[ ΜΟΡΦΟΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΤΟΥ ΡΗΓΜΑΤΟΣ ΤΗΣ ΑΡΚΙΤΣΑΣ (Β. ΕΥΒΟΪΚΟΣ) ΜΕ ΧΡΗΣΗ Γ.Σ.Π. ΚΑΙ ΔΕΔΟΜΕΝΩΝ ΤΗΛΕΠΙΣΚΟΠΗΣΗΣ ]

Transcript

1 ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ - ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΠΡΟΓΡΑΜΜΑ ΜΕΤΑΠΤΥΧΙΑΚΩΝ ΣΠΟΥΔΩΝ «ΓΕΩΕΠΙΣΤΗΜΕΣ & ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝ» Τομέας «Εφαρμοσμένη Περιβαλλοντική Γεωλογία και Γεωφυσική» ΘΕΜΑ ΔΙΠΛΩΜΑΤΙΚΗΣ ΕΡΓΑΣΙΑΣ [ ΜΟΡΦΟΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΤΟΥ ΡΗΓΜΑΤΟΣ ΤΗΣ ΑΡΚΙΤΣΑΣ (Β. ΕΥΒΟΪΚΟΣ) ΜΕ ΧΡΗΣΗ Γ.Σ.Π. ΚΑΙ ΔΕΔΟΜΕΝΩΝ ΤΗΛΕΠΙΣΚΟΠΗΣΗΣ ] Κουτσουμπελίτης Ευάγγελος p Επιβλέπων Καθηγητής: Κ. Νικολακόπουλος ΠΑΤΡΑ 2015 Μέλη Τριμελούς Επιτροπής Ν. Σαμπατακάκης Κ. Νικολακόπουλος Π. Ξυπολιάς Καθηγητής Επίκουρος Καθηγητής Επίκουρος Καθηγητής Εξωτερικό Μέλος Σ. Κοκκάλας Αναπληρωτής Καθηγητής 1

2 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ Κεφάλαιο Α. Γενικά 1. Περίληψη... σελ 4 2. Εισαγωγή σελ 8 3. Περιοχή Μελέτης σελ Λεκάνη Σπερχειού...σελ Βόρειος Ευβοϊκός Κόλπος.. σελ 11 4.Γεωλογία Περιοχής... σελ Υποπελαγονική ζώνη... σελ Στρωματογραφία της Υποπελαγονικής Ζώνης... σελ Ρηξιγενής Ζώνη Αρκίτσας... σελ Σεισμικότητα της Ρηξιγενούς Ζώνης της Αρκίτσας.σελ 18 5.Γεωμορφικοί δείκτες ενεργού τεκτονικής... σελ Δείκτης Μήκους-Κλίσης Ρέματος SL... σελ Δείκτης Λόγου Πλάτους προς Ύψος Κοιλάδας V f..σελ Δείκτης Ευθυγράμμισης Του Πρόποδα Smf... σελ Συντελεστής Ασυμμετρίας Λεκάνης Απορροής Α f σελ 24 2

3 5.5Δείκτης Σχήματος Λεκάνης Απορροής Bs... σελ Εργασίες Μορφοτεκτονικής Ανάλυσης... σελ 26 Κεφάλαιο Β. Μετρήσεις-Μεθοδολογία 1. Ψηφιακό Μοντέλο Εδάφους...σελ Εργασία σε περιβάλλον ArcGIS... σελ Δημιουργία Ψ.Μ.Ε χωρίς ταπεινώσεις... σελ Δημιουργία υδρογραφικού δικτύου... σελ Δημιουργία λεκανών απορροής... σελ Αποτύπωση γεωλογίας περιοχής... σελ Μέτρηση των δεικτών Smf,Af,Bs,SLκαιVf... σελ 39 Κεφάλαιο Γ. Αποτελέσματα-Συμπεράσματα 1. Τεκτονική ενεργότητα της περιοχής μελέτης... σελ 45 Βιβλιογραφία...σελ 46 3

4 ΠΕΡΙΛΗΨΗ Η μελέτη της μορφοτεκτονικής σε μια περιοχή, δηλαδή της σχέσης μεταξύ γεωμορφολογίας και νεοτεκτονικής, είναι θεμελιώδης για την κατανόηση της εξέλιξης του ανάγλυφου. Τα όρια των ρηγμάτων και οι ζώνες μεταβίβασης που αναπτύσσονται μεταξύ των ρηγμάτων στις ρηξιγενής ζώνες, όπου η μετατόπιση (παραμόρφωση) μεταφέρεται από ένα κύριο ρήγμα σε ένα άλλο, συχνά έχουν χαρακτηριστικές σχέσεις με τις λεκάνες απορροής και το υδρογραφικό δίκτυο. Κατά συνέπεια η μελέτη των υδρογραφικών δικτύων μπορεί να μας βοηθήσει να περιγράψουμε λεπτομερώς τη σημερινή γεωμετρία των τεκτονικών δομών, ενώ η διάρκεια (διατήρηση) τους σαν γεωμορφολογικές οντότητες σημαίνει ότι καταγράφουν και στοιχεία (δεδομένα) του παρελθόντος. Επιπλέον, η μελέτη του υδρογραφικού δικτύου και της γεωμορφολογίας κατά μήκος των ρηξιγενών ορεογραφικών μετώπων μπορεί να συνεισφέρει στη σε βάθος κατανόηση του τρόπου εξέλιξης των ρηγμάτων και στην εκτίμηση του «βαθμού ενεργότητας» μιας δομής. Σε ορισμένες περιπτώσεις, ο υπολογισμός των μορφοτεκτονικών παραμέτρων των ρηξιγενών ορεογραφικών μετώπων μπορεί να χρησιμοποιηθεί στην κατηγοριοποίηση των ρηγμάτων μιας περιοχής με βάση την εκτίμηση του βαθμού ενεργότητας.στην παρούσα εργασία επιλέχθηκε η περιοχή όπου αναπτύσσεται η ρηξιγενής ζώνη της Αρκίτσας για την εφαρμογή μορφοτεκτονικής ανάλυσης. Μέσω ενός ψηφιακού μοντέλου ανάγλυφου της περιοχής (DEM), εφαρμόσαμε μεθοδολογίες του προγράμματος GIS για την εκτίμηση της τεκτονικής ενεργότητας σε μια περιοχή μέσω της μορφοτεκτονικής ανάλυσης. Για να γίνει αυτό υπολογίσαμε μέσω του υδρογραφικού δικτύου, των λεκανών απορροής και του ανάγλυφου σε αρκετούς πρόποδες, γεωμορφικούς δείκτες όπως ο δείκτης Μήκους Κλίσης Ρέματος (SL), ο δείκτης της Κατά Βάθος και Κατά Πλάτος Διάβρωσης Χειμάρρων (V f ), ο δείκτης Ευθυγράμμισης του Πρόποδα (S mf ), ο δείκτης Συντελεστής Ασυμμετρίας Λεκάνης Απορροής (A F ) και ο Δείκτης Σχήματος Λεκάνης Απορροής (Bs). 4

5 Συνδυάζοντας τα αποτελέσματα των όλων των γεωμορφικών δεικτών που υπολογίσαμε, καταλήξαμε σε κάποια συμπεράσματα για την σχετική τεκτονική ενεργότητα της περιοχής μελέτης.πιο συγκεκριμένα φαίνεται σύμφωνα με τις τιμές των γεωμορφικών δεικτών, το παράκτιο τμήμα της ρηξιγενούς ζώνης της Αρκίτσας να εμφανίζει μεγαλύτερη τεκτονική ενεργότητα. Σε εκείνο το τμήμα οι τιμές όλων των δεικτών συνηγορούν σε μια ενεργό τεκτονικά περιοχή. Στα υπόλοιπα τμήματα της περιοχής οι τιμές των γεωμορφικών δεικτών δεν μπορούν να οδηγήσουν σε ένα ασφαλές συμπέρασμα. * Η επιλογή του θέματος έγινε από τον Αναπληρωτή Καθηγητή Νεοτεκτονικής-Μικροτεκτονικής, Σωτήρη Κοκκάλα και την τριμελή εξεταστική επιτροπή αποτελούσαν οι κ.κ. Νικολακόπουλος Κωνσταντίνος, Επίκουρος Καθηγητής, Σαμπατακάκης Νικόλαος, Καθηγητής, και Ξυπολιάς Παρασκευάς, Επίκουρος Καθηγητής. Ο Κ. Κοκκάλας συνέβαλε σε αυτή την μελέτη ως εξωτερικό μέλος. 5

6 ABSTRACT The study of Morphotectonics, namely the relationship between geomorphology and active tectonics, is fundamental to understand the evolution of the earth s relief. The surface expression of the fault traces and the relay zones that develop between the fault segments in composite fault zones, where the displacement (strain) is transferred from a one fault segment to another, often show characteristic relationships with the faultbounded basins and the hydrographic network. Thus, the study of drainage patterns can help us to describe in detail the current geometry of tectonic structures and their duration as their geomorphological characteristics record their past, present and possibly their future behavior. Moreover, the study of the drainage pattern and the geomorphology along fault-controlled mountain fronts can contribute to in-depth understanding of the evolution of faults and assess the activity class of a structure. In some cases, the calculation of several morphotectonic parameters of these mountain fronts can be used to categorize the faults of a region based on the assessment of the degree of activity. In this study, the Arkitsa fault zone was selected for implementing a morphotectonic analysis. Through a digital terrain model (DTM), we calculated, several geomorphic indices, such as the Stream-Length Gradient Index, (SL), the Ratio of Valley-Floor Width to Valley Height Index, (V f ), the Mountain Front Sinuosity Index, ( S mf ), the Asymmetric Factor, (A F ) and the Index of Drainage Basin Shape, (Bs),focusing mainly on the footwall blocks along all fault segments. 6

7 Combining the results of all geomorphic indices we calculated, we reached some conclusions on the relative tectonic activity of the study area. More specifically it seems by the values of geomorphic indices that the coastal part of the Arkitsa fault zone shows greater tectonic activity. In that section the values of all indices suggest an area with active tectonics. To the remaining sections of the area the values of the geomorphic indices do not present the same convincing results in order to characterize them as areas of intense tectonic activity. * The idea and the proposal of this thesis belong to Sotirios Kokkalas (Associate Professor of Neotectonics Microtectonics) and the three committee members are Nikolakopoulos Konstantinos (Assistant Professor), Sabatakakis Nikolaos (Professor) and Xypolias Paraskeyas (Assistant Professor). Sotirios Kokkalas has contributed to this study as an external committee member. 7

8 1) ΕΙΣΑΓΩΓΗ ΚΕΦΑΛΑΙΟ Α ΓΕΝΙΚΑ Η εργασία αυτή αποτελεί την διατριβή μεταπτυχιακού διπλώματος ειδίκευσης στα πλαίσια του προγράμματος Μεταπτυχιακών Σπουδών «Γεωεπιστήμες και Περιβάλλον», του Τμήματος Γεωλογίας του Πανεπιστημίου Πατρών, στην κατεύθυνση «Εφαρμοσμένη Περιβαλλοντική Γεωλογία και Γεωφυσική» Την τριμελή εξεταστική επιτροπή αποτελούν οι κ.κ. Νικολακόπουλος Κωνσταντίνος, Επίκουρος Καθηγητής, Σαμπατακάκης Νικόλαος Καθηγητής, και Ξυπολιάς Παρασκευάς, Επίκουρος Καθηγητής. Η επιλογή του θέματος της παρούσας μεταπτυχιακής διατριβής έγινε από τον Αναπλ. Καθηγητή Νεοτεκτονικής-Μικροτεκτονικής, Σωτήρη Κοκκάλα και οι διαδικασίες της μορφοτεκτονικής ανάλυσης που πραγματοποιήσαμε, βρίσκονταν υπό την επίβλεψή του καθόλη την διάρκεια της διατριβής. Σκοπός της εργασίας είναι η μορφοτεκτονική ανάλυση του ρήγματος της Αρκίτσας με την βοήθεια γεωμορφικών δεικτών και την χρήση γεωγραφικών συστημάτων πληροφοριών (GIS).Οι δείκτες αυτοί μετρήθηκαν με την βοήθεια ψηφιακού μοντέλου αναγλύφου της περιοχής (DTM) για να εξάγουμε κάποια συμπεράσματα όσο αναφορά την ενεργότητα των ρηγμάτων της περιοχής. Το ρήγμα της Αρκίτσας, αν και θεωρείται ενεργό εξαιτίας του έντονου τοπογραφικού αναγλύφου και του εντυπωσιακού ρηξιγενούς επιπέδου του (κατοπτρική επιφάνεια), εν τούτοις η δραστηριότητά του παραμένει άγνωστη και κανένας ιστορικός ή σύγχρονος σεισμός δεν έχει συσχετιστεί μαζί του. Πολλές έρευνες, γεωλογικές και σεισμοτεκτονικές, έχουν γίνει τα τελευταία χρόνια στο συγκεκριμένο ρήγμα για να εκτιμηθεί η δραστηριότητα του, καθώς ο καθρέφτης του ρήγματος έχει έκταση μεγαλύτερη των 800 μέτρων και ύψος φτάνει τα 60 μέτρα. Αυτό είναι παγκοσμίως σπάνιο και κατατάσσει το ρήγμα της Αρκίτσας ως ένα γεωλογικό φαινόμενο παγκοσμίου επιστημονικού ενδιαφέροντος. Λόγω της μεγάλης έκτασης της κατοπτρικής επιφάνειας του ρήγματος η περιοχή είναι ιδανική για την διεξαγωγή ερευνών και γίνονται προσπάθειες από την επιστημονική κοινότητα για την ανάδειξη και αξιοποίηση του. Στόχος τους είναι η ένταξή του ρήγματος στον κατάλογο των ελληνικών γεωπάρκων, καθώς και ο χαρακτηρισμός του ως Γεωτόπου Παγκόσμιας Γεωλογικής Κληρονομιάς από την UNESCO. 8

9 Περιοχή Μελέτης Η περιοχή μας βρίσκεται στο Νομό Φθιώτιδας στη Κεντρική Στερεά Ελλάδα και εντάσσεται στο ευρύτερο μορφοτεκτονικό σύστημα του Βορείου Ευβοϊκού Κόλπου. Η περιοχή μελέτης της παρούσας εργασίας, είναι η περιοχή του ρήγματος της Αρκίτσας και των ρηξιγενών δομών που εμφανίζονται σ αυτήν. Στην περιοχή παρατηρούμε κανονικά ρήγματα διεύθυνσης Α-Δ έως ΒΔ-ΝΑ, που αποτελούν το Νότιο περιθώριο της λεκάνης του Σπερχειού, μιας ευρύτερης λεκάνης σε σχέση με την περιοχή μελέτης, μήκους 100km. Εικόνα 1 (αριστερά): Απλοποιημένος χάρτης που δείχνει τα κύρια δομικά χαρακτηριστικά κατά μήκος της Ελληνικής χερσονήσου, καθώς και τις κύριες ενεργές δομές. Οι μέσες οριζόντιες ταχύτητες GPS στην πλάκα του Αιγαίου φαίνονται σε σχέση με ένα Ευρασιατικό σταθερό πλαίσιο αναφοράς. CG: Κορινθιακή τάφρος, TG: τάφρος Τιθορέας, AG: Τάφρος Αταλάντης, AS.G: Τάφρος Αλμυρού- Σπερχειού, MB: Λεκάνη Μεγάρων. ΝΑΤ: Λεκάνη Βορείου Αιγαίου, NAF: Ρήγμα Βόρειας Ανατολίας, KFZ: Ρήγμα μετασχηματισμού Κεφαλονιάς, MRAC: Πρίσμα προσαύξησης της Ανατ. Μεσογείου. (Δεξιά): Χάρτης της κεντρικής Ελλάδας κοντά στον Κόλπο της Βόρειας Εύβοιας που δείχνει τις κύριες ρηξιγενείς ζώνες στην ευρύτερη περιοχή και την περιοχή μελέτης (βέλος). ATF: Ρήγμα Αταλάντης, ARF:Ρήγμα Αρκίτσας, KLF: Ρήγμα Καλλίδρομου, KVF: Ρήγμα Καμένων Βούρλων (χάρτης τροποποιημένος από Kokkalas et.al. 2006) 9

10 Λεκάνη Σπερχειού Η λεκάνη του Σπερχειού αποτελεί μια από τις πιο σημαντικές νεοτεκτονικές δομές του Ελληνικού χώρου. Έχει άξονα με διεύθυνση ΔΒΔ-ΑΝΑ και εκτείνεται από το όρος Τυμφρηστός στα δυτικά ως τον κόλπο του Μαλιακού στα ανατολικά (Κράνης 1999).Η κοιλάδα του Σπερχειού ποταμού είναι ένα μέρος μιας τεκτονικής ύφεσης που ελέγχεται από ρήγματα διευθύνσεων ΒΔ-ΝΑ και Α-Δ παράλληλα στην ρηξιγενή ζώνη της Αταλάντης. Πιο συγκεκριμένα έχει παρατηρηθεί πως τα κανονικά ρήγματα με υψηλή γωνία κλίσης έχουν κατεύθυνση Α-Δ ενώ τα ρήγματα επωθήσεων που έχουν χαμηλή γωνία παρουσιάζουν ΒΔ-ΝΑ κατεύθυνση. Ο τεκτονισμός ξεκίνησε στο τέλος του Πλειόκαινου και στο ξεκίνημα της Πλειστοκαινικής περιόδου. Στην περιοχή έλαβαν χώρα ισχυροί σεισμοί όπως αυτοί το 426 π.χ και το 1894 μ.χ που προκάλεσαν μεγάλες καταστροφές (Mouyiaris, 1988; Pirazzoli et.al.1999). Εικόνα 2. Γεωλογικός Νεοτεκτονικός χάρτης Φθιώτιδος (από Κράνης, 1999).Μεταλπικές αποθέσεις 1 αλλουβιακές αποθέσεις 2-Πλευρικά κορρήματα 3- Πλειστοκαινικά ιζήματα 4- Νεογενή 5- Ηφαιστειακά Τεταρτογενή (περιοχές Λιχάδων και Αγ. Κωνσταντίνου) Αλπικοί σχηματισμοί 7- Φλύσχης 8- Ασβεστόλιθοι Άνω Κρητιδικού 9- Σχιστοκερατολιθική διάπλαση 10- Ασβεστόλιθοι Πίνδου - Βαρδουσίας 11- Ασβεστόλιθοι Παρνασσού 12- Ασβεστόλιθοι Υποπελαγονικής ενότητας13-ηφαιστειοιζηματογενές Σύμπλεγμα 14-Οφιόλιθοι 10

11 Βόρειος Ευβοϊκός Κόλπος Παραμόρφωση Ευρύτερης Περιοχής Από το Άνω Μειόκαινο, η περιοχή της Κεντρικής Ελλάδας υφίσταται εφελκυστική παραμόρφωση σε διεύθυνση Β-Ν έως ΒΑ-ΝΔ τοπικά, με ρυθμούς της τάξης των 1-2mm/yr (Clarke et al., 1998), ως αποτέλεσμα της σύνθετης τεκτονικής παραμόρφωσης λόγω αλληλεπίδρασης δύο διαφορετικών μηχανισμών μεγάλης κλίμακας: α) της καταβύθισης τμήματος της Αφρικανικής πλάκας κάτω από την Αιγιακή μικροπλάκα, κατά μήκος του Ελληνικού τόξου, και β) της διαστολής στην οπισθοχώρα του Αιγαίου, σε συνδυασμό με την κίνηση προς τα δυτικά της μικροπλάκας της Ανατολίας(Doutsos and Kokkalas,2001; Kokkalas et al., 2006) Ο Βόρειος Ευβοϊκός κόλπος είναι ένα μεγάλο τεκτονικό βύθισμα αντίστοιχο με τον Κορινθιακό οποίος διαμορφώθηκε στη διάρκεια του Τεταρτογενούς από την δράση κανονικών ρηγμάτων διεύθυνσης ΒΔ-ΝΑ έως ΔΒΔ-ΑΝΑ (Roberts and Jackson, 1991) και αποτελεί μια περιοχή με έντονη νεοτεκτονική δραστηριότητα που κυριαρχείται από εντυπωσιακά ενεργά ρήγματα. Τα ρήγματα Θερμοπυλών, Καμένων Βούρλων, Άγιου Κωνσταντίνου, Αρκίτσας, Αταλάντης και Καλλιδρόμου παρουσιάζουν μορφοτεκτονικά και γεωλογικά στοιχεία τα οποία υποδεικνύουν πρόσφατη δραστηριότητα και μπορούν να χαρακτηριστούν ως ενεργά. Οι διευθύνσεις των ενεργών και πιθανά ενεργών ρηγμάτων (ΒΔ-ΝΑ και Δ- Α) συμπίπτουν με την διεύθυνση του σύγχρονου εφελκυσμού στον χώρο του Αιγαίου (Lemeille, 1977; Ganas et al. 1996; Papazachos and Kiratzi, 1996; Παυλίδης και συνεργάτες, 1999; Pantosti et al., 2001), ενώ αναφέρονται και πιθανές ενεργές ρηξιγενείς ζώνες διεύθυνσης ΝΔ-ΒΑ (Kranis et al., 2001). Η σύνδεση του συστήματος ρηγμάτων της Βόρειας Ανατολίας με τις μεγάλες τεκτονικές τάφρους της ηπειρωτικής Ελλάδος καθώς και οι υποθέσεις της επέκτασης του στην θάλασσα του Αιγαίου (Armijo et al. 1996) οδήγησαν σε μελέτες της ευρύτερης περιοχής του βόρειου Ευβοϊκού κόλπου (Makris et al. 2001) και του ρήγματος της Αρκίτσας (Kokkalas et al. 2007). Σ αυτή την περιοχή λοιπόν υπάρχουν τρία κύρια συστήματα ρηγμάτων. Μια παράκτια ρηξιγενής ζώνη που οριοθετεί το Βόρειο Ευβοϊκό κόλπο και τη λεκάνη του Σπερχειού και εκτείνεται για ~100km από την Αρκίτσα στα Ανατολικά μέχρι τον Σπερχειό στα δυτικά. Η βάση των ρηγμάτων σε αυτή την ζώνη αποτελείται από ασβεστόλιθους Μεσοζωικής ηλικίας και Νεογενή ιζήματα (Roberts and Jackson, 1991) 11

12 Η ζώνη του Καλλίδρομου αποτελεί μια παράλληλη ρηξιγενή ζώνη 8 km νοτιότερα της παράκτιας ζώνης η οποία έχει ανυψώσει τους αλπικούς σχηματισμούς m πάνω από τις μεταλπικές αποθέσεις της λεκάνης του Ρεγγινίου. Προχωρώντας νοτιότερα συναντάμε την ρηξιγενή ζώνη του Παρνασσού που έχει διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ και οριοθετεί το Όρος Παρνασσός στα ΒΑ με ύψος που φτάνει τα 2300m. Οι τρεις κύριες ρηξιγενής ζώνες που αναφέραμε οριοθετούν στην περιοχή 3 λεκάνες, από Νότο προς Βορρά.Τη λεκάνη μεταξύ Παρνασσού και Καλλίδρομου, τη λεκάνη του Ρεγγινίου και τη λεκάνη του Σπερχειού. Εικόνα 3: Οι τρεις κύριες λεκάνες (Μπράλου, Ρεγγινίου, Σπερχειού) μαζί με τα τρία κύρια συστήματα ρηγμάτων που τις οριοθετούν, στην περιοχή του Βόρειου Ευβοϊκού κόλπου. (Πηγή: Goldsworthy M., et al. 2001) Η πιο πρόσφατη και ενεργός τεκτονικά είναι η παράκτια ρηξιγενής ζώνη που εκτείνεται από την Αρκίτσα μέχρι και τον Σπερχειό. 12

13 ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΠΕΡΙΟΧΗΣ Η περιοχή του Βόρειου Ευβοϊκού Κόλπου αποτελείται από τα αλπικά πετρώματα της Υποπελαγονικής ζώνης που συνιστούν το γεωλογικό υπόβαθρο, και τις ρηξιγενείς τάφρους που δημιουργήθηκαν από την νεοτεκτονική δράση των ρηγμάτων και οι οποίες έχουν πληρωθεί από νεότερα ιζήματα ηλικίας Πλειοκαίνου Τεταρτογενούς (ΙΓΜΕ, 1983).Η Αρκίτσα βρίσκεται εντός της λεκάνης του Σπερχειού η οποία αποτελεί μια μεταλπική λεκάνη. Η ρηξιγενής ζώνη φέρνει σε επαφή αλπικούς και μεταλπικούς σχηματισμούς τους οποίους έχει ανυψώσει κατά μέτρα περίπου έναντι των αλπικών. Οι μεταλπικοί σχηματισμοί αποτελούνται από νεογενή και τεταρτογενή ιζήματα. Οι σχηματισμοί αυτοί, είναι μεταγενέστεροι και ανεξάρτητοι από το κύριο Αλπικό ορογενετικό σύστημα. Η περιγραφή και ανάλυση τους είναι σημαντική γιατί συνδέονται γενετικά με τις νεότερες τεκτονικές κινήσεις. Τα μεταλπικά στην περιοχή μας διαχωρίζονται σε νεογενή που αποτελούνται ως επί το πλείστον από ψαμμιτικές μάργες με εναλλαγές μαργών καθώς και από συμπαγής ασβεστιτικές μάργες. Τα πλέον πρόσφατα ρηξιγενή πρανή, κυρίως στην περιοχή της Αταλάντης, Ασπρορέματος και στην Αρκίτσα καλύπτονται από σύγχρονα πλευρικά κορήματα που αποτελούνται από άμμο, άργιλο και γωνιώδη τεμάχη ασβεστόλιθων και δολομιτών σε ασύνδετη μορφή. Εικόνα 4: Γεωλογικός Χάρτης της περιοχής μελέτης 13

14 Υποπελαγονική Ζώνη Η Υποπελαγονική ζώνη βρίσκεται δυτικά της Πελαγονικής, έχει διεύθυνση ΒΒΔ- ΝΝΑ και ανήκει στις Εσωτερικές Ελληνίδες, οι οποίες έχουν επηρεαστεί από δύο ορογενετικά γεγονότα. Το πιο παλιό ορογενετικό γεγονός σημειώθηκε κατά το Κατώτερο Κρητιδικό και λέγεται Παλαιοαλπικό, ενώ το νεότερο κατά το τέλος του Ηωκαίνου και ονομάζεται Μεσοαλπικό. Η Υποπελαγονική ζώνη εκτείνεται από την Αλβανία, κατά μήκος του κορμού της Ελλάδας, προς τη Δυτική Θεσσαλία και την Ανατολική Στερεά Ελλάδα. Επίσης, εμφανίζεται στα νησιά Σαλαμίνα, Ύδρα και την Ανατολική Πελοπόννησο και συνεχίζεται στη νήσο Κω και τη Μ. Ασία. Εικόνα 5: Τεκτονικός χάρτης που δείχνει που βρίσκεται η Υποπελαγονική ζώνη ( Αυτή η ζώνη είχε χαρακτηριστεί από τους Rentz (1955) και Μαρίνο (1957) με το όνομα Ζώνη Ανατολικής Ελλάδας. Ο όρος Υποπελαγονική δόθηκε από τον Aubouin (1959) για να υπογραμμίσει την στενή σύνδεση της με την Πελαγονική ζώνη. Καθόρισε δηλαδή την παλαιογεωγραφική θέση της Υποπελαγονικής ως τη προς τα δυτικά μεταβατική περιοχή του πελαγονικού υβώματος (προς τη βαθιά θάλασσα της Πίνδου) με αποτέλεσμα να έχουμε σε αυτή μεταβατικά ιζήματα, από τα νηριτικά προς τα πελαγικά. 14

15 Στον παλαιογεωγραφικό χώρο της Υποπελαγονικής ενότητας και προς την πλευρά της ενότητας Πίνδου αναπτύχθηκε στη διάρκεια της τελικής ορογενετικής δράσης του Αν. Ηωκαίνου, μια μεγάλη αύλακα (Μεσοελληνική Αύλακα). Η Μεσοελληνική Αύλακα ήταν ενεργή κυρίως το Ολιγόκαινο- Μ. Μειόκαινο σαν χώρος απόθεσης μολασσικών ιζημάτων, πολύ μεγάλου πάχους (~3500km) (Doutsos et al., 2006). ΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΑ Κύριο χαρακτηριστικό γνώρισμα της ενότητας αυτής είναι οι μεγάλες οφιολιθικές μάζες, όπου συνοδεύονται από τη σχιστοκερατολιθική διάπλαση που έχει μεγάλη εξάπλωση (Karipi et al., 2007). Ιδιαίτερα το προαλπικό της συνίσταται από τα Κατ. Παλαιοζωϊκά πετρώματα της Πελαγονίκης. Οι αλπικοί σχηματισμοί ξεκινούν από κάτω προς τα πάνω με τις Τριαδικές ενότητες:κροκαλοπαγή, ψαμμίτες, πυριτικοί ή νηριτικοί ασβεστόλιθοι. Στη συνέχεια, έχει Πελαγικούς Νηριτικούς ασβεστόλιθους Ιουρασικού, μετά είναι η σχιστοκερατολιθική διάπλαση Τριαδικού Ιουρασικού: κόκκινοι, πράσινοι και μαύροι αργιλικοί σχιστόλιθοι, όπου παίρνουν τη μορφή τεκτονικού μίγματος(mélange) που υπόκειται του καλύμματος των οφιολίθων. Μετά αποτελείται από λατεριτικά σιδηρονικελιούχα κοιτάσματα, ακόμα από ιζήματα Μέσο ΆνωΚρητιδικής επίκλυσης με ασβεστόλιθους-φλύσχη και τέλος, τα μεταλπικά ιζήματα μολασσικού τύπου (Μεσοελληνικής Αύλακας) Εικόνα 6: Στρωματογραφική στήλη της Υποπελαγονικής ζώνης. ( 15

16 Ρηξιγενής Ζώνη Αρκίτσας Η συγκεκριμένη ρηξιγενής ζώνη αποτελεί τμήμα του Βόρειου Ευβοϊκού Κόλπου και είναι κομμάτι του περιθωρίου της λεκάνης του Σπερχειού. Η ρηξιγενής ζώνη της Αρκίτσας έχει μήκος περίπου 10km και έχει ένα φαινόμενο άλμα που ξεπερνάει τα m.Το ρήγμα της Αρκίτσας αποτελεί ένα τμήμα μιας σειράς κανονικών ρηγμάτων βορείου βύθισης και διεύθυνσης Α-Δ έως ΒΔ-ΝΑ τα οποία συνιστούν την ευρύτερη ρηξιγενή ζώνη των Καμένων Βούρλων Αρκίτσας. Η ρηξιγενής ζώνη της Αρκίτσας (εικ. 7) ξεκινάει νότια της περιοχής Λόγγος και συνεχίζει προς τα ανατολικά διερχόμενη νότια της περιοχής Μελιδόνι, ακολουθώντας μια διεύθυνση ΔΒΔ-ΑΝΑ για περίπου 1,5 χλμ. Στη συνέχεια καταλήγει σε μια step-over ζώνη όπου εμφανίζονται δύο υπο-τμήματα της ζώνης αυτής, βόρεια και νότια της περιοχής Δαφνούσας. Το τμήμα (2) έχει την ίδια ΔΒΔ-ΑΝΑ διεύθυνση ενώ το τμήμα (3) παρουσιάζει μια ΑΒΑ-ΔΝΔ γενική διεύθυνση. Το δυτικό τμήμα του (3) αντιστοιχεί στη γνωστή εμφάνιση του ρήγματος της Αρκίτσας. Τέλος, η ρηξιγενής ζώνη τερματίζει στο ίχνος του ΒΒΔ-ΝΝΑ διευθυνόμενου ρήγματος των Λιβανάτων. Εικόνα 7:Η γεωγραφική θέση της ρηξιγενούς ζώνης της Αρκίτσας που αποτελείται από 3 τμήματα. 16

17 Το μέτωπο ρήγματος της Αρκίτσας-καθρέφτης είναι το πιο εκτεταμένο και καθαρό μέτωπο ρήγματος που παρατηρούμε στην περιοχή χωρίς να έχει υποστεί μεγάλη διάβρωση λόγω μιας πρόσφατης αποκάλυψής του, που συνέβη το 1996 (εξαιτίας λειτουργίας λατομείου στην περιοχή) η οποία και αποκάλυψε ένα μέτωπο-καθρέφτη ρήγματος ύψους 50m και μήκους πάνω από 500m (Jackson & McKenzie, 1999). Εικόνα 8: Η κατοπτρική επιφάνεια του ρήγματος της Αρκίτσας (Πηγή: Kokkalas et.al ) 17

18 Σεισμικότητα της Ρηξιγενούς Ζώνης της Αρκίτσας Η περιοχή αποτελεί ένα μυστήριο από σεισμολογικής άποψης διότι αν και το ρήγμα θεωρείται ενεργό, εξαιτίας της έντονης μορφολογίας του και του εντυπωσιακού ρηξιγενούς επιπέδου του, εν τούτοις η δραστηριότητά του παραμένει άγνωστη. Πρόσφατα το Τμήμα Γεωλογίας του Πανεπιστημίου Πατρών, με επικεφαλής τον Αναπλ. Καθηγητή Νεοτεκτονικής-Μικροτεκτονικής, Σωτήρη Κοκκάλα, σε συνεργασία με το Πανεπιστήμιο Durham της Μ.Βρετανίας διεξήγαγαν έρευνα στην περιοχή. Εφάρμοσαν για πρώτη φορά σε ρήγμα στην Ελλάδα μία τεχνική που χρησιμοποιεί δέσμη ακτίνων λέιζερ για τη λεπτομερέστερη γεωμετρική αποτύπωσή του (LiDAR). Σκοπός αυτής της μελέτης, σε συνδυασμό με παλαιοσεισμική έρευνα στον εν λόγω ρήγμα, ήταν η λεπτομερής γεωμετρική αποτύπωση του ρήγματος ώστε να εκτιμηθεί η τεκτονική του ωριμότητα και δραστηριότητα ώστε προβλεφθεί το μέγεθος ενός πιθανού μελλοντικού σεισμού. Από παλαιοσεισμολογική άποψη, το ρήγμα της Αρκίτσας φαίνεται ότι έχει δώσει στο παρελθόν τουλάχιστον τέσσερις ισχυρούς σεισμούς τα τελευταία χρόνια, με τον τελευταίο να εκτιμάται ότι έγινε περίπου το π.χ. Αρχαιολογικά ευρήματα καταστροφής στον παρακείμενο αρχαίο οικισμό του Κύνου (σημ. Λιβανάτες), καθώς και ραδιοχρονολογήσεις σε αποθέσεις tsunami στην περιοχή της ανασκαφής και βύθιση της ακτογραμμής στην ίδια περίοδο του 12ου-11ου π.χ. αιώνα, πιθανώς συνδέονται με την τελευταία ενεργοποίηση του ρήγματος της Αρκίτσας. Η περίοδος επανάληψης ισχυρών σεισμών είναι αρκετά μεγάλη και υπολογίζεται ότι γίνονται κάθε χρόνια. Δεδομένου λοιπόν ότι έχουν περάσει γύρω στα χρόνια από τον τελευταίο σεισμό, έχουμε ήδη μπει στην περίοδο που θεωρείται εν δυνάμει ύποπτη για νέα σεισμική δράση του ρήγματος της Αρκίτσας. Εκτιμώντας λοιπόν οι επιστήμονες πρώτη φορά στον ελληνικό χώρο την ενεργότητα του ρήγματος της Αρκίτσας, θεωρούν ότι, σε περίπτωση ενεργοποίησης ενός μεγάλου ρηξιγενούς τμήματος ή ολόκληρης της ζώνης, το ανώτερο μέγεθος σεισμού που μπορεί να δώσει είναι της τάξης μεγέθους των 5,9-6,2 βαθμών Ρίχτερ. Σύμφωνα με τα αποτελέσματα, η επιφάνεια ολίσθησης του ρήγματος της Αρκίτσας είναι αρκετά πολύπλοκη και απέχει αρκετά από την επίπεδη γεωμετρία που θεωρούσαμε μέχρι σήμερα ότι παρουσιάζουν τα ρήγματα. 18

19 Μορφοτεκτονική ανάλυση και γεωμορφικοί δείκτες ενεργού τεκτονικής. Στην Τεκτονική γεωμορφολογία ως Μορφομετρία ορίζεται η ποσοτική μέτρηση της μορφής του αναγλύφου. Η ποσοτική μέτρηση παραμέτρων των γεομορφών όπως μέγεθος,υψόμετρο και κλίση, μας επιτρέπουν την αντικειμενική σύγκριση μεταξύ διαφορετικών γεωμορφών και τον υπολογισμό γεωμορφικών δεικτών (Keller and Pinter, 2002) Αρκετοί γεωμορφικοί δείκτες μπορούν να χρησιμοποιηθούν για ανάλυση της τοπογραφίας καθώς και για την σχετική τεκτονική δραστηριότητα. Επιμέρους δείκτες βασίζονται σε ανάλυση του υδρογραφικού δικτύου ή στους πρόποδες των βουνών. Οι δείκτες αντιπροσωπεύουν μια ποσοτική ανάλυση σε διαφορετικές γεωμορφολογικές αναλύσεις που σχετίζονται με την διάβρωση και τις διαδικασίες της απόθεσης που περιλαμβάνουν το κανάλι του ποταμού, επιμήκη προφίλ, και την μορφολογία της κοιλάδας καθώς και μέτωπα ρηγμάτων που προήλθαν από τεκτονική δραστηριότητα. Οι δείκτες της ενεργού τεκτονικής μπορούν να ανιχνεύσουν ανωμαλίες στο ποτάμιο σύστημα ή κατά μήκος του πόδα του βουνού. Αυτές οι ανωμαλίες μπορεί να δημιουργηθούν από τοπικές αλλαγές εξαιτίας της τεκτονικής δραστηριότητας που προκύπτει από ανύψωση ή καθίζηση (Hamdouni et al., 2007).Συνήθως, τα πρωτογενή δεδομένα για τον υπολογισμό των μορφοτεκτονικών δεικτών μπορούν να εξαχθούν εύκολα από τοπογραφικούς χάρτες και αεροφωτογραφίες (Keller, 1986). Για την μορφοτεκτονική ανάλυση της περιοχής μελέτης εφαρμόστηκαν κατάλληλοι μορφομετρικοί δείκτες. Αυτοί ήταν ο δείκτης Μήκους κλίσης ρέματος (Stream-length gradient index, SL), ο δείκτης της Kατά βάθος και κατά πλάτος διάβρωσης χειμάρρων ή Λόγος πλάτους προς ύψος κοιλάδας (Ratio of valley-floor width to valley height index, V f ), ο δείκτης Ευθυγράμμισης του πρόποδα (Mountain front sinuosity index, S mf ), ο δείκτης Συντελεστής Ασυμμετρίας Λεκάνης Απορροής (Asymmetric factor, A F ) και ο Δείκτης Σχήματος Λεκάνης Απορροής ή Λόγος Επιμήκυνσης Λεκάνης Απορροής (Index of drainage basin shape, Bs) 19

20 Δείκτης Μήκους Κλίσης Ρέματος SL (Stream Length- Gradient Index) Η εξέλιξη της τοπογραφίας απορρέει από την προσαρμογή μεταξύ διαβρωτικών διεργασιών, καθώς ρέματα και ποτάμια ρέουν πάνω από βράχους και εδάφη διαφορετικής αντοχής (Hack,1973). Η προσαρμογή τελικά αγγίζει μια δυναμική ισορροπία. Ο δείκτης Μήκους Κλίσης ρέματος ορίστηκε από τον Hack (1973) σε μια μελέτη του ρόλου της αντοχής των πετρωμάτων σε ρέματα στα Απαλάχια Όρη των νοτιοανατολικών Ηνωμένων Πολιτειών. Ο δείκτης αυτός υπολογίζεται για ένα ορισμένο σημείο ποταμού και ορίζεται ως SL= (ΔH/ΔL)*L (1 ) όπου: ΔH/ΔL η κλίση της κοίτης και L το συνολικό μήκος του ποταμού από το σημείο μέτρησης του δείκτη μέχρι το υψηλότερο σημείο της κοίτης. Εικόνα 9:Σχηματικό διάγραμμα στο οποίο φαίνεται ο τρόπος υπολογισμού του δείκτη Μήκους-Κλίσης Ρέματος SL για ένα τμήμα του κύριου κλάδου ενός υποθετικού υδρογραφικού δικτύου(τροποποιημένο από Keller and Pinter, 2002). Ο δείκτης SL μπορεί να χρησιμοποιηθεί για την αξιολόγηση της τεκτονικής δραστηριότητας. Ο δείκτης SL θα αυξήσει τις τιμές του όταν ποτάμια και ρέματα ρέουν πάνω από ενεργές ανυψώσεις και μπορεί να εμφανίζει μικρότερες τιμές όταν ρέουν παράλληλα σε περιοχές όπως κοιλάδες πού έχουν δημιουργηθεί από ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης (Keller and Pinter, 2002). 20

21 Ο δείκτης SL θεωρείται ότι είναι ευαίσθητος σε μεταβολές της κλίσης της κοίτης και εξαιτίας αυτής της ιδιαιτερότητας μας επιτρέπει την διερεύνηση της σχέσης μεταξύ τεκτονικής δραστηριότητας, λιθολογίας και αναγλύφου (Keller, 1986). Η χρήση του δείκτη SL στην τεκτονική γεωμορφολογία πραγματοποιείται με τη σύγκριση των τιμών του δείκτη μεταξύ διαφορετικών λεκανών απορροής ή την αναγνώριση ανωμαλιών των τιμών του SL κατά μήκος μιας μόνο λεκάνης. Χρησιμοποιώντας συγκεντρώσεις των τιμών του SL, παρά τις απόλυτες τιμές, η μελέτη του SL θεωρείται ότι μπορεί να μας προσφέρει χρήσιμα στοιχεία με τουλάχιστον δύο τρόπους (Burbank and Anderson,2001): α) Ως εργαλείο αναγνώρισης περιοχών έντονης τεκτονικής δραστηριότητας. β) Την ποσοτικοποίηση της απόκρισης του αναγλύφου σε διαφορετικά ποσοστά ανύψωσης ή βύθισης. Δείκτης Λόγου Πλάτους Κοιλάδας προς Ύψος Κοιλάδας V f (Ratio of Valley- FloorWidthtoValleyHeight) Ο δείκτης V f ορίζεται ως ο λόγος του πλάτους του δαπέδου της κοιλάδας προς το ύψος της (Bull and McFadden, 1977; Bull, 1978) και υπολογίζεται από την σχέση: V f = 2V fw / [(E ld E sc ) + (E rd E sc )] (2) όπου V fw είναι το πλάτος της κοιλάδας, E ld και E rd είναι τα υψόμετρα του υδροκρίτη στην αριστερή και δεξιά πλευρά της κοιλάδας, αντίστοιχα, και E sc είναι το υψόμετρο της κοίτης. Ο δείκτης αυτός διαφοροποιείται μεταξύ κοιλάδων με ένα ευρύ δάπεδο σε σχέση με το ύψος των τοιχωμάτων της κοιλάδας με ένα U σχήμα σε σύγκριση με στενές απότομες κοιλάδες σχήματος V. Κοιλάδες σχήματος U γενικά εμφανίζουν υψηλές τιμές του δείκτη V f ενώ οι κοιλάδες με σχήμα V σχετικά χαμηλές τιμές (Hamdouniet al., 2007). Έχει παρατηρηθεί ότι οι κοιλάδες συχνά στενεύουν ανάντη του ορεογραφικού μετώπου (Ramírez-Herrera,1998). Σαν αποτέλεσμα οι τιμές του Vf ποικίλουν ανάλογα με το μέγεθος της λεκάνης, την απόθεση του ρέματος και του είδους του πετρώματος. Γι αυτό οι τιμές του Vf πρέπει να συγκρίνονται για παρόμοιες γεωλογικές συνθήκες (Hamdouni et al., 2007). 21

22 Για να υπολογιστεί ο λόγος V f κατασκευάζονται τοπογραφικές τομές κατά μήκος της κοίτης των ρεμάτων που διασχίζουν κάθετα το ρήγμα. Οι τοπογραφικές τομές πρέπει να είναι παράλληλες στο ορεογραφικό μέτωπο, στην βάση του ρήγματος. Η τιμή του δείκτη V f υπολογίζεται για τις κύριες κοιλάδες που διασχίζουν μέτωπα βουνών στην περιοχή μελέτης και σε μια συγκεκριμένη απόσταση από το μέτωπο. Ένας άλλος τρόπος, εκτίμησης των εγκάρσιων προφίλ των κοιλάδων είναι με τον υπολογισμό του λόγου του εμβαδού του πραγματικού τμήματος της κοιλάδας σε τομή (δηλαδή της περιοχής που έχει διαβρωθεί) προς το εμβαδόν ενός ημικυκλίου με ακτίνα ίση με το ύψος του παρακείμενου στην κοιλάδα υδροκρίτη (Mayer, 1986). Εικόνα 10:Σχήμα: A) Σχηματικό διάγραμμα στο οποίο φαίνεται ο τρόπος υπολογισμού του δείκτη Λόγου Πλάτους Κοιλάδας προς Ύψος Κοιλάδας (Vf) (τροποποιημένο από Keller and Pinter, 2002). B) Παραδείγματα τιμών του δείκτη Λόγου Πλάτους Κοιλάδας προς Ύψος Κοιλάδας (Vf) για διαφορετικά πλάτη κοιλάδων (τροποποιημένο από Burbank and Anderson, 2001). Δείκτης Ευθυγράμμισης Ορεογραφικού Μετώπου Smf (Mountain-Front Sinuosity) Ο δείκτης Ευθυγράμμισης Ορεογραφικού Μετώπου Smf ορίστηκε από τον Bull (2007) ως: Smf = Lmf / Ls (3) 22

23 όπου Lmf είναι το μήκος του ορεογραφικού μετώπου μετρούμενο ακολουθώντας τους πρόποδες του για συγκεκριμένες ισοϋψείς καμπύλες, και Ls το μήκος της ευθείας γραμμής που ενώνει τα όρια του μήκους του ορεογραφικού μετώπου. Αυτός ο δείκτης έχει χρησιμοποιηθεί για να αξιολογηθεί η τεκτονική δραστηριότητα σε μια περιοχή κατά μήκος ορεογραφικών μετώπων (Bull and McFadden, 1977; Keller and Pinter, 2002; Bull, 2007; Pérez-Peña et al., 2010) Σε ορεογραφικά μέτωπα που σχετίζονται με ενεργό τεκτονική, η ανύψωση θα υπερισχύσει των διαβρωτικών διεργασιών δημιουργώντας ευθύγραμμα μέτωπα και εμφανίζουν χαμηλές τιμές του δείκτη S mf. Κατά μήκος λιγότερο ενεργών μετώπων οι διαβρωτικές διαδικασίες θα δημιουργήσουν ένα ακανόνιστου σχήματος μέτωπο και η τιμή του δείκτη S mf θα αυξηθεί. Μερικές έρευνες έχουν προτείνει ότι τιμές του δείκτη S mf χαμηλότερες από 1,4 είναι ενδεικτικές τεκτονικά ενεργών μετώπων (Silva et al., 2003). Εικόνα 11:Διάγραμμα στο οποίο αποτυπώνεται ο τρόπος υπολογισμού του δείκτη S mf (Keller & Pinter, 2001) 23

24 Συντελεστής Ασυμμετρίας Λεκάνης Απορροής (Asymmetric factor, AF ) Ο συντελεστής ασυμμετρίας είναι ένας τρόπος να αξιολογηθεί η τεκτονική προέλευση της κλίσης ή περιστροφής των λεκανών απορροής των ποταμών. Η μέθοδος αυτή μπορεί να εφαρμοστεί σε μια σχετικά μεγάλη περιοχή (Hare and Gardner, 1985; Keller and Pinter, 2002).Ορίζεται από την παρακάτω μαθηματική σχέση: AF = 100 (Ar / At) (4) όπου Ar είναι το εμβαδόν του τμήματος της λεκάνης που βρίσκεται δεξιά(κοιτώντας προς τα κατάντη) του κύριου ποταμού και At είναι το συνολικό εμβαδόν της λεκάνης απορροής του ποταμού. Αν μια λεκάνη έχει αναπτυχθεί υπό σταθερές συνθήκες με ελάχιστη ή καμία κλίση, ο συντελεστής A F είναι κοντά στο 50. Ο δείκτης είναι ευαίσθητος στις αλλαγές της κλίσης της λεκάνης με άξονα κάθετο προς την διεύθυνση του καναλιού. Μια τιμή του Συντελεστή Ασυμμετρίας πάνω ή κάτω από 50 μπορεί να προκύψει από την κλίση της λεκάνης η οποία απορρέει είτε από ενεργό τεκτονική είτε από διαφορική διάβρωση λόγω διαφορετικής λιθολογίας (Hamdouni et al., 2007). Εικόνα 12: A)Σχηματικό διάγραμμα στο οποίο φαίνεται ο τρόπος υπολογισμού του ΣυντελεστήΑσυμμετρίας (τροποποιημένο από Keller and Pinter, 2002). Β) Παράδειγμα εφαρμογής του AF: οι λεκάνες απορροής στην βάση του κανονικού ρήγματος έχουν υποστεί κλίση προς τα ΝΑ. Παρατηρούμε ότι ο AF παίρνει τιμές κοντά στο 50 στα περιθώρια του ανυψωμένου τέμαχους όπου η τεκτονική κλίση είναι μικρότερη, ενώ κοντά στο ρήγμα όπου έχουμε μεγαλύτερη ανύψωση οι τιμές του αυξάνουν AF~75(τροποποιημένο από Hare and Gardner, 1985). 24

25 Δείκτης Σχήματος Λεκάνης Απορροής Bs (Drainage Basin Shape ) ή Λόγος Επιμήκυνσης Λεκάνης Απορροής (Basin Elongation Ratio) Σχετικά νέες λεκάνες απορροής σε ενεργά τεκτονικές περιοχές τείνουν να είναι επιμήκεις σε σχήμα σύμφωνα με την τοπογραφική πλαγιά ενός βουνού. Με συνεχή εξέλιξη ή με λιγότερο ενεργές τεκτονικές διαδικασίες το επίμηκες σχήμα τείνει να εξελιχθεί σε ένα πιο κυκλικό σχήμα(bull and McFadden, 1977).Το σχήμα της λεκάνης απορροής επηρεάζει το χρόνο συγκέντρωσης της απορροής,επομένως η παροχή που παρατηρείται στο στόμιο της λεκάνης απορροής και το φορτίο του υλικού που μεταφέρεται από το υδρογραφικό δίκτυο, εξαρτώνται από τη γεωμετρία της (Cannon, 1976; Gregory and Walling, 1983; Garg, 1987). Η οριζόντια προβολή του σχήματος της λεκάνης μπορεί να περιγραφεί από τον λόγο επιμήκυνσης Bs (Cannon, 1976; Ramírez- Herrera, 1998) που εκφράζεται με την εξίσωση: Bs = Bl / Bw (5) όπου Bl είναι το μήκος της λεκάνης απορροής, μετρούμενο από το σημείο εξόδου του ποταμού στη λεκάνη απορροής έως το πιο απομακρυσμένο σημείο του υδροκρίτη και Bw είναι το πλάτος της λεκάνης απορροής μετρημένο κατά μήκος του μικρού άξονα της λεκάνης απορροής. Εικόνα 11: A) Σχηματικό διάγραμμα στο οποίο δίνεται αναλυτικά ο τρόπος υπολογισμού του δείκτη Σχήματος Λεκάνης Απορροής Bs (τροποποιημένο από Ramirez-Herrera,1998). Β) Σχέση μεταξύ της μορφής (γεωμετρίας) των λεκανών απορροής και της μορφολογίας του ορεογραφικού μετώπου (βάση του ενεργού ρήγματος) (τροποποιημένο από Mayer, 1986). 25

26 Υψηλές τιμές του Βs συνδέονται με επιμήκεις λεκάνες, που γενικά συσχετίζονται με περιοχές σχετικά υψηλότερης τεκτονικής δραστηριότητας. Χαμηλές τιμές του Bs υποδεικνύουν ένα πιο κυκλικό σχήμα λεκάνης που σχετίζεται γενικά με χαμηλή τεκτονική δραστηριότητα. Ταχέως ανυψωμένα μέτωπα βουνών γενικά παράγουν επιμήκεις απότομες λεκάνες και όταν η τεκτονική δραστηριότητα μειώνεται ή παύει η διεύρυνση των λεκανών λαμβάνει χώρα από τον πόδα του βουνού και προς τα πάνω (Ramírez-Herrera, 1998). Λεκάνες απορροής με επίμηκες σχήμα (τεκτονικά ενεργές) θεωρείται ότι αναπτύσσουν μικρής τάξης δευτερεύων δίκτυο συγκρινόμενες με λεκάνες απορροής κυκλικού σχήματος (ανενεργές τεκτονικά) (Strahler, 1964). ΕΡΓΑΣΙΕΣ ΜΟΡΦΟΤΕΚΤΟΝΙΚΗΣ ΑΝΑΛΥΣΗΣ - ΜΕΛΕΤΗΣ ΓΕΩΜΟΡΦΙΚΩΝ ΔΕΙΚΤΩΝ Διάφοροι γεωμορφικοί δείκτες μπορούν να χρησιμοποιηθούν για ανάλυση της τοπογραφίας καθώς και της σχετικής τεκτονικής δραστηριότητας. Αρκετές έρευνες έχουν πραγματοποιηθεί χρησιμοποιώντας γεωμορφικούς δείκτες για να εκτιμηθεί η τεκτονική δραστηριότητα σε μια περιοχή. Οι Bull, W.B., McFadden, L.D., 1977 μέτρησαν γεωμορφικούς δείκτες όπως τους (Smf,Vf,Bs) στο ρήγμα Garlock στην Καλιφόρνια. Χρησιμοποίησαν μικρής κλίμακας τοπογραφικούς χάρτες (1:250,000) αεροφωτογραφίες και μεγάλης κλίμακας τοπογραφικούς χάρτες (1:62,500). Το 1988 οι McKeown F. A., Meridee, Jones-Cecil, Askew B. L., and McGrath M.B. μελέτησαν την ανατολική περιοχή της οροσειράς Ozark στο Αρκάνσας των ΗΠΑ, χρησιμοποιώντας τον δείκτη SLγια να αποδείξουν την τεκτονική δραστηριότητα στην περιοχή. Επειδή η περιοχή που ήθελαν να μελετήσουν ήταν μια μεγάλη περιοχή, ήταν απαραίτητες μεγάλες ποσότητες δεδομένων κατάλληλες για επεξεργασία μέσω υπολογιστή. Ένα μεγάλο σύστημα υπολογιστή VAX-780 και ο περιφερειακός εξοπλισμός συνέταξαν μια μεγάλη ψηφιακή βάση δεδομένων με σημεία γεωγραφικού πλάτους και μήκους που όριζαν τις πορείες των ρεμάτων. Επίσης χρησιμοποίησαν ένα ψηφιοποιητή της εταιρίας Summagraphics για τις x,y και zσυντεταγμένες και το πρόγραμμα DIGTIZ για τα υψομετρικά δεδομένα. Οι x και y συντεταγμένες τροποποιήθηκαν μετά σε γεωγραφικό πλάτος και μήκος χρησιμοποιώντας την προβολή Lambert Equal Area σε ένα άλλο πρόγραμμα,το "MAPTRN". 26

27 Το ρήγμα του ποταμού Lo κοντά στο βουνό TamDao στο βόρειο Βιετνάμ ήταν η περιοχή που πραγματοποιήθηκε η επόμενη μελέτη. Οι Cuong N. Q. and Zuchiewicz W. A. (2001) ανέλυσαν τις μορφομετρικές παραμέτρους του πρόποδα οροσειράς στο Tam Dao χρησιμοποιώντας υπάρχουσες αεροφωτογραφίες και τοπογραφικούς χάρτες (1 : 25,000 και 1 : 50,000). Οι Zovoili E., Konstantinidi E. and Koukouvelas I.K.(2004) ασχολήθηκαν με την εφαρμογή της μορφομετρικής ανάλυσης σε δύο ρήγματα στην Κεντρική Ελλάδα, το ρήγμα των Κομποτάδων και της Νέας Αγχιάλου. Η ανάλυση του αναγλύφου βασίζεται στον υπολογισμό γεωμορφικών δεικτών (Smf, Vf, SL) συμπληρωμένη με εργασία επί του πεδίου. Οι τοπογραφικοί χάρτες κλίμακας 1:5000 ψηφιοποιήθηκαν χρησιμοποιώντας το ArcView 3.2 για να παράγουμε ψηφιακά μοντέλα αναγλύφου. Το ρήγμα της Ελίκης ήταν η περιοχή μελέτης για τους Verrios S., Zygouri V., and Kokkalas S. (2004) που πραγματοποίησαν μια μορφοτεκτονική ανάλυση εκεί. Χρησιμοποίησαν γεωμορφικούς δείκτες όπως Smf, Vf, SL και T με σκοπό να συσχετίσουν την ενεργό τεκτονική και τις διαβρωτικές διαδικασίες. Για τον υπολογισμό των γεωμορφικών δεικτών που αναφέρθηκαν παραπάνω χρησιμοποίησαν τοπογραφικούς χάρτες κλίμακας 1:5000 καθώς και αεροφωτογραφίες της περιοχής μελέτης. Ο Hamdouni R. El (2007) μελέτησε το Νοτιοδυτικό όριο της οροσειράς της Σιέρρα Νεβάδα, παρουσιάζοντας μια νέα μέθοδο για την αξιολόγηση της σχετικής τεκτονικής δραστηριότητας βασισμένη σε γεωμορφικούς δείκτες που είναι χρήσιμοι στην αξιολόγηση της μορφολογίας και της τοπογραφίας. Στους δείκτες που χρησιμοποιήθηκαν περιλαμβάνονται: SL,Af,Hi,Vf,Bs και Smf. Τα αποτελέσματα της ανάλυσης συγκεντρώθηκαν και εκφράστηκαν σαν ένας δείκτης σχετικής τεκτονικής δραστηριότητας (Iat) ο οποίος χωρίστηκε σε 4 κλάσεις από σχετικά χαμηλή έως υψηλότερη τεκτονική δραστηριότητα. Ο στόχος της παρούσας εργασίας ήταν να ποσοτικοποιήσουν διάφορους γεωμορφικούς δείκτες της σχετικής ενεργού τεκτονικής και ανάπτυξης της τοπογραφίας, ώστε να προκύψει ένας ενιαίος δείκτης που μπορεί να χρησιμοποιηθεί για να χαρακτηρίζει την σχετική ενεργό τεκτονική. Οι τιμές των γεωμορφικών δεικτών από την περιοχή μελέτης, καθορίστηκαν από ψηφιακά μοντέλα αναγλύφου (DEM) που δημιουργήθηκαν από χάρτες μικρής κλίμακας (1: ) και περιλαμβάνει μια περίληψη του δείκτη, μέσω ενός συστήματος γεωγραφικών πληροφοριών (GIS). 27

28 Μια ακόμα μελέτη που πρέπει να αναφερθεί, επικεντρώθηκε στην βόρεια τάφρο του Άνω Ρήνου, από τους Peters G. and VanBalen R.T. (2007). Η περιοχή υπέστη χαμηλή τεκτονική παραμόρφωση και πολλαπλές κλιματικές αλλαγές κατά την περίοδο του Τεταρτογενούς. Οι δείκτες Smf και Vf που μετρήθηκαν κατά μήκος των συνοριακών ρηγμάτων και στην περιοχή του πόδα, χρησιμοποιήθηκαν για να ορίσουμε τον βαθμό ενεργότητας των ρηγμάτων. Οι ποσοτικές μετρήσεις των δεικτών πραγματοποιήθηκαν με την χρήση ψηφιακών υψομετρικών δεδομένων. Σε αυτή την μελέτη χρησιμοποιήθηκε ένα ψηφιακό μοντέλο αναγλύφου (DEM)DGM50 M745 με 30 μέτρα οριζόντια ανάλυση και 3-5 μέτρα κάθετη. Για τις μετρήσεις στο δυτικό όριο του ρήγματος, χρησιμοποιήθηκε ένα DEMμε 20 μέτρα οριζόντια και 0,5 μέτρα κάθετη ανάλυση. Tsimi et al.(2007). Σε αυτή την εργασία παρουσιάζονται δεδομένα της τεκτονικής γεωμορφολογίας του ρήγματος των Σφακιών που βρίσκεται στην νοτιοδυτική Κρήτη, στην Ελλάδα. Η περιοχή χαρακτηρίζεται από τον ανταγωνισμό της ανύψωσης λόγω των ρηγμάτων στην περιοχή των Σφακιών και της περιφερειακής ανύψωσης λόγω της σύγκλισης των πλακών. Οι μορφοτεκτονικοί δείκτες κατά μήκος του ρήγματος (Bs, Vf, Smf) υπολογίστηκαν χρησιμοποιώντας το λογισμικό ΑrcGIS με την χρήση ενός αρχείου υψομέτρου από ένα μωσαϊκό από έξι φύλλα χάρτου κλίμακας (1:50000) από την Γεωγραφική Υπηρεσία Στρατού (ΓΥΣ) από όπου έφτιαξαν ένα ψηφιακό μοντέλο αναγλύφου 20- m (DEM). Ο Tsodoulos I.M. et al.(2008) χρησιμοποίησε σε αυτή την περίπτωση ένα DEM για την περιοχή μελέτης που βρίσκεται στον ανατολικό τομέα του Κορινθιακού Κόλπου, την περιοχή της Βοιωτίας στην Κεντρική Ελλάδα. Το DEM δημιουργήθηκε από την ψηφιοποίηση ισοϋψών καμπύλων από τοπογραφικούς χάρτες κλίμακας (1:50,000) από την Γεωγραφική Υπηρεσία Στρατού (ΓΥΣ) με κατακόρυφη ακρίβεια 10 μέτρα. Ακόμα για να πετύχουν υψηλότερη ανάλυση χρησιμοποίησαν στερεοζευγάρια αεροφωτογραφιών μιας μέσης κλίμακας (1:15,000). Όλοι οι μορφομετρικοί παράμετροι λήφθηκαν από τα ψηφιακά μοντέλα αναγλύφου χρησιμοποιώντας μεθόδους GIS. Μερικές φορές ένας μόνο από τους γεωμορφικούς δείκτες από τους οποίους αναφέρθηκαν παραπάνω λαμβάνεται υπόψη. Για παράδειγμα οι Troiani, F., DellaSeta, M., (2008) στην εργασία τους πραγματοποίησαν μόνο μια ανάλυση του δείκτη SL για την μικρή λεκάνη απορροής του ποταμού Tarugo που βρίσκεται στην Αδριατική πλευρά των Απεννίνων στην Κεντρική Ιταλία. Χρησιμοποίησαν αεροφωτογραφίες 1:12,000 28

29 (1974) και 1:33,000 (1955) για να αναγνωρίσουν και να χαρτογραφήσουν την περιοχή. Οι τιμές του SL λήφθηκαν χρησιμοποιώντας ένα τοπογραφικό χάρτη (1:25,000) και ακολουθώντας την μέθοδο του Hack (1973). Για τα προφίλ των ποταμών χρησιμοποιήθηκαν χάρτες 1:10,000 και όλα τα δεδομένα γεωαναφέρθηκαν και επεξεργάστηκαν με το λογισμικό GIS. Παρομοίως ο Monteiro (2010) πραγματοποίησε μια εφαρμογή του δείκτη SL στον ποταμό Tracunhaem στο Pernabuco,Βραζιλία. Τα δεδομένα που χρησιμοποιήθηκαν για την κατασκευή του DEM λήφθηκαν από ένα τμήμα του (SB-25-Y-C) φύλλο χάρτου, συνδυασμένη με το πρόγραμμα SRTM σε μια κλίμακα 1:250,000. Στην συνέχεια μια μέθοδος χωρικής παρεμβολής χρησιμοποιήθηκε για να δημιουργηθούν ισοϋψείς με 20 μέτρα ισοδιάσταση, λαμβάνοντας υπόψη ότι αυτή η ισοδιάσταση θα ήταν η πιο κατάλληλη για την κλίμακα που χρησιμοποιήθηκε. Ένα raster αρχείο του υδρογραφικού δικτύου επίσης δημιουργήθηκε συμβατό με μεγαλύτερες κλίμακες (1:100,000 e 1:25,000). Figueroa M., Knott J.R. (2010)στην μελέτη τους εξέτασαν γεωμορφικούς δείκτες (Smf, Vf) στο Δυτικό κομμάτι της οροσειράς της Σιέρρα Νεβάδα χρησιμοποιώντας DEM90,30 και 10 μέτρων. Όλες οι μετρήσεις μήκους των ποταμών και εγκάρσια προφίλ πραγματοποιήθηκαν χρησιμοποιώντας το πρόγραμμα Rivertools και το πρόγραμμα Mapinfov 7.0 χρησιμοποιήθηκε για την μέτρηση όλων των άλλων τιμών. Μια ακόμα μελέτη στην οροσειρά της Σιέρρα Νεβάδα έγινε από τον Pérez-Peña J. V. (2010). Αυτή η εργασία σκοπεύει να αξιολογήσει την τεκτονική δραστηριότητα στην οροσειρά της Σιέρα Νεβάδα (ΝΑ Ισπανία) αντλώντας από τους γεωμορφικούς δείκτες και την ανάλυση του υδρογραφικού δικτύου. Ένα DEM 10 μέτρων χρησιμοποιήθηκε για να αναλύσουμε τρείς γεωμορφικούς δείκτες (Smf, Vf, A F ) μαζί με τοπογραφικά προφίλ των ποταμών και υψομετρικές καμπύλες για τα κύρια κομμάτια της Σιέρα Νεβάδα. Dehbozorgi M. (2010), ανέλυσε στην μελέτη του διάφορους γεωμορφικούς δείκτες και χώρισε την περιοχή Sarvestan στο Κεντρικό Zagros στο Ιράν χρησιμοποιώντας το πρόγραμμα GIS σε κλάσεις σχετικής τεκτονικής δραστηριότητας. Υπολόγισαν τον δείκτη SLκατά μήκος ποταμών χρησιμοποιώντας ένα ψηφιακό μοντέλο αναγλύφου DEM (λήφθηκε από ψηφιοποιημένο χάρτη 1:25,000) μέσω εργαλείων του GIS και υπολόγισαν την μέση τιμή για κάθε υπολεκάνη. Ο δείκτης Vf υπολογίστηκε για τις κύριες κοιλάδες που διασχίζουν τα μέτωπα βουνών στην περιοχή μελέτης, χρησιμοποιώντας τομές σχεδιασμένες από το DEM και του ψηφιοποιημένου χάρτη 1:25,

30 Οι Toudeshki V.H., Arian M. (2011) πραγματοποίησαν μορφοτεκτονική ανάλυση στην λεκάνη του ποταμού Ghezel Ozan που βρίσκεται στο ΒΔ Ιράν. Για να υπολογίσουν τους απαραίτητους γεωμορφικούς δείκτες (SL, Vf, Smf, Bs, T) χρησιμοποίησαν τοπογραφικούς χάρτες κλίμακας 1: 25,000 και ψηφιοποίησαν τις ισοϋψείς για να παράγουν ένα DEΜ 10 μέτρων. Wiwgewin W. (2011) εφήρμοσε σε αυτή την μελέτη μια ανάλυση γεωμορφικών δεικτών χρησιμοποιώντας (SL, Vf and Smf) για να επαναξιολογήσουν την τεκτονική δραστηριότητα του ρήγματος Thoen στην λεκάνη Lampang, στην Βόρεια Ταϊλάνδη. Όλες οι παράμετροι για την ανάλυση των γεωμορφικών δεικτών λήφθηκαν από τους MaeTha (φύλλο χάρτου 4945 III) και SopPrap (φύλλο χάρτου 4844 I) 1:50:000 τοπογραφικούς χάρτες. Viveen W. (2012) ερεύνησε το ΒΔ Ιβηρικό Περιθώριο του Ατλαντικού για γεωμορφικούς δείκτες χρησιμοποιώντας μια τεκτονογεωμορφική προσέγγιση βασισμένη σε ψηφιακό μοντέλο αναγλύφου (DEM) για να εξετάσουν την πρόσφατη τεκτονική δραστηριότητα στην περιοχή. Τρία διαφορετικά ψηφιακά μοντέλα αναγλύφου χρησιμοποιήθηκαν για τεκτονομορφικές αναλύσεις. Το DEM των 30 μέτρων για την αποτύπωση της λεκάνης απορροής, το DEM των 25 μέτρων από το Εθνικό Γεωγραφικό Ινστιτούτο της Ισπανίας για προφίλ ποταμών και ένα DEM των 5 μέτρων για τις τιμές του Vf από το Ισπανικό Εθνικό Κέντρο Γεωγραφικών Πληροφοριών,(CNIG). Azañón J.M.(2012) πραγματοποίησε μια μορφοτεκτονική ανάλυση στην κεντρική και ανατολική Βαιτική Κορδιλιέρα (περιοχές Σιέρρα Νεβάδα και Σιέρα Alhamilla). Η μελέτη πραγματοποιήθηκε χρησιμοποιώντας τις πιο σχετικές μεθοδολογίες βασισμένες σε GIS για να εκτιμήσουν την τεκτονική δραστηριότητα μέσω μορφοτεκτονικής ανάλυσης και την ανάλυση του υδρογραφικού δικτύου στην περιοχή. Οι γεωμορφικοί δείκτες που χρησιμοποιήθηκαν ήταν οι HI, Vf και Smf. 30

31 Στην επόμενη έρευνα, συνδυάστηκαν γεωμορφολογικά, γεωλογικά δεδομένα και μορφοτεκτονική ανάλυση για να ερευνήσουν την σχέση μεταξύ τεκτονικής δραστηριότητας και γεωμορφολογίας στην λεκάνη του Ηρακλείου Κρήτης. Η KokinouE. (2013) χρησιμοποίησε τεχνικές GIS με γεωμορφικούς δείκτες ως χρήσιμα εργαλεία για να αξιολογήσουν την τεκτονική δραστηριότητα στην περιοχή. Οι γεωμορφικοί δείκτες που εφαρμόστηκαν στην παρούσα εργασία είναι οι Smf και Vf. Αυτή η εργασία πραγματοποιήθηκε χρησιμοποιώντας τοπογραφικούς χάρτες κλίμακας 1:5.000 από την Γεωγραφική Υπηρεσία Στρατού (ΓΥΣ). Ένα ψηφιακό μοντέλο αναγλύφου (DEM) δημιουργήθηκε ψηφιοποιώντας ισοϋψείς με 2 μέτρα ισοδιάσταση και τριγωνομετρικά σημεία των παραπάνω χαρτών που αναφέρθηκαν. Οι Siddiqui S. and Soldati M. (2014) ανέλυσαν την σημασία του δείκτη υψομετρικής καμπύλης (ΗΙ) για να ερευνήσουν την ενεργό τεκτονική στην περιφέρεια Εμίλια-Ρομάνια, στα Απέννινα όρη της Βόρειας Ιταλίας. Χρησιμοποίησαν ένα ψηφιακό μοντέλο αναγλύφου διακριτικής ανάλυσης 5 μέτρων για να υπολογίσουν τιμές του ΗΙ βασισμένες σε κάνναβο. 31

32 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Β ΜΕΤΡΗΣΕΙΣ - ΜΕΘΟΔΟΛΟΓΙΑ Για την μέτρηση των τιμών των δεικτών χρησιμοποιήθηκε ένα ψηφιακό μοντέλο εδάφους της περιοχής που μας παρείχε η Κτηματολόγιο ΑΕ. Από αυτό το ΨΜΑ, μετρήθηκαν με την βοήθεια των εργαλείων που διαθέτει το πρόγραμμα ArcGIS οι τιμές για πέντε (5) μορφοτεκτονικούς δείκτες. Ψηφιακό Μοντέλο Αναγλύφου (Ψ.Μ.Α) Πληροφορίες:Το ΨΜΑ που χρησιμοποιήθηκε προέρχεται από το κτηματολόγιο (Εικόνα 12).Η Κτηματολόγιο ΑΕ διαθέτει ΨΜΑ με χωρική διακριτική ικανότητα 5m που καλύπτουν το σύνολο της Ελληνικής Επικράτειας. Τα ΨΜΑ παρήχθησαν από αεροφωτογραφίες της περιόδου 2007 έως 2009 και διατίθενται σε πινακίδες έκτασης 3Χ4 χιλιομέτρων. Η ονομαστική κατακόρυφη ακρίβεια είναι καλύτερη των 2μ. Εικόνα 12: Το ψηφιακό μοντέλο αναγλύφου της περιοχής 32

33 Από το αρχικό DTM το οποίο πήραμε από το κτηματολόγιο έπρεπε αρχικά να εξάγουμε το υδρογραφικό δίκτυο της περιοχής ώστε στη συνέχεια να μπορέσουμε να μετρήσουμε τους μορφοτεκτονικούς δείκτες. Αρχικά έπρεπε να δημιουργήσουμε ένα Ψ.Μ.Α χωρίς ταπεινώσεις. Αυτό είναι απαραίτητο διότι σημεία στο Ψ.Μ.Α όπου έχουμε τοπική ταπείνωση δημιουργούν προβλήματα στην υδρολογική ανάλυση της περιοχής. Στο στάδιο αυτό ακολουθήσαμε τα εξής βήματα: Ανοίγουμε την εργαλειοθήκη Spatial Analyst Tools > Hydrology Ανοίγουμε το εργαλείο FILL (καθορισμός ως input = HYDRO\DTM και ως output = \HYDRO\FILL_DTM) Το επίπεδο που δημιουργήσαμε είναι παρόμοιο με το DTM μόνο που δεν περιέχει μεμονωμένα σημεία ταπείνωσης του αναγλύφου. Διαγράφουμε στη συνέχεια το DTM από εδώ και πέρα θα εργαστούμε με το FILL_DTM. Ακολούθως σταδιακά δημιουργούμε τα απαραίτητα ψηφιακά επίπεδα ώστε να εξάγουμε το υδρογραφικό δίκτυο.από την εργαλειοθήκη spatial analyst χρησιμοποιούμε την εντολή Flow Direction και δημιουργούμε έτσι ένα ψηφιακό επίπεδο που απεικονίζει την διεύθυνση ροής του νερού. Εικόνα 13: Χάρτης Διεύθυνσης ροής επιφανειακής απορροής 33

34 Η επόμενη εντολή ονομάζεται Flow Accumulation που βρίσκεται στην επίσης στην εργαλειοθήκη Spatial Analyst Hydrology θα μας εμφανίσει ένα ψηφιακό επίπεδο που θα εντοπίζει τα σημεία συσσώρευσης μεγάλου όγκου επιφανειακής απορροής του νερού. Εδώ χρησιμοποιήσαμε ως παράμετρο το επίπεδο που δημιουργήσαμε παραπάνω (FlowDirection). Εικόνα 14:Ψηφιακό Επίπεδο FlowAccumulation Στην συνέχεια με την βοήθεια του εργαλείου Raster Calculator προχωρήσαμε στην δημιουργία του υδρογραφικού δικτύου σε μορφή raster. Εικόνα 15: Περιβάλλον Εργαλείου Raster Calculator 34

35 Εικόνα 16:Υδρογραφικό Δίκτυο σε μορφή raster Όμως επειδή με αυτή την μορφή του υδρογραφικού δικτύου (raster) δεν μπορούμε να υπολογίσουμε διάφορα μεγέθη, όπως το μήκος, που είναι απαραίτητα για την μέτρηση των γεωμορφικών δεικτών, πρέπει να το μετατρέψουμε. Αυτή η μετατροπή από raster σε vector πραγματοποιήθηκε μέσω της εντολής stream to feature από την εργαλειοθήκη:spatial-analyst Hydrology. Εικόνα 17:Υδρογραφικό Δίκτυο σε μορφή vector 35

36 Για την μέτρηση των δεικτών επίσης χρειαζόμαστε τις υδρολογικές λεκάνες της περιοχής μελέτης. Μέσω της εργαλειοθήκης Spatial Analyst Hydrology και της εντολής Basin εξάγαμε σε μορφή raster τις υδρολογικές λεκάνες. Εικόνα 18:Υδρολογικές Λεκάνες σε μορφή raster Ωστόσο και για τις λεκάνες χρειάστηκε να κάνουμε μια μετατροπή γιατί χρειαζόμαστε μεγέθη όπως το εμβαδόν των λεκανών που σε μορφη raster δεν είναι δυνατόν να υπολογίσουμε. Έτσι μέσω της εντολής Raster to Polyline από την εργαλειοθήκη Conversion Tools μετατρέψαμε σε μορφή vector τα περιθώρια των λεκανών οι οποίες τώρα πια απεικονίζονται με την μορφή πολυγώνων. Εικόνα 19: Υδρολογικές Λεκάνες σε μορφή polyline 36

37 Για την αποτύπωση της γεωλογίας της περιοχής έγινε ψηφιοποίηση των σχηματισμών και των ρηγμάτων από τον παρακάτω γεωλογικό χάρτη του αείμνυστου Δρ. Νικόλαου Παλυβού. Αρχικά έγινε γεωαναφορά του συγκεκριμένου χάρτη μέσω του προγράμματος GIS χρησιμοποιώντας την εργαλειοθήκη Georeferencing. Η γεωαναφορά έγινε με την βοήθεια του φύλλου χάρτου της Αταλάντης από το ΙΓΜΕ (Εικόνα 10). Στην συνέχεια προχωρήσαμε στην ψηφιοποίηση των σχηματισμών και των ρηγμάτων της περιοχής και δημιουργήσαμε τα αντίστοιχα shapefile με τα ρήγματα και τους γεωλογικούς σχηματισμούς της περιοχής. 37

38 Εικόνα 20: Γεωλογικός χάρτης Ανατολικής Λοκρίδος,κλίμακα 1: (από Παλυβός,Ν.,2001) Εικόνα 21:Φύλλο χάρτου Αταλάντης (ΙΓΜΕ) 38

39 Μέτρηση των δεικτών Smf,Af,Bs,SL και Vf Για την μέτρηση του δείκτη Smf με την βοήθεια του ψηφιακού επιπέδου κλίσεων της περιοχής αποτυπώσαμε την δαντέλωση (παράμετρος Lmf) σε δέκα (10) πρόποδες. Ο χάρτης κλίσεων ήταν απαραίτητος ώστε να μπορούμε να παρατηρήσουμε τις περιοχές κατά μήκος των οποίων έχουμε απότομη αλλαγή κλίσης. Εικόνα 22:Χάρτης κλίσης εδάφους και περιοχές μέτρησης παραμέτρων Lmf και Ls 39

40 Για την μέτρηση του δέικτη Af χρησιμοποιήσαμε το ψηφιακό επίπεδο των λεκανών απορροής σε μορφή polyline.υπολογίσαμε την παράμετρο Ar που ορίζεται ως το τμήμα της λεκάνης απορροής δεξιά του κύριου ποταμού όπως κοιτάζουμε προς τα κατάντη.αυτό πραγματοποιήθηκε ψηφιοποιώντας τα συγκεκριμένα κομμάτια μέσω της εργαλειοθήκης Editorκαι στην συνέχεια υπολογίσαμε ανοίγοντας το Attribute Table και μέσω της εντολής Field Calculator τα αντίστοιχα εμβαδά.στην προκειμένη περίπτωση χρειαστήκαμε το συνολικό εμβαδόν της λεκάνης απορροής του ποταμού (παράμετρος At) και το εμβαδόν του τμήματος που ψηφιοποιήσαμε (παράμετρος Ar). Εικόνα 23: Χάρτης περιοχών μέτρησης παραμέτρου Ar (μπλέ) για τις κύριες υδρολογικές λεκάνες 40

41 Για τον δείκτη Bs για κάθε λεκάνη ψηφιοποιήσαμε μέσω της εργαλειοθήκης Editor τέσσερα (4) σημεία ώστε να μετρήσουμε τις απαραίτητες παραμέτρους για αυτόν τον δείκτη. Η μια παράμετρος (Bl)είναι το μήκος της λεκάνης απορροής, μετρούμενο από το σημείο εξόδου του ποταμού στη λεκάνη απορροής έως το πιο απομακρυσμένο σημείο του υδροκρίτη και (Bw) είναι το πλάτος της λεκάνης απορροής μετρημένο κατά μήκος του μικρού άξονα της λεκάνης απορροής. Εικόνα 24: Οι αποστάσεις που υπολογίσαμε για την μέτρηση των παραμέτρων Bl και Bw σε μια συγκεκριμένη λεκάνη. Την μέτρηση των αποστάσεων την πραγματοποιήσαμε μέσω της εντολής Point Distance από την εργαλειοθήκη AnalysisTools Proximity. 41

42 Για τον δείκτη SL κατά μήκος των κύριων ρεμάτων της περιοχής, μέσω κατάλληλων εργαλείων του GIS τοποθετήσαμε σημεία που απέχουν μεταξύ τους 100 μέτρα. Σε αυτά τα σημεία μετρήσαμε την κλίση στο συγκεκριμένο σημείο και την απόσταση του εκάστοτε σημείου από το υψηλότερο σημείο της κοίτης. Εικόνα 25: Χάρτης κλίσεων και σημεία μέτρησης του δείκτη SL Στην συνέχεια οι τιμές του δείκτη SL μέσω της εργαλειοθήκης Geostatistical Analyst Geostatistical Wizard και της συνάρτησης του Kernel που χρησιμοποιεί το πρόγραμμα, μας έδωσαν την χωρική κατανομή των τιμών του SL στην περιοχή μας. 42

43 Για τον δείκτη Vf ασχοληθήκαμε με τα κομμάτια των ρεμάτων που βρίσκονται πίσω από τα ρήγματα και τα ρηξιγενή μέτωπα καθώς και στα ρέματα στις ζώνες μεταβίβασης μεταξύ των ρηγμάτων. Σε αυτά έγιναν εγκάρσιες τομές που απέχουν μεταξύ τους 50 μέτρα για να γίνει η μέτρηση των απαραίτητων παραμέτρων. Στις τομές μετρήθηκαν μέσω κατάλληλων εργαλείων του GIS, τα υψόμετρα δεξιά (Erd) και αριστερά της κοίτης (Eld) το απόλυτο υψόμετρο της κοίτης (Esc) και το πλάτος της κοίτης (Vfw). Εικόνα 26: Τομές ανά 50 μέτρα στα ρέματα της περιοχής μελέτης που εκτείνονται πίσω από τους ρηξιγενείς πρόποδες. Οι μετρήσεις του πλάτους της κοίτης και των υπολοίπων παραμέτρων έγιναν μέσω της εργαλειοθήκης 3D Analyst και των διαγραμμάτων που έχει την δυνατότητα να μας παρέχει. 43

44 Εικόνα 27: Ενδεικτικό διάγραμμα τομής και ο υπολογισμός των παραμέτρων. 44