγούμενες παραγράφους. 176

188 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Από τον Πίνακα 4.3 προκύπτει, ότι τα κύρια ρήγματα που συνθέτουν τις ρηξιγενείς ζώνες που αναπτύσσονται στην περιοχή μελέτης, χαρακτηρίζονται από μέσο έως χαμηλό ρυθμό ολίσθησης και η περίοδος επανάληψης τους κυμαίνεται από 1100 έως έτη. Ωστόσο, εάν θεωρήσουμε ότι η δράση των ρηγμάτων ξεκινά κατά το Πλειστόκαινο, προκύπτει ότι τα ρήγματα χαρακτηρίζονται από μέσο ρυθμό ολίσθησης και περίοδο επανάληψης που κυμαίνεται από 1100 έως 2900 έτη. Η τιμή που προσδιορίζεται και στις δύο περιπτώσεις, αποτελεί μια ελάχιστη προσεγγιστική τιμή της περιόδου επανάληψης και είναι αντιπροσωπευτική μόνο για τα ανώτερα τμήματα των ρηγμάτων. Πίνακας 4.3: Ρυθμός ολίσθησης και περίοδος επανάληψης των κύριων κανονικών ρηγμάτων. Table 4.3: Slip rate and recurrence interval of the main normal faults. α/α Ρηξιγενής ζώνη Μήκος Ρυθμός ολίσθησης Περίοδος επανάληψης (km) (mm/yr) (years) 1 Νεοχώρι-Λεοντάρι 27 Ρήγμα Νεοχώρι Ρήγμα Λεοντάρι Λιβαδόστρας-Καπαρέλλι 21.5 Ρήγμα Λιβαδόστρα Ρήγμα Καπαρέλλι Βόρειο Ρ. Καπαρέλλι * Νότιο Ρ. Καπαρέλλι Ερυθρές-Δάφνες 25 Ρήγμα Ερυθρές Ρήγμα Δάφνες Καλλιθέα-Ασωπία 18 Ρήγμα Καλλιθέα Ρήγμα Ασωπία Ρήγμα Κιρίκιον Ρήγμα Τανάγρα * Η τιμή του ρυθμού ολίσθησης για το Βόρειο Ρήγμα Καπαρελλίου είναι αυτή που προέκυψε από γεωλογικά δεδομένα, στο Κεφάλαιο 6 δίνεται η τιμή του ρυθμού ολίσθησης όπως προέκυψε από παλαιοσεισμολογικά δεδομένα. 4.6 Σχέση μέγιστης μετατόπισης μήκους ρήγματος Ενδιαφέρον παρουσιάζει η σχέση που συνδέει τη μετατόπιση (D) του ρήγματος με το μήκος (L ) του επιφανειακού ίχνους, για την κατανόηση του τρόπου με τον οποίο αναπτύσσονται τα ρήγματα και των κλασματικών ιδιοτήτων της μετατόπισης του ρήγματος σε σχέση με το μήκος (Menard, 1962; Walsh and Watterson, 1988; Cowie and Scholz, 1992a; Dawers et al., 1993; Walsh et al., 2002). Η γενική μαθηματική σχέση που συνδέει τη μέγιστη μετατόπιση επί του ρηξιγενούς πρανούς (dmax) και το μέγιστο επιφανειακό μήκος του ρήγματος παίρνει τη μορφή: d max = cl n, 177

189 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 όπου d max η μέγιστη μετατόπιση, c σταθερά που εξαρτάται από τις ιδιότητες του πετρώματος και τον τύπο του ρήγματος, L το μήκος του ρήγματος, και n εκθέτης. Το εύρος των τιμών του εκθέτη, n, κυμαίνεται από 0.5 έως 2.0 (n = 2.0, Watterson, 1986; Walsh and Watterson, 1988; n =1.5, Marret and Allmendiger, 1991; Gillespie et al., 1992; n = 1, Cowie and Scholz, 1992a,b; Dawers et al., 1993; Scholz et al., 1993; Clark and Cox, 1996; Schlische et al., 1996; n = 0.5, Fossen and Hesthammer, 1997). Η τιμή που παίρνει ο εκθέτης, n, είναι σημαντική διότι για n = 1 υποδεικνύεται μια γραμμική εκθετική σχέση, και τιμές του n 1 μια εξαρτώμενη από την κλίμακα παρατήρησης γεωμετρία. Η τιμή της σταθεράς c αποτελεί μια έκφραση της μετατόπισης του ρήγματος για μοναδιαίο μήκος. Για γραμμική εκθετική σχέση (όπου n = 1), η σταθερά c είναι ο λόγος dmax/l. Η αναγνώριση της σχέσης μεταξύ της μετατόπιση του ρήγματος με το μήκος, οδήγησε στο να προταθούν μια σειρά από μοντέλα, τα οποία προσπαθούν να ερμηνεύσουν τον τρόπο που αναπτύσσονται τα ρηξιγενή τμήματα. Τα δύο πιο διαδεδομένα μοντέλα παρουσιάζονται στην αρχή του κεφαλαίου (Σχήμα 4.5). Οι τιμές του λόγου μεταξύ της μέγιστης μετατόπισης (dmax) και του επιφανειακού μήκους (L) του ρήγματος, μπορεί να μεταβάλλονται κατά τη διάρκεια της εξέλιξης ενός ρήγματος (Kim and Sanderson, 2005). Στο σχήμα 4.41 απεικονίζονται οι τιμές του λόγου dmax/l σε σχέση με τα στάδια εξέλιξης των ρηγμάτων. Η σχέση μέγιστη μετατόπιση-μήκος ρήγματος εξελίσσεται βαθμιαία, ξεκινώντας από μεμονωμένα ρήγματα, στάδιο 1, καταλήγοντας σε ρήγματα που αλληλεπιδρούν, στάδιο 3. Το ενδιάμεσο στάδιο (στάδιο 2) της εξέλιξης μπορεί να πραγματοποιηθεί μέσω δύο εναλλακτικών τρόπων, οι οποίοι περιγράφηκαν στην παράγραφο 4.2. Στη περίπτωση που τα επιμέρους ρηξιγενή τμήματα αναπτύσσονται χωρίς σύνδεση, όπου η μετατόπιση αυξάνεται εις βάρος της πλευρικής ανάπτυξης και κατ επέκταση του μήκους, ο λόγος dmax/l έχει υψηλές τιμές (Willemse et al., 1996). Στη περίπτωση της σύνδεσης των επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων, κατά τα αρχικά στάδια, παρατηρείται κυρίως αύξηση του μήκους εις βάρος της μετατόπισης, οδηγώντας σε χαμηλές τιμές του λόγου dmax/l. Κατά το τελικό στάδιο 3, τα συνδεδεμένα πλέον ρήγματα συσσωρεύουν μετατόπιση, οδηγώντας επίσης σε υψηλές τιμές του λόγου dmax/l. Ωστόσο, οι υψηλότερες τιμές του λόγου dmax/l αναφέρονται σε πλήρως συνδεδεμένα ρήγματα (στάδιο 3). 178

190 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.41: Διάγραμμα στο οποίο προβάλλεται η μεταβολή του λόγου dmax/l κατά τα διάφορα στάδια εξέλιξης των ρηγμάτων όπως αυτά δίνονται στο σχήμα 4.5. (Τροποποιημένο από Kim and Sanderson, 2005). Figure 4.41: dmax/l plot for the schematic growth of normal faults during segment interaction and linkage as shown in Fig (Modified from Kim and Sanderson, 2005). Πίνακας 4.4: Μέγιστη μετατόπιση (dmax) επιφανειακό μήκος (L) των κύριων κανονικών ρηγμάτων. Table 4.4: Maximum displacement (dmax) and length (L) of the main normal faults. α/α Ρηξιγενής ζώνη Μήκος (km) Μέγιστη μετατόπιση Επί του ρηξιγενούς Πρανούς Dmax (m) Dmax/L 1 Νεοχώρι-Λεοντάρι 27 Ρήγμα Νεοχώρι Ρήγμα Λεοντάρι Λιβαδόστρας-Καπαρέλλι 21.5 Ρήγμα Λιβαδόστρα Ρήγμα Καπαρέλλι Βόρειο Ρ. Καπαρέλλι Νότιο Ρ. Καπαρέλλι Ερυθρές-Δάφνες 25 Ρήγμα Ερυθρές Ρήγμα Δάφνες Καλλιθέα-Ασωπία 18 Ρήγμα Καλλιθέα Ρήγμα Ασωπία Ρήγμα Κιρίκιον Ρήγμα Τανάγρα Για τα κύρια ρήγματα, που συνθέτουν τις ρηξιγενής ζώνες τις περιοχής μελέτης, υπολογίσθηκαν οι τιμές του λόγου dmax/l (Πίνακας 4.4). Από τον Πίνακα

191 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 προκύπτει, ότι οι τιμές του λόγου dmax/l κυμαίνονται από 0.01 έως Η μέση τιμή του λόγου dmax/l, είναι Σχήμα 4.42: Διάγραμμα προβολής της μέγιστης μετατόπισης (dmax) προς το μήκος του ρήγματος για κανονικά ρήγματα.(τροποποιημένο από Kim and Sanderson, 2005). Figure 4.42: Plots of maximum displacement (dmax) against fault length for normal faults. (Modified from Kim and Sanderson, 2005). Στο διάγραμμα του σχήματος 4.42 προβάλλονται οι τιμές της μέγιστης μετατόπισης (dmax) και του επιφανειακού μήκους (L), για τα κύρια ρήγματα που εξετάστηκαν στην περιοχή μελέτης. Στο ίδιο διάγραμμα προβάλλονται συγκριτικά, οι αντίστοιχες τιμές του λόγου dmax/l, όπως αυτές προέκυψαν από τη μελέτη κανονικών ρηγμάτων στη διεθνή βιβλιογραφία. Ο συνδυασμός των δεδομένων στο διάγραμμα του σχήματος 4.42 καταδεικνύει ότι μια σχεδόν γραμμική σχέση για το λόγο d/l διατηρείτε για 180

192 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 τουλάχιστον ~8 τάξεις μεγέθους, με μέση τιμή του λόγου d/l 0.03 και για ένα εύρος από ~ (Schlische et al., 1996). Ο συνδυασμός δεδομένων που προέρχονται από ρήγματα τα οποία βρίσκονται σε διαφορετικό, μεταξύ τους, στάδιο εξέλιξης, πιθανών να οδηγεί στη διασπορά των τιμών του λόγου που παρατηρείται όταν προβάλλονται σε διαγράμματα dmax/l (Kim and Sanderson, 2005). Η προβολή των προαναφερόμενων τιμών συμβάλλει στην κατανόηση των εξελικτικών σταδίων των ρηγμάτων της περιοχής μελέτης. Παρατηρείται ότι τα υπό μελέτη ρήγματα καλύπτουν περιοχές του μοντέλου που αντιστοιχούν στα στάδια 2 και 3. Οι υψηλότερες τιμές για τον λόγο dmax/l υπολογίστηκαν για τα ρήγματα Ερυθρές, Νεοχώρι και Λιβαδόστρα, για τα οποία εκτιμάται ότι βρίσκονται σε πλήρη ανάπτυξη. Ενδιάμεσες τιμές παρουσιάζει το ρήγμα Δάφνες, το οποίο εκτιμάται ότι μεταβαίνει από το στάδιο αλληλεπίδρασης με σύνδεση στο στάδιο προχωρημένης ανάπτυξης. Χαμηλότερες τιμές παρουσιάζουν τα ρήγματα Καπαρέλλι, Λεοντάρι, Τανάγρα, Κιρίκιον, Ασωπία και Καλλιθέα, για τα οποία εκτιμάται ότι βρίσκονται σε στάδιο αλληλεπίδρασης και σύνδεσης. Επιπλέον, μετρήθηκε η μέγιστη μετατόπιση και το μέγιστο επιφανειακό μήκος για τα επιμέρους ρηξιγενή τμήματα που συνθέτουν τα κύρια ρήγματα που μελετήθηκαν και προβάλλονται στο διάγραμμα του σχήματος Επιλέχθηκαν επιμέρους ρήγματα με σαφή έκφραση επί των τοπογραφικών προφίλ, των οποίων τα όρια μπορούσαν να διακριθούν και να χαρτογραφηθούν με ακρίβεια. Αναλύθηκαν συνολικά 33 επιμέρους ρηξιγενή τμήματα με επιφανειακό μήκος που κυμαίνεται από ~1000 έως ~12000 m και η μέγιστη μετατόπιση τους από ~25 έως ~1100 m. Η γραμμή τάσης γραμμικού τύπου (n = 1) για τα επιμέρους ρηξιγενή τμήματα της περιοχής μελέτης έχει κλίση (λόγος dmax/l) 0.07, με συντελεστή συσχέτισης (R 2 ) Ο συντελεστής συσχέτισης για τη γραμμή τάσης εκθετικού τύπου είναι 0.73 και η εκθετική καμπύλη έχει κλίση Η εξίσωση της εκθετικής καμπύλης έχει εκθέτη n = Τα δεδομένα καταδεικνύουν γραμμική σχέση μεταξύ της μετατόπισης και του μήκους, ως εκ τούτου n =

193 Τεκτονική ΚΕΦAΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.43: Διάγραμμα προβολής της μέγιστης μετατόπισης (dmax) προς το μήκος του ρήγματος για τα επιμέρους ρηξιγενή τμήματα της περιοχής μελέτης. Figure 4.43: Plots of maximum displacement (dmax) against fault length for normal fault segments. Τόσο στα κανονικά ρήγματα όσο και στα ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης, η μέση τιμή του λόγου dmax/l που προκύπτει από την ανάλυση των επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων, είναι σε γενικές γραμμές μεγαλύτερη σε σχέση με την τιμή του λόγου dmax/l που προκύπτει από το αντίστοιχο ενιαίο ρήγμα (Peacock and Sanderson, 1991; Vermilye and Scholz, 1995). Σε αυτό οφείλεται η διαφοροποίηση μεταξύ της μέσης τιμής του λόγου dmax/l, για τα κύρια ρήγματα (dmax/l = 0.035), συγκριτικά με τη μέση τιμή του λόγου (dmax/l = 0.07) που προκύπτει για το σύνολο των επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων. 182

194

195 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ Εισαγωγή Τεκτονική γεωμορφολογία Τεκτονική Γεωμορφολογία ονομάζεται ο κλάδος της γεωλογίας που ασχολείται με την ανάλυση της εξέλιξης του ανάγλυφου της γης και την επίπτωση αυτής της εξέλιξης στην κοινωνία (Morisawa and Hack, 1985; Keller and Pinter, 2002). Από τον παραπάνω ορισμό προκύπτει ότι οι δομές που αναλύει η ενεργός τεκτονική ή τεκτονική γεωμορφολογία είναι οι δομές που απασχολούν και την Νεοτεκτονική. Η Τεκτονική Γεωμορφολογία μπορεί να οριστεί με δύο τόπους (Keller and Pinter, 2002): Ως η μελέτη των γεωμορφών που δημιουργούνται από την δράση των τεκτονικών διεργασιών. Η εφαρμογή των αρχών της γεωμορφολογίας για την επίλυση τεκτονικών προβλημάτων. Ο πρώτος ορισμός αναφέρεται στο ενδιαφέρον μας για τις γεωμορφές, δηλαδή για την μορφή και τον τρόπο γένεσης τους, σαν συνάρτηση των τεκτονικών διεργασιών. Ο δεύτερος ορισμός έχει μια πολύ πρακτική αξία επιτρέποντας τη χρήση της γεωμορφολογίας σαν εργαλείο για την εκτίμηση και την κατανόηση της ιστορίας, του μεγέθους και του ρυθμού εξέλιξης των τεκτονικών διεργασιών. Με άλλα λόγια, η τεκτονική γεωμορφολογία είναι η μελέτη των γεωμορφών που προκύπτουν από την τεκτονική δράση και την αλληλεπίδραση μεταξύ τεκτονικών και γεωμορφολογικών διεργασιών (Mayer, 1986). Κατά συνέπεια, ο συνεχής ανταγωνισμός μεταξύ των τεκτονικών διεργασιών που τείνουν να δημιουργήσουν τοπογραφία και των επιφανειακών διεργασιών που προσπαθούν να καταστρέψουν αποτελεί τον πυρήνα της τεκτονικής γεωμορφολογίας (Burbank and Anderson, 2001). Η μελέτη της μορφοτεκτονικής σε μια περιοχή, δηλαδή της σχέσης μεταξύ γεωμορφολογίας και Νέοτεκτονικης, είναι θεμελιώδης για την κατανόηση της εξέλιξης του αναγλύφου (Scheidegger, 2004). Τα όρια των ρηγμάτων και οι ζώνες μεταβίβασης που αναπτύσσονται μεταξύ των ρηγμάτων στις ρηξιγενής ζώνες, όπου η μετατόπιση (παραμόρφωση) μεταφέρεται από ένα κύριο ρήγμα σε ένα άλλο, συχνά έχουν χαρακτηριστικές σχέσεις με τις λεκάνες απορροής και το υδρογραφικό δίκτυο (Burbank and Anderson, 2001). Κατά συνέπεια η μελέτη των υδρογραφικών δικτύων 183

196 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 μπορεί να μας βοηθήσει να περιγράψουμε λεπτομερώς τη σημερινή γεωμετρία των τεκτονικών δομών, ενώ η διάρκεια (διατήρηση) τους σαν γεωμορφολογικές οντότητες σημαίνει ότι καταγράφουν και στοιχεία (δεδομένα) του παρελθόντος (Burbank and Anderson, 2001). Επιπλέον, η μελέτη του υδρογραφικού δικτύου και της γεωμορφολογίας κατά μήκος των ρηξιγενών ορεογραφικών μετώπων μπορεί να συνεισφέρει στη σε βάθος κατανόηση του τρόπου εξέλιξης των ρηγμάτων και στην εκτίμηση του «βαθμού ενεργότητας» μιας δομής. Σε ορισμένες περιπτώσεις, ο υπολογισμός των μορφοτεκτονικών παραμέτρων των ρηξιγενών ορεογραφικών μετώπων μπορεί να χρησιμοποιηθεί στην κατηγοριοποίηση των ρηγμάτων μιας περιοχής με βάση την εκτίμηση του βαθμού ενεργότητας. Επιπρόσθετα, οι μεταβολές επί του ανάγλυφου που αποδίδονται σε παρελθόντα σεισμικά γεγονότα τις περισσότερες φορές εκτείνονται αρκετά πέρα από τη περιοχή του σεισμικού ρήγματος. Ακόμα και αν η παραμόρφωση περιορίζεται χωρικά γύρω από τη ρηξιγενή ζώνη, η γεωμορφική απόκριση του ανάγλυφου μπορεί να επηρεάσει τη μορφολογία της περιοχής γύρω από το ίχνος του ρήγματος σε αρκετή απόσταση (Burbank and Anderson, 2001). Συνεπώς, σε μια περιοχή όπως ο ευρύτερος Αιγιακός χώρος, η μελέτη του αναγλύφου με τη χρήση μορφοτεκτονικών παραμέτρων μπορεί να αποτελέσει οδηγό για την κατανόηση των επιφανειακών επιπτώσεων των σεισμών επί του ανάγλυφου. Στο πρώτο μέρος του κεφαλαίου που ακολουθεί γίνεται αναλυτική περιγραφή της μεθοδολογίας των μορφοτεκτονικών δεικτών που εφαρμόσθηκαν στα πλαίσια της παρούσας διατριβής. Στο δεύτερο μέρος περιγράφονται τα αποτελέσματα της εφαρμογής των μορφοτεκτονικών δεικτών στη περιοχή μελέτης και στις επιμέρους ρηξιγενείς ζώνες που αναπτύσσονται μέσα σε αυτή. 5.2 Μεθοδολογία υπολογισμού Μορφομετρικών Δεικτών (Γεωμορφικών Δεικτών) Στην Τεκτονική γεωμορφολογία ως Μορφομετρία ορίζεται η ποσοτική μέτρηση της μορφής του αναγλύφου (Keller and Pinter, 2002). Εκφρασμένες στην ποιο απλή μορφή τους, οι γεωμορφές μπορούν να χαρακτηριστούν με όρους που σχετίζονται με το μέγεθός, το υψόμετρο (μέγιστο υψόμετρο, ελάχιστο υψόμετρο, μέσο υψόμετρο) και την 184

197 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 κλίση τους. Η ποσοτική μέτρηση παραμέτρων που σχετίζονται με τα παραπάνω χαρακτηριστικά, μας επιτρέπουν την αντικειμενική σύγκριση μεταξύ διαφορετικών γεωμορφών και τον υπολογισμό γεωμορφικών δεικτών (Keller and Pinter, 2002) ή μορφοτεκτονικών δεικτών (Παυλίδης, 2003), οι οποίοι μπορούν να μας φανούν χρήσιμοι στον προσδιορισμό των ιδιαίτερων χαρακτηριστικών μιας περιοχής που σχετίζονται με το επίπεδο της τεκτονικής δραστηριότητας. Ορισμένοι από τους μορφοτεκτονικούς δείκτες έχουν αναπτυχθεί ως εργαλεία για τον προσδιορισμό περιοχών που έχουν υποστεί έντονη τεκτονική παραμόρφωση σε σύντομο χρονικό διάστημα (Keller, 1986), ενώ άλλοι έχουν αναπτυχθεί με σκοπό την ποσοτική περιγραφή του αναγλύφου (Strahler, 1952). Ο υπολογισμός των μορφοτεκτονικών δεικτών είναι ιδιαίτερα χρήσιμος στην ενεργό τεκτονική διότι μπορεί να μας προσφέρει στοιχεία για τη αξιολόγηση της τεκτονικής δραστηριότητας μιας περιοχής. Συνήθως, τα πρωτογενή δεδομένα για τον υπολογισμό των μορφοτεκτονικών δεικτών μπορούν να εξαχθούν εύκολα από τοπογραφικούς χάρτες και αεροφωτογραφίες (Keller, 1986). Οι μορφοτεκτονικοί δείκτες που υπολογίσθηκαν στα πλαίσια της παρούσας διατριβής είναι: - Συντελεστής Ασυμμετρίας Λεκάνης Απορροής (AF). - Συντελεστής Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας (Τ). - Δείκτης Μήκους-Κλίσης Ρέματος (S L ). - Δείκτης Ευθυγράμμισης Ορεογραφικού Μετώπου (S mf ). - Δείκτης Λόγου Πλάτους Κοιλάδας προς Ύψος Κοιλάδας (V f ). - Δείκτης Σχήματος Λεκάνης Απορροής (Bs) ή Λόγος Επιμήκυνσης Λεκάνης. Οι τρεις πρώτοι μορφοτεκτονικοί δείκτες εφαρμόσθηκαν σε επίπεδο λεκανών απορροής και καλύπτουν όλη την έκταση της περιοχής μελέτης, ενώ οι υπόλοιποι εφαρμόσθηκαν σε επίπεδο ρηξιγενών ζωνών, κατά μήκος των ορεογραφικών μετώπων. Στους μορφοτεκτονικούς δείκτες συμπεριλαμβάνεται και το Υψομετρικό Ολοκλήρωμα, το οποίο υπολογίστηκε σε επίπεδο λεκανών απορροής στο Κεφάλαιο 3. Τα αποτελέσματα των υπολογισμών των γεωμορφικών δεικτών μπορούν να συνδυαστούν μεταξύ τους καθώς και με τεκτονικά δεδομένα υπαίθρου πού μπορεί να υπάρχουν, όπως για παράδειγμα με δεδομένα για τον ρυθμό ανύψωσης μιας περιοχής ή μιας συγκεκριμένης δομής, και να μας οδηγήσουν στην δημιουργία κατηγοριών 185

198 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 τεκτονικής ενεργότητας (Bull, 1978), οι οποίες θεωρούνται ως απαραίτητες για τον καθορισμό του βαθμού ενεργότητας μιας περιοχής (Keller and Pinter, 2002). Οι ορισμοί, ο ακριβής τρόπος υπολογισμού τους και η φυσική σημασία των παραπάνω γεωμορφικών δεικτών αναλύεται παρακάτω Ασυμμετρία της Λεκάνης Απορροής (Drainage Basin Asymmetry) Η γεωμετρία των υδρογραφικών δικτύων μπορεί να περιγραφεί με πολλούς τρόπους (όπως αναλύθηκε και στο Κεφάλαιο 3), τόσο ποιοτικούς όσο και ποσοτικούς (Keller & Pinter, 1996). Όταν το υδρογραφικό δίκτυο αναπτύσσεται κάτω από την επίδραση ενεργού τεκτονικής παραμόρφωσης, τότε συχνά ακολουθεί ένα διακριτό πρότυπο και μια σαφή γεωμετρία ανάπτυξης. Η ασύμμετρη τοποθέτηση του ποταμού σε μια τεκτονική τάφρο ή σε μια ασύμμετρη τεκτονική τάφρο μπορεί να είναι μια πρώτη ένδειξη της τεκτονικής επιρροής επί του δικτύου απορροής (Schumm et al., 2000). Στα ποτάμια τα οποία ρέουν κατά μήκος του άξονα μιας λεκάνης η οποία λαμβάνει κλίση (σαν αποτέλεσμα της τεκτονικής δραστηριότητας), η κοίτη τους τείνει να μετατοπίζεται προς την πλευρά της λεκάνης με τη μεγαλύτερη κλίση της επιφάνειάς της (Cox, 1994). Επίσης, ανάλογα έχει τεκμηριωθεί η σχέση της σεισμικότητας με τη μετατόπιση ποταμών (Coleman, 1969; Leeder and Alexander, 1987; Koukouvelas, 1998a; 1998b). Εκτός από την τεκτονικής προέλευσης κλίση του ανάγλυφου και άλλες διαδικασίες μπορούν να οδηγήσουν σε ασυμμετρία τις λεκάνες απορροής. Μια κατηγορία ασύμμετρων λεκανών μπορεί να αποδοθεί στην κατανομή και τη δομή των γεωλογικών στρωμάτων μέσα στη λεκάνη απορροής. Πλευρική μετανάστευση ποταμών προς την διεύθυνση κλίσης ανθεκτικών στρωμάτων (μονοκλινής μετατόπιση) μπορεί να προκαλέσει συστηματική μετατόπιση των ποταμών από το κέντρο της λεκάνης (Keller and Pinter, 2002). Ανάλογα με τη δομή που εμφανίζουν, τα ανθιστάμενα σε διάβρωση γεωλογικά στρώματα, η επιρροή τους στην ασυμμετρία της λεκάνης μπορεί να είναι σύνθετη ή τοπικά ομοιόμορφη. Αρκετοί ερευνητές έχουν προτείνει, σαν αίτια για την μετατόπιση του ποταμού, τις ποτάμιες διεργασίες, την παλαιό-κλίση του ανάγλυφου (paleoslope) και τους κλιματικούς παράγοντες (π.χ. Cox, 1988b; 1994; Osborn and Du Toit, 1991). 186

199 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Για την συναγωγή συμπερασμάτων θεωρείται ότι μετά από προσεκτική εξέταση όλων των γεωλογικών στοιχείων, είναι δυνατό να αναγνωρισθεί και να ποσοτικοποιηθεί η επίδραση στην κλίση του ανάγλυφου της ενεργού τεκτονικής. Στην ανάλυση που προαναφέρθηκε οι ανθιστάμενοι στη διάβρωση σχηματισμοί, η παλαιό-κλίση του ανάγλυφου ή οι κλιματικοί παράγοντες μπορεί να διαχωρίζονται και να αξιολογούνται. Προκειμένου να περιγράψουμε τον τύπο και το ποσό της ασυμμετρίας των λεκανών απορροής που καλύπτουν την περιοχή μελέτης, δύο ποσοτικές μέθοδοι χρησιμοποιήθηκαν: α) ο Συντελεστής Ασυμμετρίας (Asymmetry Factor) (Hare & Gardner, 1985) και β) ο Συντελεστής Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας (Transverse Topographic Symmetry Factor) (Cox, 1994; Cox et al., 2001). Παρακάτω δίνεται η μεθοδολογία υπολογισμού των δύο αυτών μορφοτεκτονικών δεικτών Συντελεστής Ασυμμετρίας AF Λεκάνης Απορροής (Asymmetry Factor) Ο Συντελεστής Ασυμμετρίας (Hare & Gardner, 1985) αναπτύχθηκε ως δείκτης που ανιχνεύει την τεκτονική προέλευση της κλίσης ή περιστροφής των λεκανών απορροής των ποταμών. Το εύρος εφαρμογής του συντελεστή ασυμμετρίας μπορεί να είναι σε επίπεδο λεκανών απορροής των δευτερευόντων κλάδων ενός κύριου ποταμού ή σε ευρύτερο επίπεδο όπου καλύπτει τη λεκάνη απορροής του κύριου ποταμού. Ο Συντελεστής Ασυμμετρίας ορίζεται από την παρακάτω μαθηματική σχέση: AF = 100 (A r / A t ) (1), όπου A r είναι το εμβαδόν του τμήματος της λεκάνης που βρίσκεται δεξιά (κοιτώντας προς τα κατάντη) του κύριου ποταμού και A t είναι το συνολικό εμβαδόν της λεκάνης απορροής του ποταμού. Ο ακριβής τρόπος υπολογισμού του δείκτη AF δίνεται στο σχήμα 5.1(Α). Θεωρείται ότι, για ένα υδρογραφικό δίκτυο το οποίο σχηματίζεται και αναπτύσσεται σε σταθερές γεωλογικές συνθήκες, ο AF = 50 και η λεκάνη απορροής του είναι τελείως συμμετρική. Ο Συντελεστής Ασυμμετρίας θεωρείται ότι είναι ευαίσθητος στο να καταγράφει αλλαγές της κλίσης της λεκάνης με άξονα κάθετο στη διεύθυνση του κύριου ποταμού. Τιμές του AF μεγαλύτερες ή μικρότερες του 50 υποδεικνύουν μια ασύμμετρη λεκάνη (Σχήμα 5.1(Β)). Η εφαρμογή του Συντελεστή Ασυμμετρίας προϋποθέτει ότι δεν υπάρχουν λιθολογικοί παράγοντες (πχ κλίση των 187

200 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 στρωμάτων) ούτε τοπικές κλιματικές μεταβολές ή διαφορές στη φυτό-κάλυψη μεταξύ πλαγιών διαφορετικού προσανατολισμού που επίσης μπορεί να προκαλούν την ασυμμετρία στην λεκάνη απορροής (Gardner et al., 1987). Μερικά παραδείγματα εφαρμογής του Συντελεστή Ασυμμετρία στη διεθνή βιβλιογραφία βρίσκουμε στους Hare & Gardner (1985) στην Χερσόνησο της Nicoya (Κόστα Ρίκα) (Σχήμα 5.1(Β)), όπου χρησιμοποιήθηκε για να ποσοτικοποιηθεί η ασυμμετρία των λεκανών απορροής που αναπτύσσονται στην βάση ενός κανονικού χαρακτήρα ρήγματος. Αντίστοιχα παραδείγματα αναφέρθηκαν από τους Salvany (2004) και τους Harkins et al. (2005). Σχήμα 5.1: Α) Σχηματικό διάγραμμα στο οποίο φαίνεται ο τρόπος υπολογισμού του Συντελεστή Ασυμμετρίας (τροποποιημένο από Keller and Pinter, 2002). Β) Παράδειγμα εφαρμογής του AF: οι λεκάνες απορροής στην βάση του κανονικού ρήγματος έχουν υποστεί κλίση προς τα ΝΑ. Παρατηρούμε ότι ο AF παίρνει τιμές κοντά στο 50 στα περιθώρια του ανυψωμένου τέμαχους όπου η τεκτονική κλίση είναι μικρότερη, ενώ κοντά στο ρήγμα όπου έχουμε μεγαλύτερη ανύψωση οι τιμές του αυξάνουν AF~75 (τροποποιημένο από Hare and Gardner, 1985). Figure 5.1: Α) Block diagram showing how the asymmetry factor is calculated (modified from Keller and Pinter, 2002). B) Example of asymmetry factor: the drainage basins indicate tilting down to the southeast. Value of the AF near the margin of the uplifted footwall is almost 50, where the slope is reduced; while near the fault line the value of the AF is 75 (modified from Hare and Gardner, 1985). 188

201 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ Συντελεστής Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας Τ (Transverse Topographic Symmetry Factor) Ο Συντελεστής Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας (Τ) όπως τον εισήγαγαν και εφάρμοσαν στη διεθνή βιβλιογραφία οι Cox, 1994; Cox et al., 2001; Garrote et al., 2006, είναι μια μέθοδος ανάλυσης της συμμετρίας σε λεκάνες απορροής. Ο δείκτης αυτός ποσοτικοποιεί τη μέση διεύθυνση της μετατόπισης για όλους τους κλάδους του ποταμού μίας δεδομένης τάξης αλλά και για κλάδους της αμέσως μεγαλύτερης τάξης του. Έτσι με τον υπολογισμό του δείκτη είναι δυνατό, να διακρίνουμε αν το αποτέλεσμα της διεύθυνσης μετατόπισης του ποταμού και των κλάδων του είναι συνέπεια ποτάμιων διεργασιών ή ενδογενών διεργασιών. Ο Συντελεστής Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας ορίζεται από την μαθηματική σχέση: T = D a / D d (2), όπου D a είναι η απόσταση του κλάδου του ποταμού από τη μέση γραμμή της λεκάνης (άξονας συμμετρίας της λεκάνης απορροής) έως το μέσο του τμήματος του ποταμού που έχει επιλεχθεί. D d είναι η απόσταση του άξονα συμμετρίας της λεκάνης από τον υδροκρίτη. Σχήμα 5.2: A) Διάγραμμα στο οποίο φαίνεται αναλυτικά ο τρόπος υπολογισμού του Συντελεστή Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας Τ στην λεκάνη του ποταμού Λιβαδόστρα ακολουθώντας τη μεθοδολογία του Cox (1994). B) Παράδειγμα υπολογισμού δύο διανυσμάτων ασυμμετρίας, μέγεθος και προσανατολισμός, για ένα τρίτης τάξης ποτάμι. Για το βορειότερο τμήμα, ο Συντελεστής Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας είναι Τ = Da/Dd = 1.2/3.0 = 0.4 και ο προσανατολισμός του διανύσματος ασυμμετρίας είναι 189

202 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ ο. Για το νοτιότερο τμήμα το διάνυσμα ασυμμετρίας παίρνει τις τιμές 0.22, 249 ο (τροποποιημένο από Cox et al., 2001). Figure 5.2: A)Diagram of a portion of the Livadostras drainage basin showing how the transverse topographic symmetry factor (T) is calculated for one stream segment within the basin after the methodology proposed by Cox (1994). B) An example of the measurement of two basin-asymmetry vectors for a third order stream. For the northern segment, the T-index = Da/Dd = 1.2/3.0 = 0.4, and the bearing of the asymmetry vector is 236 o. For the southern segment, the asymmetry vector is 0.22, 249 o (modified from Cox et al., 2001). Ο ακριβής τρόπος υπολογισμού του Συντελεστής Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας δίνεται στο σχήμα 5.2(Α) και 5.2 (Β). Για μία τελείως συμμετρική λεκάνη ο Συντελεστής Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας είναι μηδέν (Τ = 0), ενώ όσο η ασυμμετρία αυξάνεται, ο Συντελεστής Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας αυξάνεται και προσεγγίζει την τιμή 1 (Τ = 1). Η μέση γραμμή (άξονας συμμετρίας) της λεκάνης χωρίζει τη λεκάνη απορροής σε δύο ίσα μέρη, σε σχέση με τον υδροκρίτη. Υπολογίζεται με βάση τον μεγάλο άξονα της λεκάνης, ο οποίος εκτείνεται από το σημείο εκβολής της λεκάνης απορροής έως το πιο απομακρυσμένο σημείο του υδροκρίτη στα ανάντη του ποταμού. Το κάθε τμήμα του ποταμού στο οποίο υπολογίζετε ο Συντελεστής Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας βασίζεται σε μια υποθετική διαίρεση του ποταμού σε τμήματα ίσου μήκους (Σχήμα 5.2(Α) και (Β)). Οι τιμές του Συντελεστή Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας υπολογίζονται για κάθε τμήμα και η διεύθυνση της μετατόπισης αποτυπώνεται κάθετα στην ευθεία γραμμή του τμήματος (Σχήμα 5.2(Α) και (Β)). Έτσι για κάθε τμήμα καταγράφουμε μια τιμή του Συντελεστή Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας μεταξύ 0 και 1 και τη διεύθυνση της μετατόπισης (Σχήμα 5.2(Α) και (Β)). Έχοντας μέγεθος και διεύθυνση τα δεδομένα, που προκύπτουν από τον υπολογισμό του δείκτη, μπορούν να θεωρηθούν σαν διανύσματα ασυμμετρίας και να προβληθούν σε πολικά διαγράμματα για να υπολογιστεί πιθανά η γενική τάση μετατόπισης του ποταμού. Η μέση τιμή του δείκτη Τ υπολογίζεται από το μέσο όρο όλων των τιμών Τ των διανυσμάτων που καταγράφονται. Από τα πολικά διαγράμματα υπολογίζεται το διάνυσμα των συνισταμένων (resultant vector) ή το μέσο διάνυσμα το οποίο θα μας δώσει μια ποσοτική προσέγγιση της διεύθυνσης μετατόπισης (Davis, 2002). Το μέσο διάνυσμα έχει επίσης διεύθυνση και μέγεθος (Curray, 1956). Η διεύθυνση του μέσου διανύσματος (θ) είναι η μέση διεύθυνση όλων των διανυσμάτων. Το μέγεθος του μέσου διανύσματος είναι μια αντίστροφη έκφραση της διασποράς των δεδομένων (Curray, 1956). Διαιρώντας το μέγεθος (μήκος) του μέσου διανύσματος με το άθροισμα των μεγεθών όλων των υπολογισμένων 190

203 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 διανυσμάτων (ή με τον αριθμό των διανυσμάτων) το αποτέλεσμα που παίρνουμε είναι κατ ουσία το μέτρο της διασποράς των τιμών του δείκτη (mean resultant length R) (Davis, 2001). Το μέτρο της διασποράς των δεδομένων παίρνει τιμές από το 0 έως το 1, τιμές του R κοντά στο 1 δείχνουν μικρή διασπορά ενώ τιμές κοντά στο 0 δείχνουν μεγάλη διασπορά των δεδομένων. Όπως προτείνεται από τον Cox (1994) και Cox et al. (2001) ακολουθώντας την μεθοδολογία του Curray (1956) για την ανάλυση διανυσμάτων δύο διαστάσεων, το επίπεδο στατιστικής εμπιστοσύνης για το μέσο διάνυσμα μπορεί να ορισθεί ως: 2-4 p = e (-L n) (10 ) όπου p η πιθανότητα να επιτευχθεί μεγαλύτερο μέσο μέγεθος διανύσματος με αμιγή αλλαγή συνδυασμών τυχαίων διανυσμάτων, e η βάση των φυσικών λογάριθμων, L το μέγεθος του μέσου διανύσματος (επί τοις εκατό) και n ο αριθμός των τμημάτων της λεκάνης που μετρήθηκαν. (3), Δείκτης Μήκους-Κλίσης Ρέματος S L (Stream Length-Gradient Index) Ο μορφοτεκτονικός δείκτης Μήκους-Κλίσης Ρέματος S L χρησιμοποιείται για να προσδιορίσει πρόσφατη τεκτονική δραστηριότητα ανιχνεύοντας ανώμαλα υψηλές ή και χαμηλές τιμές. Για τον υπολογισμό του δείκτη Μήκους-Κλίσης Ρέματος S L χρησιμοποιείται η μαθηματική σχέση: S L = (Δ H / Δ L ) * L (4), όπου το πηλίκο Δ H / Δ L είναι η κλίση του τμήματος το οποίο έχει επιλεγεί σε συγκεκριμένο σημείο κατά μήκος του ποταμού και αντιστοιχεί με την κλίση του ποταμού στο συγκεκριμένο σημείο. Δ H είναι η υψομετρική διαφορά ανάμεσα στα άκρα του τμήματος και Δ L το μήκος του επιλεγμένου τμήματος, ενώ L το μήκος από το κέντρο του τμήματος, που έχει επιλεγεί, έως το πιο μακρινό σημείο στα ανάντη του ποταμού. Ο τρόπος υπολογισμού του δείκτη S L φαίνεται στο σχήμα 5.3(Α). Ο δείκτης S L θεωρείται ότι σχετίζεται με την συνολική ισχύ (δύναμη) του ποταμού που είναι διαθέσιμη σε ένα συγκεκριμένο τμήμα του. Η συνολική ισχύς του ποταμού είναι 191

204 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 μια σημαντική υδρολογική παράμετρος γιατί σχετίζεται με τη διαβρωτική και μεταφορική του ικανότητα, ενώ είναι ανάλογη της κλίσης της υδρογραφικής λεκάνης και της παροχής του. Η κλίση της επιφάνειας της λεκάνης απορροής μπορεί να προσεγγιστεί από την κλίση της κοίτης του ποταμού και η παροχή του με βάση το μήκος του ποταμού που αντιστοιχεί στο μέτρο του μεγέθους του ποταμού. Ο δείκτης S L θεωρείται ότι είναι ευαίσθητος σε μεταβολές της κλίσης της κοίτης και εξαιτίας αυτής της ιδιαιτερότητας μας επιτρέπει την διερεύνηση της σχέσης μεταξύ τεκτονικής δραστηριότητας, λιθολογίας και αναγλύφου (Keller, 1986). Η χρήση του δείκτη S L στην τεκτονική γεωμορφολογία πραγματοποιείται με τη σύγκριση των τιμών του δείκτη μεταξύ διαφορετικών λεκανών απορροής ή την αναγνώριση ανωμαλιών των τιμών του S L κατά μήκος μιας μόνο λεκάνης. Χρησιμοποιώντας συγκεντρώσεις των τιμών του S L, παρά τις απόλυτες τιμές, η μελέτη του S L θεωρείται ότι μπορεί να μας προσφέρει χρήσιμα στοιχεία με τουλάχιστον δύο τρόπους (Burbank and Anderson, 2001): α) Ως εργαλείο αναγνώρισης περιοχών έντονης τεκτονικής δραστηριότητας (Σχήμα 5.3(Β)). β) Την ποσοτικοποίηση της απόκρισης του αναγλύφου σε διαφορετικά ποσοστά ανύψωσης ή βύθισης. Στο πλαίσιο της παρούσας διατριβής αρχικά κατασκευάστηκε ένας χάρτης πυκνότητας των τιμών του δείκτη S L που καλύπτει όλη την έκταση της περιοχής μελέτης (Σχήμα 5.15). Ο χάρτης αυτός χρησιμοποιήθηκε με σκοπό να διακριθούν περιοχές με υψηλές τιμές του δείκτη και στη συνέχεια να διερευνηθεί η σχέση τους με τις επιμέρους ρηξιγενείς ζώνες που μελετώνται από την παρούσα διατριβή. Στη συνέχεια κατασκευάστηκαν χάρτες κατανομής των τιμών του δείκτη S L κατά μήκος της βάσης των ρηξιγενών ζωνών (Σχήματα 5.17, 5.23, 5.28 και 5.32). Οι χάρτες αυτοί χρησιμοποιήθηκαν με σκοπό να διερευνηθεί η κατανομή των τιμών του δείκτη S L κατά μήκος των επιμέρους ρηγμάτων και η σχέση τους με τη γεωμετρία, τη μορφολογία και την εξέλιξη των ρηξιγενών ζωνών και των ρηγμάτων. 192

205 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.3: A) Σχηματικό διάγραμμα στο οποίο φαίνεται ο τρόπος υπολογισμού του δείκτη Μήκους- Κλίσης Ρέματος S L για ένα τμήμα του κύριου κλάδου ενός υποθετικού υδρογραφικού δικτύου (τροποποιημένο από Keller and Pinter, 2002). B) Χάρτης κατανομής των τιμών του δείκτη Μήκους- Κλίσης Ρέματος S L για την περιοχή όπου αναπτύσσονται τα Όρη San Gabriel, Νότια Καλιφόρνια. Στο χάρτη φαίνονται περιοχές με υψηλές τιμές του δείκτη S L που σχετίζονται με περιοχές έντονης τεκτονικής παραμόρφωσης. Μια από αυτές τις περιοχές κοντά στην πόλη του San Fernando ταυτίζεται με το επίκεντρο του σεισμού του 1971 (Mw 6.6) όπου προκάλεσε μεγάλες καταστροφές στην περιοχή (τροποποιημένο από Keller, 1986). Figure 5.3: A) Idealized diagram showing how Stream Length-Gradient S L index is calculated for the hypothetical drainage network (modified from Keller and Pinter, 2002). B) Map of contoured values of the Stream Length-Gradient S L index for the San Gabriel Mountain, Southern California. Anomalously high values of the S L index identifying zones of active tectonic deformation. The zone of high indices near San Fernando coincides with the site of the 1971 (Mw 6.6) San Fernando earthquake, which caused widespread damage in the area (modified from Keller, 1986) Δείκτης Ευθυγράμμισης Ορεογραφικού Μετώπου S mf (Mountain-Front Sinuosity) Ένα ευθύγραμμο ορεογραφικό μέτωπο (σε κάτοψη) θεωρείται ότι είναι χαρακτηριστικό της παρουσίας ενός ενεργού ρήγματος. Αντίθετα εάν το ορεογραφικό 193

206 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 μέτωπο εμφανίζει εγκολπώσεις θεωρείται ότι είναι αντιπροσωπευτικό τεκτονικής ηρεμίας και/ή αυξημένης διάβρωσης. Στην περίπτωση του μετώπου όπου επικρατούν οι εγκολπώσεις θεωρείται ότι η διάβρωση, η οποία είναι συνήθως της τάξης του δεκάτου του χιλιοστού, επικρατεί της τεκτονικής δραστηριότητας. Επειδή σε κάτοψη το ίχνος των περισσότερων ρηγμάτων τείνει να προσομοιάζει με ευθεία ή ελαφρώς καμπύλη γραμμή, ο βαθμός τροποποίησης της ευθείας σε καμπύλη από τη διάβρωση μπορεί να μετρηθεί από τον δείκτη Ευθυγράμμισης του Ορεογραφικού Μετώπου (Bull and McFadden, 1977). Ο δείκτης Ευθυγράμμισης Ορεογραφικού Μετώπου S mf υπολογίζεται από την παρακάτω μαθηματική έκφραση: S mf = L mf / L s (5), όπου L mf είναι το μήκος του ορεογραφικού μετώπου μετρούμενο ακολουθώντας τους πρόποδες του για συγκεκριμένες ισοϋψείς καμπύλες, και L s το μήκος της ευθείας γραμμής που ενώνει τα όρια του μήκους του ορεογραφικού μετώπου. Ο ακριβής τρόπος υπολογισμού του δείκτη S mf φαίνεται στο σχήμα 5.4(Α). Ο δείκτης Ευθυγράμμισης του Ορεογραφικού Μετώπου S mf είναι ένας δείκτης που εκφράζει την ισορροπία μεταξύ των διαβρωτικών δυνάμεων οι οποίες τείνουν να υποβαθμίσουν το ορεογραφικό μέτωπο, με την ανάπτυξη εγκολπώσεων (εξωγενείς διεργασίες) (Σχήμα 5.4(Β)), και των τεκτονικών δυνάμεων (ενδογενείς διεργασίες) που τείνουν να δημιουργήσουν ευθύγραμμο ορεογραφικό μέτωπο που ταυτίζεται με το ενεργό ρήγμα που το οριοθετεί (Σχήμα 5.4(Β)). Τα ορεογραφικά μέτωπα που σχετίζονται με ενεργό τεκτονική και ανύψωση είναι σχετικά ευθύγραμμα και εμφανίζουν χαμηλές τιμές του δείκτη Ευθυγράμμισης του Ορεογραφικού Μετώπου S mf. Εάν ο ρυθμός ολίσθησης του ρήγματος ελαττωθεί ή σταματήσει (μειωθεί η τεκτονική δραστηριότητα), τότε οι διεργασίες της διάβρωσης δημιουργούν ένα ακανόνιστου σχήματος μέτωπο και η τιμή του δείκτη Ευθυγράμμισης του Ορεογραφικού Μετώπου S mf θα αυξηθεί. Οι τιμές του δείκτη Ευθυγράμμισης του Ορεογραφικού Μετώπου S mf είναι κατά ένα ποσοστό συνάρτηση της κλίμακας και του χάρτη από τον οποίο υπολογίζονται. Μικρής κλίμακας τοπογραφικοί χάρτες (1: ) παρέχουν μια αδρή εκτίμηση του S mf, ενώ μεγάλης κλίμακας τοπογραφικοί χάρτες (1:50.000) και αεροφωτογραφίες θεωρείται ότι δίνουν μια ικανοποιητική εκτίμηση του S mf. Τα πιο ενεργά μέτωπα γενικά εμφανίζουν τιμές 194

207 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 του δείκτη S mf από 1.0 έως 1.5 (Bull and McFadden, 1977; Keller and Pinter, 2002). Ορεογραφικά μέτωπα που είναι λιγότερο ενεργά, αλλά θεωρείται ότι ακόμα εμφανίζουν σημαντική τεκτονική δραστηριότητα, έχουν τιμές από 1.5 έως 3.0, ενώ ανενεργά μέτωπα έχουν τιμές από 3.0 έως και μεγαλύτερες από 10.0 (Bull and McFadden, 1977; Keller and Pinter, 2002). Γενικά τιμές του δείκτη S mf μεγαλύτερες του 3 θεωρείται ότι αντιστοιχούν σε πιθανώς ανενεργά μέτωπα στα οποία το μετωπικό ρήγμα. Στην περίπτωση τιμών S mf της τάξης του 3 θεωρείται ότι το ρήγμα βρίσκεται και περισσότερο από 1 χλμ μακριά από το σημερινό ορεογραφικό μέτωπο (Bull and McFadden, 1977). Σχήμα 5.4: Α) Σχηματικό διάγραμμα στο οποίο φαίνεται ο τρόπος υπολογισμού του δείκτη Ευθυγράμμισης του Ορεογραφικού Μετώπου (S mf ) (τροποποιημένο από Keller and Pinter, 2002; Παυλίδης, 2003), β) Πάνω: ενεργό κανονικό ρήγμα με γραμμική επαφή ένωσης του ορεογραφικού μετώπου με τις αποθέσεις της λεκάνης οδηγούν σε χαμηλή καμπύλωση (sinuosity), κάτω: διαβρωμένη επιφάνεια ορεογραφικού μετώπου (δημιουργία αυλακών ή κοιλάδων) από τη διαβρωτική δράση ρεόντων υδάτων κατά μήκος λιγότερο ενεργού κανονικού ρήγματος δημιουργεί μεγαλύτερη καμπυλότητα (τροποποιημένο από Burbank and Anderson, 2001). Figure 5.4: A) Idealized diagram showing how mountain front sinuosity (S mf ) is calculated (modified from Keller and Pinter, 2002; Pavlides, 2003). B) Top: active normal faulting with linear mountainpiedmont junction leading to low sinuosity. Bottom: embayment of mountain front along less active fault creates higher sinuosity (modified from Burbank and Anderson, 2001). Ο δείκτης Ευθυγράμμισης του Ορεογραφικού Μετώπου εφαρμόστηκε από τους Bull and McFadden (1977) για να αξιολογήσουν διαφορές στην τεκτονική δραστηριότητα μεταξύ του βόρειου και του νότιου τμήματος του ρήγματος Garlock (California), από τους Wells et al. (1988) προκειμένου να διερευνήσουν τοπικές διακυμάνσεις στην 195

208 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 τεκτονική δραστηριότητα κατά μήκος της ακτής Pacific (Costa Rica) και από Azor et al. (2002) για να εκτιμήσουν τον βαθμό της εξέλιξης του αντικλίνου (Ventura, Southern California). Ο γεωμορφικός δείκτης Ευθυγράμμισης του Ορεογραφικού Μετώπου S mf είναι ένα πολύ χρήσιμο εργαλείο για την εκτίμηση της επίδρασης στη μορφολογία του αναγλύφου των κατακόρυφων τεκτονικών κινήσεων (Keller and Pinter, 2002). Για τον υπολογισμό του δείκτη S mf, στα πλαίσια της παρούσας διατριβής, το ορεογραφικό μέτωπο κάθε ρήγματος διαιρέθηκε σε επιμέρους τμήματα. Η επιλογή των τμημάτων έγινε με βάση γεωλογικά και μορφολογικά χαρακτηριστικά αφού λήφθηκαν υπ όψη οι παρακάτω παράγοντες, όπως προτείνεται από τους Wells et al. (1988): α) διακοπή της συνέχειας του ορεογραφικού μετώπου από μεγάλα ρέματα που αναπτύσσονται κάθετα προς αυτό, β) απότομες μεταβολές στη λιθολογία κατά μήκος του ορεογραφικού μετώπου, γ) απότομη αλλαγή στη διεύθυνση προσανατολισμού κατά μήκος του ορεογραφικού μετώπου και δ) απότομη μεταβολή των μορφολογικών χαρακτηριστικών του ορεογραφικού μετώπου Δείκτης Λόγου Πλάτους Κοιλάδας προς Ύψος Κοιλάδας Vf (Ratio of Valley- Floor Width to Valley Height) Για να μελετηθεί η επίδραση της τεκτονικής δραστηριότητας στη γεωμετρία των κοιλάδων των ποταμών επινοήθηκε ο γεωμορφικός που εκφράζεται από το λόγο Πλάτους Κοιλάδας προς Ύψος Κοιλάδας (Bull and McFadden, 1977). Ο δείκτης αυτός εκφράζεται από τη μαθηματική σχέση: V f = 2V fw / [(E ld E sc ) + (E rd E sc )] (6), όπου V fw είναι το πλάτος της κοιλάδας, E ld και E rd είναι τα υψόμετρα του υδροκρίτη στην αριστερή και δεξιά πλευρά της κοιλάδας, αντίστοιχα, και E sc είναι το υψόμετρο της κοίτης. Ο ακριβής τρόπος υπολογισμού του λόγου V f φαίνεται στο σχήμα 5.5(Α), ενώ η σχέση του λόγου V f με το σχήμα της κοιλάδας ενός ποταμού δίνεται στο σχήμα 5.5(Β). Για να υπολογιστεί ο λόγος V f κατασκευάζονται τοπογραφικές τομές κατά μήκος της κοίτης των ρεμάτων που διασχίζουν κάθετα το ρήγμα. Οι τοπογραφικές τομές πρέπει να είναι παράλληλες στο ορεογραφικό μέτωπο, στην βάση του ρήγματος. Ένας άλλος τρόπος, εκτίμησης των εγκάρσιων προφίλ των κοιλάδων είναι με τον 196

209 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 υπολογισμό του λόγου του εμβαδού του πραγματικού τμήματος της κοιλάδας σε τομή (δηλαδή της περιοχής που έχει διαβρωθεί) προς το εμβαδόν ενός ημικυκλίου με ακτίνα ίση με το ύψος του παρακείμενου στην κοιλάδα υδροκρίτη (Mayer, 1986). Το σχήμα της διατομής μιας κοιλάδας ποταμού, εξαρτάται, κυρίως, από κλιματικούς παράγοντες, τη λιθολογία, τη διαβρωτική δράση του ποταμού και τη διαφορά μεταξύ του υψομέτρου της κοίτης του ποταμού από το υψόμετρο του τοπικού ή του τελικού επιπέδου βάσεως (δες περισσότερες λεπτομέρειες για αυτές τις διεργασίες στους Δουτσος, 2001; Κoukouvelas and Kokkalas, 2006). Οι παράγοντες αυτοί έχουν σαν αποτέλεσμα να δημιουργούν οξύληκτες ή παραβολικές κατά βάθος διατομές κοιλάδων. Η τεκτονική δραστηριότητα μιας περιοχής, μπορεί να προκαλέσει ανυψώσεις ή βυθίσεις. Όταν ο ρυθμός αυτών των αλλαγών είναι μεγαλύτερος από το ρυθμό μεταβολής των κλιματικών αλλαγών και των μεταβολών του επιπέδου βάσης τότε οι τεκτονικές κινήσεις προκαλούν αλλαγές στο υψόμετρο μεταξύ της κοίτης του ποταμού και του επιπέδου βάσης. Πτώση του επιπέδου βάσης εξαιτίας της τεκτονικής ανύψωσης της βάσης ενός κανονικού ρήγματος προκαλεί αύξηση της διαφοράς του υψομέτρου της κοίτης του ποταμού που βρίσκεται στα ανάντη του ίχνους του ρήγματος σε σχέση με το επίπεδο βάσης. Η αύξηση αυτή του υψομέτρου της κοίτης έχει σαν αποτέλεσμα την αύξηση της διαβρωτικής δράσης του ποταμού από πλευρική σε κατά βάθος διάβρωση. Έτσι όσο πιο γρήγορα αλλάζει το (τοπικό ή το τελικό) επίπεδο βάσεως η κοίτη του ποταμού αλλάζει το υψόμετρό της, η κοιλάδα του ποταμού τείνει να αποκτήσει οξύληκτο σχήμα (διατομή σχήματος-v). Στην αντίθετη περίπτωση όπου η κοίτη διατηρεί σταθερό υψόμετρο ή το επίπεδο βάσης παραμένει για μεγάλο διάστημα αμετάβλητο η κοιλάδα τείνει να αποκτήσει κυκλική διατομή (διατομή σχήματος-u). Ο μορφοτεκτονικός δείκτης V f κάνει διάκριση μεταξύ ποταμιών φαραγγιών με κοιλάδες σχήματος-u με σχετικά υψηλές τιμές του δείκτη V f, και ποτάμια με κοιλάδες σχήματος-v που έχουν σχετικά χαμηλές τιμές του δείκτη V f (Σχήμα 5.5(Β)). Υψηλές τιμές του λόγου V f αντιστοιχούν σε χαμηλούς ρυθμούς ανύψωσης και περιορισμένη τεκτονική δραστηριότητα. Χαμηλές τιμές του λόγου V f αντικατοπτρίζουν βαθιές κοιλάδες όπου κυριαρχεί η κατά βάθος διάβρωση, και σχετίζονται με ανύψωση και έντονη τεκτονική δραστηριότητα. Ορεογραφικά μέτωπα με έντονη τεκτονική δραστηριότητα, συνήθως, έχουν τιμές του δείκτη V f μεταξύ των τιμών 0.5 και 0.05 (Bull, 2007). Ο υπολογισμός του δείκτη V f γίνεται στο τμήμα του ποταμού που βρίσκεται κοντά στο ορεογραφικό μέτωπο (Bull and McFadden, 1977). 197

210 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Αυτό συμβαίνει, επειδή οι αλλαγές στην μορφολογία της κοίτης και στις διεργασίες του ποταμού, αποτέλεσμα της μεταβολής του επίπεδου βάσεως, συμβαίνουν αφού μεσολαβήσει ένα χρονικό διάστημα από την εκδήλωση της τεκτονικής δραστηριότητας. Αλλαγές στην λιθολογία και στο μέγεθος του ποταμού μπορούν να κάνουν την ερμηνεία των αποτελεσμάτων του δείκτη V f σύνθετη. Λιθολογίες που αποτελούνται από μη συνεκτικά πετρώματα και διατρέχονται από μεγάλα ποτάμια τείνουν στη δημιουργία πλατιών κοιλάδων σε σχέση με μικρότερα ποτάμια σε πιο συνεκτικά πετρώματα στην ίδια περιοχή με έντονο ρυθμό ανύψωσης. Παραδείγματα εφαρμογής του δείκτη V f στη διεθνή βιβλιογραφία βρίσκουμε στους Bull and McFadden (1977), Wells et al. (1988), Koukouvelas (1998), Koukouvelas et al.(2001), Azor et al. (2002), Silva et al. (2003) και Pedrera et al., (2009). Στα πλαίσια της διατριβής, για τον υπολογισμό του δείκτη Λόγου Πλάτους Κοιλάδας προς Ύψος Κοιλάδας (V f ) κατασκευάστηκαν τοπογραφικές τομές κατά μήκος της κοίτης των ρεμάτων που διασχίζουν κάθετα τα ρήγματα που μελετήθηκαν. Οι τομές αυτές κατασκευάστηκαν σε απόσταση ~250 m και ~500 m από το ορεογραφικό μέτωπο για τις μεγάλες λεκάνες απορροής και σε απόσταση ~250 m για τις μικρότερες σε μέγεθος λεκάνες απορροής, όπως προτείνεται από τη Ramirez Herrera (1998). Συνολικά κατασκευάστηκαν 170 τοπογραφικές τομές για τον υπολογισμό του δείκτη Λόγου Πλάτους Κοιλάδας προς Ύψος Κοιλάδας (V f ). Σχήμα 5.5: A) Σχηματικό διάγραμμα στο οποίο φαίνεται ο τρόπος υπολογισμού του δείκτη Λόγου Πλάτους Κοιλάδας προς Ύψος Κοιλάδας (V f ) (τροποποιημένο από Keller and Pinter, 2002). B) Παραδείγματα τιμών του δείκτη Λόγου Πλάτους Κοιλάδας προς Ύψος Κοιλάδας (V f ) για διαφορετικά πλάτη κοιλάδων (τροποποιημένο από Burbank and Anderson, 2001). 198

211 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Figure 5.5: A) Idealized diagram illustrating how the ratio of valley floor width to valley height (V f ) is calculated (modified from Keller and Pinter, 2002). B) Examples of measurements of the ratio of valley floor width to valley height (V f ) for several valley shapes (modified from Burbank and Anderson, 2001) Δείκτης Σχήματος Λεκάνης Απορροής Bs (Drainage Basin Shape ) ή Λόγος Επιμήκυνσης Λεκάνης Απορροής (Basin Elongation Ratio) Το σχήμα της λεκάνης απορροής επηρεάζει το χρόνο συγκέντρωσης της απορροής, επομένως η παροχή που παρατηρείται στο στόμιο της λεκάνης απορροής και το φορτίο του υλικού που μεταφέρεται από το υδρογραφικό δίκτυο, εξαρτώνται από τη γεωμετρία της (Cannon, 1976; Gregory and Walling, 1983; Garg, 1987). Επιπλέον, θεωρείται ότι η τεκτονική δραστηριότητα έχει καθοριστικό ρόλο στη μορφή της λεκάνης απορροής. Λεκάνες απορροής με επίμηκες σχήμα χαρακτηρίζουν τεκτονικά ενεργές περιοχές (Davis, 1909; Shelton 1966). Με το πέρασμα του χρόνου, το σχήμα της λεκάνης απορροής γίνεται σταδιακά πιο κυκλικό (Σχήμα 5.6Β), αφού σταματήσει ή ελαττωθεί η τεκτονική ανύψωση. Η σταδιακή μεταβολή του σχήματος της λεκάνης απορροής γίνεται μέσα από τις διαδικασίες της πλευρικής ανάπτυξης της γραμμής του υδροκρίτη με την κατάληψη χώρου από γειτονικές λεκάνες απορροής (Horton, 1932; 1945; Bull and McFadden, 1977). Λεκάνες απορροής με επίμηκες σχήμα (τεκτονικά ενεργές) θεωρείται ότι αναπτύσσουν μικρής τάξης δευτερεύων δίκτυο συγκρινόμενες με λεκάνες απορροής κυκλικού σχήματος (ανενεργές τεκτονικά) (Strahler, 1964). Οι Philips και Schumm (1987) περιγράφουν την πλάτυνση (αύξηση της κυκλικότητας ) της λεκάνης απορροής και την αύξηση της τάξης των κλάδων του δευτερεύοντος δικτύου με την ταυτόχρονη μείωση της συνολικής κλίσης της λεκάνης απορροής. Στις λεκάνες απορροής με επίμηκες σχήμα (Σχήμα 5.6(Β)), η γρήγορη και απευθείας εκβολή των μικρής τάξης δευτερευόντων κλάδων στον κύριο κλάδο του υδρογραφικού δικτύου έχει σα συνέπεια την συγκέντρωση ενέργειας η οποία επικεντρώνεται πρωτίστως σε κατακόρυφη διάβρωση κατά μήκος του κύριου κλάδου (Cannon, 1976). Στις κυκλικού σχήματος λεκάνες απορροής (Σχήμα 5.6(Β)), στο καλύτερα αναπτυγμένο υδρογραφικό δίκτυο (με μεγάλης τάξης δευτερεύον δίκτυο) υπερισχύει η μεταφορά φορτίου ιζήματος από το σύνολο της λεκάνης απορροής. 199

212 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.6: Α) Σχηματικό διάγραμμα στο οποίο δίνεται αναλυτικά ο τρόπος υπολογισμού του δείκτη Σχήματος Λεκάνης Απορροής B s (τροποποιημένο από Ramirez-Herrera, 1998). Β) Σχέση μεταξύ της μορφής (γεωμετρίας) των λεκανών απορροής και της μορφολογίας του ορεογραφικού μετώπου (βάση του ενεργού ρήγματος) (τροποποιημένο από Mayer, 1986). Figure 5.6: A) Diagram of a portion of a hypothetical drainage basin showing how the drainage basin shape ratio is calculated (modified from Ramirez-Herrera, 1998). Β) Relation between basin shape and morphology of the mountain front (modified from Mayer, 1986). Το σχήμα μιας λεκάνης απορροής αρχικά περιγράφτηκε από τον λόγο επιμήκυνσης (Canon, 1976) που ορίζεται ως ο λόγος της διαμέτρου ενός κύκλου που έχει το ίδιο εμβαδόν με την λεκάνη απορροής προς την απόσταση των δύο πιο απομακρυσμένων σημείων της λεκάνης απορροής (το μήκος της λεκάνης απορροής). Ο λόγος επιμήκυνσης της λεκάνης απορροής υπολογίζεται από τη μαθηματική σχέση: RL = 2 (A/π) / L (7), όπου Α το εμβαδόν της λεκάνης και L το μήκος της λεκάνης. Ένας άλλος τρόπος υπολογισμού του σχήματος της λεκάνης απορροής είναι αυτός που προτείνεται από τη Ramirez-Herrera (1998) και ονομάζεται Δείκτης Σχήματος Λεκάνης Απορροής (Βs). Ο Δείκτης Σχήματος Λεκάνης Απορροής (Βs) υπολογίζεται από την μαθηματική σχέση: B s = B l / B w (7), όπου B l είναι το μήκος της λεκάνης απορροής, μετρούμενο από το σημείο εξόδου του ποταμού στη λεκάνη απορροής έως το πιο απομακρυσμένο σημείο του υδροκρίτη και B w είναι το πλάτος της λεκάνης απορροής μετρημένο κατά μήκος του μικρού άξονα της λεκάνης απορροής. Ο ακριβής τρόπος υπολογισμού του δείκτη Βs δίνεται στο 200

213 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 σχήμα 5.6(Α). Ο δείκτης Σχήματος Λεκάνης Απορροής (Βs) χρησιμοποιήθηκε στα πλαίσια της παρούσας διατριβής για τη διάκριση μεταξύ των επιμηκών λεκανών με υψηλότερες τιμές του δείκτη Σχήματος Λεκάνης Απορροής B s από κυκλικού σχήματος λεκάνες με χαμηλότερες τιμές (Σχήμα 5.6(Β)). Ο δείκτης αυτός εφαρμόζεται συχνά στην ανάλυση λεκανών απορροής κοντά σε τεκτονικός ενεργά ορεογραφικά μέτωπα όπως π.χ. από τους Bull and McFadden (1977) στην έρημο Mojave (California), Ramirez-Herrera (1998) στην τάφρο Acambay (Mexico) και Salvany (2004) στην λεκάνη απορροής του ποταμού Guadiamar (Spain). Συνολικά ο δείκτης Σχήματος Λεκάνης Απορροής (Βs) υπολογίστηκε σε 165 λεκάνες απορροής επί της βάσης των κύριων ρηξιγενών ζωνών. 5.3 Ασυμμετρία Λεκανών Απορροής στη ΝΑ Στερεά Ελλάδα Ο υπολογισμός της ασυμμετρίας των κύριων λεκανών απορροής που αναπτύσσονται μέσα στα όρια της περιοχής μελέτης υπολογίσθηκε με την εφαρμογή των μορφοτεκτονικών δεικτών: Συντελεστή Ασυμμετρίας (ΑF) και του Συντελεστή Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας (Τ) που η μεθοδολογία υπολογισμού τους αναλύθηκε σε προηγούμενη παράγραφο. Τα αποτελέσματα των υπολογισμών δίνονται στον Πίνακα 5.1 και περιγράφονται αναλυτικά στις επόμενες παραγράφους. Πίνακας 5.1: Ποσοτικά στοιχεία ανάλυσης της ασυμμετρίας των λεκανών απορροής. Table 5.1: Quantitative analysis of the drainage basin asymmetry. Λεκάνη απορροής Συντελεστής Ασυμμετρίας A f (%) Συντελεστή Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας Τ Προσανατολισμός R p Λιβαδόστρα Άσκρη <0.01 Βαθύρεμα Καλαμίτη- Καναβάρι 24/ <0.01 Ασωπού <0.01 Ριτσώνα 47/67/ T: μέσο μέγεθος διανύσματος R: μέσο μήκος συνισταμένου διανύσματος p: πιθανότητα τα διανύσματα να είναι τυχαία 201

214 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ Αποτελέσματα Συντελεστή Ασυμμετρίας (A f ) Ο Συντελεστής Ασυμμετρίας (A f ) υπολογίστηκε στις πέντε υδρολογικές λεκάνες και στον υδρολογικό τομέα, που καλύπτουν την περιοχή μελέτης που αναλύεται στην παρούσα διατριβή, επιδεικνύοντας ένα ευρύ πεδίο τιμών (Σχήμα 5.7 και Πίνακας 5.1). Πιο αναλυτικά, για τη λεκάνη απορροής του Λιβαδόστρα ο δείκτης A f δείχνει μια γενική τάση για ομοιόμορφη πλευρική μετατόπιση προς τα ΒΒΔ κατά ένα ποσοστό 35% (Σχήμα 5.7 και Πίνακας 5.1). Τα αποτελέσματα του δείκτη Α f για τη λεκάνη απορροής του ποταμού Λιβαδόστρα συμφωνούν και με την ασύμμετρη θέση του κύριου κλάδου του (Λιβαδόστρας) επί της λεκάνης απορροής. Ο ποταμός Λιβαδόστρας είναι μετατοπισμένος, σε σχέση με τον άξονα συμμετρίας της λεκάνης απορροής, προς το βόρειο τμήμα της. Επιπλέον, οι παραπόταμοί του που βρίσκονται νότια του κύριου κλάδου έχουν μεγαλύτερο μήκος σε σχέση με αυτούς που βρίσκονται βόρεια. Τα παραπάνω συμφωνούν και με τα αποτελέσματα του Συντελεστής Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας όπου δίνει μια μέση διεύθυνση μετατόπισης του συνισταμένου διανύσματος προς τα βόρεια (Πίνακας 5.1). Σχήμα 5.7: Χάρτης Συντελεστή Ασυμμετρίας (A f ). Στον χάρτη προβάλλονται η γενική τάση μετατόπισης (βέλη) που υπολογίστηκε για όλες τις λεκάνες της περιοχής μελέτης καθώς και το ποσοστό (αριθμός δίπλα στα βέλη, σε ποσοστό επί τοις εκατό) μετατόπισης για κάθε μια. Figure 5.7: Map of Asymmetry Factor (A f ). This map is showing the Asymmetry Factor values (number next to the arrows as a percentage) and direction of tilt (arrows) of the studied drainage basin. 202

215 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Η ανάλυση του δείκτη A f για τη λεκάνη απορροής του ποταμού Άσκρη, δείχνει μια γενική τάση για ομοιόμορφη πλευρική μετατόπιση προς τα ΝΔ με ποσοστό 74 % (Σχήμα 5.7 και Πίνακας 5.1). Τα αποτελέσματα του δείκτη Α f για τη λεκάνη απορροής Άσκρη συμφωνούν και με την ασύμμετρη θέση του κύριου κλάδου (Άσκρης ποταμός) επί της λεκάνης απορροής. Ο ποταμός Άσκρης είναι μετατοπισμένος, σε σχέση με τον άξονα συμμετρίας της λεκάνης απορροής, προς το νότιο τμήμα της. Επιπλέον, οι παραπόταμοι που βρίσκονται βόρεια του κύριου κλάδου έχουν μεγαλύτερο μήκος σε σχέση με αυτούς που βρίσκονται νότια. Τα αποτελέσματα του δείκτη Α f για την λεκάνη απορροής Άσκρη, συμφωνούν και με τα αποτελέσματα του Συντελεστής Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας όπου δίνει μια μέση διεύθυνση μετατόπισης του συνισταμένου διανύσματος προς τα νοτιοδυτικά (Πίνακας 5.1). Η λεκάνη απορροής του ποταμού Βαθύρεμα δείχνει μια γενική τάση για ομοιόμορφη πλευρική μετατόπιση προς τα ΒΑ κατά ένα ποσοστό 30 % (Σχήμα 5.7 και Πίνακας 5.1). Τα αποτελέσματα του δείκτη Α f για τη λεκάνη απορροής Βαθύρεμα συμφωνούν και με την ασύμμετρη θέση του κύριου κλάδου (ποταμός Βαθύρεμα) επί της λεκάνης απορροής. Ο ποταμός Βαθύρεμα είναι μετατοπισμένος, σε σχέση με τον άξονα συμμετρίας της λεκάνης απορροής, προς το βορειοανατολικό τμήμα της, με τους παραπόταμους που βρίσκονται νοτιοδυτικά του κύριου κλάδου να έχουν μεγαλύτερο μήκος σε σχέση με αυτούς που βρίσκονται βορειοανατολικά. Η ανάλυση του δείκτη Α f, για τη λεκάνη απορροής Άσκρη, συμφωνεί με τη μέση διεύθυνση μετατόπισης του συνισταμένου διανύσματος του Συντελεστής Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας (Πίνακας 5.1). Ο Συντελεστής Ασυμμετρίας, για τη λεκάνη απορροής Καλαμίτη-Καναβάρι εξαιτίας της μορφολογίας και του σύνθετου σχήματός της, εφαρμόσθηκε ξεχωριστά στις δύο υπολεκάνες των ποταμών Καλαμίτη και Καναβάρι, αντίστοιχα. Ο δείκτης Α f για την υπολεκάνη του Καλαμίτη δείχνει μια γενική τάση για ομοιόμορφη πλευρική μετατόπιση προς τα ΒΒΑ κατά ένα ποσοστό 24 % (Σχήμα 5.7 και Πίνακας 5.1). Ο ποταμός Καλαμίτης είναι μετατοπισμένος, σε σχέση με τον άξονα συμμετρίας της υπολεκάνης απορροής του, προς το βορειοανατολικό τμήμα της. Το παραπάνω συμπέρασμα ενισχύεται και από το μεγαλύτερο μήκος των δευτερευόντων κλάδων του κύριου κλάδου που βρίσκονται νοτιοδυτικά σε σχέση με αυτούς που βρίσκονται βορειοανατολικά. Η ανάλυση του δείκτη Α f, για την υπολεκάνη απορροής του 203

216 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Καλαμίτη συμφωνεί με τη μέση διεύθυνση μετατόπισης του συνισταμένου διανύσματος του Συντελεστής Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας που υπολογίστηκε για την συγκεκριμένη υπολεκάνη (Πίνακας 5.1). Ο δείκτης Α f για την υπολεκάνη του Καναβάρι δείχνει μια γενική τάση για ομοιόμορφη πλευρική μετατόπιση προς τα ΒΒΔ κατά ένα ποσοστό 62 % (Σχήμα 5.7 και Πίνακας 5.1). Ο ποταμός Καναβάρι είναι μετατοπισμένος, σε σχέση με τον άξονα συμμετρίας της λεκάνης απορροής του, προς το βορειοδυτικό τμήμα της, με τους παραπόταμους που βρίσκονται νότια του κύριου κλάδου να έχουν μεγαλύτερο μήκος σε σχέση με αυτούς που αναπτύσσονται στο βόρειο τμήμα του. Η ανάλυση του δείκτη Α f, για την λεκάνη απορροής του Καναβάρι συμφωνεί με τη μέση διεύθυνση μετατόπισης του συνισταμένου διανύσματος του Συντελεστής Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας που υπολογίστηκε για την συγκεκριμένη υπολεκάνη (Πίνακας 5.1). Ο Συντελεστής Ασυμμετρίας A f για τη λεκάνη απορροής του ποταμού Ασωπού, δείχνει μια γενική τάση για ομοιόμορφη πλευρική μετατόπιση προς τα ΒΒΔ με ποσοστό 67 % (Σχήμα 5.7 και Πίνακας 5.1). Τα αποτελέσματα του δείκτη Α f για τη λεκάνη απορροής Ασωπού συμφωνούν και με την ασύμμετρη θέση του Ασωπού ποταμού επί της λεκάνης απορροής. Ο ποταμός Ασωπός είναι μετατοπισμένος, σε σχέση με τον άξονα συμμετρίας της λεκάνης απορροής, προς το βόρειο τμήμα της. Επιπλέον, οι παραπόταμοι που αναπτύσσονται νότια του κύριου κλάδου έχουν μεγαλύτερο μήκος σε σχέση με αυτούς που βρίσκονται βόρεια. Τα αποτελέσματα του δείκτη Α f για την λεκάνη απορροής Ασωπού, συμφωνούν και με τα αποτελέσματα του Συντελεστής Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας όπου δίνει μια μέση διεύθυνση μετατόπισης του συνολικού συνισταμένου διανύσματος προς τα βορειοδυτικά (Πίνακας 5.1). Η ανάλυση του δείκτη A f για τον υδρολογικό τομέα Ριτσώνα εφαρμόσθηκε στις τρεις μεγαλύτερες λεκάνες απορροής που αναπτύσσονται μέσα στα όρια του. Οι λεκάνες απορροής αυτές είναι: η λεκάνη απορροής του ποταμού Ριτσώνα που αναπτύσσεται στο βόρειο τμήμα του τομέα και οι λεκάνες απορροής Ρ2 και Ρ3 που αναπτύσσονται στο κεντρικό και νότιο τμήμα του τομέα, αντίστοιχα. Ο δείκτης Α f για τη λεκάνη απορροής Ριτσώνα, δείχνει μια πολύ ασθενή τάση για πλευρική μετατόπιση προς τα νότια με ποσοστό 47 % (Σχήμα 5.7 και Πίνακας 5.1). Τα αποτελέσματα του δείκτη Α f για τη λεκάνη απορροής Ριτσώνα παραπέμπουν περισσότερο σε συμμετρική λεκάνη παρά τη μικρή τάση για πλευρική μετατόπιση. Η θέση του ποταμού Ριτσώνα βρίσκεται 204

217 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 κοντά στο κέντρο της λεκάνης απορροής. Τα αποτελέσματα του δείκτη Α f για την λεκάνη απορροής Ριτσώνα, συμφωνούν και με τα αποτελέσματα του Συντελεστής Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας όπου δίνει μια ασθενή μέση διεύθυνση μετατόπισης του συνισταμένου διανύσματος προς τα νότια (Πίνακας 5.1). Η ανάλυση του Συντελεστή Ασυμμετρίας για τις λεκάνες Ρ2 και Ρ3 έδειξε μια γενική τάση για ομοιόμορφη πλευρική μετατόπιση προς τα ΒΒΔ και Β, αντίστοιχα. Η τάση αυτή μετατόπισης είναι σε ποσοστό 67 % για την λεκάνη απορροής Ρ2 και 71 % για την λεκάνη απορροής Ρ3. Τα αποτελέσματα του δείκτη Α f για τις δύο αυτές λεκάνες απορροής συμφωνούν και με την ασύμμετρη θέση των κεντρικών ποταμών επί των αντίστοιχων λεκανών απορροής. Οι ποταμοί Ρ2 και Ρ3 είναι μετατοπισμένοι, σε σχέση με τον άξονα συμμετρίας των λεκανών απορροής τους, προς το βορειοδυτικό και βόρειο τμήμα τους, αντίστοιχα. Το παραπάνω ενισχύεται και από την ασύμμετρη ανάπτυξη των κύριων παραποτάμων που αναπτύσσονται εκατέρωθεν των δύο κύριων κλάδων. Οι παραπόταμοι που αναπτύσσονται στο νότιο τμήμα των δύο κύριων κλάδων (Ρ2 και Ρ3) έχουν μεγαλύτερο μήκος σε σχέση με αυτούς που αναπτύσσονται στο βόρειο τμήμα. Τα αποτελέσματα του δείκτη Α f για τις λεκάνες απορροής Ρ2 και Ρ3, συμφωνούν και με τα αποτελέσματα του Συντελεστή Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας όπου δίνει μια μέση διεύθυνση μετατόπισης των συνισταμένων διανυσμάτων προς τα βορειοδυτικά και βόρεια, αντίστοιχα (Πίνακας 5.1) Αποτελέσματα Συντελεστή Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας (Τ) Ο Συντελεστής Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας (Τ) εφαρμόσθηκε στις πέντε λεκάνες απορροής και στον υδρολογικό τομέα που καλύπτουν την περιοχή μελέτης που αναλύεται στην παρούσα διατριβή (Σχήμα 5.8). Υπολογίσθηκαν συνολικά ~470 διανύσματα ασυμμετρίας για τους κύριους και δευτερεύοντες κλάδους του υδρογραφικού δικτύου των λεκανών απορροής που αναλύθηκαν. Πιο συγκεκριμένα, για τις λεκάνες απορροής των ποταμών Λιβαδόστρα, Άσκρη και Βαθύρεμα υπολογίσθηκαν διανύσματα ασυμμετρίας μόνο για τον κύριο κλάδο του υδρογραφικού δικτύου (Σχήματα 5.8 και 5.9). Για την λεκάνη απορροής Καλαμίτη- Καναβάρι τα διανύσματα ασυμμετρίας υπολογίσθηκαν για τον κύριο κλάδο του δικτύου (Καλαμίτης, Σχήμα 5.8 και 5.10) αλλά και για τον κύριο παραπόταμο του (Καναβάρι, Σχήμα 5.8 και 5.10). Για την λεκάνη απορροής του ποταμού Ασωπού ο 205

218 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 υπολογισμός των διανυσμάτων πραγματοποιήθηκε κατά μήκος του κύριου κλάδου του υδρογραφικού δικτύου αλλά και κατά μήκος των κύριων παραπόταμων τέταρτης τάξης και άνω (Σχήμα 5.8 και 5.11 έως 5.13). Στον υδρολογικό τομέα Ριτσώνα ο συντελεστής εγκάρσιας τοπογραφικής συμμετρίας υπολογίσθηκε για τον κύριο κλάδο (ποταμός Ριτσώνας Ρ1, Σχήμα 5.8 και 5.14) που είναι και η κύρια υπολεκάνη του τομέα, καθώς και για δύο από τους μεγαλύτερους κλάδους (Ρ2 και Ρ3, Σχήμα 5.8 και 5.14) που βρίσκονται στον τομέα. Για τον υπολογισμό του συντελεστή εγκάρσιας τοπογραφικής συμμετρίας ο κύριος κλάδος της λεκάνης απορροής του Ασωπού ποταμού χωρίσθηκε σε ευθύγραμμα τμήματα μήκους 1 km, ενώ οι κύριοι παραπόταμοι του και όλοι οι υπόλοιποι κλάδοι των λεκανών απορροής, που αναλύθηκαν, σε ευθύγραμμα τμήματα μήκους 0.5 km. Η ανάλυση του Συντελεστή Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας (Τ) για τη λεκάνη απορροής Λιβαδόστρα έδωσε μέση τιμή του δείκτη Τ = 0.33 και μέση διεύθυνση μετατόπισης προς βορρά (αζιμούθιο 2 ο ) (Σχήμα 5.9 και Πίνακας 5.1). Η μέση διεύθυνση μετατόπισης του συνισταμένου διανύσματος καταδεικνύει την τάση του ποταμού Λιβαδόστρα να μετατοπίζεται από το κέντρο της λεκάνης προς τη ρηξιγενή ζώνη Λιβαδόστρα Καπαρέλλι (Σχήμα 5.8). Η διασπορά των διανυσμάτων ασυμμετρίας είναι μεσαία όπως φαίνεται και από την τιμή του μέτρου διασποράς R = 0.55 που υπολογίστηκε. Η μέση τιμή των διανυσμάτων ασυμμετρίας για την λεκάνη απορροής του ποταμού Άσκρη είναι T = 0.37 με μέση διεύθυνση μετατόπισης προς νοτιοανατολικά (αζιμούθιο 168 ο ) (Σχήμα 5.9 και Πίνακας 5.1). Η μέση διεύθυνση μετατόπισης που προκύπτει από το συνισταμένο διάνυσμα καταδεικνύει την τάση του ποταμού Άσκρη να μετατοπίζεται από το κέντρο της λεκάνης προς το νότιο τμήμα της (Σχήμα 5.8). Δύο λόγοι μπορούν να ερμηνεύσουν την ασύμμετρη θέση του ποταμού επί της λεκάνης απορροής. Πρώτον, η δυναμικότητα του Ρήγματος Νεοχωρίου δεν είναι ικανή ώστε να μετατοπίσει τη κοίτη του ποταμού προς το ίχνος του. Εναλλακτικά, η λιθολογία επί της κοίτης του ποταμού ενδέχεται να εμποδίζει τη μετατόπισή του. Όπως φαίνεται και στο χάρτη του σχήματος 2.2, η κοίτη του ποταμού διατρέχει ασβεστολιθικά πετρώματα τα οποία ενδέχεται να τη συγκρατούν. Το μέτρο διασποράς για την λεκάνη απορροής του Άσκρη είναι R = 0.78 επιδεικνύοντας μικρή διασπορά των διανυσμάτων. 206

219 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.8: Χάρτης των διανυσμάτων ασυμμετρίας Συντελεστή Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας (Τ) για όλες τις λεκάνες απορροής της περιοχής μελέτης και Πολικά διαγράμματα των διανυσμάτων ασυμμετρίας. Στο κέντρο του πολικού διαγράμματος, το μέγεθος = 0; στα περιθώρια, το μέγεθος = 1. Τα τρίγωνα δηλώνουν το μέσο διάνυσμα για τα δεδομένα που υπολογίσθηκαν. Figure 5.8: The basin asymmetry vectors within the investigated area. Polar plots of asymmetry vectors. At center of the polar plot, magnitude = 0; at margin, magnitude = 1. Triangle denotes the mean vector for the data. 207

220 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.9: Πολικά διαγράμματα των διανυσμάτων ασυμμετρίας για (Α): τον κύριο κλάδο, Λιβαδόστρας, της λεκάνης απορροής Λιβαδόστρα, (Β): τον κύριο κλάδο, Άσκρης ποταμός, της λεκάνης απορροής Άσκρη και (Γ) τον κύριο κλάδο, Βαθύρεμα ποταμός, της λεκάνης απορροής Βαθύρεμα. Στο κέντρο του πολικού διαγράμματος, το μέγεθος = 0; στα περιθώρια, το μέγεθος = 1. Τα τρίγωνα δηλώνουν το μέσο διάνυσμα για τα δεδομένα που υπολογίσθηκαν. Figure 5.9: Polar plots of asymmetry vectors for: (A): the main river, Livadostras, of Livadostras drainage basin, (B): the main river, Askris, of Askris drainage basin, and (Γ): the main river, Vathirema, of Vathirema drainage basin. At center of the polar plot, magnitude = 0; at margin, magnitude = 1. Triangle denotes the mean vector for the data. 208

221 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Η ανάλυση του Συντελεστή Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας (Τ) για τη λεκάνη απορροής Βαθύρεμα δίνει μέση τιμή του δείκτη Τ = 0.30 και μέση διεύθυνση μετατόπισης προς βορειοανατολικά (αζιμούθιο 25 ο ) (Σχήμα 5.9 και Πίνακας 5.1). Η μέση διεύθυνση μετατόπισης του συνισταμένου διανύσματος καταδεικνύει την τάση του ποταμού Βαθύρεμα να μετατοπίζεται προς τα βορειοανατολικά εξαιτίας της ανύψωσης της βάσης του ρήγματος Λεοντάρι (Σχήμα 5.8). Η τιμή του μέτρου διασποράς R = 0.60 δείχνει μεσαία διασπορά των διανυσμάτων. Η λεκάνη απορροής Καλαμίτης-Καναβάρι χαρακτηρίζεται από μετατόπιση του κύριου ποταμού με διεύθυνση ΒΒΑ (Σχήμα 5.8), όπως προκύπτει από τη μέση διεύθυνση μετατόπισης του συνισταμένου διανύσματος που προκύπτει από την ανάλυση των Τ-διανυσμάτων για κάθε μια από τις λεκάνες. Οι μέσες τιμές των διανυσμάτων Τ για κάθε μια από τις παραπάνω λεκάνες είναι 0.43 αντίστοιχα (Πίνακας 3.1). Οι τιμές διασποράς (R) που προκύπτουν για την λεκάνη απορροής του Καλαμίτη-Καναβάρη παρατηρείται μικρή διασπορά των διανυσμάτων ασυμμετρίας (R = 0.88) (Σχήμα 5.10 και Πίνακας 5.1). Πιο αναλυτικά για την λεκάνη του Καλαμίτη- Καναβάρη τα Τ-διανύσματα του δυτικού παραπόταμου (Καναβάρη Ρ.) επιδεικνύουν μια ΒΔ διεύθυνση μετατόπισης του ρέματος (Σχήμα 5.8), με μέση τιμή του Τ- διανύσματός 0.44, σαν εξαίρεση προς την γενική διεύθυνση της μέσης μετατόπισης της λεκάνης (Σχήμα 5.10). Το μέτρο της διασποράς για τα διανύσματα του παραπόταμου Καναβάρη είναι Ο κύριος κλάδος της λεκάνης (Καλαμίτης Ρ.) έχει μια μέση διεύθυνση μετατόπισης των διανυσμάτων προς τα ΒΑ ενώ η μέση τιμή των Τ- διανυσμάτων είναι Η διασπορά των διανυσμάτων είναι μικρή (R = 0.91). Για την λεκάνη του Καλαμίτη-Καναβάρη υπολογίσθηκαν τα Τ-διανύσματα μόνο για το μέσο και το ανάντη τμήμα των ρεμάτων που αναλύθηκαν, διότι τα κατάντη τμήματα των ρεμάτων έχουν τροποποιηθεί από ανθρώπινη παρέμβαση και την κατασκευή τεχνιτών αρδευτικών καναλιών. 209

222 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.10: Πολικά διαγράμματα των διανυσμάτων ασυμμετρίας για τον κύριο κλάδο, Καλαμίτης, και τον παραπόταμο Καναβάρι της λεκάνης απορροής Καλαμίτη-Καναβάρι. Στο κέντρο του πολικού διαγράμματος, το μέγεθος = 0; στα περιθώρια, το μέγεθος = 1. Τα τρίγωνα δηλώνουν το μέσο διάνυσμα για τα δεδομένα που υπολογίσθηκαν. Figure 5.10: Polar plots of asymmetry vectors for the main river, Kalamitis, and for the tributary Kanavari of the Kalamitis-Kanavari drainage basin. At center of the polar plot, magnitude = 0; at margin, magnitude = 1. Triangle denotes the mean vector for the data. Ο Συντελεστής Εγκάρσιας Τοπογραφικής Συμμετρίας για τη λεκάνη απορροής του Ασωπού έχει μια μέση τιμή 0.39 με αζιμούθιο 326 ο (Σχήμα 5.13 και Πίνακας 5.1). Για την καλύτερη ερμηνεία των δεδομένων τα διανύσματα που υπολογίσθηκαν για τη λεκάνη απορροής του Ασωπού ομαδοποιήθηκαν. Πιο συγκεκριμένα, η ανάλυση των 210

223 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 διανυσμάτων για τον Ασωπό ποταμό δίνει μια μέση τιμή 0.35 με μέση διεύθυνση μετατόπισης προς τα ΒΔ, ενώ η διασπορά των διανυσμάτων είναι μικρή (0.73) όπως προτείνεται από το μέσο μήκος του συνισταμένου διανύσματος. Οι κύριοι παραπόταμοι της λεκάνης του Ασωπού που αναπτύσσονται βόρεια από το κύριο κλάδο του Ασωπού επιδεικνύουν δύο κύριες διευθύνσεις Τ-διανυσμάτων, μία Ν-ΝΔ και μία ΒΑ (Σχήμα 5.8 και 5.11). Η μέση διεύθυνση που προκύπτει όμως από την ανάλυση των διανυσμάτων είναι Ν-ΝΔ με μέση τιμή για τον δείκτη Τ Οι παραπόταμοι του Ασωπού στο βόρειο τμήμα της λεκάνης εμφανίζουν μεγάλη διασπορά της διεύθυνσης των διανυσμάτων με R = Οι παραπόταμοι του Ασωπού ποταμού που αναπτύσσονται νότια του κύριου κλάδου έχουν μια μέση διεύθυνση των Τ-διανυσμάτων προς τα ΒΔ και μέση τιμή 0.43 (Σχήμα 5.12). Το μέτρο της διασποράς όλων των διανυσμάτων των νότιων παραποτάμων του Ασωπού είναι Οι νότιοι παραπόταμοι του Ασωπού μπορούν να υποδιαιρεθούν σε τρεις επιμέρους υποομάδες με βάση την θέση τους αλλά και με βάση τη μέση διεύθυνση προσανατολισμού των διανυσμάτων των παραποτάμων. Αναλυτικότερα, οι παραπόταμοι που βρίσκονται στο νότιο και κεντρικό τμήμα της λεκάνης έχουν μια μέση διεύθυνση μετατόπισης προς τα ΑΒΑ και μέση τιμή για τον δείκτη Τ 0.38 (Σχήμα 5.8 και 5.12). Η μέση διεύθυνση μετατόπισής τους είναι πιθανότατα αποτέλεσμα της πλευρικής μετατόπισης που έχουν υποστεί οι συγκεκριμένοι κλάδοι του Ασωπού εξαιτίας της κίνησης του ρήγματος των Δαφνών. Η επόμενη υποομάδα παραποτάμων βρίσκεται ανατολικότερα με μια μέση διεύθυνση μετατόπισης ΔΒΔ με τιμή του μέσου διανύσματος 0.48, ενώ το μέτρο της διασποράς τους είναι σχετικά μικρό Η τελευταία υποομάδα των νότιων παραπόταμων του Ασωπού βρίσκεται στο ΝΑ τμήμα της λεκάνης και αντιπροσωπεύεται από τον παραπόταμο Αs15 (Σχήμα 5.12). Η μέση τιμή για τον δείκτη Τ είναι 0.40, ενώ η μέση διεύθυνση μετατόπισης των διανυσμάτων έχει αζιμούθιο 58 ο. Η διεύθυνση μετατόπισης των δυο τελευταίων υποομάδων των νότιων παραποτάμων του Ασωπού μπορεί να ερμηνευθεί λόγω της πλευρικής μετατόπισης που έχουν υποστεί οι παραποτάμιοι κλάδοι σαν αποτέλεσμα της δράσης των κανονικού χαρακτήρα ρηγμάτων που υπάρχουν στο ΝΑ τμήμα της λεκάνης π.χ. ρήγμα Αυλώνας, ρήγμα Δαφνούλας, ρηξιγενής ζώνη Ασωπίας-Καλλιθέας. 211

224 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.11: Πολικά διαγράμματα των διανυσμάτων ασυμμετρίας για τους βόρειους παραπόταμους της λεκάνης απορροής Ασωπού. Στο κέντρο του πολικού διαγράμματος, το μέγεθος = 0; στα περιθώρια, το μέγεθος = 1. Τα τρίγωνα δηλώνουν το μέσο διάνυσμα για τα δεδομένα που υπολογίσθηκαν. Figure 5.11: Polar plots of asymmetry vectors for the north tributaries of the Asopos drainage basin. At center of the polar plot, magnitude = 0; at margin, magnitude = 1. Triangle denotes the mean vector for the data. 212

225 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.12: Πολικά διαγράμματα των διανυσμάτων ασυμμετρίας για τους βόρειους παραπόταμους της λεκάνης απορροής Ασωπού. Στο κέντρο του πολικού διαγράμματος, το μέγεθος = 0; στα περιθώρια, το μέγεθος = 1. Τα τρίγωνα δηλώνουν το μέσο διάνυσμα για τα δεδομένα που υπολογίσθηκαν. Figure 5.12: Polar plots of asymmetry vectors for the north tributaries of the Asopos drainage basin. At center of the polar plot, magnitude = 0; at margin, magnitude = 1. Triangle denotes the mean vector for the data. 213

226 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.13: Πολικά διαγράμματα των διανυσμάτων ασυμμετρίας για τη λεκάνης απορροής Ασωπού. Στο κέντρο του πολικού διαγράμματος, το μέγεθος = 0; στα περιθώρια, το μέγεθος = 1. Τα τρίγωνα δηλώνουν το μέσο διάνυσμα για τα δεδομένα που υπολογίσθηκαν. Figure 5.13: Polar plots of asymmetry vectors for the Asopos drainage basin. At center of the polar plot, magnitude = 0; at margin, magnitude = 1. Triangle denotes the mean vector for the data. Ο υδρολογικός τομέας του Ριτσώνα βρίσκεται στο ανατολικό τμήμα της περιοχής μελέτης με μέση τιμή των Τ-διανυσμάτων, που αναλύθηκαν, 0.25 και μέση διεύθυνση μετατόπισης 308 ο (Σχήμα 5.14 και Πίνακας 5.1). Πιο αναλυτικά η υδρολογική λεκάνη του ποταμού Ριτσώνα με βάση την ανάλυση του δείκτη Τ επιδεικνύει μια διεύθυνση μετατόπισης σχεδόν νότια με μια μέση τιμή των Τ-διανυσμάτων Οι υπόλοιπες δύο λεκάνες (Ρ2 και Ρ3) του υδρολογικού τομέα, που αναλύθηκαν, έχουν μια μέση τιμή των Τ-διανυσμάτων 0.26 και 0.32, ενώ η μέση διεύθυνση μετατόπισης είναι Β και ΒΔ αντίστοιχα (Σχήμα 5.8) και μικρή διασπορά των διανυσμάτων όπως προκύπτει από το μέτρο του συνισταμένου διανύσματος. Συνδυασμένοι οι κλάδοι Ρ2 και Ρ3 (Ρ2+Ρ3) έχουν μια μέση διεύθυνση μετατόπισης ΒΒΔ και μέση τιμή του Τ-διανύσματος

227 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.14: Πολικά διαγράμματα των διανυσμάτων ασυμμετρίας για τον ποταμό του Ριτσώνα (Ρ1), τους κύριους μικρότερους ποταμούς, Ρ2 και Ρ3, και για το σύνολο του υδρολογικού τομέα Ριτσώνα. Στο κέντρο του πολικού διαγράμματος, το μέγεθος = 0; στα περιθώρια, το μέγεθος = 1. Τα τρίγωνα δηλώνουν το μέσο διάνυσμα για τα δεδομένα που υπολογίσθηκαν. Figure 5.14: Polar plots of asymmetry vectors for the river Ritsonas (Ρ1), rivers Ρ2 and Ρ3 and for the the Ritsonas drainage domain. At center of the polar plot, magnitude = 0; at margin, magnitude = 1. Triangle denotes the mean vector for the data. 215

228 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Όπως αναφέρθηκε και σε προηγούμενη παράγραφό είναι σημαντικό να εξετάσουμε το επίπεδο στατιστικής εμπιστοσύνης των διανυσμάτων που μετρήθηκαν (Cox, 1991; Cox et al., 2001). Έτσι με βάση την εξίσωση (3) (Curray, 1956) για τα δεδομένα που παρουσιάζονται στο σχήμα 5.8 η πιθανότητα τα διανύσματα, που υπολογίσθηκαν για κάθε λεκάνη, να είναι τυχαία είναι p < 0.05 με εξαίρεση την λεκάνη απορροής Βαθύρεμα της οποίας η πιθανότητα είναι p = 0.2 (Πίνακας 5.1). Κατά συνέπεια, το μέσο διάνυσμα που υπολογίσθηκε για τις λεκάνες απορροής της περιοχής μελέτης έχει επίπεδο εμπιστοσύνης > 95 %, με εξαίρεση τη λεκάνη απορροής Βαθύρεμα που έχει επίπεδο εμπιστοσύνης 80 %. 5.4 Αποτελέσματα δείκτη Μήκους-Κλίσης Ρέματος (SL) Η κατασκευή του χάρτη πυκνοτήτων των τιμών του δείκτη S L για όλη την περιοχή μελέτης έγινε με σκοπό να διακριθούν περιοχές με συγκεντρώσεις υψηλών τιμών του δείκτη S L και στη συνέχεια να διερευνηθεί η σχέση τους με τις επιμέρους ρηξιγενείς ζώνες που αναπτύσσονται μέσα στα όρια της περιοχής μελέτης. Ο χάρτης που προέκυψε φαίνεται στο σχήμα Για τον υπολογισμό του δείκτη μήκους-κλίσης ρέματος S L αναλύθηκαν όλοι οι κύριοι κλάδοι και οι παραπόταμοι των υδρογραφικών δικτύων που αναπτύσσονται στην περιοχή μελέτης που αναλύεται από την παρούσα διατριβή. Σε κάθε ποτάμιο κλάδο επιλέχθηκε ένα διάστημα Δ H ίσο με 20 μέτρα, αντίστοιχο με την ισοδιάσταση των ισοϋψών καμπυλών που ψηφιοποιήθηκαν, κατά τη φάση παραγωγής των πρωτογενών δεδομένων όπως αυτά παρουσιάσθηκαν στη παράγραφο 3.Χ. Στο κέντρο κάθε τέτοιου τμήματος υπολογίστηκε στη συνέχεια η τιμή του δείκτη S L, σύμφωνα με τη μεθοδολογία που αναλύθηκε στην παράγραφο Υπολογίσθηκαν συνολικά ~4200 σημεία, που καλύπτουν όλη την περιοχή μελέτης. Στον υπολογισμό του δείκτη S L δεν συμπεριλήφθησαν τα σημεία που βρίσκονται στα ανάντη του υδρογραφικού δικτύου κοντά στο όριο με τον υδροκρίτη, καθώς ο υπολογισμός του δείκτη στα σημεία αυτά θεωρείται ότι περιέχει σημαντικά υπολογιστικά σφάλματα (δες και Keller and Pinter, 2002). Γι αυτό και ο υπολογισμός του δείκτη ξεκίνησε σε συγκεκριμένη απόσταση από τον υδροκρίτη για κάθε κλάδο του υδρογραφικού δικτύου. Η απόσταση που χρησιμοποιήθηκε στα πλαίσια της παρούσας διατριβής είναι 40 m για τους μεγάλους κλάδους του υδρογραφικού δικτύου και 20 m για τους μικρότερους. 216

229 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.15: Χάρτης πυκνότητας των τιμών του δείκτη μήκους-κλίσης ρέματος (SL) για την περιοχή μελέτης. Σχήμα 5.15: Χάρτης πυκνότητας των τιμών του δείκτη Μήκους-Κλίσης Ρέματος (SL) της περιοχής μελέτης. Figure 5.15: Density map of stream length-gradient index (SL) within the investigated area. Figure 5.15: Density map of stream length-gradient index within the investigated area. 217

230 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Οι τιμές του δείκτη που υπολογίσθηκαν χρησιμοποιήθηκαν ως πρωτογενή δεδομένα προκειμένου να υπολογισθούν πυκνότητες υψηλών τιμών του δείκτη S L. Για την καλύτερη απεικόνιση της χωρικής κατανομής των σημείων, που περιέχουν τις τιμές που υπολογίστηκαν για το δείκτη, κατασκευάστηκε ο χάρτης πυκνότητας του δείκτη S L (Σχήμα 5.15). Για την κατασκευή του χάρτη χρησιμοποιήθηκε η μέθοδος προσδιορισμού πύκνωσης τιμών που βασίζεται στον αλγόριθμο του Kernel (Silverman, 1986). Σύμφωνα με τη μέθοδο αυτή, τα σημεία που βρίσκονται εντός της ακτίνας που ορίζει ένας κυκλικός τομέας αθροίζονται και στην συνέχεια διαιρούνται με το εμβαδόν του κυκλικού τομέα, ώστε να πάρουμε την πυκνότητα σε κάθε εικονοστοιχείου του χάρτη. Η ακτίνα του κυκλικού τομέα που επιλέχθηκε είναι 1250 m, ενώ οι κυψέλες του χάρτη που δημιουργήθηκε είναι 50 m 2. Η επιφάνεια πυκνότητας δείχνει τη χωρική κατανομή των σημείων, με υψηλές τιμές του δείκτη S L, ενώ το τελικό αποτέλεσμα είναι μια εξομαλυσμένη κατανομή των τιμών του δείκτη S L και καλύπτει όλη την περιοχή μελέτης (Σχήμα 5.15). Παρατηρώντας τον χάρτη του σχήματος 5.15 διακρίνεται ότι περιοχές υψηλών συγκεντρώσεων συμπίπτουν σε γενικές γραμμές με τις ρηξιγενείς ζώνες που αποτελούν αντικείμενο μελέτης της παρούσας διατριβής. Πιο αναλυτικά, πολύ υψηλές συγκεντρώσεις παρατηρούνται κατά μήκος των ρηξιγενών ζωνών Λιβαδόστρα- Καπαρελλίου και Ερυθρών Δαφνών που αναπτύσσονται στο νότιο τμήμα της περιοχής μελέτης (Σχήμα 5.15). Περιοχές με υψηλές συγκεντρώσεις διακρίνονται επίσης κατά μήκος των ρηξιγενών ζωνών Νεοχώρι Λεοντάρι και Καλλιθέα Ασωπία (Σχήμα 5.15). Η ρηξιγενής ζώνη Νεοχώρι Λεοντάρι χαρακτηρίζεται από τμήματα με υψηλών τιμών που κατανέμονται σε γειτονία και κατά μήκος του Ρήγματος Νεοχώρι. Κατά μήκος του Ρήγματος Λεονταρίου παρατηρούνται χαμηλές συγκεντρώσεις, συγκριτικά με τις προαναφερόμενες ρηξιγενείς ζώνες, ωστόσο διακρίνονται τοπικά μέγιστα (Σχήμα 5.15). Αυτή η διαφοροποίηση της κατανομής S L στην περιοχή θεωρείται ότι αποδίδεται στη λιθολογία των πετρωμάτων που μετατοπίζονται εκατέρωθεν του ρήγματος. Έτσι οι χαμηλές τιμές του S L φαίνεται να σχετίζονται χωρικά με την επιφανειακή εμφάνιση ποτάμιων αποθέσεων Πλειστοκαινικής ηλικίας, οι οποίες δεν έχουν μεγάλη αντοχή στη διάβρωση (Σχήμα 2.2). Περιοχές με υψηλές συγκεντρώσεις διακρίνονται στα τμήματα που βρίσκονται βόρεια και βορειοδυτικά της ρηξιγενής ζώνης Νεοχώρι 218

231 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Λεοντάρι, στο δυτικό όριο του Ρήγματος Σχηματαρίου, κατά μήκος του Ρήγματος Αυλώνας και τέλος κατά μήκος του Ρήγματος Βίλλια (Σχήμα 5.15). 5.5 Εφαρμογή Μορφοτεκτονικών Δεικτών στις Ρηξιγενείς ζώνες Κατά μήκος των ρηξιγενών ζωνών υπολογίσθηκαν οι μορφοτεκτονικοί δείκτες: δείκτης ευθυγράμμισης ορεογραφικού μετώπου (S mf ), δείκτης λόγου πλάτους κοιλάδας προς ύψος κοιλάδας (V f ), δείκτης σχήματος λεκάνης απορροής (B s ) και δείκτης μήκους-κλίσης ρέματος (S L ), που η μεθοδολογία υπολογισμού τους αναφέρθηκε αναλυτικά στην παράγραφο 5.2. Επιπλέον, υπολογίσθηκε η μορφομετρική παράμετρος της πυκνότητας υδρογραφικού δικτύου (Dd) των λεκανών απορροής στη βάση της ρηξιγενούς ζώνης, η μεθοδολογία υπολογισμού της οποίας αναφέρθηκε αναλυτικά στην παράγραφο (Κεφάλαιο 3). Τα αποτελέσματα της εφαρμογής των μορφοτεκτονικών δεικτών για κάθε ρηξιγενή ζώνη περιγράφονται αναλυτικά στις επόμενες παραγράφους Ρηξιγενής ζώνη Νεοχωρίου-Λεονταρίου Η ρηξιγενής ζώνη του Νεοχωρίου-Λεονταρίου έχει μήκος ~27 km και βρίσκεται στο δυτικό τμήμα της περιοχής μελέτης (δες Κεφάλαιο 4). Αποτελείται από δύο κύρια ρήγματα, το Ρήγμα του Νεοχωρίου με μήκος ~12 km στα ανατολικά, και το Ρήγμα του Λεονταρίου με μήκος ~13 km, στα δυτικά. Πρόκειται για δύο ρήγματα κανονικού χαρακτήρα των οποίων το ρηξιγενές επίπεδο κλίνει προς τα νότια. Η απόσταση μεταξύ των δύο ρηγμάτων είναι ~2 km Γεωμετρία υδρογραφικού δικτύου στη βάση των ρηγμάτων Το υδρογραφικό δίκτυο που αναπτύσσεται στην οροφή των δύο ρηγμάτων εμφανίζει σημαντικές διαφορές ως προς το μέγεθος και τη γεωμετρία του. Κύριο χαρακτηριστικό του υδρογραφικού δικτύου που αναπτύσσεται στην οροφή του Ρήγματος Νεοχώρι είναι οι μεγάλες σε μέγεθος λεκάνες απορροής (Σχήμα 5.16(Α)). Πιο συγκεκριμένα, κατά μήκος του ρήγματος μπορούν να διακριθούν δύο κατηγορίες λεκανών 219

232 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 απορροής. Η πρώτη κατηγορία αφορά μεγάλες σε μέγεθος λεκάνες απορροής που αναπτύσσονται με την διεύθυνση του μεγάλου άξονά τους κάθετα στην διεύθυνση της παράταξης του ρήγματος. Το υδρογραφικό δίκτυο των συγκεκριμένων λεκανών απορροής χαρακτηρίζεται από την έντονη κατά βάθος διάβρωση και τη δημιουργία οξύληκτων κοιλάδων σχήματος-v (Σχήμα 5.18). Η δημιουργία βαθιών φαραγγιών, στο κεντρικό τμήμα της οροφής του Ρήγματος Νεοχώρι, είναι αποτέλεσμα της συνεχόμενης αλλαγής του επιπέδου βάσεως εξαιτίας της ανύψωσης που έχει υποστεί η οροφή του ρήγματος λόγω της τεκτονικής δραστηριότητάς του. Η δεύτερη κατηγορία αποτελείται από μεγάλες σε μέγεθος λεκάνες απορροής των οποίων ο μεγάλος άξονάς σχηματίζει γωνία με τη διεύθυνση του ρήγματος και αναπτύσσονται και περιμετρικά των ορίων του ρήγματος (Σχήμα 5.16(A)). Το υδρογραφικό δίκτυο που αναπτύσσεται στην οροφή του Ρήγματος Λεοντάρι αποτελείται από λεκάνες απορροής που είναι πολύ μικρότερες σε μέγεθος συγκρινόμενες με αυτές του Ρήγματος Νεοχώρι (Σχήμα 5.16(A)). Στο ρήγμα αναπτύσσεται ένα σύστημα υπό-παράλληλων ρεμάτων τα οποία δημιουργούν λεκάνες απορροής μικρές σε μέγεθος στις οποίες υπερισχύει η κατά βάθος διάβρωση όπως έχει περιγραφεί και από τους Goldsworthy and Jackson (2000). Το μέγεθος των λεκανών απορροής κατά μήκος του ρήγματος, ελαττώνεται σταδιακά με διεύθυνση από δυτικά προς τα ανατολικά (Σχήμα 5.16Α). Στο δυτικό και κεντρικό τμήμα του ρήγματος οι λεκάνες απορροής μπορούν να διαχωριστούν και να ομαδοποιηθούν σε επιμέρους περιοχές με κοινά χαρακτηριστικά. Πιο συγκεκριμένα, μπορούν να διακριθούν τρεις υποπεριοχές (Π1, Π2, Π3, Σχήμα 5.16(Α)) των οποίων το μέγεθος των λεκανών ελαττώνεται σταδιακά προς τα ανατολικά. Οι υποπεριοχές Π1 και Π2 εμφανίζουν παρόμοια μορφολογικά χαρακτηριστικά (παρόμοια πλευρική εξάπλωση και παρόμοιο μέγεθος λεκανών), ενώ η υποπεριοχή Π3 εμφανίζει μεγαλύτερη πλευρική εξάπλωση και μικρότερο μέγεθος λεκανών (Σχήμα 5.16Α). Το δυτικό τμήμα και των τριών υποπεριοχών (Π1, Π2, Π3) χαρακτηρίζεται από την ύπαρξη λεκανών απορροής με μεγαλύτερο σχετικά μέγεθος συγκρινόμενο με τις υπόλοιπες λεκάνες της κάθε περιοχής. 220

233 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.16: Α) Χάρτης της ρηξιγενής ζώνης Νεοχώρι-Λεοντάρι, όπου φαίνονται η γεωμετρία ανάπτυξης των κύριων ρηγμάτων, του υδρογραφικού δικτύου και των λεκανών απορροής στη βάση των κύριων ρηγμάτων. Β) Αναλυτικός χάρτης της ζώνης επικάλυψης. Γ) Λεπτομέρεια από το ανατολικό άκρο του Ρήγματος Λεονταρίου. Figure 5.16: Α) Detail fault map with the footwall drainage catchments geometry and drainage network of the Neochori-Leontari Fault Zone. B) Detailed maps of the overlap zone. Γ) Detail of the eastern termination of the Leontari Fault. 221

234 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Η παρουσία μεγάλων και μικρών λεκανών κατά μήκος των ρηγμάτων θεωρείται ότι σχετίζεται με την εξέλιξη των ρηγμάτων (Leeder and Jackson, 1993; Jackson and Leeder, 1994). Καθώς ένα ρήγμα αυξάνει το μήκος του, σαν αποτέλεσμα της εξέλιξής του (Cowie and Scholz, 1992), οι λεκάνες απορροής που βρίσκονται παρακείμενα των ορίων του πολλές φορές μετατοπίζονται προς την ίδια κατεύθυνση με το ρήγμα. Κατά αυτό τον τρόπο συνεχίζουν να αναπτύσσονται ρέοντας περιμετρικά των ορίων του ρήγματος, αυξάνοντας το μήκος και το μέγεθός τους (Jackson and Leeder, 1994; Burbank and Anderson, 2001). Επομένως, το μέγεθός των παραπάνω λεκανών στη βάση του ρήγματος οφείλεται πιθανά στο ότι αρχικά λειτουργούσαν ή εξακολουθούν να λειτουργούν σαν λεκάνες απορροής οι οποίες έρεαν ή ρέουν περιμετρικά από τα όρια γραμμής διάρρηξης των ρηξιγενών τμημάτων (Jackson and Leeder, 1994). Στην περιοχή των ζωνών επικάλυψης, παρά το γεγονός της σταδιακής μείωσης του υψομέτρου προς την περιοχή αλληλεπίδρασης των δύο ρηγμάτων και τη δημιουργία ράμπας επικάλυψης (Σχήμα 16Β), δεν έχουμε την ανάπτυξη ενός υδρογραφικού δικτύου με ροή παράλληλη προς την κλίση της ράμπας το οποίο να διέρχεται μεταξύ των ρηξιγενών τμημάτων, όπως είναι αναμενόμενο (Elliet and Gawthorpe, 1995; Jackson and Leeder, 1994; Burbank and Anderson, 2001). Αντίθετα, στην περιοχή επικάλυψης μεταξύ των μικρότερων ρηξιγενών τμημάτων του Ρήγματος Λεονταρίου, όπου θεωρείται με βάση το υδρογραφικό δίκτυο ότι έχει γίνει σύνδεση τους (σημείο Σ στο Σχήμα 5.16Β), οι λεκάνες απορροής είναι επιμήκεις και η διεύθυνσή του κύριου άξονά τους είναι κάθετη στην διεύθυνση του ρήγματος. Το μέγεθος των λεκανών αυτών, ανατολικά της ζώνης επικάλυψης, μειώνεται σταδιακά έως το σημείο της ένωσης των ρηξιγενών τμημάτων. Έτσι, το ανατολικό τμήμα του Ρήγματος Λεοντάρι χαρακτηρίζεται από μικρές σε μέγεθος λεκάνες απορροής με παρόμοια γεωμετρία (Σχήμα 5.16Α). Η έλλειψη υδρογραφικού δικτύου στο ανατολικό του όριο της βάσης του ρήγματος είναι σημαντική για την κατανόηση της διεύθυνσης που αναπτύσσεται το ρήγμα (Σχήμα 5.16Γ). Τα ποτάμια Άσκρης και Καναβάρι ρέουν σχεδόν παράλληλα στην διεύθυνση της παράταξης των ρηγμάτων Νεοχωρίου και Λεονταρίου και μπορούν να χαρακτηριστούν σαν το αξονικό υδρογραφικό δίκτυο που αναπτύσσεται στην βάση των δύο αυτών ρηγμάτων, αντίστοιχα (Σχήμα 5.16Α). Ο ποταμός Άσκρης κατευθύνεται προς τα ΔΝΔ και αναπτύσσεται σε μια απόσταση ~3 km από το ίχνος του ρήγματος του Νεοχωρίου (Σχήμα 5.16Α). Αντίθετα, ο ποταμός Καναβάρης έχει 222

235 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 μια διεύθυνση ροής προς τα ΑΒΑ και βρίσκεται σε μία απόσταση ~0.5 km από το ίχνος του ρήγματος του Λεονταρίου (Σχήμα 5.16Α). Στο ανατολικό τμήμα του ρήγματος Λεονταρίου ο ποταμός Καναβάρης, σχεδόν, παραλληλίζεται με το ίχνος του ρήγματος ενώ στο ανατολικό όριο γραμμής διάρρηξης του ρήγματος ο ποταμός αλλάζει κατεύθυνση και κινείται με διεύθυνση προς το βορρά (Σχήμα 5.16Γ) Αποτελέσματα Μορφομετρικών δεικτών Κατά μήκος των ρηγμάτων που αποτελούν τη ρηξιγενή ζώνη Νεοχώρι-Λεοντάρι αναλύθηκαν συνολικά 44 λεκάνες απορροής η χωρική κατανομή των οποίων παρουσιάζεται στο σχήμα 5.16, ενώ τα αποτελέσματα των τιμών των μορφοτεκτονικών δεικτών παρουσιάζονται με τη βοήθεια χαρτών και συνδυαστικών γραφημάτων στα σχήματα 5.17, 5.18 και Οι μέσες τιμές των μορφοτεκτονικών δεικτών που υπολογίσθηκαν για τη ρηξιγενή ζώνη και για τα επιμέρους ρήγματα δίνονται στον Πίνακα 5.2. Πίνακας 5.2: Τιμές των μορφοτεκτονικών δεικτών για τη ρηξιγενή ζώνη Νεοχώρι-Λεονταρι. Table 5.2: Values of the morphotectonic indices for the Neochori-Leondari Fault Zone. Ρηξιγενής ζώνη Μήκος (km) S mf V f B s Dd (km/km 2 ) Νεοχώρι - Λεοντάρι Ρήγμα Νεοχώρι Ρήγμα Λεονταρι Ο δείκτης ευθυγράμμισης ορεογραφικού μετώπου (S mf ) υπολογίσθηκε για κάθε ένα από τα δύο ρήγματα, που αποτελούν την ρηξιγενή ζώνη, ξεχωριστά. Η μέση τιμή του δείκτη S mf, για το Ρήγμα Νεοχώρι είναι 1.08 (Πίνακας 5.2) και παρουσιάζει σταθερή τιμή καθ όλο το μήκος του (Σχήμα 5.17Β). Η μέση τιμή του δείκτη S mf, για το Ρήγμα Λεοντάρι είναι 1.16 (Πίνακας 5.2). Η τιμή του δείκτη S mf παρουσιάζει μέγιστο στο δυτικό άκρο του ρήγματος (S mf = 1.4). Στη συνέχεια παρατηρείται μια πτωτική τάση των τιμών του δείκτη με τιμές πολύ κοντά στη τιμή 1.0 (S mf ~ 1.1), με εξαίρεση τη ζώνη επικάλυψης (Σχήμα 5.17Β και 5.16Β) όπου η τιμή του δείκτη είναι

236 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.17: A) Χάρτης κατανομής των τιμών του δείκτη Μήκους-Κλίσης Ρέματος (SL) στη ρηξιγενή ζώνη Νεοχώρι-Λεοντάρι. Β) Διάγραμμα κατανομής των τιμών του δείκτη Καμπύλωσης Ορεογραφικού μετώπου κατά μήκος της ρηξιγενής ζώνης Νεοχώρι Λεοντάρι. Figure 5.17: A) Contour map of the stream length-gradient index (SL) of the Neochori-Leontari Fault Zone. B) Diagram of the Mountain-front sinouosity (Smf) index along the fault scarps. 224

237 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.18: Α) Προφίλ μετατόπισης της ρηξιγενούς ζώνης Νεοχώρι-Λεοντάρι, όπου φαίνονται οι τοπογραφικές τομές της οροφής και της βάσης, των ρηγμάτων, κατά μήκος της ρηξιγενής ζώνης σε συνδυασμό με την κατανομή των τιμών του δείκτη S L. 1: Κατανομή των τιμών του δείκτη S L ; 2: Τοπογραφικό προφίλ της βάσης του ρήγματος; 3: Τοπογραφικό προφίλ της οροφής του ρήγματος; 4: Ομαλοποιημένη τοπογραφία των επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων; 5: Συνολική ομαλοποιημένη τοπογραφία για κάθε ρήγμα. Β) Διάγραμμα των τιμών του δείκτη λόγου πλάτους κοιλάδας προς ύψος κοιλάδας (V f ) (διακεκομένη γραμμή) και του δείκτη σχήματος λεκάνης απορροής (B s ) (κανονική γραμμή) κατά μήκος της ρηξιγενής ζώνης. Figure 5.18: A) Large scale displacement profile of the Neochori-Leontari Fault zone. Hanging-wall and footwall topographic profiles and S L values are plotted versus distance along strike. 1: S L values along strike; 2: Hanging-wall topographic profile; 3: Footwall topographic profile; 4: Smoothed topography of fault segments; 5: Overall smoothed fault topography. B) Ratios of Valley floor width to valley height (V f ) (dashed line) and basin elongation ratios (B s ) (solid line) along fault strike. Η μέση τιμή του δείκτη λόγου πλάτους κοιλάδας προς ύψος κοιλάδας (V f ) για το Ρήγμα Νεοχώρι είναι 0.46 (Πίνακας 5.2). Η διακύμανση των τιμών του δείκτη κατά μήκος του ρήγματος παρουσιάζει μια τάση για αύξηση προς το ανατολικό τμήμα του. Για το Ρήγμα Λεοντάρι η μέση τιμή του δείκτη V f είναι 1.03 (Πίνακας 5.2). Οι τιμές του δείκτη παρουσιάζουν ένα εύρος τιμών που κυμαίνονται από 0.13 έως 3.85 (Σχήμα 5.18Β). Η διακύμανση των τιμών του δείκτη κατά μήκος του ρήγματος παρουσιάζει μια τάση προς χαμηλότερες τιμές του δείκτη στο ανατολικό τμήμα. Σημειακά ο δείκτης εμφανίζει υψηλότερες τιμές, συγκριτικά με τη μέση τιμή του, που ταυτίζονται με περιοχές μετάβασης ή επικάλυψης των ρηγμάτων. 225

238 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Οι τιμές του δείκτη σχήματος λεκάνης απορροής (B s ) για το Ρήγμα Νεοχώρι κυμαίνονται από 1.35 έως 2.57 (Σχήμα 5.18Β), με μέση τιμή 2.11 (Πίνακας 5.2). Οι τιμές του δείκτη B s κατά μήκος του ρήγματος δεν παρουσιάζουν συγκεκριμένη τάση (Σχήμα 5.18Β). Οι τιμές του δείκτη B s για το Ρήγμα Λεοντάρι κυμαίνονται από 1.16 έως 4.27 (Σχήμα 5.18Β), με μέση τιμή 2.19 (Πίνακας 5.2). Οι τιμές του δείκτη B s κατά μήκος του ρήγματος παρουσιάζουν μια τάση προς υψηλότερες τιμές προς τα ανατολικά (Σχήμα 5.18). Όπως φαίνεται και στο συνδυαστικό διάγραμμα μεταξύ των δεικτών (Σχήμα 5.18Β), περιοχές με υψηλές τιμές του δείκτη Β s παρουσιάζουν χαμηλές τιμές του δείκτη V f, ενισχύοντας την αξιοπιστία τους ως κριτήρια ενεργότητας. Στις λεκάνες απορροής με επίμηκες σχήμα (υψηλές τιμές του δείκτη Β s ), η γρήγορη και απευθείας εκβολή των μικρής τάξης δευτερευόντων κλάδων στον κύριο κλάδο του υδρογραφικού δικτύου έχει σα συνέπεια την συγκέντρωση ενέργειας η οποία επικεντρώνεται πρωτίστως σε κατακόρυφη διάβρωση (χαμηλές τιμές του δείκτη V f ) κατά μήκος του κύριου κλάδου (Cannon, 1976). Υψηλές τιμές του δείκτη μήκους-κλίσης ρέματος (S L ) εμφανίζονται κατά μήκος του Ρήγματος Νεοχώρι. Πιο συγκεκριμένα, οι τιμές αυτές εντοπίζονται κοντά στο κεντρικό τμήμα του ρήγματος, όπου παρουσιάζονται σχετικά απότομες κλίσεις πρανών και η μετατόπιση του είναι μέγιστη, όπως φαίνεται και από το τοπογραφικό προφίλ του ρήγματος (Σχήμα 5.17 και 5.18). Το Ρήγμα Λεοντάρι χαρακτηρίζεται από χαμηλές τιμές του δείκτη S L (Σχήμα 5.17 και 5.18). Αυτό οφείλεται πιθανά στη διαφορετική λιθολογία των σχηματισμών (ποτάμιες αποθέσεις) που μετατοπίζει το ρήγμα. Παρόλα αυτά μπορεί να διακριθεί μια περιοχή με σχετικά υψηλές τιμές του δείκτη S L στη ζώνη επικάλυψης. Η υδρογραφική πυκνότητα κατά μήκος της ρηξιγενούς ζώνης Νεοχώρι-Λεοντάρι έχει εύρος τιμών που κυμαίνονται από 0.64 km/km 2 έως 13 km/km 2 με μέση τιμή για όλη την ρηξιγενή ζώνη 3.6 km/km 2. Πιο αναλυτικά, το Ρήγμα Νεοχώρι έχει εύρος τιμών που κυμαίνεται από 0.64 km/km 2 έως 2.2 km/km 2 με μέση τιμή της υδρογραφικής πυκνότητας 1.56 km/km 2, ενώ για το Ρήγμα Λεοντάρι το εύρος των τιμών κυμαίνεται από 1.37 km/km 2 έως 13 km/km 2 με μέση τιμή 5.65 km/km 2. Παρατηρώντας το διάγραμμα προβολής των τιμών της υδρογραφικής πυκνότητας βλέπουμε ότι υπάρχει μια τάση για χαμηλότερες τιμές της υδρογραφικής πυκνότητας προς τα δυο άκρα των 226

239 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 ρηγμάτων (Σχήμα 5.19), ενώ οι σχετικά υψηλές τιμές της υδρογραφικής πυκνότητας συγκεντρώνονται κοντά στο κεντρικό τμήμα του ρήγματος. Σχήμα 5.19: Διάγραμμα στο οποίο δίνονται οι τιμές της υδρογραφικής πυκνότητας για τις λεκάνες απορροής που βρίσκονται στη βάση της ρηξιγενούς ζώνης Νεοχώρι-Λεοντάρι. Η γκρι διακεκομμένη γραμμή δείχνει το όριο μεταξύ των δύο κύριων ρηγμάτων που αποτελούν την ρηξιγενή ζώνη. Figure 5.19: Graph of Drainage density values, along strike, for all the footwall drainage basins of the Neochori Leontari fault zone. Grey dashed line indicates the boundary between the two fault segments of the fault zone Ρηξιγενής ζώνη Λιβαδόστρα-Καπαρέλλι Νοτιότερα από τη ρηξιγενή ζώνη Νεοχώρι-Λεοντάρι, όπως έχει είδη αναφερθεί, βρίσκεται η ρηξιγενής ζώνη Λιβαδόστρα-Καπαρέλλι με μήκος ~21.5 km (Σχήμα 5.20 και Κεφάλαιο 4). Η ρηξιγενής ζώνη Λιβαδόστρα-Καπαρέλλι αποτελείται από δύο κύρια ρήγματα, το Ρήγμα Λιβαδόστρα με μήκος στη χέρσο ~14 km και το Ρήγμα Καπαρέλλι με μήκος ~13 km (Σχήμα 5.20). Πρόκειται για μια ρηξιγενή ζώνη σύνθετης γεωμετρίας, καθώς τα δύο κύρια ρήγματα που την αποτελούν σχηματίζουν μεταξύ τους μια ζώνη επικάλυψης μήκους ~5.5 km και πλάτους ~3 km. Το Ρήγμα Καπαρέλλι αποτελείται δύο επιμέρους ρήγματα, το Βόρειο και το Νότιο Ρήγμα του Καπαρελλίου με μήκη ~4.5 και ~5 km, αντίστοιχα, τα οποία απέχουν μεταξύ τους ~3.5 km (Σχήμα 227

240 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ ). Τα ρήγματα Λιβαδόστρα και Καπαρέλλι είναι κανονικού χαρακτήρα και το ρηξιγενές επίπεδό τους κλίνει προς τα νότια (Pavlides, 1993; Kokkalas and Koukouvelas, 2005) Γεωμετρία υδρογραφικών δικτύων στην βάση των ρηγμάτων Το υδρογραφικό δίκτυο που αναπτύσσεται στη βάση του Ρήγματος Λιβαδόστρα χαρακτηρίζεται από λεκάνες απορροής που ο μεγάλος άξονας τους είναι κάθετος στη διεύθυνση της παράταξης του ρήγματος. Οι λεκάνες αυτές χαρακτηρίζονται από έντονη κατά βάθος διάβρωση, αντιδρώντας με αυτόν τον τρόπο στη μεταβολή του επιπέδου βάσης τους εξαιτίας της δραστηριότητας του ρήγματος. Λεκάνες απορροής με σχετικά μεγάλο μέγεθος υπάρχουν σε διάφορα σημεία κατά μήκος του ρήγματος με ορισμένες από αυτές να αναπτύσσονται μεταξύ των ορίων των ρηξιγενών τμημάτων. Στο δυτικό όριο του ρήγματος αναπτύσσονται μικρές σε μέγεθος λεκάνες σε αντίθεση με τις λεκάνες απορροής του κεντρικού τμήματος. Στο ανατολικό τμήμα του ρήγματος οι λεκάνες έχουν μικρότερο μέγεθος συγκριτικά με αυτές του κεντρικού τμήματος, ενώ το σχήμα τους γίνεται επίμηκες σε περιοχές με επικάλυψη των ρηξιγενών τμημάτων. Το ανατολικό άκρο του ρήγματος οριοθετείται από μια λεκάνη απορροής, η οποία αναπτύσσεται περιμετρικά των ορίων του (λεκάνη απορροής με ανοιχτό γκρι χρώμα, Σχήμα 5.20). Παρατηρώντας το τοπογραφικό προφίλ κατά μήκος της βάσης του Ρήγματος Λιβαδόστρα, στο σχήμα 5.24Α, στο ανατολικό τμήμα του δυτικού επιμέρους ρηξιγενούς τμήματος διακρίνονται δύο είδη χαρακτηριστικών γεωμορφών που είναι γνωστά στη διεθνή βιβλιογραφία σαν wind-gap και water-gap (Keller et al., 1999; Zelilidis, 2000; Burbank and Anderson, 2001; Morewood and Roberts, 2002; Keller and Pinter, 2002), η δημιουργία των οποίων οφείλεται στην πλευρική ανάπτυξη του ρηξιγενούς τμήματος. Καθώς ένα ρήγμα αρχίζει να αυξάνει το μήκος του πλευρικά, τέμνει το υφιστάμενο (προϋπάρχον) υδρογραφικό δίκτυο το οποίο συνεχίζει να ρέει κάθετα προς τη διεύθυνση του ρήγματος (Σχήμα 5.21Α). Στην προσπάθεια του το υδρογραφικό δίκτυο να διατηρήσει την αρχική του θέση, μέσο της διαδικασίας της διάβρωσης σχηματίζει περάσματα (στενές ποτάμιες κοιλάδες, water-gap) στην ανυψωμένη βάση του ρήγματος διαμέσου των οποίων το υδατόρεμα συνεχίζει την πορεία του (Σχήμα 5.21Α). 228

241 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.20: Χάρτης της ρηξιγενής ζώνης Λιβαδόστρα-Καπαρέλλι όπου φαίνονται η γεωμετρία ανάπτυξης των κύριων ρηγμάτων, του υδρογραφικού δικτύου και των λεκανών απορροής στη βάση των κύριων ρηγμάτων. Διαγραμμισμένο ορθογώνιο δείχνει την περιοχή που καλύπτεται στο Σχήμα 5.22 Figure 5.20: Detail fault map with the footwall drainage catchments geometry and drainage network of the Erithres-Dafnes Fault Zone. Rectangular explained in Figure

242 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Για να το καταφέρουν αυτό, χρειάζονται επαρκή δύναμη (stream power) για να διαβρώσουν το πρόσφατα ανυψωμένο υλικό ώστε να μπορέσουν να διατηρήσουν την πορεία (downstream gradient) τους κάθετα στην διεύθυνση του ρήγματος (Burbank et al., 1996). Αν κάποια χρονική στιγμή, ο ρυθμός διάβρωσης του ποταμού είναι ανεπαρκής ώστε να μπορέσει να υπερνικήσει το ρυθμό ανύψωσης του ρήγματος και τη μείωση της κλίσης του εξαιτίας της απόθεσης των ιζημάτων στην κοίτη του, τότε το υδρογραφικό δίκτυο δεν θα μπορέσει να ακολουθήσει την αρχική του πορεία και θα οδηγηθεί στο να αναζητήσει ένα καινούριο πέρασμα. Έτσι το υδρογραφικό δίκτυο αποκόπτεται, αναστρέφεται και αρχίζει να ρέει παράλληλα στην διεύθυνση του ρήγματος έως ότου βρει ένα νέο πέρασμα περιμετρικά του ρήγματος, σε χαμηλότερο υψομετρικά σημείο, από όπου θα μπορέσει να συνεχίσει την πορεία του (Σχήμα 5.21Β). Το προηγούμενο πέρασμα μένει κενό και σχηματίζεται με αυτό τον τρόπο μια εγκατελειμένη διαδρομή της κοίτης ενός ρέματος (wind gap) (Σχήμα 5.21Β). Η διαδικασία επαναλαμβάνεται καθώς το ρήγμα αυξάνει το μήκος του (Σχήμα 5.21Γ). Εάν η χρονική στιγμή που το ποτάμι εγκαταλείπει το πέρασμα είναι γνωστή ή η ηλικία των επιφανειών που έχουν ανυψωθεί στην βάση του ρήγματος και ο ρυθμός ανύψωσης του ρήγματος, τότε ο ρυθμός πλευρικής αύξησης του μήκους του ρήγματος μπορεί να υπολογισθεί (Medwedeff, 1992). Στη περίπτωση που δεν βρεθεί κατάλληλο πέρασμα το αποκομμένο υδρογραφικό δίκτυο είναι πιθανό να δημιουργήσει λίμνη, όπως στην περίπτωση των ποταμών Κερυνίτη και Σελινούντα στη ΒΔ Πελοπόννησο (Zelilidis, 2000). 230

243 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.21: Ιδεατό διάγραμμα στο οποίο δίνεται ο τρόπος σχηματισμού ενός water gap και wind gap κατά μήκος ενός κανονικού ρήγματος που αναπτύσσεται πλευρικά (τροποποιημένο από Burbank et al., 1999; Keller and Pinter, 2002). Figure 5.21: Idealized diagrams showing the formation of wind and water gaps across a propagating normal fault (modified from Burbank et al., 1999; Keller and Pinter, 2002). 231

244 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Στην βάση του Βόρειου Ρήγματος Καπαρέλλι το υδρογραφικό δίκτυο που αναπτύσσεται έχει διαφορετική γεωμετρία σε σύγκριση με αυτό του Ρήγματος Λιβαδόστρα. Στο δυτικό τμήμα του ρήγματος οι λεκάνες είναι μεγάλες και επιμήκεις, ενώ ο μεγάλος άξονάς τους σχηματίζει γωνία με τη διεύθυνση του ρήγματος. Στο κεντρικό τμήμα του ρήγματος οι λεκάνες είναι μικρές σε μέγεθος, ενώ στο ανατολικό τμήμα είναι χαρακτηριστική η απουσία υδρογραφικού δικτύου. Στο ανατολικό τμήμα του ρήγματος και επί της βάσης του, διακρίθηκαν τρεις διαφορετικές ομάδες λεκανών απορροής των οποίων η σχετική τους θέση δηλώνει διαδοχικές θέσεις της ανυψωμένης βάσης του ρήγματος (Σχήμα 5.22, μπλε χρώματος συνεχής γραμμές) (Tsodoulos and Koukouvelas, 2004). Επί της βάσης του ρήγματος διακρίθηκαν παρακείμενες θέσεις εγκαταλειμμένων περασμάτων της κοίτης ενός ρέματος (wind gap), του οποίου η σημερινή πορεία παρουσιάζεται (μαύρο βέλος) στο σχήμα Η μορφολογική έκφραση των παραπάνω γεωμορφών διακρίνεται και στο τοπογραφικό προφίλ της βάσης του ρήγματος στο σχήμα Τα παραπάνω σε συνδυασμό με την σημερινή πορεία του ποταμού, περιμετρικά από το ανατολικό όριο του ρήγματος, μας δίνουν ενδείξεις για την πλευρική ανάπτυξη του. Επίσης, στο δυτικό τμήμα του ρήγματος και επί της βάσης του διακρίνονται δύο εγκαταλειμμένα περάσματα ρεμάτων (Σχήμα 5.22), τα οποία καταδεικνύουν παλαιότερες διαδοχικές θέσεις του δυτικού ορίου του ρήγματος. Η σημερινή θέση των ρεμάτων εντοπίζεται δυτικά του εκάστοτε εγκαταλειμμένου περάσματος. Σχήμα 5.22: Αναλυτικός χάρτης του Βόρειο Ρήγματος Καπαρελλίου. Η περιοχή που καλύπτει δίνεται στο σχήμα Για επεξηγήσεις δες κείμενο. Figure 5.22: Detailed map of the North Kaparelli Fault. Orange lines indicate seismic raptures of the 1981 seismic event. For explanations see in text. 232

245 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Το Νότιο Ρήγμα Καπαρελλίου χαρακτηρίζεται από την πολύ μικρή ανάπτυξη εγκάρσιου υδρογραφικού δικτύου, ενώ σε ορισμένα σημεία απουσιάζει τελείως (Σχήμα 5.20). Κατά μήκος της βόρειας κλιτύος της βάσης του ρήγματος σχηματίζεται ένα παράλληλο δίκτυο από ρέματα με κατά βάθος διάβρωση (Σχήμα 5.20). Το αξονικό δίκτυο του ρήγματος δείχνει να ελέγχεται πλήρως από το ρήγμα, καθώς όπως φαίνεται και στο σχήμα 5.20 η διεύθυνση ροής της κοίτης του σχεδόν ταυτίζεται με το ίχνος του ρήγματος. Ο κύριος κλάδος του ποταμού Λιβαδόστρα αποτελεί το αξονικό δίκτυο της ρηξιγενούς ζώνης, το οποίο αναπτύσσεται παράλληλα με τη διεύθυνση της (Σχήμα 5.20). Το ανατολικό τμήμα του ποταμού αφού κάνει μια καμπή μετατοπίζει την κοίτη του πιο κοντά στο ίχνος του Ρήγματος Καπαρελλίου (Σχήμα 5.20). Το δυτικό τμήμα του ποταμού χαρακτηρίζεται από έντονη κατά βάθος διάβρωση, μεταβολές της κλίσεως της κοίτης και σημεία κάμψεως (knickpoints) (Zamani et al., 1981) Αποτελέσματα Μορφοτεκτονικών Δεικτών Κατά μήκος των ρηγμάτων που αποτελούν τη ρηξιγενή ζώνη Λιβαδόστρα-Καπαρέλλι, αναλύθηκαν συνολικά 34 λεκάνες απορροής η χωρική κατανομή των οποίων παρουσιάζεται στο σχήμα 5.20, ενώ τα αποτελέσματα των τιμών των μορφοτεκτονικών δεικτών παρουσιάζονται με τη βοήθεια χαρτών και συνδυαστικών γραφημάτων στα σχήματα 5.23, 5.24 και Από το Ρήγμα του Καπαρελλίου αναλύθηκε μόνο ο βόρειος κλάδος του (Βόρειο Ρήγμα Καπαρέλλι) διότι κατά μήκος του Νότιου Ρήγματος του Καπαρελλίου απουσιάζει η ανάπτυξη εγκάρσιου υδρογραφικού δικτύου. Οι μέσες τιμές των μορφοτεκτονικών δεικτών που υπολογίσθηκαν για τη ρηξιγενή ζώνη και για τα επιμέρους ρήγματα δίνονται στον Πίνακα 5.3. Πίνακας 5.3: Τιμές των μορφοτεκτονικών δεικτών για τη ρηξιγενή ζώνη Λιβαδόστρα- Καπαρέλλι. Table 5.3: Values of the morphotectonic indices for the Livadostras-Kaparelli Fault Zone. Ρηξιγενής ζώνη Μήκος (km) S mf V f B s Dd (km/km 2 ) Λιβαδόστρα - Καπαρέλλι Ρήγμα Λιβαδόστρα Ρήγμα Καπαρέλλι

246 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Ο δείκτης ευθυγράμμισης ορεογραφικού μετώπου (S mf ) υπολογίσθηκε για κάθε ένα από τα δύο ρήγματα, που αποτελούν την ρηξιγενή ζώνη, ξεχωριστά. Η μέση τιμή του δείκτη S mf, για το Ρήγμα Λιβαδόστρα είναι 1.13 (Πίνακας 5.3). Οι τιμές του δείκτη κατά μήκος του ρήγματος παρουσιάζουν μεγαλύτερες τιμές στα δυτικά και μικρότερες στα ανατολικά (Σχήμα 5.23Β). Η μέση τιμή του δείκτη S mf, για το Ρήγμα Καπαρέλλι είναι 1.14 (Πίνακας 5.3). Η τιμή του δείκτη S mf παρουσιάζει μέγιστο στο δυτικό άκρο του ρήγματος (S mf = 1.25) και στη συνέχεια μειώνεται προς τα ανατολικά (S mf = 1.10) (Σχήμα 5. 23Β). Η διαφορά των τιμών του δείκτη μεταξύ του δυτικού και ανατολικού τμήματος πιθανόν να οφείλεται, λιγότερο στη διαφορά τεκτονικής δραστηριότητας μεταξύ των δύο τμημάτων και περισσότερο στη διαφορετική λιθολογία. Τα δυτικό τμήμα αποτελείται από ποτάμιες αποθέσεις οι οποίες παρουσιάζουν μικρότερη αντοχή στη διάβρωση σε σχέση με τους ασβεστόλιθους του ανατολικού τμήματος. Η μέση τιμή του δείκτη λόγος πλάτους κοιλάδας προς ύψος κοιλάδας (V f ) για το Ρήγμα Λιβαδόστρα είναι 0.30 (Πίνακας 5.3). Η διακύμανση των τιμών του δείκτη κατά μήκος του ρήγματος παρουσιάζεται μικρή. Αναλυτικότερα παρατηρήθηκε ασθενής τάση αύξησης της προς το ανατολικό τμήμα του (Σχήμα 5.24Β). Για το Ρήγμα Καπαρέλλι η μέση τιμή του δείκτη V f είναι 0.50 (Πίνακας 5.3). Οι τιμές του δείκτη παρουσιάζουν ένα εύρος τιμών που κυμαίνονται από 0.13 έως 3.85 (Σχήμα 5.24Β). Η διακύμανση των τιμών του δείκτη κατά μήκος του ρήγματος παρουσιάζει μια τάση προς χαμηλότερες τιμές του δείκτη στο ανατολικό τμήμα. Σημειακά ο δείκτης εμφανίζει έντονη διακύμανση τιμών, συγκριτικά με τη μέση τιμή του, που συμπίπτουν με τιμές V f σε περιοχές ζωνών μετάβασης ή ζώνες επικάλυψης τμημάτων ρηγμάτων. Τέτοια σημεία είναι μεταξύ των ορίων των ρηξιγενών τμημάτων του κεντρικού και του ανατολικού τμήματος του ρήγματος και το σημείο όπου τελειώνει το Ρήγμα του Λιβαδόστρα και αναπτύσσεται η ζώνη μεταβίβασης μεταξύ του Νότιου και του Βόρειου Ρήγματος του Καπαρελλίου (Σχήμα 5.24) Οι τιμές του δείκτη σχήματος λεκάνης απορροής (B s ) για το Ρήγμα Λιβαδόστρα κυμαίνονται από 1.43 έως 8.38 (Σχήμα 5.24Β), με μέση τιμή 3.11 (Πίνακας 5.3). Η διακύμανση των τιμών του δείκτη B s κατά μήκος του ρήγματος παρουσιάζουν μια τάση για αύξηση των τιμών προς το ανατολικό τμήμα (Σχήμα 5.24Β). Οι τιμές του δείκτη B s για το Ρήγμα του Καπαρελλίου κυμαίνονται από 1.4 έως 5.1 (Σχήμα 5. 24Β), 234

247 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 με μέση τιμή 3.54 (Πίνακας 5.3). Η διακύμανση των τιμών του δείκτη B s κατά μήκος του ρήγματος παρουσιάζουν μια τάση για χαμηλότερες τιμές προς τα ανατολικά (Σχήμα 5.24). Όπως φαίνεται και στο συνδυαστικό διάγραμμα μεταξύ των δεικτών (Σχήμα 5. 24Β), υπάρχει πολύ καλή συσχέτιση μεταξύ υψηλών τιμών του δείκτη Β s με χαμηλές τιμές του δείκτη V f. Τοπικά μέγιστα των τιμών του δείκτη B s (και αντίστοιχα ελάχιστα των τιμών του δείκτη V f ) συμπίπτουν με το κεντρικό τμήμα των ρηξιγενών τμημάτων, όπως αυτά εμφανίζονται στο τοπογραφικό προφίλ του σχήματος 5.24, όπου παρατηρείτε και η μέγιστη μετατόπιση κατά μήκος των ρηγμάτων. Στο χάρτη κατανομής των τιμών του δείκτη μήκους-κλίσης ρέματος (S L ) (Σχήμα 5.23Α) της ρηξιγενούς ζώνης Λιβαδόστρα-Καπαρέλλι μπορούν να διακριθούν δύο τοπικά μέγιστα. Η πρώτη περιοχή με ιδιαίτερα υψηλές τιμές του δείκτη S L βρίσκεται στη ζώνη μεταβίβασης μεταξύ των δυο κύριων τμημάτων του Ρήγματος του Καπαρελλίου, όπου παρατηρήθηκαν εκτεταμένες διαρρήξεις κατά τη διάρκεια του σεισμού του Η περιοχή αυτή, όπως φαίνεται και στο χάρτη του σχήματος 5.20 αντιστοιχεί σε μια τεκτονικά πολύπλοκη περιοχή στην οποία επιδρά και το ανατολικό τμήμα του Ρήγματος Λιβαδόστρα. Η δεύτερη περιοχή με ιδιαίτερα υψηλές τιμές του δείκτη S L καταγράφονται κοντά στο κεντρικό τμήμα του Ρήγματος Λιβαδόστρα (Σχήμα 5. 23Α). Η περιοχή αυτή εμφανίζει έντονη παραμόρφωση εξαιτίας της αλληλεπίδρασης μεταξύ των επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων που αποτελούν το Ρήγμα Λιβαδόστρα, όπως φαίνεται και από το τοπογραφικό προφίλ του σχήματος Πιο συγκεκριμένα οι τιμές αυτές εντοπίζονται κοντά στα σημεία εξόδου των ρεμάτων από την οροφή του ρήγματος, όπου παρουσιάζονται σχετικά απότομες κλίσεις πρανών. Άλλες περιοχές με υψηλές τιμές του δείκτη S L κατά μήκος του ρήγματος χαρτογραφήθηκαν κοντά στο κέντρο των δύο επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων (Σχήμα 5.23 και 5.24). Κατά μήκος του Ρήγματος Καπαρελλίου οι τιμές του δείκτη S L είναι χαμηλές σε σχέση με αυτές του Ρήγματος Λιβαδόστρα, όπως φαίνεται και στο σχήμα Εξαίρεση αποτελεί η περιοχή με σχετικά υψηλές τιμές στο ανατολικό τμήμα του ρήγματος όπου καταγράφηκε η μεγαλύτερη μετατόπιση κατά το σεισμό του

248 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ Σχήμα 5.23: A) Χάρτης κατανομής των τιμών του δείκτη Μήκους-Κλίσης Ρέματος (SL) στη ρηξιγενή ζώνη Λιβαδόστρα-καπαρέλλι. Β) Διάγραμμα κατανομής των τιμών του δείκτη Καμπύλωσης Ορεογραφικού μετώπου κατά μήκος της ρηξιγενής ζώνης Νεοχώρι Λεοντάρι. Figure 5.23: A) Contour map of the stream length-gradient index (SL) of the Livadostra-Kaparelli Fault Zone. B) Diagram of the Mountain-front sinouosity (Smf) index along the fault scarps.

249 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.24: Α) Προφίλ μετατόπισης της ρηξιγενής ζώνης Λιβαδόστρα-Καπαρέλλι, όπου φαίνονται οι τοπογραφικές τομές της οροφής και της βάσης, των ρηγμάτων, κατά μήκος της ρηξιγενής ζώνης σε συνδυασμό με την κατανομή των τιμών του δείκτη S L. 1: Κατανομή των τιμών του δείκτη S L ; 2: Τοπογραφικό προφίλ της βάσης του ρήγματος; 3: Τοπογραφικό προφίλ της οροφής του ρήγματος; 4: Ομαλοποιημένη τοπογραφία των επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων; 5: Συνολική ομαλοποιημένη τοπογραφία για κάθε ρήγμα. Β) Διάγραμμα των τιμών του δείκτη λόγου πλάτους κοιλάδας προς ύψος κοιλάδας (V f ) (διακεκομένη γραμμή) και του δείκτη σχήματος λεκάνης απορροής (B s ) (κανονική γραμμή) κατά μήκος της ρηξιγενής ζώνης. Figure 5.24: A) Large scale displacement profile of the Livadostra-Kaparelli Fault zone. Hanging-wall and footwall topographic profiles and S L values are plotted versus distance along strike. 1: S L values along strike; 2: Hanging-wall topographic profile; 3: Footwall topographic profile; 4: Smoothed topography of fault segments; 5: Overall smoothed fault topography. B) Ratios of Valley floor width to valley height (V f ) (dashed line) and basin elongation ratios (B s ) (solid line) along fault strike. Η υδρογραφική πυκνότητα κατά μήκος της ρηξιγενούς ζώνης του Λιβαδόστρα- Καπαρελλίου έχει ένα εύρος τιμών που κυμαίνονται από 0.43 km/km 2 έως 5.64 km/km 2 με μέση τιμή για όλη την ρηξιγενή ζώνη 2.26 km/km 2 (Πίνακας 5.2). Πιο αναλυτικά, το Ρήγμα του Λιβαδόστρα έχει ένα εύρος τιμών που κυμαίνεται από 2.2 km/km 2 έως 4.3 km/km 2 με μέση τιμή της υδρογραφικής πυκνότητας 2.8 km/km 2, ενώ για το Ρήγμα του Καπαρελλίου το εύρος των τιμών κυμαίνεται από 0.43 km/km 2 έως 5.64 km/km 2 με μέση τιμή 2.11 km/km 2 (Πίνακας 5.2 και Σχήμα 5.25). Παρατηρώντας το διάγραμμα προβολής των τιμών της υδρογραφικής πυκνότητας βλέπουμε ότι υπάρχει μια ασθενής τάση για υψηλότερες τιμές της υδρογραφικής πυκνότητας προς το ανατολικό τμήμα και των δυο ρηγμάτων που αποτελούν τη ρηξιγενή ζώνη (Σχήμα 5.25). 237

250 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.25: Διάγραμμα στο οποίο δίνονται οι τιμές της υδρογραφικής πυκνότητας για της λεκάνες απορροής που βρίσκονται στη βάση της ρηξιγενής ζώνης Λιβαδόστρα-Καπαρέλλι. Η γκρι διακεκομμένη γραμμή δείχνει το όριο μεταξύ των δύο κύριων ρηγμάτων που αποτελούν την ρηξιγενή ζώνη. Figure 5.25: Graph of Drainage density values, along strike, for all the footwall drainage basins of the Livadostras-Kaparelli fault zone. Grey dashed line indicates the boundary between the two fault segments of the fault zone Ρηξιγενής ζώνη Ερυθρών-Δαφνών Νοτιοανατολικά της ρηξιγενούς ζώνης Λιβαδόστρα-Καπαρέλλι βρίσκεται η ρηξιγενής ζώνη Ερυθρών-Δαφνών με μήκος ~25 km (Σχήμα 5.26 και Κεφάλαιο 4). H ρηξιγενής ζώνη Ερυθρές-Δάφνες αποτελείται από δύο κύρια ρήγματα, το Ρήγμα Ερυθρές με μήκος ~12 km και το Ρήγμα Δάφνες με μήκος ~15 km (Σχήμα 5.26), μεταξύ των οποίων σχηματίζεται μια ζώνη επικάλυψης με μήκος ~2.5 km και πλάτος ~2 km (Σχήμα 5.26). Πρόκειται για δύο ρήγματα κανονικού χαρακτήρα των οποίων τα ρηξιγενή επίπεδα κλίνουν προς τα βόρεια Γεωμετρία υδρογραφικών δικτύων στη βάση του ρήγματος Το υδρογραφικό δίκτυο που αναπτύσσεται στην βάση του Ρήγματος των Ερυθρών χαρακτηρίζεται από λεκάνες απορροής των οποίων η διεύθυνση του μεγάλου άξονά τους είτε είναι σχεδόν κάθετη στην διεύθυνση της παράταξης του ρήγματος είτε σχηματίζει μια μικρή γωνία με αυτήν (Σχήμα 5.26). Οι λεκάνες αυτές έχουν σχετικά μεγάλο λόγο μήκους προς πλάτος. Στο ανατολικό τμήμα του ρήγματος οι μεγαλύτερες 238

251 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 σε μέγεθος λεκάνες εμφανίζουν έντονη πλευρική ανάπτυξη, σε σχέση με τις μικρότερες σε μέγεθος, με αποτέλεσμα να τις αποκόπτουν και να περιορίζουν την ανάπτυξη τους (Σχήμα 5.26). Στο δυτικό τμήμα του ρήγματος οι μεγάλες σε μέγεθος λεκάνες εμφανίζουν πλευρική ανάπτυξη, παρόμοια με αυτές στο δυτικό τμήμα του, με την διαφορά ότι οι λεκάνες που παρεμβάλλονται ανάμεσά τους δεν αποκόπτονται τελείως και φτάνουν μέχρι την γραμμή του κύριου υδροκρίτη (Σχήμα 5.26). Τα σημεία εκβολής των λεκανών είτε τέμνουν το ίχνος του ρήγματος, είτε βρίσκονται στο διάστημα που υπάρχει μεταξύ των ορίων των μικρότερων ρηξιγενών τμημάτων από τα οποία αποτελείται το ρήγμα (Σχήμα 5.26). Όπως φαίνεται και από την τοπογραφία της βάσης του ρήγματος (Σχήμα 5.29(Α)), στο ανατολικό τμήμα διακρίνονται δύο παρακείμενες εγκατελειμένες διαδρομές της κοίτης ενός ρέματος (wind gap), ενώ ανατολικότερα έχει σχηματισθεί ένα πέρασμα με διατηρούμενη ροή (water gap), ως αποτέλεσμα της πλευρικής ανάπτυξης του ρήγματος και της ταυτόχρονης μετανάστευσης του υδρογραφικού δικτύου. Στην βάση του Ρήγματος των Δαφνών, οι λεκάνες απορροής αναπτύσσονται με διεύθυνση σχεδόν κάθετη προς τη διεύθυνση της παράταξης του κύριου ρήγματος, ενώ κάποιες από αυτές ρέουν περιμετρικά των ορίων των ρηξιγενών τμημάτων. Κατά μήκος του ρήγματος, τρεις μεγάλες λεκάνες απορροής αποκόπτουν μια ή περισσότερες λεκάνες που παρεμβάλλονται στο χώρο που βρίσκεται ανάμεσά τους. Καθώς δύο ρήγματα αναπτύσσονται πλευρικά και τα όριά τους έχουν ένα ποσοστό επικάλυψης, είναι πιθανό ένα από τα δύο αυτά ρήγματα να επικρατήσει έναντι του άλλου και να «απορροφήσει» ένα ποσό από την μετατόπιση, το οποίο πριν κατείχε το άλλο ρήγμα (Jackson and Leeder, 1994; Burbank and Anderson, 2001). Στην ζώνη επικάλυψης που σχηματίζεται μεταξύ των ρηγμάτων Ερυθρών και Δαφνών παρατηρείται: 1) Ελάττωση του τοπογραφικού ανάγλυφου κατά μήκος της βάσης του ρήγματος που προελαύνει πλευρικά, όπως φαίνεται και στην τοπογραφική τομή του σχήματος ) Το υδρογραφικό δίκτυο που αναπτύσσεται στην ζώνη επικάλυψης μεταξύ των δύο ρηγμάτων χαρακτηρίζεται από μικρές σε μέγεθος επιμήκεις λεκάνες των οποίων η διεύθυνση ροής είναι κάθετη προς τη διεύθυνση της παράταξης του ρήγματος. 3) Αλλαγές στο μέγεθος των αλλουβιακών ριπιδίων και την απόστασή τους από το ορεογραφικό μέτωπο. Καθώς προελαύνει το ρήγμα στην οροφή του άλλου 239

252 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 ρήγματος, το μπροστινό τμήμα της πρώην οροφής γίνεται τμήμα της βάσης του νέου ρήγματος. Η ανύψωση της βάσης του ρήγματος προκαλεί κατά βάθος διάβρωση των ρεμάτων που ρέουν στα παλαιά ριπίδια και μετατόπιση των κορυφών τους μακριά από το ορεογραφικό μέτωπο. Οι κλάδοι του υδρογραφικού δικτύου που βρίσκεται δυτικά του Ρήγματος των Δαφνών διαβρώνουν κατά βάθος στην οροφή του Ρήγματος των Ερυθρών σε μια απόσταση που φτάνει το ~1 km από το δυτικό χαρτογραφημένο όριο του Ρήγματος των Δαφνών (Σχήμα 5.26Α) και τοπογραφική τομή ΧΧ ). Δυτικότερα των παραπάνω ρεμάτων και κοντά στο Ρήγμα των Ερυθρών τα ρέματα δεν διαβρώνουν κατά βάθος τη βάση του ρήγματος, με εξαίρεση κάποια τοπικά σημεία κοντά στην έξοδό τους από την βάση του Ρήγματος των Ερυθρών (Σχήμα 5.26Α), σκιασμένη περιοχή με ανοιχτό γκρι χρώμα και τοπογραφική τομή ΧΧ ). Στο σχήμα 5.27 περιγράφονται τα χαρακτηριστικά της ζώνης επικάλυψης, ενώ ταυτόχρονα γίνεται και ερμηνεία των παραπάνω παρατηρήσεων σε σχέση με την εξέλιξη των δύο ρηξιγενών τμημάτων. Συνολικά και κατά μήκος του ίχνους του ρήγματος, μπορούμε να παρατηρήσουμε ότι το μέγεθος των λεκανών απορροής αυξάνει προοδευτικά προς τα ανατολικά στη βάση του Ρήγματος Δάφνες (Σχήμα 5.26Α). Το ανατολικό τμήμα του ρήγματος των Δαφνών χαρακτηρίζεται από ρηξιγενή τμήματα τα οποία επικαλύπτονται μεταξύ τους. Το υδρογραφικό δίκτυο που αναπτύσσεται στην ζώνη επικάλυψης των ρηγμάτων αυτών εμφανίζει παρόμοια χαρακτηριστικά με αυτά που περιγράφτηκαν για το υδρογραφικό δίκτυο της ζώνης επικάλυψης μεταξύ των Ρηγμάτων Ερυθρών και Δαφνών. Το ανατολικό όριο του ρήγματος χαρακτηρίζεται από μικρές σε μέγεθος λεκάνες απορροής. 240

253 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.26: Α) Χάρτης της ρηξιγενής ζώνης Ερυθρές-Δάφνες όπου φαίνονται η γεωμετρία ανάπτυξης των κύριων ρηγμάτων, του υδρογραφικού δικτύου και των λεκανών απορροής στη βάση των κύριων ρηγμάτων. Β) Τοπογραφική τομή παράλληλα στη ζώνη επικάλυψης. Figure 5.26: Detail fault map with the footwall drainage catchments geometry and drainage network of the Erithres-Dafnes Fault Zone. B) Cross-section parallel to the strike of the overlap zone. 241

254 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.27: Επεξηγηματικό διάγραμμα της περιοχής επικάλυψης μεταξύ των Ρηγμάτων Ερυθρές και Δάφνες. Το μήκος της ζώνης επικάλυψης είναι ~2.5 km. Figure 5.27: Sketch of the region where the Erithres and Dafnes fault segments overlap. The length of the ralay zone is ~2.5 km. Ο κύριος κλάδος του Ασωπού ποταμού αποτελεί το αξονικό δίκτυο του Ρήγματος των Δαφνών που αναπτύσσεται με διεύθυνση σχεδόν Α-Δ στην οροφή του ρήγματος. Πιο αναλυτικά, ύστερα από μια διαδρομή μέσα από τις Πλειοκαινικές αποθέσεις της λεκάνης των Θηβών το ποτάμι εκτρέπεται, από την προηγούμενή διεύθυνση του, και αρχίζει και διαβρώνει κατά βάθος στην οροφή του ρήγματος κοντά στο ανατολικότερο άκρο του Ρήγματος των Δαφνών (Σχήμα 5.26). Η κατά βάθος διάβρωση στην οροφή του ρήγματος οφείλεται πιθανότητα στην ανύψωση της βάσης της βορειοδυτικής προέκτασης του Ρήγματος Αυλώνας (Σχήμα 4.1). Το ρήγμα αυτό βρίσκεται ανατολικά του Ρήγματος των Δαφνών με διεύθυνση παράταξης ΒΔ-ΝΑ και το επίπεδό του κλίνει προς ΒΑ. Το αξονικό δίκτυο του Ρήγματος των Ερυθρών αποτελεί ο κύριος κλάδος του Λιβαδόστρα, ο οποίος είναι σαφώς μετατοπισμένος μακριά από το ρήγμα Δαφνών- Ερυθρών και κοντά στο ίχνος του Ρήγματος Καπαρέλλι. Η θέση που κατέχει το αξονικό δίκτυο που βρίσκεται μέσα σε μια λεκάνη (τεκτονική τάφρο), η οποία ελέγχεται από δύο περιφερειακά ρήγματα εξαρτάται από την ενεργότητα των ρηγμάτων αυτών (Leeder and Jackson, 1993). Έτσι το αξονικό δίκτυο τείνει να 242

255 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 μετατοπίζεται από το κέντρο της λεκάνης προς το πιο ενεργό από τα ρήγματα, όπου και η τεκτονική βύθιση είναι μεγαλύτερη (Σχήμα 5.28) (Burbank and Anderson, 2001). Σχήμα 5.28: Σχηματικό διάγραμμα στο οποίο φαίνεται η σχετική θέση του αξονικού υδρογραφικού δικτύου σε σχέση με το ρηξιγενές ορεογραφικό μέτωπο σε περιοχές που υφίστανται α) γρήγορη παραμόρφωση και β) αργή παραμόρφωση. Επίσης δίνονται τα κύρια γεωμορφολογικά χαρακτηριστικά των περιοχών αυτών.( Τροποποιημένο από Burbank and Anderson, 2001). Figure 5.28: Sketch showing the relative position of an axial river in α) rapidly deforming and β) slowly deforming normal faulted mountain ranges. (Modified from Burbank and Anderson, 2001) Αποτελέσματα Μορφοτεκτονικών Δεικτών Κατά μήκος των ρηγμάτων που αποτελούν τη ρηξιγενή ζώνη Ερυθρές-Δάφνες αναλύθηκαν συνολικά 37 λεκάνες απορροής η χωρική κατανομή των οποίων παρουσιάζεται στο σχήμα 5.26, ενώ τα αποτελέσματα των τιμών των μορφοτεκτονικών δεικτών παρουσιάζονται με τη βοήθεια χαρτών και συνδυαστικών γραφημάτων στα σχήματα 5.29, 5.30, Οι μέσες τιμές των μορφοτεκτονικών δεικτών που 243

256 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 υπολογίσθηκαν για τη ρηξιγενή ζώνη και για τα επιμέρους ρήγματα δίνονται στον Πίνακα 5.4. Πίνακας 5.4: Τιμές των μορφοτεκτονικών δεικτών για τη ρηξιγενή ζώνη Ερυθρές-Δάφνες. Table 5.4: Values of the morphotectonic indices for the Erithres-Dafnes Fault Zones. Ρηξιγενής ζώνη Μήκος (km) S mf V f B s Dd (km/km 2 ) Ερυθρές - Δάφνες Ρήγμα Ερυθρές Ρήγμα Δάφνες Ο δείκτης ευθυγράμμισης ορεογραφικού μετώπου (S mf ) υπολογίσθηκε για κάθε ένα από τα δύο ρήγματα, που αποτελούν τη ρηξιγενή ζώνη, ξεχωριστά. Η μέση τιμή του δείκτη S mf, για το Ρήγμα Ερυθρές είναι 1.25 (Πίνακας 5.4). Κατά μήκος του ρήγματος υπολογίσθηκε μια τιμή του δείκτη S mf σε επιλεγμένο τμήμα με μήκος ~8 km (Σχήμα 5.29Β). Η μέση τιμή του δείκτη S mf, για το Ρήγμα Δάφνες είναι 1.26 (Πίνακας 5.4). Η διακύμανση των τιμών του δείκτη S mf κατά μήκος του ρήγματος δεν παρουσιάζει ιδιαίτερη μεταβολή με χαμηλές τιμές του δείκτη και στα δύο άκρα του (S mf ~ 1.15) (Σχήμα 5.29Β). Εξαίρεση στα παραπάνω αποτελεί μια περιοχή με σχετικά υψηλές τιμές του δείκτη (S mf = 1.7) (Σχήμα 5.29Β) όπου παρατηρείται έντονη διάβρωση του ορεογραφικού μετώπου και η μετατόπιση του ρήγματος είναι μικρή, όπως φαίνεται και στο τοπογραφικό προφίλ του σχήματος Η μέση τιμή του δείκτη λόγου πλάτους κοιλάδας προς ύψος κοιλάδας (V f ) για το Ρήγμα Ερυθρές είναι 0.49 (Πίνακας 5.4). Η διακύμανση των τιμών του δείκτη κατά μήκος του ρήγματος παρουσιάζει μια σταθερή τάση χωρίς ιδιαίτερες μεταβολές, με χαμηλές τιμές και στα δύο άκρα του (V f ~ 0.50) (Σχήμα 5.30Β). Για το Ρήγμα Δάφνες η μέση τιμή του δείκτη V f είναι 0.82 (Πίνακας 5.4). Η διακύμανση των τιμών του δείκτη κατά μήκος του ρήγματος παρουσιάζει μια ασθενή τάση προς χαμηλότερες τιμές του δείκτη στο δυτικό τμήμα. Οι τιμές του δείκτη σχήματος λεκάνης απορροής (B s ) για το Ρήγμα Ερυθρές κυμαίνονται από 1.62 έως 4.78 (Σχήμα 5.30Β), με μέση τιμή 3.12 (Πίνακας 5.4). Η διακύμανση των τιμών του δείκτη B s κατά μήκος του ρήγματος παρουσιάζουν μια τάση για αύξηση των τιμών προς το ανατολικό τμήμα (Σχήμα 5.30). 244

257 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.29: A) Χάρτης κατανομής των τιμών του δείκτη Μήκους-Κλίσης Ρέματος (SL) στη ρηξιγενή ζώνη Ερυθρές-Δάφνες. Β) Διάγραμμα κατανομής των τιμών του δείκτη Καμπύλωσης Ορεογραφικού μετώπου κατά μήκος της ρηξιγενής ζώνης Νεοχώρι Λεοντάρι. Figure 5.29: A) Contour map of the stream length-gradient index (SL) of the Erithres-Dafnes Fault Zone. B) Diagram of the Mountain-front sinouosity (Smf) index along the fault scarps. 245

258 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.30: Α) Προφίλ μετατόπισης της ρηξιγενής ζώνης Ερυθρές-Δάφνες, όπου φαίνονται οι τοπογραφικές τομές της οροφής και της βάσης, των ρηγμάτων, κατά μήκος της ρηξιγενής ζώνης σε συνδυασμό με την κατανομή των τιμών του δείκτη S L. 1: Κατανομή των τιμών του δείκτη S L ; 2: Τοπογραφικό προφίλ της βάσης του ρήγματος; 3: Τοπογραφικό προφίλ της οροφής του ρήγματος; 4: Ομαλοποιημένη τοπογραφία των επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων; 5: Συνολική ομαλοποιημένη τοπογραφία για κάθε ρήγμα. Β) Διάγραμμα των τιμών του δείκτη λόγου πλάτους κοιλάδας προς ύψος κοιλάδας (V f ) (διακεκομένη γραμμή) και του δείκτη σχήματος λεκάνης απορροής (B s ) (κανονική γραμμή) κατά μήκος της ρηξιγενής ζώνης. Figure 5.30: A) Large scale displacement profile of the Erithres-Dafnes Fault zone. Hanging-wall and footwall topographic profiles and S L values are plotted versus distance along strike. 1: S L values along strike; 2: Hanging-wall topographic profile; 3: Footwall topographic profile; 4: Smoothed topography of fault segments; 5: Overall smoothed fault topography. B) Ratios of Valley floor width to valley height (V f ) (dashed line) and basin elongation ratios (B s ) (solid line) along fault strike. Τοπικό μέγιστο των τιμών του δείκτη B s συμπίπτουν με το τμήμα αλληλεπίδρασης των επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων, του Ρήγματος Ερυθρών, όπως αυτά εμφανίζονται στο τοπογραφικό προφίλ του σχήματος Οι τιμές του δείκτη B s για το Ρήγμα των Δαφνών κυμαίνονται από 1.33 έως 6.24 (Σχήμα 5.30Β), με μέση τιμή 2.21 (Πίνακας 5.4). Η διακύμανση των τιμών του δείκτη B s κατά μήκος του ρήγματος παρουσιάζει γενικά μια σταθερή τάση, με εξαίρεση τις υψηλές τιμές που παρατηρούνται στα δύο άκρα του (Σχήμα 5.30). Όπως φαίνεται και στο συνδυαστικό διάγραμμα μεταξύ των δεικτών (Σχήμα 5.30Β), υπάρχει καλή συσχέτιση μεταξύ υψηλών τιμών του δείκτη Β s με χαμηλές τιμές του δείκτη V f. 246

259 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Στο χάρτη κατανομής των τιμών του δείκτη μήκους-κλίσης ρέματος (S L ) (Σχήμα 5.29) της ρηξιγενούς ζώνης Ερυθρές-Δάφνες μπορούν να διακριθούν τουλάχιστον τρία τοπικά μέγιστα και αρκετές περιοχές συγκέντρωσης υψηλών τιμών. Οι υψηλές αυτές τιμές συμπίπτουν με τις περιοχές κοντά στο κέντρο των δύο ρηγμάτων και με τις περιοχές αλληλεπίδρασης ή και επικάλυψης μεταξύ των επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων (Σχήμα 5.29 και 5.30). Πιο αναλυτικά, δύο περιοχές με ιδιαίτερα υψηλές τιμές του δείκτη S L βρίσκονται κοντά στο κεντρικό τμήμα του Ρήγματος Ερυθρών (Σχήμα 5.30Α), όπου παρατηρείται και η μεγαλύτερη μετατόπιση όπως φαίνεται στο τοπογραφικό προφίλ του σχήματος 5.30Α. Παρατηρώντας το ίδιο σχήμα φαίνεται ότι το δεύτερο τοπικό μέγιστο, από δυτικά, συμπίπτει με τη περιοχή αλληλεπίδρασης δυο ρηξιγενών τμημάτων. Η τρίτη περιοχή με ιδιαίτερα υψηλές τιμές του δείκτη S L εντοπίζεται κοντά στο κεντρικό τμήμα του Ρήγματος Δαφνών (Σχήμα 5.30Α). Σχήμα 5.31: Διάγραμμα στο οποίο δίνονται οι τιμές της υδρογραφικής πυκνότητας για της λεκάνες απορροής που βρίσκονται στη βάση της ρηξιγενής ζώνης Ερυθρές-Δάφνες. Η γκρι διακεκομμένη γραμμή δείχνει το όριο μεταξύ των δύο κύριων ρηγμάτων που αποτελούν την ρηξιγενή ζώνη. Figure 5.31: Graph of Drainage density values, along strike, for all the footwall drainage basins of the Erithres-Dafnes fault zone. Gray dashed line indicates the boundary between the two fault segments of the fault zone. Η υδρογραφική πυκνότητα κατά μήκος της ρηξιγενής ζώνης των Ερυθρών-Δαφνών έχει ένα εύρος τιμών που κυμαίνονται από 0.63 km/km 2 έως 3.72 km/km 2 με μέση τιμή για όλη την ρηξιγενή ζώνη 2.16 km/km 2 (Πίνακας 5.4). Πιο αναλυτικά, το Ρήγμα των Ερυθρών έχει ένα εύρος τιμών που κυμαίνεται από 1.3 km/km 2 έως 3.48 km/km 2 247

260 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 με μέση τιμή της υδρογραφικής πυκνότητας 2.23 km/km 2, ενώ για το Ρήγμα των Δαφνών το εύρος των τιμών κυμαίνεται από 0.63 km/km 2 έως 3.72 km/km 2 με μέση τιμή 2.13 km/km 2 (Σχήμα 5.31). Παρατηρώντας το διάγραμμα προβολής των τιμών της υδρογραφικής πυκνότητας βλέπουμε ότι υπάρχει μια τάση για χαμηλότερες τιμές της υδρογραφικής πυκνότητας στα άκρα των ρηγμάτων, ενώ στα κεντρικά τμήματα παρατηρούνται υψηλότερες τιμές (Σχήμα 5.31) Ρηξιγενής ζώνη Καλλιθέας-Ασωπίας Ανατολικά της ρηξιγενούς ζώνης των Ερυθρών-Δαφνών βρίσκεται η τέταρτη ρηξιγενής ζώνη που μελετήθηκε από την παρούσα διατριβή. Πρόκειται για τη ρηξιγενή ζώνη της Καλλιθέας-Ασωπίας με μήκος ~18 km και μέγιστο πλάτος ~6 km, η οποία αποτελεί ένα τεκτονικό κέρας με διεύθυνση ΔΒΔ-ΑΝΑ (Σχήμα 5.32). Τα κύρια ρήγματα της ρηξιγενούς ζώνης είναι το Ρήγμα Καλλιθέας με μήκος ~14 km, το Ρήγμα Ασωπίας με μήκος ~7 km, το Ρήγμα Κιρίκιον με μήκος ~8 km και το Ρήγμα της Τανάγρας με μήκος ~14 km (Σχήμα 5.32). Πρόκειται για κανονικού χαρακτήρα ρήγματα των οποίων το ρηξιγενές επίπεδο κλίνει για μεν τα τρία πρώτα προς τα νοτιοδυτικά, ενώ για το Ρήγμα της Τανάγρας βορειοανατολικά (Σχήμα 5.32) Γεωμετρία υδρογραφικών δικτύων στην βάση του ρήγματος Το γενικό πρότυπο ανάπτυξης του συνολικού υδρογραφικού δικτύου στην περιοχή Καλλιθέας-Ασωπίας μπορεί να χαρακτηριστεί σαν κλιμακωτής διάταξης (Κεφάλαιο 3 και Σχήμα 5.32). Το υδρογραφικό δίκτυο που αναπτύσσονται στην οροφή των κύριων ρηγμάτων που αναλύθηκαν στη ρηξιγενή ζώνη της Καλλιθέας-Ασωπίας είναι επηρεασμένο από τα δευτερεύοντα ρήγματα που υπάρχουν στο εσωτερικό τμήμα της ζώνης (Σχήμα 5.32). Το υδρογραφικό δίκτυο που αναπτύσσεται στη βάση των ρηγμάτων, που αποτελούν τη ρηξιγενή ζώνη, χαρακτηρίζεται από δύο διακριτά πρότυπα ανάπτυξης των λεκανών απορροής. Το πρώτο πρότυπο ανάπτυξης χαρακτηρίζεται από μεγάλες λεκάνες απορροής των οποίων ο άξονάς τους σχηματίζει γωνία με τη διεύθυνση της παράταξης των ρηγμάτων. Διακρίνονται κυρίως στα όρια των ρηγμάτων και στις ζώνες μεταβίβασης (Σχήμα 5.32). 248

261 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.32: Χάρτης της ρηξιγενής ζώνης Καλλιθέας-Ασωπίας, όπου φαίνονται η γεωμετρία ανάπτυξης των κύριων ρηγμάτων, του υδρογραφικού δικτύου και των λεκανών απορροής στη βάση των κύριων ρηγμάτων. Figure 5.32: Detail fault map with the footwall drainage catchments geometry and drainage network of the Kallithea-Asopia Fault Zone. 249

262 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Το ανατολικό τμήμα της ρηξιγενούς ζώνης χαρακτηρίζεται κυρίως από αυτού του είδους την ύπαρξη λεκανών απορροής (Σχήμα 5.32). Το δεύτερο πρότυπο ανάπτυξης χαρακτηρίζεται από μικρές, σε μέγεθος, επιμήκης λεκάνες απορροής με το μεγάλο άξονά τους κάθετο στη διεύθυνση της παράταξης των ρηγμάτων. Το πρότυπο αυτό αναπτύσσεται κυρίως στο δυτικό τμήμα της περιοχής (Σχήμα 5.32). Εξαίρεση, αποτελούν κάποιες μεγάλες σε μέγεθος λεκάνες απορροής που αναπτύσσονται περιμετρικά του δυτικού ορίου των ρηγμάτων του δυτικού τμήματος (Σχήμα 5.32). Παράλληλα με τη διεύθυνση της παράταξης και μέσα στις λεκάνες που αναπτύσσονται στην οροφή των ρηγμάτων αναπτύσσεται ένα σύστημα από σχεδόν παράλληλα μεταξύ τους ρέματα (Σχήμα 5.32). Το σύστημα αυτών των ρεμάτων αποτελεί το αξονικό υδρογραφικό δίκτυο της ρηξιγενής ζώνης Καλλιθέας-Ασωπίας. Το αξονικό υδρογραφικό δίκτυο που αναπτύσσεται παράλληλα στα ρήγματα με νοτιοδυτική κλίση έχει μετατοπιστεί πιο κοντά στο ίχνος των ρηγμάτων συγκρινόμενο με αυτό κατά μήκος των βορειοανατολικής κλίσης ρηγμάτων (Σχήμα 5.32) Αποτελέσματα Μορφοτεκτονικών Δεικτών Κατά μήκος των ρηγμάτων που αποτελούν τη ρηξιγενή ζώνη Καλλιθέα-Ασωπία αναλύθηκαν συνολικά 63 λεκάνες απορροής η χωρική κατανομή των οποίων παρουσιάζεται στο σχήμα 5.32, ενώ τα αποτελέσματα των τιμών των μορφοτεκτονικών δεικτών παρουσιάζονται με τη βοήθεια συνδυαστικών γραφημάτων στα σχήματα 5.33 έως και Οι μορφοτεκτονικοί δείκτες υπολογίσθηκαν κατά μήκος των ρηγμάτων εκείνων που έχουν σαφώς εκφρασμένο το υδρογραφικό της βάσης τους. Οι μέσες τιμές των μορφοτεκτονικών δεικτών που υπολογίσθηκαν για τη ρηξιγενή ζώνη και για τα επιμέρους ρήγματα δίνονται στον Πίνακα

263 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.33: Χάρτης κατανομής των τιμών του δείκτη μήκους-κλίσης ρέματος (SL) της ρηξιγενής ζώνης Καλλιθέας-Ασωπίας. Figure 5.33: Contour map of the stream length-gradient index (SL) of the Kallithea-Asopia Fault Zone. 251

264 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Πίνακας 5.5: Τιμές των μορφοτεκτονικών δεικτών για τη ρηξιγενή ζώνη Καλλιθέα-Ασωπία. Table 5.5: Values of the morphotectonic indices for the Kallithea-Asopia Fault Zones. Ρηξιγενής ζώνη Μήκος (km) S mf V f B s Dd (km/km 2 ) Καλλιθέα Ασωπία Ρήγμα Καλλιθέα Ρήγμα Ασωπία Ρήγμα Κιρίκιον Ρήγμα Τανάγρα Κατά μήκος του Ρήγματος Καλλιθέας αναλύθηκαν 17 λεκάνες απορροής οι οποίες βρίσκονται στο κεντρικό και ανατολικό τμήμα του, καθώς στο δυτικό τμήμα το υδρογραφικό δίκτυο απουσιάζει (Σχήμα 5.34). Η μέση τιμή του δείκτη ευθυγράμμισης ορεογραφικού μετώπου (S mf ) κατά μήκος του ρήγματος είναι 1.09 (Πίνακας 5.5). Στο διάγραμμα απεικόνισης των τιμών του δείκτη (Σχήμα 5.34) φαίνεται ότι δεν υπάρχει σημαντική διακύμανση μεταξύ των τιμών που μετρήθηκαν, ενώ χαρακτηρίζεται από χαμηλές τιμές σε όλο το μήκος του ρήγματος. Οι τιμές του δείκτη λόγου πλάτους κοιλάδας προς ύψος κοιλάδας (V f ) κυμαίνονται από 0.53 έως 3.27 (Σχήμα 5.34), με μέση τιμή 1.16 (Πίνακας 5.2). Οι τιμές του δείκτη σχήματος λεκάνης απορροής (B s ) για το Ρήγμα Καλλιθέα κυμαίνονται από 1.14 έως 3.19 (Σχήμα 5.34), με μέση τιμή 2.11 (Πίνακας 5.5). Σχήμα 5.34: Χάρτης του Ρήγματος Καλλιθέας, όπου φαίνονται η γεωμετρία ανάπτυξης των κύριων ρηγμάτων, του υδρογραφικού δικτύου και των λεκανών απορροής στη βάση των κύριων ρηγμάτων. 252

265 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Figure 5.34: Detail fault map with the footwall drainage catchments geometry and drainage network of the Kallithea Fault. Η μέση τιμή του δείκτη καμπύλωσης ορεογραφικού μετώπου (S mf ) κατά μήκος του Ρήγματος Ασωπίας είναι 1.08 (Πίνακας 5.5). Δεν παρουσιάζεται ιδιαίτερη διακύμανση των τιμών οι οποίες διατηρούνται χαμηλές σε όλο το μήκος του ρήγματος (Σχήμα 5.35Α). Οι τιμές του δείκτη λόγου πλάτους κοιλάδας προς ύψος κοιλάδας (V f ) κυμαίνονται από 0.46 έως 3.7 (Σχήμα 5.35Α), με μέση τιμή 1.64 (Πίνακας 5.5). Η διακύμανση των τιμών του δείκτη κατά μήκος του ρήγματος παρουσιάζει μια ασθενή τάση προς χαμηλότερες τιμές στο ανατολικό τμήμα (Σχήμα 5.35Α). Οι τιμές του δείκτη σχήματος λεκάνης απορροής (B s ) για το Ρήγμα Ασωπίας κυμαίνονται από 1.35 έως 3.47 (Σχήμα 5.35Α), με μέση τιμή 2.15 (Πίνακας 5.5). Η διακύμανση των τιμών του δείκτη κατά μήκος του ρήγματος παρουσιάζει, επίσης, μια ασθενή τάση προς χαμηλότερες τιμές στο ανατολικό τμήμα (Σχήμα 5.35Α). Σχήμα 5.35: Χάρτης των Α) Ρήγματος Ασωπίας και Β) Ρήγματος Κιρίκιον, όπου φαίνονται η γεωμετρία ανάπτυξης των κύριων ρηγμάτων, του υδρογραφικού δικτύου και των λεκανών απορροής στη βάση των κύριων ρηγμάτων. Figure 5.35 Detail fault map with the footwall drainage catchments geometry and drainage network of the Α) Asopia and B) Kirikion Faults. 253

266 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Κατά μήκος του Ρήγματος Κιρίκιον η μέση τιμή του δείκτη καμπύλωσης ορεογραφικού μετώπου (S mf ) υπολογίσθηκε σε 1.10 (Πίνακας 5.5), με τις επιμέρους τιμές να παραμένουν χαμηλές σε όλο το μήκος του (Σχήμα 5.35Β). Οι τιμές του δείκτη λόγου πλάτους κοιλάδας προς ύψος κοιλάδας (V f ) κυμαίνονται από 0.3 έως 0.85 (Σχήμα 5. 35Β), με μέση τιμή 0.58 (Πίνακας 5.5). Η διακύμανση των τιμών του δείκτη κατά μήκος του ρήγματος παρουσιάζει μια ασθενή τάση προς χαμηλότερες τιμές στο δυτικό τμήμα (Σχήμα 5. 35Β). Οι τιμές του δείκτη σχήματος λεκάνης απορροής (B s ) για το Ρήγμα Κιρίκιον κυμαίνονται από 1.0 έως 3.0 (Σχήμα 5. 35Β), με μέση τιμή 1.87 (Πίνακας 5.5). Η διακύμανση των τιμών του δείκτη κατά μήκος του ρήγματος παρουσιάζει, επίσης, μια ασθενή τάση προς χαμηλότερες τιμές στο δυτικό τμήμα (Σχήμα 5. 35Β). Σχήμα 5.36: Χάρτης του Ρήγματος Τανάγρας, όπου φαίνονται η γεωμετρία ανάπτυξης των κύριων ρηγμάτων, του υδρογραφικού δικτύου και των λεκανών απορροής στη βάση των κύριων ρηγμάτων. Figure 5.36: Detail fault map with the footwall drainage catchments geometry and drainage network of the Tanagra Fault. Το Ρήγμα Τανάγρας έχει μέση τιμή του δείκτη καμπύλωσης ορεογραφικού μετώπου (S mf ) 1.06 (Πίνακας 5.5). Η διακύμανση των τιμών του δείκτη S mf κατά μήκος του ρήγματος δεν παρουσιάζει ιδιαίτερη μεταβολή με χαμηλές τιμές του δείκτη σε όλο το 254

267 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 μήκος του (Σχήμα 5.36). Οι τιμές του δείκτη λόγου πλάτους κοιλάδας προς ύψος κοιλάδας (V f ) κυμαίνονται από 0.28 έως 2.6 (Σχήμα 5.36), με μέση τιμή 0.99 (Πίνακας 5.5). Στο ανατολικό επιμέρους ρηξιγενές τμήμα (ορίζεται από τη γραμμή 4 στο τοπογραφικό προφίλ του Σχήματος 5.36) του Ρήγματος Τανάγρας, η διακύμανση των τιμών του δείκτη παρουσιάζει μια ασθενή τάση προς χαμηλότερες τιμές προς το δυτικό του όριο (Σχήμα 5.36). Στο δυτικό επιμέρους ρηξιγενές τμήμα οι τιμές του δείκτη διακρίνεται η τάση για μείωση της τιμής του V f στο ανατολικό του όριο (Σχήμα 5.36). Οι τιμές του δείκτη σχήματος λεκάνης απορροής (B s ) για το Ρήγμα Τανάγρας κυμαίνονται από 1.11 έως 4.9 (Σχήμα 5.36), με μέση τιμή 2.4 (Πίνακας 5.5). Στο ανατολικό επιμέρους ρηξιγενές τμήμα διακρίνεται μια ασθενή τάση για μείωση των τιμών στο ανατολικό του όριο (Σχήμα 5.36), ενώ η διακύμανση των τιμών του δείκτη στο δυτικό επιμέρους ρηξιγενές τμήμα παρουσιάζει τάση για χαμηλότερες τιμές στο δυτικό όριο(σχήμα 5.36). Κατά μήκος των ρηγμάτων που μελετήθηκαν στη ρηξιγενή ζώνη Καλλιθέας-Ασωπίας παρατηρείται η τάση για χαμηλές τιμές του δείκτη V f στις περιοχές ένωσης των ρηξιγενών τμημάτων που ορίζονται από τις διακεκομμένες γραμμές (γραμμή 3 στα Σχήματα 5.34 έως 5.36) στα τοπογραφικά προφίλ που κατασκευάστηκαν κατά μήκος των ρηγμάτων. Στο χάρτη κατανομής των τιμών του δείκτη μήκους-κλίσης ρέματος (S L ) (Σχήμα 5.33) της ρηξιγενούς ζώνης Καλλιθέας-Ασωπίας μπορούν να διακριθεί τουλάχιστον ένα τοπικό μέγιστο και αρκετές περιοχές συγκέντρωσης υψηλών τιμών. Οι υψηλές, αυτές, τιμές συμπίπτουν με περιοχές κοντά στο κέντρο των ρηγμάτων και με περιοχές αλληλεπίδρασης ή και επικάλυψης μεταξύ των επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων (Σχήμα 5.33). Οι μεγαλύτερες τιμές του δείκτη υπολογίσθηκαν στο κέντρο του ανατολικού τμήματος του ρήγματος Καλλιθέας (Σχήμα 5.33). Στο κεντρικό τμήμα του δυτικού τμήματος του ίδιου ρήγματος παρατηρούνται, επίσης, σχετικά υψηλές τιμές (Σχήμα 5.33). Κατά μήκος του Ρήγματος της Ασωπίας δεν παρατηρούνται περιοχές με υψηλές τιμές του δείκτη S L, με εξαίρεση το δυτικό όριο του ρήγματος (Σχήμα 5.33). Η συγκέντρωση υψηλών τιμών του δείκτη S L κατά μήκος του Ρήγματος Κιρίκιον παρατηρείται σε τέσσερα τουλάχιστον σημεία (Σχήμα 5.33 και 5.35Β). Οι συγκεντρώσεις αυτές στο δυτικό τμήμα του ρήγματος συμπίπτουν με τα σημεία ένωσης ή αλληλεπίδρασης μεταξύ των επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων, ενώ στο ανατολικό του 255

268 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 τμήμα με το κέντρο του ρηξιγενές τμήματος (Σχήμα 5.33 και 5.35Β). Κατά μήκος του Ρήγματος Τανάγρας (Σχήμα 5.33) συγκεντρώσεις σχετικά υψηλών τιμών συμπίπτουν κυρίως με το κεντρικό τμήμα των δύο κύριων ρηξιγενών τμημάτων που το αποτελούν (ρηξιγενή τμήματα που ορίζονται από τη γραμμή 4 στο σχήμα 5.36). Σχήμα 5.37: Διάγραμμα στο οποίο δίνονται οι τιμές της υδρογραφικής πυκνότητας για της λεκάνες απορροής που βρίσκονται στη βάση των κύριων ρηγμάτων της ρηξιγενής ζώνης Καλλιθέα-Ασωπία. Figure 5.37: Graph of Drainage density values, along strike, for all the footwall drainage basins of the main faults of the Kallithea-Asopia Fault Zone. Η υδρογραφική πυκνότητα κατά μήκος της ρηξιγενούς ζώνης Καλλιθέας-Ασωπίας έχει ένα εύρος τιμών που κυμαίνονται από 1.44 km/km 2 έως 6.03 km/km 2 με μέση τιμή για όλη τη ρηξιγενή ζώνη 3.37 km/km 2 (Πίνακας 5.5). Πιο αναλυτικά, το Ρήγμα Καλλιθέας έχει ένα εύρος τιμών που κυμαίνεται από 1.79 km/km 2 έως 4.58 km/km 2 με μέση τιμή της υδρογραφικής πυκνότητας 3.28 km/km 2 (Σχήματα 5.37), στο Ρήγμα Ασωπίας το εύρος των τιμών κυμαίνεται από 1.81 km/km 2 έως 5.00 km/km 2 με μέση τιμή 3.7 km/km 2 (Σχήματα 5.37), το Ρήγμα Κιρίκιον έχει ένα εύρος τιμών που κυμαίνεται από 2.26 km/km 2 έως 3.92 km/km 2 με μέση τιμή της υδρογραφικής 256

269 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 πυκνότητας 3.03 km/km 2 (Σχήματα 5.37), τέλος το Ρήγμα Τανάγρας έχει ένα εύρος τιμών που κυμαίνεται από 1.44 km/km 2 έως 6.03 km/km 2 με μέση τιμή της υδρογραφικής πυκνότητας 3.49 km/km 2 (Σχήματα 5.37). Παρατηρώντας το διάγραμμα προβολής των τιμών της υδρογραφικής πυκνότητας βλέπουμε ότι υπάρχει μια τάση για χαμηλότερες τιμές της υδρογραφικής πυκνότητας στα άκρα των ρηγμάτων, ενώ στα κεντρικά τμήματα παρατηρούνται υψηλότερες τιμές (Σχήμα 5.37). 257

270 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ Σχέση αναγλύφου-λεκανών απορροής στη βάση των ρηξιγενών ζωνών Η εξέλιξη του αναγλύφου των ορεογραφικών μετώπων σχετίζεται άμεσα με τον σχετικό βαθμό που μετέχουν σε αυτήν, καθώς και από τον ρυθμό τους, οι τεκτονικές και γεωμορφολογικές (διάβρωση, απόθεση και πηγή τροφοδοσίας) διεργασίες (Ellis et al., 1999). Ο βαθμός ταξιθέτησης των σημείων εξόδου των λεκανών απορροής κατά μήκος του ορεογραφικού μετώπου φαίνεται να ακολουθεί ένα διακριτό πρότυπο ανάπτυξης που χαρακτηρίζεται από τη διατήρηση μιας σχεδόν σταθερής απόστασης μεταξύ των εξόδων κατά μήκος του μετώπου του ρήγματος (Wallace, 1978; Adams, 1985; Mayer, 1986; Talling et al., 1992; 1993). Η χαρακτηριστική απόσταση μεταξύ των λεκανών απορροής κατά μήκος ενός ρήγματος αποδίδεται συχνά με τον λόγο της απόστασης (R) των λεκανών απορροής για κάθε ρήγμα. Ο λόγος της απόστασης για μεμονωμένα ρήγματα ποικίλει καλύπτοντας ένα εύρος τιμών από 1.4 έως 4.1 (Talling et al., 1997). Η διακύμανση των τιμών του λόγου υπερβαίνει κατά πολύ αυτή των μεγάλου μεγέθους ευθύγραμμων ορεογραφικών ζωνών, των οποίων ο λόγος της απόστασης κυμαίνεται από 1.9 έως 2.3 (Hovius, 1996). Οι Talling et al. (1996), στην προσπάθεια τους να ερμηνεύσουν την διακύμανση των τιμών του λόγου απόστασης μεταξύ των ρηγμάτων, πρότειναν ένα μοντέλο ανάπτυξης κατά το οποίο η απόσταση μεταξύ των λεκανών απορροής καθορίζεται από παράγοντες που επιδρούν, κυρίως, κατά το αρχικό στάδιο ανάπτυξης του υδρογραφικού δικτύου, ταυτόχρονα με την επακόλουθη μεταβολή του εύρους (πλάτους) του ανυψωμένου τεμάχους εξαιτίας της δράσης του ρήγματος. Δυο σημαντικές διεργασίες καθορίζουν την απόσταση που θα έχουν μεταξύ τους οι λεκάνες απορροής που εκτείνονται έως τα όρια του υδροκρίτη στην κορυφή της βάσης του ρήγματος. Αρχικά, για να δημιουργηθεί ένα υδρογραφικό δίκτυο απαιτείται μια κρίσιμη επιφάνεια χώρου την οποία θα αποστραγγίζει (Montgomery and Foufoula- Georgiou, 1993). Εάν αυτή η αρχική επιφάνεια, κατά τα πρώτα στάδια ανάπτυξης του υδρογραφικού δικτύου, έχει παρόμοιο εμβαδόν για γειτονικά υδρογραφικά δίκτυα, τότε θα εμφανίζουν ισοκατανομή στο χώρο κατά μήκος της παράταξης του ρήγματος. Οι παράγοντες από τους οποίους εξαρτάται η κρίσιμη επιφάνεια που απαιτείται για να δημιουργηθεί ένα υδρογραφικό δίκτυο (η αρχική κλίση του πρανούς, η βροχόπτωση, η λιθολογία και η βλάστηση) πιθανώς να είναι παρόμοιοι για ρήγματα 258

271 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 που βρίσκονται στην ίδια περιοχή αλλά να διαφέρουν σημαντικά σε ρήγματα που αναπτύσσονται σε διαφορετικές γεωγραφικές περιοχές. Παρόλα αυτά, η παραπάνω διεργασία δεν φαίνεται να είναι αυτή που τελικά καθορίζει την απόσταση μεταξύ των λεκανών απορροής κατά μήκος του ρήγματος. Η δεύτερη διεργασία που προτείνεται, είναι καθοριστικής σημασίας, και αφορά τον ανταγωνισμό μεταξύ των γειτονικών υδρογραφικών δικτύων που ακολουθεί μετά το σχηματισμό τους. Η διεργασία αυτή περιλαμβάνει αρχικά την αύξηση του μεγέθους των λεκανών απορροής με αύξηση του μήκους, προς την κατεύθυνση του υδροκρίτη, ενώ στη συνέχεια ακολουθεί αύξηση του μεγέθους κατά πλάτος. Η αύξηση του μήκους επηρεάζεται από το πλάτος (εύρος) του τοπογραφικού αναγλύφου του τεμάχους που ανυψώνεται εξαιτίας της δράσης του ρήγματος. Η εν συνεχεία πλευρική ανάπτυξη της λεκάνης απορροής είναι αυτή που καθορίζει τελικά το λόγο της απόστασης μεταξύ των λεκανών απορροής. Οι διακυμάνσεις της κλίσης του τοπογραφικού αναγλύφου και του ρυθμού τεκτονικής κλίσης κατά τα αρχικά στάδια ανάπτυξης του υδρογραφικού δικτύου είναι πιθανό να προκαλούν τις αποκλίσεις των τιμών του λόγου απόστασης που καταγράφονται (Talling et al., 1996). Οι Densmore et al. (2005), για να ερμηνεύσουν την ανάπτυξη των λεκανών απορροής και του αναγλύφου κατά τη διάρκεια της εξέλιξης ενός ρήγματος πρότειναν ένα λίγο διαφορετικό μοντέλο από των Talling et al. (1996), κατά το οποίο η απόσταση μεταξύ των λεκανών απορροής δεν καθιερώνεται απαραίτητα στο αρχικό στάδιο ανάπτυξης του υδρογραφικού δικτύου. Η πορεία που ακολουθεί η ανάπτυξη των λεκανών απορροής σε σχέση με την εξέλιξη του ανυψωμένου τεμάχους μπορεί να διακριθεί σε δύο επιμέρους στάδια (Densmore et al., 2005). Κατά το αρχικό στάδιο (πρώιμο), το οποίο χαρακτηρίζεται από χαμηλούς ρυθμούς ολίσθησης, το μήκος των λεκανών απορροής (που ισοδυναμεί με το μισό του πλάτους του ανυψωμένου τεμάχους) και η μεταξύ τους απόσταση αυξάνονται συναρτήσει της αύξησης του αναγλύφου κατά μήκος της βάσης του ρήγματος. Παρόλα αυτά, επειδή το μήκος των λεκανών απορροής αυξάνεται με μεγαλύτερο ρυθμό σε σχέση με τη μεταξύ τους απόσταση, κυριαρχεί η επιμήκης ανάπτυξη των λεκανών κατά μήκος του ρήγματος (Σχήμα 5.40A). Το δεύτερο στάδιο (μεταγενέστερο), χαρακτηρίζεται από το σχετικά αμετάβλητο μήκος των λεκανών απορροής, με περαιτέρω αύξηση του μεγέθους των λεκανών απορροής να γίνεται με πλευρική ανάπτυξη και αναδιοργάνωση του χώρου μεταξύ των γειτονικών λεκανών απορροής (Ellis et al., 1999). Αυξάνεται με αυτό τον 259

272 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 τρόπο η πλευρική διεύρυνση και η απόσταση μεταξύ των λεκανών απορροής, χωρίς να έχουμε ταυτόχρονη αύξηση στο τοπογραφικό ανάγλυφο και στο μήκος των λεκανών απορροής (Σχήμα 5.40Β). Σχήμα 5.38: Σχηματικό διάγραμμα της ανάπτυξης των λεκανών απορροής, σε δύο διαφορετικά στάδια εξέλιξης της βάσης των ρηξιγενών πρανών. Α) Πρώιμο στάδιο, χαμηλός ρυθμός ολίσθησης. Οι λεκάνες απορροής αναπτύσσονται κατά μήκος, κάθετα στη διεύθυνση του ορεογραφικού μετώπου. Η απόσταση μεταξύ των λεκανών απορροής αυξάνει με μικρό ρυθμό. Β) Μεταγενέστερο στάδιο, το ανάγλυφο και το πλάτος του ρήγματος έχουν σταθερές (αμετάβλητες) τιμές. Σε αυτό το στάδιο η ανάπτυξη των λεκανών απορροής γίνεται κυρίως με πλευρική διεύρυνση, κατά μήκος του ορεογραφικού μετώπου, η οποία αυξάνει και την μεταξύ τους απόσταση χωρίς να μεταβάλλετε το μήκος τους (τροποποιημένο από Densmore et al., 2005). Figure 5.38: Schematic view of catchments growth at two different stages in evolution of footwall. A) Early stage, with low slip and slip rate. Catchments grow by headward elongation in across-strike direction, which increases relief and range half-width. Outlet spacing increases only slowly. B) Later stage, by which time relief and half-width have reached uniform values. Additional catchment growth is only possible by widening in along-strike direction, which increases outlet spacing but does not affect relief (modified from Densmore et al., 2005). 260

273 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Από τα παραπάνω καταλήγουν στο συμπέρασμα ότι το πλάτος της ρηξιγενής ζώνης (δηλ. το πλάτος του ανυψωμένου τεμάχους) αποτελεί περιοριστικό παράγοντα στην ανάπτυξη του τοπογραφικού αναγλύφου επί της βάσης της ρηξιγενής ζώνης. Το πλάτος της ρηξιγενής ζώνης ελέγχεται κυρίως από δύο εξωτερικούς παράγοντες: τη γεωμετρία και την απόσταση μεταξύ των ρηξιγενών ζωνών της περιοχής καθώς και από την αρχική κλίση (μορφολογία) του αναγλύφου της περιοχής (Densmore et al., 2005). Τα παραπάνω συνοψίζονται στο σχήμα Σχήμα 5.39: Σχηματικό διάγραμμα όπου φαίνονται οι παράγοντες που επηρεάζουν το εύρος του ανυψωμένου τεμάχους. Α) Το εύρος του ανυψωμένου τεμάχους είναι ανάλογο της κλίσης του επιπέδου του ρήγματος (δ )και του πάχους του σεισμογόνου στρώματος (Scholz & Contreras, 1998). Εάν η απόσταση μεταξύ των ρηγμάτων είναι μικρή αυτό περιορίζει και το εύρος του ανυψωμένου τεμάχους (π.χ. Anders et al., 1993). Β) Επιπτώσεις της αρχικής τοπογραφίας. Η ιδεατή γεωμετρία του ανυψωμένου τεμάχους (μαύρη γραμμή) για αρχική οριζόντια τοπογραφία (μαύρη διακεκομμένη γραμμή). Επίσης δίνονται και δύο παραδείγματα για το πώς μεταβάλλεται το εύρος του ανυψωμένου τεμάχους όταν η αρχική τοπογραφία δεν είναι οριζόντια. Figure 5.39: Μια εναλλακτική εξήγηση για τη δημιουργία μεγάλων σε μέγεθος λεκανών απορροής επί της βάσης των κανονικών ρηγμάτων δίνεται από τους Jackson και Leeder (1994). Σύμφωνα με τους παραπάνω ερευνητές το μεγάλο μέγεθος των λεκανών, σε σχέση με τις υπόλοιπες, υποδηλώνει ότι η θέση τους κατά μήκος του ρήγματος ήταν αμετάβλητη 261

274 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 για κάποιο χρονικό διάστημα. Έτσι θεώρησαν ότι αρχικά οι λεκάνες αυτές αναπτύσσονταν γύρω από τα εκάστοτε όρια του ρήγματος, πριν αυτό επεκταθεί πλευρικά. Στην περίοδο ηρεμίας, που μεσολαβεί μέχρι την επόμενη δραστηριοποίηση του ρήγματος, υπάρχει ο απαραίτητος χρόνος που χρειάζονται οι λεκάνες ώστε να αυξήσουν το μέγεθός τους. Αυτό τους οδήγησε στο συμπέρασμα ότι το ρήγμα είναι πιθανό να αναπτύσσεται επεισοδιακά και πως οι περίοδοι ηρεμίας υποδηλώνονται από τις μεγάλες σε μέγεθος λεκάνες των υδρογραφικών δικτύων που εδραιώνονται στα όρια των ρηγμάτων. Σύμφωνα με το παραπάνω μοντέλο η ανάπτυξη και η πλευρική διεύρυνση του ρήγματος πραγματοποιείτε αρκετά γρήγορα και το υδρογραφικό δίκτυο που αναπτύσσετε στο εσωτερικό της λεκάνης, δεν προλαβαίνει να υπερνικήσει τον ρυθμό ανύψωσης με αποτέλεσμα να διατηρεί την αρχική του θέση. Όλα τα παραπάνω μοντέλα αναπτύχθηκαν για να ερμηνεύσουν διεργασίες που παρατηρούνται κατά μήκος συγκεκριμένων ρηξιγενών ζωνών και σε συγκεκριμένα γεωλογικά περιβάλλοντα (Wheeler Ridge (San Joaquin Valley-central California), Basin and Range Province και Pleasant Valley (Nevada) των ΗΠΑ, αντίστοιχα), ωστόσο οι βασικές τους αρχές μπορούν να βρουν εφαρμογή στην προσπάθεια για κατανόηση και ερμηνεία της εξέλιξης του αναγλύφου και των διεργασιών που ελέγχουν και καθορίζουν τη χωρική κατανομή και τη μορφή που θα έχουν οι λεκάνες απορροής επί της βάσης των ρηγμάτων. Για τη διερεύνηση της σχέσης μεταξύ αναγλύφου και λεκανών απορροής στη βάση των ρηξιγενών ζωνών που αναπτύσσονται στην περιοχή μελέτης ακολουθήθηκε η μεθοδολογία που προτείνεται από τους Hovius (1996), Talling et al. (1997) και Densmore et al. (2005). Μετρήθηκαν βασικές παράμετροι των λεκανών απορροής, που βρίσκονται στη βάση των ρηγμάτων που αποτελούν τις κύριες ρηξιγενής ζώνες, σαν συνάρτηση της θέσης τους κατά μήκος των ρηξιγενών ζωνών. Οι παράμετροι που μετρήθηκαν είναι: η απόσταση (s) μεταξύ των λεκανών απορροής, το μήκος (w) και το τοπογραφικό ανάγλυφο (h) της λεκάνης απορροής. Στη συνέχεια, από τις μέσες τιμές των παραμέτρων που μετρήθηκαν κατά μήκος κάθε ρηξιγενής ζώνης, υπολογίσθηκαν η μέση κλίση (A) και ο λόγος (R) της απόστασης των λεκανών απορροής κατά μήκος των ορεογραφικών μετώπων, που χαρακτηρίζουν κάθε ρηξιγενή ζώνη. Ο ακριβής ορισμός και ο υπολογισμός των παραμέτρων που υπολογίσθηκαν δίνεται παρακάτω: 262

275 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Απόσταση των λεκανών απορροής (s) (drainage outlet spacing): είναι η απόσταση μεταξύ διαδοχικών σημείων εξόδου των λεκανών απορροής κατά μήκος του ορεογραφικού μετώπου των ρηξιγενών ζωνών. Μήκος της λεκάνης απορροής (w): είναι η απόσταση μεταξύ του ορεογραφικού μετώπου, στο σημείο εξόδου της λεκάνης απορροής, και του πιο απομακρυσμένου σημείου του υδροκρίτη επί της κορυφής της βάσης του ρήγματος, με διεύθυνση κάθετη στην διεύθυνση παράταξης της ρηξιγενής ζώνης. Μετρήθηκε σε κάθε λεκάνη απορροής κατά μήκος της ρηξιγενής ζώνης και αντιστοιχεί στο μισό του συνολικού πλάτους (εύρος επί της βάσης του ρήγματος) (half-width) του ανυψωμένου τεμάχους. Τοπογραφικό ανάγλυφο (h) (topographic relief): είναι η υψομετρική διαφορά μεταξύ του ορεογραφικού μετώπου και του υψηλότερου σημείου στη βάση του ρήγματος, σε κάθε λεκάνη απορροής. Μέση κλίση των λεκανών απορροής (Α) (mean gradient): χαρακτηρίζει κάθε ρηξιγενή ζώνη και υπολογίζεται ως ο λόγος της μέσης τιμής του τοπογραφικού αναγλύφου (Η) προς το μέσο μήκος των λεκανών απορροής (W). Λόγος απόστασης των λεκανών απορροής (R) (spacing ratio): είναι ο λόγος της μέσης τιμής του μήκους (W) προς τη μέση τιμή της απόστασης (S) των λεκανών απορροής κατά μήκος και χαρακτηρίζει τις λεκάνες απορροής της ρηξιγενής ζώνης. Κατά μήκος των ρηξιγενών ζωνών της περιοχής μελέτης μετρήθηκαν οι παραπάνω παράμετροι μόνο στις λεκάνες απορροής οι οποίες εκτείνονται μέχρι τον υδροκρίτη, καθώς αυτές οι λεκάνες ορίζουν την τοπογραφία ολόκληρης της βάσης του ρήγματος (Hovius, 1996; Densmore et al., 2005). Οι μετρήσεις των συγκεκριμένων παραμέτρων μας επιτρέπουν να προσδιορίσουμε ποσοτικά τις μεταβολές, κατά μήκος του ρήγματος, της μορφής των λεκανών απορροής και της γεωμετρίας της βάσης του ρήγματος (Densmore et al., 2005). Κατά μήκος της ρηξιγενής ζώνης Νεοχώρι-Λεοντάρι μετρήθηκαν οι παράμετροι μόνο για τις λεκάνες απορροής κατά μήκος του Ρήγματος Λεονταρίου, ενώ για το ρήγμα Νεοχωρίου εξαιρέθηκαν. Ο μικρός τους αριθμός και οι υψηλές τιμές του τοπογραφικού αναγλύφου πρόσδιδαν ανομοιογένεια στα διαγράμματα προβολής των παραμέτρων. Στο σχήμα 5.38 δίνονται ο τρόπος μέτρησης των παραμέτρων που χρησιμοποιήθηκαν σε αυτή την παράγραφο, ενώ στον πίνακα 5.6 δίνονται οι μέσες τιμές των παραμέτρων για κάθε ρηξιγενή ζώνη, ενώ στα σχήματα 5.40 έως και 5.43 δίνονται σε μορφή διαγραμμάτων οι τιμές των παραμέτρων που μετρήθηκαν κατά μήκος των ρηξιγενών ζωνών και η μεταξύ τους σχέση. 263

276 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.40: Α) Διάγραμμα στο οποίο παρουσιάζεται το τοπογραφικό ανάγλυφο (λευκού χρώματος κύκλοι) και το μήκος (πλάτος της βάσης του ρήγματος) (γκρι χρώματος τετράγωνα) των λεκανών απορροής συναρτήσει της απόστασης από το δυτικό άκρο του Ρήγματος Λεοντάρι. Προβάλλονται μόνο οι λεκάνες απορροής που ορίζουν τον υδροκρίτη. Η γκρι χρώματος μπάρα ορίζει το όριο μεταξύ των επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων. Β) Διάγραμμα της σχέσης μεταξύ του τοπογραφικού αναγλύφου και του μήκους (πλάτος της βάσης του ρήγματος) των λεκανών απορροής. Γ) Διάγραμμα της σχέσης του τοπογραφικού αναγλύφου των λεκανών απορροής και της μεταξύ τους απόστασης. Figure 5.40: A) Along strike profiles of catchments relief (white circles) and range half width (grey squares) as functions of distance from western fault tips for the Leondari fault. Only catchments that define drainage divide are shown. Gray bar shows boundaries between fault segments. B) Relationship between catchment relief and range half width for the two footwalls. Line shows least-square regression through data for the fault zone. Γ) Relationship between relief and catchment outlet spacing. 264

277 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.41: Α) Διάγραμμα του υψομέτρου (λευκού χρώματος κύκλοι) και του μήκους (πλάτος της βάσης του ρήγματος) (γκρι χρώματος τετράγωνα) των λεκανών απορροής συναρτήσει της απόστασης από το δυτικό άκρο της ρηξιγενής ζώνης Κορομπίλλι-Καπαρέλλι. Προβάλλονται μόνο οι λεκάνες απορροής που ορίζουν τον υδροκρίτη. Η γκρι χρώματος μπάρα ορίζει το όριο μεταξύ των δύο ρηγμάτων. Β) Διάγραμμα της σχέσης μεταξύ του υψομέτρου και του μήκους (πλάτος της βάσης του ρήγματος) των λεκανών απορροής. Γ) Διάγραμμα της σχέσης του υψομέτρου των λεκανών απορροής και της μεταξύ τους απόστασης. Figure 5.41: A) Along strike profiles of catchments relief (white circles) and range half width (grey squares) as functions of distance from western fault tips for the Korompilli-Kaparelli fault zone. Only catchments that define drainage divide are shown. Gray bar shows boundaries between faults. B) Relationship between catchment relief and range half width for the two footwalls. Line shows least-square regression through data for the fault zone. Γ) Relationship between relief and catchment outlet spacing. 265

278 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.42: Α) Διάγραμμα του υψομέτρου (λευκού χρώματος κύκλοι) και του μήκους (πλάτος της βάσης του ρήγματος) (γκρι χρώματος τετράγωνα) των λεκανών απορροής συναρτήσει της απόστασης από το δυτικό άκρο της ρηξιγενής ζώνης Ερυθρές-Δάφνες. Προβάλλονται μόνο οι λεκάνες απορροής που ορίζουν τον υδροκρίτη. Η γκρι χρώματος μπάρα ορίζει το όριο μεταξύ των δύο ρηγμάτων. Β) Διάγραμμα της σχέσης μεταξύ του υψομέτρου και του μήκους (πλάτος της βάσης του ρήγματος) των λεκανών απορροής. Γ) Διάγραμμα της σχέσης του υψομέτρου των λεκανών απορροής και της μεταξύ τους απόστασης. Figure 5.42: A) Along strike profiles of catchments relief (white circles) and range half width (grey squares) as functions of distance from western fault tips for the Erithres-Dafnes fault zone. Only catchments that define drainage divide are shown. Gray bar shows boundaries between faults. B) Relationship between catchment relief and range half width for the two footwalls. Line shows least-square regression through data for the fault zone. Γ) Relationship between relief and catchment outlet spacing. 266

279 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.43: Ρηξιγενής Ζώνη Καλλιθέα-Ασωπία. Α) Διάγραμμα του υψομέτρου (λευκού χρώματος κύκλοι) και του μήκους (πλάτος της βάσης του ρήγματος) (γκρι χρώματος τετράγωνα) των λεκανών απορροής συναρτήσει της απόστασης από το δυτικό άκρο της ρηξιγενής ζώνης. Προβάλλονται μόνο οι λεκάνες απορροής που ορίζουν τον υδροκρίτη. Η γκρι χρώματος μπάρα ορίζει το όριο μεταξύ των δύο ρηγμάτων. Β) Διάγραμμα της σχέσης μεταξύ του υψομέτρου και του μήκους (πλάτος της βάσης του ρήγματος) των λεκανών απορροής. Γ) Διάγραμμα της σχέσης του υψομέτρου των λεκανών απορροής και της μεταξύ τους απόστασης. Figure 5.43: Kallithea-Asopia fault zone. A) Along strike profiles of catchments relief (white circles) and range half width (grey squares) as functions of distance from western fault tips. Only catchments that define drainage divide are shown. Gray bar shows boundaries between faults. B) Relationship between catchment relief and range half width for the two footwalls. Line shows least-square regression through data for the fault zone. Γ) Relationship between relief and catchment outlet spacing. 267

280 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 Πίνακας 5.6: Παράμετροι που ορίζουν την μορφολογία του ανυψωμένου τεμάχους των ρηξιγενών ζωνών της περιοχής μελέτης. Table 5.6: Parameters defining fault-block morphology in the studied fault zones. α/α Ρηξιγενής ζώνη Απόσταση (S) (km) Μήκος (W) (km) Τοπογραφικό ανάγλυφο (Η) (m) Μέση κλίση (Α) Λόγος Απόστασης (R) 1 Νεοχώρι-Λεοντάρι* 0,82 1, ,48 2 Κορομπίλλι-Καπαρέλλι 0,76 1, ,74 3 Ερυθρές Δάφνες 1,70 2, ,65 4 Καλλιθέα-Ασωπία** 0,80 0, ,13 Καλλιθέα-Ασωπία-Κιρικιον*** 0,58 0, ,30 Τανάγρα*** 1,01 1, ,06 * Υπολογίσθηκε μόνο κατά μήκος του Ρήγματος Λεονταρίου. ** Συνολικά για τη ρηξιγενή ζώνη. *** Ομαδοποιήθηκαν τα επιμέρους ρήγματα σε σχέση με την διεύθυνση κλίσης του ρηξιγενούς τους επιπέδου. Παρατηρώντας τη μεταβολή του τοπογραφικού αναγλύφου κατά μήκος όλων των ρηξιγενών ζωνών, διακρίνουμε ότι αυξάνεται σταδιακά από το μηδέν και για διάστημα ~5 km, από το ανατολικό άκρο των επιμέρους ρηγμάτων (διάγραμμα Α στα Σχήματα ). Η αύξηση του τοπογραφικού αναγλύφου αντικατοπτρίζεται και στην ομαλή αύξηση του μήκους των λεκανών απορροής (ή πλάτους του ανυψωμένου τεμάχους) των επιμέρους ρηγμάτων στο ίδιο διάστημα των πρώτων ~5 km (διάγραμμα Α στα Σχήματα ). Μετά το διάστημα αυτό οι τιμές και των δύο παραμέτρων τείνουν να γίνουν ή διατηρούνται σταθερές κατά μήκος των ρηγμάτων. Εξαίρεση στα παραπάνω αποτελεί μόνο το Ρήγμα Κιρίκιον, όπου οι τιμές των δύο παραμέτρων τείνουν να διατηρούνται σταθερές σε όλο το μήκος του, με μια μικρή παρέκκλιση στο κεντρικό τμήμα του όπου παρατηρείται μείωση (ανατολικό επιμέρους ρήγμα του διαγράμματος Α στο Σχήμα 5.43). Η καλή συσχέτιση μεταξύ του τοπογραφικού αναγλύφου και του μήκους των λεκανών απορροής (ή πλάτους του ανυψωμένου τεμάχους) απεικονίζεται στην σχεδόν γραμμική σχέση που έχουν μεταξύ τους και η οποία διατηρείται έως και τις μέγιστες τιμές του τοπογραφικού αναγλύφου (διάγραμμα Β στα Σχήματα ). Παρατηρώντας τα διαγράμματα της σχέσης απόστασης τοπογραφικού αναγλύφου (διάγραμμα Γ στα Σχήματα ) διακρίνεται μια ασθενής γενική τάση για σταθερές τιμές της απόστασης μεταξύ των λεκανών απορροής κατά μήκος των ρηγμάτων, η οποία όμως παρουσιάζει αρκετές διακυμάνσεις. Πιο αναλυτικά, η απόσταση μεταξύ των λεκανών απορροής παρουσιάζει χαμηλές τιμές στα σημεία που 268

281 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 το τοπογραφικό ανάγλυφο είναι χαμηλό, στα όρια των επιμέρους ρηγμάτων, ενώ παρουσιάζει μια μικρή τάση να αυξάνεται κοντά στα κεντρικά τμήματα των ρηγμάτων. Ωστόσο, η τάση αυτή δεν περιορίζεται στο διάστημα των ~5 km, και η απόσταση μεταξύ των λεκανών απορροής αυξάνεται με πολύ μικρότερο ρυθμό συγκρινόμενη με την αύξηση του μήκους των λεκανών απορροής (ή πλάτους του ανυψωμένου τεμάχους), πάντα σε σχέση με το τοπογραφικό ανάγλυφο (διάγραμμα Γ στα Σχήματα ). Επιπλέον, πολλές φορές οι υψηλές τιμές του τοπογραφικού αναγλύφου συνδέονται με χαμηλές τιμές της απόστασης μεταξύ των λεκανών απορροής. Από τα παραπάνω συμπεράνουμε ότι η απόσταση μεταξύ των λεκανών είναι ανάλογη με το τοπογραφικό ανάγλυφο κοντά στα όρια των ρηγμάτων, αλλά η σχέση αυτή εκτρέπεται στις υψηλές τιμές του αναγλύφου (διάγραμμα Γ στα Σχήματα ). Παρατηρείτε μια συστηματική αύξηση του τοπογραφικού αναγλύφου και του μήκους των λεκανών απορροής για μικρό σχετικά διάστημα από τα ανατολικά όρια των ρηγμάτων. Μετά το διάστημα αυτό οι τιμές και των δύο παραμέτρων διατηρούνται σχετικά σταθερές κατά μήκος των ρηγμάτων. Παρατηρείτε κατά αυτό τον τρόπο μια στενή σχέση του τοπογραφικού αναγλύφου και στο πλάτος του ανυψωμένου τεμάχους. Η απόσταση μεταξύ των λεκανών απορροής παρουσιάζει χαμηλές τιμές στα σημεία που το τοπογραφικό ανάγλυφο είναι χαμηλό, στα όρια των επιμέρους ρηγμάτων, ενώ παρουσιάζει μια μικρή τάση να αυξάνεται κοντά στα κεντρικά τμήματα των ρηγμάτων. Από την ανάλυση των παραμέτρων αυτών προέκυψε ότι κατά την ανάπτυξη των λεκανών απορροής στα αρχικά στάδια υπερισχύει η κατά μήκος ανάπτυξη, ενώ στη συνέχεια αναπτύσσονται με πλευρική διεύρυνση. Κατά την πλευρική διεύρυνση αυξάνεται η απόσταση μεταξύ των λεκανών απορροής χωρίς να μεταβάλλει το μήκος τους. Από τα παραπάνω προέκυψε ότι ο περιοριστικός παράγοντας στην ανάπτυξη του αναγλύφου επί του ανυψωμένου τεμάχους είναι πιθανότατα το πλάτος του, το οποίο ελέγχεται κυρίως από τη γεωμετρία και την απόσταση μεταξύ των ρηξιγενών ζωνών της περιοχής (Densmore et al., 2005). 269

282 Τεκτονική γεωμορφολογία ΚΕΦAΛΑΙΟ 5 270

283

284 Παλαιοσεισμολογία ΚΕΦΑΛΑΙΟ Εισαγωγή Παλαιοσεισμολογία Η ανεύρεση σεισμών που συνέβησαν πριν από την χρησιμοποίηση σεισμολογικών οργάνων είναι σημαντική για την κατανόηση της σεισμικής ιστορίας και της εκτίμησης της σεισμικής επικινδυνότητας μιας περιοχής ή ενός ρήγματος. Τα σεισμολογικά δεδομένα καλύπτουν συνήθως μικρές μόνο χρονικές περιόδους, ενώ οι πληροφορίες και οι γνώσεις που μας παρέχουν οι διάφορες πηγές, π.χ. ιστορικά κείμενα, επιγραφές κλπ. είναι πολλές φορές αποσπασματικές ή αμφισβητούμενες (Κουκουβέλας και Κοκκάλας, 2006). Επιπρόσθετα, το χρονικό διάστημα που καλύπτεται από τα σεισμόιστορικά δεδομένα περιορίζεται στον ανθρώπινο ιστορικό χρόνο, ο οποίος είναι ιδιαίτερα μικρός σε σχέση με την γεωλογική ιστορία των σεισμών (Σχήμα 6.1). Σχήμα 6.1: Κλίμακες χρόνου στις οποίες αναφέρονται μέθοδοι παρατηρήσεων κατά τη νεοτεκτονική ανάλυση (από Vita-Finzi, 1986). Figure 6.1: Time relations of different neotectonic analysis methods (from Vita-Finzi, 1986). Δύο κατηγορίες δεδομένων μπορούν να συνεισφέρουν στην αποκατάσταση της σεισμικής ιστορίας, οι άμεσες και οι έμμεσες παρατηρήσεις (Burbank and Anderson, 2001). Ως άμεσες παρατηρήσεις θεωρούνται, η πιστοποίηση της μετατόπισης γεωλογικών στρωμάτων ή γεωμορφών που παρέχουν ξεκάθαρες πληροφορίες ή στοιχεία για την μετατόπιση των ρηγμάτων. Η χρονολόγηση της κίνησης, και στις δύο αυτές περιπτώσεις, αποτελεί βασική προϋπόθεση. Οι πληροφορίες αυτές μπορεί να είναι στρωματογραφικής, τεκτονικής ή γεωμορφολογικής φύσης. Περιλαμβάνουν δομές όπως μετατοπισμένους καθοδηγητικούς ορίζοντες από την δράση ρηγμάτων, την 271

285 Παλαιοσεισμολογία ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 οριζόντια μετατόπιση ποτάμιων καναλιών, ανυψωμένες ακτές ή μετατόπισης ποτάμιων αναβαθμίδων κλπ. Οι έμμεσες παρατηρήσεις, για να καταδείξουν σεισμικά γεγονότα, απαιτούν να γίνει μια εννοιολογική σύνδεση μεταξύ καταστροφικών γεωλογικών φαινομένων και του σεισμού που μπορεί να τα προκάλεσε. Πολλές φορές οι ενδείξεις που συλλέγονται από τις έμμεσες παρατηρήσεις αντικατοπτρίζουν την ίδια τη συνσεισμική μετατόπιση ενώ άλλες φορές καταδεικνύουν άλλα μέρη του σεισμικού κύκλου. Έτσι για παράδειγμα, στρωματογραφικές ενδείξεις αποθέσεων παλιρροϊκών κυμάτων (τσουνάμι) ή η χρονολόγηση πτώσης βράχων απαιτούν ερμηνεία του τρόπου γένεσης τους για να μπορέσουν στη συνέχεια να συσχετισθούν με κάποιο συγκεκριμένο σεισμικό γεγονός. Η παλαιοσεισμική ή παλαιοσεισμολογική προσέγγιση περιλαμβάνεται στις μεθόδους που μπορούν να μας δώσουν άμεσα στοιχεία για την κατανόηση της σεισμικής ιστορίας των ενεργών ρηγμάτων. Η παλαιοσεισμολογία χρησιμοποιεί κυρίως γεωλογικές μεθόδους με αντικειμενικό σκοπό να προσδιορίσει στιγμιαία τεκτονικά γεγονότα (σεισμούς) του γεωλογικού παρελθόντος. Τα αποτελέσματα της παλαιοσεισμολογίας συνήθως μετατρέπονται με βάση κλιμακωτές παραμέτρους ή εμπειρικές σχέσεις σε όρους της σεισμολογίας όπως το μέγεθος του σεισμού, ο χρόνος γένεσης, η περίοδος επανάληψης κλπ. Η πρώτη χρήση του όρου παλαιοσεισμολογία φαίνεται ότι έγινε από τον Σοβιετικό γεωλόγο Kuchay στα 1971, αν και ο Solonenko είναι ο πρώτος που χρησιμοποίησε στη βιβλιογραφία τον όρο παλαιοσεισμογεωλογία (paleoseismogeology) το Μεταξύ άλλων ορισμών που αναφέρονται στην διεθνή και ελληνική βιβλιογραφία (δες Παυλίδης, 2003; Σελ. 112) δίνεται από τον Παυλίδη (2003) και ο εξής ορισμός Παλαιοσεισμολογία είναι η διερεύνηση της σεισμικής ιστορίας των ρηγμάτων, με γεωλογικές μεθόδους, ώστε να εκφράζεται αυτή με όρους ανάλογους της σεισμολογίας. Οι σεισμοί που μελετώνται με παλαιοσεισμολογικές μεθόδους αναλύονται με βάση τη λεπτομερή ανάλυση φαινομένων σε περιοχές παρακείμενες σεισμικών πηγών και έτσι είναι στενά συνδεδεμένοι με την πηγή. Οι σεισμοί που πιστοποιούνται με τις μεθόδους της παλαιοσεισμολογίας αντιστοιχούν σε γεγονότα κατά μήκος σεισμικών ρηγμάτων και δεν αναφέρονται σε γεωγραφικό χώρο. Αυτή είναι και η διαφορά που έχει η παλαιοσεισμολογική μέθοδος από τη μέθοδο της ιστορικής σεισμικότητας (Κουκουβέλας και Κοκκάλας, 2006). 272

286 Παλαιοσεισμολογία ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 Σχήμα 6.2: Σχηματική απεικόνιση όπου δίνονται παραδείγματα στρωματογραφικών και τεκτονικών σχέσεων που σχετίζονται με παλαιά παραμορφωτικά γεγονότα. Α) Γεωλογικά στρώματα μετατοπισμένα κατά μήκος ενός ρήγματος που καλύπτονται από αδιατάραχτα στρώματα. Η διαβρωσιγενής ασυμφωνία σχηματίζεται μετά τον τελευταίο σεισμό. Η μετατόπιση των στρωμάτων αυξάνεται προς τα στρωματογραφικά κατώτερα στρώματα. Το διαφορετικό ποσό μετατόπισης των στρωμάτων και η παρουσία μιας παλαιότερης μετατοπισμένης διαβρωσιγενούς ασυμφωνίας μας παρέχουν στοιχεία ενός παλαιότερου σεισμού. Β) Διαδοχικές αποθέσεις γεωλογικών στρωμάτων τα οποία καλύπτουν και καμπυλώνονται πάνω από την μερικώς διαβρωμένη επιφάνεια του ρηξιγενούς πρανούς. Τα στρώματα που καλύπτουν τα δύο τεμάχη του ρήγματος είναι συνήθως αδιατάραχτα, αλλά μπορεί να εμφανίζονται μερικώς παραμορφωμένα εξαιτίας της τοπογραφίας επί της οποίας αποτίθενται. Συνήθως το πάχος των στρωμάτων αυξάνεται πάνω από το τέμαχος που καταβυθίζεται. Γ) Παρόμοια τεκτονο-στρωματογραφική διάρθρωση με το Β, αλλά με τον σχηματισμό μιας κολλουβιακής σφήνας με υλικά που προέρχονται κυρίως από τη διάβρωση του ανυψωμένου τεμάχους. Δ) Συνσεισμικές ρωγμές-διακλάσεις που σχηματίζονται κατά μήκος της ρηξιγενούς επιφάνειας κατά τη διάρκεια ενός σεισμού και γεμίζουν με κολλουβιακό υλικό. Ε) Υπό-επιφανειακές φλέβες έκχυσης και ηφαίστεια άμμου. Αυτού του είδους η τεκτονο-στρωματογραφία παρέχει στοιχεία για παλαιούς σεισμούς. Η ηλικία των νεότερων στρωμάτων που τέμνονται από τις φλέβες ή υπόκεινται των ηφαιστείων άμμου μας δίνουν το ανώτερο χρονικό όριο εκδήλωσης του σεισμού. ΣΤ) Φαινόμενα ρευστοποίησης δημιουργούνται εξαιτίας της δόνησης από το σεισμό σε ασθενώς συμπαγοποιημένα ιζήματα που βρίσκονται κοντά στην επιφάνεια της γης. Η ηλικία των παραμορφωμένων στρωμάτων μας δίνει ένα κατώτατο όριο του χρόνου που εκδηλώθηκε το σεισμικό γεγονός που προκάλεσε την παραμόρφωσή τους. Οι δομές που φαίνονται στα σχήματα Ε και ΣΤ μπορούν να δημιουργηθούν και από άλλα αίτια εκτός των σεισμών (τροποποιημένο από Burbank and Anderson, 2001; Allen, 1986). Figure 6.2: Sketch diagrams showing examples of stratigraphic and structural relationships that relate to past deformational events. A) Strata offset across a fault are bevelled by an unconformity and overlain by undisturbed strata. The unconformity developed after the last earthquake. The amount of displacement increases downward. The two different amounts of offset of strata and the presence of an older offset unconformity provide evidence for a previous earthquake. B) If the topography across a faulted surface is incompletely bevelled off, succeeding strata will drape across the eroded fault scarp. They will be unbroken, but may appear deformed due to the topography on which they were deposited. Often they will show thickening above the downthrown fault block. Γ) Similar to B, but with a colluvial wedge derived from erosion of the upthrown block. Δ) Fissures that open along a fault plane are typically filled with colluvial material shortly after faulting. E) Injection dikes in the subsurface and sand blows or sand volcanoes on the surface provide evidence for past earthquakes. The age of the youngest strata cut by the dikes or underlying the sand blow provides a maximum age on the faulting. ΣΤ) Liquefaction due to shaking can cause folding of weakly consolidated sediments near or at the surface. The age of the deformed beds provides a lower limit on the time of the earthquake that deformed them (modified after Burbank and Anderson, 2001; Allen, 1986). 273

287 Παλαιοσεισμολογία ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 Τα συμπεράσματα που συνάγονται από την παλαιοσεισμολογική ανάλυση μπορεί να είναι τόσο ποιοτικά όσο και ποσοτικά για τους σεισμούς των οποίων τα αποτελέσματα έχουν καταγραφεί σε δομές οι οποίες είναι γεωλογικά αναγνωρίσιμες (Σχήμα 6.2). Η ακρίβεια της μεθόδου όσον αφορά στον προσδιορισμό του χρόνου εκδήλωσης του σεισμού εξαρτάται από τη στρωματογραφία της εκσκαφής και την ύπαρξη υλικών που να μπορούν να χρονολογηθούν. Η ακρίβεια αυτή είναι συνήθως της τάξης των ±40 χρόνων όσο δηλαδή είναι και η ακρίβεια της μεθόδου χρονολόγησης με 14 C (McCalpin, 1996). Η μέθοδος χρονολόγησης με 14 C, βασίζεται στη μεταστοιχείωση του ασταθούς ισοτόπου 14 C στο σταθερό ισότοπο 12 C και εφαρμόζεται με επιτυχία στη χρονολόγηση προσφάτων γεγονότων με βάση τον προσδιορισμό φυτικών υπολειμμάτων σε ιζήματα που έχουν αποτεθεί τα τελευταία χρόνια (Κουκουβέλας, 1998). Στον Ελληνικό χώρο οι πρώτες παλαιοσεισμολογικές μελέτες έγιναν στην λεκάνη της Μυγδονίας (Μακεδονία) και στο ρήγμα του Σουλίου (Ήπειρος) (Pavlides et al., 1992; Chatzipetros and Pavlides, 1994; Pavlides, 1996). Πρόσφατα παλαιοσεισμολογικά δεδομένα έχουν δημοσιεύθεί και για άλλες περιοχές της Ελλάδας, όπως ο Κορινθιακός Κόλπος (Pavlides, 1996; Pantosti et al., 1996; Collier et al., 1998; Koukouvelas et al., 2001; Pavlides et al., 2004; Caputo et al., 2004; Koukouvelas et al., 2005; Chatzipetros et al., 2005; Kokkalas et al., 2007). Η μέθοδος αυτή είναι πολύ σημαντική για τον Ελληνικό χώρο εξαιτίας της πληθώρας των ενεργών ρηγμάτων που υπάρχουν και της ανάγκης για πλήρη κατανόηση της σεισμικής συμπεριφοράς τους, δεδομένου ότι κοντά σε πολλά από αυτά υπάρχει έντονη οικιστική ανάπτυξη και ανθρώπινη δραστηριότητα. 6.2 Αρχές και μέθοδοι της παλαιοσεισμολογίας Μια ολοκληρωμένη παλαιοσεισμολογική έρευνα θα πρέπει να έχει τους εξής στόχους (Παυλίδης, 2003): 1) Τον προσδιορισμό παλαιών σεισμικών γεγονότων (χρόνος, μέγεθος). 2) Τον υπολογισμό του σεισμικού άλματος και του ρυθμού ολίσθησης κατά μήκος του ρήγματος. 3) Τη διερεύνηση της κατάτμησης του ρήγματος σε συνδυασμό με τα αποτελέσματα της επιφανειακής γεωλογίας (γεωμετρίας των ρηγμάτων). 274

288 Παλαιοσεισμολογία ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 4) Τον έλεγχο του τρόπου δραστηριοποίησης διαφορετικών τμημάτων ενός ρήγματος σε διαδοχικά σεισμικά γεγονότα. 5) Τον υπολογισμό του χρόνου επανάληψης μεγάλων σεισμών, και την πιθανή μεταβολή του στο χρόνο. Οι πιο συνηθισμένες και αξιόπιστες τεχνικές που εφαρμόζονται είναι η κατασκευή παλαιοσεισμολογικών τομών κατά μήκος γνωστών ενεργών ή πιθανά ενεργών ρηγμάτων και η αναλυτική αποτύπωση της τεκτονο-στρωματογραφία τους. Σε μικρότερο βαθμό αξιόπιστη μέθοδος ανάλυσης είναι η μορφολογική χρονολόγηση ρηξιγενών πρανών (Kokkalas and Koukouvelas, 2005). Επειδή σε πολλές περιπτώσεις όμως οι σεισμοί είναι δυνατό να έχουν το επίκεντρό τους στη θάλασσα, ή να μην έχουν επιφανειακές εκδηλώσεις διάρρηξης, πολλές φορές χρησιμοποιούνται διάφορες έμμεσες τεχνικές για την εκτίμηση της παλαιοσεισμικότητας σε μια περιοχή εφόσον δεν είναι δυνατόν να εφαρμοσθούν οι συνηθισμένες παλαιοσεισμολογικές τεχνικές. Έμμεσες τεχνικές που βρίσκουν εφαρμογή στην παλαιοσεισμολογική έρευνα είναι οι μέθοδοι θαλάσσιας σεισμικής ανάκλασης σε συνδυασμό με χρονολόγηση πυρήνων δειγματοληψίας (Goldfinger et al., 2003; Morner, 2005), η δένδροχρονολόγηση (Sheppard and Jacoby, 1989; Jacoby et al., 1997), η λειχηνομετρία (Bull et al., 1995), η χρονολόγηση αποθέσεων από κύματα τσουνάμι και υποθαλάσσιων τουρβιδιτικών αποθέσεων (Claque et al., 2000; Schnellmann et al., 2002), η χρονολόγηση και η συσχέτιση κατολισθητικών φαινομένων με συγκεκριμένα σεισμικά γεγονότα (Bull, 1996; Bell et al., 1998; Bull and Brandon, 1998; Bull, 2005; Dramis and Blumetti, 2005; Gallousi and Koukouvelas, 2007) Παλαιοσεισμολογικές τομές Ο κυριότερος και ο πιο διαδεδομένος τρόπος μελέτης παλαιοσεισμολογικών γεγονότων γίνεται με την αποτύπωση και χρονολόγηση στρωμάτων τεχνητών ή, σπανιότερα, φυσικών παλαιοσεισμολογικών τομών. Από τις παλαιοσεισμολογικές ανασκαφές προκύπτουν στοιχεία μόνο για σεισμούς κατά τους οποίους τα ρήγματα δίνουν επιφανειακή διάρρηξη μεγαλύτερη των 0.20 m, γεγονός που αποτελεί και ένα από τα προβλήματα των ανασκαφών αυτών. Οι παλαιοσεισμολογικές τομές θα πρέπει να περιλαμβάνουν όσο το δυνατόν περισσότερα στοιχεία που να αφορούν κυρίως την 275

289 Παλαιοσεισμολογία ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 τεκτονο-στρωματογραφία του ρηξιγενούς πρανούς (κορήματα) που συνδέεται άμεσα με το ενεργό ρήγμα. Στις επόμενες παραγράφους περιγράφονται οι διαδικασίες που θα πρέπει να ακολουθούνται σε μια παλαιοσεισμολογική έρευνα με τη χρήση παλαιοσεισμολογικών τομών. Το πρώτο σημαντικό στάδιο στην παλαιοσεισμολογική έρευνα είναι η επιλογή της κατάλληλης θέσης για την εκσκαφή μιας τομής. Τα κριτήρια τα οποία θα πρέπει να χρησιμοποιηθούν για την τελική επιλογή της θέσης όπου θα πραγματοποιηθεί η τομή είναι: α) Η επιφανειακή μορφολογία του ρηξιγενούς πρανούς. Δηλαδή θα πρέπει το πρανές του ρήγματος να δίνει την εικόνα πρόσφατης δραστηριότητας. β) Η ύπαρξη πιθανών επιφανειακών διαρρήξεων από ιστορικούς σεισμούς. Οι παλαιοσεισμολογικές τομές θα πρέπει να διανοίγονται κάθετα σε αυτές ώστε να μπορεί να είναι σίγουρη η ταυτοποίηση ενός τουλάχιστον σεισμικού γεγονότος (Kokouvelas et al., 2001; Παυλίδης et al., 2001). γ) Η γενικότερη γεωμορφολογία της περιοχής. δ) Η ύπαρξη πλευρικών κορημάτων άμεσα συνδεδεμένων με την δράση του ρήγματος. ε) Η όσο το δυνατόν πιο εύκολη πρόσβαση. Για τη διάνοιξη μιας παλαιοσεισμολογικής τομής θα πρέπει να λαμβάνεται υπόψη η παράταξη του ρήγματος και η φορά κίνησης του. Ανάλογα με τα χαρακτηριστικά του ρήγματος: μετατόπιση κατά κλίση (dip-slip), κανονικού ή ανάστροφου χαρακτήρα ή οριζόντιας μετατόπισης διαφέρει και ο τρόπος κατασκευής των τομών. Στα ρήγματα κανονικού χαρακτήρα η μέγιστη μετατόπιση παρατηρείται κάθετα στην παράταξή τους και για αυτό οι τομές θα πρέπει να κατασκευάζονται σε αυτή τη διεύθυνση. Μετά την διάνοιξη της τομής ακολουθεί η προετοιμασία και η αποτύπωση της τομής, που έχουν σαν τελικό σκοπό να οδηγήσουν στην ερμηνεία της παλαιοσεισμολογικής τομής. Στο στάδιο της προετοιμασίας, τα τοιχώματα της παλαιοσεισμολογικής τομής καθαρίζονται από τα υπολείμματα της ανασκαφής έτσι ώστε οι λεπτομέρειες της δομής τους να μπορούν να αποτυπωθούν. Μετά τον καθαρισμό γίνεται και η σήμανση των τεκτονικών διαρρήξεων και στρωματογραφικών οριζόντων με τη χρήση δεικτών. 276

290 Παλαιοσεισμολογία ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 Στη συνέχεια ακολουθεί το στάδιο της αποτύπωσης της τομής με την κατασκευή ενός καννάβου αναφοράς με διαστάσεις συνήθως 1 επί 1 m. Η κατασκευή του καννάβου γίνεται με νήματα τα οποία σταθεροποιούνται στο τοίχωμα της τομής που θα αποτυπώσουμε με καρφιά που έχουν απόσταση μεταξύ τους 1 μέτρο, ενώ ελέγχεται επίσης η οριζοντίωση και η καθετότητά τους. Η αποτύπωση της δομής της παλαιοσεισμολογικής τομής γίνεται υπό κλίμακα, συνηθέστερα χρησιμοποιούμενη διεθνώς κλίμακα την 1:20. Τελευταίο στάδιο της αποτύπωσης μιας τομής αποτελεί η δειγματοληψία υλικού με σκοπό τη χρονολόγηση στρωμάτων και τεκτονικών γεγονότων. Οι θέσεις από τις οποίες έγινε η δειγματοληψία καταγράφονται με βάση τη θέση τους σε σχέση με τον κάνναβο αναφοράς στην αποτύπωση της τομής Υπολογισμός του ρυθμού ολίσθησης με βάση παλαιοσεισμολογικά δεδομένα Οι παλαιοσεισμολογικές τομές αποτελούν μια παραλλαγή της μεθόδου του στρωματογραφικού προσδιορισμού του ρυθμού ολίσθησης (Κουκουβέλας και Κοκκάλας, 2006). Στην περίπτωση όμως των παλαιοσεισμολογικών τομών η ακρίβεια είναι πολύ μεγαλύτερη γιατί τα στοιχεία της στρωματογραφίας αφορούν το συγκεκριμένο ρήγμα και η ανάλυση που γίνεται αφορά τη συγκεκριμένη δομή. Κατά συνέπεια μειώνονται τα λάθη που συνδέονται με τον υπολογισμό της μετατόπισης ή την αβεβαιότητα στην ηλικία του καθοδηγητικού ορίζοντα ή στο ποσό της διάβρωσης. Στη μέθοδο αυτή ο χρόνος παρατήρησης είναι κατά πολύ μικρότερος της μεθόδου υπολογισμού του ρυθμού ολίσθησης με βάση τη στρωματογραφία, είναι συνήθως νεότερος των χρόνων και σε σπάνιες περιπτώσεις μπορεί να φτάσει τα χρόνια Χαρακτηριστικές δομές των παλαιοσεισμολογικών τομών Ερμηνεία Ορισμοί Για να ολοκληρωθεί η παλαιοσεισμολογική έρευνα και ανακατασκευασθεί η παλαιοσεισμολογική ιστορία του υπό μελέτη ρήγματος, θα πρέπει να αναγνωρισθούν και να ταυτοποιηθούν ορισμένες δομές, χαρακτηριστικές και υποβοηθητικές για την εξαγωγή συμπερασμάτων (Παυλίδης, 2003): Ορίζοντες γεγονότων (event horizons): ως ορίζοντες γεγονότων θεωρούνται εκείνες οι στρωματογραφικές επιφάνειες που ορίζουν στρώματα τα οποία αποτέθηκαν πριν από 277

291 Παλαιοσεισμολογία ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 έναν παλαιοσεισμό (Pantosti et al., 1993). Διακρίνονται από την προοδευτική παραμόρφωσή τους κατά τη διάρκεια διαδοχικών παλαιοσεισμικών γεγονότων. Η χρονολόγηση τους δίνει το κάτω όριο του συγκεκριμένου γεγονότος, ενώ η χρονολόγηση του αμέσως υπερκείμενου στρώματος το άνω όριο. Κολλουβιακές αποθέσεις (colluvial deposits): ονομάζονται οι αποθέσεις στο πρανές ενός ρήγματος που προέρχονται από υλικά διάβρωσης του ανυψωμένου τεμάχους (σχήμα 6.3). Σχήμα 6.3: Στάδια εξέλιξης ενός ρηξιγενούς πρανούς. Α) Δημιουργία του αρχικού ρήγματος. Β) Σχηματισμός της πρώτης κολλουβιακής σφήνας με αδρόκοκκα υλικά και λατύπες του ανυψωμένου τεμάχους (Κ 1 ). Γ) Απόθεση λεπτόκοκκου υλικού και σχηματισμός του πρώτου παλαιοεδάφους(π 1 ). Δ) Επαναδραστηριοποίηση του ρήγματος. Ε) Απόθεση της δεύτερης κολλουβιακής σφήνας (Κ 2 ). ΣΤ) Σχηματισμός του δεύτερου παλαιοεδάφους (Π 2 ) (τροποποιημένο από Παυλίδης, 2003). Figure 6.3: Evolution stages of a fault scarp. A) Initial stage, formation of the fault scarp. B) Formation of the first colluvial wedge (K 1 ). Γ) Colluvial deposits and formation of paleosoil horizon (Π 1 ). Δ) Fault reactivation. E) Deposition of the second colluvial wedge (Κ 2 ). ΣΤ) Colluvial deposits and formation of the second paleosoil horizon (Π 2 ) (modified from Pavlides, 2003). Κολλουβιακές σφήνες (colluvial wedges): Στην περίπτωση που τα υλικά από τις κολλουβιακές αποθέσεις αποτίθενται αμέσως μετά τη δραστηριοποίηση του ρήγματος σχηματίζουν χαρακτηριστικά σφηνοειδή σώματα στη βάση του πρανούς, τα οποία ονομάζονται κολλουβιακές σφήνες. Επειδή το πρανές του ρήγματος είναι μια διαρκώς εξελισσόμενη μορφή, είναι δυνατόν σε παλαιοσεισμολογικές τομές να παρατηρηθούν 278

292 Παλαιοσεισμολογία ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 επάλληλες κολλουβιακές σφήνες οι οποίες αποτελούν την γεωλογική καταγραφή διαδοχικών παλαιών σεισμών (Σχήμα 6.3). Το πάχος των κολλουβιακών αυτών σφηνών είναι της ίδιας τάξης με την αθροιστική μετατόπιση του ρήγματος. Η διάκριση των ενοτήτων αυτών σε μια παλαιοσεισμολογική τομή βοηθά στην εξακρίβωση παλαιοσεισμών, αφού οι κολλουβιακές σφήνες θεωρούνται ως χαρακτηριστικές αποθέσεις μετά την εκδήλωση ενός σεισμού. Παλαιοεδάφη (Paleosoils): αποτελούν ορίζοντες εδαφών τα οποία σχηματίστηκαν στην επιφάνεια και βρίσκονται θαμμένα κάτω από νεότερες αποθέσεις. Στην παλαιοσεισμολογία έχουν ιδιαίτερο ενδιαφέρον, καθώς αποτελούν ενδείξεις περιόδων τεκτονικής ηρεμίας, αφού για το σχηματισμό τους απαιτείται να μεσολαβήσει κάποιο χρονικό διάστημα σε σταθερές συνθήκες. Τα παλαιοεδάφη περιέχουν συνήθως άφθονο οργανικό υλικό το οποίο μπορεί να χρονολογηθεί με 14 C, ενώ ακόμα μπορεί να γίνει χρονολόγηση τους με τον προσδιορισμό του βαθμού σχηματισμού τους με βάση διάφορα μοντέλα που έχουν αναπτυχθεί και χρησιμοποιηθεί για παλαιοκλιματικές, γεωμορφολογικές, νεοτεκτονικές και παλαιοσεισμολογικές έρευνες. Ο βαθμός ωριμότητας ενός εδάφους σε συγκεκριμένες κλιματολογικές συνθήκες, βοηθά στον υπολογισμό της περιόδου ηρεμίας ανάμεσα σε δύο κολλουβιακές αποθέσεις. Ακόμα και όταν δεν υπάρχουν αρκετά στρωματογραφικά δεδομένα για να προσδιοριστεί η ηλικία των παλαιοεδαφών, μπορούν να χρησιμοποιηθούν σαν δείκτες αναγνώρισης μεταξύ διαφορετικών κολλουβιακών ενοτήτων και κύκλων δραστηριοποίησης του ρήγματος. 6.3 Η Παλαιοσεισμολογική μελέτη στο Ρήγμα Καπαρελλίου Το ρήγμα του Καπαρελλίου, όπως έχει ήδη αναφερθεί, είναι ένα ενεργό, κανονικού χαρακτήρα κίνησης, ρήγμα του οποίου το ρηξιγενές επίπεδο κλίνει νότια. Έχει διεύθυνση σχεδόν Α-Δ και παρουσιάζει κατάτμηση κατά την παράταξή του (Jackson et al., 1982; Tsodoulos and Koukouvelas, 2004). Στην προσπάθεια για κατανόηση της Ολοκαινικής σεισμικής συμπεριφοράς του Ρήγματος Καπαρέλλι και της αναγκαιότητας να προσδιορισθεί ο ρυθμός ολίσθησης καθώς και το χρονικό διάστημα που μεσολαβεί ανάμεσα σε δύο διαδοχικούς σεισμούς, κατασκευάστηκαν κατά μήκος του τρεις παλαιοσεισμολογικές τομές. Η κατασκευή των τομών έγινε το Μάιο του έτους 2002 και ονομάστηκαν με βάση την θέση που έχουν κατά μήκος του ρήγματος, από δυτικά προς ανατολικά σε Kap 1, Kap 2 και Kap 3 (Σχήμα 6.4). Οι τομές Kap 2 και Kap 279

293 Παλαιοσεισμολογία ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 3 διανοίχτηκαν από τη βάση του ασβεστολιθικού πρανούς που ταυτίζεται με τη βάση του ρήγματος. Η τομή Kap 1 διανοίχτηκε με τέτοιο τρόπο ώστε να περιλαμβάνει τη ρηξιγενή ζώνη, ξεκινώντας από το ανερχόμενο τέμαχος του ρήγματος. Η αποτύπωση των παλαιοσεισμολογικών τομών έγινε σε κλίμακα 1:20 με την βοήθεια καννάβου αναφοράς 1x1 m που κατασκευάστηκε επί των τοιχωμάτων. Το τοίχωμα που αποτυπώθηκε σε κάθε μια από τις τομές επιλέχθηκε ώστε να αντιπροσωπεύει την πιο πλήρη και σαφώς εκφρασμένη στρωματογραφία και να αναδεικνύει καλύτερα τα σεισμικά γεγονότα με σαφείς καθοδηγητικούς ορίζοντες. Σχήμα 6.4: Τοποθεσία παλαιοσεισμολογικών τομών (δορυφορική εικόνα από GoogleEarth, 2009). Figure 6.4: Location of the paleoseismological trenches (satellite image from GoogleEarth, 2009) Παλαιοσεισμολογική τομή Kap 1 Η παλαιοσεισμολογική τομή Kap 1 (Σχήμα 6.5), είχε μήκος ~30 m, πλάτος ~2 m και βάθος ~4 m. Το κύριο τεκτονικό στοιχείο της συγκεκριμένης εκσκαφής είναι η παρουσία μιας ρηξιγενούς ζώνης κανονικού χαρακτήρα με μεγάλη γωνία κλίσης και πλάτος ~3 m. Η ρηξιγενής ζώνη επαναδραστηριοποιήθηκε κατά την διάρκεια του σεισμού του 1981 και εμφανίζει τα εξής χαρακτηριστικά: Μια διαταραγμένη ζώνη υλικών, τα οποία έχουν υποστεί παραμόρφωση εξαιτίας της δράσης του ρήγματος. 280

294 Παλαιοσεισμολογία ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 Μέσα στη ζώνη εντοπίστηκε ένας καθοδηγητικός ορίζοντας εδάφους, μικρού πάχους, ο οποίος μετατοπίζεται από την ρηξιγενή επιφάνεια έχοντας μια κατακόρυφη μετατόπιση της τάξης του ~0.5 m (Σχήμα 6.5). Διαρρήξεις πλήρωσης οι οποίες πληρούνται από υλικό που αποτελείται από ακανόνιστου σχήματος γωνιώδη τεμάχη. Αποθέσεις ανθρακικού ασβεστίου (CaCO 3 ) που προέρχονται από την κυκλοφορία μετεωρικού νερού λόγω κατακρήμνισης. Με βάση τα παραπάνω στοιχεία και το γεγονός ότι κατά την διάρκεια του τελευταίου μεγάλου σεισμού στην περιοχή, το ρήγμα που πιστοποιήθηκε στη συγκεκριμένη σεισμική ζώνη δραστηριοποιήθηκε, προκύπτει το συμπέρασμα ότι η συγκεκριμένη ρηξιγενής ζώνη προϋπήρχε (Kokkalas et al., 2007). Τα ιζήματα που βρίσκονται στη βάση της ρηξιγενούς ζώνης συνιστούν μιας μέσης έως μεγάλης γωνίας κλίσης ακολουθία κολλουβιακών αποθέσεων σφηνοειδούς σχήματος (ενότητα Α) (Σχήμα 6.3). Η ενότητα αυτή υποδιαιρείται, σε δυο υποενότητες: Την κατώτερη υποενότητα (Α0), η οποία αποτελείται κυρίως από κροκάλες και χαλίκια και λιγότερο από λεπτόκοκκα υλικά. Οι κροκάλες είναι κυρίως οφιολιθικής (~70%) και ασβεστολιθικής (~30%) σύστασης. Η υποενότητα Α0 αποτελεί τον κατώτερο ορίζοντα απόθεσης κορημάτων. Την ανώτερη υποενότητα (Α1), η οποία αποτελείτε από λεπτόκοκκα υλικά (πηλούχου άμμο) με αραιές κροκάλες. Η λιθολογία, η θέση της σε σχέση με την κατώτερη υποενότητα (Α0) και το μικρό της πάχος οδήγησε στο συμπέρασμα ότι η υποενότητα Α1 αποτελεί μια επιφάνεια απόπλυσης. Κάτω από την ενότητα Α αναπτύσσεται ένα συνονθύλευμα από αποσαρθρωμένα τμήματα του υποβάθρου. Αποτελείται κυρίως από αποσαρθρωμένα τεμάχη ασβεστολιθικής σύστασης με μήκος μεγαλύτερο των 50 cm, καθώς και φτωχά διαβαθμισμένα στρώματα κροκαλοπαγών. Τέσσερα μεγάλης κλίσης, συνθετικά και αντιθετικά, κανονικά ρήγματα μετατοπίζουν την λιθοφάση αυτή, ενώ δύο από αυτά μετατοπίζουν την κατώτερη υποενότητα (Α0), δημιουργώντας μια σύνθετη γεωμετρία (Σχήμα 6.5). 281

295 Παλαιοσεισμολογία ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 Σχήμα 6.5: Σχηματική αποτύπωση του ανατολικού τοιχώματος της παλαιοσεισμολογικής τομής Kap 1 (τροποποιημένο από Kokkalas et al., 2007). Figure 6.5: Schematic diagram showing the east wall of the paleoseismological trench Kap 1 (modified from Kokkalas et al., 2007). 282

296 Παλαιοσεισμολογία ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 Η μικρής κλίμακας κολλουβιακή σφήνα που αναπτύσσεται δίπλα από την επιφάνεια διάρρηξης του σεισμού του 1981 αποτελεί την ενότητα Β (Σχήμα 6.5). Η ενότητα Β αποτελείτε από λεπτόκοκκα υλικά με πολλές κροκάλες και λατύπες ασβεστολιθικής σύστασης. Η οροφή της ρηξιγενούς ζώνης (νότιο τμήμα της τομής) συνίσταται από μια ιζηματογενή ακολουθία, μεγάλης γωνίας κλίσης (>60 ο ), η οποία αποτελείται κυρίως από λεπτόκοκκα υλικά (ιλύς και άμμος) εντός των οποίων απαντώνται αραιές ενστρώσεις από κροκάλες. Εντός της ιζηματογενούς ακολουθίας εντοπίστηκαν διαρρήξεις πλήρωσης (Σχήμα 6.5). Οι διαρρήξεις αυτές είναι πιθανότατα αποτέλεσμα παλαιότερων σεισμικών γεγονότων. Η μικρής κλίμακας κολλουβιακή σφήνα που αναπτύσσεται δίπλα από την επιφάνεια διάρρηξης του σεισμού του 1981 αποτελεί πιθανότατα ένδειξη ενός παλαιότερου σεισμικού γεγονότος. Για να προσδιοριστεί η ηλικία του γεγονότος αυτού χρονολογήθηκαν δείγματα που πάρθηκαν από το ανώτερο τμήμα της ενότητας Β (Kap 1(3)) και από το κάτω όριο του μετατοπισμένου εδαφικού ορίζοντα (Kap 1(4)) (Σχήμα 6.5). Όπως προέκυψε από την χρονολόγηση των δειγμάτων που συλλέχθηκαν, το σεισμικό γεγονός που σχετίζεται με το σχηματισμό της ενότητας Β, έχει κατώτερο χρονικό όριο εκδήλωσης π.χ. (Kap 1(4)) και ανώτερο χρονικό όριο μ.χ. (Kap 1(3)) (Πίνακας 6.1). Αποτέλεσμα παλαιότερων σεισμικών γεγονότων αποτελούν και διαρρήξεις πλήρωσης που εντοπίστηκαν στα ιζήματα της οροφής της ρηξιγενούς ζώνης. Από τη χρονολόγηση των δειγμάτων που πάρθηκαν από το υλικό των διαρρήξεων, υπολογίστηκε εύρος ηλικίας που κυμαίνεται μεταξύ 5500 και 5200 π.χ. (δείγματα Kap1(1) και Kap1(8)) (Πίνακας 6.1). 283

297 Παλαιοσεισμολογία ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 Σχήμα 6.6: Σχηματική αποτύπωση της παλαιοσεισμολογικής τομής Kap 2 (από Kokkalas et al., 2007). Figure 6.6: Schematic diagram showing the paleoseismological trench Kap 2 (modified from Kokkalas et al., 2007). 284

298 Παλαιοσεισμολογία ΚΕΦΑΛΑΙΟ Παλαιοσεισμολογική τομή Kap 2 Οι διαστάσεις που καταλάμβανε η παλαιοσεισμολογική τομή Kap 2 είναι ~16 m μήκος, 2 m πλάτος και 3 m ύψος (Σχήμα 6.6). Η συγκεκριμένη τομή αποτελεί μια τυπική κολλουβιακή ακολουθία. Αποτελείται κυρίως από γωνιώδη ασβεστολιθικά τεμάχη και θεμελιώδη μάζα, εντός της οποίας εμπεριέχονται κεραμικά θραύσματα και υπολείμματα από κάρβουνο. Η λεπτομερής χαρτογραφική αποτύπωση της παλαιοσεισμολογικής τομής Kap 2 βοήθησε στο διαχωρισμό της σε δύο κύριες ενότητες. Ο διαχωρισμός των δύο ενοτήτων έγινε με βάση τη θέση που έχουν σε σχέση με το επίπεδο του ρήγματος, τη λιθολογία και τα γεωμετρικά χαρακτηριστικά τους. Έτσι διακρίθηκαν: 1) Η κατώτερη ενότητα (A) η οποία αποτελεί μια κολλουβιακή σφήνα (Σχήμα 6.6), εντός της οποίας διακρίθηκαν τρεις επιμέρους υποενότητες (Α0, Α1 και Α2): Η υποενότητα Α0, αποτελείται κυρίως από μεγάλα σε μέγεθος ασβεστολιθικής σύστασης γωνιώδη τεμάχη (block), γωνιώδους σχήματος κροκάλες και λεπτόκοκκο υλικό. Η υποενότητα Α0 αποτελεί τον κατώτερο ορίζοντα απόθεσης κορημάτων. Η υποενότητα Α1, αναπτύσσεται πάνω από την υποενότητα Α0 και αποτελείται από λεπτομερέστερο από άποψης κοκκομετρίας υλικό. Μέσα στα ιζήματα της υποενότητας Α1 εντοπίστηκαν αραιά διατεταγμένα ασβεστολιθικής σύστασης γωνιώδη τεμάχη και κροκάλες μικρότερου μεγέθους συγκριτικά με αυτές της υποενότητας Α0. Η υποενότητα Α1 αποτελεί τον ανώτερο ορίζοντα απόθεσης κορημάτων. Η υποενότητα Α2, αναπτύσσεται πάνω από τις δύο προηγούμενες υποενότητες. Αποτελείτε από υλικό με μικρότερο κοκκομετρικό μέγεθος εντός του οποίου εμφανίζετε παράλληλη συνεχή στρωμάτωση. Το ποσοστό του υλικού πλήρωσης αυξάνεται από 10% στα κατώτερα στρώματα σε 40% στα ανώτερα στρώματα, ενώ αντίστοιχα το κοκκομετρικό μέγεθος μειώνεται σημαντικά. Η λιθολογία και η θέση της σε σχέση με τις κατώτερες υποενότητες (Α0 και Α1), οδήγησε στο συμπέρασμα ότι η υποενότητα Α2 αποτελεί μια επιφάνεια απόπλυσης. Η ανώτερη ενότητα (Β) αποτελεί, επίσης, μια κολλουβιακή σφήνα (Σχήμα 6.6) και αναπτύσσεται πάνω από την κατώτερη κολλουβιακή σφήνα (ενότητα Α). Μεταξύ των δύο ενοτήτων παρεμβάλλεται μια διαβρωσιγενής επιφάνεια. Τα ιζήματα της ανώτερη 285

299 Παλαιοσεισμολογία ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 κολλουβιακή σφήνας έχουν μικρότερο κοκκομετρικό μέγεθος, συγκριτικά με αυτά της κατώτερης κολλουβιακής σφήνας, και αποτελούνται κυρίως από λατύπες, κροκάλες και λεπτόκοκκο υλικό. Όπως αναφέρθηκε και στην παράγραφο 6.2.3, οι κολλουβιακές σφήνες θεωρούνται ως χαρακτηριστικές αποθέσεις μετά την εκδήλωση ενός σεισμού. Επομένως, η αναγνώριση των δύο παραπάνω κολλουβιακών σφηνών, εντός της παλαιοσεισμολογικής τομής Kap 2, μπορεί να συσχετισθεί με δυο πιθανά σεισμικά γεγονότα. Για να επιβεβαιωθεί ο παραπάνω ισχυρισμός πάρθηκαν δείγματα εδάφους από τα κατώτερα μέλη των δύο ενοτήτων και χρονολογήθηκαν με τη μέθοδο του 14 C. Από τη χρονολόγηση των δειγμάτων της κατώτερης ενότητας Α, υπολογίστηκε ένα εύρος ηλικίας από π.χ. (Πίνακας 6.1). Από τη χρονολόγηση των δειγμάτων της ανώτερης ενότητας Β, υπολογίστηκε ένα εύρος ηλικίας από μ.χ. (Πίνακας 6.1). Η εκδήλωση κάθε σεισμικού γεγονότος τοποθετείται χρονικά πριν από το αντίστοιχο ηλικιακό εύρος Παλαιοσεισμολογική τομή Kap 3 Η παλαιοσεισμολογική τομή Kap 3 είχε ~30 m μήκος, ~2 m πλάτος και ~3 m βάθος. (Σχήμα 6.7). Η λεπτομερής χαρτογραφική αποτύπωση της παλαιοσεισμολογικής τομής Kap 3 βοήθησε στο διαχωρισμό της σε τρεις κύριες ενότητες. Ο διαχωρισμός των ενοτήτων έγινε με βάση τη θέση που έχουν σε σχέση με το επίπεδο του ρήγματος, τη λιθολογία και τα γεωμετρικά χαρακτηριστικά τους. Από την κατώτερη προς την ανώτερη διακρίθηκαν: 1) Η ενότητα A η οποία αποτελεί μια κολλουβιακή σφήνα (Σχήμα 6.7) εντός της οποίας διακρίθηκαν δυο επιμέρους υποενότητες (Α0 και Α1): Η υποενότητα Α0 που αποτελείται κυρίως από λίθους, λατύπες, κροκάλες ασβεστολιθικής σύστασης και λεπτόκοκκο υλικό. Η υποενότητα Α0 αποτελεί έναν ορίζοντα απόθεσης κορημάτων. Η υποενότητα Α1, η οποία αναπτύσσεται πάνω από την υποενότητα Α0. Αποτελείτε από λατύπες, κροκάλες και λεπτόκοκκο υλικό. Η λιθολογία και η θέση της σε σχέση με την κατώτερη υποενότητα (Α0), οδήγησε στο συμπέρασμα ότι η υποενότητα Α1 αποτελεί επιφάνεια απόπλυσης. 286

300 Παλαιοσεισμολογία ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 Σχήμα 6.7: Σχηματική αποτύπωση της παλαιοσεισμολογικής τομής Kap 3 (τροποποιημένο από Kokkalas et al., 2007). Figure 6.7: Schematic diagram showing the paleoseismological trench Kap 3 (modified from Kokkalas et al., 2007). 287

301 Παλαιοσεισμολογία ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 2) Η ενότητα Β η οποία αποτελεί, επίσης, κολλουβιακή σφήνα (Σχήμα 6.5) εντός της οποίας διακρίθηκαν δυο επιμέρους υποενότητες (Β0 και Β1): Η υποενότητα Β0 που αποτελείται κυρίως από λατύπες, κροκάλες και λεπτόκοκκα υλικά. Η υποενότητα Β0 αποτελεί έναν ορίζοντα απόθεσης κορημάτων. Η υποενότητα Β1 η οποία αναπτύσσεται πάνω από την υποενότητα Β0. Τα κατώτερα μέλη της υποενότητας Β1 αποτελούνται από κροκάλες, χαλίκια και λεπτόκοκκα υλικά, τα οποία μεταβαίνουν προς τα ανώτερα μέλη σε υλικά με μικρότερο κοκκομετρικό μέγεθος. Η λιθολογία και η θέση της σε σχέση με την κατώτερη υποενότητα (Β0), οδήγησε στο συμπέρασμα ότι η υποενότητα Β1 αποτελεί μια επιφάνεια απόπλυσης. 3) Την ενότητα (Γ) η οποία αποτελεί την κολλουβιακή σφήνα που δημιουργήθηκε μπροστά από το μέτωπο του ασβεστολιθικού πρανούς του Ρήγματος Καπαρελλίου, μετά το σεισμικό γεγονός του 1981 (Σχήμα 6.7). Η αναγνώριση των παραπάνω κολλουβιακών σφηνών, εντός της παλαιοσεισμολογικής τομής Kap 3, εκτός από το σεισμικό γεγονός του 1981 μπορεί να θεωρηθεί ότι σχετίζονται με δυο ακόμα πιθανά σεισμικά γεγονότα. Τα αποτελέσματα της χρονολόγησης των δειγμάτων της παλαιοσεισμολογικής τομής Kap 3, δεν ήταν ακόμα διαθέσιμα κατά τη συγγραφή της παρούσας διατριβής. 6.4 Αποτελέσματα παλαιοσεισμολογικής μελέτης Συνοψίζοντας την ανάλυση των αποτελεσμάτων από τις τρεις παλαιοσεισμολογικές τομές που έγιναν κατά μήκος του Ρήγματος Καπαρελλίου μπορούμε να διαπιστώσουμε ότι το ρήγμα παρουσιάζει μια συνεχή τεκτονική δραστηριότητα τα τελευταία χρόνια, ενώ η στρωματογραφική ανάλυση των παλαιοσεισμολογικών τομών κατέδειξε τουλάχιστον τρία γεγονότα προγενέστερα του σεισμού του 1981 (Πίνακας 6.1). Από την καταγραφή μετατοπισμένων χαρακτηριστικών οριζόντων, στη στρωματογραφία των κολλουβιακών αποθέσεων των τριών τομών, διαπιστώνεται μια μετατόπιση κατά τη διάρκεια σεισμικών γεγονότων της τάξης του m. Οι ηλικίες που προέκυψαν από τη χρονολόγηση των δειγμάτων, από τις τομές, (Πίνακας 6.1) υποδεικνύουν μια περίοδο επανάληψης για το Βόρειο Ρήγμα Καπαρελλίου ~2500 χρόνια. Διαιρώντας το 288

302 Παλαιοσεισμολογία ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 συνολικό παρατηρούμενο πάχος των κολλουβιακών αποθέσεων στις τομές, που είναι ~2.7 m (Kap 2, Σχήμα 6.6) με το εύρος των προσδιορισμένων ηλικιών των δειγμάτων (Πίνακας 6.1), προκύπτει ένας μέσος ρυθμός ολίσθησης της τάξης των mm/year. Πίνακας 6.1: Αποτελέσματα χρονολόγησης δειγμάτων από τις παλαιοσεισμολογικές τομές του Ρήγματος Καπαρελλίου. Table 6.1: Dates of radiocarbon samples from paleoseismological trenches along the Kaparelli Fault. Ηλικία 14 C Διακριβωμένη ηλικία Αριθμός δείγματος (σε έτη πριν από σήμερα) (Ημερολογιακά έτη) Kap1(4) 4,870± π.χ. Kap1(8) 6,280± π.χ. Kap1(3) 1,250± μ.χ. Kap1(1) 6,390± π.χ. Kap2(3) 8,330± π.χ. Kap2(1) 1,410± μ.χ. 289

303 Παλαιοσεισμολογία ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 290

304

305 Σύνθεση-Συμπεράσματα ΚΕΦΑΛΑΙΟ Σύνθεση Σύνθεση-Συμπεράσματα Η περιοχής της διατριβής βρίσκεται στη ΝΑ Στερεά Ελλάδα μεταξύ του συστήματος τάφρων-ζωνών, του Κορινθιακού και του Νότιου Ευβοϊκού Κόλπου και η κατανόηση της τεκτονικής εξέλιξής της κρίνεται ιδιαίτερα σημαντική για την κατανόηση της πιθανής αλληλεπίδρασής τους ή ακόμη και της σύνδεσης τους. Για να σκιαγραφηθεί αυτή η σχέση έγινε τεκτονική ανάλυση στη Λεκάνη Θηβών όπου αναγνωρίσθηκαν τέσσερις (4) κύριες ρηξιγενείς ζώνες με μήκη που κυμαίνονται από ~18 έως ~27 km. Κάθε μια από τις ρηξιγενείς ζώνες αποτελείται από επιμέρους κύρια ρήγματα. Αναλύθηκαν συνολικά 10 κύρια ρήγματα με μήκος που κυμαίνεται από ~7 έως ~15 km. Τα ρήγματα και οι αντίστοιχες ρηξιγενείς ζώνες, που αυτά συνθέτουν, αποτελούν, κατά την εξέλιξη της Λεκάνης Θηβών, περιθώρια επιμέρους λεκανών. Κατά αυτό τον τρόπο ελέγχουν τη μορφολογία της περιοχής, που χαρακτηρίζεται από την ύπαρξη λεκανών και ράχεων. Σε επίπεδο λεκανών απορροής, η περιοχή μελέτης αποτελείται από πέντε (5) κύριες λεκάνες απορροής και έναν (1) υδρολογικό τομέα. Η συνολική έκταση των λεκανών απορροής και του υδρολογικού τομέα είναι 1473 km 2. Τα κύρια ποτάμια που αναπτύσσονται μπορούν να χαρακτηρισθούν σαν αλλουβιακοί ποταμοί καθώς ο κύριος κλάδος τους ρέει και διαβρώνει τις αποθέσεις που μεταφέρει και αποθέτει. Οι παραπόταμοι των κύριων κλάδων, που αναπτύσσονται μέσα στα όρια κάθε λεκάνης απορροής, κατά θέσεις ρέουν και διαβρώνουν πετρώματα του υποβάθρου. Ο κύριος κλάδος των ποταμών αντιστοιχεί κατά κανόνα στο αξονικό σύστημα απορροής, που αναπτύσσεται παράλληλα στη διεύθυνση ανάπτυξης των ρηξιγενών ζωνών, ενώ οι κύριοι παραπόταμοι του συνθέτουν το εγκάρσιο σύστημα, με διεύθυνση κάθετη στη διεύθυνση ανάπτυξης της εκάστοτε ρηξιγενούς ζώνης. Κατά αυτό τον τρόπο η γεωμετρία του υδρογραφικού δικτύου, των λεκανών απορροής, ελέγχεται από τη σχετική θέση των κύριων ρηξιγενών ζωνών εντός της Λεκάνης Θηβών. Η δράση των ρηξιγενών ζωνών και οι συνακόλουθες ανυψώσεις ή βυθίσεις, προκαλούν μεταβολές στην κλίση της κοίτης των αλλουβιακών ποταμών, αλλάζουν τον όγκο του νερού που απορρέει δια μέσω του ποταμού ή τον όγκο του ιζήματος που μεταφέρεται από τον ποταμό. 291

306 Σύνθεση-Συμπεράσματα ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7 Η μορφή της υψομετρικής καμπύλης των λεκανών απορροής εκφράζεται είτε με κυρτή καμπύλη, που παραπέμπει σε ένα στάδιο νεότητας των λεκανών απορροής, είτε με σύνθετη μορφή. Η σύνθετη μορφή της υψομετρικής καμπύλης οφείλεται στην αύξηση του ρυθμού διάβρωσης, σε επιμέρους περιοχές (ανώτερα τμήματα) των λεκανών απορροής, ως αποτέλεσμα της δράσης επιμέρους ρηξιγενών ζωνών και της κατανομής τους μέσα στα όρια των λεκανών απορροής της περιοχής. Η ποιοτική και ποσοτική ανάλυση του υδρογραφικού δικτύου της περιοχής μελέτης, έδειξε ότι η εξέλιξη των λεκανών απορροής επηρεάζεται σημαντικά από τη δράση των επιμέρους ρηξιγενών ζωνών, και σε μικρότερο βαθμό και από τις τοπικές γεωλογικές και υδρογεωλογικές συνθήκες της περιοχής. Ο προσανατολισμός των κύριων ρηγμάτων, ακολουθεί τρεις κύριες διευθύνσεις, οι οποίες είναι οι ακόλουθες: ΔΝΔ-ΑΒΑ, ΔΒΔ-ΑΝΑ και Δ-Α διεύθυνση. Η ABAδιεύθυνση αποτελεί την κύρια διεύθυνση ανάπτυξης των ρηγμάτων που συναντάτε στη δυτική Ελλάδα, με την Τάφρο Ρίου να αποτελεί τυπικό παράδειγμα ρηξιγενούς δομής που ελέγχεται από ρήγματα αυτής της διεύθυνσης (Kokkalas et al., 2006; Zygouri et al., 2008). Στην ανατολική Πελοπόννησο και στη νότια Στερεά Ελλάδα η παρουσία του παραπάνω συστήματος ρηγμάτων φαίνεται να είναι ασθενέστερη (Koukouvelas et al., 1996; Doutsos and Kokkalas, 2001). Η ABA διεύθυνση αντιπροσωπεύεται, στην περιοχή μελέτης, από τα ρήγματα Νεοχώρι, Λιβαδόστρα και Δάφνες (Tsodoulos et al., 2008). Τα ΔΒΔ και Δ-Α διεύθυνσης ρήγματα ελέγχουν μια σειρά από τυπικές τάφρους στην κεντρική Ελλάδα, όπως η Κορινθιακή Τάφρος, η Τάφρος Τιθορέας, η Τάφρος Σπερχιού-Αταλάντης και το σύστημα τάφρων του Βόρειου και Νότιου Ευβοϊκού Κόλπου (Doutsos and Piper, 1990; Roberts and Koukouvelas, 1996; Doutsos and Kokkalas, 2001; Goldsworthy et al., 2002; Ganas et al., 2005). Η ΔΒΔ-διεύθυνση αντιπροσωπεύεται, στην περιοχή μελέτης, από τα ρήγματα Ερυθρές, Καλλιθέα, Ασωπία, Κιρίκιον και Τανάγρα, ενώ η Δ-Α διεύθυνση από τα ρήγματα Λεοντάρι και Καπαρέλλι. Η παρουσία όλων των παραπάνω διευθύνσεων στη Λεκάνη Θηβών, κατατείνει στην πεποίθηση ότι ο τεκτονικός ιστός της περιοχής προσομοιάζει μια μεταβατική ζώνη διάχυσης μεταξύ των ρηγμάτων ΑΒΑ διεύθυνσης όπως αυτά χαρτογραφούνται στον Ανατολικό Κορινθιακό Κόλπο και των ρηγμάτων ΔΒΔ διεύθυνσης του Νότιου Ευβοϊκού Κόλπου. Η συστηματική ύπαρξη ρηγμάτων Δ-Α διεύθυνσης σε περιοχές 292

307 Σύνθεση-Συμπεράσματα ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7 μετάβασης μεταξύ των κύριων ρηγμάτων επί των ρηξιγενών ζωνών, οδηγούν στο συμπέρασμα ότι τα ρήγματα Δ-Α διεύθυνσης πιθανότατα λειτουργούν συνδετικά μεταξύ των δύο προαναφερόμενων διευθύνσεων. Επιπροσθέτως, η ζώνη διάχυσης που δημιουργείται από την αλληλεπίδραση μεταξύ των ΑΒΑ και ΔΒΔ-διεύθυνσης ρηγμάτων φαίνεται να παίζει ένα πολύ σημαντικό ρόλο όσο αφορά τη σεισμικότητα, με αποτέλεσμα τη δημιουργία ισχυρών σεισμικών γεγονότων σε περιοχές σύζευξης των παραπάνω διευθύνσεων. Στη διαπίστωση αυτή έχουν καταλήξει και παλαιότερες δημοσιεύσεις με τις οποίες τα αποτελέσματα της διατριβής αυτής συμφωνούν και είναι οι ακόλουθες Koukouvelas et al. (1996), Poulimenos and Doutsos (1996) και Kokkalas et al. (2006). H ανάλυση των διαγραμμάτων μετατόπισης έδειξε ότι τα ΑΒΑ διεύθυνσης ρήγματα έχουν συνήθως μεγαλύτερη μετατόπιση σε σχέση με τα ΔΒΔ και Δ-Α διεύθυνσης ρήγματα. Η διαφορά αυτή πιθανότατα οφείλεται είτε στον προσανατολισμό των ρηγμάτων είτε στην ηλικία των ρηγμάτων. Τα ρήγματα της περιοχής μελέτης διαμορφώνουν σύνθετα ρηξιγενή πρανή των οποίων η σημερινή μορφή είναι το αποτέλεσμα της εξέλιξης από την αρχική δημιουργία τους, μέσω συνεχών ανανεώσεων πιθανά λόγω της εκδήλωσης ισχυρών σεισμών. Για να διερευνηθεί ο τρόπος σύνδεσης και εξέλιξης των κύριων ρηγμάτων αναλύθηκε η γεωμετρία των ζωνών επικάλυψης μεταξύ των επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων καθώς και η σχέση μεταξύ μέγιστης μετατόπισης και επιφανειακού μήκους για κάθε ρήγμα. Η ανάλυση της γεωμετρίας των ζωνών επικάλυψης επικεντρώθηκε στη ρηξιγενή ζώνη Καλλιθέας-Ασωπίας, όπου ισχύουν τα κριτήρια της περιορισμένης χωρικής εξάπλωσής τους ενώ ταυτόχρονα οι ζώνες χαρακτηρίζονται από παρόμοια γεωμετρικά μεγέθη. Στην περιοχή Καλλιθέας-Ασωπίας διακρίθηκαν και αναλύθηκαν τρεις γεωμετρικοί τύποι ζωνών επικάλυψης: (α) ανοικτές, (β) συνδεδεμένες και (γ) πλήρως συνδεδεμένες, με σκοπό να διερευνηθεί ο πιθανός μηχανισμός σύνδεσης των ρηγμάτων. Για αυτό το σκοπό αναλύθηκαν στατιστικά οι παράμετροι των ζωνών επικάλυψης και έγινε σύγκριση μεταξύ των προφίλ μετατόπισης επιμέρους ρηξιγενών τμημάτων με αυτό μεμονωμένων ρηγμάτων. Κατά το αρχικό στάδιο αλληλεπίδρασης μεταξύ των ρηγμάτων η μορφή του προφίλ μετατόπισης των ρηγμάτων παρουσιάζεται σαν 293

308 Σύνθεση-Συμπεράσματα ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7 ασύμμετρη καμπύλη με το μέγιστο της μετατόπισης της (Dmax) να εντοπίζεται κοντά στην περιοχή αλληλεπίδρασης των ρηγμάτων. Με αυτά τα δεδομένα θεωρείται ότι κατά τη διάρκεια του αρχικού σταδίου αλληλεπίδρασης των ρηγμάτων, η μετατόπιση ανακατανέμεται κατά μήκος των ρηγμάτων και ιδιαίτερα στην περιοχή επικάλυψης που δημιουργείται μεταξύ τους. Θεωρείται ότι αφού πραγματοποιηθεί η φυσική σύνδεση μεταξύ των δύο ρηγμάτων, η μετατόπιση τείνει να κατανεμηθεί ομοιόμορφα, σε όλο το μήκος του ενιαίου ρήγματος. Το προφίλ μετατόπισης των συνδεδεμένων ρηγμάτων προσεγγίζει αυτό ενός ιδεατού ρήγματος. Η σύγκριση των διαγραμμάτων μετατόπισης και των στατιστικών στοιχείων που προέκυψαν από την ανάλυση των παραμέτρων των ζωνών επικάλυψης καταδεικνύουν ότι το πλάτος (OL) και το μήκος (OS) μιας ζώνης επικάλυψης, είναι σημαντικοί παράμετροι για την έναρξη της σύνδεσης και της μετέπειτα κατανομής της παραμόρφωσης μεταξύ των ρηγμάτων. Ο χαρακτηρισμός της γεωμετρίας μιας ζώνης επικάλυψης στην επιφάνεια της γης, ακόμα και αν καλύπτεται από ιζήματα (π.χ. Gawthorpe and Hurst, 1993; Gupta et al., 1999), ή βρίσκεται σε μεγάλο βάθος, όπως προκύπτει από δεδομένα σεισμικής διασκόπησης, είναι μια χρήσιμη παράμετρος στην εκτίμηση του σεισμικού κινδύνου. Έτσι θεωρείται ότι αν στη διάρκεια ενός σεισμού διαρρηγνύεται ένα ρηξιγενές τμήμα προκαλείται μικρής έντασης σεισμός ενώ εάν η διάρρηξη συμπεριλάβει περισσότερα του ενός τμήματα του ρήγματος θα προκαλέσει ισχυρό σεισμό (π. χ. Σεισμός Landers το 1992; Sieh et al., 1993). Η σχέση που συνδέει τη μετατόπιση (D) του ρήγματος με το μήκος (L) του επιφανειακού ίχνους, εκφράζεται από τη γενική σχέση d max = cl n. Στη περιοχή μελέτης η τιμή του εκθέτη n που εκφράζει καλύτερα τη σχέση μέγιστης μετατόπισης-μήκους είναι n = 1, υποδεικνύοντας μια γραμμική εκθετική σχέση μεταξύ d max και L. Η τιμή του λόγου dmax/l, για τα κύρια ρήγματα είναι dmax/l = Οι τιμές του λόγου dmax/l που υπολογίστηκαν για τα κύρια ρήγματα κυμαίνονται από 0.01 έως Οι υψηλότερες τιμές για το λόγο dmax/l υπολογίστηκαν για τα ρήγματα Ερυθρές, Νεοχώρι και Λιβαδόστρα, για τα οποία εκτιμάται ότι βρίσκονται σε προχωρημένο στάδιο ανάπτυξης. Ενδιάμεσες τιμές παρουσιάζει το ρήγμα Δάφνες, το οποίο εκτιμάται ότι μεταβαίνει από το στάδιο αλληλεπίδρασης με σύνδεση στο στάδιο προχωρημένης ανάπτυξης. Χαμηλότερες τιμές παρουσιάζουν τα ρήγματα Καπαρέλλι, Λεοντάρι, Τανάγρα, Κιρίκιον, Ασωπία και Καλλιθέα, για τα οποία εκτιμάται ότι βρίσκονται σε στάδιο αλληλεπίδρασης και σύνδεσης. Σύμφωνα με τα 294

309 Σύνθεση-Συμπεράσματα ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7 προαναφερόμενα για τα ρήγματα της Λεκάνης Θηβών προτείνεται το μοντέλο εξέλιξης που φαίνεται στο σχήμα 7.1. Σχήμα 7.1: Προτεινόμενο μοντέλο ανάπτυξης των ρηγμάτων στη Λεκάνη Θηβών. Figure 7.1: Evolutionary model of the fault growth proposed for the study area (Thiva Basin). Η εκτίμηση της σεισμικής επικινδυνότητας στην περιοχή μελέτης βασίστηκε στην εκτίμηση του μέγιστου θεωρητικά αναμενόμενου μεγέθους μελλοντικού σεισμού και της αντίστοιχης περιόδου επανάληψης για κάθε μια από τις ρηξιγενείς ζώνες, που αναλύθηκαν, αλλά και μεμονωμένα ρήγματα. Για τον υπολογισμό μέγιστου αναμενόμενου σεισμού χρησιμοποιήθηκαν οι ημι-εμπειρικές σχέσεις που προτείνονται από τους Wells & Coppersmith (1994), Ambraseys and Jackson (1998) και Pavlides & Caputo (2004). Οι ημι-εμπειρικές σχέσεις αυτές συνδέουν το μεγέθους του σεισμού με το μήκος του ρήγματος και θεωρείται ότι ανταποκρίνονται καλύτερα στα γεωλογικά και σεισμοτεκτονικά δεδομένα της περιοχής, Τα κύρια ρήγματα που συνθέτουν τις ρηξιγενείς ζώνες που αναπτύσσονται στην περιοχή μελέτης, μπορούν να δώσουν σεισμικά γεγονότα των οποίων το μέγεθος κυμαίνεται από ~6.07 έως ~6.54, όπως προκύπτει από την σχέση των Pavlides και Caputo (2004). Το μέγιστο θεωρητικά αναμενόμενο μέγεθος ενός μελλοντικού σεισμικού γεγονότος για τις ρηξιγενείς ζώνες, κυμαίνεται από ~6.61 έως ~6.77. Για τον υπολογισμό της περιόδου επανάληψης χρησιμοποιήθηκε το ημι-εμπειρικό διάγραμμα που προτείνεται από τους Slemmons & Depolo (1986), το οποίο συσχετίζει την περίοδο επανάληψης, το ρυθμό ολίσθησης και το μέγεθος του σεισμού. Το μέγεθος του σεισμού που χρησιμοποιήθηκε είναι το μέγιστο θεωρητικά αναμενόμενο σεισμικό γεγονός που υπολογίστηκε από τη σχέση που των Pavlides & Caputo (2004). Τα κύρια ρήγματα που αναλύθηκαν, χαρακτηρίζονται από μέσο έως χαμηλό ρυθμό ολίσθησης και η περίοδος επανάληψης τους κυμαίνεται από 1100 έως έτη. Ωστόσο, εάν θεωρηθεί ότι η δράση των ρηγμάτων ξεκινά κατά το 295