ΚΑΤΑΓΡΑΦΗ ΚΑΙ ΧΑΡΤΟΓΡΑΦΗΣΗ ΤΩΝ ΣΕΙΣΜΟΛΟΓΙΚΩΝ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΩΝ ΤΟΥ ΕΛΛΑΔΙΚΟΥ ΧΩΡΟΥ

Transcript

1 ΑΡΙΣΤΟΤΕΛΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΤΜΗΜΑ ΑΓΡΟΝΟΜΩΝ ΚΑΙ ΤΟΠΟΓΡΑΦΩΝ ΜΗΧΑΝΙΚΩΝ ΠΜΣ: ΤΕΧΝΙΚΕΣ ΚΑΙ ΜΕΘΟΔΟΙ ΣΤΗΝ ΑΝΑΛΥΣΗ, ΣΧΕΔΙΑΣΜΟ ΚΑΙ ΔΙΑΧΕΙΡΙΣΗ ΤΟΥ ΧΩΡΟΥ ΚΑΤΕΥΘΥΝΣΗ: ΧΑΡΤΟΓΡΑΦΙΚΗ ΠΑΡΑΓΩΓΗ ΚΑΙ ΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΔΙΠΛΩΜΑΤΙΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ: ΚΑΤΑΓΡΑΦΗ ΚΑΙ ΧΑΡΤΟΓΡΑΦΗΣΗ ΤΩΝ ΣΕΙΣΜΟΛΟΓΙΚΩΝ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΩΝ ΤΟΥ ΕΛΛΑΔΙΚΟΥ ΧΩΡΟΥ ΣΥΝΤΑΚΤΗΣ: ΦΕΚΑΣ ΑΝΤΩΝΙΟΣ ΕΠΙΒΛΕΠΟΥΣΑ: ΜΠΟΥΤΟΥΡΑ ΧΡΥΣΟΥΛΑ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗ, ΙΟΥΝΙΟΣ 2016

2 <<Θα ήθελα να ευχαριστήσω όλους τους ανθρώπους που με στήριξαν και ιδιαιτέρως την Καθηγήτρια του τμήματος Αγρονόμων και Τοπογράφων Μηχανικών κυρία Χ. Μπούτουρα για την καλή συνεργασία, την σημαντική βοήθεια και την κάλυψη οποιασδήποτε απορίας και προβλήματος που παρουσιάστηκε κατά τη διάρκεια εκπόνησης της διπλωματικής εργασίας.>> Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 1

3 Περιεχόμενα ΠΕΡΙΛΗΨΗ... 7 SUMMARY... 8 ΕΙΣΑΓΩΓΗ... 9 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1: ΣΕΙΣΜΟΙ ΚΑΙ ΣΕΙΣΜΟΛΟΓΙΑ Σεισμολογία και αντικείμενο της σεισμολογίας Συστήματα διάρρηξης του φλοιού της Γης και η σχέση με την Ελλάδα Σεισμικές ζώνες της Γης Οι σεισμοί και ταξινόμησή τους Χαρακτηριστικά σεισμών - Κλίμακες μέτρησης Η κλίμακα Richter Η κλίμακα Mercalli Άλλα χαρακτηριστικά Σεισμικά κύματα Τα Ρήγματα και τα χαρακτηριστικά τους Ρήγματα και ταξινόμησή τους ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: ΙΣΤΟΡΙΑ ΤΗΣ ΣΕΙΣΜΟΛΟΓΙΑΣ ΣΤΗΝ ΕΛΛΑΔΑ Κλασική Περίοδος (550π.Χ. 1500μ.Χ.) Περίοδος εμφάνισης την Νέας Επιστήμης ( μ.χ.) Νέα περίοδος της Σεισμολογίας (1900 και μετά) ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3: ΣΕΙΣΜΟΛΟΓΙΚΑ ΟΡΓΑΝΑ ΚΑΙ ΔΙΚΤΥΑ Όργανα μέτρησης Σεισμολογικά Δίκτυα ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4: ΣΕΙΣΜΟΤΕΚΤΟΝΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΣΤΗΝ ΕΛΛΑΔΑ Δομή του φλοιού και του άνω μανδύα στον ευρύτερο ελληνικό χώρο Τεκτονικά χαρακτηριστικά στον Ελλαδικό χώρο ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5: ΣΕΙΣΜΙΚΟΤΗΤΑ ΚΑΙ ΣΧΕΤΙΚΑ ΦΑΙΝΟΜΕΝΑ Σεισμικότητα στην Ελλάδα Σεισμικές ζώνες της ευρύτερης περιοχής της Ελλάδας Εδαφικές Μεταβολές από Σεισμούς στην Ελλάδα Θαλάσσια κύματα βαρύτητας - Επικινδυνότητα (τσουνάμι) Τα κύρια ρήγματα σεισμών (επιφανειακών και ενδιάμεσου βάθους) στην Ελλάδα Επιφανειακές εκδηλώσεις σεισμογόνων ρηγμάτων - Παραδείγματα Σεισμική επικινδυνότητα Ελληνικός Αντισεισμικός Κανονισμός Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 2

4 5.9 Σεισμικός κίνδυνος Μέτρα για τη μείωση του σεισμικού κινδύνου Καταγραφή και αποτύπωση σεισμικών δεδομένων Φονικοί σεισμοί στην Ελλάδα ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6: ΘΕΜΑΤΙΚΗ ΧΑΡΤΟΓΡΑΦΗΣΗ ΣΕΙΣΜΟΛΟΓΙΚΩΝ ΔΕΔΟΜΕΝΩΝ Επίκεντρα επιφανειακών σεισμών Επίκεντρα ενδιάμεσου βάθους σεισμών Ζώνες σεισμικής επικινδυνότητας Ρήγματα επιφανειακών σεισμών Ρήγματα ενδιάμεσου βάθους σεισμών Εδαφικές μεταβολές από σεισμούς Κύματα βαρύτητας (τσουνάμι) Φονικοί σεισμοί ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ - ΠΡΟΤΑΣΕΙΣ ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ Κατάλογος Εικόνων Εικόνα 1: Γεωλογική σύσταση της Γης (Πηγή: 14 Εικόνα 2: Γεωλογική σύσταση φλοιού και ανώτερου μανδύα (Πηγή: 14 Εικόνα 3: Οι λιθοσφαιρικές πλάκες της Γης (Πηγή: 15 Εικόνα 4: Μεσοωκεάνια ράχη και δημιουργία νέας λιθόσφαιρας (Πηγή: 16 Εικόνα 5: Τα δύο συστήματα ζωνών διάρρηξης όπου οι παχιές γραμμές απευθύνονται στο ηπειρωτικό σύστημα διάρρηξης και με λεπτές διαγραμμισμένες το σύστημα των μεσοωκεάνιων ράχεων (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003) Εικόνα 6: Σεισμικές ζώνες ανά κατηγορία βάθους. Με κόκκινο χρώμα απεικονίζονται οι επιφανειακοί σεισμοί, με πράσινο οι ενδιάμεσοι και με μπλε οι σεισμοί μεγάλου βάθους (Πηγή: 19 Εικόνα 7: Κλίμακα Richter και χαρακτηριστικά κάθε επιπέδου (Πηγή: 24 Εικόνα 8: Κλίμακα Mercalli και χαρακτηριστικά κάθε επιπέδου (Πηγή: 26 Εικόνα 9: Σχέση κλίμακας Richter με κλίμακα Mercalli και η ενέργεια σε Joule (Πηγή: 27 Εικόνα 10: Κύματα χώρου, κύματα επιφάνειας και οι επιμέρους κατηγορίες στις οποίες διακρίνονται (Πηγή: Χριστοδούλου, 2009) Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 3

5 Εικόνα 11: Δομή ρήγματος (Πηγή: Κυριακοπούλου, 2013) Εικόνα 12: Τύποι ρηγμάτων κατά την περίπτωση τάσεων (Πηγή: 33 Εικόνα 13: Τεκτονικό κέρας και τεκτονική τάφρος (Πηγή: Κυριακοπούλου 2013) Εικόνα 14: Παγκόσμιος χάρτης με τις περιοχές που έγινε αντιληπτός ο σεισμός της Λισαβόνας (Πηγή: Κουσκουνά κ.α., 2010) Εικόνα 15: Ο πρώτος χάρτης παγκόσμιας σεισμικότητας από τον R. Mallet το 1857 (Πηγή: Τσελέντης, 1997) Εικόνα 16: Παγκόσμιος χάρτης με τις θέσεις σεισμών και ηφαιστείων (1857) (Πηγή: Κουσκουνά κ.α., 2010) Εικόνα 17: Αποτελέσματα του σεισμού του Αιγίου στο έδαφος (1861)(Πηγή: Κουσκουνά κ.α., 2010) Εικόνα 18: Η πλειόσιστη περιοχή του Αιγίου έπειτα από τον σεισμό το 1861 (Κουσκουνά κ.α. 2010) Εικόνα 19: Σεισμοσκόπιο (α) και Καταγραφή της εδαφικής κίνησης από σεισμό (β) (Πηγή: Τσελέντης, 1997) Εικόνα 20: Αρχή λειτουργίας απλού σεισμογράφου (Πηγή Τσελέντης, 1997) Εικόνα 21: Εγκατεστημένα δίκτυα σεισμογράφων του Πανεπιστημίου Θεσσαλονίκης, του Εθνικού Αστεροσκοπείου Αθηνών, του Πανεπιστημίου Αθηνών και του Πανεπιστημίου της Πάτρας (Πηγή: 47 Εικόνα 22: Κεντρικού και περιφερειακοί σεισμολογικοί σταθμοί Α.Π.Θ. (Πηγή: 48 Εικόνα 23: Δίκτυο σεισμογράφων του Ι.Τ.Σ.Α.Κ (Πηγή: 49 Εικόνα 24: Δίκτυο σεισμογράφων Π,ανεπιστημίου Πάτρας (Πηγή: 50 Εικόνα 25: Δίκτυο 'PSLNET' ως επέκταση του 'PATNET' (Πηγή: 51 Εικόνα 26: Παγκόσμιος χάρτης με τις θέσεις των σεισμογράφων του WWSSN (Πηγή: 52 Εικόνα 27: Μεταβολή της ταχύτητας των επιμήκων και εγκάρσιων κυμάτων, όπως φαίνεται στην τομή Ιονίου - Πελοποννήσου - Εύβοιας (Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003) Εικόνα 28: Ενεργός τεκτονική στην περιοχή του Αιγαίου (Πηγή: 57 Εικόνα 29: Σημαντικότερα τεκτονικά χαρακτηριστικά του Αιγαίου Πελάγους (Πηγή: 58 Εικόνα 30: Το Ελληνικό Νησιωτικό Τόξο (Πηγή: 59 Εικόνα 31: Χάρτης κατανομής των επικέντρων επιφανειακών σεισμών στην Μεσόγειο κατά την χρονική περίοδο (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου 1989) Εικόνα 32: Κατανομή επικέντρων σεισμών επιφανειακού και ενδιάμεσου βάθους κατά την χρονική περίοδο (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου 1989) Εικόνα 33: Αιτία γένεσης σεισμών και άλλων γεωφυσικών φαινομένων στο Αιγαίο (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου 1989) Εικόνα 34: Γεωγραφική κατανομή της επιφανειακής σεισμικότητας στην ευρύτερη περιοχή της Ελλάδας, εκφρασμένη με τη μέση περίοδο επανάληψης των σεισμών (Πηγή: ) Εικόνα 35: Γεωγραφική κατανομή της μέσης περιόδου επανάληψης σεισμών μεγέθους Μ 6.5 στις σεισμικές πηγές των σεισμών ενδιάμεσου βάθους (Πηγή: 69 Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 4

6 Εικόνα 36: Σεισμικές ζώνες και υποζώνες σε δύο υποπεριόδους (500π.Χ 1900μ.Χ. και ) (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003) Εικόνα 37: Σεισμοί ενδιάμεσου βάθους με κριτήρια μεγέθους, βάθους και χρονικής περιόδου (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003) Εικόνα 38: Εδαφικές μεταβολές που προκλήθηκαν από σεισμούς στην ευρύτερη περιοχή της Ελλάδας (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου 1989) Εικόνα 39: Κύρια ρήγματα επιφανειακών σεισμών στην Ελλάδα (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003) Εικόνα 40: Κύρια ρήγματα σεισμών ενδιάμεσου βάθους (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003) Εικόνα 41: Χάρτης επικινδυνότητας εκδήλωσης σεισμών (Πηγή: 82 Εικόνα 42: Χάρτης ζωνών σεισμικής επικινδυνότητας στην Ελλάδα (Πηγή: 83 Εικόνα 43: Επίκεντρα σεισμών με υψηλό Σεισμικό Κίνδυνο την περίοδο Τα τρίγωνα παριστάνουν σεισμούς ενδιάμεσου βάθους και τα τετράγωνα επιφανειακούς σεισμούς (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου 1989) Εικόνα 44: Εδαφικές διαρρήξεις στην Κεφαλονιά και κατολισθήσεις στην Θέρμη (Πηγές: Παπαδοπούλου Ε., 2014 & ( 90 Εικόνα 45: Εδαφικές βαθύνσεις και ρευστοποίηση του εδάφους στην Ιαπωνία λόγω σεισμού μεγέθους 7.5 ρίχτερ (Πηγή: 90 Εικόνα 46: Αποτελέσματα σεισμών στις τεχνικές κατασκευές και συγκεκριμένα στην Κοζάνη το 1995 με Μ=6.6 και στην Αθήνα το 1999 (Πηγή: 91 Εικόνα 47: Modified Mercalli Sieberg (Πηγή: 92 Εικόνα 48: Ισόσειστες καμπύλες από το σεισμό στη Θεσσαλονίκη το 1902 (Πηγή: Κουσκουνά κ.α.,2010) Εικόνα 49: Ισόσειστες του σεισμού του Στίβου Θεσσαλονίκης το 1978 (Πηγή: 94 Εικόνα 50: Ισόσειστες καμπύλες στην περιοχή Cornwall στον Καναδά, έπειτα απο σεισμό μεγέθους Μ=5.6 (Πηγή: 94 Εικόνα 51: Πρόσφατη σεισμικότητα στην Ελλάδα με αναγραφή των παραμέτρων της (Πηγή: Εικόνα 52: Αίτια των σεισμών στον ελλαδικό χώρο ως αποτελεσματα συμπιεστικών και εφελκυστικών δυνάμεων (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου 1989) Κατάλογος Διαγραμμάτων Διάγραμμα 1: Ο λογάριθμος του αριθμού των σεισμών με μέγιστη ένταση ή μεγαλύτερη, σε συνάρτηση με την μέγιστη ένταση για την χρονική περίδο (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου 1989 και Ιδια επεξεργασία) Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 5

7 Κατάλογος Πινάκων Πίνακας 1: Μέση περίοδος επανάληψης Τ και μέσος ετήσιος αριθμός σεισμών Ν που προκάλεσαν προβλήματα μέγιστης έντασης Ι ή μεγαλύτερης στον ευρύτερο ελληνικό χώρο (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου 1989) Πίνακας 2: Χρόνος, γεωγραφικές συντεταγμένες, μέγεθος, αζιμούθιο, μήκος και περιοχή για 19 ρήγματα με επιφανειακή διάρρηξη, έπειτα από επιτόπιες παρατηρήσεις (Πηγή: Παπαζάχος και Πααζάχου, 2003) Πίνακας 3: Χρόνος, γεωγραφικές συντεταγμένες, μέγεθος, αζιμούθιο, μήκος και περιοχή για 12 ρήγματα με επιφανειακή διάρρηξη, έπειτα από τη χωρική κατανομή μικρών σεισμών (Πηγή: Παπαζάχος και Πααζάχου, 2003) Πίνακας 4: Πληροφορίες χρόνου, θέσης, πηγή έντασης, περιοχή και μέγεθος των θαλάσσιων κυμάτων που έπληξαν την Ελλάδα και τις γύρω περιοχές (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003) Κατάλογος Χαρτών Χάρτης 1: Επίκεντρα επιφανειακών σεισμών στην ευρύτερη περιοχή της Ελλάδας ( ) (Πηγή: Ιδια επεξεργασία) Χάρτης 2: Επίκεντρα σεισμών ενδιάμεσου βάθους ( ) (Πηγή: Ιδια επεξεργασία) Χάρτης 3: Ζώνες σεισμικής επικινδυνότητας (Ιδια επεξεργασία) Χάρτης 4: Ρήγματα επιφανειακών σεισμών έπειτα από παρατηρήσεις υπαίθρου και μετά την κατανομή επιφανειακών σεισμών (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003) Χάρτης 5: Κύρια ρήγματα σεισμών ενδιάμεσου βάθους (Πηγή Ιδια επεξεργασία) Χάρτης 6: Εδαφικές μεταβολές από σεισμούς (Πηγή: Ιδια επεξεργασία) Χάρτης 7: Πηγές τσουνάμι στην ευρύτερη περιοχή της Ελλάδας, από το 550 π.χ. μέχρι το 2000 (Πηγή Ιδια επεξεργασία) Χάρτης 8: Φονικοί σεισμοί στην ευρύτερη περιοχή της Ελλάδας (Πηγή: Ιδια επεξεργασία) Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 6

8 ΠΕΡΙΛΗΨΗ Η Ελλάδα είναι μια αρκετά σεισμογενής χώρα με πλήθος καταστροφικών σεισμών στην ιστορία της και γι αυτό το λόγο κέντρισε το ενδιαφέρον των σεισμολόγων. Ο Ελλαδικός χώρος βρίσκεται πάνω από τη ζώνη σύγκρουσης μεταξύ της Ευρασιατικής και της Αφρικανικής λιθοσφαιρικής πλάκας, καθώς επίσης συγκεντρώνει πλήθος σεισμικών ζωνών. Τα καταστρεπτικά αποτελέσματα των σεισμών καταγράφονται συστηματικά μετά τα μέσα του 19ου αιώνα, από επιτόπιες παρατηρήσεις ερευνητών και επιστημόνων, με κύριο σκοπό την αποτύπωση των σεισμικών βλαβών. Σήμερα, το πλήθος των δεδομένων για σεισμικά φαινόμενα που έχει συλλεχθεί, παρέχει την δυνατότητα για χαρτογράφηση και αποτύπωση της κατανομής των σεισμικών βλαβών και παρατηρήσεων με ιδιαίτερη ακρίβεια. Η συνεχής βελτίωση της αποτύπωσης αυτής και των τεχνικών ψηφιοποίησης παλαιών χαρτών με τη συμβολή της τεχνολογίας, είναι σημαντική. Ιδιαίτερο ενδιαφέρον έχει η δυνατότητα για παρακολούθηση φαινομένων σεισμού σε πραγματικό χρόνο με την παροχή όλων των απαραίτητων πληροφοριών που τους συνοδεύουν. Επίσης, ο χρόνος επανάληψης των ισχυρών σεισμών, είναι σημαντική παράμετρος στην εκτίμηση της επικινδυνότητας και του κινδύνου σε μια περιοχή. Στην εργασία αυτή, αφού αναλυθούν τα αίτια γένεσης και τα στοιχεία καταγραφής των δεδομένων και των συνεπειών των σεισμών, μελετάται η καταγραφή σε περιβάλλον GIS και η θεματική χαρτογράφηση των στοιχείων αυτών με βασική την διάκρισή τους σε επιφανειακούς και σε ενδιάμεσου βάθους σεισμούς και τις αντίστοιχες επιπτώσεις τους στους ανθρώπους, στο δομημένο περιβάλλον και στη φύση. Ένας από τους λόγους της συστηματικής αυτής καταγραφής θα μπορούσε να είναι και η λήψη προληπτικών μέτρων που είναι αναγκαία στο πλαίσιο μιας ολοκληρωμένης διαχείρισης σεισμικής καταστροφής. Οι δράσεις αυτές αναφέρονται στην μείωση της τρωτότητας των κατασκευών με τον κατάλληλο σχεδιασμό, στην ενημέρωση των πολιτών και στην κατάλληλη προετοιμασία των αρμόδιων φορέων. Ο συνδυασμός των παραπάνω με την εφαρμογή και άλλων προληπτικών μέτρων θα μπορούσε να οδηγήσει σε μείωση των δυσμενών επιπτώσεων σε περίπτωση σεισμικής καταστροφής και η κοινωνία θα καταστεί πιο έτοιμη να αντιμετωπίσει και να αποκαταστήσει τις ζημιές. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 7

9 SUMMARY Greece is quite a seismic country with many devastating earthquakes in its history and for that reason many seismologists are interested in taking research on that. The Hellenic territory is located above the collision zone between the Eurasian and African lithospheric plate, and also includes many seismic zones. The devastating effects of earthquakes, after mid-19 th century, are recorded frequently with field observations from researchers and scientists, in order to imprint seismic faults. Nowadays, the number of seismic data collected, provides the possibility for mapping and surveying the distribution of seismic faults with great accuracy. Continues improvement of seismic imprint and digitalizing old maps with modern technology, is very important. Of particular interest is the ability to monitor seismic phenomena in real time, by providing all necessary information to accompany them. Furthermore, the repetition time of strong earthquakes is an important parameter in the risk assessment in an area. In this research, after analyzing the causes, the data acquisition components and the effects of earthquakes, it is studied the method of recording and mapping thematically the data, with a basic distinction of superficial and intermediate depth earthquakes and corresponding effects to people, nature and built environment. One of the reason of systematic recording could be to take precautionary measures in the context of an integrated seismic disaster management. These measures refer to reduce the vulnerability of structures with an appropriate plan, inform citizens and prepare the competent bodies. The combination of the above with other preventive measures could lead to a reduction in adverse effects in case of seismic disaster and the society will be ready to face and repair the damage. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 8

10 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Ένα στοιχείο που χαρακτηρίζει την χώρα μας είναι η σεισμικότητά της και μάλιστα η μεγαλύτερη της Ευρώπης. Το μισό της ενέργειας που εκλύεται από τους σεισμούς της Ευρώπης, απελευθερώνεται στην Ελλάδα, ενώ το σύνολο σχεδόν των σεισμών που συμβαίνουν κατατάσσονται στους τεκτονικούς και ελάχιστοι στους εγκατακρημνισιγενείς. Σκοπός της εργασίας είναι αφενός η βιβλιογραφική καταγραφή και ανάλυση του φαινομένου των σεισμών στον κόσμο και την Ελλάδα ειδικότερα, από την γένεση μέχρι και τα αποτελέσματά τους κατά την οποία τεκμηριώνεται σαφώς η συμβολή των χαρτών και των χαρτογραφικών απεικονίσεων και των γεωγραφικών συστημάτων πληροφοριών GIS στην σεισμολογική έρευνα. Έγινε δηλαδή κατά την διάρκεια αυτής της καταγραφής η διαπίστωση ότι διαχρονικά η απεικόνιση του συνόλου των σεισμολογικών χαρακτηριστικών γινόταν και γίνεται σε χάρτες οι οποίοι γίνονται αποσπασματικά χωρίς προδιαγραφές σε ενιαία βάση. Έτσι στην συνέχεια της εργασίας προτείνεται η ενδεικτική οργάνωση μιας βάσης δεδομένων σε περιβάλλον GIS που αφορούν σεισμολογικά φυσικά και ιστορικά χαρακτηριστικά της Ελλάδας (όσα έγινε δυνατόν να καταγραφούν) και θεματική χαρτογραφική απεικόνισή τους. Η σεισμική δραστηριότητα σε μια χώρα όπως η Ελλάδα είναι ένα φαινόμενο που σχετίζεται άμεσα με πολλούς τομείς ανάπτυξης και είναι πολύ σημαντική η οργανωμένη καταγραφή και απεικόνισή της. Η διαχείριση του χώρου και οι παρεμβάσεις με στόχο την χωροταξική αναδιάρθρωσή του, δεν μπορεί παρά να λαμβάνει υπ όψη του με σοβαρότητα και τα σεισμολογικά χαρακτηριστικά του. Η κύρια διάκριση των σεισμών στην εργασία, γίνεται με βάση το εστιακό τους βάθος, ενώ άλλα στοιχεία που χρησιμοποιήθηκαν είναι οι γεωγραφικές συντεταγμένες και το μέγεθος σεισμικότητας, με σκοπό την εξαγωγή συμπερασμάτων σχετικών με τις περιοχές υψηλής σεισμικής επικινδυνότητας και επαναληψιμότητας. Η καταγραφή των δυσμενών αποτελεσμάτων τους, κρίθηκε αναγκαίο να αποτυπωθεί σε χάρτες, με σκοπό να ληφθούν έγκαιρα μέτρα από την πολιτεία για την αντιμετώπισή τους και να δοθεί προτεραιότητα στις περιοχές που χρήζουν άμεσης παρέμβασης. Αρχικά, γίνεται αναφορά στις έννοιες που αφορούν τον σεισμό και στην επιστήμη της σεισμολογίας και αναλύονται τα στοιχεία που τα χαρακτηρίζουν και τα διαχωρίζουν σε κατηγορίες, καθώς και οι διεθνείς κλίμακες μέτρησής τους. Επίσης, αναλύεται η δομή Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 9

11 της γης και τα συστήματα διάρρηξης που διαμορφώνουν την τεκτονική της γης εδώ και χιλιάδες χρόνια. Διατυπώνεται η θεωρία των λιθοσφαιρικών πλακών και παρατίθενται τα χαρακτηριστικά τους. Στη συνέχεια, γίνεται ανάλυση των ρηγμάτων και της κατηγοριοποίησής τους και μελετάται ο τρόπος που συνδέονται με τους σεισμούς. Ακολουθεί μια ιστορική αναδρομή στην ιστορία της σεισμολογίας η οποία διαχωρίζεται σε τρεις υποπεριόδους την Κλασική Περίοδο (550π.Χ. 1500μ.Χ.), την Περίοδο της Νέας Επιστήμης (1550μ.Χ. 1900μ.Χ.) και την Νέα Περίοδο της Σεισμολογίας (1900 και μετά). Αναφέρονται τα σεισμολογικά δίκτυα που λειτουργούν στην Ελλάδα και παρατίθενται χάρτες με την θέση των δικτύων των σεισμογράφων και των δικτύων τους. Στην συνέχεια της εργασίας γίνεται μια λεπτομερής ανάλυση των κυριότερων σεισμοτεκτονικών χαρακτηριστικών της Ελλάδας και των γενικότερων τάσεων και δυνάμεων που επιδρούν στον φλοιό της. Αναζητήθηκαν πληροφορίες σχετικές με την σεισμικότητα της Ελλάδας και χρησιμοποιήθηκαν χάρτες που αναλύουν τις πληροφορίες σχετικές με αυτή. Σημαντική κρίθηκε η έρευνα της σεισμικής επικινδυνότητας της ελληνικής επικράτειας και γι αυτό το λόγο χρησιμοποιήθηκε ο Ελληνικός Αντισεισμικός Κανονισμός με τον διαχωρισμό της Ελλάδας σε τρεις ζώνες, ανάλογα με το μέγεθος και την περίοδο επανάληψης ισχυρών σεισμικών φαινομένων. Τέλος προτάθηκαν κάποια μέτρα για την αντιμετώπιση του σεισμικού κινδύνου και αναφέρθηκαν οι σημαντικότερες επιπτώσεις των φονικών σεισμών στον άνθρωπο, στη φύση και στο δομημένο περιβάλλον. Από την μελέτη του φαινομένου των σεισμών, τεκμηριώθηκε η επιτακτική ανάγκη ύπαρξης μιας οργανωμένης καταγραφής και διαχείρισης του μεγάλου πλήθους των σεισμολογικών χαρακτηριστικών σε οργανωμένο περιβάλλον GIS. Και αυτό διότι εκτός των φυσικών και τεχνικών χαρακτηριστικών του μηχανισμού γένεσης των σεισμών σημαντικό μερίδιο στην σεισμολογική έρευνα και αντιμετώπιση του φαινομένου με την λήψη μέτρων, αποτελεί το σύνολο των ιστορικών στοιχείων που αφορούν την σεισμική δραστηριότητα. Για τον λόγο αυτό, δημιουργήθηκε μια πρώτη βάση δεδομένων στο περιβάλλον GIS ArcMap της ESRI με δεδομένα από διάφορες πηγές και η οποία θα μπορούσε να συμπληρωθεί με τα στοιχεία που υπάρχουν συγκεντρωμένα στις ερευνητικές εργασίες των Ελλήνων και ξένων επιστημόνων που ασχολούνται με την σεισμική δραστηριότητα στην Ελλάδα. Στην συνέχεια Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 10

12 συντάχθηκαν πρότυποι θεματικοί χάρτες που αφορούν την χωροθέτηση των επιφανειακών και του ενδιάμεσου βάθους σεισμών, τα επιφανειακά και τα ενδιάμεσου βάθους ρήγματα, τη σεισμική επικινδυνότητα των περιοχών της Ελλάδας, τις εδαφικές μεταβολές που προκαλούν οι σεισμοί, τα κύματα βαρύτητας και τα ανθρώπινα θύματα που προκάλεσαν φονικοί σεισμοί. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 11

13 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1: ΣΕΙΣΜΟΙ ΚΑΙ ΣΕΙΣΜΟΛΟΓΙΑ 1.1 Σεισμολογία και αντικείμενο της σεισμολογίας Ως σεισμός ορίζεται η εδαφική δόνηση που δημιουργείται κατά την παροδική διατάραξη της μηχανικής ισορροπίας των γήινων πετρωμάτων σε κάποιο μέρος της γης και οφείλεται σε παράγοντες που προέρχονται από το εσωτερικό της γης. Την παροδική διατάραξη προκαλούν οι εδαφικές δονήσεις και η ολίσθηση των δύο μερών του ρήγματος που συμβαίνουν στο εσωτερικό της γης και γίνονται αντιληπτές στην επιφάνεια όπου, καταγράφονται από τους σεισμογράφους και επιφέρουν, σε περίπτωση ισχυρών δονήσεων, καταστροφικά αποτελέσματα στους ανθρώπους, το δομημένο ιστό και την φύση (Καραπαπάζογλου, 2013). Η συμβολή της Σεισμολογίας στην ενεργό τεκτονική έγκειται στη μελέτη της χωρικής κατανομής της σεισμικότητας, που καθορίζει τα όρια των λιθοσφαιρικών πλακών και με την μελέτη των μηχανισμών γένεσης των σεισμών που καθορίζουν το πεδίο των τάσεων και τη διεύθυνση κίνησης των πλακών (Δημάκης, 2012). Εδαφικές δονήσεις από παράγοντες που δεν σχετίζονται με το εσωτερικό της γης και βρίσκονται σε μικρότερη ένταση (εδαφικός θόρυβος), μπορεί να προκληθούν από: Εκρηκτικό υλικό σε λατομεία Μετεωρολογικά αίτια Παλίρροιες και θαλάσσια κύματα Πτώση μετεωριτών στην επιφάνεια της γης Μέσα συγκοινωνίας Η Τεχνική Σεισμολογία χρησιμοποιεί εδαφικές δονήσεις βραχείας περιόδου για τον έλεγχο της απόκρισης του εδάφους στην ταλάντωση και για την απόκτηση πληροφοριών σχετικά με τις ιδιότητες της γης. Η έρευνα της επιστήμης της σεισμολογίας πραγματοποιείται με: Παρατηρήσεις στο περιβάλλον Πειράματα σε χώρο εργαστηρίου και Θεωρητικές μελέτες Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 12

14 Οι παρατηρήσεις στο περιβάλλον σχετίζονται με την μελέτη των σεισμών σε μακροσκοπική και μικροσκοπική κλίμακα. Στην πρώτη κατηγορία πραγματοποιείται παρατήρηση και καταγραφή των ποιοτικών αποτελεσμάτων των σεισμών και αξιολογείται η σοβαρότητά τους με βάση τα αποτελέσματά τους στο έδαφος, στον αέρα, στα νερά, στους ανθρώπους κτλ. Στη δεύτερη κατηγορία εφαρμόζεται η λήψη μετρήσεων από σεισμογράφους που καταγράφουν συνεχώς την σεισμική πληροφορία και παρέχουν δεδομένα προς αξιολόγηση. Τα πειράματα σε χώρο εργαστηρίου ξεκίνησαν την δεκαετία του 60 και παρέχουν σημαντικές πληροφορίες για την ερμηνεία των σεισμών και των αποτελεσμάτων τους καθώς και για τη μελέτη των διεργασιών του εσωτερικού της γης. Οι θεωρητικές μελέτες έχουν ως αντικείμενο τις ελαστικές ιδιότητες των σωμάτων και τον τρόπο δημιουργίας (γένεσης) και διάδοσης των ελαστικών κυμάτων, ανεξάρτητα από την πληροφορία που προέρχεται από τους σεισμογράφους. Για την σωστή ερμηνεία των αποτελεσμάτων είναι απαραίτητη η συμβολή και των δύο συστατικών, δηλαδή της θεωρητικής γνώσης και της μικροσεισμικής έρευνας. 1.2 Συστήματα διάρρηξης του φλοιού της Γης και η σχέση με την Ελλάδα Η γη δομείται από τρία ομόκεντρα στρώματα με διαφορετική σύσταση και πυκνότητα τα οποία είναι ο φλοιός, ο μανδύας και ο πυρήνας. Ο φλοιός είναι το εξωτερικό στερεό περίβλημα της γης και διακρίνεται σε ηπειρωτικό (με μέσο πάχος 35χλμ.) και ωκεάνιο (με μέσο πάχος 7χλμ.). Αμέσως μετά ακολουθεί ο μανδύας που διαχωρίζεται από το φλοιό μέσω της ασυνέχειας Mohorovicic. Η γεωλογική υπόσταση της γης και συγκεκριμένα του φλοιού και του ανώτερου μανδύα, περιβάλλεται από ένα στερεό στρώμα πάχους χιλιομέτρων που ονομάζεται λιθόσφαιρα και κάτω από αυτήν υπάρχει ένα θερμό και παχύρευστο υγρό, η ασθενόσφαιρα, η οποία παρουσιάζει έντονη κινητικότητα εξαιτίας του υλικού της. Στο τέλος βρίσκεται ο πυρήνας, ο οποίος διακρίνεται σε εξωτερικό (σε ρευστή κατάσταση) και εσωτερικό (σε στερεή κατάσταση) (Πηγή: Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 13

15 Εικόνα 1: Γεωλογική σύσταση της Γης (Πηγή: Εικόνα 2: Γεωλογική σύσταση φλοιού και ανώτερου μανδύα (Πηγή: Η τεκτονική των πλακών σχετίζεται με την θεωρία της δυναμικής της λιθόσφαιρας. Η λιθόσφαιρα δεν είναι ενιαία, αλλά αποτελείται από κάποια μεγάλα τμήματα (12 περίπου), την Ευρασιατική, την Αφρικανική, την Αμερικανική, την Ειρηνική, την Ινδική και την Ανταρκτική λιθοσφαιρική πλάκα κ.α. και από επιμέρους μικρότερα τμήματα που ολισθαίνουν πάνω στο υποκείμενο παχύρευστο υλικό του μανδύα, την ασθενόσφαιρα. Παρόλο που τα μεγέθη των πλακών είναι γνωστά έπειτα από μελέτες που έγιναν, το πάχος τους δεν έχει καθοριστεί επακριβώς και σίγουρα δεν ξεπερνά το βάθος των 145 χιλιομέτρων. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 14

16 Εικόνα 3: Οι λιθοσφαιρικές πλάκες της Γης (Πηγή: Η θεωρία των λιθοσφαιρικών πλακών διατυπώθηκε για πρώτη φορά τη δεκαετία του 1960 από τους Νταν ΜακΚένζι, Τζέισον Μόργκαν και Χαβιέ λε Πιχόν, οι οποίοι στηρίχτηκαν στη θεωρία του Άλφρεντ Βέγκενερ. Ο τελευταίος υποστήριζε ότι οι ήπειροι πάνω στην γη δεν βρίσκονται σε σταθερή σχέση, αλλά μετακινούνται συνεχώς σε απόσταση λίγων εκατοστών το χρόνο (Πηγή: Οι λιθοσφαιρικές πλάκες σχηματίζονται ανά δύο στις μεσοωκεάνιες ράχες κατά την απομάκρυνση των ήδη προϋπαρχουσών πλακών. Συγκεκριμένα, το μαγματικό υλικό που εξέρχεται ψύχεται και δημιουργεί δύο νέες πλάκες οι οποίες κινούνται, ακολουθώντας αντίθετη πορεία ώσπου να συναντήσουν άλλες και να συγκρουστούν κατά μήκος μιας ζώνης σύγκλισης στο ηπειρωτικό σύστημα διάρρηξης. Η μετατόπιση των λιθοσφαιρικών πλακών διακρίνεται σε τριών ειδών κινήσεις: i. Απόκλιση και δημιουργία νέου φλοιού στις μεσοωκεάνιες ράχες ii. iii. Σύγκλιση και καταστροφή παλαιού φλοιού ή ορογένεση Εφαπτομενική κίνηση, όπου η μια πλάκα ολισθαίνει πλάγια ως προς την πλευρά της άλλης, με αποτέλεσμα την γένεση ρηγμάτων και στη συνέχεια, σεισμών. Σύμφωνα με τη θεωρία της τεκτονικής των πλακών, όταν συγκρούονται δύο ωκεάνια τμήματα πλακών, η μια εκ των δύο βυθίζεται και το μάγμα που φθάνει στην επιφάνεια προκαλεί έντονη σεισμική και ηφαιστειακή δραστηριότητα. Κατά την σύγκρουση δύο ηπειρωτικών πλακών, επειδή οι διαφορά των πυκνοτήτων των υλικών τους είναι μικρή, προκαλείται η βύθιση της μίας εκ των δύο, κάτω από την άλλη. Η βυθιζόμενη πλάκα Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 15

17 διεισδύει ανάμεσα στον μανδύα και τον φλοιό της γης προκαλώντας ανύψωση της δεύτερης πλάκας και δεν εισέρχεται στην περιοχή του μάγματος της ασθενόσφαιρας. Τέλος, όταν συγκρουστεί μια ηπειρωτική με μια ωκεάνια πλάκα, βυθίζεται η βαρύτερη πλάκα (ωκεάνια) υπό κλίση κάτω από την άλλη και διαλύεται σε μεγάλα βάθη (700 km) μέσα στην ασθενόσφαιρα. Η περιοχή όπου συντελείται αυτή η διαδικασία ονομάζεται «ζώνη καταβύθισης» και παρατηρείται έντονη ηφαιστειακή και σεισμική δραστηριότητα. Έτσι λοιπόν, η καταστροφή λιθοσφαιρικού υλικού στις περιοχές σύγκλισης (καταβυθιζόμενες ζώνες) αντισταθμίζεται από τη δημιουργία νέου, στις μεσοωκεάνιες ράχεις. Ένα παρόμοιο παράδειγμα περιοχής σύγκλισης είναι και η Μεσόγειος θάλασσα. Υπάρχουν επίσης και οι ζώνες μετασχηματισμού, όπου οι κινήσεις δύο πλακών δεν προκαλούν καταβύθιση ή απομάκρυνση. Χαρακτηριστικό παράδειγμα αποτελεί το ρήγμα του San Andreas στην Καλιφόρνια, το οποίο ευθύνεται για μεγάλο ποσοστό της σεισμικής δραστηριότητας στις δυτικές ακτές της Βόρειας Αμερικής. Στο σύνολο των αλληλεπιδράσεων που πραγματοποιούνται στις ζώνες καταβύθισης, στις μεσοωκεάνιες ράχες και στις ζώνες μετασχηματισμού, οφείλονται κατά κύριο λόγο η σεισμική και ηφαιστειακή δραστηριότητα που παρατηρείται. Εικόνα 4: Μεσοωκεάνια ράχη και δημιουργία νέας λιθόσφαιρας (Πηγή: Το σύνολο των σεισμών έχουν τις εστίες τους στα όρια των λιθοσφαιρικών πλακών, στις περιοχές δηλαδή που συγκρούονται μεταξύ τους, αλλά τέτοια τεκτονικά φαινόμενα δεν απουσιάζουν και από το εσωτερικό των πλακών. Κατά την κίνησή τους μπορεί να προκαλέσουν είτε γένεση οροσειρών στις περιοχές σύγκλισης, είτε τη δημιουργία ωκεάνιου φλοιού στις περιοχές απόκλισης. Η σχετική θέση της Ελλάδας Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 16

18 στα όρια σύγκρουσης της Ευρασιατικής με την Αφρικανική πλάκα, δικαιολογεί τον μεγάλο αριθμό σεισμών που συμβαίνουν στην χώρα μας. Η απομάκρυνση ή η σύγκλιση των πλακών προκαλούν την συμπίεση ή την επέκταση των πετρωμάτων τους. Σε περίπτωση που οι κινήσεις αυτές υπερβούν κάποιο όριο, δημιουργούνται τα ρήγματα και επομένως και τους σεισμούς. Στα μεγάλα ρήγματα οφείλονται και μεγάλοι σεισμοί. Τα όρια των λιθοσφαιρικών πλακών δεν συμπίπτουν με τα όρια μεταξύ των ηπείρων και ωκεανών και το πάχος τους είναι πολύ μεγαλύτερο από αυτό του ηπειρωτικού και ωκεάνιου φλοιού. Η συμπεριφορά τους όμως επηρεάζεται σημαντικά από το ενδεχόμενο να μεταφέρουν ωκεανούς ή ηπείρους ή και τα δύο. Τα σεισμικά και άλλα γεωδυναμικά φαινόμενα, όπως αναφέρθηκε και πιο πάνω, ξεκινούν από τον εσωτερικό φλοιό της Γης (ο οποίος έχει πάχος 35 χιλιόμετρα κάτω από τις ηπείρους και 7 χιλιόμετρα κάτω από τους ωκεανούς). Η ένταση και η μορφή της ενεργού τεκτονικής είναι διαφορετική από περιοχή σε περιοχή και μεταβάλλεται από το παρελθόν στο παρόν. Τα παρατηρούμενα γεωδυναμικά φαινόμενα στην επιφάνεια της Γης οφείλονται στην ενεργό τεκτονική δράση που παρατηρείται σε ορισμένες ζώνες της Γης, οι οποίες χωρίζονται σε δύο συστήματα διάρρηξης και υποδηλώνουν τα όρια των λιθοσφαιρικών πλακών. Τα εν λόγω συστήματα διακρίνονται στο ηπειρωτικό σύστημα διάρρηξης και στο σύστημα μεσοωκεάνιων ράχεων. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 17

19 Εικόνα 5: Τα δύο συστήματα ζωνών διάρρηξης όπου οι παχιές γραμμές απευθύνονται στο ηπειρωτικό σύστημα διάρρηξης και με λεπτές διαγραμμισμένες το σύστημα των μεσοωκεάνιων ράχεων (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003) Το ηπειρωτικό σύστημα διάρρηξης αποτελείται από την Περιειρηνική ζώνη διάρρηξης (Περιειρηνικές παράκτιες περιοχές με εξαίρεση αυτές στην Β. Αμερική) και την Ευρασιατική Μελανησιακή ζώνη διάρρηξης (Γιβραλτάρ Άλπεις Βαλκάνια Ιράν Ιμαλάια Βιρμανία Ινδονησία). Επίσης, στην κατηγορία αυτή ανήκουν όλες οι νέες οροσειρές, τα ανδεσιτικά τόξα, τα νησιωτικά τόξα, οι περισσότερες εστίες των επιφανειακών σεισμών και οι εστίες όλων σχεδόν των σεισμών με βάθος μεγαλύτερο των 300 χιλιομέτρων. Στο σύστημα αυτό πραγματοποιείται η σύγκλιση των λιθοσφαιρικών πλακών και η καταστροφή του φλοιού της Γης. Οι μεσοωκεάνιες ράχες εμφανίζονται ως ανυψώσεις του ωκεάνιου φλοιού που διασχίζουν τον Ατλαντικό, τον Ινδικό και τον Ειρηνικό ωκεανό και σε ορισμένα σημεία φτάνουν το ύψος των τριών χιλιομέτρων, ενώ τμήμα τους θεωρούνται και ορισμένες ηπειρωτικές περιοχές όπως είναι η ανατολική Αφρική και η βορειοδυτική Αμερική. Στο σύστημα αυτό, συναντώνται μόνο επιφανειακοί σεισμοί, ενώ πραγματοποιείται απόκλιση των λιθοσφαιρικών πλακών και δημιουργία νέου φλοιού. Η περιοχή της Ελλάδας ανήκει στο ηπειρωτικό σύστημα διάρρηξης που χωρίζει την Ευρασιατική με την Αφρικανική λιθοσφαιρική πλάκα με χαρακτηριστικό στοιχείο το Ελληνικό Τόξο που ξεκινάει από το Ιόνιο, συνεχίζει στην Κρήτη και καταλήγει στην Ρόδο. Η θέση της ανάμεσα στις δύο πλάκες έχει ως αποτέλεσμα την εμφάνιση ενεργού τεκτονικής με φαινόμενα όπως σεισμοί, ηφαίστεια και γεωθερμία. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 18

20 1.3 Σεισμικές ζώνες της Γης Στην παρακάτω εικόνα φαίνεται η γεωγραφική κατανομή των επικέντρων σεισμών για τα έτη 1900 έως 2013 με βάθη: i. Από 0 69 km (επιφανειακοί σεισμοί) ii. iii. Από km (ενδιάμεσοι σεισμοί) Μεγαλύτερο των 300 km Εικόνα 6: Σεισμικές ζώνες ανά κατηγορία βάθους. Με κόκκινο χρώμα απεικονίζονται οι επιφανειακοί σεισμοί, με πράσινο οι ενδιάμεσοι και με μπλε οι σεισμοί μεγάλου βάθους (Πηγή: Το συμπέρασμα που προκύπτει από την μελέτη της χωρικής κατανομής της πρώτης κατηγορίας σεισμών είναι ότι η επιφανειακή σεισμική δραστηριότητα είναι κατανεμημένη στο μεγαλύτερο βαθμό στα όρια των δύο συστημάτων διάρρηξης. Συγκεκριμένα, η σεισμικότητα στο ηπειρωτικό σύστημα εμφανίζει μεγαλύτερη ανομοιομορφία σε σχέση με το σύστημα των μεσοωκεάνιων ράχεων που ακολουθούν μια πιο γραμμική κατεύθυνση. Ιδιαίτερα, η σεισμικότητα που παρατηρείται στην περιοχή της Μεσογείου βρίσκεται σε μια πιο ευρεία περιοχή. Όσον αφορά στην δεύτερη κατηγορία των ενδιάμεσων σεισμών, είναι φανερή η υπεροχή τους στο ηπειρωτικό σύστημα διάρρηξης. Έτσι και στην Ελλάδα, που ανήκει στο σύστημα αυτό και συγκεκριμένα στην Ευρασιατική Μελανησιακή ζώνη, Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 19

21 εμφανίζονται συχνά σεισμοί ενδιάμεσου βάθους από 70 έως 299 χιλιόμετρα και ιδιαίτερα στην περιοχή του Ελληνικού Τόξου, όπως αναφέρθηκε και παραπάνω. Η τρίτη κατηγορία σεισμών μεγάλου εστιακού βάθους και πιο συγκεκριμένα μεγαλύτερου των 300 χιλιομέτρων, εμφανίζεται κυρίως στο ηπειρωτικό σύστημα διάρρηξης και κυρίως στην Νότια Αμερική και στις δυτικές περιοχές του Ειρηνικού Ωκεανού. 1.4 Οι σεισμοί και ταξινόμησή τους Σεισμολογία είναι ο κλάδος της γεωλογίας που μελετά τους σεισμούς. Ως σεισμοί ορίζονται οι εδαφικές κινήσεις (οριζόντιες, κατακόρυφες ή κυματοειδείς) μικρής περιόδου που παράγονται από ενδογήινες φυσικές αιτίες (Καραπαπάζογλου, 2013). Τα αποτελέσματά τους στην επιφάνεια της γης, μπορεί να είναι κατολισθήσεις, υψομετρικές μεταβολές, εδαφικές διαρρήξεις, βαθύνσεις ή άλλα φαινόμενα με δυσάρεστες συνέπειες στον άνθρωπο, τη φύση και το δομημένο περιβάλλον. Επιπλέον, ανήκουν στα γεωδυναμικά φαινόμενα όπως τα ηφαίστεια, οι παραμορφώσεις του γήινου φλοιού, τα γεωθερμικά πεδία κ.α. Τα περισσότερα από αυτά τα φαινόμενα είναι αποτέλεσμα παλαιότερων γεωλογικών διαδικασιών και δεν σχετίζονται άμεσα ή έμμεσα με την σημερινή σεισμική δραστηριότητα. Οι σεισμοί μαζί με το σύνολο των συσχετιζόμενων γεωδυναμικών φαινομένων που συμβαίνουν κάπου, αποτελούν σε γενικές γραμμές την πρόσφατη γεωλογική διαδικασία μιας περιοχής που ονομάζεται ενεργός τεκτονική της συγκεκριμένης περιοχής. Ο όρος «πρόσφατη» αναφέρεται σε γεωλογικές διαδικασίες με ηλικία μικρότερη των 10 εκατομμύριων χρόνων, μέγεθος που αν το συγκρίνουμε με την ηλικία της Γης (4.6 δισεκατομμύρια χρόνια) είναι κατά πολύ μικρότερο. Οι σεισμοί ταξινομούνται σε 4 κατηγορίες, με βάση τα αίτια που τους προκαλούν. Οι τεκτονικοί σεισμοί οφείλονται είτε στην διάρρηξη των πετρωμάτων της λιθόσφαιρας, είτε στην τριβή των τεμαχών των ρηγμάτων κατά την κίνηση. Η κίνηση και η διάρρηξη οφείλεται στην υπέρβαση των ορίων αντοχής των πετρωμάτων. Η σεισμικότητα που προκαλείται είναι επικίνδυνη και οι Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 20

22 συνέπειές της γίνονται αντιληπτές σε μεγάλη απόσταση από το επίκεντρο, ενώ η κατηγορία των τεκτονικών σεισμών κατέχουν το μεγαλύτερο ποσοστό των σεισμών μικρού βάθους. Οι ηφαιστειογενείς σεισμοί δημιουργούνται από τις πιέσεις που ασκεί το μάγμα κατά την άνοδό του στην επιφάνεια. Η ακτίνα επιρροής τους είναι μικρή, συγκεντρώνεται σε μικρή απόσταση από το ηφαίστειο, ενώ έχουν μικρό ποσοστό επί του συνόλου των σεισμών. Οι εγκατακρημνισιγενείς σεισμοί οφείλονται στην πτώση της οροφής υπόγειων σπηλαίων και τοιχωμάτων ηφαιστείων. Η ακτίνα δράσης τους είναι πολύ μικρή. Άλλοι σεισμοί, οι οποίοι κατέχουν μικρό ποσοστό και η αιτία γένεσής τους οφείλεται σε συγκεντρωμένες τάσεις μικρού επιπέδου όπως είναι ανατινάξεις, κατάπτωση στοών, πυρηνικές εκρήξεις κ.α. Με βάση το βάθος της εστίας τους οι σεισμοί ταξινομούνται σε: Επιφανειακούς σεισμούς, όπου οι εστίες τους βρίσκονται σε βάθος έως 60 χλμ. και κατέχουν το 95% του συνόλου των σεισμών. Σεισμοί μέσου βάθους, όπου οι εστίες τους βρίσκονται σε βάθος μεταξύ 60 και 300 χλμ. Σεισμοί μεγάλου βάθους, όπου το βάθος τους κυμαίνεται από 300 μέχρι 700 χλμ. (μεγαλύτερο διαπιστωμένο βάθος σεισμού). 1.5 Χαρακτηριστικά σεισμών - Κλίμακες μέτρησης Η γένεση ενός σεισμού γίνεται με την απελευθέρωση ενέργειας στην εστία του, η οποία έχει αποθηκευτεί ως ενέργεια παραμόρφωσης των πετρωμάτων και συγκεκριμένα με την μορφή κυματικής ενέργειας των σεισμικών κυμάτων. Ειδικότερα, αποτέλεσμα της κίνησης των λιθοσφαιρικών πλακών, είναι η παραμόρφωση των πετρωμάτων τους. Ιδιαίτερα, αυτά που βρίσκονται κοντά στο όρια των πλακών συγκεντρώνουν μεγάλα ποσά δυναμικής ενέργειας (ενέργεια παραμόρφωσης των πετρωμάτων) όπου Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 21

23 αναπτύσσονται μεγάλες δυνάμεις, που αν ξεπεράσουν τα όρια αντοχής τους, δημιουργούν το σεισμικό ρήγμα. Η επιφάνεια του σεισμικού ρήγματος χωρίζει το πέτρωμα σε δύο μέρη, τα οποία ολισθαίνουν μεταξύ τους κατά αντίθετη φορά. Επειδή, οι δύο πλευρές του ρήγματος δεν είναι λείες, αναπτύσσονται μεγάλες δυνάμεις τριβής, οι οποίες εξαναγκάζουν τα υλικά σημεία να ταλαντώνονται. Αυτό σημαίνει ότι, η δυναμική ενέργεια παραμόρφωσης μετατρέπεται σε κινητική ενέργεια των υλικών η οποία μεταδίδεται στις γύρω περιοχές, μέσω των σεισμικών κυμάτων. Όταν τα κύματα αυτά φτάσουν στην επιφάνεια της γης προκαλούν τον σεισμό (Παπαζάχος και Παπαζάχου, 1989). Η περιοχή της λιθόσφαιρας που υφίσταται παραμόρφωση γύρω από το σεισμογόνο ρήγμα και περιέχει όλη την ενέργεια που απελευθερώνεται σε έναν σεισμό λέγεται σεισμογόνος χώρος. Όσο μεγαλύτερος είναι ο σεισμογόνος χώρος, τόσο μεγαλύτερη είναι η ενέργεια που απελευθερώνεται κατά τον σεισμό. Το σημείο στο εσωτερικό της γης όπου γίνεται η γένεση ενός σεισμού και ξεκινά η διάρρηξη πάνω στο ρήγμα με ορισμένη ταχύτητα (ταχύτητα διάρρηξης), ονομάζεται εστία ή αλλιώς υπόκεντρο. Το βάθος κάθε υποκέντρου, κατατάσσει τους σεισμούς σε επιφανειακούς (0-60 χλμ.), ενδιάμεσου βάθους ( χλμ.) και μεγάλου εστιακού βάθους (>300 χλμ.). Παράλληλα, το σημείο της επιφάνειας της γης που βρίσκεται ακριβώς επάνω από την εστία, ονομάζεται επίκεντρο και η αντίστοιχη απόσταση εστιακό βάθος. Η προσπάθεια εύρεσης τρόπου μέτρησης ενός σεισμού θα βοηθήσει στην ταξινόμησή τους και στην επίλυση σοβαρών ζητημάτων. Για το λόγο αυτό, οι σεισμολόγοι βρήκαν έναν τρόπο μέτρησης της σεισμικής ενέργειας των σεισμικών κυμάτων μέσω του πλάτους, των περιόδων και της διάρκειάς τους που ονομάζεται «μέγεθος ενός σεισμού» Η κλίμακα Richter Το μέγεθος Μ ενός σεισμού αποτελεί μέτρο της ολικής ενέργειας των σεισμικών κυμάτων που παράγεται κατά την γένεσή του και προσδιορίζεται από σχετικές παραμέτρους (περίοδος, χρονική διάρκεια, πλάτος). Ο πιο διαδεδομένος τρόπος μέτρησης είναι, η χρήση της κλίμακας Ρίχτερ. Πρόκειται για μια λογαριθμική κλίμακα μέτρησης στην οποία η αύξηση του μεγέθους κατά μια μονάδα, ισοδυναμεί με τον Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 22

24 δεκαπλασιασμό του πλάτους των δονήσεων. Η πιο ασθενής δόνηση που μπορούσε να καταγραφεί την εποχή εκείνη, θεωρήθηκε ως «βαθμός 0» της κλίμακας. Μια δόνηση από 0-4 R, θεωρείται μικροσεισμός, δεν γίνεται εύκολα αντιληπτός και καταγράφεται μόνο από σύγχρονους σεισμογράφους. Από 4-5 R, θεωρείται ασθενής σεισμός και προκαλεί σπάνια ζημιές σε κτίρια, ενώ από 5-6 R γίνεται αισθητός σε τοπικό επίπεδο και μπορεί να προκαλέσει σημαντικές ζημιές σε ακτίνα 10 χλμ. από το επίκεντρο. Σεισμοί μεγαλύτεροι των 6 Ρίχτερ θεωρούνται ισχυροί έως καταστροφικοί ( >7 Ρίχτερ) και προκαλούν, ανάλογα με το βάθος και την απόσταση από το επίκεντρο, σοβαρές ζημιές και κατάρρευση κτιρίων (ιδιαίτερα αυτών που δεν έχουν αντισεισμικό σχεδιασμό). Οι σεισμοί αν προκληθούν στην θάλασσα, ενδέχεται να δημιουργήσουν τσουνάμι. Από το 1900 μέχρι σήμερα έχουν καταγραφεί σχεδόν 5 καταστροφικοί σεισμοί με μεγαλύτερο αυτόν στην Βαλδίβια της Χιλής που είχε μέγεθος 9.5 R και προκλήθηκε από ρήγμα 1500 χιλιομέτρων. Η κλίμακα Ρίχτερ θεωρητικά δεν έχει μέγιστο όριο. Αυτό εξηγείται από το γεγονός ότι ο βράχος έχει ως μέγιστη τιμή αντοχής την θραύση του, που ισοδυναμεί με ενέργεια 9.5 Ρίχτερ. Έτσι, το μέγεθος ενός σεισμού προσδιορίζεται από το μέγεθος των πετρωμάτων που υπέστησαν θραύση κατά την έκλυση ενέργειας από την δημιουργία του σεισμογόνου ρήγματος. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 23

25 Εικόνα 7: Κλίμακα Richter και χαρακτηριστικά κάθε επιπέδου (Πηγή: Η κλίμακα Mercalli Η ένταση αντιθέτως, είναι διαφορετική από το μέγεθος και αποτελεί μέτρο ισχύος. Στην πραγματικότητα, δεν αποτελεί αντικειμενικό μέσο μέτρησης, διότι υπολογίζεται με βάση τα μακροσεισμικά αποτελέσματα και τις επιπτώσεις στους ανθρώπους, το δομημένο ιστό και εξαρτάται επίσης από άλλες παραμέτρους όπως είναι η απόσταση από το υπόκεντρο κ.α. Παρουσιάζει την έκταση των καταστροφών κατά την διάρκεια ενός σεισμού, μεταβάλλεται όμως, ανάλογα με το μέγεθος, την απόσταση και το επίκεντρό του. Μια από τις πιο διαδεδομένες μεθόδους μέτρησης της έντασης ιδιαίτερα σε πυκνοκατοικημένες περιοχές είναι η δωδεκάβαθμη κλίμακα Mercalli, στην οποία η Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 24

26 διαβάθμιση καθορίζεται βάσει των μακροσεισμικών συνεπειών. Οι τιμές της κλίμακας αυτής σε μια θέση εξαρτώνται από το βάθος, την απόσταση από το επίκεντρο του σεισμού, το υπέδαφος, το είδος της κίνησης κατά την ενεργοποίηση του ρήγματος και άλλους παράγοντες που επηρεάζουν την διάδοση των σεισμικών κυμάτων. Επομένως, σε διαφορετική θέση η τιμή της κλίμακας μεταβάλλεται σε σχέση με τους παραπάνω παράγοντες. Η κάθε διαβάθμιση κλίμακας, αναπαρίσταται με ένα λατινικό αριθμό (I,II XII), ξεκινώντας από το Ι όπου ο σεισμός θεωρείται μη αισθητός και καταγράφεται μόνο από σεισμογράφους και φτάνοντας μέχρι το ΧΙΙ που αποτελεί το μέγιστο όριο και θα προκαλούσε ολική καταστροφή και μέγιστες παραμορφώσεις του φλοιού της γης. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 25

27 Εικόνα 8: Κλίμακα Mercalli και χαρακτηριστικά κάθε επιπέδου (Πηγή: Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 26

28 Εικόνα 9: Σχέση κλίμακας Richter με κλίμακα Mercalli και η ενέργεια σε Joule (Πηγή: Στην παραπάνω εικόνα φαίνεται σε μορφή πίνακα, η σχέση της κλίμακας Ρίχτερ με την κλίμακα Mercalli και την ενέργεια κάθε βαθμίδας σε Joule. Για την παράσταση της γεωγραφικής κατανομής των μακροσεισμικών αποτελεσμάτων ενός σεισμού σε μια περιοχή χρησιμοποιούνται οι ισόσειστες καμπύλες, δηλαδή καμπύλες που διαχωρίζουν μια περιοχή σε υποπεριοχές ίσης έντασης Άλλα χαρακτηριστικά Η σεισμική επιτάχυνση «α» του εδάφους, είναι το μέγεθος εκείνο που χρησιμοποιείται για τον σχεδιασμό των κατασκευών και μεταφράζεται ως φορτίο επί των κατασκευών μέσω των σχέσεων της δυναμικής (F=m*a). Η σεισμική επιτάχυνση του εδάφους, υπολογίζεται ως ποσοστό της επιτάχυνσης της βαρύτητας (g). Η τιμή της μπορεί να μεταβάλλεται ανάλογα με το έδαφος, την απόκριση των κατασκευών και άλλους παράγοντες. Οι συνέπειες των σεισμών στον άνθρωπο, στην φύση και τις κατασκευές, καλούνται μακροσεισμικά φαινόμενα και μπορεί να συμβούν είτε άμεσα (ρωγμές στο έδαφος, κατολισθήσεις, υψομετρικές μεταβολές του εδάφους), είτε έμμεσα (αποξήρανση λιμνών, παρεμπόδιση ροής ποταμών και δημιουργία πλημμυρών). Κατά την έναρξη ενός σεισμού, οι καταγραφές πραγματοποιούνται από ένα υποσύνολο σεισμογράφων οι οποίοι αναμεταδίδουν τις πληροφορίες που έχουν καταγράψει, ώστε να υπάρχει άμεσα ένα σύνολο πρώτων δεδομένων. Σε επόμενο στάδιο, έπειτα από ολοκληρωμένη συλλογή και επεξεργασία των στοιχείων, υπολογίζεται το μέγεθος Μ με μεγαλύτερη ακρίβεια. Το ίδιο αποτελεί μέτρο του μεγέθους του σεισμού και είναι Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 27

29 μοναδικός αριθμός σε όποιο σημείο και να γίνει η μέτρηση. Όπως αναφέρθηκε και παραπάνω ο υπολογισμός ενός σεισμού μπορεί να γίνει με πολλούς τρόπους και με τη χρήση διαφορετικών κλιμάκων και σεισμικών μεγεθών. Η κλίμακα Ρίχτερ, για παράδειγμα, μετρά την μεγαλύτερη διαταραχή και μια αύξηση της τάξεως της μιας μονάδας φανερώνει την αύξηση κατά 25 φορές περίπου της ενέργειας που εκλύεται από την πηγή του σεισμού. Κάποια άλλα μεγέθη που υπολογίζονται συνήθως για την μέτρηση ενός σεισμού είναι: Το τοπικό μέγεθος ML (magnitude local). Η μέτρησή του είναι έγκυρη, με την προϋπόθεση ότι οι σεισμογράφοι που το καταγράφουν, βρίσκονται σε απόσταση μικρότερη των 600 χιλιομέτρων και η συχνότητα των σεισμικών κυμάτων κυμαίνεται σε καθορισμένο εύρος. Το Ms, που υπολογίζεται αξιοποιώντας τα επιφανειακά κύματα. Είναι ένα αξιόπιστο μέγεθος μέτρησης για επιφανειακούς σεισμούς, με βάθος μικρότερο των 50χλμ. και με μεγάλη απόσταση από το επίκεντρο. Η ενέργεια που εκλύεται μετριέται σε erg και χρησιμοποιείται ο λογαριθμικός τύπος: loge= Ms. Το μέγεθος ΜΒ, το οποίο λαμβάνεται κατά την μέτρηση των πρωτευόντων «P» κυμάτων και χρησιμοποιείται για σεισμούς με μεγάλο επίκεντρο και για μετρήσεις σε μακρινές αποστάσεις. Για την μέτρηση των παραπάνω μεγεθών απαιτείται ένα καθορισμένο πλάτος ταλάντωσης ενός κύματος σεισμού, σε μια τυχαία χρονική στιγμή. Χρησιμοποιείται επίσης, το μέγεθος Mw που υπολογίζεται από έναν αξιόπιστο μαθηματικό τύπο για ισχυρούς σεισμούς και το Md που μετρά την διάρκειά τους. Το Mo εκφράζει το μέγεθος της σεισμικής ροπής και το Me δείχνει την καταστροφικότητα ενός σεισμού, μετρώντας την εκλυόμενη ενέργεια ισχυρών τέτοιων φαινομένων. Σε ορισμένες περιπτώσεις, όταν γίνεται η χαρτογράφηση των επικέντρων των σεισμών, υπάρχει η πιθανότητα να μην υπάρχει σε κάποια περιοχή ένδειξη σεισμού, παρόλο που ιστορικές πληροφορίες δείχνουν το αντίθετο. Το φαινόμενο αυτό λέγεται σεισμικό κενό και παρατηρείται σε περιπτώσεις όπου είτε το χρονικό διάστημα που γίνεται η χαρτογράφηση δεν καλύπτει παλαιότερες πηγές, είτε τα μεγέθη που μελετούνται δεν συμπίπτουν με τα μεγέθη των σεισμών που συμβαίνουν πιο συχνά. Σε αυτές τις Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 28

30 περιπτώσεις εάν δεν ληφθούν υπόψη οι παραπάνω υποθέσεις, το πιθανότερο είναι να υπάρξει μελλοντική σεισμική δραστηριότητα. 1.6 Σεισμικά κύματα Πρόκειται για ελαστικά κύματα που παράγονται στην επιφάνεια ή στο εσωτερικό της γης και διαδίδονται μέσα της. Κατά την διάδοσή τους, τα πετρώματα διατηρούν τις ελαστικές ιδιότητές τους και η παραμόρφωση που δέχονται είναι συνάρτηση της τάσης. Παράλληλα, διατηρούν την ίδια συμπεριφορά ως προς την διάδοσή τους προς κάθε κατεύθυνση. Οι μεταθέσεις των υλικών σημείων κατά την ταλάντωση που υπόκεινται είναι πάρα πολλές. Τα σεισμικά κύματα διακρίνονται σε κύματα χώρου και επιφανειακά κύματα. Τα κύματα χώρου διαδίδονται προς όλες τις κατευθύνσεις στο εσωτερικό της γης. Προκαλούνται όταν γίνει μια διατάραξη στον χώρο, καθώς τα στοιχεία του μέσου αντιδρούν στην μεταβολή του όγκου και του σχήματός τους. Με την σειρά τους, τα κύματα χώρου διακρίνονται σε επιμήκη κύματα (P) και σε εγκάρσια κύματα (S). Τα πρώτα προκαλούν ταλάντωση παράλληλη με την διεύθυνση διάδοσης στο μέσο, με εναλλαγή πύκνωσης και αραίωσης και διαδίδονται τόσο στα στερεά όσα και στα ρευστά. Η ταχύτητά τους είναι μεγαλύτερη από αυτή των εγκάρσιων κυμάτων, καθώς φτάνουν πρώτα σε ένα σημείο κατά την πρόκλησή τους και καταγράφονται πρώτα από τα σεισμόμετρα. Τα εγκάρσια ή δευτερεύοντα κύματα αντίθετα, προκαλούν διατμητικές παραμορφώσεις και η ταλάντωση μέσω των σωματιδίων του εδάφους είναι κάθετη στην διεύθυνση διάδοσης, προκαλώντας μεταβολή στο σχήμα του πετρώματος. Διαδίδονται προς κάθε κατεύθυνση (χαρακτηριστικό των κυμάτων χώρου), πιο αργά σε σχέση με τα επιμήκη κύματα και μόνο στα στερεά σώματα, ενώ χαρακτηρίζονται πιο καταστρεπτικά. Η διαφορά άφιξης μεταξύ P και S κυμάτων σε ένα σημείο καθορίζει και την θέση γένεσης ενός σεισμού. Τα κύματα επιφάνειας διαφέρουν από τα κύματα χώρου, διότι η διάδοσή τους ακολουθεί κάποιες επιφάνειες ή κυρίως επιφανειακά στρώματα της γης και έχουν χαμηλότερη συχνότητα από τα κύματα χώρου. Η πρόκλησή τους επιτυγχάνεται όταν μια διατάραξη συμβεί κοντά σε μια επιφάνεια που διαχωρίζει τον χώρο σε δύο μέσα και όχι σε απεριόριστο ελαστικό χώρο, ως αποτέλεσμα της αλληλεπίδρασης και Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 29

31 σύνθεσης των κυμάτων χώρου. Έτσι, εάν προκληθεί σεισμός κοντά στην επιφάνεια της γης, δημιουργούνται έντονα επιφανειακά κύματα που τα πλάτη τους ελαττώνονται όσο μεγαλώνει το βάθος στο εσωτερικό της. Παρόλο που φτάνουν μετά τα κύματα χώρου, θεωρούνται υπεύθυνα για μεγάλες καταστροφές. Διακρίνονται σε τρεις κατηγορίες: τα κύματα α) Love, β) Rayleigh και γ) Stonley. Τα κύματα Love παρατηρούνται με μεγάλα πλάτη και ακολουθούν την επιφάνεια της γης. Η κίνηση των μορίων στο μέσο διάδοσης δημιουργεί πλευρικές κινήσεις. Θεωρούνται πολύ καταστροφικά κυρίως για τα κτίρια, προκαλώντας την κατάρρευσή τους. Τα κύματα Rayleigh χαρακτηρίζονται επίσης από μεγάλα πλάτη κατά την διάδοσή τους στην επιφάνεια, ενώ όσο μεγαλώνει το βάθος, το πλάτος ταλάντωσης των υλικών σημείων που κάνουν ελλειπτικές κινήσεις, μειώνεται. Τα κύματα Stonley ακολουθούν ασυνεχείς επιφάνειες και δεν είναι εύκολο να καταγραφούν από τα σεισμόμετρα (Χριστοδούλου, 2009). Εικόνα 10: Κύματα χώρου, κύματα επιφάνειας και οι επιμέρους κατηγορίες στις οποίες διακρίνονται (Πηγή: Χριστοδούλου, 2009) Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 30

32 1.7 Τα Ρήγματα και τα χαρακτηριστικά τους Ρήγμα ονομάζεται η διάρρηξη των πετρωμάτων του φλοιού της γης, σε μικρή ή και σε μεγαλύτερη κλίμακα με αποτέλεσμα την δημιουργία τεμαχών και κάποιας σχετικής μετατόπισης. Διακρίνονται σε τρεις κατηγορίες: 1) κανονικά ρήγματα, 2) ανάστροφα ρήγματα, 3) ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης. Ενεργά καλούνται τα ρήγματα που έχουν προκαλέσει τουλάχιστον έναν σεισμό τα προηγούμενα δέκα χιλιάδες χρόνια και σχετίζονται με την σεισμικότητα μιας περιοχής Ρήγματα και ταξινόμησή τους Το ρήγμα αποτελεί επομένως μια απότομη διακοπή της συνέχειας του εδάφους κατά μήκος μιας επιφάνειας διάρρηξης, λόγω θραύσης των πετρωμάτων και συνοδεύεται από τη σχετική μετατόπιση των δύο πλευρών (τεμαχών) εκατέρωθεν της επιφάνειας αυτής. Η μετατόπιση πραγματοποιείται πάνω στην επιφάνεια διάρρηξης και τα χαρακτηριστικά του ρήγματος αφορούν την κλίση, την διεύθυνση και την σχέση τους με άλλα ρήγματα. Η κλίμακα στην οποία αναφέρεται, μπορεί να είναι είτε τοπική είτε πλανητική. Αποτελεί ουσιαστικά μια θραύση του φλοιού και απελευθέρωση της ενέργειας που πηγάζει από έναν σεισμό. Είναι δυνατόν σε ορισμένες περιοχές να εμφανίζονται παράλληλα ασυνεχή ρήγματα που σχετίζονται μεταξύ τους, δημιουργώντας μια ρηξιγενή ζώνη. Η δομή ενός ρήγματος περιλαμβάνει, όπως φαίνεται και στην παρακάτω εικόνα, την βάση, την οροφή και το μέτωπο. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 31

33 Εικόνα 11: Δομή ρήγματος (Πηγή: Κυριακοπούλου, 2013) Τα ρήγματα με βάση την ολίσθηση ταξινομούνται σε: Ρήγματα ολίσθησης κατά κλίση, όπου η μετατόπιση των τεμαχών γίνεται παράλληλα με την φορά κλίσης του ρήγματος, Ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης, όπου η κίνηση γίνεται παράλληλα προς τη διεύθυνση του ρήγματος. Με βάση την γωνιακή σχέση η ταξινόμηση γίνεται σε: Επιμήκη, όπου η διεύθυνση του ρήγματος είναι (σχεδόν) παράλληλη με την διεύθυνση των στρωμάτων που παραμόρφωσε, Εγκάρσια, όπου η διεύθυνση του ρήγματος και των στρωμάτων είναι (σχεδόν) κάθετη, Διαγώνια, όπου η διεύθυνση ρήγματος και των στρωμάτων σχηματίζει γωνία. Τέλος, με βάση τη σχέση κλίσης ρήγματος και κλίσης στρωμάτων ταξινομούνται σε: Σύμφωνα, όπου η κλίση ρήγματος και στρωμάτων είναι ομόρροπη, Αντίθετα, όπου η φορά κλίσης είναι αντίρροπη. Μια γενικότερη διάκριση των ρηγμάτων αφορά τα: Κανονικά ρήγματα, όπου η οροφή βρίσκεται χαμηλότερα από το δάπεδο και ολισθαίνει προς τα κάτω Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 32

34 Ανάστροφα ρήγματα, όπου οι συμπιεστικές δυνάμεις ωθούν την οροφή να ολισθήσει προς τα πάνω και το πάνω τμήμα βρίσκεται υψηλότερα από το δάπεδο Οριζοντιολισθητικά ρήγματα (ή αλλιώς ρήγματα διεύθυνσης), τα οποία χωρίζονται σε δεξιόστροφα όταν η μία πλευρά του ρήγματος κινείται από αριστερά προς τα δεξιά, όταν παρατηρείται από την άλλη πλευρά και αριστερόστροφα σε αντίθετη περίπτωση. (Καραπαπάζογλου, 2013) Εικόνα 12: Τύποι ρηγμάτων κατά την περίπτωση τάσεων (Πηγή: Όταν σε μια περιοχή δημιουργηθούν πολλά ρήγματα, δημιουργούνται διάφορες τεκτονικές δομές, ανάλογα με τις διευθύνσεις των κλίσεων. Έτσι, όταν ένα τέμαχος βυθίζεται υπό την επίδραση ρηγμάτων με αντίθετη διεύθυνση κλίσης, τότε δημιουργείται η «τεκτονική τάφρος». Παράλληλα, όταν ανυψώνεται με τις ίδιες επιδράσεις δημιουργείται το «τεκτονικό κέρας». Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 33

35 Εικόνα 13: Τεκτονικό κέρας και τεκτονική τάφρος (Πηγή: Κυριακοπούλου 2013) Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 34

36 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: ΙΣΤΟΡΙΑ ΤΗΣ ΣΕΙΣΜΟΛΟΓΙΑΣ ΣΤΗΝ ΕΛΛΑΔΑ Η γένεση της ιστορίας της σεισμολογίας στην Ελλάδα ξεκινά τον έκτο αιώνα π.χ. περίπου και συνεχίζεται μέχρι και σήμερα. Οι πρώτες προσπάθειες αποτύπωσης των σεισμικών δεδομένων σε χάρτες ξεκινούν μετά το σεισμό της Λισαβόνας το 1755 (Κουσκουνά κ.ά., 2010). Το συμβάν αυτό κρίθηκε σημαντικό καθώς έγινε ιδιαίτερα αισθητός σε απόσταση χιλίων μιλίων από τη Λισαβόνα και εξετάστηκε με επιστημονικές μεθόδους. Οι πρώτοι χάρτες που φτιάχτηκαν σε χαλκογραφίες, παρουσίαζαν την ευρύτερη περιοχή και τις φθορές που προκάλεσε ο σεισμός. Έδειχναν την πόλη πριν και μετά το σεισμό καθώς και τις περιοχές όπου έγινε αυτός αισθητός. Εικόνα 14: Παγκόσμιος χάρτης με τις περιοχές που έγινε αντιληπτός ο σεισμός της Λισαβόνας (Πηγή: Κουσκουνά κ.α., 2010) Σημαντικές προσπάθειες έρευνας έχουν γίνει από διάφορους σεισμολόγους, όπως είναι ο M. Bath, ο οποίος μελέτησε την ιστορική εξέλιξη της σεισμολογικής έρευνας στην Ελλάδα κατά την περίοδο , ο Β. Παπαζάχος και οι συνεργάτες του, που έκαναν την ίδια έρευνα αλλά για την χρονική περίοδο , η Sachs, η οποία μελέτησε την ιστορία την πρώιμης σεισμολογίας, καθώς και πολλοί άλλοι επιστήμονες. Κατά την προφιλοσοφική περίοδο ο σεισμός αποδίδονταν σε θεοκρατικά και σε φυσιοκρατικά αίτια, σε μύθους ή αποτελούσε δείγμα της οργής των θεών. Η πρώτη προσπάθεια ερμηνείας των σεισμών με φυσικά αίτια έγινε τον 6 ο αιώνα π.χ. από παρατηρητές που δεν είχαν άμεση σχέση με την επιστήμη (ρήτορες, φιλόσοφοι), αλλά Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 35

37 βασίζονταν στην παρατήρηση και κατέγραφαν τα μακροσεισμικά αποτελέσματα μεγάλων σεισμών στον άνθρωπο, στα σπίτια και στη φύση. Η έρευνα των πιο γνωστών ισχυρών σεισμών που πραγματοποιήθηκαν από το 550 π.χ. μέχρι και το 1995 μ.χ. μπορεί να χωριστεί σε τρεις επιμέρους περιόδους σύμφωνα με τον αριθμό των σεισμών που μελετήθηκαν: 2.1 Κλασική Περίοδος (550π.Χ. 1500μ.Χ.) Η πρώτη περίοδος καλύπτει τo χρονικό εύρος από το 550 π.χ. μέχρι το 1550 μ.χ. και συμπίπτει με την έναρξη της Κλασικής περιόδου στην Ελλάδα και την ανάπτυξη του πολιτισμού στις Ιωνικές πόλεις της αρχαίας Ιωνίας, της Κάτω Ιταλίας και της Σικελίας. Ο αριθμός των σεισμών για τους οποίους υπάρχουν πληροφορίες είναι πολύ μικρός σε σχέση με την πραγματικότητα. Αυτό οφείλεται στο γεγονός ότι οι μελετητές εκείνης της εποχής στόχευαν στην καταγραφή συγκεκριμένων μόνο γεγονότων, που είχαν καταστροφικές συνέπειες για την αυτοκρατορία σημαντικών ηγετών. Τέτοια παραδείγματα καταγραφής περιλαμβάνουν σεισμούς ή και πελώρια κύματα που αφάνισαν πολιτισμούς. Συγκεκριμένα, ο Θαλής ο Μιλήσιος ( π.χ.) πίστευε ότι αιτία των σεισμών αποτελεί το νερό και ότι η γη είναι ένα πλεούμενο καράβι στο οποίο η κίνηση της θάλασσας προκαλεί τους σεισμούς. Με τον τρόπο αυτό γίνεται κατανοητό ότι η επιστήμη της σεισμολογίας την συγκεκριμένη περίοδο ήταν φτωχή από πληροφορίες και καλύπτει ένα μικρό φάσμα σεισμών, κυρίως μεγάλου μεγέθους (Μ>=6). Αναξιμένης ( μ.χ.), επίσης Μιλήσιος φιλόσοφος, πίστευε ότι η αιτία των σεισμών βρίσκεται στην ίδια την γη και δεν οφείλεται σε εξωτερικούς παράγοντες. Επομένως, η πηγή τους βρίσκεται στην αποσάθρωση ορισμένων τμημάτων της και στην επίδραση της ξηρασίας, της υγρασίας και των ανέμων που διευκολύνουν την αποσάθρωσή τους. Ο Πυθαγόρας ( π.χ.) από την άλλη, είχε υιοθετήσει την άποψη ότι η ροή θερμότητας από το εσωτερικό της γης δημιουργεί τα γεωλογικά φαινόμενα, επομένως και τους σεισμούς. Την περίοδο αυτή σύμφωνα με μαρτυρίες έγιναν και οι πρώτες προγνώσεις σεισμών. Η πρώτη έγινε από τον Αναξίμανδρο ( π.χ.), μαθητή του Θαλή. Ο ίδιος φημολογείται ότι κατά την διάρκεια ταξιδιού του στην Σπάρτη, προειδοποίησε τους κατοίκους για επερχόμενο σεισμό, ο οποίος την ίδια νύχτα αποδείχτηκε πραγματικός Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 36 Ο

38 και είχε σαν αποτέλεσμα την καταστροφή της πόλης. Η δεύτερη πρόγνωση προέρχεται από τον Φερεκύδη (c. 550 π.χ.) μαθητή του Πυθαγόρα, ο οποίος ζούσε στην Σύρο και πρόβλεψε επερχόμενο σεισμό πίνοντας νερό από ένα πηγάδι. Ο σεισμός, όπως φημολογείται, συνέβη μετά από δύο μέρες. Εξίσου σημαντικές απόψεις για την εποχή εκείνη διατυπώθηκαν από τον Αναξαγόρα, τον Παρμενίδη, τον Διογένη, τον Αρχέλαο και τον Δημόκριτο (c π.χ.). Ο τελευταίος υποστήριζε ότι σεισμοί μπορεί να προκληθούν από τον αέρα ή το νερό ή και τα δύο. Μια ενδιαφέρουσα υπόθεση βασισμένη σε προηγούμενους μελετητές και διατυπώθηκε από τον Αριστοτέλη ( π.χ.), έπειτα από παρατηρήσεις του. Η υπόθεση αυτή επικράτησε των άλλων λόγω της πρωτοτυπίας της. Πιο συγκεκριμένα, σύμφωνα μ αυτή, ο άνεμος ως γενεσιουργός των σεισμών, αποτελούνταν από κινούμενο θερμό και ξηρό αέριο, το οποίο προέρχεται από αναθυμιάσεις του εσωτερικού της γης, εξαιτίας της θέρμανσής της από τον ήλιο και την εσωτερική της θερμότητα. Έτσι, κινούμενος στο εσωτερικό της γης, έχει την μεγαλύτερη ταχύτητα και μεγάλη δύναμη κρούσης. Ο Αριστοτέλης, παρατήρησε ότι εκεί όπου η θάλασσα είναι «ροώδης» και η ξηρά «σπηλαιώδης», συμβαίνουν οι μεγαλύτεροι σεισμοί, διότι η πρώτη σπρώχνει τον αέρα που εξέρχεται από το εσωτερικό πάλι προς τα μέσα και η δεύτερη ταλαντώνεται έντονα λόγω της απορρόφησης μεγάλων ποσοτήτων ανέμων. Διατύπωσε ακόμα την άποψη ότι τα θαλάσσια κύματα βαρύτητας (τσουνάμι) οφείλονται σε μεγάλη συμπίεση ανέμου στο εσωτερικό της γης από το νερό και τον επιφανειακό άνεμο. Σε περίπτωση που μαζευτούν μεγάλες ποσότητες ανέμου, δημιουργείται μια απότομη κίνησή του προς τα πάνω που προκαλεί τον σεισμό και την ισχυρή μετακίνηση της θάλασσας. Πίστευε επίσης, ότι στα νησιά υπάρχει μικρή πιθανότητα γένεσης σεισμών, επειδή εκεί το νερό είναι κρύο και δεν δημιουργούνται αναθυμιάσεις. Επίσης, θεωρούσε ότι την άνοιξη και το φθινόπωρο γίνονται οι περισσότεροι σεισμοί, επειδή τότε ο άνεμος είναι ισχυρότερος. Ισχυρίστηκε ότι μετά το πέρας ενός σεισμού, γίνονται μετασεισμοί μικρότερης έντασης περίπου για σαράντα ημέρες. Παρατήρησε ότι πριν από κάθε σεισμό προκαλείται κάποιος θόρυβος, ο οποίος αποτελεί άνεμο λεπτής υφής και για αυτό προηγείται του σεισμού. Σε περίπτωση που ο άνεμος αυτός είναι πολύ λεπτής υφής, δημιουργεί μόνο θόρυβο, αλλά όχι σεισμό. Οι σεισμοί την κλασική αυτή περίοδο διακρίθηκαν σε επτά κατηγορίες ανάλογα με την διεύθυνση της κίνησης του σεισμού και των αποτελεσμάτων τους στο έδαφος. Η Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 37

39 διάκριση αυτή αποδίδεται σε εργασία με όνομα De Mund (Επί του Κόσμου), πιθανώς του Αριστοτέλη. Οι κατηγορίες που προτείνει είναι: Βράσται (κατακόρυφη σεισμική κίνηση) Επικλίνται (πλάγια διεύθυνση κίνησης) Ρήκται (γένεση ρηγμάτων) Χασματίαι (γένεση χασμάτων) Ώσται (δημιουργία ανέμου, κατάρρευση και κατολισθήσεις του εδάφους) Παλματίαι (δημιουργία ταλαντώσεων) Μυκητίαι (θόρυβος κατά τους σεισμούς) (Παπαζάχος, 2003) Σύμφωνα με όλα τα παραπάνω συνάγεται το συμπέρασμα ότι η συμβολή των αρχαίων Ελλήνων και Λατίνων φιλοσόφων στην κατανόηση της επιστήμης της Σεισμολογίας ήταν καθοριστική. Αρχικά, αποδέχτηκαν την ύπαρξη φυσικών αιτιών (π.χ. του νερού και της θερμότητας από το εσωτερικό της γης) που προκαλούν την γένεση των σεισμών, ενώ σε δεύτερη φάση πραγματοποίησαν αρκετές έρευνες πεδίου (μακροσκοπική έρευνα) για την ερμηνεία των παρατηρήσεων και την καταγραφή αξιόλογων πληροφοριών για την συμπεριφορά και τις συνέπειες των σεισμών προς μεταγενέστερη έρευνα. Αποτέλεσαν ουσιαστικά τη βάση για την μελέτη και την δημιουργία εφαρμόσιμης, μέσα από πειράματα, σεισμολογικής γνώσης. 2.2 Περίοδος εμφάνισης την Νέας Επιστήμης ( μ.χ.) Την περίοδο αυτή υπάρχει μια αλλαγή ως προς την επιστημονική έρευνα. Αυτό δικαιολογείται από το γεγονός ότι οι επιστήμονες επικεντρώνονται στην πειραματική έρευνα και για τον λόγο αυτό έγιναν περισσότερες μελέτες. Οι πρώτοι δύο αιώνες χαρακτηρίζονται από την επιρροή της προηγούμενης περιόδου, αλλά και την προσπάθεια για εύρεση νέων αιτιών. Έτσι, σύμφωνα με τον Gardan ( ) οι σεισμοί οφείλονται σε εκρήξεις που προκαλούνται κατά την ένωση αερίων με θείο και άζωτο. Κατά τον 18 ο αιώνα επίσης, διατυπώθηκε από πολλούς ερευνητές η θεωρία της υπαιτιότητας των ηλεκτρικών εκκενώσεων. Η άποψη αυτή φάνηκε να στηρίζεται στην Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 38

40 ανακάλυψη του ηλεκτρισμού. Στις αρχές του 19 ου αιώνα αναπτύχθηκε η θεωρία της κυματικής φύσης των σεισμών και η δυνατότητα γένεσης των επιμηκών και εγκάρσιων κυμάτων χώρου, η οποία αποτέλεσε τη βάση για την εξάπλωση της θεωρίας της ελαστικότητας. Ο R. Mallet στην έρευνά του με τίτλο «Δυναμική των Σεισμών» χρησιμοποίησε για πρώτη φορά τους όρους σεισμική εστία, επίκεντρο και χάρτης ισόσειστων καμπυλών 1. Εικόνα 15: Ο πρώτος χάρτης παγκόσμιας σεισμικότητας από τον R. Mallet το 1857 (Πηγή: Τσελέντης, 1997) Παράλληλα, δημιουργούνται παγκόσμιοι χάρτες με τα επίκεντρα των μεγαλύτερων σεισμών και τις θέσεις των ηφαιστείων, που βοήθησε αργότερα στην κατανόηση της παγκόσμιας σεισμικής δράσης και της θεωρίας των λιθοσφαιρικών πλακών. 1 Οι ισόσειστες καμπύλες είναι καμπύλες που ενώνουν τις περιοχές ίδιες έντασης και χωρίζουν τις περιοχές σε ζώνες. Χρησιμοποιούνται σε χάρτες, για την γεωγραφική κατανομή των μακροσεισμικών εντάσεων. (Πηγή: Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 39

41 Εικόνα 16: Παγκόσμιος χάρτης με τις θέσεις σεισμών και ηφαιστείων (1857) (Πηγή: Κουσκουνά κ.α., 2010) Η σεισμολογική πληροφορία βασίζονταν στην καταγραφή των αποτελεσμάτων των σεισμών, με τη μορφή μελετών ή καταλόγων και απεικονίζονταν με μια γενική καμπύλη αισθητότητας και χάρτες βλαβών (Κουσκουνά κ.α. 2010). Ένα επιπλέον στοιχείο που βοήθησε στην εξέλιξη της επιστήμης της Σεισμολογίας ήταν η εφεύρεση του σεισμογράφου το 1880 στην Ιαπωνία από τους Gray, Milne και Ewing. Το 1898 εγκαταστάθηκε στην Αθήνα ο πρώτος σεισμογράφος και 13 χρόνια αργότερα, το πρώτο σεισμόμετρο δύο οριζόντιων συνιστωσών. Η αρχή λειτουργίας του σεισμόμετρου βασιζόταν στην εξής διαδικασία: κατά την διάρκεια εκδήλωσης ενός σεισμού η βάση του σεισμογράφου κινείται μαζί με το έδαφος, με την μάζα όμως να παραμένει σταθερή λόγω αδράνειας. Με τον τρόπο αυτό καταγράφονται τα σεισμικά κύματα πάνω στο καταγραφικό μέσο. Το 1899 δημοσιεύτηκε ο δεύτερος τόμος του βιβλίου «Analles de I Observatoire d Athenes, που περιείχε μακροσεισμικές παρατηρήσεις ( ) από ένα οργανωμένο δίκτυο, διασπαρμένο στον ελληνικό χώρο. Από το 1845 έως το 1928, δημοσιεύτηκαν 64 εργασίες με μακροσεισμικές περιγραφές των σεισμών του ελλαδικού χώρου. Εκτεταμένη έρευνα στο σεισμό του Αιγίου το 1861, έκανε ο πρώτος διευθυντής του Εθνικού Αστεροσκοπείου Αθηνών Julius Schmidt με αποτυπώσεις μακροσεισμικών αποτελεσμάτων στο έδαφος και στην πλειόσειστη περιοχή της Αχαΐας. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 40

42 Εικόνα 17: Αποτελέσματα του σεισμού του Αιγίου στο έδαφος (1861)(Πηγή: Κουσκουνά κ.α., 2010) Εικόνα 18: Η πλειόσιστη περιοχή του Αιγίου έπειτα από τον σεισμό το 1861 (Κουσκουνά κ.α. 2010) Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 41

43 2.3 Νέα περίοδος της Σεισμολογίας (1900 και μετά) Στην νέα αυτή περίοδο δημιουργήθηκε μεγάλο πλήθος σεισμολογικών σταθμών με σημαντικές καταγραφές που αφορούσαν την εύρεση του επίκεντρου και άλλων σεισμολογικών παραμέτρων, συμπεριλαμβανομένης της κλίμακας Ρίχτερ (1935) και της λεπτομερούς ανάλυσης της δομής του εσωτερικού της γης. Την περίοδο δημοσιεύτηκαν περίπου 160 σεισμολογικές μελέτες, οι οποίες υποδείκνυαν την αυξημένη ερευνητική δραστηριότητα. Το 1906 κατασκευάστηκε ο πρώτος ηλεκτρομαγνητικός σεισμογράφος από τον B. Galitzin και το 1959 εγκαταστάθηκε στο Αστεροσκοπείο Αθηνών. Την επόμενη δεκαετία και αργότερα, εγκαταστάθηκαν στον ίδιο χώρο σεισμόμετρα βραχείας περιόδου (τύπου Benioff) και σεισμόμετρα μακράς περιόδου (τύπου Willmore), που καθιστούσαν το Αστεροσκοπείο ως σταθμό διεθνούς σεισμολογικής σημασίας. Όλα αυτά, σε συνδυασμό με ένα οργανωμένο τηλεμετρικό δίκτυο καταγραφής παρατηρήσεων και ένα εθνικό δίκτυο επιταχυνσιομέτρων, που εγκαταστάθηκαν αργότερα (1981), συνέβαλαν στην ανάπτυξη της Σεισμολογίας στην Ελλάδα. Τέλος, από το 1965 και μετά, με την επιχορήγηση από ελληνικούς και ξένους φορείς, όπως είναι η Ευρωπαϊκή Ένωση, η UNESCO και άλλοι, δημοσιεύτηκε πλήθος ερευνών με στοιχεία συγγενή με την επιστήμη της Σεισμολογίας. Σήμερα, έχουν ιδρυθεί πέντε σεισμολογικά κέντρα που παρέχουν πληθώρα πολύτιμων πληροφοριών και είναι τα εξής: Εργαστήριο Σεισμολογίας του Πανεπιστημίου Αθηνών Εθνικό Αστεροσκοπείο Αθηνών Εργαστήριο Σεισμολογίας του Αριστοτελείου Πανεπιστημίου Θεσσαλονίκης Ινστιτούτο Τεχνικής Σεισμολογίας και Αντισεισμικών Κατασκευών Εργαστήριο Σεισμολογίας του Πανεπιστημίου της Πάτρας Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 42

44 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3: ΣΕΙΣΜΟΛΟΓΙΚΑ ΟΡΓΑΝΑ ΚΑΙ ΔΙΚΤΥΑ 3.1 Όργανα μέτρησης Η ανίχνευση της σεισμικής κίνησης γίνεται από όργανα όπως είναι α) τα σεισμοκόπια (όργανα ξεπερασμένης τεχνολογίας), β) τα σεισμόμετρα και οι σεισμογράφοι (σύγχρονα όργανα) και η καταγραφή της γίνεται πάνω στα σεισμογραφήματα ή σεισμογράμματα. Εικόνα 19: Σεισμοσκόπιο (α) και Καταγραφή της εδαφικής κίνησης από σεισμό (β) (Πηγή: Τσελέντης, 1997) Η πρώτη προσπάθεια κατασκευής σεισμομέτρου έγινε από τον Κινέζο αστρονόμο Chang περίπου το 130π.Χ. Η έννοια του μεγέθους ενός σεισμού, μπορεί να συσχετιστεί με την κατασκευή ενός πρωτότυπου σεισμομέτρου από τον Γάλλο De Facault το 1765, το οποίο αποτελούνταν από ένα δοχείο με υδράργυρο και από επιπρόσθετα περιμετρικά δοχεία. Η λειτουργία του στηρίζονταν στο γεγονός ότι, όταν γίνονταν ένας σεισμός το δοχείο υπερχείλιζε και η ποσότητα υδραργύρου που συγκεντρωνόταν έδειχνε μια πρώτη εκτίμηση του μεγέθους του σεισμού. Η αρχή λειτουργίας του σεισμογράφου, βασίζεται στην ύπαρξη μάζας που παραμένει ακίνητη, σε σχέση με την κίνηση του εδάφους από την διάδοση των σεισμικών κυμάτων. Η προσθήκη μιας γραφίδας που ακουμπάει σε χαρτί, στην άκρη της μάζας του εκκρεμούς, μπορεί να μας δώσει ένας πλήθος ακανόνιστων γραμμών κατά τη διάρκεια διάδοσης των σεισμικών κυμάτων. Το όργανο αυτό ονομάστηκε σεισμοσκόπιο και παρείχε σημαντικές πληροφορίες κυρίως για το πλάτος της εδαφικής κίνησης, ενώ τα κύρια μειονεκτήματά του συνοψίζονται στην έλλειψη χρονικής αναφοράς και στις αστοχίες από την ίδια την ταλάντωση του εκκρεμούς. Αργότερα, Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 43

45 δέχτηκε βελτιώσεις με την αντικατάσταση του χαρτιού που παρέμενε ακίνητο, με κινούμενο ρολό (σεισμογράφημα) και για την αιώρηση της μάζας χρησιμοποιήθηκε εύκαμπτο μεταλλικό έλασμα. Σήμερα, η βάση για την κατασκευή τους παρέμεινε η ίδια, με σύγχρονες αλλαγές στους μηχανισμούς και τα υλικά, έτσι ώστε να μειωθούν οι αστοχίες και να ενισχυθεί η δυνατότητα καταγραφής μικροδονήσεων. Εικόνα 20: Αρχή λειτουργίας απλού σεισμογράφου (Πηγή Τσελέντης, 1997) Η πλήρης καταγραφή της εδαφικής κίνησης απαιτεί την χρήση τριών οργάνων, τα οποία καταγράφουν και για τους τρεις άξονες την κίνηση του εδάφους. Επομένως ο ένας καταγράφει την κατακόρυφη συνιστώσα της εδαφικής κίνησης και οι άλλοι δύο τις δύο οριζόντιες συνιστώσες κατά τη διεύθυνση βορρά νότου και ανατολή δύση. Τα βασικά μέρη που συνθέτουν ένα σεισμογράφο είναι: α) το σεισμόμετρο, δηλαδή η μονάδα ανίχνευσης των σεισμικών κυμάτων, β) το σύστημα ενίσχυσης της εδαφικής κίνησης, γ) το σύστημα απόσβεσης της ελεύθερης ταλάντωσης του εκκρεμούς, δ) το σύστημα καταγραφής και ε) το σύστημα ψηφιοποίησης των σεισμογραμμάτων (Πηγή: Τσελέντης Α., 1997) Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 44

46 3.2 Σεισμολογικά Δίκτυα Τα σύγχρονα σεισμολογικά δίκτυα, έχουν την δυνατότητα να παρέχουν μέσα σε λίγη ώρα μετά την γένεση κάποιου σεισμού, πληροφορίες σχετικές με τη γεωγραφική θέση, το βάθος, το μέγεθος και την έντασή του σεισμού, καθώς και άλλες λεπτομέρειες σχετικές με την διάρρηξη. Το Ενοποιημένο Ελληνικό Σεισμολογικό Δίκτυο (Ε.Ε.Σ.Δ.) περιλαμβάνει σταθμούς από τον τομέα γεωφυσικής και γεωθερμίας του Εθνικού και Καποδιστριακού Πανεπιστημίου Αθηνών, του Εθνικού Αστεροσκοπείου Αθηνών, του τομέα γεωφυσικής του Αριστοτελείου Πανεπιστημίου Θεσσαλονίκης και του τομέα γεωλογίας του Πανεπιστημίου της Πάτρας. Βασική δραστηριότητά τους είναι η 24ωρη παρακολούθηση της σεισμικότητας στον ελληνικό χώρο και η ενημέρωση των πολιτών. Στην συνέχεια παρατίθενται πληροφορίες με τα σημαντικότερα σεισμολογικά δίκτυα στην Ελλάδα. Το εργαστήριο Σεισμολογίας του τμήματος Γεωλογίας και Γεωπεριβάλλοντος του Εθνικού και Καποδιστριακού Πανεπιστημίου Αθηνών (ΕΚΠΑ), χρονολογείται το 1929 και χρησιμοποιεί δεδομένα τα οποία καταγράφονται από ένα ευρέος φάσματος δίκτυο εν ονόματι ATHENET του εργαστηρίου Σεισμολογίας. Κύριοι στόχοι του είναι η εκπαίδευση των φοιτητών του τμήματος και η συνεχής παρακολούθηση της σεισμικότητας στην Ελλάδα, σε συνεργασία με το Γεωδυναμικό Ινστιτούτο του Εθνικού Αστεροσκοπείου Αθηνών. Τα δεδομένα που καταγράφονται από 21 σταθμούς, παρέχονται και διαδικτυακά, με πληροφορίες σχετικές με το επίκεντρο, το βάθος, το χρόνο γένεσης και το μέγεθος του κάθε σεισμού, καθώς επίσης δίνεται η δυνατότητα οπτικοποίησής τους πάνω σε χάρτες πραγματικού χρόνου. Η ιστορία του Εθνικού Αστεροσκοπείου ξεκινά το 1840 περίπου, όταν ο τότε πρόξενος της Ελλάδας στη Βιέννη Γεώργιος Σίνας, εκδήλωσε το ενδιαφέρον του να κάνει μια δωρεά με σκοπό την ανάπτυξη της επιστημονικής έρευνας. Η δωρεά αυτή αφορούσε την παροχή χρηματοδότησης για την ίδρυση του Αστεροσκοπείου των Αθηνών, που έγινε δύο χρόνια αργότερα, τον Ιούνιο του Η έρευνα που κάνει σχετίζεται με ένα ευρύ φάσμα εφαρμογών της Σεισμολογίας και στοχεύει στην μελέτη και βελτίωση της παρακολούθησης των σεισμικών φαινομένων, στην οργάνωση εφαρμογών οικονομικού και πολιτιστικού ενδιαφέροντος και στην διεύρυνση της επιστημονικής γνώσης. Έρευνα επίσης διεξάγεται στους εξής τομείς: Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 45

47 Μελέτη σεισμικότητας της Ελλάδας και των γύρω περιοχών, ιδιαίτερα σε περιόδους σεισμικών αναταράξεων με παροχή πληροφοριών και ενημέρωση των πολιτών Μελέτη σεισμικών παραμέτρων, όπως οι ιδιότητες της σεισμικής πηγής, η κατεύθυνση διάδοσης της σεισμικής ενέργειας κ.ά. Μελέτη της δομής του φλοιού του ελλαδικού χώρου Παλαιοσεισμολογία και συσχέτιση ενεργών ρηγμάτων με παλαιούς σεισμούς αλλά και πρόληψη για νέους Καθορισμός της σεισμικής επικινδυνότητας μέσα από υπολογισμούς και αλγορίθμους για τις αναμενόμενες τιμές της σεισμικής επιτάχυνσης και μετατόπισης Έρευνα σχετική με τα παλιρροϊκά κύματα με σκοπό την βελτίωση της επιστημονικής γνώσης, την έγκαιρη προειδοποίηση για τσουνάμι και σχετική ενημέρωση των πολιτών Γεωλογική Τηλεπισκόπηση με την παρακολούθηση ενεργών ρηγμάτων με συστήματα τηλεπισκόπησης Η συνολική έρευνα που διεξάγεται υποστηρίζεται από: δίκτυο 45 σταθμών σεισμογράφων και φορητών σεισμογράφων, δίκτυο επιταχυνσιογράφων που είναι εγκατεστημένο στις μεγαλύτερες πόλεις, δίκτυο GPS με 11 σταθμούς, δίκτυο παλιρροιογράφων, μαγνητομέτρων και από ενόργανο εξοπλισμό. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 46

48 Εικόνα 21: Εγκατεστημένα δίκτυα σεισμογράφων του Πανεπιστημίου Θεσσαλονίκης, του Εθνικού Αστεροσκοπείου Αθηνών, του Πανεπιστημίου Αθηνών και του Πανεπιστημίου της Πάτρας (Πηγή: Ο κεντρικός σεισμολογικός σταθμός του Αριστοτελείου Πανεπιστημίου Θεσσαλονίκης ιδρύθηκε το 1978 και υπάγεται στον τομέα Γεωφυσικής του τμήματος Γεωλογίας του Α.Π.Θ. Αποτελείται από ένα δίκτυο 47 σεισμολογικών σταθμών, εγκατεστημένο κυρίως στην βόρεια Ελλάδα, τα νησιά του Ιονίου και του Αιγαίου πελάγους. Οι μέθοδοι μετάδοσης που χρησιμοποιούν είναι η μισθωμένη γραμμή, η ασύρματη σύνδεση και η δορυφορική σύνδεση. Στην παρακάτω εικόνα φαίνεται η γεωγραφική κατανομή των σεισμολογικών σταθμών του Α.Π.Θ. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 47

49 Εικόνα 22: Κεντρικού και περιφερειακοί σεισμολογικοί σταθμοί Α.Π.Θ. (Πηγή: Το Ινστιτούτο Τεχνικής Σεισμολογίας και Αντισεισμικών Κατασκευών (ΙΤΣΑΚ), ιδρύθηκε το 1979 στην Θεσσαλονίκη. Αποτελεί ένα σύγχρονο ερευνητικό κέντρο με εξειδικευμένο προσωπικό που στοχεύει στην έρευνα και την ανάπτυξη τεχνογνωσίας στην αντισεισμική μηχανική, τον σχεδιασμό και την τεχνολογία. Παράλληλα, συμμετέχει στον εκσυγχρονισμό της Τεχνικής Σεισμολογίας και την τροποποίηση στο βέλτιστο βαθμό του Αντισεισμικού Κανονισμού. Αποτελεί ένα ιδιαίτερο ερευνητικό κέντρο που δραστηριοποιείται στην εφαρμοσμένη έρευνα και στην εξέλιξη των αντισεισμικών τεχνικών εφαρμογών. Μέσω ενός μετρητικού δικτύου αναλύει και αξιολογεί συνεχώς τα δεδομένα και βοηθάει στον προσδιορισμό της σεισμικής επικινδυνότητας περιοχών. Τέλος, σημαντική κρίνεται η συνεργασία με άλλα ερευνητικά κέντρα της Ευρώπης για ανταλλαγή απόψεων και στοιχείων. Το ΙΤΣΑΚ διαθέτει ένα δίκτυο από 120 επιταχυνσιογράφους, εγκατεστημένους σε μεγάλες πόλεις της Ελλάδας, κάποια ειδικά δίκτυα που μετρούν την ισχυρή σεισμική κίνηση (Euroseistest) και δίκτυα ανωδομής, εγκατεστημένα σε μεγάλα τεχνικά έργα (γέφυρες κ.α.). Όλα τα παραπάνω καταγράφουν την σεισμική κίνηση και ενημερώνουν την κεντρική βάση δεδομένων. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 48

50 Εικόνα 23: Δίκτυο σεισμογράφων του Ι.Τ.Σ.Α.Κ (Πηγή: Στον παραπάνω χάρτη με κόκκινο χρώμα φαίνονται το δίκτυο επιταχυνσιογράφων μέχρι και το Σε εξέλιξη βρίσκεται η εγκατάσταση νέου δικτύου επιταχυνσιογράφων με 100 σταθμούς, τύπου Guralp CMG-5TDE, το οποίο στέλνει συνεχώς δεδομένα μέσω του δικτύου ΣΥΖΕΥΞΙΣ 2. Επίσης στο δίκτυο επιταχυνσιογράφων περιλαμβάνονται όργανα μέτρησης (QDR και ETNA) που ενεργοποιούνται, όταν η εδαφική επιτάχυνση ξεπεράσει κάποιο προεπιλεγμένο επίπεδο και αποστέλλουν τα δεδομένα τους με τηλεμετρία στον κεντρικό σταθμό της Θεσσαλονίκης. Σε μεγάλα αστικά κέντρα (Αθήνα, Θεσσαλονίκη, Πάτρα) έχουν εγκατασταθεί δίκτυα της Euroseistest, τα οποία αποτελούν δίκτυα επιταχυνσιογράφων για την μέτρηση της μηχανικής των σεισμών και της δυναμικής του εδάφους. Η 2 Το «ΣΥΖΕΥΞΙΣ» αποτελεί ένα έργο για την βελτιωμένη λειτουργία επικοινωνίας των δημόσιων υπηρεσιών μεταξύ τους αλλά και για την εξυπηρέτηση των πολιτών, μέσω ενός προηγμένου δικτύου τηλεματικής. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 49

51 δημιουργία τέτοιου δικτύου απαιτεί την συντήρηση, βελτίωση και πύκνωση του εξοπλισμού και των θέσεων καταγραφής. Το εργαστήριο Σεισμολογίας της Πάτρας καλύπτει κυρίως την Δυτική Ελλάδα, την Πελοπόννησο και το Νότιο Αιγαίο. Τα συστατικά του μέρη, όπως φαίνεται και στην παρακάτω εικόνα αποτελούν ο κεντρικός σταθμός του Πανεπιστημίου της Πάτρας, τέσσερις ευρείας ζώνης δίκτυα, 34 σεισμολογικοί σταθμοί καταγραφής και 6 αναμεταδότες, σε περιπτώσεις όπου η μετάδοση απαιτείται να είναι άμεση. Εικόνα 24: Δίκτυο σεισμογράφων Π,ανεπιστημίου Πάτρας (Πηγή: Το δίκτυο γνωστό και ως «PATNET» (Patras Seismological Lab Radiolink Seismic Network) αποτελεί ένα αυτοματοποιημένο δίκτυο και χρονολογείται στις αρχές της δεκαετίας του 90. Τα εξαρτήματα τεχνολογίας (π.χ. πομποί, δέκτες, ενισχυτές) είναι κατασκευασμένα από το ίδιο το σεισμολογικό κέντρο. Η έκταση που περιλαμβάνει το δίκτυο και ιδιαίτερα η περιοχή γύρω από το Κορινθιακό κόλπο, θεωρείται πολύ σεισμογενής, ίσως και η πιο σεισμογενής στην Ευρώπη. Για τον λόγο αυτό η έρευνα Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 50

52 θα βοηθήσει στην κατανόηση σεισμολογικών φαινομένων και πιθανόν να δώσει λύσεις και έγκαιρη ενημέρωση του κοινού σε μελλοντικά γεγονότα. Πρόσφατα, ξεκίνησε η ανάπτυξη ενός νέου δικτύου, γνωστού ως «PSLNET» (Patras Satellite Link NETwork), το οποίο θα αποτελεί εξέλιξη του PATNET και θα στηρίζεται σε τρεις αισθητήρες ευρείας ζώνης και στη δορυφορική τηλεμετρία. Τα δεδομένα που θα συλλέγονται από 26 στο σύνολο μελλοντικούς σταθμούς θα μεταδίδονται σε πραγματικό χρόνο στον κεντρικό σταθμό του Πανεπιστημίου. Εκεί θα αποθηκεύονται και θα υποβάλλονται σε περαιτέρω επεξεργασία. Εικόνα 25: Δίκτυο 'PSLNET' ως επέκταση του 'PATNET' (Πηγή: Συμπληρωματικά, το «Εθνικό Δίκτυο Σεισμογράφων» (Hellenic Unified Seismic Network) αποτελεί την διασύνδεση όλων των παραπάνω σεισμολογικών κέντρων που αναπτύχθηκε μέσω του «Επιχειρησιακού Προγράμματος Ανταγωνιστικότητας και Επιχειρηματικότητας». Δημιουργούνται έτσι οι προϋποθέσεις για μια πιο άμεση και λεπτομερής καταγραφή, μέσω της ταυτόχρονης παρακολούθησης των σεισμολογικών δεδομένων και της ανταλλαγής στοιχείων με δεδομένα σε πραγματικό χρόνο. Όλα αυτά θα οδηγήσουν στην βελτιωμένη ερμηνεία του περίπλοκου τεκτονικού καθεστώτος στην Ελλάδα και στην προώθηση της ποιοτικής επιστημονικής έρευνας. Αναπτύχθηκε για τον σκοπό αυτό και η συνεργασία με αντίστοιχα Ινστιτούτα γειτονικών χωρών αλλά και με Διεθνή Σεισμολογικά Κέντρα, όπως το IMS (International Monitoring System). Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 51

53 Η εγκατάσταση δικτύου σταθμών στο Αιγαίο και στην ηπειρωτική Ελλάδα από διεθνή μεγάλα δίκτυα σεισμογράφων επιτρέπει την συλλογή αξιόπιστων δεδομένων και την κατανόηση του τρόπου αλληλεπίδρασης των τεκτονικών πλακών. Τέτοια δίκτυα όπως το MEDNET και το GEOFON συνεργάζονται με την σειρά τους με άλλους ευρωπαϊκούς οργανισμούς. Στα τέλη της δεκαετίας του 1950 ξεκίνησε η συγκέντρωση πληθώρας σεισμολογικών δεδομένων, από σεισμογράφους εγκατεστημένους σε διαφορετικές χώρες. Κύριος στόχος ήταν η παροχή χρήσιμων πληροφοριών α)για το εσωτερικό της γης, β)του τρόπου αλληλεπίδρασης των τεκτονικών πλακών και γ)του μηχανισμού των σεισμών. Την δράση αυτή ανέλαβε ο Αμερικανικός οργανισμός USCGS (United States Coast and Geodetic Survey), με την δημιουργία του δικτύου WWSSN (World Wide Standardized Seismograph Network) όπως φαίνεται και στην παρακάτω εικόνα. Εικόνα 26: Παγκόσμιος χάρτης με τις θέσεις των σεισμογράφων του WWSSN (Πηγή: Κάθε σταθμός καταγράφει συνεχώς οποιαδήποτε κίνηση, την επεξεργάζεται και την αποστέλλει στο κέντρο σεισμολογικής ενημέρωσης NEIS (National Earthquake Information System), όπου ταξινομείται και δημοσιεύεται σε ειδικούς καταλόγους. Μέχρι τώρα υπάρχουν πάνω από 150 σταθμοί παγκοσμίως με σεισμόμετρα που τοποθετούνται ακόμα και μέσα σε γεωτρήσεις, όπως και όργανα σε μεγάλα βάθη ωκεανών (θαλάσσιοι σεισμογράφοι), καταγράφοντας με ακρίβεια κάθε μικροσεισμική δράση. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 52

54 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4: ΣΕΙΣΜΟΤΕΚΤΟΝΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΣΤΗΝ ΕΛΛΑΔΑ 4.1 Δομή του φλοιού και του άνω μανδύα στον ευρύτερο ελληνικό χώρο Τα σεισμολογικά δεδομένα από διάφορες πηγές, όπως GPS, έχουν χρησιμοποιηθεί για την παροχή πληροφοριών τόσο σε σχέση με τις ταχύτητες του φλοιού και του άνω μανδύα, όσο και για τον καθορισμό της δομής απόσβεσης. Τέτοιου είδους πληροφορίες, όπως και δεδομένα για την μέση ταχύτητα και το πάχος των στρωμάτων του φλοιού, έχουν παραχθεί και στην Ελλάδα, με την εφαρμογή μοντέλων διαδρομής των κυμάτων του χώρου (επιμήκη P ή εγκάρσια S) των σεισμών. Επιπλέον, χρησιμοποιήθηκαν τεχνικές τεχνητών εκρήξεων για την μέτρηση του χρόνου διαδρομής των κυμάτων, καθώς και μέθοδοι αντιστροφής κυμάτων χώρου που παρείχαν τις παραπάνω πληροφορίες. Το ιζηματογενές στρώμα φλοιού του Ελληνικού Τόξου έχει πάχος περίπου 2 χιλιόμετρα με το ανώτερο στρώμα να είναι πιο παχύ από το κάτω. Πιο νότια και κάτω από αυτό στην ανατολική Μεσόγειο, το πάχος βρίσκεται γύρω στα 20 χιλιόμετρα Τα μεγαλύτερα πάχη φλοιού βρίσκονται κατά μήκος της οροσειράς των Άλπεων και στη δυτική Ελλάδα γενικότερα, ενώ μια μέση τιμή πάχους εντοπίζεται στο κεντρικό και βόρειο Αιγαίο, τα Δωδεκάνησα, την Κρήτη και την Τουρκία. Η εφαρμογή μελετών και τεχνικών μεθόδων όπως οι παραπάνω, έφεραν στο φως κάποιες πολύ σημαντικές παραδοχές όπως α) η ύπαρξη μιας καταδυόμενης λιθοσφαιρικής πλάκας κάτω από το Αιγαίο, β) η ιδιαίτερη ομοιογένεια των χαρακτηριστικών των επιφανειακών σεισμοτεκτονικών στοιχείων και γ) η ύπαρξη μιας περιοχής χαμηλών ταχυτήτων κάτω από τις Διναρίδες οροσειρές (Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003). Σύμφωνα με έρευνα που έγινε σχετικά με την ταχύτητα διάδοσης των P κυμάτων για βάθη από 60 έως 90 χιλιομέτρων στον ελλαδικό χώρο, διαπιστώθηκε ότι πολύ υψηλές ταχύτητες εμφανίζονται στις Διναρίδες οροσειρές, σε αντίθεση με τις χαμηλές ταχύτητες στο νότιο Αιγαίο και δημιουργείται έτσι μια συγκεκριμένη περιοχή μικρών ταχυτήτων. Αυτή η ζώνη ορίζει την ύπαρξη ενεργής γεωθερμικής και ηφαιστειακής δραστηριότητας. Επίσης, η εφαρμογή επιμηκών (P) και εγκάρσιων κυμάτων (S) στην περιοχή της Εύβοιας, της Πελοποννήσου και του Ιονίου στα πλαίσια άλλης έρευνας, υπέδειξε την Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 53

55 ύπαρξη μιας καταδυόμενης λιθοσφαιρικής πλάκας πάχους χλμ. με αλλαγή της κλίσης της σε μεγαλύτερα βάθη (80 χλμ.). Τα ίδια αποτελέσματα εξάγονται και από την γεωμετρία της ζώνης Benioff, όπως επίσης παρατηρείται και η ύπαρξη ενός κομματιού μικρών ταχυτήτων (σφήνα), πάνω από την καταδυόμενη πλάκα, όπου γεννιέται το μάγμα και δημιουργείται το ηφαιστειακό τόξο. Στην περιοχή της Πελοποννήσου σε μικρότερα βάθη παρατηρούνται χαμηλές ταχύτητες του πρίσματος επαύξησης λόγω του πάχους του φλοιού, σε αντίθεση με την Εύβοια, όπου οι ταχύτητες είναι υψηλές, λόγω της λέπτυνσης του φλοιού. Εικόνα 27: Μεταβολή της ταχύτητας των επιμήκων και εγκάρσιων κυμάτων, όπως φαίνεται στην τομή Ιονίου - Πελοποννήσου - Εύβοιας (Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003) Γενικότερα, η Μεσόγειος χαρακτηρίζεται από ενεργή σεισμικότητα που ξεκίνησε πριν από 50 εκατομμύρια χρόνια, εξαιτίας της σύγκλισης προς τον βορρά της Αφρικανικής πλάκας σε σχέση με την Ευρασιατική πλάκα (με ταχύτητα 10 χιλιοστά ανά χρόνο περίπου). Λόγω της σύγκλισης αυτής, αναφερόμαστε σήμερα στη Μεσόγειο Θάλασσα που αποτελεί απομεινάρι της Τηθύος θάλασσας, όπως ονομαζόταν στο παρελθόν. Τα Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 54

56 υψηλότερα ποσοστά σεισμικότητας στην ευρύτερη περιοχή της Μεσογείου εντοπίζονται κατά μήκος α) της ζώνης καταβύθισης της Ελληνικής Τάφρου στην νότια Ελλάδα, β) της ζώνης καταβύθισης της Καλαβρίας της νότιας Ιταλίας και γ) της ζώνης Βόρειας Ανατολίας της δυτικής Τουρκίας. Στην Ελλάδα και την δυτική Τουρκία παρατηρούνται υψηλά ποσοστά σύγκλισης στη ζώνη καταβύθισης κοντά στην Ελληνική Τάφρο εξαιτίας των εφελκυστικών δυνάμεων που παρατηρούνται από την καταβύθιση της Αφρικανικής πλάκας κάτω από την Ευρασιατική. Τα κανονικά ρήγματα του φλοιού στην περιοχή σχετίζονται με την τεκτονική εξάπλωσης που παρατηρείται σήμερα στο Αιγαίο. Η θάλασσα του Μαρμαρά, όπου χωροθετείται το μεγάλο ρήγμα της Βόρειας Ανατολίας, φιλοξενεί το μεγαλύτερο μέρος της σεισμικότητας της πλάγιας προς τα δεξιά κίνησης μεταξύ της υποπλάκας της Ανατολίας και της Ευρασιατικής πλάκας. Η καταβύθιση της Μεσογείου Θάλασσας κάτω από το Τυρρηνικό Πέλαγος, που βρίσκεται στην ζώνη της Καλαβρίας, δημιουργεί μια περιοχή έντονης σεισμικότητας στη νότια Ιταλία και την Σικελία. Τα ενεργά ηφαίστεια βρίσκονται πάνω από τους σεισμούς ενδιάμεσου βάθους στο Αιγαίο και τις Κυκλάδες, καθώς και στη νότια Ιταλία. Με το πέρασμα του χρόνου έχουν προκληθεί σοβαροί σεισμοί με εκτεταμένες καταστροφές στην ευρύτερη περιοχή, συμπεριλαμβανομένων πολλών περιοχών της Ελλάδας (κυρίως νότιας), της Κύπρου, της Σικελίας, της οροσειράς του Άτλαντα της Βόρειας Αφρικής και της Ιβηρικής Χερσονήσου. Με πρωτοβουλία της Ευρωπαϊκής Ένωσης έχει αναπτυχθεί ένα πρόγραμμα με ονομασία «Δορυφορική Μετάδοση Σεισμολογικών Δεδομένων κατά μήκος της Μεσογείου» που μετρά της εδαφικές κινήσεις στην Μεσόγειο και επομένως αφορά και την Ελλάδα. Το πρόγραμμα αυτό στοχεύει στην δημιουργία μιας αναλυτικής τομογραφίας του φλοιού της γης που θα φτάνει μέχρι τον πυθμένα της θάλασσας, μέσω της συνεχούς παρακολούθησης της σεισμικής δραστηριότητας. Επίσης, κατά τη δημιουργία μιας κοινής βάσης δεδομένων θα πραγματοποιείται ανάλυση και επεξεργασία των στοιχείων και σε δεύτερο στάδιο θα γίνεται πρόγνωση για μελλοντικούς σεισμούς. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 55

57 4.2 Τεκτονικά χαρακτηριστικά στον Ελλαδικό χώρο Η σεισμολογία μελετά την ενεργό τεκτονική μιας περιοχής μέσω: 1. Της χωρικής κατανομής των σεισμικών εστιών που καθορίζουν τα όρια των λιθοσφαιρικών πλακών, 2. Των μηχανισμών γένεσης σεισμών που καθορίζουν τις τάσεις και τη διεύθυνση κίνησης των πλακών και 3. Του ρυθμού πρόκλησης σεισμικής ροπής που καθορίζει τον βαθμό παραμόρφωσης του φλοιού (Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003). Η μελέτη της ενεργού παραμόρφωσης της λιθόσφαιρας έγινε με την εφαρμογή της σεισμικής μεθόδου από τους Jackson και McKenzie το 1988 στην περιοχή του Αιγαίου. Τα αποτελέσματα έδειξαν ότι η περιοχή αυτή παρουσιάζει μια συνολική επέκταση χιλιοστά ανά έτος. Επίσης, εφαρμόστηκαν γεωδαιτικές μέθοδοι για την μελέτη της κίνησης των μικρότερων πλακών και την παραμόρφωση στην ευρύτερη περιοχή της Ελλάδας. Παράλληλα, η χρήση νεοτεκτονικών και παλαιομαγνητικών δεδομένων κατά την μελέτη της ενεργού παραμόρφωσης, βοηθάει στον εντοπισμό, στην έρευνα και στην συσχέτιση με παλαιότερες καταγραφές των ενεργών ρηγμάτων και των ζωνών διάρρηξης της ελληνικής επικράτειας. Η περιοχή του Αιγαίου κυριαρχείται από την δράση δυνάμεων εφελκυσμού και οριζόντιας μετατόπισης, που συνδέεται με την κίνηση προς τον βορρά και την Ευρασία, της Αφρικής, της Ινδίας και της Αραβίας. Η μελέτη της ενεργούς τεκτονικής του Αιγαίου, ξεκίνησε από πολύ παλιά χρησιμοποιώντας σεισμολογικά μοντέλα, βαθυμετρία και άλλες τεχνικές. Οι σχετικές κινήσεις των λιθοσφαιρικών πλακών διαμορφώνουν την ενεργό τεκτονική στο Αιγαίο, όπως φαίνεται και στην παρακάτω εικόνα. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 56

58 Εικόνα 28: Ενεργός τεκτονική στην περιοχή του Αιγαίου (Πηγή: Η ενεργός τεκτονική στην περιοχή περιλαμβάνει α) μια ζώνη ρηγμάτων οριζόντιας ολίσθησης στην Κεφαλονιά, το Βόρειο Αιγαίο και συνεχίζει προς την Βόρεια Ανατολία, β) ένα πεδίο εφελκυσμού βόρειας νότιας διεύθυνσης στην ηπειρωτική και βόρεια Ελλάδα και γ) τάσεις εφελκυσμού ανατολικής δυτικής διεύθυνσης πάνω από την Κρήτη. Τέλος, εμφανίζεται μια ζώνη ανάστροφων ρηγμάτων κατά μήκος του Ελληνικού Τόξου, ως αποτέλεσμα της κατάδυσης της Ωκεάνιας πλάκας κάτω από την ηπειρωτική. Τα κύρια τεκτονικά χαρακτηριστικά που παρουσιάζουν το μεγαλύτερο ενδιαφέρον στον ελλαδικό χώρο και αναλύονται παρακάτω είναι το Ελληνικό Τόξο, η Ελληνική Τάφρος και η λεκάνη του βορείου Αιγαίου. Ενδιαφέρον παρουσιάζουν επίσης και τα υποτμήματά τους που είναι: το ηφαιστειακό τμήμα του Ελληνικού Τόξου, ο άξονας που εκτείνονται οι Δινάριδες οροσειρές και οι λεκάνες του βορείου και νοτίου Αιγαίου. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 57

59 Εικόνα 29: Σημαντικότερα τεκτονικά χαρακτηριστικά του Αιγαίου Πελάγους (Πηγή: - Το Ελληνικό Τόξο αποτελεί μια μεγάλης κλίμακας, ενεργούς γεωλογικής περιοχής, που ξεκινά από την Κεφαλονιά και διασχίζοντας το Ιόνιο και τη νότια Κρήτη καταλήγει στη Ρόδο, με σεισμικά, τεκτονικά και ηφαιστειακά χαρακτηριστικά. Η αιτία δημιουργίας του οφείλεται στην σύγκλιση της ηπειρωτικής με την ωκεάνια πλάκα, όπου η πιο βαριά ωκεάνια πλάκα βυθίζεται κάτω από την ηπειρωτική και φτάνει σε μεγάλα βάθη (700χλμ. περίπου). Οι υψηλές πιέσεις και θερμοκρασίες που κυριαρχούν στον μανδύα, λιώνουν την καταβυθιζόμενη πλάκα, η οποία στη συνέχεια ανεβαίνει λόγω της άνωσης με μορφή μάγματος, δημιουργώντας ηφαίστεια. Τα κύρια χαρακτηριστικά του νησιωτικού τόξου είναι: α) η πρόταφρος (το εξωτερικό ιζηματογενές τόξο), η οποία αποτελεί μια περιοχή σύγκλισης των δύο πλακών μεγάλου βάθους και δημιουργεί μια σειρά θαλάσσιων λεκανών μεγάλου βάθους από την Κεφαλονιά έως και τη Ρόδο (με μέγιστο βάθος τα 4.5χλμ. νοτιοδυτικά της Πελοποννήσου, β) το κυρίως νησιωτικό τόξο, το οποίο αποτελείται από έναν αριθμό διαδοχικών νησιών όπως τα Κύθηρα, η Κρήτη και η Ρόδος, όπου η ηπειρωτική πλάκα ανυψώνεται λόγω της ανυψωτικής δύναμης που δέχεται από την βυθιζόμενη ωκεάνια πλάκα, γ) η οπισθόταφρος, η οποία αποτελεί μια αβαθής θάλασσα πίσω από το τόξο Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 58

60 και πάνω από την Ευρασιατική πλάκα και δ) το ηφαιστειακό (εσωτερικό) τόξο που αποτελεί μια ζώνη παράλληλη με το νησιωτικό τόξο, σε απόσταση 120 χλμ. περίπου, όπου παρατηρείται ηφαιστειακή και γεωθερμική δραστηριότητα. Η δημιουργία του, προκύπτει από την άνοδο ρευστού υλικού της αφρικανικής πλάκας μέσα από την Ευρασιατική και αποτελείται από ένα σύνολο ενεργών ή ανενεργών ηφαιστείων (π.χ. Σαντορίνη, Μήλος, Μέθανα). Εικόνα 30: Το Ελληνικό Νησιωτικό Τόξο (Πηγή: Το εξωτερικό τόξο συγκεκριμένα, αποτελείται από τα Ιόνια νησιά, το νότιο τμήμα των Άλπεων, την Κρήτη και την Ρόδο, ενώ το εσωτερικό από διάφορα ηφαιστειακά νησιά, ενεργά Ανδεσίτικα ηφαίστεια, όπως είναι η Σαντορίνη, τα Μέθανα και η Νίσυρος. Μεταξύ αυτών βρίσκεται η λεκάνη του νότιου Αιγαίου. Η ζώνη Benioff του Ελληνικού Τόξου βρίσκεται στο κεντρικό και νότιο Αιγαίο και η ύπαρξή της οφείλεται στον ακριβή καθορισμό του βάθος της εστίας των σεισμών ενδιάμεσου βάθους. Η διαπίστωση της ύπαρξης και η μετέπειτα μελέτη της καθόρισε την κατάδυση της λιθόσφαιρας της ανατολικής Μεσογείου κάτω από αυτή του Αιγαίου. Χωρίζεται σε τρεις υποπεριοχές: 1. Η πρώτη εμπεριέχει την Ν. Πελοπόννησο, την Κρήτη και τα Επτάνησα και εμφανίζει επιφανειακούς σεισμούς με μεγάλη ένταση. 2. Η δεύτερη ταυτίζεται με το ηφαιστειακό τόξο και εμφανίζει σεισμούς ενδιάμεσου βάθους. 3. Η τρίτη συμπίπτει με το κάτω μέρος της Αφρικανικής πλάκας στο κεντρικό Αιγαίο και δίνει σεισμούς μεγαλύτερου βάθους. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 59

61 Στο δυτικό κομμάτι του τόξου, παρατηρείται η μεγαλύτερη σεισμική κίνηση και οι ζώνες με τον υψηλότερο σεισμικό κίνδυνο. Η περιοχή αυτή δύναται να διαχωριστεί σε τρεις υποπεριοχές με διαφορετικά γενεσιουργά χαρακτηριστικά: 1. Στην 1η υποπεριοχή, που εκτείνεται βόρεια της Λευκάδας, δρουν συμπιεστικές δυνάμεις με διεύθυνση ανατολής δύσης 2. Στην 2η υποπεριοχή, που βρίσκεται νότια της Κεφαλονιάς, παρατηρείται σεισμική δράση που οφείλεται στην σύγκλιση της ωκεάνιας με την ηπειρωτική πλάκα και τη βύθιση της πρώτης. Ως συνέπεια των παραπάνω είναι η εκδήλωση σεισμών ενδιάμεσου βάθους στην περιοχή της Πελοποννήσου που φτάνουν μέχρι και τις Κυκλάδες. 3. Στην 3η υποπεριοχή που εκτείνεται στην ευρύτερη περιοχή της Κεφαλονιάς και βρίσκεται ανάμεσα στις άλλες δύο υποπεριοχές. Η ύπαρξη ενός ρήγματος δημιουργεί σεισμικά φαινόμενα που οφείλονται συγκεκριμένα σε εφελκυστικές τάσεις, με κίνηση του βόρειου τμήματος του ρήγματος προς τα βορειοανατολικά και του νότιου τμήματος προς τα νοτιοδυτικά. Χαρακτηριστικό γνώρισμα της δυτικής Ελλάδας και της παραπάνω έκτασης που περιεγράφηκε, είναι η δράση πολλών αλλά μικρού και μεσαίου μεγέθους σεισμών με μεγάλη συχνότητα εμφάνισης. Επομένως, παρόλο τη δράση μικρότερου μεγέθους τεκτονικών φαινομένων σε σχέση με άλλες περιοχές, η συχνότητά τους αυξάνει τον σεισμικό κίνδυνο και την σεισμική επικινδυνότητα. Το ελληνικό τόξο βρίσκεται ουσιαστικά στο όριο επαφής της ωκεάνιας πλάκας της ανατολικής Μεσογείου (τμήμα της Αφρικανικής πλάκας), που λόγω μεγαλύτερης πυκνότητας βυθίζεται κάτω από την ηπειρωτική πλάκα του Αιγαίου (τμήμα της Ευρασιατικής πλάκας). -Η Ελληνική Τάφρος εκτείνεται παράλληλα με το Ελληνικό Τόξο και αποτελείται από μια σειρά υποτάφρων με μικρότερο μήκος και από κάποιες λεκάνες μεγάλου βάθους, όπου συντελείται η σύγκλιση των λιθοσφαιρικών πλακών. Ακόμα, η λεκάνη του βόρειου Αιγαίου έχει βάθος 1.5 χιλιόμετρα περίπου και παρουσιάζει μεγάλο ενδιαφέρον. Η κατανόηση των τεκτονικών κινήσεων και παραμορφώσεων των λιθοσφαιρικών πλακών γίνεται με την χρήση οργάνων GPS. Αποτελούν πολύ χρήσιμα εργαλεία που Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 60

62 δίνουν την δυνατότητα για άμεση και λεπτομερή καταγραφή των ταχυτήτων που αναπτύσσονται. Ένα πλήρες δίκτυο μετρητών δημιουργεί μια πλήρη εικόνα των τεκτονικών κινήσεων και επομένως της σεισμικότητας του ευρύτερου Ελλαδικού χώρου. Η πραγματοποίηση διαρκών μετρήσεων και η εξαγωγή συμπερασμάτων για την μεσοπρόθεσμη πρόγνωση σεισμών, επιτρέπει την κατανόηση της τεκτονικής δραστηριότητας και την μείωση του σεισμικού κινδύνου. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 61

63 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5: ΣΕΙΣΜΙΚΟΤΗΤΑ ΚΑΙ ΣΧΕΤΙΚΑ ΦΑΙΝΟΜΕΝΑ 5.1 Σεισμικότητα στην Ελλάδα Η Ελλάδα όπως αναφέρθηκε και σε προηγούμενο κεφάλαιο, βρίσκεται πάνω από τη θέση σύγκρουσης μεταξύ δυο τεκτονικών πλακών, της Ευρασιατικής και της Αφρικανικής, όπου η δεύτερη βυθίζεται κάτω από την πρώτη με ρυθμό 3-4 εκατοστά το χρόνο νοτιοδυτικά της Κρήτης (Κ. Μακρόπουλος κ.α. 2012). Εκτός όμως από το μέτωπο της σύγκρουσης, η περιοχή διαχωρίζεται σε πολλές μικρότερες σεισμικές ζώνες. Θεωρείται δικαιολογημένα, ως μια αρκετά σεισμογενής χώρα που συγκεντρώνει τα περισσότερα φαινόμενα σεισμών στην Ευρώπη. Παρ όλα αυτά, το μεγαλύτερο ποσοστό των σεισμών, συμβαίνουν είτε κάτω από τη θάλασσα, είτε σε μεγάλο βάθος, πράγμα το οποίο προκαλεί μειωμένο σεισμικό κίνδυνο. Η δημιουργία μιας ολοκληρωμένης λίστας, αποτελεί κάτι πολύ χρήσιμο για την έρευνα και την αξιολόγηση του σεισμικού κινδύνου μιας περιοχής. Η σεισμικότητα γενικότερα, αναφέρεται σε μια ποσότητα η οποία αυξάνεται ανάλογα με τα μεγέθη και την συχνότητα των σεισμών στην περιοχή αυτή. Στην Ελλάδα, ο όρος αυτός περιλαμβάνει ένα κατάλογο σεισμών με πολλές ιστορικές πληροφορίες. Ιδιαίτερα από τα μέσα του 19 ου αιώνα εκτός από περιγραφές υπάρχουν και καταγεγραμμένες πληροφορίες με ημερομηνίες και τοποθεσίες εμφάνισης πολλών σεισμών. Όπως αναφέρθηκε και παραπάνω, το μέγεθος ενός σεισμού παρέχει πληροφορίες για την ενέργεια που εκλύεται στην εστία που γεννιέται. Η μελέτη του μεγέθους ξεκίνησε με την έρευνα του Charles Richter, που καθόρισε την κλίμακα του τοπικού μεγέθους, ενώ παράλληλα καθορίστηκε πλήθος νέων κλιμάκων ανάλογα με τον τύπο των σεισμικών κυμάτων που μετρά κάθε σεισμογράφος. O πρώτος κατάλογος σεισμών της Ελληνικής επικράτειας, για την περίοδο , με βασικές πληροφορίες όπως το επίκεντρο και το μέγεθος, δημοσιεύτηκε από τον Μακρόπουλο (1978) και τους Μακρόπουλος και Burton (1981). Από εκεί και έπειτα, υπήρχε μια διαρκής προσπάθεια για τη βελτίωση των καταλόγων αυτών, κυρίως ως προς την ακρίβεια των σεισμικών παραμέτρων. Η μελέτη των ποιοτικών σεισμολογικών χαρακτηριστικών σε μια περιοχή γίνεται με την χρήση συμβόλων (κύκλοι, τετράγωνα, ορθογώνια κ.α.), που υποδηλώνουν διαφορές στο μέγεθος, το βάθος και την εστία του σεισμού. Έτσι, ένας χάρτης που δείχνει την κατανομή των επικέντρων των σεισμών σε όλη τη γη, δίνει την δυνατότητα Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 62

64 για μια πρώτη αντίληψη της κατανομής της σεισμικότητας στις διάφορες χώρες της γης. Απαραίτητη προϋπόθεση είναι, ο χάρτης αυτός να είναι αξιόπιστος και να χρησιμοποιεί ένα πλήρες δείγμα στοιχείων με έγκυρα δεδομένα μεγέθους και χρονικού διαστήματος. Κατά την κατασκευή τέτοιων χαρτών, η κλάσεις δύναται να διαμορφωθούν ως εξής (Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003): Α) Η περίοδος που μας ενδιαφέρει, διαχωρίζεται σε μικρότερες υποπεριόδους, η οποίες έχουν ως μέγιστη χρονική περίοδο, την χρονολογία μέχρις ότου μελετάται (π.χ. 2000) και ως αρχή, διαφορετικές χρονικές περιόδους (π.χ. 1900, 1950, 1975). Β) Η κάθε υποπερίοδος έχει ένα ελάχιστο μέγεθος που εξαρτάται από την παλαιότητα της αντίστοιχης κλάσης. Έτσι, μια κλάση που η χρονολογία τις είναι παλαιά παίρνει μεγαλύτερη τιμή μεγέθους από μια άλλη κλάση με νεότερη χρονολογία, έτσι ώστε το δείγμα κάθε κλάσης να είναι πλήρες. Η αντιστοίχηση κλάσεων παλαιότερης χρονολογίας με μεγαλύτερες τιμές μεγέθους γίνεται, λόγω απουσίας εξελιγμένων μετρητικών οργάνων και αδυναμίας καταγραφής και συγκέντρωσης έγκυρων στοιχείων σεισμικών φαινομένων για μεγάλες χρονικές περιόδους, ενώ πλήρη στοιχεία συλλέγονταν μόνο σε περιπτώσεις ισχυρών σεισμών. Ένα τέτοιο παράδειγμα φαίνεται και στην παρακάτω εικόνα. Τα τελευταία χρόνια, λόγω της γρήγορης ανάπτυξης της τεχνολογίας, οι διαδικασίες καταγραφής και επεξεργασίας έχουν απλουστευθεί αρκετά. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 63

65 Εικόνα 31: Χάρτης κατανομής των επικέντρων επιφανειακών σεισμών στην Μεσόγειο κατά την χρονική περίοδο (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου 1989) Μια καλύτερη εικόνα της κατανομής της σεισμικότητας, δίνεται με τον διαχωρισμό των κλάσεων με βάση το εστιακό βάθος. Ένας τέτοιου είδους χάρτης, καθορίζει τον βαθμό επικινδυνότητας κάθε περιοχής και την γεωγραφική και κατακόρυφη κατανομή της σεισμικότητας στον χώρο. Καθορίζει επίσης, την κατανομή των σεισμών επιφανειακού μεγέθους, ενδιάμεσου και μεγάλου βάθους. Απαραίτητη προϋπόθεση και σε αυτήν την περίπτωση είναι τα στοιχεία που χρησιμοποιούνται να είναι πλήρη και αξιόπιστα. Στο τελευταίο κεφάλαιο της διπλωματικής <<θεματική χαρτογράφηση σεισμολογικών δεδομένων>>, γίνεται αναφορά με την χρήση χαρτών στους επιφανειακούς και στους ενδιάμεσου βάθους σεισμούς, με τη χωροθέτηση τους στον ελλαδικό χώρο χρησιμοποιώντας τις γεωγραφικές τους συντεταγμένες φ, λ. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 64

66 Εικόνα 32: Κατανομή επικέντρων σεισμών επιφανειακού και ενδιάμεσου βάθους κατά την χρονική περίοδο (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου 1989) Σύμφωνα με τον Παπαζάχο και Κομνηνάκη (1978), η κατανομή της σεισμικής δράσης κυρίως στο κεντρικό και νότιο τμήμα του Αιγαίου οφείλεται στην κατάδυση στη λιθόσφαιρας της Ανατολικής Μεσογείου κάτω από τη λιθόσφαιρα του Αιγαίου. Κατά την κατάδυση της πλάκας, η πάνω επιφάνειά της θερμαίνεται και τείνει να κινηθεί προς τα επάνω. Δημιουργούνται επομένως, ρεύματα θερμού υλικού που φτάνουν στην λιθόσφαιρα, ψύχονται κατά την οριζόντια κίνησή τους και βυθίζονται πάλι προς τα κάτω. Αποτέλεσμα των παραπάνω, είναι η γένεση ανάστροφων ρηγμάτων που προκαλούν σεισμούς ενδιάμεσου βάθους στην περιοχή που καταδύεται η λιθόσφαιρα της Ανατολικής Μεσογείου. Παράλληλα, η θερμότητα που παράγεται και κινείται στη λιθόσφαιρα του Αιγαίου, ασκεί οριζόντιες εφαπτομενικές δυνάμεις εφελκυσμού. Συνέπεια αυτής της διαδικασίας είναι η θραύση της πλάκας και η διείσδυση θερμού υλικού. Τα αποτελέσματα αυτά είναι εμφανή στο Αιγαίο με την εκδήλωση ηφαιστειακών και γεωθερμικών δράσεων. Επίσης, λόγω του εφελκυσμού και της θραύσης της λιθόσφαιρας, προκαλούνται επιφανειακοί σεισμοί στο εσωτερικό τμήμα του ελληνικού τόξου. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 65

67 Εικόνα 33: Αιτία γένεσης σεισμών και άλλων γεωφυσικών φαινομένων στο Αιγαίο (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου 1989) Ένας τρόπος υπολογισμού της ποσοτικής μελέτης της σεισμικότητας γίνεται βάσει της σχέσης των Gutenberg και Richter το Η σχέση αυτή στηρίζεται στον αριθμό (Nt) των σεισμών που συμβαίνουν σε μια περιοχή, κάποια χρονική περίοδο t ετών και έχουν μέγεθος μεγαλύτερο ή ίσο ενός μεγέθους (M). Η σχέση αυτή είναι: LogNt = at - bm Δείχνει δηλαδή τον αριθμό των σεισμών σε μια περιοχή σε δεδομένο χρόνο και με μέγεθος μεγαλύτερο ή ίσο του μεγέθους (M). Οι παράμετροι a, b υπολογίζονται σε κάθε περιοχή με βάση τις διαθέσιμες παρατηρήσεις. Έτσι, σύμφωνα με την σχέση αυτή και ένα σύνολο υπολογισμών που έκαναν ο Παπαζάχος και οι συνεργάτες του στον Ελλαδικό χώρο, τα έτη 1901 έως 1985, προκειμένου να βρουν μέτρα σεισμικότητας (επιφάνειας και ενδιάμεσου βάθους), εξήχθησαν τα εξής συμπεράσματα: 1. Το πιο πιθανό μέγιστο ετήσιο μέγεθος σεισμών για την ευρύτερη περιοχή της Ελλάδας και τις γύρω περιοχές είναι 6,3 ή μεγαλύτερο, 2. Στην Ελλάδα γίνεται ένας σεισμός μεγέθους 5 ή μεγαλύτερος κάθε 18 μέρες και ένας σεισμός μεγέθους 8 κάθε 50 χρόνια περίπου, 3. Η Ελλάδα κατέχει την έκτη θέση, στις πιο σεισμογενείς χώρες κάτω από την Ιαπωνία, τις Νέες Εβρίδες, το Περού, τα Νησιά Σολομώντα και τη Χιλή. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 66

68 5.2 Σεισμικές ζώνες της ευρύτερης περιοχής της Ελλάδας Για τον υπολογισμό της σεισμικής επικινδυνότητας μιας περιοχής και για την πρόγνωση των σεισμών απαιτείται ο διαχωρισμός της σε σεισμικές ζώνες, καθώς και η χρήση σεισμολογικών μελετών. Σύμφωνα με τον Παπαζάχο (1980) διακρίνονται 19 σεισμικές ζώνες, με βάση την σχετική θέση των εστιών, την διεύθυνση των ρηγμάτων, τη διαμόρφωση των ισόσειστων καμπυλών και την διεύθυνση και κλίση των αξόνων συμπίεσης (P) και εφελκυσμού (T). Έπειτα από έρευνα που έγινε, διαπιστώθηκε ότι υπάρχουν 67 και 7 σεισμικές πηγές αντίστοιχα, που συνδέονται με επιφανειακή και ενδιάμεσου βάθους σεισμική δράση αντίστοιχα. Τα μεγαλύτερα μεγέθη επιφανειακών σεισμών που παρατηρούνται ετησίως στην Ελλάδα κυμαίνονται σε μεγέθη Μ= 6.3R. Η τιμή αυτή αποτελεί ένα αξιόπιστο μέσο για τον υπολογισμό του μέσου χρόνου επανάληψης σεισμών τέτοιου μεγέθους ανάμεσα στις σεισμικές πηγές. Η καταγραφή επομένως σχετικών πληροφοριών, όπως είναι οι γεωγραφικές συντεταγμένες των πηγών και η περίοδος επανάληψης τέτοιου μεγέθους φαινομένων, κατατάσσουν τις πηγές και γενικότερα τις ευρύτερες γειτονιές σε κατηγορίες, ανάλογα με τη συχνότητα εμφάνισης. Η κατηγορίες δύναται να είναι τέσσερις με τιμές για την πρώτη Α από 0 έως 20 χρόνια, για την δεύτερη Β από 21 έως 40 χρόνια, για την τρίτη Γ από 41 έως 100 χρόνια και για την τέταρτη Δ από 101 και πάνω έτη. Γενικότερα, υψηλές τιμές σεισμικότητας εμφανίζουν οι περιοχές που βρίσκονται στα όρια των λιθοσφαιρικών πλακών και ακολουθούν τα ενεργά τεκτονικά φαινόμενα του ελληνικού χώρου. Μια ενδεικτική εικόνα της επιφανειακής σεισμικότητας, σε σχέση με τη μέση περίοδο επανάληψης των σεισμών μεγέθους μεγαλύτερου των 6 Richter φαίνεται παρακάτω. Οι περιοχές που εμφανίζουν τη μεγαλύτερη μέση περίοδο επανάληψης σεισμών είναι αυτές που κατανέμονται στα όρια των λιθοσφαιρικών πλακών. Συγκεκριμένα, οι περιοχές του Ιονίου, νότια της Κρήτης, της Αττικής και του ανατολικού Αιγαίου εμφανίζουν την μεγαλύτερη συχνότητα σεισμών (Μ 6R) σε αντίθεση με τις περιοχές της Μακεδονίας όπου η περίοδος επανάληψης είναι πολύ μεγάλη. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 67

69 Εικόνα 34: Γεωγραφική κατανομή της επιφανειακής σεισμικότητας στην ευρύτερη περιοχή της Ελλάδας, εκφρασμένη με τη μέση περίοδο επανάληψης των σεισμών (Πηγή: ) Οι σεισμοί ενδιαμέσου βάθους κατανέμονται στη ζώνη Benioff. Για το λόγο αυτό και προκειμένου να γίνει μελέτη της γεωγραφικής κατανομής της σεισμικότητας των σεισμών ενδιαμέσου βάθους στο Νότιο Αιγαίο καθορίστηκαν οι σεισμικές πηγές και προσδιορίστηκαν τα μέτρα σεισμικότητας σε κάθε μία από αυτές. Στην εργασία που πρότειναν οι Παπαϊωάνου και Παπαζάχος (2000), υιοθετήθηκε το μοντέλο των σεισμικών πηγών, το οποίο αποτελείται από τρεις σεισμικές πηγές στο κατώτερο τμήμα της ζώνης Benioff και από τέσσερις πηγές στο ανώτερο τμήμα. Παράλληλα, έγινε χρήση της σχέσης των Guternberg και Richter (1944) για τον υπολογισμό των τιμών των σταθερών και υπολογίσθηκε η μέση περίοδος επανάληψης σεισμών μεγέθους Μ 6.5 σε κάθε μια από τις σεισμικές πηγές με βάση τη σχέση: TM= 10 bm-a. Τα αποτελέσματα των υπολογισμών φαίνονται στην παρακάτω εικόνα όπου με κόκκινο φαίνονται οι περιοχές με μικρή μέση περίοδο επανάληψης (15< TM <25) όπως είναι η Κρήτη, η Ρόδος και ένα κομμάτι της Πελοποννήσου, με πορτοκαλί οι περιοχές με μέση περίοδο επανάληψης (60< TM <70) όπως το κομμάτι νότια των Κυκλάδων και με κίτρινο οι περιοχές με μεγάλη μέση περίοδο επανάληψης (100< TM <135). Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 68

70 Εικόνα 35: Γεωγραφική κατανομή της μέσης περιόδου επανάληψης σεισμών μεγέθους Μ 6.5 στις σεισμικές πηγές των σεισμών ενδιάμεσου βάθους (Πηγή: Η μελέτη της γεωγραφικής κατανομής της σεισμικότητας, γίνεται πιο αποτελεσματική όπως αναφέρθηκε και πιο πάνω, εάν διαχωριστεί η περιοχή μελέτης σε ζώνες ομοιογενών σεισμολογικών χαρακτηριστικών. Σε εργασία του, ο Παπαζάχος το 1988, καθόρισε στην ευρύτερη περιοχή της Ελλάδας 19 σεισμικές ζώνες και ένα σύνολο υποζωνών (π.χ. 2α, 2b) και τις υπόδειξε σε χάρτες. Σε αυτούς φαίνονται τα επίκεντρα των σεισμών μεγαλύτερων των 5.5 Ρίχτερ που έγιναν από το 550π.Χ μέχρι σήμερα. Τα σύμβολα που χρησιμοποιεί είναι κύκλοι τεσσάρων κλάσεων μεγέθους, όπου με λευκό χρώμα παριστάνονται οι σεισμοί από το 550π.Χ. 1900μ.Χ. και με μαύρο χρώμα οι σεισμοί από το μ.Χ. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 69

71 Εικόνα 36: Σεισμικές ζώνες και υποζώνες σε δύο υποπεριόδους (500π.Χ 1900μ.Χ. και ) (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003) Την ίδια εργασία ακολούθησε και για σεισμούς ενδιάμεσου βάθους. Με την χαρτογράφησή τους φάνηκε η ύπαρξη της ζώνης Benioff που κλείνει από το κυρτό μέρος της ανατολικής Μεσογείου προς το κοίλο μέρος του Αιγαίου. Τα στοιχεία και οι σεισμολογικές παρατηρήσεις (ιστορικές και ενόργανες) που χρησιμοποίησε τον οδήγησαν στην κατάταξη τριών κατηγοριών σεισμών ενδιάμεσου βάθους. Στην πρώτη, βρίσκονται οι σεισμοί ενδιάμεσου βάθους, με μέγεθος Μ > 7.5R κατά το χρονικό διάστημα από το , στην δεύτερη εντάσσονται όλοι οι σεισμοί, ενδιάμεσου βάθους, μεγέθους από το και στην τρίτη μεγέθη σεισμών κατά την χρονική περίοδο Όσων αφορά τα βάθη των σεισμών ενδιάμεσου μεγέθους, διακρίθηκαν δύο κύριες κατηγορίες με βάθη χλμ. και χλμ. και χρησιμοποιήθηκαν μαύρα και λευκά τρίγωνα αντίστοιχα για Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 70

72 τον συμβολισμό τους. Έγινε επίσης και χρήση ισοβαθών καμπύλων 70, 100 και 160 χιλιομέτρων όπου διαχωρίστηκε με τον τρόπο αυτό η υπό μελέτη περιοχή σε δύο ζώνες, την εξωτερική όπου εμπεριέχει ενδιάμεσου βάθους σεισμούς από χιλιόμετρα και την εσωτερική με βάθος εστίας σεισμών από χλμ. Εικόνα 37: Σεισμοί ενδιάμεσου βάθους με κριτήρια μεγέθους, βάθους και χρονικής περιόδου (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003) Έπειτα από μελέτες που διεξήχθησαν τα τελευταία χρόνια έγινε φανερό ότι: A. Η σεισμικότητα στα όρια της Ελλάδας είναι γενική και όχι χρονικά εξαρτημένη, B. Παράλληλα, τείνει να συγκεντρώνεται κατά μήκος των κύριων ζωνών. Έτσι, μεγάλα μεγέθη επιφανειακής σεισμικής δράσης εμφανίζονται στα Ιόνια νησιά κυρίως (Λευκάδα, Κεφαλονιά, Ζάκυνθο), ενώ ενδιάμεσου βάθους σεισμικά φαινόμενα συναντώνται στη «ζώνη Benioff», στην περιοχή δηλαδή του Ν. Αιγαίου. Η έρευνα της χρονικής εξάρτησης οδήγησε στο «περιοχικό μοντέλο πρόγνωσης μεγέθους και χρόνου». Επιπλέον, αφορά την χρονική συσχέτιση των σεισμών και συνέβαλε στην Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 71

73 δημιουργία μοντέλου πρόγνωσης χρονικά εξαρτημένο, το οποίο χρησιμοποιείται σε μεγάλες περιοχές της γης. Έρευνες ακόμα έδειξαν ότι η χωρική κατανομή των σεισμών είναι πολυκλασματική με βαθμό που μεταβάλλεται με το χρόνο. Είναι δυνατόν κάποιοι εξωγενείς παράγοντες να επισπεύσουν ή και να προκαλέσουν την εκδήλωση σεισμών. Η πλήρωση τεχνιτών λιμνών με νερό έχει δείξει ότι σχετίζεται με την επαγόμενη σεισμικότητα τόσο κατά την άμεση πλήρωση, όσο και μετά από μεγάλο χρονικό διάστημα. Χαρακτηριστικό παράδειγμα αποτελεί η λίμνη των Κρεμαστών, όπου προκλήθηκε σεισμός 6.2 της κλίμακας Ρίχτερ που συσχετίστηκε με την φόρτωση της λίμνης και ένα σύνολο προσεισμών που προηγούνταν και αντιστοιχήθηκαν με την διαφορά στη στάθμη του νερού της λίμνης. Παράλληλα, η λίμνη του Πολυφύτου στην Κοζάνη αποτελεί παράδειγμα κατά το οποίο προκλήθηκε σεισμός μεγέθους 6.6 Ρίχτερ στην ευρύτερη περιοχή. Στην Ελλάδα έχει παρατηρηθεί πλήθος τέτοιων φαινομένων που συνοδεύονται από σεισμούς μικρού μεγέθους και πιθανώς οφείλονται σε μεταβολές της στάθμης του νερού. 5.3 Εδαφικές Μεταβολές από Σεισμούς στην Ελλάδα Η γένεση σεισμών σε κάποιο τόπο προκαλεί ένα σύνολο μεταβολών και δυνάμεων στα πετρώματα της περιοχής. Η δραστηριότητα που παρατηρείται, έχει πολλές φορές άμεσο αντίκτυπο και στην επιφάνεια του εδάφους με εκδηλώσεις όπως είναι μεταβολή του εδάφους από ρήγματα, κατολισθήσεις, διατάραξη των νερών της θάλασσας και των λιμνών κ.α. Οι μεταβολές στο έδαφος του σεισμογόνου χώρου, αποτελεί ένα σημαντικό παράγοντα που επηρεάζει την σεισμική επικινδυνότητα περιοχών. Οι μεταβολές που παρατηρούνται συχνότερα, ξεκινώντας από την πιο σπάνια, αφορούν: Μεταβολή της παροχής πηγών και αλλαγή της κοίτης ποταμών Οι μεταβολές αυτές προκαλούν αύξηση ή μείωση της παροχής πηγών νερού, δημιουργία νέων ή καταστροφή παλαιών. Είναι δυνατόν να υπάρξει και αλλαγή της κοίτης των ποταμών, όπως για παράδειγμα αυτή του Σπερχειού ποταμού που προκλήθηκε έπειτα από σεισμό το 426π.Χ. στον Μαλιακό. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 72

74 Ρευστοποίηση εδαφών και εξάρσεις ακτών Η ρευστοποίηση των εδαφών αφορούν την καταστροφή της συνοχής του εδάφους λόγω της σεισμικής ταλάντωσης και της δράσης του υλικού ως ρευστού. Τέτοια φαινόμενα παρατηρούνται σε εδάφη με λεπτόκοκκο υλικό με την παρουσία βαθουλωμάτων και εξογκωμάτων. Επιπλέον, οι εξάρσεις ακτών συναντώνται συνήθως στην εξωτερική πλευρά του ελληνικού τόξου και κατά μήκος των δυτικών ακτών της ηπειρωτικής Ελλάδας. Καθίζηση Οι καθιζήσεις του εδάφους οφείλονται στην επίδραση ρηγμάτων με κακές συνέπειες στα τεχνικά έργα. Σε πολλές περιπτώσεις η καθίζηση του ενός μέρους του ρήγματος μπορεί να φτάσει και τα δύο μέτρα. Κατολισθήσεις και καταρρεύσεις βράχων Οι κατολισθήσεις και οι καταρρεύσεις βράχων είναι από τα πιο συνηθισμένα μακροσεισμικά φαινόμενα κατά την εκδήλωση επιφανειακών σεισμών στην Ελλάδα. Μια πρόσφατη κατολίσθηση (Νοέμβριος, 2015), ήταν αυτή στην παραλία των Εγκρεμνών στην Λευκάδα έπειτα από σεισμό 6.1 Ρίχτερ που προκάλεσε πολλές ζημιές και καταστροφές στο οδικό δίκτυο. Επιφανειακές ρωγμές Οι ρωγμές του εδάφους είναι δυνατόν να αποτελούν άμεσες εκδηλώσεις του σεισμογόνου ρήγματος με μήκος από λίγα μέτρα έως μερικά χιλιόμετρα, ή να προκαλούνται από άλλες παραμορφώσεις του εδάφους και να έχουν μικρή έκταση. Όταν προκαλούνται σε κατοικημένες περιοχές και σε τεχνικές κατασκευές, δημιουργούν συνήθως σοβαρές ζημιές. (Παπαζάχος και Παπαζάχου, 1989) Στην παρακάτω εικόνα, όπως και στο τελευταίο κεφάλαιο της εργασίας, φαίνονται τα σημεία του ελληνικού χώρου και των γύρω περιοχών, όπου έχουν παρατηρηθεί εδαφικές μεταβολές εξαιτίας: I. Πάσης φύσεως ρωγμών στην επιφάνεια του εδάφους II. Κατολισθήσεων και καταρρεύσεων βράχων III. Ρευστοποίησης εδάφους IV. Διάφορων άλλων φαινομένων Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 73

75 Εικόνα 38: Εδαφικές μεταβολές που προκλήθηκαν από σεισμούς στην ευρύτερη περιοχή της Ελλάδας (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου 1989) 5.4 Θαλάσσια κύματα βαρύτητας - Επικινδυνότητα (τσουνάμι) Η έρευνα για θαλάσσια σεισμικά κύματα (τσουνάμι) στην περιοχή του Αιγαίου και του Ιονίου έδειξε ότι τέτοιου είδους φαινόμενα δεν είναι συνηθισμένα. Η πρόκλησή τους όμως εγκυμονεί μεγάλους κινδύνους και πολλές καταστροφές. Το θαλάσσιο κύμα ή αλλιώς κύμα βαρύτητας, αποτελεί φυσικό φαινόμενο, το οποίο εμφανίζεται κατά την απότομη κατακόρυφη μετατόπιση του θαλάσσιου πυθμένα και έχει την εστία του στη ζώνη διάρρηξης των σεισμών. Ταξιδεύει στο επιφανειακό μέρος της θάλασσας με μέση ταχύτητα 210 μέτρων το δευτερόλεπτο, ανάλογα με το βάθος του νερού και διαδίδεται σε μέτωπα κυμάτων. Επίσης, έχει μεγάλο μήκος κύματος και μεταφέρει τεράστια ποσά ενέργειας. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 74

76 Η αιτία πρόκλησής του μπορεί να οφείλεται σε: 1. Υποθαλάσσιο σεισμό 2. Έκρηξη ηφαιστείου 3. Γεολίσθηση του πυθμένα των ωκεανών 4. Πυρηνικές δοκιμές (Πηγή: Η μελέτη των τσουνάμι αποτελεί αναγκαιότητα, καθώς προκαλούν τεράστιες καταστροφές ιδιαίτερα κατά την άφιξή τους σε παράκτιες περιοχές, ενώ παρουσιάζουν έντονο ενδιαφέρον. Ένα από τα ισχυρότερα τσουνάμι που έχει καταγραφεί ποτέ, προκλήθηκε από σεισμό μεγέθους Μ=8.3 R στην Χιλή, με εκτεταμένες καταστροφές και θανάτους, ενώ περιοχές υψηλού κινδύνου αποτελούν η Αλάσκα η Χαβάη και λιγότερο η Ιαπωνία. Επίσης, εξίσου καταστρεπτικό ήταν το τσουνάμι στην Ινδονησία, έπειτα από κατάρρευση του ηφαιστείου Krakatoa, δημιουργώντας κύματα 35 μέτρων που σκέπασαν το νησί Krakatoa και προκάλεσαν πολλές καταστροφές και ανθρώπινα θύματα που έφταναν τους Στον Ειρηνικό Ωκεανό βρίσκεται μια έκταση μήκους χλμ. περίπου που ονομάζεται κύκλος της φωτιάς όπου εκδηλώνονται πολλοί σεισμοί, ηφαίστεια και τσουνάμι. Το τσουνάμι της Σαντορίνης, γύρω στα 1490 π.χ. θεωρήθηκε η αιτία της καταστροφής του μινωικού πολιτισμού. Υπάρχουν σεισμογραφικά εργαστήρια στην Ιαπωνία, στην Αλάσκα, στην Σιβηρία και στην Χαβάη που καταγράφουν υποθαλάσσιους σεισμούς και παρέχουν ανάλογες προειδοποιήσεις. Μια τέτοια παγκόσμια υπηρεσία σχεδιασμένη για την πρόληψη θανάτων και καταστροφών από τσουνάμι αποτελεί το Seismic Sea Wave Warning System. Πιο σπάνια και ασθενέστερα θαλάσσια κύματα βαρύτητας έχουν παρατηρηθεί σε περιπτώσεις σεισμών που είχαν την εστία του στην στεριά αλλά προκάλεσαν υποθαλάσσιες κατολισθήσεις. Για τη μέτρηση του μεγέθους ενός τσουνάμι προτάθηκαν διάφορες κλίμακες που βασίζονταν στο ύψος του κύματος, όπως και στα μακροσεισμικά του αποτελέσματα. Παράδειγμα τέτοιας κλίμακας είναι η εξαβάθμια κλίμακα (I, II, III, IV, V, VI) του Sieberg. Δεδομένα για τέτοιου είδους φαινόμενα στην Ελλάδα δημοσιεύτηκαν από τον Παπαζάχο το 1997, με πληροφορίες που προέρχονται από ιστορικές πηγές. Έτσι τα Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 75

77 μεγαλύτερα τσουνάμι που έχουν παρατηρηθεί στην Ελλάδα είναι το 365 μ.χ. νοτιοδυτικά της Κρήτης και το 1303 μ.χ. ανατολικά της Ρόδου, έπειτα από ισχυρούς επιφανειακούς σεισμούς. Το παλαιότερο εξακριβωμένο θαλάσσιο κύμα που είχε καταγραφεί είναι αυτό κατά το 479 π.χ. που κατέστρεψε τον Περσικό στόλο στην Ποτίδαια Χαλκιδικής, ενώ το νεότερο είναι εκείνο που έγινε τον Αύγουστο του 1956 και έπληξε της νότιες ακτές της Αμοργού, μετά από σεισμό 7.5 R. Η επικινδυνότητα των τσουνάμι στη Ελλάδα και τις γύρω περιοχές όπως φαίνεται και στον χάρτη στο τελευταίο κεφάλαιο της εργασία <<Θεματική χαρτογράφιση σεισμολογικών δεδομένων>>, δεν είναι μεγάλη. Υπάρχουν ωστόσο περιπτώσεις όπου προξένησαν σοβαρές καταστροφές. Τα αποτελέσματα τις έρευνας που έκαναν οι Παπαζάχος και Παπαζάχου (2003), οδήγησαν στο συμπέρασμα ότι τσουνάμι με μέγιστη ένταση III ή IV γίνονται κάθε 4 και 26 χρόνια αντίστοιχα. Παράλληλα, εντάσεις V και VI, γίνονται πολύ πιο σπάνια και συγκεκριμένα κάθε 170 και 1100 χρόνια αντίστοιχα. Οι κύριες περιοχές που πλήττονται από θαλάσσια κύματα βαρύτητας είναι ο Μαλιακός και δυτικός Κορινθιακός κόλπος, τα Δωδεκάνησα, η Κρήτη και οι Κυκλάδες, η Χίος και γενικότερα οι δυτικές ακτές του Ιονίου. Οι μεγαλύτερες καταστροφές κατά την αρχαιότητα προξενήθηκαν το 426 π.χ. στον Μαλιακό κόλπο, το 373 π.χ. και το 1402 μ.χ. στον Κορινθιακό κόλπο, το 365 μ.χ. νοτιοδυτικά της Κρήτης, το 1303 μ.χ. στην Ρόδο, το 1650 μ.χ. στη Σαντορίνη και πιο πρόσφατα το 1956 στην Αμοργό, έπειτα από σεισμό 7.5 της κλίμακας Ρίχτερ. Τα περισσότερα τσουνάμι προκαλούνται από επιφανειακούς σεισμούς, ενώ υπάρχει περίπτωση να προκληθούν τέτοια φαινόμενα από μεγάλη κατολίσθηση (Αίγιο 1963). Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 76

78 5.5 Τα κύρια ρήγματα σεισμών (επιφανειακών και ενδιάμεσου βάθους) στην Ελλάδα Σύμφωνα με πολλές μελέτες, σημαντικοί ισχυροί σεισμοί γεννιούνται σε ρήγματα που φτάνουν μέχρι και την επιφάνεια της γης. Μετά από μελέτες που έκαναν ο Παπαζάχος και οι συνεργάτες του το 2001, έγινε η καταγραφή των κύριων σεισμικών ρηγμάτων 3 στον Ελλαδικό χώρο. Δημιουργήθηκαν λοιπόν, έξι σεισμοτεκτονικές ζώνες επιφανειακών σεισμών, ανάλογα με την γεωγραφική θέση και το είδος (κανονικό, ανάστροφο, διεύθυνσης) του ρήγματος. Εικόνα 39: Κύρια ρήγματα επιφανειακών σεισμών στην Ελλάδα (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003) Η πρώτη ζώνη αφορά τα ανάστροφα ρήγματα κατά μήκος των ακτών της Αλβανίας και της βορειοδυτικής Ελλάδας (αριθμός 1 εικόνας 26). Τα χαρακτηριστικά της περιοχής αυτής συνοψίζονται στην ύπαρξη ανάστροφων ρηγμάτων με διεύθυνση παράλληλη προς τις ακτές και σε συμπιεστικές δυνάμεις κάθετες προς αυτές. 3 Ο όρος κύριο ρήγμα ορίζεται ως η περιοχή όπου δημιουργήθηκαν οι σεισμοί μεγαλύτερου μεγέθους. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 77

79 Η δεύτερη ζώνη ρηγμάτων κινείται παράλληλα με την Ελληνική Τάφρο (αριθμός 3 εικόνας 26). Αποτελείται από ανάστροφα ρήγματα με κλίση από τη Μεσόγειο (κυρτό μέρος), προς το κοίλο μέρος. Η τρίτη ζώνη αφορά τα δεξιόστροφα ρήγματα των Ιόνιων νήσων που δημιουργούνται λόγω της κίνησης προς τα νοτιοδυτικά της υποπλάκας του Αιγαίου προς την Αδριατική υποπλάκα (αριθμός 2 εικόνας 26). Η τέταρτη ζώνη περιλαμβάνει την περιοχή των Ελληνίδων οροσειρών (Άλπεις) και τα κύρια χαρακτηριστικά της είναι κανονικά ρήγματα με παράταξη κατά την διεύθυνση βορρά νότου και δυνάμεις εφελκυσμού με διεύθυνση ανατολής -δύσης (αριθμοί 4, 5 εικόνας 26). Η πέμπτη ζώνη σχηματίζεται μεταξύ της βόρειας και κεντρικής Ελλάδας και του ηφαιστειακού τόξου του νότιου Αιγαίου (αριθμοί 6, 7, 8 εικόνας 26). Οι τάσεις εφελκυσμού που δρουν κατά την διεύθυνση βορρά νότου δημιουργούν κανονικά ρήγματα διεύθυνσης ανατολής δύσης. Η έκτη ζώνη ξεκινά από τα δυτικό τμήμα του ρήγματος της βόρειας Ανατολίας, συνεχίζει στο βόρειο Αιγαίο μέχρι τις ανατολικές ακτές της δυτικής Ελλάδας (αριθμός 10 εικόνας 26). Στην περιοχή δεσπόζουν μεγάλα δεξιόστροφα ρήγματα από βορειοανατολικά προς νοτιοδυτικά. Όσον αφορά στην πρόκληση σεισμών ενδιάμεσου βάθους, καθορίστηκαν τέσσερα κύρια ρήγματα. Αυτά αποτελούν ρήγματα διεύθυνσης και χωροθετούνται, όπως φαίνεται και παρακάτω στην ανατολική Πελοπόννησο με μέγεθος σεισμού 7.0 R, στα Κύθηρα με μέγεθος 7.2 R, στην Κρήτη με 7.7 R και στην Ρόδο με 7.8 R. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 78

80 Εικόνα 40: Κύρια ρήγματα σεισμών ενδιάμεσου βάθους (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003) 5.6 Επιφανειακές εκδηλώσεις σεισμογόνων ρηγμάτων - Παραδείγματα Όπως αναφέρθηκε και σε προηγούμενο κεφάλαιο, σημαντικό ποσοστό των επιφανειακών σεισμών τροφοδοτούνται από ρήγματα που φτάνουν μέχρι και την επιφάνεια της γης. Εμφανή και ορθά στοιχεία από ίχνη επιφανειακών ρηγμάτων υπάρχουν για λίγους σεισμούς όπως για παράδειγμα για τα ρήγματα: στην Αχαΐα το 1861, στην Λοκρίδα το 1894, στην Ιερισσό το 1932, στη Θεσσαλονίκη το 1978 και στην Καλαμάτα το Ο σεισμός που έγινε στην Αχαΐα δημιούργησε διάρρηξη του εδάφους με διεύθυνση ανατολής δύσης με συνολικό μήκος 13 χιλιόμετρα. Τα αποτελέσματά του ήταν η καθίζηση του εδάφους και ο διαχωρισμός της παραλίας σε πολλά κομμάτια με διεύθυνση παράλληλη με αυτήν της διάρρηξης. Έπειτα από εκτεταμένη έρευνα στην περιοχή, φάνηκε ότι αιτία του φαινομένου ήταν η επιφανειακή εκδήλωση ενός κανονικού ρήγματος. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 79

81 Το σεισμογόνο ρήγμα που παρατηρήθηκε στην Λοκρίδα προκλήθηκε από σεισμό 7 Ρίχτερ με διεύθυνση ανατολική νοτιοανατολική δυτική βορειοδυτική και με μήκος 55 χλμ. Και στην περίπτωση αυτή παρατηρήθηκε βύθιση της μιας πλευράς ως προς την άλλη (βύθιση της βορειοανατολικής πλευράς) καθώς επίσης και μια μικρή μετατόπιση (της βορειανατολικής προς την βορειοδυτική πλευρά). Έπειτα από σεισμό μεγέθους 7 Ρίχτερ που προκλήθηκε στην Ιερισσό Χαλκιδικής το 1932, εμφανίστηκε επιφανειακή διάρρηξη με διεύθυνση ανατολής δύσης, μήκους 7χλμ. πλάτους 2μ. και βάθους 10μ. Προκλήθηκαν κυρίως, ρωγμές στο έδαφος και καθιζήσεις. Κατά τον σεισμό στις 20 Ιουνίου του 1978 στην Μυγδονία λεκάνη (στις λίμνες Λαγκαδά - Βόλβη) προκλήθηκε ρήγμα το οποίο αποτελούνταν από τρεις κύριες γραμμές διάρρηξης με κύρια την νοτιότερη μήκους 12χλμ. Η διεύθυνσή του ήταν από την ανατολή προς τη δύση και προκλήθηκε βύθιση της βόρειας πλευράς ως προς την νότια (δημιουργία κανονικού ρήγματος). Έπειτα από έρευνες που έγιναν και λαμβάνοντας υπόψη τον μηχανισμό γένεσης του σεισμού φάνηκε ότι η κλίση του ρήγματος είναι κάθετη (σχεδόν 90 μοίρες) κοντά στην επιφάνεια και ελαττώνεται στις 45 μοίρες στον εστιακό χώρο. Το επιφανειακό ίχνος του καταστρεπτικού σεισμού που έγινε στην Καλαμάτα το 1986 και είχε μέγεθος 6 Ρίχτερ, δημιούργησε επιφανειακές ρωγμές με διεύθυνση από τα ανατολικά προς τα δυτικά βορειοδυτικά και καθίζηση του βορειοδυτικού μέρους σε σχέση με το νοτιοανατολικό. Η αιτία γένεσής του αποδόθηκε σε ένα κανονικό ρήγμα μήκους 15χλμ. όπου η κλίση κοντά στην επιφάνεια έφτανε γύρω στις 70 μοίρες, με την τιμή αυτή να ελαττώνεται όσο αυξάνεται το βάθος προς την εστία. 5.7 Σεισμική επικινδυνότητα Σεισμική επικινδυνότητα μιας κατασκευής (π.χ. γέφυρα, σπίτι), σε ένα σημείο, ορίζεται ως η αναμενόμενη ένταση της ισχυρής σεισμικής κίνησης στο σημείο αυτό και συμβολίζεται με H. Η μέτρηση της έντασης μπορεί να υπολογιστεί με τη χρήση μιας εκ των παρακάτω μεταβλητών: α) της εδαφικής επιτάχυνσης γ, β) της εδαφικής ταχύτητας υ, γ) της εδαφικής μετάθεσης s, δ) της μακροσεισμικής έντασης Ι. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 80

82 Σεισμικός κίνδυνος R ενός σημείου ορίζεται ως το αναμενόμενο τελικό αποτέλεσμα (αφορά τεχνικές βλάβες στις κατασκευές, αριθμό ανθρώπινων ζωών που χάθηκαν η τραυματίστηκαν, καταστροφή ιστορικών μνημείων κ.α.) στο σημείο αυτό. Ο σεισμικός κίνδυνος σχετίζεται άμεσα με την σεισμική επικινδυνότητα και τις ιδιότητες της κατασκευής οι οποίες καλούνται τρωτότητα της κατασκευής. Για την μείωση επομένως του σεισμικού κινδύνου, κρίνεται απαραίτητη η ελάττωση της τρωτότητας, καθώς η μεταβολή της σεισμικής επικινδυνότητας είναι ανέφικτο να μεταβληθεί, λόγω της γεωλογικής της υπόστασης. Η τρωτότητα γενικότερα ενός τεχνικού έργου, εξαρτάται από την χρήση ποιοτικών υλικών, την δυνατότητα καλύτερης απόσβεσης της ταλάντωσης και από άλλους παράγοντες. Η Σεισμική Μηχανική και η Τεχνική Σεισμολογία μελετούν τους τρόπους βελτίωσης της ανθεκτικότητας των κατασκευών σε τεκτονικά φαινόμενα, ενώ στοχεύουν: α) στην εξάλειψη των βλαβών μιας κατασκευής κατά την περίοδο λειτουργίας της σε περίπτωση ισχυρού σεισμού, β) στην αποτροπή κατάρρευσής της από γεωλογικά αίτια. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 81

83 Εικόνα 41: Χάρτης επικινδυνότητας εκδήλωσης σεισμών (Πηγή: Ο χάρτης της σεισμικής επικινδυνότητας της Ευρώπης σύμφωνα με τις μέγιστες τιμές των επιταχύνσεων του εδάφους φαίνεται στον παραπάνω χάρτη. Όσο πιο σκούρο είναι το χρώμα, τόσο μεγαλύτερος είναι ο κίνδυνος εκδήλωσης σεισμών. Η επικινδυνότητα είναι πολύ γενική και αδυνατεί να εξειδικεύσει την αναμενόμενη ένταση σε επίπεδο μιας χώρας. Παρόλο αυτά, είναι φανερό ότι η Ελλάδα είναι μια αρκετά σεισμογενής περιοχή, με μεγάλη πιθανότητα εμφάνισης τέτοιων φυσικών φαινομένων. Η αιτία δεν εντοπίζεται μόνο στην βύθιση της Αφρικανικής κάτω από την Ευρασιατική λιθοσφαιρική πλάκα, αλλά και σε άλλα αίτια. Για την μελέτη της σεισμικής επικινδυνότητας στην Ελλάδα είναι απαραίτητη η γνώση σημαντικών παραγόντων, που είναι: α) η μέγιστη παρατηρηθείσα μακροσεισμική ένταση, β) η μέγιστη αναμενόμενη μακροσεισμική ένταση, γ) η μέγιστη εδαφική επιτάχυνση, δ) η ταχύτητα και ε) η διάρκεια της δόνησης και του τρόπου απόσβεσής της. Η χρήση των παραπάνω παραγόντων, διαχώρισαν την Ελλάδα σε τέσσερις Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 82

84 σεισμικές ζώνες οι οποίες ενσωματώνονται στον Ελληνικό Αντισεισμικό Κανονισμό (ΕΑΚ) και εφαρμόστηκαν το Ο χάρτης των σεισμικών ζωνών συνοδεύεται από ένα πίνακα 4 με την ονοματολογία 136 πόλεων και οικισμών και την ζώνη στην οποία ανήκουν. Μετά την αναγκαία αναθεώρησή του το 2004, ο ελληνικός χώρος κατατάσσεται πλέον, σε τρεις σεισμικές ζώνες επικινδυνότητας. Έτσι, οι τιμές σχεδιασμού των επιταχύνσεων του εδάφους είναι α) 0.16g στην πρώτη ζώνη, β) 0.24g στη δεύτερη ζώνη, γ) 0.36g στην τρίτη ζώνη. Ένας παρόμοιος χάρτης σχεδιάστηκε και στην τελευταία ενότητα της παρούσας διπλωματικής. Εικόνα 42: Χάρτης ζωνών σεισμικής επικινδυνότητας στην Ελλάδα (Πηγή: Η χρήση των ζωνών και η εφαρμογή μαθηματικών σχέσεων, καθορίζουν για κάθε σημείο, τις παραμέτρους κάθε σεισμικής κίνησης που είναι η εδαφική επιτάχυνση και η σεισμική ένταση για οποιαδήποτε περίοδο επανάληψης. Η χρήση της έντασης και της περιόδου επανάληψης σε μαθηματικό τύπο μας δίνουν ενδεικτικά την μέγιστη εδαφική ταχύτητα. Χάρτες τέτοιου είδους είναι πολύ γενικοί και παρέχουν λίγες και 4 Στο παράρτημα της παρούσας διπλωματικής βρίσκεται ένας κατάλογος με τους νομούς και δήμους της Ελλάδας, με πληροφορίες σχετικές με την ζώνη επικινδυνότητας που ανήκουν και την επιτάχυνση σχεδιασμού τους. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 83

85 γενικές πληροφορίες για την γεωγραφική κατανομή της έντασης της ισχυρής εδαφικής κίνησης. Τέλος, η μελέτη της σεισμικής επικινδυνότητας δεν θα πρέπει να θεωρείται σταθερή και αμετάβλητη με την πάροδο του χρόνου, αλλά να υλοποιείται με τη χρήση νέων στοιχείων και μεθόδων υπολογισμού. Τα ρήγματα επίσης, αποτελούν σημαντικό παράγοντα καθορισμού της σεισμικής επικινδυνότητας στην Ελλάδα (αφορά κυρίως τα ρήγματα που προκλήθηκαν από ισχυρούς σεισμούς ενδιάμεσου βάθους, στην ζώνη Benioff). Η γνώση των παραμέτρων τους τα τελευταία χρόνια, καθώς και η χρήση υπολογιστικών προγραμμάτων, χρησιμεύει στον καθορισμό επιμέρους υποπεριοχών στην ελληνική επικράτεια. 5.8 Ελληνικός Αντισεισμικός Κανονισμός Ο Αντισεισμικός Κανονισμός, αποτελεί το σύνολο των νόμων που παρέχουν οδηγίες και καθορίζουν τις ελάχιστες απαιτήσεις για τον αντισεισμικό κανονισμό των τεχνικών κατασκευών (Πανάγου, 2008). Ο πρώτος Ελληνικός Αντισεισμικός Κανονισμός (ΕΑΚ) έγινε νόμος το 1959 και αναθεωρήθηκε το Ο Νέος Ελληνικός Αντισεισμικός Κανονισμός (ΝΕΑΚ), ψηφίστηκε από την Βουλή το 1992 και εφαρμόστηκε τέσσερα χρόνια μετά, το Αναθεωρήθηκε ως προς το τεχνικό μέρος του το 2000, ενώ προτείνει την χρήση ενός τύπου για τον υπολογισμό των σεισμικών δυνάμεων. Ο τύπος είναι: R(T)=a*i*β(Τ)/q*η*θ Όπου: Τ= ιδιοπερίοδος της τεχνικής κατασκευής. Η εδαφική επιτάχυνση α καθορίζεται βάσει 1) της κατηγορίας της ζώνης που βρίσκεται η τεχνική κατασκευή (I, II ή III) και 2) της περιόδου επανάληψης Τm. Ο παράγοντας σπουδαιότητας i, παίρνει τιμές από 0.85 μέχρι 1.30, ανάλογα με τον κίνδυνο και τη σπουδαιότητα μιας κατασκευής, σε περίπτωση καταστροφής της. Για παράδειγμα, παίρνει τιμή 0.85 για μια απλή ξύλινη κατασκευή και τιμή 1.30 για ένα κτίριο νοσοκομείου. Ο κανονικοποιημένος παράγοντας φάσματος β(τ), υπολογίζεται με τη χρήση σχέσεων, ενώ παίρνει διαφορετικές τιμές που εξαρτώνται από το έδαφος θεμελίωσης Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 84

86 (π.χ. βράχος, αποσαθρωμένος βράχος, κοκκώδες υλικό, μαλακός άργιλος πάχους μικρότερου των 10 χιλιοστών κ.α.) (Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003). Ο παράγοντας ποιότητας q, παίρνει τιμές από 1 μέχρι 4 και καθορίζεται βάσει της ποιότητας των υλικών κατασκευής. Η διόρθωση για τον παράγοντα απόσβεσης η, δίνεται με τη χρήση μαθηματικού τύπου. Ο παράγοντας θεμελίωσης θ, παίρνει τιμές από 0.8 μέχρι 1 και εξαρτάται από το βάθος και τη δυσκαμψία της θεμελίωσης (ΕΑΚ, 2000). 5.9 Σεισμικός κίνδυνος Όπως αναφέρθηκε και παραπάνω ο σεισμικός κίνδυνος R, εξαρτάται από την σεισμική επικινδυνότητα μιας περιοχή, δηλαδή από την αναμενόμενη ένταση της σεισμικής κίνησης στην περιοχή αυτή και από την τρωτότητα των κατασκευών ως μέτρο των ιδιοτήτων των κατασκευών (όπως είναι οι γεωτεχνικές συνθήκες της περιοχής, ποιότητα κατασκευών κ.α.). Το μέτρο του σεισμικού κινδύνου μπορεί να εκτιμηθεί από τις αρνητικές επιπτώσεις στις τεχνικές κατασκευές, τον αριθμό των νεκρών ή τραυματιών, τις βλάβες σε μνημεία πολιτισμού ή οτιδήποτε σχετίζεται με κοινωνικά, οικονομικά και πολιτισμικά χαρακτηριστικά. Η μελέτη των καταστροφικών συνεπειών των σεισμών έγινε από διάφορους ερευνητές (Παπαζάχος, Pomonis, Ambraseys και Jackson). Στην Ελλάδα, παρουσιάζονται στοιχεία σχετικά με τις καταστροφές σε τεχνικά έργα και στους θανάτους και τραυματισμούς που προκλήθηκαν. Η γνώση της συχνότητας επαναλήψεων της μέγιστης έντασης I ενός σεισμού και η χωρική κατανομή της, επιτρέπει την εξαγωγή αξιόλογων συμπερασμάτων για την μελέτη του σεισμικού κινδύνου. Η μελέτη των μακροσεισμικών παρατηρήσεων παρέχουν χρήσιμες πληροφορίες για την επίδραση των σεισμών στις τεχνικές κατασκευές και επιτρέπουν την εφαρμογή της εμπειρίας αυτής στην κατασκευή σύγχρονων και ασφαλέστερων κατασκευών. Στην επόμενη εικόνα, απεικονίζονται τα επίκεντρα των πιο γνωστών σεισμών με τις μεγαλύτερες βλάβες στην ευρύτερη περιοχή Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 85

87 της Ελλάδας, από το 1600 μέχρι το 1987, έπειτα από έρευνα των Παπαζάχος και Παπαζάχου (2003). Απεικονίζονται δηλαδή οι σεισμοί έντασης μεγαλύτερης ή ίσης του 8 (VIII). Χρησιμοποιήθηκαν τρία μεγέθη σχημάτων όπου τα τρίγωνα παριστάνουν σεισμούς ενδιάμεσου βάθους και τα τετράγωνα επιφανειακού σεισμούς, με τρεις διαφορετικές κλάσεις έντασης (VIII VIII+, IX, IX XI). Η χρονική περίοδος που μελετήθηκε χωρίστηκε σε τρεις υποπεριόδους ( , , ). Εικόνα 43: Επίκεντρα σεισμών με υψηλό Σεισμικό Κίνδυνο την περίοδο Τα τρίγωνα παριστάνουν σεισμούς ενδιάμεσου βάθους και τα τετράγωνα επιφανειακούς σεισμούς (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου 1989) Είναι σημαντικό να τονιστεί ότι τα συμπεράσματα που προκύπτουν από την μελέτη του χάρτη αυτού είναι πλήρη και επομένως αξιόπιστα, μόνο για την χρονική περίοδο μετά το 1950, καθώς εκείνη την περίοδο οργανώθηκε ένα αξιόπιστο δίκτυο μακροσεισμικών παρατηρήσεων. Παράλληλα, η μελέτη των αποτελεσμάτων των σεισμών για την συγκεκριμένη χρονική περίοδο, αξιολογείται θετικά, καθώς αφορά πιο άμεσα τις σύγχρονες κατασκευές και κυρίως τα κτίρια, για την απόκτηση κατάλληλης γνώσης και εμπειρίας. Σύμφωνα με τον Παπαζάχο (1989), από το 1950 έως το 1989, οι περισσότεροι σεισμοί (49) είχαν ένταση Ι ίση με εφτά (7), ενώ μόνο 2 είχαν ένταση μεγαλύτερη του δέκα Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 86

88 log Nt ΦΕΚΑΣ ΑΝΤΩΝΙΟΣ (10). Υπήρχε δηλαδή μια μειωτική τάση του αριθμού των σεισμών όσο αυξανόταν η έντασή τους. Το συμπέρασμα αυτό οδηγεί στην κατασκευή ενός διαγράμματος με μεταβλητές την μέγιστη ένταση σεισμών Ι, σε συνάρτηση με τον λογάριθμο του αριθμού των σεισμών Νt στην ευρύτερη περιοχή της Ελλάδας, για χρονικό διάστημα ίσο με 35 χρόνια Io Διάγραμμα 1: Ο λογάριθμος του αριθμού των σεισμών με μέγιστη ένταση ή μεγαλύτερη, σε συνάρτηση με την μέγιστη ένταση για την χρονική περίδο (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου 1989 και Ιδια επεξεργασία) Τα σημεία όπως φαίνεται, βρίσκονται πάνω σε μια ευθεία γραμμή και συνεπώς ισχύει και εδώ η σχέση: LogNt = at bι Όπου σύμφωνα με την μέθοδο των ελαχίστων τετραγώνων οι τιμές των παραμέτρων είναι: at= 7.06 και b=0.67. Στην συνέχεια και με την εφαρμογή τύπων προέκυψε ο εξής πίνακας που δείχνει την μέση περίοδο επανάληψης σε χρόνια (T) και τον μέσο ετήσιο αριθμό σεισμών ίδιου μεγέθους (N): Io VII VII+ VIII VIII+ IX IX+ X X+ T N Πίνακας 1: Μέση περίοδος επανάληψης Τ και μέσος ετήσιος αριθμός σεισμών Ν που προκάλεσαν προβλήματα μέγιστης έντασης Ι ή μεγαλύτερης στον ευρύτερο ελληνικό χώρο (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου 1989) Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 87

89 Σύμφωνα με τον πίνακα, στην Ελλάδα η μέση περίοδος επανάληψης για σεισμούς με ένταση IX+ η μεγαλύτερης είναι τα 7 χρόνια, ενώ ο μέσος ετήσιος αριθμός τέτοιου μεγέθους σεισμών είναι πολύ μικρότερος από έναν Μέτρα για τη μείωση του σεισμικού κινδύνου Η αντιμετώπιση του σεισμικού κινδύνου απαιτεί μακροχρόνιο σχεδιασμό, επιμονή στους στόχους και αποσκοπεί να καλύψει και τις μελλοντικές ανάγκες. Τα μέτρα που χρειάζεται να εφαρμοστούν απαιτούν διάρκεια και αποτελεσματικότητα. Για το σκοπό αυτό, πρώτη προτεραιότητα είναι η υλοποίηση μιας περιφερειακής αντισεισμικής πολιτικής με συνεπείς και πραγματοποιήσιμους στόχους που λαμβάνουν υπόψη τους την επιστημονική γνώση. Κάποιοι άξονες και στόχοι που τίθενται για αυτό το σκοπό είναι: Ο χωροταξικός σχεδιασμός, διαχωρίζοντας την περιοχή σε μικροζωνικές μελέτες έρευνας Η βελτίωση και εναρμόνιση με τα σημερινά σεισμολογικά δεδομένα του Ελληνικού Αντισεισμικού Κανονισμού και της αντισεισμικής κατασκευής των νέων κτιρίων Η διασφάλιση της ποιότητας και η εφαρμογή μέτρων και ρυθμίσεων στις κατασκευές Ο προγραμματισμένος έλεγχος και η σεισμική αποτίμηση και ενίσχυση υφιστάμενων υποδομών ζωτικής σημασίας όπως είναι τα σχολεία, τα νοσοκομεία κ.α. Η δημιουργία αποτελεσματικών μηχανισμών άμεσης επέμβασης και αποκατάστασης και η στελέχωση με έμπειρο και εξειδικευμένο προσωπικό Η συνεχής ενημέρωση και εκπαίδευση του πληθυσμού για την απόκτηση αντισεισμικής συνείδησης Η στοχευμένη έρευνα και εφαρμογή τεχνολογίας (χρήση εξελιγμένου λογισμικού) σε θέματα σχεδιασμού και προστασίας Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 88

90 Σε ότι έχει να κάνει με τα νέα κτίρια, έχει γίνει σημαντική πρόοδος για την αντιμετώπιση του σεισμικού κινδύνου. Η διαθεσιμότητα των δεδομένων που αφορούν τους σεισμούς ολοένα και αυξάνεται σε συνδυασμό με τη χρήση λογισμικού, που δίνουν τη δυνατότητα για πρόβλεψη και μείωση της σεισμικής επικινδυνότητας και του κινδύνου. Για τα παλαιά κτίρια έχουν προβλεφθεί δράσεις: 1) Για τον προσεισμικό έλεγχο κτιρίων δημόσιας και κοινωφελούς χρήσης με απόφαση του ΥΠΕΧΩΔΕ, πάνω σε ένα ειδικό πρόγραμμα του Οργανισμού Αντισεισμικής Προστασίας, 2) Για την παροχή οδηγιών και συστάσεων για την επισκευή και ενίσχυση των κτιρίων κατά τον προσεισμικό και μετασεισμικό έλεγχο Καταγραφή και αποτύπωση σεισμικών δεδομένων Όπως αναφέρθηκε και σε προηγούμενο κεφάλαιο, η μελέτη των σεισμικών φαινομένων στη φύση γίνεται με 2 τρόπους, α) Παρατήρηση των μακροσεισμικών συνεπειών στους ανθρώπους, στο έδαφος, στο νερό και στις κατοικίες, β) Ενόργανη παρατήρηση, μέσα από την επεξεργασία σεισμογραμμάτων και λήψης μετρήσεων από σεισμογράφους. Μακροσεισμικά αποτελέσματα λέγονται οι μεταβολές που προκαλούνται από τους σεισμούς στο έδαφος, στο επιφανειακό και υπόγειο νερό, στις τεχνικές κατασκευές κ.λπ., καθώς και η επίδραση αυτών στους ανθρώπους και στα ζώα (Πηγή: Παπαζάχος, 2003). Τα αποτελέσματα αυτά δύναται να είναι είτε μόνιμα, είτε παροδικά και να εξελίσσονται είτε πριν την γένεση του κύριου σεισμού (πρωταρχικά), είτε αμέσως μετά (επακόλουθα). Συγκεκριμένα: Έδαφος: Είναι δυνατόν να εμφανιστούν α) μικρές εδαφικές διαρρήξεις που ονομάζονται εδαφικές ρωγμές και προκαλούνται από ολισθήσεις και μικρές κατακόρυφες κινήσεις των τεμαχών του εδάφους και β) μεγάλες εδαφικές διαρρήξεις που ονομάζονται εδαφικά χάσματα, τα οποία αποτελούν τα επιφανειακά ίχνη σεισμικών ρηγμάτων ισχυρών σεισμών, με μεγάλο μήκος. Επίσης, παρατηρούνται κατολισθήσεις, εδαφικές βαθύνσεις, ρευστοποίηση Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 89

91 εδαφών και υψομετρικές μεταβολές, εξαιτίας της μειωμένης αντίστασης τριβής μεταξύ των στρωμάτων του εδάφους και της γένεσης ισχυρών σεισμών. Εικόνα 44: Εδαφικές διαρρήξεις στην Κεφαλονιά και κατολισθήσεις στην Θέρμη (Πηγές: Παπαδοπούλου Ε., 2014 & ( Εικόνα 45: Εδαφικές βαθύνσεις και ρευστοποίηση του εδάφους στην Ιαπωνία λόγω σεισμού μεγέθους 7.5 ρίχτερ (Πηγή: Νερό ξηράς: Είναι δυνατόν να υπάρξουν άμεσες μεταβολές κατά την ταλάντωση του επιφανειακού νερού και έμμεσες μεταβολές κατά την διατάραξη του επιφανειακού νερού εξαιτίας της παραμόρφωσης, με αποτέλεσμα την απομάκρυνση του νερού (πολλές φορές αποξήρανση), ή ακόμα και την μετάθεση των κοντινών πετρωμάτων σε αυτό και την αλλαγή της πορείας του. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 90

92 Θάλασσα: Τα αποτελέσματα στην θάλασσα μπορεί να είναι είτε θαλάσσιοι σεισμοί που προκύπτουν από την διάδοση επιμηκών κυμάτων μικρής περιόδου, είτε θαλάσσια κύματα βαρύτητας που αναλύθηκαν σε προηγούμενο κεφάλαιο και είναι ιδιαίτερα καταστροφικά, προκαλώντας σοβαρές απώλειες. Τεχνικές κατασκευές: Όσον αφορά τις τεχνικές κατασκευές, η επίδραση των σεισμών δημιουργούν άμεσες βλάβες ξεκινώντας από τα θεμέλια μια οικοδομής, στους τοίχους, στον σκελετό και στα κεραμίδια. Η σεισμική επιτάχυνση, η συχνότητα και η περίοδος των σεισμικών κυμάτων καθορίζουν τα αποτελέσματα στις τεχνικές κατασκευές. Οι έμμεσες συνέπειες είναι κυρίως οι πυρκαγιές από την καταστροφή των διάφορων δικτύων (δίκτυο φυσικού αερίου, ηλεκτρολογικό δίκτυο) και οι πλημμύρες από καταστροφή φραγμάτων. Εικόνα 46: Αποτελέσματα σεισμών στις τεχνικές κατασκευές και συγκεκριμένα στην Κοζάνη το 1995 με Μ=6.6 και στην Αθήνα το 1999 (Πηγή: Ζώα: Τα ζώα αισθάνονται το φόβο και αντιδρούν περίεργα (ουρλιαχτό σκύλων, ξύπνημα από χειμέριο ύπνο κ.α.). Έχει παρατηρηθεί ότι αντιλαμβάνονται τις μικρές δονήσεις από τα αισθητήρια όργανά τους. Πολλά είδη πεθαίνουν,ενώ άλλα μεταναστεύουν (π.χ. πουλιά) αφήνοντας πίσω τις φωλιές τους. Άνθρωποι: Οι αισθήσεις των ανθρώπων αντιλαμβάνονται τους σεισμούς όταν η σεισμική επιτάχυνση έχει τιμή μεγαλύτερη από 1 gal ( 1cm/sec 2 ). Τα κύρια αισθήματα είναι ο πανικός, ο φόβος και η απόγνωση. Έχει παρατηρηθεί ότι κατά τον σεισμό συμβαίνουν βοές λόγω της μετατροπής μέρους της σεισμικής Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 91

93 ενέργειας σε ήχο και φωτεινά φαινόμενα από πιθανά βραχυκυκλώματα και εστίες πυρκαγιών. Η εκτίμηση των μακροσεισμικών αποτελεσμάτων γίνεται με την χρήση μακροσεισμικών κλιμάκων και εξαρτώνται από το σημείο της μέτρησης και άλλους παράγοντες όπως είναι οι σύσταση του εδάφους, κ.α. Κάθε κλίμακα αποτελείται από βαθμούς μακροσεισμικής έντασης και αναπαρίσταται με λατινικούς αριθμούς (Ι,ΙΙ, κλπ.). Με τον τρόπο αυτό είναι δυνατή η σύγκριση των αποτελεσμάτων σε μια περιοχή και η εξαγωγή πληροφοριών σχετικών με το μέσο διάδοσης των ελαστικών κυμάτων, του εδάφους θεμελίωσης και των κανόνων οικοδόμησης που θα πρέπει να συμβαδίζουν με τον Εθνικό Αντισεισμικό Κανονισμό. Η πιο διαδεδομένη κλίμακα, όπως αναλύθηκε και σε προηγούμενο κεφάλαιο είναι η δωδεκαβάθμια κλίμακα Mercalli Sieberg, η οποία στην Ελλάδα ισχύει με ορισμένες τροποποιήσεις Modified Mercalli και φαίνεται παρακάτω. Εικόνα 47: Modified Mercalli Sieberg (Πηγή: Η απεικόνιση των μακροσεισμικών αποτελεσμάτων ακολουθείται από την εκτίμησή τους και γίνεται συνήθως με την χρήση των ισόσειστων καμπύλων. Είναι δηλαδή, Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 92

94 γεωγραφικές κατανομές, μέσα στις οποίες γίνεται η παράσταση των σημείων με την ίδια ένταση. Η γεωγραφική περιοχή που καλύπτεται από την ισόσειστο μεγαλύτερης έντασης, ονομάζεται πλειόσειστος περιοχή και η σεισμική ένταση μέγιστη μακροσεισμική για την περιοχή αυτή. Η απόσταση μεταξύ δύο διαδοχικών ισόσειστων είναι ανεξάρτητη από τα χαρακτηριστικά ενός σεισμού. Όσο αυξάνεται η απόσταση από το επίκεντρο του σεισμού, τόσο λιγότερο αισθητός γίνεται από τους ανθρώπους και η ενέργειά του μειώνεται, με αποτέλεσμα να υπάρχει μια σχέση απόσβεσης που είναι διαφορετική σε κάθε περιοχή. Οι ισόσειστοι χάρτες βοηθάνε στην μελέτη του τρόπου απόσβεσης των σεισμικών κυμάτων και στην εύρεση του μεγέθους και του επικέντρου των σεισμών. Εικόνα 48: Ισόσειστες καμπύλες από το σεισμό στη Θεσσαλονίκη το 1902 (Πηγή: Κουσκουνά κ.α.,2010) Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 93

95 Εικόνα 49: Ισόσειστες του σεισμού του Στίβου Θεσσαλονίκης το 1978 (Πηγή: Εικόνα 50: Ισόσειστες καμπύλες στην περιοχή Cornwall στον Καναδά, έπειτα απο σεισμό μεγέθους Μ=5.6 (Πηγή: Όταν ένας σεισμός εξετάζεται μακροσεισμικά, αυτό σημαίνει ότι έχει ως κύριο αντικείμενο τις επιπτώσεις του στους ανθρώπους και στις τεχνικές κατασκευές. Για το λόγο αυτό διανέμονται, είτε ειδικά ερωτηματολόγια στις περιοχές όπου γίνεται αισθητός ένας σεισμός, είτε γίνεται επί τόπου έρευνα, ώστε να βρεθεί η κλίμακα έντασής τους. Τα ερωτηματολόγια, τα οποία συμπληρώνονται και ηλεκτρονικά από Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 94

96 τους πολίτες, περιλαμβάνουν τυποποιημένες ερωτήσεις και αφορούν την εμπειρία των ανθρώπων και την γνώμη τους για τα αποτελέσματα του σεισμού. Υπεύθυνος φορέας στην Ελλάδα για τέτοια θέματα είναι το Γεωδυναμικό Ινστιτούτο του Εθνικού Αστεροσκοπείου Αθηνών. Έπειτα από αξιολόγηση των αποτελεσμάτων, γίνεται η εκτίμηση της μακροσεισμικής έντασης σε κάθε περιοχή και η δημοσίευσή τους σε ειδικά δελτία του Εθνικού Αστεροσκοπείου Φονικοί σεισμοί στην Ελλάδα Οι συνέπειες των σεισμών εκτός από τους τραυματίες και τις βλάβες στα τεχνικά έργα, επιδρούν α)στην οικονομία, β)στον άνθρωπο και γ)στον πολιτισμό. Μετά την γένεση ενός σεισμού, έχουν παρατηρηθεί φαινόμενα πυρκαγιών εξαιτίας της βλάβης δικτύων, μεγάλων θαλάσσιων κυμάτων και κατολισθήσεων. Οι συνέπειες στην οικονομία είναι πολύ σοβαρές και χρήσουν άμεσης αντιμετώπισης. Εξαιτίας του φόβου που παρατηρείται και άλλων ψυχολογικών αιτιών, οι άνθρωποι δεν εργάζονται για μεγάλα χρονικά διαστήματα, με αποτέλεσμα οι τομείς της οικονομίας να παραλύουν και να αδρανούν. Χαρακτηριστικό παράδειγμα αποτελούν η πόλη της Θεσσαλονίκης μετά το σεισμό του 1978 και το Αίγιο το Οι συνέπειες στον άνθρωπο σχετίζονται άμεσα με τα θύματα και τους τραυματίας, καθώς και με τους άστεγους μετά την κατάρρευση των σπιτιών τους. Παλαιότερα, υπήρχε και ο φόβος για την εξάπλωση επιδημικών ασθενειών. Τα άτομα που έζησαν τις καταστροφές, νιώθουν τρόμο για την ενδεχόμενη επανάληψη τέτοιων φαινομένων και υφίστανται ψυχολογική αναστάτωση. Δημιουργείται πανικός λόγω της διάδοσης ανυπόστατων φημών και της έλλειψης γνώσης περί τέτοιων συμβάντων. Η διάλυση της οικίας, δημιουργεί ανασφάλεια και απελπισία και το κράτος θα πρέπει να δρα καθοριστικά στην εύρεση άμεσων λύσεων. Ένα φαινόμενο που παρατηρείται συχνά είναι η μετανάστευση των κατοίκων προς ασφαλέστερες περιοχές. Ένα τέτοιο παράδειγμα συνέβη στα Ιόνια νησιά μετά τους καταστροφικούς σεισμούς του Το Ελληνικό κράτος, στην συγκεκριμένη περίπτωση δεν μπόρεσε να δημιουργήσει τις κατάλληλες συνθήκες για να μείνουν οι άνθρωποι στον τόπο τους, με αποτέλεσμα την Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 95

97 μετανάστευση σημαντικού και ίσως του πιο δημιουργικού τμήματος του πληθυσμού της Κεφαλονιάς και των γύρω νησιών. Οι επιπτώσεις σε χώρους πολιτισμού και σε μνημεία είναι πολύ σοβαρές στην Ελλάδα. Χαρακτηριστικά παραδείγματα αποτελούν η φθορά της Ρωμαϊκής Αγοράς στη Θεσσαλονίκη (620μ.Χ.), του Ολυμπίου Διός (365μ.Χ.) και του Κολοσσού της Ρόδου (227π.Χ.). Σημαντική φθορά υπέστησαν τα αρχαιολογικά έργα στο μουσείο του Ηρακλείου το1926 και το 1935, καθώς επίσης και πολλά πολιτισμικά αντικείμενα έπειτα από την πυρκαγιά που ξέσπασε στην Ζάκυνθο με τον σεισμό του Παρόλο αυτά, δεν υπάρχουν πληροφορίες από την αρχαιότητα για εκτεταμένες καταστροφές πολιτισμών και για μεταναστεύσεις από σεισμούς στην Ελλάδα, πέρα από ιστορικές αναφορές και εικασίες για τη καταστροφή του Μινωικού πολιτισμού. Ο σεισμός με τους περισσότερους πληγέντες ήταν αυτός στην Χίο τον Απρίλιο του 1881, με 3550 νεκρούς και 7000 τραυματίες. Ο πιο πρόσφατος και μαζί καταστρεπτικός σεισμός έγινε τον Αύγουστο του 1953 στο Ιόνιο με 476 νεκρούς και 2412 τραυματίες στην Κεφαλονιά και την Ζάκυνθο. Από την επεξεργασία των δεδομένων προέκυψε το συμπέρασμα ότι τον 19 ο αιώνα παρατηρήθηκε μεγαλύτερος αριθμός νεκρών σε σχέση με τους προηγούμενους αιώνες. Η παρατήρηση αυτή μπορεί να γίνει αποδεκτή αλλά με επιφύλαξη, λόγω της έλλειψης καταγεγραμμένων πληροφοριών που αφορούν φονικούς σεισμούς κατά την διάρκεια των προηγούμενων αιώνων. Τέλος, λόγω τις βελτίωσης των τεχνικών κατασκευών, της θέσπισης υποχρεωτικών κανόνων οικοδόμησης και τις καλύτερης προετοιμασίας και ενημέρωσης που παρέχει η πολιτεία, μπορεί να εξαχθεί το συμπέρασμα ότι υπήρχε μείωση των ανθρώπινων θυμάτων τα τελευταία χρόνια. Στο κεφάλαιο που ακολουθεί έγινε χαρτογράφηση των πιο φονικών σεισμών στην ευρύτερη περιοχή της Ελλάδας και κατηγοριοποιήθηκαν σε δύο κατηγορίες ανάλογα με το βάθος του υποκέντρου τους (εστίας). Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 96

98 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6: ΘΕΜΑΤΙΚΗ ΧΑΡΤΟΓΡΑΦΗΣΗ ΣΕΙΣΜΟΛΟΓΙΚΩΝ ΔΕΔΟΜΕΝΩΝ Οι χάρτες που βρίσκονται στο κεφάλαιο αυτό, δημιουργήθηκαν στο πρόγραμμα Arcmap της ESRI έπειτα από κατάλληλα επεξεργασία των δεδομένων. Το σύνολο των πληροφοριών προέρχονται από το βιβλίο των Β. Παπαζάχου και Κ. Παπαζάχου (2003), καθώς και από ηλεκτρονικές πηγές από τα σεισμολογικά κέντρα της Ελλάδας. Απαραίτητη προϋπόθεση για την παραγωγή των χαρτών ήταν η εισαγωγή και η κατάλληλη διαμόρφωση των δεδομένων. Η περίοδος και η κλίμακα μέτρησης που χρησιμοποιήθηκαν για την δημιουργία των επόμενων δύο χαρτών, περιλάμβανε την περίοδο από το 1900 έως το 2015, με τη χρήση της κλίμακας μεγέθους σεισμικής ροπής (Mw). Σύμφωνα με τον Κ. Μακρόπουλου και πολλούς άλλους σεισμολόγους παγκοσμίως, θεωρείται η πλέον αξιόπιστη κλίμακα μεγέθους, καθώς δεν εξαρτάται από την συχνότητα. Αποτυπώθηκαν μόνο φαινόμενα σεισμών που είχαν ένταση μεγαλύτερη του 4.5. Τέλος, η έκταση που καλύφθηκε για το σύνολο των χαρτών, συνοψίζεται σε γεωγραφικά πλάτη από 33 μέχρι 42.5 βόρεια και γεωγραφικά μήκη από 19 μέχρι 29 ανατολικά. 6.1 Επίκεντρα επιφανειακών σεισμών Για την περίοδο , όλες οι εκδηλώσεις σεισμών, εξήχθησαν από τα δελτία του ISC (Διεθνής Σεισμολογικό Κέντρο στην Αγγλία) με κατάλληλες μετατροπές στην κλίμακα μέτρησης. Για την περίοδο μετά το 2009, καθώς και για προηγούμενα χρόνια, δεδομένα για τις βασικές εστιακές παραμέτρους, αντλήθηκαν και από την τράπεζα δεδομένων του εργαστηρίου γεωφυσικής του Αριστοτελείου Πανεπιστημίου. Ωστόσο, για το σύνολο των δεδομένων που χρησιμοποιήθηκαν γίνεται η παραδοχή ιδιαίτερα για την χρονική περίοδο πριν το 1970 και για μικρότερα μεγέθη σεισμών (<6.5), ότι δεν υπάρχει ακρίβεια και πληρότητα στα δεδομένα, λόγω απουσίας πλήθους σταθμών και δικτύων μέτρησης και καταγραφής. Αυτό σημαίνει ότι, για να γίνει μια αξιόπιστη μελέτη, απαιτείται μεγάλη προσοχή και υπάρχουν πολλές δυσκολίες. Σύμφωνα με τους Β. Παπαζάχο και Κ. Παπαζάχου, οι πληροφορίες είναι πλήρης για συγκεκριμένα διαστήματα τα οποία είναι: Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 97

99 a) Από το 1970 έως το 2000 για μεγέθη Μ= b) Από το 1950 έως το 2000 για μεγέθη Μ= c) Από το 1911 έως το 2000 για μεγέθη Μ= d) Πριν το 1900 για μεγέθη Μ >6.5 Από τα παραπάνω συμπεραίνουμε ότι πριν το 1900 οι περισσότερες και οι πιο έγκυρες πληροφορίες αφορούσαν μεγάλους ιστορικούς σεισμούς (>6.5), όπου υπήρχε ένας ικανοποιητικός αριθμός έγκυρων μακροσεισμικών καταγραφών και ο καθορισμός των παραπάνω διαστημάτων έγινε με την παραδοχή ότι υπάρχουν μικρές αλλά αποδεκτές διαφορές στο μέγεθος και τη θέση των επικέντρων. Επομένως, τα τυπικά σφάλματα των επικέντρων διαφέρουν το πολύ 20χλμ. και το μέγεθος σεισμών το 0.3 Richter. Η δημιουργία του πρώτου χάρτη αφορά περιπτώσεις 3230 επιφανειακών σεισμών, από το 1900 μέχρι σήμερα και για μεγέθη σεισμικής ροπής μεγαλύτερα του 4.5. Αποτελεί μια καλή εικόνα σχετικά με την ποσοτική και γεωγραφική κατανομή των σεισμών. Είναι φανερό ότι το γενικό πρότυπο σεισμικότητας της Ελλάδας, είναι διάσπαρτα κατανεμημένο σε όλη την επικράτεια, με εξαίρεση την Θράκη, τις κεντρικές Κυκλάδες και ένα μεγάλο μέρος της Μακεδονίας. Κυριαρχούν δύο ζώνες που συναντώνται στα Ιόνια νησιά. Η πρώτη, συμπεριλαμβάνεται σε μια ζώνη παράλληλη με το Ελληνικό Τόξο, η οποία ξεκινά από την Αλβανία και συνεχίζει στις δυτικές και νότιες παράκτιες περιοχές, φτάνοντας νότιο-ανατολικά προς τα δυτικά παράλια της Τουρκίας. Η δεύτερη ζώνη έχει βορειανατολική προς νοτιοδυτική διεύθυνση, ξεκινώντας από την βόρεια Ανατολία, συνεχίζοντας στο βόρειο Αιγαίο και την κεντρική Ελλάδα και καταλήγοντας στο Ιόνιο. Αυτός είναι και ο λόγος που στην συγκεκριμένη περιοχή υπάρχει τόσο έντονη και συχνή σεισμικότητα. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 98

100 ΦΕΚΑΣ ΑΝΤΩΝΙΟΣ Χάρτης 1: Επίκεντρα επιφανειακών σεισμών στην ευρύτερη περιοχή της Ελλάδας ( ) (Πηγή: Ιδια επεξεργασία) 6.2 Επίκεντρα ενδιάμεσου βάθους σεισμών Κατά την δημιουργία του δεύτερου χάρτη, έγινε οπτικοποίηση 345 σεισμών ενδιάμεσου βάθους από το 1900 μέχρι σήμερα και για μεγέθη σεισμικής ροπής μεγαλύτερα του 4.5. Τέτοιου είδους φαινόμενα, συγκεντρώνονται κυρίως στο κοίλο μέρος του τόξου και στο νότιο Αιγαίο. Σημαντικές συγκεντρώσεις παρατηρούνται επίσης στον Κορινθιακό Κόλπο, όπως επίσης και στην επέκταση της βόρειας Ανατολίας στο Αιγαίο. Οι μεγαλύτεροι από τους σεισμούς ενδιάμεσου βάθους, δημιουργούνται σε βάθη χλμ.(επιφανειακό μέρος της ζώνης Benioff) όπου γίνεται η σύγκρουση μεταξύ της καταδυόμενης λιθόσφαιρας της ανατολικής Μεσογείου και της λιθόσφαιρας του Αιγαίου. ΔΙΠΛΩΜΑΤΙΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ Σελίδα 99

101 Χάρτης 2: Επίκεντρα σεισμών ενδιάμεσου βάθους ( ) (Πηγή: Ιδια επεξεργασία) Σε περιπτώσεις αλληλουχίας σεισμών και μετασεισμών, όπως αυτών της Θεσσαλονίκης (1978), του Βόλου (1980) και των Αλκυονίδων (1981), η οπτικοποίησή τους σε χάρτες, παρέχει ευκολίες στην παρατήρησή τους. Γενικότερα, μια περιοχή που έχει χαρακτηριστεί ενεργή από παλιά, δεν χαρακτηρίζεται εύκολα μη ενεργή, με το πέρασμα των χρόνων. Ωστόσο, υπάρχουν περιπτώσεις όπως η Κοζάνη Γρεβενά (1995) και η Αθήνα (1999), όπου αναπτύχθηκαν τέτοιες ενεργές περιοχές, χωρίς να υπάρχει σημαντική σεισμική δραστηριότητα. Η παροχή των μακροσεισμικών πληροφοριών παρέχονται και ηλεκτρονικά σε κάθε ενδιαφερόμενο, στις διευθύνσεις του τμήματος Γεωφυσικής του Αριστοτέλειο Πανεπιστημίου Θεσσαλονίκης: και στο τμήμα γεωφυσικής του Εθνικού και Καποδιστριακού Πανεπιστημίου Αθηνών: Στις ίδιες σελίδες παρέχεται και σεισμολογική πληροφορία με τους πιο πρόσφατους σεισμούς. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 100

102 Εικόνα 51: Πρόσφατη σεισμικότητα στην Ελλάδα με αναγραφή των παραμέτρων της (Πηγή: Οι παραπάνω χάρτες αποτελούν τον ποιοτικό καθορισμό της σεισμικότητας και παρουσιάζουν με διαφορετικό συμβολισμό (κύκλοι και τρίγωνα) την κατανομή των επικέντρων διαφορετικού βάθους σεισμών σε συνδυασμό με την κάλυψη διαφορετικών χρονικών περιόδων. Από την παρατήρησή τους εξάγονται τα εξής συμπεράσματα: Οι επιφανειακοί σεισμοί είναι πιο διεσπαρμένοι σε σχέση με τους σεισμούς ενδιάμεσου βάθους Υπάρχουν περιοχές με υψηλή σεισμικότητα και άλλες με χαμηλή σεισμικότητα Οι σεισμοί ενδιάμεσου βάθους συγκεντρώνονται κυρίως στο νότιο Αιγαίο και τα μεγέθη τους είναι μεγαλύτερα στο εσωτερικό ή κοίλο μέρος του ελληνικού τόξου παρά στο εξωτερικό ή κυρτό μέρος του. Η σεισμικότητα που παρατηρείται στην περιοχή του Αιγαίου και της Ελλάδας γενικότερα είναι πολύ μεγαλύτερη από τις υπόλοιπες περιοχές της Μεσογείου. Αυτό οφείλεται, πέρα από την χωροθέτησή της στα όρια της Ευρασιατικής με Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 101

103 την Αφρικανική λιθοσφαιρική πλάκα και στην επίδραση συμπιεστικών και εφελκυστικών δυνάμεων. Συγκεκριμένα: 1) Δράση οριζόντιων εξωτερικών συμπιεστικών δυνάμεων που πηγάζουν από: Την κίνηση της λιθόσφαιρας της Ανατολικής Μεσογείου προς το βορρά και την πλάκα του Αιγαίου, την αριστερόστροφη περιστροφή της Απούλιας πλάκας και της κίνησης της πλάκας της Τουρκίας προς τα δυτικά. 2) Δράση δυνάμεων στο εσωτερικό και στον πυθμένα της λιθόσφαιρας του Αιγαίου λόγω των οριζόντιων τάσεων εφελκυσμού με διεύθυνση βορρά νότου. Εικόνα 52: Αίτια των σεισμών στον ελλαδικό χώρο ως αποτελεσματα συμπιεστικών και εφελκυστικών δυνάμεων (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου 1989) Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 102

104 ΦΕΚΑΣ ΑΝΤΩΝΙΟΣ 6.3 Ζώνες σεισμικής επικινδυνότητας Χάρτης 3: Ζώνες σεισμικής επικινδυνότητας (Ιδια επεξεργασία) Στον παραπάνω χάρτη φαίνεται ο Κανονισμός Αντισεισμικής Προστασίας και οι ζώνες σεισμικής επικινδυνότητας στην Ελλάδα, όπου η ελληνική επικράτεια διαιρείται σε τρεις ζώνες με διαφορετική επιτάχυνση σχεδιασμού, ανάλογα με την συχνότητα και το μέγεθος των παρατηρούμενων σεισμών. Οι ζώνες αυτές χρωματίστηκαν με τρία διαφορετικά χρώματα. Με μπλε χρώμα απεικονίζεται η ζώνη Ι με μέγεθος σεισμικής επιτάχυνσης 0.16, με πράσινο χρώμα η ζώνη ΙΙ και με κόκκινο η ζώνη ΙΙΙ αντίστοιχα, με σεισμική επιτάχυνση 0.24 και Οι αριθμοί αυτοί αντιπροσωπεύουν το μέγεθος της σεισμικής επιτάχυνσης του εδάφους σε περίπτωση σεισμού, πράγμα το οποίο αποτελεί τη βάση για την οικοδόμηση κάθε περιοχής. Έτσι, με μπλε χρώμα διακρίνουμε περιοχές με μικρή σεισμικότητα, σε αντίθεση με αυτές που απεικονίζονται με κόκκινο χρώμα και παρουσιάζουν τη μεγαλύτερη σεισμικότητα. Από την παρατήρηση του χάρτη, είναι ξεκάθαρο ότι οι περιοχές με τη μεγαλύτερη επικινδυνότητα είναι τα νησιά του Ιονίου και ακολουθούν η Κρήτη, η Πελοπόννησος, η Στερεά Ελλάδα και ένα κομμάτι της Χαλκιδικής με πράσινο χρώμα (μέτρια επικινδυνότητα). Αντίθετα, η Μακεδονία (εκτός ενός τμήματος της Χαλκιδικής) και οι Κυκλάδες εμφανίζουν μικρές τιμές σεισμικής επιτάχυνσης (0.16g). Ιδιαίτερα στην 3η ΔΙΠΛΩΜΑΤΙΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ Σελίδα 103

105 ζώνη και συγκεκριμένα μετά τον ισχυρό σεισμό των 6.1 βαθμών της κλίμακας Ρίχτερ και των επίσης ισχυρών μετασεισμών, δημιουργήθηκαν αμφιβολίες και ερωτήματα σχετικά με την αξιοπιστία του Κανονισμού Αντισεισμικής Προστασίας και των μελετών που σχετίζονται με την σεισμολογία και τη στατικότητα των κτιρίων. Ο σεισμός αυτός είχε επιτάχυνση 0.65 g, σε μια ζώνη όπου ο Αντισεισμικός Κανονισμός προβλέπει 0.36 g για τις κατασκευές των κτιρίων. Χρήζει επομένως άμεσης αντιμετώπισης και έρευνας η αξιολόγηση των νέων δεδομένων που παρουσιάσθηκαν στην πιο επικίνδυνη ζώνη των Ιονίων νήσων. Παράλληλα, η παρατήρηση και η έρευνα των σεισμών που συμβαίνουν καθημερινά μέσα από ηλεκτρονικές πλατφόρμες σεισμολογικών κέντρων και πανεπιστημιακών ιδρυμάτων (όπως είναι το τμήμα Γεωφυσικής του Α.Π.Θ., το Εθνικό Αστεροσκοπείο Αθηνών), δίνει πληροφορίες για τα μεγέθη και την συχνότητα τους. Συγκεκριμένα, στην Ελλάδα το πλήθος τέτοιων φαινομένων είναι αρκετά μεγάλο, με υψηλό ποσοστό μη αισθητών σεισμών, ενώ η πλειοψηφία τους παρατηρείται σε συγκεκριμένους άξονες που αντιπροσωπεύουν συνήθως τα όρια των λιθοσφαιρικών πλακών. 6.4 Ρήγματα επιφανειακών σεισμών Στον παρακάτω χάρτη έγινε καταγραφή των κύριων ρηγμάτων επιφανειακών σεισμών, έπειτα από παρατηρήσεις υπαίθρου και από την κατανομή εστιών μικρών σεισμών. Δημιουργήθηκαν στη συνέχεια και οι αντίστοιχοι πίνακες δεδομένων, με πληροφορίες σχετικές με την ημερομηνία, το γεωγραφικό πλάτος και μήκος, το μέγεθος, τον τύπο του ρήγματος, το αζιμούθιο, το μήκος του και την περιοχή που εκτείνεται, για τα έτη από το 1860 έως το 1986 (αφορούν επιτόπιες παρατηρήσεις) και για τα έτη 1978 έως το 1995 (έπειτα από κατανομές μικρών σεισμών). Χρησιμοποιήθηκαν, τρία μεγέθη και δύο είδη συμβολισμών διαφορετικού χρώματος κατά την εφαρμογή τους στην ευρύτερη Ελληνική επικράτεια. Οι πληροφορίες που μπορούν να εξαχθούν αφορούν στην χωροθέτηση των δύο ειδών ρηγμάτων και στην παροχή πληροφορίας σχετικής με το συνολικό μήκος τους. Από των πρώτο πίνακα προκύπτει ότι μεγάλου μήκους ρήγματα προκλήθηκαν στην νότια Βουλγαρία και στην βορειοδυτική Τουρκία, το 1928 από σεισμό μεγέθους 7 Ρίχτερ και το 1953 από σεισμό 7.4 Ρίχτερ αντίστοιχα. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 104

106 Η διαδικασία εντοπισμού μικρών σεισμών και των παραμέτρων τους, χρησιμεύει στον καθορισμό της ζώνης διάρρηξης των κύριων σεισμών και ακόμα παραπέρα, στον εντοπισμό των χαρακτηριστικών των ρηγμάτων (συντεταγμένες, μήκος κ.α.). Από τον δεύτερο πίνακα, τα ρήγματα με το μεγαλύτερο μήκος στην ευρύτερη περιοχής της Ελλάδας, εντοπίζονται στο Montenegro (1979) και στο βόρειο Αιγαίο (1981). Εξίσου μεγάλα μήκη παρατηρούνται πάλι στο βόρειο Αιγαίο το 1982 και στην Κεφαλονιά το 1983, έπειτα από σεισμούς που κυμαίνονται κοντά στα 7 Ρίχτερ. FID Χρόνος Γένεσης Γεωγρ Πλάτος (φ) Γεωγρ Μήκος (λ) Μέγεθος M Αζιμούθιο Είδος ρήγματος Μήκος Περιοχή κανονικό Αχαϊα κανονικό 35 Λοκρίδα κανονικό 55 Λοκρίδα κανονικό 40 Δ. Τουρκία δεξιόστροφο ΒΔ. Τουρκία κανονικό 42 Ν. Βουλγαρία κανονικό 60 Ν. Βουλγαρία κανονικό Ιερισσός κανονικό 20 Δ. Τουρκία δεξιόστροφο 58 ΒΔ. Τουρκία κανονικό Θεσσαλία δεξιόστροφο 40 ΒΔ. Τουρκία κανονικό 30 Δ. Τουρκία κανονικό 45 Δ. Τουρκία κανονικό Θεσσαλονίκη κανονικό Θεσσαλονίκη κανονικό Αλκυονίδες κανονικό Αλκυονίδες κανονικό 15 Καλαμάτα Πίνακας 2: Χρόνος, γεωγραφικές συντεταγμένες, μέγεθος, αζιμούθιο, μήκος και περιοχή για 19 ρήγματα με επιφανειακή διάρρηξη, έπειτα από επιτόπιες παρατηρήσεις (Πηγή: Παπαζάχος και Πααζάχου, 2003) FID Χρόνος Γένεσης Γεωγρ Πλάτος (φ) Γεωγρ Μήκος (λ) Μέγεθος M Αζιμούθιο Μήκος Περιοχή Θεσσαλονίκη Θεσσαλονίκη Montenegro Μαγνησία Αλκυονίδες Αλκυονίδες Β. Αιγαίο Β. Αιγαίο Κεφαλονιά Β. Αιγαίο Καλαμάτα Κοζάνη Πίνακας 3: Χρόνος, γεωγραφικές συντεταγμένες, μέγεθος, αζιμούθιο, μήκος και περιοχή για 12 ρήγματα με επιφανειακή διάρρηξη, έπειτα από τη χωρική κατανομή μικρών σεισμών (Πηγή: Παπαζάχος και Πααζάχου, 2003) Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 105

107 Χάρτης 4: Ρήγματα επιφανειακών σεισμών έπειτα από παρατηρήσεις υπαίθρου και μετά την κατανομή επιφανειακών σεισμών (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003) 6.5 Ρήγματα ενδιάμεσου βάθους σεισμών Μια άλλη κατηγορία ρηγμάτων, που επηρεάζουν κυρίως τη νότια Ελλάδα και κατά τους αρχαίους χρόνους δημιούργησαν καταστρεπτικές συνέπειες στην Κρήτη και στη νοτιοανατολική Μεσόγειο, είναι αυτά που οδηγούν στη γένεση ενδιάμεσου βάθους σεισμών. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 106

108 Χάρτης 5: Κύρια ρήγματα σεισμών ενδιάμεσου βάθους (Πηγή Ιδια επεξεργασία) Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 107

109 6.6 Εδαφικές μεταβολές από σεισμούς Χάρτης 6: Εδαφικές μεταβολές από σεισμούς (Πηγή: Ιδια επεξεργασία) Ο παραπάνω χάρτης αναπαριστά τις κύριες εδαφικές μεταβολές που προκλήθηκαν από την γένεση σεισμών στην ευρύτερη περιοχή της Ελλάδας, έπειτα από πληροφορίες που εισήχθησαν από το βιβλίο του Παπαζάχου (2003), χωρίς όμως να υπάρχει χρονική αναφορά για την δημιουργία τους. Οι μεταβολές αυτές, περιλαμβάνουν ρευστοποιήσεις εδάφους, κατολισθήσεις και καταρρεύσεις βράχων, ρωγμές στο έδαφος και άλλα φαινόμενα όπως μεταβολή της παροχής πηγών και αλλαγή της κοίτης ποταμών, καθιζήσεις κ.α. Οι κύριες περιοχές που εντοπίζονται είναι κυρίως στα Ιόνια νησιά και έπειτα αποσπασματικά στην Πελοπόννησο, την Αττική, την Κρήτη και στα νησιά του βορειοανατολικού Αιγαίου. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 108

110 6.7 Κύματα βαρύτητας (τσουνάμι) Για την χαρτογράφηση των περιοχών που παρατηρήθηκαν κύματα βαρύτητας (τσουνάμι), λήφθηκε υπόψιν ένας πίνακας από τον Παπαζάχο και Παπαζάχου (2003), με πληροφορίες σχετικές με την ημερομηνία, την θέση, την ένταση, την πηγή γένεσης τους, και τη μέγιστη ένταση που παρατηρήθηκε. Η χρονολογική περίοδος που καλύπτεται είναι από το 470π.Χ. έως το 2000μ.Χ. Τα παραπάνω στοιχεία, χρησιμοποιήθηκαν για την παραγωγή χάρτη, που περιλαμβάνει τις θέσεις και τις εντάσεις των θαλάσσιων κυμάτων. Χρησιμοποιήθηκαν τρεις κατηγορίες κλίμακας μεγέθους (ΙΙ - ΙΙΙ, ΙΙΙ+ - ΙV, IV - VI) με τον κατάλληλο συμβολισμό, ενώ παρακάτω φαίνεται ο πίνακας με όλες τις απαραίτητες και μη πληροφορίες για την κατασκευή του χάρτη. Τα δεδομένα που περιλαμβάνει είναι ο χρόνος γένεσης του κύματος βαρύτητας, οι γεωγραφικές συντεταγμένες σε φ, λ, το μέγεθος της διατάραξης που προκάλεσε το τσουνάμι, η περιοχή που επλήγει και η κατηγορία κλίμακάς του. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 109

111 FID Χρόνος Γένεσης GMT Γεωγρ Πλάτος (φ) Γεωγρ Μήκος (λ) Μέγεθος ML Περιοχή τσουναμογόνου πηγής Κ ο π.χ Λεκάνη Β. Αιγαίου ΙΙΙ π.χ Μαλιακός Κόλπος V π.χ Δ. Κορινθιακός VI 3 58 π.χ Αδριατική Θάλασσα ΙΙΙ Θήρα ΙΙΙ Ν Κρήτης IV Θάλασσα Μαρμαρά ΙΙ Α. της Ρόδου ΙV Α. της Κρήτης VI Θάλασσα Μαρμαρά ΙΙΙ Θάλασσα Μαρμαρά IV Θάλασσα Μαρμαρά ΙΙΙ Θάλασσα Μαρμαρά ΙΙΙ Μαύρη Θάλασσα ΙΙΙ Μαλιακός Κόλπος IV Κως IV Θάλασσα Μαρμαρά ΙΙ Θάλασσα Μαρμαρά ΙΙ Αδριατική Θάλασσα ΙΙ Α. της Ρόδου VI Θάλασσα Μαρμαρά IV Θάλασσα Μαρμαρά IV Α. της Χίου IV Κορινθιακός Κόλπος V Α. της Ρόδου IV Ν της Κρήτης III Θάλασσα Μαρμαρά ΙΙΙ Α. της Ρόδου IV Θάλασσα της Κρήτης IV Δ. της Κρήτης IV Ζάκυνθος ΙΙ Κεφαλονιά ΙΙΙ Θήρα V Αδριατική Θάλασσα ΙΙΙ Κόλπος της Σμύρνης ΙΙΙ Λευκάδα ΙΙ Κέρκυρα ΙΙ Μήλος ΙΙ Α. της Ρόδου IV Δ. Κορινθιακός IV Θάλασσα Μαρμαρά ΙΙΙ Κορινθιακός Κόλπος ΙΙΙ Κορινθιακός Κόλπος ΙΙΙ Κόλπος της Πάτρας ΙΙΙ Δ. Κορινθιακός IV Κόλπος Αυλώνα ΙΙΙ Ν. Αιγαίο IV Κόλπος Αυλώνα ΙΙΙ Ν. Ευβοϊκός Κόλπος ΙΙ Α. της Χίου ΙΙΙ Δ. Κορινθιακός IV Κόλπος Αυλώνα ΙΙΙ Θήρα IV Κύθηρα IV Κεφαλονιά ΙΙ Λέσβος ΙΙ Ν της Μάνης IV Λευκάδα ΙΙ Θάλασσα Μαρμαρά ΙΙΙ Χίος ΙΙ Δ. των Φιλιατρών ΙΙΙ Κορινθιακός Κόλπος ΙΙ Σαμοθράκη ΙΙΙ Δ. της Χειμάρας ΙΙΙ Ευβοϊκός Κόλπος ΙΙΙ Θάλασσα Μαρμαρά ΙΙΙ Κόλπος Κυπαρισσίας ΙΙΙ Λευκάδα IV Κόλπος Αυλώνα IV Ακτές Χαλκιδικής ΙΙ Κόλπος Ιερισσού ΙΙΙ Δ. της Πύλου ΙΙΙ Κάρπαθος IV Λευκάδα ΙΙΙ Χίος ΙΙΙ Σάμος ΙΙΙ Αμοργός V Άγιος Ευστράτιος ΙΙΙ Μαυροβούνιο IV Κόλπος Αλκυονίδων ΙΙ Λήμνος ΙΙ Κορινθιακός Κόλπος ΙΙΙ Kocaeli IV Πίνακας 4: Πληροφορίες χρόνου, θέσης, πηγή έντασης, περιοχή και μέγεθος των θαλάσσιων κυμάτων που έπληξαν την Ελλάδα και τις γύρω περιοχές (Πηγή: Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003) Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 110

112 Χάρτης 7: Πηγές τσουνάμι στην ευρύτερη περιοχή της Ελλάδας, από το 550 π.χ. μέχρι το 2000 (Πηγή Ιδια επεξεργασία) Όπως φαίνεται και στον χάρτη, οι κύριες περιοχές που πλήττονται από θαλάσσια κύματα βαρύτητας περιλαμβάνουν τον Μαλιακό και τον δυτικό Κορινθιακό κόλπο, τα Δωδεκάνησα, τη Κρήτη και τις Κυκλάδες, τη Χίο και γενικότερα τις δυτικές ακτές του Ιονίου. Είναι σημαντικό να τονιστεί ότι η πληρότητα και η εγκυρότητα των δεδομένων είναι πλήρης για: 1. Εντάσεις μεγαλύτερες του ΙΙΙ, από το Εντάσεις μεγαλύτερες του V, από το Εντάσεις μεγαλύτερες του VI, από το 550 π.χ Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 111

113 6.8 Φονικοί σεισμοί Χάρτης 8: Φονικοί σεισμοί στην ευρύτερη περιοχή της Ελλάδας (Πηγή: Ιδια επεξεργασία) Τέλος, χρησιμοποιήθηκαν δεδομένα σχετικά με του πιο γνωστούς φονικούς σεισμούς στην Ελλάδα, από το 1500 μέχρι το 2000 και δημιουργήθηκε ο αντίστοιχος χάρτης. Για κάθε σεισμό οι δοσμένες πληροφορίες αφορούσαν την ημερομηνία, τις γεωγραφικές συντεταγμένες φ, λ της πηγής, το είδος του σεισμού (επιφανειακός ή ενδιάμεσου βάθους), το μέγεθος, την περιοχή που έπληξαν και τον αριθμό των νεκρών. Τα διαφορετικά σύμβολα που χρησιμοποιήθηκαν καθόρισαν το είδος του σεισμού και οι διαβαθμίσεις του μεγέθους, τον αριθμό των θυμάτων του. Έτσι η κλίμακα καθαρίστηκε σε μικρό αριθμό νεκρών (από 0 μέχρι 20), σε ενδιάμεσο αριθμό (21-100), σε μεγάλο αριθμό (από 100 μέχρι 1000) και σε πολύ μεγάλο αριθμό θυμάτων (>1000). Είναι χαρακτηριστικό ότι οι περιοχές με μεγαλύτερη συχνότητα και μεγέθη σεισμών, παρουσιάζουν και τα περισσότερα θύματα. Δ Ι Π Λ Ω Μ Α Τ Ι Κ Η Ε Ρ Γ Α Σ Ι Α Σελίδα 112