ΡΗΞΙΓΕΝΗΣ ΙΣΤΟΣ, ΚΑΤΟΛΙΣΘΗΤΙΚΑ ΦΑΙΝΟΜΕΝΑ ΚΑΙ ΧΡΗΣΗ Σ.Γ.Π. ΓΙΑ ΤΗΝ ΕΠΙΛΟΓΗ ΘΕΣΕΩΝ ΓΕΩΛΟΓΙΚΗΣ ΚΑΤΑΛΛΗΛΟΤΗΤΑΣ

Transcript

1 ΕΘΝΙΚΟ ΚΑΠΟΔΙΣΤΡΙΑΚΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΑΘΗΝΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΚΑΙ ΓΕΩΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΟΣ ΤΟΜΕΑΣ ΔΥΝΑΜΙΚΗΣ ΤΕΚΤΟΝΙΚΗΣ ΚΑΙ ΕΦΑΡΜΟΣΜΕΝΗΣ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΔΙΠΛΩΜΑΤΙΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ ΡΗΞΙΓΕΝΗΣ ΙΣΤΟΣ, ΚΑΤΟΛΙΣΘΗΤΙΚΑ ΦΑΙΝΟΜΕΝΑ ΚΑΙ ΧΡΗΣΗ Σ.Γ.Π. ΓΙΑ ΤΗΝ ΕΠΙΛΟΓΗ ΘΕΣΕΩΝ ΓΕΩΛΟΓΙΚΗΣ ΚΑΤΑΛΛΗΛΟΤΗΤΑΣ Από: ΑΝΝΑ ΠΑΝΑΓΟΠΟΥΛΟΥ ΕΠΙΒΛΕΨΗ: ΣΤΕΛΙΟΣ ΛΟΖΙΟΣ, Επίκ. Καθηγητής ΒΕΡΑ ΑΝΤΩΝΙΟΥ, ΕΔΙΠ ΑΘΗΝΑ 2017 [1]

2 ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ Η παρούσα εργασία αποτελεί τη Διπλωματική Εργασία στα πλαίσια των σπουδών μου στο τμήμα Γεωλογίας και Γεωπεριβάλλοντος, της σχολής Θετικών Επιστημών του Πανεπιστημίου Αθηνών. Θα ήθελα να ευχαριστήσω θερμά τον Επίκουρο Καθηγητή κ. Στέλιο Λόζιο και την ΕΔΙΠ κα Βαρβάρα Αντωνίου για την καθοδήγηση, την υποστήριξη και την επίβλεψή τους καθ όλη τη διάρκεια της εκπόνησης αυτής της εργασίας. Επίσης, ευχαριστώ και όλους όσους βοήθησαν με τον τρόπο τους στην πραγματοποίησή της. [2]

3 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ΕΙΣΑΓΩΓΗ - ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΚΑ ΔΕΔΟΜΕΝΑ ΓΙΑ ΤΟΝ ΑΝΑΤΟΛΙΚΟ ΚΟΡΙΝΘΙΑΚΟ ΚΟΛΠΟ ΓΕΩΔΥΝΑΜΙΚΟ ΚΑΘΕΣΤΩΣ ΤΗΣ ΤΑΦΡΟΥ ΤΗΣ ΚΟΡΙΝΘΟΥ..6 ΠΑΛΑΙΟΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΤΗΣ ΤΑΦΡΟΥ ΦΥΣΙΟΓΡΑΦΙΑ ΚΟΡΙΝΘΙΑΚΟΥ ΚΟΛΠΟΥ ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΔΟΜΗ ΤΗΣ ΤΑΦΡΟΥ ΣΕΙΣΜΙΚΟΤΗΤΑ ΣΤΟΝ ΚΟΡΙΝΘΙΑΚΟ ΚΟΛΠΟ ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΤΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΜΕΛΕΤΗΣ ΝΕΟΤΕΚΤΟΝΙΚΟΣ ΡΗΞΙΓΕΝΗΣ ΙΣΤΟΣ ΚΑΙ ΣΕΙΣΜΙΚΟΤΗΤΑ Ρήγμα Ηραίου Ρήγμα Πισίων Ρήγμα Σχίνου Ρήγμα Περαχώρας Ρήγμα Λουτρακίου Η ΣΕΙΣΜΙΚΗ ΑΚΟΛΟΥΘΙΑ ΤΟΥ ΣΥΣΧΕΤΙΣΗ ΡΗΓΜΑΤΩΝ ΜΕ ΤΑ ΣΕΙΣΜΙΚΑ ΓΕΓΟΝΟΤΑ ΤΟΥ ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΚΑΙ ΝΕΟΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΔΟΜΗ ΤΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΜΕΛΕΤΗΣ ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΝΕΟΤΕΚΤΟΝΙΚΑ ΡΗΓΜΑΤΑ & ΡΗΞΙΓΕΝΕΙΣ ΖΩΝΕΣ Εισαγωγή ΡΗΓΜΑ ΤΩΝ ΠΙΣΙΩΝ ΡΗΓΜΑ ΣΧΙΝΟΥ ΡΗΓΜΑ ΟΣΙΟΥ ΠΑΤΑΠΙΟΥ ΡΗΓΜΑ ΗΡΑΙΟΥ ΡΗΓΜΑ ΛΙΜΝΗΣ ΒΟΥΛΙΑΓΜΕΝΗΣ ΡΗΓΜΑΤΑ ΑΠΟ ΤΗΝ ΠΕΡΙΟΧΗ ΤΗΣ ΣΤΕΡΝΑΣ ΡΗΓΜΑΤΑ ΣΤΟΝ ΠΕΡΙΦΕΡΕΙΑΚΟ ΔΡΟΜΟ ΣΧΙΝΟΥ-ΑΛΚΥΟΝΑΣ ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 [3]

4 ΓΕΩΤΕΧΝΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΚΑΙ ΚΑΤΟΛΙΣΘΗΤΙΚΑ ΦΑΙΝΟΜΕΝΑ ΓΕΩΛΟΓΙΚΟΙ ΧΑΡΑΚΤΗΡΕΣ ΠΟΥ ΣΥΝΔΕΟΝΤΑΙ ΑΜΕΣΑ ΜΕ ΤΟΥΣ ΣΕΙΣΜΟΥΣ ΓΕΩΛΟΓΙΚΟΙ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟΙ ΚΑΙ ΣΕΙΣΜΙΚΟΤΗΤΑ ΚΑΤΟΛΙΣΘΗΤΙΚΑ ΦΑΙΝΟΜΕΝΑ ΑΠΟ ΤΗΝ ΠΕΡΙΟΧΗ ΜΕΛΕΤΗΣ Έννοια της κατολίσθησης Εμφάνιση κατολισθητικών φαινομένων μετά από σεισμό Θέσεις εμφάνισης κατολισθητικών φαινομένων στην περιοχή της χερσονήσου της Περαχώρας ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 ΠΡΟΣΔΙΟΡΙΣΜΟΣ ΘΕΣΕΩΝ ΓΕΩΛΟΓΙΚΗΣ ΚΑΤΑΛΛΗΛΟΤΗΤΑΣ ΜΕ ΤΗ ΧΡΗΣΗ GIS ΓΕΩΓΡΑΦΙΚΑ ΣΥΣΤΗΜΑΤΑ ΠΛΗΡΟΦΟΡΙΩΝ Ορισμός ΒΑΣΙΚΕΣ ΚΑΤΗΓΟΡΙΕΣ ΕΦΑΡΜΟΓΩΝ ΤΩΝ ΣΓΠ ΠΕΡΙΓΡΑΦΗ ΔΙΑΔΙΚΑΣΙΑΣ ΚΑΤΑΣΚΕΥΗΣ ΧΑΡΤΩΝ Γεωλογικός Χάρτης Τεκτονικός Χάρτης Γεωτεχνικός Χάρτης Χάρτης Κλίσεων Χάρτης Μορφολογικών Κλίσεων Χάρτης Ζώνων Επιρροής των Ρηγμάτων Χάρτης Περιοχών Καταλληλότητας ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ...80 ΞΕΝΗ ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ...81 ΕΛΛΗΝΙΚΗ ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ...90 [4]

5 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ΕΙΣΑΓΩΓΗ - ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΚΑ ΔΕΔΟΜΕΝΑ ΓΙΑ ΤΟΝ ΑΝΑΤΟΛΙΚΟ ΚΟΡΙΝΘΙΑΚΟ ΚΟΛΠΟ [5]

6 ΓΕΩΔΥΝΑΜΙΚΟ ΚΑΘΕΣΤΩΣ ΤΗΣ ΤΑΦΡΟΥ ΤΗΣ ΚΟΡΙΝΘΟΥ Η κορινθιακή τάφρος αποτελεί τη σημαντικότερη νεοτεκτονική τάφρο στον Ελλαδικό χώρο, μήκους 130km και πλάτους από 5km έως 30km. Έχει αναφερθεί από πολλούς ερευνητές ως η πλέον τεκτονικά ενεργή περιοχή και η ταχύτερα διανοιγμένη τάφρος στον Ελληνικό και τον Ευρωπαϊκό χώρο (Goldsworthy et al. 2002). Οι Armijo et al. (1996), McClusky et al. (2000) έχουν υποστηρίξει πως η δημιουργία της τάφρου της Κορίνθου έχει επηρεαστεί σημαντικά από διεργασίες βάθους, όπως η προς νότο οπισθοχώρηση της καταδυόμενης Αφρικανικής πλάκας καθώς και η προς τα δυτικά εξώθηση της πλάκας της Ανατολίας κατά μήκος του ρήγματος της Βόρειας Ανατολίας. Μάλιστα θεωρείται ως μια από τις τάφρους που συνδέει το ρήγμα της Βόρειας Ανατολίας με την Ελληνική Ζώνη Καταβύθισης και αποτελεί μια δομή διαστολής στα άκρα του επεκτεινόμενου ρήγματος οριζόντιας ολίσθησης της Βόρειας Ανατολίας. Επομένως, συμπεραίνεται ότι η θέση της τάφρου της Κορίνθου βρίσκεται σχεδόν πάνω από το σημείο όπου η Αφρικανική πλάκα ξεκινά την απότομη βύθισή της (Pourhiet et al., 2003). Η διαφορετική γωνία κλίσης καθώς καταδύεται η Αφρικανική πλάκα, παίζει καθοριστικό ρόλο τόσο στην εξέλιξη του πεδίου της τάσης όσο και στην γεωμετρία των ρηγμάτων επί τοπικού χαρακτήρα. Η τάφρος της Κορίνθου αποτελεί μια επιμήκη ημίκλειστη θαλάσσια λεκάνη, περίπου κάθετα στη ΒΔ απόληξη του ελληνικού τόξου, η οποία διατέμνει την κεντρική ηπειρωτική Ελλάδα χωρίζοντας την Στερεά Ελλάδα από την Πελοπόννησο (εικ.1.1). Έχει χαρακτηρισθεί ως μια ασύμμετρη εν εξελίξει (ενεργός) τεκτονική τάφρος, με διεύθυνση ΔΒΔ-ΑΝΑ, και αποτελείται από μια σειρά επάλληλων ενεργών ρηγμάτων ΔΒΔ-ΑΝΑ διεύθυνσης. Επιπλέον, η γεωγραφική εξάπλωση της τάφρου οροθετείται (ή εκτείνεται) στα δυτικά από τον πορθμό Ρίου-Αντιρρίου, στα βόρεια από τα όρη του Παρνασσού και του Λιδορικίου στην Στερεά Ελλάδα, στα ανατολικά από τον κόλπο των Αλκυονίδων και στα νότια από την Κυλλήνη και τον Ωλενό. Η συνολική έκταση της τάφρου είναι περίπου 4100 km² από τα οποία τα 2400 km² καταλαμβάνονται από τον Κορινθιακό κόλπο με μέγιστο βάθος τα 896m, το οποίο βρίσκεται μεταξύ του κεντρικού και ανατολικού τμήματος του, σε αντίθεση με το μέγιστο βάθος του Πατραϊκού κόλπου που φτάνει τα 135m. H Κορινθιακή τάφρος αναπτύσσεται πάνω στον ηπειρωτικό φλοιό που βρίσκεται μπροστά από το ηφαιστειακό τόξο του Αιγαίου, σε μια περιοχή που θεωρείται ως μια από τις περισσότερο ενεργές περιοχές διαστολής (Papazachos [6]

7 & Comninakis 1971, McKenzie 1972, 1978, Doutsos et al. 1988, Jackson & McKenzie 1988). Εικ. 1.1 Γεωλογικός χάρτης του Κορινθιακού κόλπου (απόσπασμα από το γεωλογικό χάρτη της Ελλάδος 1: του ΙΓΜΕ, 1983). Στον σύνθετο χάρτη σημειώνεται η θέση του Κορινθιακού κόλπου. Εν συνεχεία, η διαστολή του Αιγαίου θεωρείται ότι συντελείται από το Μειόκαινο και ακολούθησε την μετανάστευση του ορογενετικού μετώπου από την κεντρική προς τη δυτική Ελλάδα (Le-Pichon & Angelier 1979, Mercier 1981). Ο σημερινός ρυθμός διαστολής της Αιγιακής μικροπλάκας είναι ταχύτατος και υπολογίζεται σε 30 mm/yr συγκριτικά ως προς την Ευρασιατική πλάκα (Reilinger et al. 1997, Kahle et al. 2000, McClusky et al. 2000). Οι δυνάμεις που είναι υπεύθυνες για την παρατηρούμενη διαστολή, εξακολουθούν να αποτελούν θέμα έντονης επιστημονικής συζήτησης. Συνοψίζοντας την σχετική βιβλιογραφία οι επικρατέστερες αντιλήψεις προτείνουν ως κινητήρια δύναμη της διαστολής : την προς νότο υποχώρηση της επωθούμενης πλάκας λόγω κατάρρευσής της, προς την τάφρο καταβύθισης (roll-back of the subducting slab due to trench suction), (McKenzie 1978, Le Pichon & Angelier 1979, Hatzfeld et al. 1997, Meijer & Wortel 1997, Doutsos & Kokkalas, 2001), την πλευρική εξώθηση (lateral extrusion) που προκαλεί η προς τα δυτικά μετανάστευση της πλάκας της Ανατολίας κατά μήκος του ρήγματος της Βόρειας Ανατολίας (Dewey & Sengor 1979, Taymaz et al. 1991, Jackson 1994, Le Pichon et al. 1995, Armijo et al., 1996 και [7]

8 σε μετά-συγκρουσιακή βαρυτική κατάρρευση ενός πεπαχυσμένου λόγω ορογένεσης φλοιού (Horvath & Breckhemer 1982, Le Pichon et al. 1995, Koukouvelas et al. 1996, Davies et al. 1997, Jolivet, 2001). Οι McClusky et al. (2000) και Doutsos & Kokkalas (2001), επισημαίνουν ότι απαιτείται συνδυασμός των παραπάνω δυνάμεων προκειμένου να εξηγηθεί η παρατηρούμενη διαστολή στο νοτιοδυτικό τμήμα της Αιγαιακής μικροπλάκας. Η συνδυαστική δράση των παραπάνω δυνάμεων για τη διαστολή της Κορινθιακής τάφρου οδηγεί στο συμπέρασμα ότι πρόκειται για μια μεγάλης κλίμακας λεκάνη διαστολής, διαγώνιου εφελκυσμού (transtentional pull apart ) δομής (Reuther et al. 1993, Kahle et al. 2000, Doutsos & Kokkalas, 2001). Στη διάρκεια της γεωλογικής εξέλιξης της Κορινθιακής τάφρου, η συνολική διαστολή που συσσωρεύτηκε στον Κορινθιακό κόλπο δημιούργησε μια βαθιά μορφολογική τάφρο, η οποία καλύπτεται από θάλασσα και τέμνει κάθετα τις Αλπικής ηλικίας οροσειρές των Ελληνίδων. Η ιστορική (από το 480 π.χ.) και η σύγχρονη, ενόργανα καταγεγραμμένη, σεισμικότητα επιβεβαιώνουν ότι η Κορινθιακή τάφρος και ιδιαίτερα η τάφρος του Κορινθιακού κόλπου αποτελεί μια από τις περισσότερο ενεργές περιοχές στο κόσμο (Ambraseys & Jackson 1990, 1997, Papazachos & Papazachou 1989, 1997, Papadopoulos 2000). Χαρακτηριστικά αναφέρεται ό,τι τα τελευταία 110 χρόνια, δέκα (10) ισχυροί σεισμοί με μέγεθος μεγαλύτερο από Ms=6.2 και μικρό εστιακό βάθος (<15 km) έχουν καταγραφεί στο Κορινθιακό κόλπο, με πλέον πρόσφατο καταστροφικό σεισμό, τον Ιούνιο του 1995 στο Αίγιο, με μέγεθος Ms=6.2 (Teslentis et al. 1996, Bernard et al., 1997). Η επίλυση των εστιακών μηχανισμών των ισχυρών σεισμών στη περιοχή, υποδεικνύει διαστολή της τάφρου του Κορινθιακού κόλπου σε διεύθυνση Β-Ν έως και ΒΒΑ-ΝΝΔ (Papazachos 1976, McKenzie 1978, Jackson 1987, Taymaz et al. 1991, Hatzfeld et al. 1996, Bernard et al. 1997, Baker et al και Hatzfeld et al. 2000). Σε αντίστοιχο συμπέρασμα καταλήγουν και οι Melis et al. 1989, Karakostas et al. 1994, Hatzfeld et al. 1990, Rietbrock et al και Rigo et al. 1996, αναλύοντας τους εστιακούς μηχανισμούς μικροσεισμών. Η παραπάνω διεύθυνση διαστολής βρίσκεται σε συμφωνία με τα ευρήματα των αντίστοιχων χερσαίων νεοτεκτονικών ερευνών (Schroder & Kelletat 1976, Jackson et al. 1982a,b, Vita-Finzi & King 1985, Doutsos et al. 1988, Roberts & Jackson 1991, Doutsos & Poulimenos 1992, Roberts & Koukouvelas, 1996, Doutsos & Kokkalas 2001), την γεωδαιτικά μετρούμενη διαστολή (Billiris et al. 1991, Le-Pichon 1995, Davies et al. 1997, Clarke et al & 1998, McClusky et al. 2000, Briole et al. 2000), αλλά και με τη διεύθυνση των κύριων υποθαλάσσιων κανονικών ρηγμάτων (Brooks & Ferentinos 1984, Παπανικολάου κ.α. 1997, Sakelariou et al. 1998, Λυμπέρης κ.α. 1998, Stefatos et al. 2002). [8]

9 Οι Billiris et al. (1991) επαναμετρώντας το 1988, τη θέση παλαιών γεωδαιτικών σταθμών (εγκατεστημένων μεταξύ του 1890 και 1900) κατά μήκος των περιθωρίων του Κορινθιακού κόλπου, υπολόγισαν το μέσο ρυθμό διάνοιξης σε 10 mm/yr. Ο ρυθμός αυτός κατατάσσει τον Κορινθιακό κόλπο ως τη δεύτερη ταχύτερα διανοιγόμενη τάφρο στο κόσμο, μετά τη λεκάνη Woodlark στον Ειρηνικό ωκεανό (Taylor et al. 1995) και αντιστοιχεί περίπου στο ένα τρίτο (1/3) του συνολικού ρυθμού διαστολής του Αιγαίου (Reilinger et al. 1997, McClusky et al. 2000). Σύμφωνα με τους Clarke et al. (1997 & 1998) και Briole et al. (2000), ο σημερινός ρυθμός διαστολής στα δυτικά υπολογίζεται 15+/-2 mm/yr, ενώ στα ανατολικά 10+/-4 mm/yr. Αντίστοιχα, οι Hatzfeld et al. (2000) παρατηρούν ότι και η σεισμικότητα παρουσιάζει χωρική διακύμανση κατά μήκος του Κορινθιακού κόλπου. Στα δυτικά οι σεισμοί εντοπίζονται σε βάθος μεταξύ 6 και 11 km, ενώ στα ανατολικά το βάθος των σεισμικών υποκέντρων κυμαίνεται από 4 έως 13 km βάθος. Συγκρίνοντας τις γεωδαιτικές έρευνες που έχουν εκτελεστεί στην περιοχή από τους Billiris et al. (1991), Clarke et al. (1997), Davies et al. (1997), Briole et al. (1999), οι Hatzfeld et al. (2000) διαπιστώνουμε ότι οι πλέον πρόσφατοι ρυθμοί διαστολής εμφανίζονται αυξημένοι συγκριτικά με το μέσο ρυθμό διάνοιξης του κόλπου τα τελευταία 100 χρόνια. Οι Ambraseys & Jackson (1997), και Davies et al. (1997) παρατηρούν αναντιστοιχία μεταξύ της γεωδαιτικά μετρούμενης διαστολής του Κορινθιακού κόλπου και της υπολογιζόμενης διαστολής με βάση τη σεισμική δραστηριότητα της περιοχής. Παρόμοια, με βάση τις εκτιμήσεις για την σεισμική ενέργεια που έχει απελευθερωθεί τον τελευταίο αιώνα, οι Clarke et al. (1997), συμπεραίνουν ό,τι ισχυροί σεισμοί έχουν καθυστερήσει στον Δυτικό Κορινθιακό κόλπο. Παρά το ότι τα σεισμολογικά δεδομένα παρουσιάζουν ισχυρή συγκέντρωση των σεισμικών επικέντρων γύρω από τον Κορινθιακό κόλπο (Hatzfeld et al. 2000), οι Makropoulos & Burton (1984), πρότειναν ότι η σεισμικότητα της περιοχής, φαίνεται να περιορίζεται μόνο σε μερικά από τα μετά-μειοκαινικά ρήγματα διαστολής. Με βάση την ολίσθηση των σεισμογενών ρηγμάτων, οι Tselentis & Makropoulos (1986), υπολόγισαν τον ρυθμό κατακόρυφης κίνησης σε 1mm/yr. Αντίθετα, οι Armijo et al. (1996), προτείνουν πολύ μεγαλύτερους ρυθμούς κατακόρυφης μετατόπισης ( > 7 mm/yr) με βάση το θεωρητικό μοντέλο που ανέπτυξαν για τις ανυψωμένες θαλάσσιες αναβαθμίδες των βορείων ακτών της Πελοποννήσου. Αντίστοιχες έρευνες ανυψωμένων παλαιοακτών και θαλάσσιων αναβαθμών κατά μήκος των νότιων παράλιων του δυτικού Κορινθιακού κόλπου (Stewart 1996, Zelilidis 2000, De Martini et al. 2004, McNeill et al. 2004) προτείνουν μέσους ρυθμούς κατακόρυφης κίνησης των κύριων ρηγμάτων της τάξης των 4-7 mm/year. Οι αναφερόμενοι αυτοί ρυθμοί κατακόρυφων μετατοπίσεων για τα κύρια ρήγματα στη χέρσο δεν αρκούν για να εξηγήσουν τους [9]

10 σύμφωνα, με τους Clarke et al. (1998) και Briole et al. (2000), γεωδαιτικά υπολογισμένους ρυθμούς διαστολής του Κορινθιακού κόλπου (Stefatos et al. 2002, McNeill et al. 2004). Τέλος, οι Tiberi et al. (2000), (2001), Zelt et al. (2005), Clement et al. (2004) διεξήγαγαν σεισμικά προφίλ πάνω στην τάφρο, η ανάλυση των οποίων έδειξε ότι η τάφρος επεκτείνεται πάνω στον ηπειρωτικό φλοιό, το πάχος του οποίου είναι μεγαλύτερο στο δυτικό άκρο σε αντίθεση με το ανατολικό και συγκεκριμένα μεταβαίνει από 40km σε 25km αντίστοιχα. Η παρατηρούμενη εν εξελίξει διαστολή της τάφρου της Κορίνθου αντικατοπτρίζεται και στη σχέση μεταξύ του πάχους των ιζημάτων και του βάθους νερού του κόλπου. Συγκεκριμένα, η μελέτη υποθαλάσσιων δεδομένων στο δυτικό τμήμα του Κορινθιακού έδειξε ότι σε μεγάλα βάθη νερού, περίπου στα 800m συναντάμε ιζήματα που φτάνουν μέγιστο πάχος και 2400m, ενώ σε μικρά βάθη νερού, περίπου στα 60m, τα ιζήματα παρουσιάζουν αντίστοιχα μικρότερο πάχος, από 1000m (Clement et al., 2004). Εικ. 1.2 Διαφορετικά πάχη σε διαφορετικά βάθη νερού στο δυτικό (επάνω εικόνα) και κεντρικό (κάτω εικόνα) τμήμα του Κορινθιακού κόλπου αντίστοιχα (τροποποιήμενες από McNeill et al και Stefatos 2005). [10]

11 ΠΑΛΑΙΟΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΤΗΣ ΤΑΦΡΟΥ Όπως έχει αναφερθεί και παραπάνω, ο Κορινθιακός κόλπος, ο οποίος απότελεί τμήμα της Κορινθιακής τάφρου, είναι μία από τις πλέον ενεργά νεοτεκτονικά και σεισμικά περιοχές της Μεσογείου αφού συνεχίζει ακόμη και σήμερα να διαστέλλεται και να βυθίζεται. Πιο συγκεκριμένα, ο κόλπος αποτελεί το βορειότερο και το πιο ενεργό τμήμα της τάφρου. Σχηματίζει μία μεταλπική υποθαλάσσια ιζηματογενή λεκάνη, η οποία διατέμνει σχεδόν κάθετα τις ενότητες των εσωτερικών Ελληνίδων (Brooks & Ferentinos 1984, Παπανικολάου 1997). Η λεκάνη ιζηματογένεσης δημιουργήθηκε κατά τη διάρκεια του ανώτερου Μειόκαινου, ενώ κανονικά ρήγματα καθορίζουν την ανάπτυξή της. Τα ιζήματα Πλειστοκαινικής ηλικίας καθώς ανυψώνονται τουλάχιστον κατά 1000m διαμορφώνουν ένα έντονο ανάγλυφο στην ευρύτερη περιοχή της Βόρειας Πελοποννήσου λόγω της ύπαρξης αυτών των κανονικών ρηγμάτων (Philippson 1892, Kellelat et al. 1976, Doutsos et al. 1988, 1992) όσο και για το έντονο ανάγλυφο ως συνεπακόλουθο αυτής της ανύψωσης. Σε αυτό το σημείο αξίζει να τονιστεί, ότι υπάρχουν πολλές θεωρίες για την ανάπτυξη της τάφρου της Κορίνθου. Αρχικά, οι Brooks & Ferentinos (1984), Doutsos et al. (1988), Doutsos & Piper (1990) και Armijo et al. (1996) θεωρούν ότι η κύρια ανάπτυξη του Κορινθιακού συντελέστηκε στη διάρκεια του Τεταρτογενούς. Στην ίδια περίπου χρονική περίοδο μελέτης, οι Dufaure (1975), Sebrier (1977), Higgs (1988), Doutsos et al. (1988), Ori (1989), παρατήρησαν ότι ο Κορινθιακός κόλπος κατά το Πλειόκαινο, καταλάμβανε μεγαλύτερη έκταση, καλύπτοντας σημαντικό εύρος του σημερινού νότιου περιθωρίου. Οι Seger & Alexander (1993) υπολόγισαν τη συνολική έκταση των Πλειο-Πλειστοκαινικών ιζηματογενών αποθέσεων που αποδίδονται στο περιβάλλον του Κορινθιακού κόλπου στα 1700 km² περίπου. Οι Dufaure (1975), Sebrier (1977), Jackson & McKenzie (1983) και Ori (1989) παρατήρησαν επιπλέον ότι τα νοτιότερα ρήγματα της τάφρου, υπήρξαν ενεργά ενώ σήμερα η ενεργότητα συγκεντρώνεται στα ρήγματα που βρίσκονται βορειότερα. Βασιζόμενοι στη συνολική κατακόρυφη μετατόπιση και τη βιοστρωματογραφία κατά μήκος των χερσαίων κανονικών ρηγμάτων (ληστρικού χαρακτήρα), οι Doutsos & Poulimenos (1992) και Goldsworthy & Jackson (2001) υποστήριξαν ότι η κύρια βύθιση της τάφρου μετανάστευσε βορειότερα στη διάρκεια του Τεταρτογενούς. Στην ίδια διαπίστωση καταλήγουν και οι Armijo et al. (1996), οι οποίοι προσθέτουν ότι η προς βορρά μετανάστευση της τάφρου είναι της τάξης των km και πιθανά να συντελέστηκε με διαδοχικά άλματα μεταξύ του άνω-πλειοκαίνου και κάτω-τεταρτογενούς. Στη συνέχεια, οι Ori (1989) και Doutsos & Piper (1990) θεωρούν ότι η Κορινθιακή τάφρος εξελίσσεται σε δύο (2) κύρια στάδια. Στο πρώτο στάδιο, [11]

12 κατά τη διάρκεια του Πλειοκαίνου, η τάφρος αποτελούσε ενιαία ενότητα µε τη λεκάνη των Πατρών, διαμορφώνοντας μια αρχικά στενή γραμμική λεκάνη ίσου πλάτους και βάθους (εικ 1.3). Η φυσιογεωγραφία του κόλπου επέτρεπε µόνο την απόθεση χερσαίων ιζημάτων και αποθέσεις ρηχών νερών. Προς το τέλος του Πλειοκαίνου το καθεστώς διαστολής που επικρατεί εξαιτίας της δράσης των Β ρηγμάτων (Kowalczyk et al. 1977) έχει ως συνέπεια τον σχηματισμό τριών ασύμμετρων τάφρων της Πατραϊκής, του Ρίου και της Κορινθιακής. Σε αυτό το δεύτερο στάδιο σχηματίζεται μια σειρά από δελταϊκά ριπίδια τύπου Gilbert και αδρομερείς χερσαίες αποθέσεις μέγιστου πάχους 1200 m στις νότιες ακτές της τάφρου της Κορίνθου. Αντίθετα, στα βαθύτερα σημεία της τάφρου πραγματοποιείται απόθεση τουρβιδιτών (Ori 1989, Poulimenos et al. 1993, Doutsos & Piper 1990, Zelilidis 2000). Αυτές οι ιζηματογενείς αποθέσεις του δεύτερου σταδίου χαρακτηρίζουν περιβάλλοντα βαθιάς θάλασσας και απαιτούν μεγάλο χώρο απόθεσης. Ο Ori (1989) θεωρεί την πρώτη φάση σχετικά παλαιά και την συσχετίζει με την διάνοιξη του Αιγαίου στα τέλη του Μειόκαινου. Σε συμφωνία με την παραπάνω άποψη είναι και οι Armijo et al. (1996), Tiberi et al. (2001), οι οποίοι υιοθετούν το μοντέλο διάνοιξης του κόλπου σε δύο στάδια προκειμένου να εξηγήσουν τα μορφοτεκτονικά χαρακτηριστικά της Κορινθιακής τάφρου. Αντίθετα, οι Perissoratis et al. (2000) και Bell et al. (2008) υποστηρίζουν την άποψη ότι κατά τη χρονική διάρκεια του δεύτερου σταδίου (τα τελευταία 5 εκατομμύρια χρόνια) ο Κορινθιακός κόλπος επηρεαζόμενος από τις παγκόσμιες ευστατικές μεταβολές της στάθμης της θάλασσας (παγετώδη περίοδο) και µε δεδομένο το μικρό βάθος του στα στενά του Ρίου (όχι μεγαλύτερο από 60 m) για κάποια χρονική περίοδο αποτελούσε λίμνη. Εικ. 1.3 Εξέλιξη του Κορινθιακού κόλπου α) στο Κατώτερο Πλειόκαινο και β) από το Ανώτερο Πλειστόκαινο μέχρι και σήμερα. (Πηγή: Ζυγούρη, B, Αλληλεπίδραση των Ρηγμάτων και Σεισμική Επικινδυνότητα στον Ανατολικό Κορινθιακό, Διδακτορική Διατριβή). [12]

13 Οι Doutsos et al. (1988) υποστήριξαν την πρόταση ότι η διάνοιξη της τάφρου επεκτείνεται προς τα δυτικά μεταξύ Πλειοκαίνου και Τεταρτογενούς μέσω: 1) της παρατήρησης ότι οι Πλειοκαινικές-Τεταρτογενείς αποθέσεις στο χερσαίο τμήμα του νότιου περιθωρίου απολεπτύνονται με την τελική απόσβεση τους προς τα δυτικά, 2) της σταδιακής μείωσης του ρυθμού διαστολής, όπου από 50% που έχει στον κεντρικό Κορινθιακό μειώνεται σε 20% στην περιοχή του Ρίου για να καταλήξει σε 10% στον κόλπο του Πατραϊκού και 3) της παρατήρησης ότι η τάφρος στενεύει προς τα δυτικά και κατ επέκταση της μείωσης του αθροιστικού ποσοστού διαστολής στην ίδια διεύθυνση. Ειδικά την τελευταία θεωρία της διαδοχικής διάνοιξης της τάφρου και ως επακόλουθο τη μείωση του ρυθμού διαστολής από τα ανατολικά προς τα δυτικά υποστηρίζουν και οι Armijo et al. (1996). Από την άλλη πλευρά, οι Leeder et al. (2008) αντιπαρατίθενται στην παραπάνω αντίληψη της επέκτασης της τάφρου στα δυτικά μελετώντας γεωχρονολογικές ενδείξεις από τη λεκάνη των Μεγάρων, η οποία εντοπίζεται νότια του ενεργού ανατολικού μέρους του Κορινθιακού κόλπου και θεωρούν ότι η διάνοιξη της τάφρου ξεκίνησε στο Ανώτερο Πλειόκαινο. Παρ όλα αυτά, η τεκτονική δραστηριότητα της παράλληλης δράσης των ΔΒΔ κύριων ρηγμάτων και των ΒΒΑ ρηγμάτων μεταβίβασης που ελέγχει την εξέλιξη του Κορινθιακού κόλπου θεωρείται ότι επικεντρώνεται στο εσωτερικό της τάφρου στη διάρκεια του Τεταρτογενούς, ενώ ταυτόχρονα συντελείται η ανύψωση της βάσης των ενεργών ΔΒΔ ρηγμάτων και η στροφή της προς τα νότια (Poulimenos et al. 1993, Κoukouvelas et al. 1996). Η προς τα άνω δραστηριότητα των παραπάνω ΔΒΔ ρηγμάτων καθιστά το δυτικό τμήμα της τάφρου περισσότερο ενεργό από το ανατολικό. Αυτό επίσης αποδεικνύεται και από το γεγονός ότι το δυτικό τμήμα της τάφρου παρουσιάζει υψηλότερους ρυθμούς ανύψωσης (Poulimenos et al. 1993, Zelilidis and Kontopoulos 1996). Η σημαντική ανύψωση της ευρύτερης περιοχής της Βόρειας Πελοποννήσου έχει διεξοδικά μελετηθεί και πολλές εξηγήσεις έχουν προταθεί από την επιστημονική κοινότητα. Αυτές περιλαμβάνουν την ανύψωση του φλοιού εξαιτίας πτύχωσης (Mariolakos and Stiros 1987) ή εξαιτίας µαγµατισµού (Collier 1990), και την ισοστατική ανταπόκριση, εξαιτίας της βύθισης ιζημάτων στην Ελληνική Ζώνη Καταβύθισης (Le Pichon and Angelier 1981). Οι Armijo et al. (1996) πρότειναν γι αυτό το φαινόμενο την πάχυνση του φλοιού που προκαλείται από την προς τα δυτικά ροή του πλαστικού κατώτερου φλοιού κάτω από το βυθιζόμενο Κεντρικό Αιγαίο. Αντίθετα, ο Westaway (1996,1998) αντιτείνει την προς νότο κίνηση του κατώτερου φλοιού από τον σύγχρονο κόλπο στον αρχικά σχηματισμένο Πρωτοκόλπο (Protogulf, Ori et al. 1991), η οποία καθοδηγείται από τις διαφορές στην πίεση στη βάση του εύθραυστου στρώματος και προκύπτει από την ιζηματογενή αποφόρτιση στον Πρωτοκόλπο και την ιζηματογενή επιβάρυνση του σημερινού κόλπου ως αποτέλεσμα της διάβρωσης. Ωστόσο, οι Cowie [13]

14 and Roberts (2001) πιθανολογούν ότι οι αλλαγές στη γεωμετρία και στο μέγεθος των ρηγμάτων που διατρέχουν την Βόρεια ακτή της Πελοποννήσου και κατ επέκταση οι γεωμορφολογικές διαφορές που αυτά προκαλούν οφείλονται κυρίως στην εύθραυστη παραμόρφωση και αλληλεπίδραση μεταξύ των ρηγµάτων εξαναγκάζοντας µε αυτό τον τρόπο την αναδιοργάνωση των ρυθμών ολίσθησης σε αυτά. Η υπόθεση αυτή υποστηρίζεται και από τους Leeder et al. (2008), ενώ απορρίπτουν τις προηγούμενες υποθέσεις ως ανεπαρκείς να εξηγήσουν το μικρό χρονικό διάστημα στο οποίο λαμβάνει χώρα η ανύψωση των ακτών της Βόρειας Πελοποννήσου. [14]

15 ΦΥΣΙΟΓΡΑΦΙΑ ΚΟΡΙΝΘΙΑΚΟΥ ΚΟΛΠΟΥ Στο κεντρικό και κύριο τμήμα του Κορινθιακού κόλπου διακρίνονται οι τρεις χαρακτηριστικές φυσιογραφικές ενότητες, (α) κρηπίδας, (β) κατωφέρειας (πλαγιά) και (γ) αβυσσικής πεδιάδας (κύρια λεκάνη). Το εύρος αλλά και το βάθος των ορίων της κρηπίδας δεν είναι σταθερά και σε αρκετές περιπτώσεις η κρηπίδα μπορεί να θεωρηθεί στενή και όχι καλά αναπτυγμένη. Κατά μήκος του νότιου και κεντρικού περιθωρίου του κόλπου η κρηπίδα είναι ιδιαίτερα περιορισμένη, με εύρος που κυμαίνεται, μεταξύ 50 και 250 μέτρων. Το υφαλόριο κατά μήκος του νοτίου περιθωρίου εντοπίζεται μεταξύ 100 και 200 μέτρων βάθους νερού. Σε αντίθεση με το νότιο περιθώριο του κόλπου, η βόρεια κρηπίδα εμφανίζεται σαφώς καλύτερα αναπτυγμένη στους κόλπους Αντικύρων, Ιτέας και Τολοφόνα- Ερατεινής. Η κρηπίδα του βόρειου περιθωρίου εκτείνεται μέχρι το βάθος των μέτρων, έχει ήπια κλίση (0,9 έως 2,3 ) και το μέγιστο της εύρος φτάνει τα 18 περίπου χιλιόμετρα στον κόλπο της Ιτέας. Εξαίρεση αποτελούν τα τμήματα του πυθμένα μπροστά από τα ακρωτήρια (Βελανιδιά, Πάγκαλος, Ανδρομάχη, Ψαρομύτα) που παρεμβάλλονται των κόλπων. Στις θέσεις αυτές η κρηπίδα παρουσιάζει σαφώς μεγαλύτερη κλίση και είναι ιδιαίτερα περιορισμένη, σε αντιστοιχία με την κρηπίδα του νότιου περιθωρίου. Αντίστοιχα με την εικόνα της κρηπίδας του κεντρικού Κορινθιακού κόλπου και η κατωφέρεια εμφανίζεται πιο περιορισμένη και περισσότερο απότομη στο νότιο περιθώριο του κόλπου, σε σχέση με το βόρειο. Η κατωφέρεια του νότιου περιθωρίου παρουσιάζει μέση κλίση που κυμαίνεται μεταξύ 16 και 30, σε αντίθεση με τη βόρεια κατωφέρεια που εμφανίζει μέση κλίση μεταξύ 4,5 και 15. Το γεγονός αυτό προσδίδει στον Κορινθιακό κόλπο μια σαφή βυθομετρική ασυμμετρία αντίστοιχη της ασυμμετρίας που περιγράφουν οι Brooks & Ferentinos (1984). Σημειώνεται βέβαια ότι τοπικά, τόσο στο νότιο όσο και στο βόρειο περιθώριο, η κατωφέρεια παρουσιάζει κλίση που ξεπερνά και τις 50. Η κρηπίδα και η κατωφέρεια περιφερειακά του κόλπου διατέμνονται από υποθαλάσσιες χαραδρώσεις και κανάλια που καταλήγουν στη λεκάνη σε βάθος 700 με 750m, κάτω από τη μέση στάθμη της θάλασσας. Οι χαραδρώσεις αυτές φαίνεται να τροφοδοτούν με ιζηματογενές υλικό τα υποθαλάσσια ριπίδια που αναπτύσσονται στην αβυσσική πεδιάδα. Στο νότιο και κεντρικό περιθώριο του κόλπου, οι κύριες χαραδρώσεις φαίνονται να συσχετίζονται με τις εκβολές μεγάλων ποταμών αποτελώντας ουσιαστικά την υποβρύχια προέκτασή τους, όπως παρατήρησαν και οι Heezen et al. (1966) και Brooks & Ferentinos (1984). Σε πολλές περιπτώσεις, κατά μήκος της πλαγιάς εντοπίζονται γραμμικής γεωμετρίας και ιδιαίτερα απότομης κλίσης υποθαλάσσια πρανή, τα οποία επιβεβαιώνουν την παρουσία ρηγμάτων στα περιθώρια της λεκάνης. Η παρουσία αυτών των πρανών φαίνεται σε αρκετές περιπτώσεις να επηρεάζει την γεωμετρία του υποθαλάσσιου δικτύου καναλιών και χαραδρώσεων. [15]

16 Η αβυσσική πεδιάδα καταλαμβάνει το κεντρικό τμήμα του κόλπου, έχει μήκος 57 km και εύρος 9 με 10 km. Η αβυσσική πεδιάδα εκτείνεται κάτω από τα 750 m βάθος νερού, έως το μέγιστο βάθος των 920 m στο κέντρο του κόλπου. Η αβυσσική πεδιάδα του Κορινθιακού κόλπου καλύπτει μια συνολική επιφάνεια 461 km² και μπορεί ουσιαστικά να θεωρηθεί επίπεδη (κλίση < 0,2 ). Εξαίρεση αποτελεί το δυτικό τμήμα της αβυσσικής πεδιάδας το οποίο χαρακτηρίζεται από μια ελαφρά γενική μέση κλίση προς τα ανατολικά της τάξης των 0,5 με 0,8. Τόσο το δυτικό όσο και το ανατολικό άκρο του Κορινθιακού κόλπου χαρακτηρίζονται από πολύ μικρότερα βάθη νερού που δεν ξεπερνούν τα 400 m και ουσιαστικά αποτελούν και τα όρια της αβυσσικής πεδιάδας του κεντρικού Κορινθιακού. Στα δυτικά ο Κορινθιακός κόλπος εμφανίζεται να στενεύει και να ρηχαίνει προοδευτικά, γεγονός που προσδίδει στον πυθμένα μια γενική κλίση προς τα ανατολικά. Στα ανατολικά ο κόλπος των Αλκυονίδων, εμφανίζει την εικόνα μιας μικρής λεκάνης με σχηματισμένη υφαλοκρηπίδα, κατωφέρεια και κεντρική λεκάνη (basin plain). Όπως ο κεντρικός Κορινθιακός κόλπος, έτσι και ο κόλπος των Αλκυονίδων εμφανίζει μια ελαφρά φυσιογραφική ασυμμετρία προς τα νότια. Η κρηπίδα στο βόρειο περιθώριο του κόλπου είναι περισσότερο εκτενής ενώ η κατωφέρεια στα νότια έχει μεγαλύτερη κλίση. Επιπλέον, ο άξονας μέγιστου βάθους στο κόλπο των Αλκυονίδων εμφανίζεται μετατοπισμένος προς το νότιο περιθώριο του κόλπου. Συνοψίζοντας και σύμφωνα με τους Brooks & Ferentinos (1984) και Hatzfeld et al. (2000) η σημερινή δομή του κόλπου της ασύμμετρης τάφρου οφείλεται στην ύπαρξη μεγάλων ρηξιγενών πρανών στο νότιο περιθώριο της λεκάνης, τόσο στο υποθαλάσσιο όσο και στο χερσαίο τμήμα της τάφρου, με συνολικό κατακόρυφο άλμα και ρυθμό βύθισης μεγαλύτερο από ότι στα ρήγματα του βόρειου τμήματος, τα οποία με τη σειρά τους κλίνουν προς τα νότια και εμφανίζουν μικρότερο ρυθμό βύθισης (Stefatos et al. 2002). [16]

17 Εικ. 1.4 Δομικός χάρτης της περιοχής του Κορινθιακού κόλπου, όπως τροποποιήθηκε από Armijo et al. (1996), Sakellariou et al. (2001) και Stefano et al. (2002). Το χερσαίο δομικό πρότυπο στον τομέα του Αιγίου έχει τροποποιηθεί από το χάρτη των Ghisetti et al. (2001). Εικ. 1.5 Φυσιογραφικός χάρτης του Κορινθιακού κόλπου. [17]

18 ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΔΟΜΗ ΤΗΣ ΤΑΦΡΟΥ Η απόθεση των Πλειοκαινικών ιζημάτων της τάφρου της Κορίνθου ελέγχεται και τροποποιείται από δύο διακριτά συστήματα ρηγμάτων (Doutsos et al. 1988, Poulimenos et al. 1989, Πουλημένος 1991): α) ένα κύριο σύστημα ΔΒΔ διεύθυνσης κανονικών ρηγμάτων και ΒΒΑ διεύθυνσης ρηγμάτων μεταβίβασης. Η παρουσία των τελευταίων ρηγμάτων μπορούν να εξηγηθούν από δύο υποθέσεις: Είτε συσχετίζονται με τα ΔΒΔ κανονικά ρήγματα και θεωρούνται ως ζώνες αλληλεπίδρασης και επομένως κατά πόσο θα αναπτύσσονται, εξαρτάται από την απόσταση των κανονικών ρηγμάτων μεταξύ τους. Τέτοιου είδους ρήγματα μεταβίβασης παρατηρούνται γενικά σε γεωτεκτονικά περιβάλλοντα διαστολής (Peacock 2002). Ή, εναλλακτικά, τα ρήγματα μεταβίβασης να μην συνδέονται με τα ρήγματα που τέμνουν στις περιπτώσεις που το μήκος τους φτάνει τα δεκάδες km και κόβει εγκάρσια τα μεγάλα κανονικά ρήγματα (Flotté 2003). Επιβεβαίωση αυτής της υπόθεσης σε μεγάλη κλίμακα αποτελεί η τάφρος του Ρίου, που αποτελεί ζώνη μεταβίβασης μεταξύ των τάφρων της Πάτρας και της Κορίνθου (Flotté et al. 2005). β) ένα δευτερεύον σύστημα ΑΒΑ κανονικών ρηγμάτων και ΒΒ ρηγμάτων μεταβίβασης (Zelilidis et al. 1988, Doutsos and Kokkalas 2001). Αυτό το σύστημα ρηγμάτων θεωρείται ότι προήλθε λόγω κατάρρευσης της ΒΒ προϋπάρχουσας δομής των Ελληνίδων όπως έχει προταθεί από τους Doutsos (1984), Doutsos et al. (1988), Koukouvelas et al. (1996), Kokkalas et al. (2006). Σύμφωνα µε την άποψη αυτή τα ΑΒΑ ρήγματα δραστηριοποιούνται και ελέγχουν την εξέλιξη της ιζηματογένεσης κατά τη διάρκεια της Πλειο-Πλειστοκαινικής διάνοιξης του κόλπου. Τα ΔΒΔ διεύθυνσης κανονικά ρήγματα (master faults) κατά μήκος του νότιου περιθωρίου παρουσιάζουν μεγαλύτερο συνολικό κατακόρυφο άλμα και συνοδεύονται από αντίστοιχα μεγάλου ύψους ρηξιγενή πρανή από ότι στο βόρειο περιθώριο. Επιπλέον, αυτά τα ρήγματα περιλαμβάνουν ένα ανώτερο τμήμα μεγάλης κλίσης, ένα ενδιάμεσο τμήμα κλίσης <45º, ενώ το κατώτερο τμήμα τους έχει κλίση <20º. Τα ρήγματα χαρακτηρίζονται από κανονικό ως πλάγιο χαρακτήρα κίνησης. Έχουν κυρίως διεύθυνση κλίσης προς Βορρά, και γωνίες κλίσης κοντά στην επιφάνεια 40º 60º, ενώ συνοδεύονται από 1 3 αντιθετικά μικρότερα ρήγματα νότιας διεύθυνσης κλίσης, σχηματίζοντας µε αυτό τον τρόπο μικρής κλίμακας ασύµµετρες τάφρους (Doutsos et al. 1988, Poulimenos et al. 1989, Doutsos and Piper 1990, Doutsos and Poulimenos 1992, Roberts et al. 1993, Roberts, 1996). [18]

19 Το μήκος τους δεν ξεπερνά τα 25 km, ενώ για ένα μικρό αριθμό από αυτά θεωρείται σίγουρη η υποθαλάσσια προέκτασή τους (Armijo et al. 1996, Doutsos and Kokkalas 2001, Zygouri et al. 2008). Κάθετα στα παραπάνω και παράλληλα στη διεύθυνση διάνοιξης της τάφρου εμφανίζονται τα ΒΒΑ ρήγματα μεταβίβασης, τα οποία επίσης παρουσιάζουν κανονικό ως πλάγιο χαρακτήρα κίνησης. (Doutsos and Piper 1990). Η τάφρος καταλαμβάνεται από μία επιμήκη κλειστή λεκάνη τον Κορινθιακό κόλπο, ο οποίος χαρακτηρίζεται ως μία σύνθετη ασύμμετρη τάφρος (Brooks and Ferentinos 1984, Hatzfeld et al. 2000) εξαιτίας της ύπαρξης μεγάλων και εντυπωσιακών ρηξιγενών πρανών στο νότιο περιθώριο της λεκάνης τόσο στον υποθαλάσσιο τμήμα όσο και στο χερσαίο τμήμα της τάφρου µε συνολικό κατακόρυφο άλμα μεγαλύτερο από ότι στο βόρειο τμήμα. Τα ρήγματα του βόρειου περιθωρίου κλίνουν νότια κι εμφανίζουν ρυθμό βύθισης μικρότερο ή ίσο µε το ρυθμό βύθισης που θεωρείται ότι οφείλεται στη λειτουργία των υποθαλάσσιων ρηγμάτων του νότιου περιθωρίου (εικ 1.6, Stefatos et al. 2002). Επιπρόσθετα, οι Exadaktylos et al. (2003), διαπίστωσαν σε πειράματα διάνοιξης της τάφρου ότι η ολίσθηση σε κύρια ρήγματα που κλίνουν προς βορρά, προκαλεί σε επόμενο στάδιο την ολίσθηση σε ρήγματα που κλίνουν προς νότο. Η κατακόρυφη ανύψωση της βάσης των ρηγμάτων του νότιου περιθωρίου υπολογίζεται σε 1 mm/yr σύμφωνα µε σεισμολογικά δεδομένα (Tselentis and Makropoulos 1986, Billiris et al. 1991, Davies et al. 1997). Δεδομένα ωστόσο, προερχόμενα από ανυψωμένες παλαιοακτές και θαλάσσιες αναβαθμίδες, προτείνουν ένα μέσο ρυθµό κατακόρυφης μετατόπισης της τάξης των 4 7 mm/yr (Stewart 1996, McNeill and Collier 2004, DeMartini et al. 2004, McNeill et al. 2005). Το γεγονός αυτό αναδεικνύει ένα ελλειµµατικό ισοζύγιο της κατακόρυφης κίνησης των ρηγμάτων σε σχέση µε τους γεωδαιτικά προσδιορισμένους ρυθμούς διαστολής που είναι mm/yr ( Clarke et al. 1998, Briole et al. 2000, Avallone et al. 2004). Σημαντική διαφορά παρατηρείται και στην ανύψωση των ακτών στο νότιο περιθώριο σε σχέση µε την αντίστοιχη του βόρειου περιθωρίου είτε αυτή οφείλεται σε βίαια σεισμικά γεγονότα είτε σχετίζεται µε τις ευστατικές θαλάσσιες μεταβολές, ενώ μειώνεται από τα δυτικά προς τα ανατολικά. Ειδικότερα βασιζόμενοι σε θαλάσσιες αναβαθμίδες το δυτικό τμήμα της τάφρου παρουσιάζει ρυθμούς ανύψωσης μεταξύ mm/yr (Frydas 1991, Stewart and Vita Finzi 1996, Soter 1998), το κεντρικό τμήμα μεταξύ Ξυλόκαστρου και Κορίνθου mm/yr (Keraudren and Sorel 1987, Doutsos and Piper 1990, Armijo et al. 1996, Dia et al. 1997, Westaway 2002) και το ανατολικό ανυψώνεται µε ρυθµό 0.7 mm/yr (Pirazzoli et al. 1994, Stewart and Vita Finzi 1996). [19]

20 Εικ. 1.6 Γεωλογικός χάρτης της τάφρου της Κορίνθου στον οποίο προβάλλονται τόσο τα ΔΒΔ όσο και ΑΒΑ ρήγματα της χέρσου και της χερσονήσου. Η γεωμετρία των κύριων ρηγμάτων έχει αποτελέσει θέμα έντονης επιστημονικής συζήτησης και ακόμη και σήμερα βρίσκεται υπό αμφισβήτηση µε τέσσερις προτεινόμενες θεωρίες να θεωρούνται οι επικρατέστερες, βασιζόμενες τόσο σε σεισμολογικά όσο και σε τεκτονικά δεδομένα (εικ. 1.6): H ύπαρξη λιστρικών ρηγμάτων μεγάλης κλίσης τα οποία συνενώνονται σε έναν ορίζοντα αποκόλλησης (detachment zone). Ο ορίζοντας αυτός εντοπίζεται σε βάθος 7 12 km σύμφωνα µε τα σεισμικά επίκεντρα (Doutsos and Piper 1990, Doutsos and Poulimenos 1992). Η ύπαρξη ενός σχεδόν επίπεδου σεισμογόνου ορίζοντα αποκόλλησης µε κλίση 10-20º και βάθους 8 10 km στον οποίο απολήγουν μεγάλης κλίσεως σεισμικά ρήγματα διαμέσου ρηγμάτων μικρότερης κλίσης (Rigo et al. 1996, Gautier et al. 2006). Η υπόθεση αυτή δικαιολογείται από μετρήσεις μικροσεισµικότητας στον κόλπο που συγκεντρώνονται σε τέτοια βάθη. Η ύπαρξη ενός κανονικού χαρακτήρα και μικρής κλίσης ρήγματος αποκόλλησης, ο οποίος ξεκινά από το ρήγμα του Χελµού στο νοτιοδυτικό τμήμα του Κορινθιακού και προεκτείνεται βορειότερα στην υποθαλάσσια λεκάνη του κόλπου σε βάθος 2 km στο οποίο καταλήγουν τα μεγάλης κλίσεως ρήγματα της επιφάνειας (Sorel 2000). Η ύπαρξη μιας ζώνης πλαστικής παραμόρφωσης η οποία συνδέεται µε τη σεισμικότητα σε βάθος 8 12 km και αποτελεί την μετάβαση από τα μεγάλα κλίσης ρήγματα στην επιφάνεια στον κατώτερο φλοιό καθώς [20]

21 και τη διαφοροποίηση από τον ανατολικό προς τον δυτικό Κορινθιακό είτε αυτή πραγματοποιείται µε απ ευθείας μετάβαση (Armijo et al. 1996), είτε µέσω ρηγμάτων μικρότερης κλίσης αντίστοιχα (Hatzfeld et al. 2000). Εικ. 1.7 Σχεδιάγραμμα στο οποίο αποτυπώνονται τα βάθη των επιφανειών αποκόλλησης κάτω από τον Κορινθιακό όπως περιγράφονται από τους Sorel (2000), Rigo et al. (1996) και Doutsos &Piper (1990). [21]

22 ΣΕΙΣΜΙΚΟΤΗΤΑ ΣΤΟΝ ΚΟΡΙΝΘΙΑΚΟ ΚΟΛΠΟ Η σεισμικότητα της τάφρου της Κορίνθου αποτελεί αντικείμενο έρευνας από την αρχαιότητα καθώς οι ισχυροί σεισμοί που φιλοξένησε η περιοχή είχαν σαν αποτέλεσμα την απώλεια πολλών ανθρώπινων ζωών ή ακόμα και την κατάστροφή ολόκληρων πόλεων. Ήδη ο Στράβων (64 24 π.χ.) στα «Γεωγραφικά» και ο Παυσανίας ( µ.χ.) στις «Περιηγήσεις» περιέγραψαν την ολική καταστροφή αρχαίων πόλεων όπως της Βούρας, της Ελίκης και της Εφύρας (αρχαία Κόρινθος) που οφείλονταν στη δράση καταστρεπτικών σεισμών. Από την ενόργανα καταγεγραμμένη σεισμική δραστηριότητα επιβεβαιώνεται ότι η τάφρος του Κορινθιακού κόλπου αποτελεί μια από τις περισσότερο ενεργές περιοχές στον κόσμο (Ambraseys & Jackson 1990, 1997, Papazachos & Papazachou 1989, 1997, Papadopoulos 2000). Η πλειοψηφία των σεισμικών γεγονότων σχετίζεται µε µία μικρού βάθους, µε κλίση προς το βορρά, σεισμική ζώνη. Η εντονότερη συγκέντρωση σεισμικών επικέντρων τοποθετείται σε βάθος μεταξύ 6 12 km µε πιο σύνηθες το βάθος των 10 km. Τα σεισμικά γεγονότα εμφανίζουν μεγαλύτερη συγκέντρωση στις περιοχές μεταξύ Αιγίου και Ακράτας και μεταξύ Κορίνθου Αλκυονίδων (εικ 1.8 & 1.9). Αυτή η συγκέντρωση συμπίπτει χωρικά µε το δυτικό (περιοχή Αιγίου Ακράτας) και ανατολικό περιθώριο (κόλπος Αλκυονίδων) της τάφρου της Κορίνθου (Koukouvelas and Doutsos 1996). Αντίθετα, ο παλαιότερος καλά καταγεγραμμένος σεισμός του δυτικού τμήματος του Κορινθιακού κόλπου ήταν ο σεισμός της Ελίκης το 373 π.χ. [22]

23 Εικ 1.8 & 1.9 Χωρική κατανομή των σεισμικών επικέντρων στον Κορινθιακό κόλπο και τις γύρω περιοχές των περιόδων (άνω) και (κάτω). Οι σεισμικές ακολουθίες που έχουν μελετηθεί λεπτομερέστερα και καλύτερα είναι αυτές: του 1861, του 1981 και του Ο σεισμός του 1861 έλαβε χώρα στην περιοχή της Αιγιάλειας προκαλώντας στην επιφάνεια την πρώτη καταγεγραμμένη συνσεισµική διάρρηξη μήκους 13km διεύθυνσης Α και μέσης μετατόπισης 1m (Schmidt 1879). Κατά μήκος του ρήγματος της Ελίκης η παράκτια ζώνη μεταξύ Αιγίου και Διακοπτού υποχώρησε. Σε αυτό μπορεί να οφείλεται και ο τεμαχισμός του ρήγματος (Ambraseys & Jackson 1997). Μερικές από τις ρηξιγενείς επιφάνειες του σεισμού 1861, είναι ακόμα εμφανείς. Η σεισμική ακολουθία του 1981 με επίκεντρο αρχικά τις Αλκυονίδες νήσους και η μεταφορά της μετέπειτα βορειοανατολικά, προκάλεσε εκτεταμένες καταστροφές στην Κορινθία, τη Βοιωτία αλλά και στη δυτική Αττική. Παράλληλα εκδηλώθηκε επιφανειακή διάρρηξη μήκους περίπου 20 km µε μέση μετατόπιση από m (Jackson et al. 1982, Mariolakos et al. 1982, Collier et al. 1998, Morewood and Roberts 2002). Η σεισμική ακολουθία του 1995 επέφερε σημαντικές καταστροφές στην περιοχή του Αιγίου, λόγω μιας ισχυρής σεισμικής δόνησης, η οποία προκάλεσε επιφανειακές διαρρήξεις συνολικού μήκους 7.2 km, διεύθυνσης σχεδόν Α σχηματίζοντας μικρές μετατοπίσεις ως 3 cm σε αντιδιαστολή µε τις μέσες μετατοπίσεις που περιεγράφηκαν για τις προηγούμενες ακολουθίες (Koukouvelas and Doutsos 1996, Koukouvelas 1998b). Έτσι, μια πιθανή μετατόπιση της επιφάνειας του ρήγματος του Αιγίου από τον σεισμό του 1995 θεωρείται μικρή. [23]

24 Στον παρακάτω χάρτη (εικ 1.10) παρουσιάζεται η χωρική διακύμανση των επικέντρων των μεγαλύτερων σεισμικών γεγονότων της περιοχής. Εικ 1.10 Απλοποιημένος γεωλογικός χάρτης της τάφρου της Κορίνθου στον οποίο απεικονίζονται τα ιστορικά σεισμικά γεγονότα και τα επίκεντρά τους (Koukouvelas et al. 2001). Από τις γεωδαιτικές έρευνες των Billiris et al. (1991), Clarke et al. (1997), Davies et al. (1997) και Hatzfeld et al. (2000) διαπιστώνεται μια αύξηση του ρυθμού διαστολής σε σχέση με το μέσο ρυθμό διάνοιξης του κόλπου τα τελευταία 100 χρόνια. Οι Makropoulos & Burton (1984) υποστήριξαν ότι η σεισμική δραστηριότητα της περιοχής φαίνεται να περιορίζεται μόνο σε μερικά από τα μετά-μειοκαινικά ρήγματα διαστολής, σε αντίθεση με τα παραπάνω σεισμολογικά δεδομένα που δείχνουν τα σεισμικά επίκεντρα να συγκεντρώνονται γύρω από τον Κορινθιακό κόλπο. Με βάση την ολίσθηση των ρηγμάτων, οι Tselentis & Makropoulos (1986) υπολόγισαν τον ρυθμό κατακόρυφης κίνησης σε 1 mm/yr. Αντίθετα, οι Armijo et al. (1996) υπολόγισαν πολύ αυξημένους ρυθμούς κατακόρυφης μετατόπισης της τάξης μεγαλύτερης των 7 mm/yr. Παρόμοιες μελέτες από την ανύψωση των παλαιοακτών και των θαλάσσιων αναβαθμίδων κατά μήκος της ακτογραμμής νότια του δυτικού Κορινθιακού κόλπου (Stewart 1996, Zelilidis 2000, McNeill et al. 2004) υπολόγισαν μέσους ρυθμούς κατακόρυφης κίνησης των κύριων ρηγμάτων της τάξης των 4-7mm/yr. [24]

25 ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΤΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΜΕΛΕΤΗΣ Η ευρύτερη περιοχή της χερσονήσου της Περαχώρας χαρακτηρίζεται από μια έντονη τεκτονική και σεισμική δραστηριότητα (εικ. 1.11). Τα κύρια ρήγματα έχουν διευθύνσεις ΑΒΑ-ΔΝΔ και κλίνουν προς τα Β-ΒΔ, καθώς και ΔΒΔ-ΑΝΑ που κλίνουν προς ΝΝΔ. Από τεκτονικής απόψεως η ευρύτερη περιοχή της Περαχώρας, παρουσιάζει μια πολυπλοκότητα, η οποία οφείλεται στην επίδραση που υφίσταται τόσο από τις ανοδικές όσο και από τις καθοδικές κινήσεις. Πρέπει να επισημανθεί ότι οι αυτές οι τεκτονικές κινήσεις εξαρτώνται κάθε φορά από πιο ρήγμα δραστηριοποιήθηκε. Σύμφωνα με αυτό προκύπτει ότι η δραστηριοποίηση των υποθαλάσσιων ρηγμάτων που εκτείνονται κατά μήκος των ΒΔ και των ΝΔ παραλίων μπορεί να προκαλέσουν ανύψωση της χερσονήσου. Αντίθετα, η δραστηριοποίηση των ρηγμάτων που εκτείνονται στα βόρεια των Γερανείων μπορεί να προκαλέσει τη βύθισή της. Από τα παραπάνω προκύπτει ότι η λίμνη της Βουλιαγμένης, που αποτελεί χαρακτηριστικό τμήμα της ευρύτερης περιοχής της Περαχώρας, αποτελεί ένα τεκτονικό βύθισμα, το οποίο οφείλεται στη δραστηριοποίηση τοπικών ρηγμάτων με μέση διεύθυνση Α-Δ. Εν συνεχεία, η επαναδραστηριοποίηση των ρηγμάτων που βρίσκονται στην ξηρά κατά τη διάρκεια του Ολόκαινου (δηλαδή τα τελευταία χρόνια) πιστοποιείται από την ύπαρξη πρόσφατης ρηξιγενούς επιφάνειας στη βάση τους. Εικ Τοπογραφικός χάρτης με τα κυριότερα ρήγματα της περιοχής μελέτης (Παπανικολάου 2009). Λαμβάνοντας, υπόψη τις ανυψωμένες Τυρρήνιες αποθέσεις, τις παράκτιες αποθέσεις και γεωμορφές (θαλάσσιες αναβαθμίδες, ακτόλιθους, εγκοπές) γίνε- [25]

26 ται φανερό ότι κατά το Ανώτερο Πλειστόκαινο- Ολόκαινο η επικρατούσα τεκτονική κίνηση είναι ανοδική. Ενόργανες καταγραφές, ιστορικές αναφορές και αρχαιολογικές ενδείξεις αποδεικνύουν ότι η ευρύτερη περιοχή της χερσονήσου της Περαχώρας (εικ 1.11) έχει υποστεί την επίδραση πολλών καταστροφικών σεισμών, οι οποίοι οφείλονται στο ενεργό τεκτονικό καθεστώς της. Πιο συγκεκριμένα, οι αρχαιολογικές ανασκαφές στον Πρωτοελλαδικό-Αρχαϊκό οικισμό της Λίμνης της Βουλιαγμένης έδειξαν στρώματα καταστροφής, που αποδίδονται στο τέλος της Πρωτοελλαδικής περιόδου και οφείλονται σε κάποιο σεισμό. Επιπλέον, ενδείξεις για μεγάλους σεισμούς που έγιναν στην ευρύτερη περιοχή προκύπτουν από τις ανασκαφές που έγιναν στο Ιερό της Ήρας (περιοχή Ηραίου), από την Βρετανική Αρχαιολογική Σχολή της Αθήνας κατά την περίοδο Οι σεισμοί αυτοί χρονολογούνται: το 80 π.χ., 40 π.χ., 10 π.χ. και 20 μ.χ.. Συγκεντρώνοντας, λοιπόν, όλες τις διαθέσιμες πληροφορίες, οι οποίες προέρχονται είτε από αρχαιολογικά ευρήματα, είτε από σύγχρονες ενόργανες καταγραφές, ακόμη και από γραπτές αναφορές ιστορικών, καταλήγουμε στο συμπέρασμα ότι τοπικοί σεισμοί έπληξαν την ευρύτερη περιοχή προκαλώντας σημαντικές καταστροφές κατά τις ακόλουθες χρονολογίες : 420 π.χ., 227 π.χ., 77 μ.χ., 524 μ.χ., 543 μ.χ., 580 μ.χ., 1857 μ.χ., 1887 μ.χ., 1928 μ.χ., και 1981 μ.χ.. Το να συσχετίσουμε τους παραπάνω σεισμούς με κάποιο από τα ρήγματα της περιοχής δεν είναι δυνατόν, τόσο λόγω της ύπαρξης μεγάλων ενεργών ρηγμάτων που υφίστανται στην περιοχή, όσο και της ύπαρξης μεγάλων υποθαλάσσιων ρηγμάτων. Παρ όλα αυτά ορισμένα από τα παραπάνω σεισμικά γεγονότα, μέσα από μελέτες που πραγματοποιήθηκαν, αποδείχθηκε ότι συνδέονται άμεσα με την επαναδραστηριοποίηση κάποιων από τα μεγάλα ρήγματα της ευρύτερης περιοχής. Συγκεκριμένα, οι σεισμοί του 227 π.χ. και του 1887 σχετίζονται με τη δραστηριοποίηση του ρήγματος του Ξυλοκάστρου που εκτείνεται υποθαλάσσια βορειοδυτικά της χερσονήσου της Περαχώρας. Οι σεισμοί του 524 και 1858 με την ρηξιγενή ζώνη των Ονίων. Ο σεισμός του 1928 με τη ρηξιγενή ζώνη του Λουτρακίου και ο σεισμός του 1981 με τα βόρεια των Γερανείων (Kousta 1858, Aiginitis 1928, Jackson et al. 1982, Ambrasseys & Jackson, 1990, Papanastassiou & Gaki-Papanastassiou, 1994). Τα επίκεντρα των σεισμών αυτών φαίνονται στον παρακάτω χάρτη (εικ 1.12). [26]

27 Εικ Σεισμοτεκτονικός χάρτης της περιοχής. Τα τετράγωνα αντιπροσωπεύουν τα επίκεντρα των σεισμών που πραγματοποιήθηκαν, οι κύκλοι τους σεισμούς που σχετίζονται με την επαναδραστηριοποίηση συγκεκριμένων ρηγμάτων, ενώ τα τρίγωνα είναι σεισμικά επίκεντρα με μέγεθος μεγαλύτερο των 5 βαθμών, που έχουν καταγραφεί με όργανα (Maroukian et al. 1994). Οι πιο πρόσφατοι σεισμοί που συνέβησαν ήταν το 1981 με μεγέθη 6.7 και 6.4 στον κόλπο των Αλκυονίδων νήσων, οι οποίοι ήταν υπαίτιοι για την παραμόρφωση αρκετών περιοχών του Ανατολικού τμήματος του Κορινθιακού κόλπου (Mariolakos et al , Jackson et.al. 1982, Vita-Finzi & King 1985). Οι Vita-Finzi & King (1985) υποστήριξαν ότι από το 1981 σημειώθηκε μια βύθιση κατά m κοντά στην περιοχή του Ηραίου. Εικ Γεωγραφική θέση του κόλπου των Αλκυονίδων στον Ανατολικό Κορινθιακό κόλπο. Στο χάρτη σημειώνονται τα κυριότερα ρήγματα, ενώ με αστερίσκους απεικονίζονται τα επίκεντρα των σεισμών του 1981 (Hubert et al. 1996). [27]

28 Εικ 1.14 Βαθυμετρικός χάρτης του Κορινθιακού κόλπου με τα κυριότερα ρήγματα (από Armijo et al τροποποιημένος). [28]

29 ΝΕΟΤΕΚΤΟΝΙΚΟΣ ΡΗΞΙΓΕΝΗΣ ΙΣΤΟΣ ΚΑΙ ΣΕΙΣΜΙΚΟΤΗΤΑ Ρήγμα Ηραίου Το ρήγμα του Ηραίου αποτελεί το περιθωριακό προς τον βορρά ρήγμα στη λεκάνη του Λέχαιου, που αναπτύσσεται ανάμεσα στην ακτή της Πελοποννήσου και της χερσονήσου της Περαχώρας. Το μήκος του φτάνει τα 5600 m µε Ν κλίση, ενώ η μετατόπισή του δεν υπερβαίνει τα 100 m (Stefatos 2005). Γενικά, αυτό το ρήγμα δεν θεωρείται ικανό να προκαλέσει μεγάλες κινήσεις μαζών, συμπέρασμα το οποίο προκύπτει από την μικρή κρηπίδα που διαμορφώνει. Επομένως, εξαιτίας της φτωχής ιζηματογένεσης στα νότια της χερσονήσου της Περαχώρας δεν αναμένονται σημαντικά ή μεγάλης έκτασης κατολισθητικά φαινόμενα µε πιο πιθανές τις μικρές ροές εδαφών. Εικ Σχηματιζόμενη απεικόνιση του ρήγματος του Ηραίου και της Περαχώρας βασισμένη σε σεισμική τομή από air-gun (τροποποιημένη από Stefatos et al. 2002). Ρήγμα Πισίων Το ρήγμα των Πισίων μαζί µε το αντίστοιχο του Σχίνου προκαλούν τη βύθιση στην περιοχή των βορείων ακτών της χερσονήσου της Περαχώρας. Στη βάση του ρήγματος των Πισίων του οποίου το μήκος δεν ξεπερνά τα 9400 m απόκαλύφθηκε η ύπαρξη λευκής ζώνης στη βάση του καθρέπτη του ενεργού ρήγματος, μετατόπιση που έλαβε χώρα κατά τη διάρκεια της σεισμικής ακολουθίας του 1981 στον Κορινθιακό (Jackson et al. 1982, King et al. 1985, Hubert et al. 1996). [29]

30 Η σεισμική εδαφική κίνηση του ρήγματος αυτού και του ρήγματος του Σχίνου στη συνέχεια συνεισέφεραν στην εκδήλωση κατολισθητικών φαινομένων κατά τη σεισμική ακολουθία του 1981 (Rozos and Koukis 1985, Μαρίνος κ.ά. 1986, Rondoyanni and Koukis 1989). Κυρίως διακρίθηκαν καταπτώσεις βραχωδών τεµαχών και μικρής έκτασης ολισθήσεις σε κώνους κορημάτων. Εικ Πανοραμική άποψη του καθρέφτη του ρήγματος των Πισίων. Ρήγμα Σχίνου Το ρήγμα του Σχίνου έχει μήκος 9800 m και σύμφωνα µε τους Hubert et al. (1996) θεωρείται η πηγή του δεύτερου σεισμικού επεισοδίου της ακολουθίας του 1981, καθώς η οροφή του ρήγματος παρουσίασε βύθιση της τάξης του m (Vita Finzi and King 1985). Επιπλέον, παλαιοσεισµολογικές έρευνες που πραγματοποιήθηκαν στο δυτικό τμήμα του ρήγματος ανέφεραν ότι ο χρόνος επανάδρασης του ρήγματος είναι τα 330 χρόνια και η μετατόπιση ανά σεισμό κυμαίνεται από 0.7 έως 2.5m (Collier et al. 1998). H τιμή της τάξεως των 2.5 m είναι πολύ υψηλή και δεν συναντάται σε άλλες θέσεις του Κορινθιακού (Chatzipetros et al. 2005) όπου η μέση μετατόπιση ανά σεισμό είναι της τάξεως του 1 m. Άρα, η τιμή αυτή θεωρείται ότι οφείλεται στη ταυτόχρονη σχεδόν δράση που εμφανίζουν τα ρήγματα των Πισίων και του Σχίνου όπως προτάθηκε και από τους Morewood and Roberts (2001). Επομένως, το ρήγμα αυτό είναι ιδιαίτερα ενεργό και σε συνδυασμό µε αυτό των Πισίων είναι ιδιαίτερα επικίνδυνα για την περιοχή. [30]

31 Στη σεισμική ακολουθία του 1981 παρατηρήθηκαν εκτεταμένες πτώσεις βράχων στη βάση του ρήγματος. Επίσης, οι αποθέσεις που συνιστούν τα αλλουβιακά ριπίδια στην κοιλάδα μπροστά από το ρήγμα είναι ιδιαίτερα επιρρεπείς σε ολισθήσεις μετά από σεισμική φόρτιση. Αναμένονται κυρίως κατολισθήσεις κορημάτων, καταπτώσεις βραχωδών μαζών και ολισθήσεις βραχωδών μαζών κατά μήκος του άξονα Πισίων Σχίνου Αλεποχωρίου Ψάθας όπως συνέβη και κατά τη σεισμική φόρτιση του 1981 ιδιαίτερα σε Μεσοζωικούς ασβεστόλιθους και σε χαλαρούς εδαφικούς σχηματισμούς, ενώ στα Νεογενή ιζήματα δεν αναμένεται τόσο μεγάλος αριθμός ολισθήσεων. Εικ Ολισθήσεις κορηµάτων και καταπτώσεις βράχων στον επαρχιακό δρόµο Σχίνου Αλεποχωρίου (εικόνα από Μαρίνος κ. άλ. 1986). Ρήγμα Περαχώρας Το ρήγμα της Περαχώρας έχει διεύθυνση ΒΑ Ν σχεδόν παράλληλη προς την ακτογραμμή της χερσονήσου της Περαχώρας. Στη βάση του ρήγματος έχει συγκεντρωθεί υλικό από την αποσάθρωση και από μέτρια συµπαγοποιηµένα έως χαλαρά ιζήματα τα οποία προέρχονται από μικρής έκτασης αλλουβιακά ριπίδια. Το πρανές του φαίνεται να έχει οπισθοχωρήσει εξαιτίας της διάβρωσης όπως επιβεβαιώνεται από τη διαφορετική γωνία κλίσης που παρουσιάζει το μέτωπό του σε σχέση µε το θαµµένο τμήμα του από τα ιζήματα. Το μήκος του ξεπερνά τα 9000 m και η μετατόπιση του τα 600 m. Θεωρείται ιδιαίτερα ενεργό ενώ του αποδίδονται σεισμικά γεγονότα κατά τη διάρκεια του 6ου αιώνα µ.χ. (Jackson et al. 1982, Ambraseys and Jackson 1990, Hubert et al. 1996). Η μεγάλη κλίση που παρουσιάζει το επίπεδο του ρήγματος της Περαχώρας ενισχύει τις βαρυτικές κινήσεις. Τέτοιες κινήσεις έχουν επιβεβαιωθεί και από [31]

32 σεισμικές τομές των 3.5 khz, στην περιοχή κοντά στην επιφάνεια του ρήγματος αποκαλύπτοντας ένα στρώμα πάχους ως 10 m που έχει ολισθήσει από τα ανάντι του ρήγµατος (Papatheodorou and Ferentinos (1993). Ρήγμα Λουτρακίου Το ρήγµα του Λουτρακίου συνιστά επίσης ένα επικίνδυνο ρήγµα του οποίου η ενεργότητα έχει κατά καιρούς αμφισβητηθεί (Leeder et al. 2005). Ωστόσο, η Ολοκαινική δραστηριοποίηση αυτού του ρήγµατος μπορεί να πιστοποιηθεί από την ύπαρξη φρέσκου μετώπου στη βάση του ρηξιγενούς πρανούς σηµαντικού ύψους (τάξης 10 m) κατά θέσεις. Παρουσιάζει Β ΑΝΑ διεύθυνση και κλίση ΝΝ. Το μήκος του φτάνει τα m στην ξηρά, ενώ εμφανίζει και υποθαλάσσιο τµήµα. Παρατηρώντας τη λιθολογία της περιοχής αναµενόµενες θεωρούνται οι πτώσεις βράχων και οι µεταθετικές ολισθήσεις σε θέσεις πολύ κοντά στο ενεργό ρήγµα. Η υπαίθρια παρατήρηση του ρήγµατος απέδειξε ότι πράγματι εµφανίζονται όγκοι βράχων που έχουν αποκολληθεί από το ασβεστολιθικό πρανές και έχουν κυλίσει στο τέµαχος οροφής του ρήγµατος. Παράλληλα το κολλούβιο που καλύπτει τµήµα της βάσης του ρήγµατος παρουσιάζει κατά τόπους ολισθήσεις κορημάτων. Αυτές οι ολισθήσεις μπορούν να χαρακτηριστούν ως κινήσεις προκαλούμενες από σεισμικά γεγονότα οι οποίες έχουν επισηµανθεί και από βιβλιογραφικά δεδομένα. Παράλληλα η εγγύτητα του ρήγµατος µε τη λίμνη της Βουλιαγμένης και το υλικό των αποθέσεων των ακτών της μπορεί να έχει επιπτώσεις στην ευστάθεια των πρανών της σε περίπτωση σεισμικής φόρτισης, καθώς τα υλικά που την περιβάλλουν είναι κώνοι κορημάτων και θαλάσσιες αποθέσεις μικρής συνεκτικότητας. [32]

33 Η ΣΕΙΣΜΙΚΗ ΑΚΟΛΟΥΘΙΑ ΤΟΥ 1981 O σεισμός του 1981 χαρακτηρίζεται από την ακολουθία τριών διαδοχικών μεγάλων σεισμικών γεγονότων. Οι σεισμοί αυτοί έλαβαν χώρα αντίστοιχα στις 24 Φεβρουαρίου (Ms=6.7), 25 Φεβρουαρίου (Ms=6.4) και στις 4 Μαρτίου (Ms=6.3) στο ανατολικό άκρο του Κορινθιακού κόλπου. Πιο συγκεκριμένα, στις 24 Φεβρουαρίου του 1981 στις 20:53:37 πραγματοποιήθηκε ο πρώτος μεγάλος σεισμός στον κόλπο των Αλκυονίδων, στον Ανατολικό Κορινθιακό κόλπο. Οι περιοχές κοντά στο επίκεντρο, δηλαδή στις Αλκυονίδες, αλλά και περιοχές μακριά από το επίκεντρο, όπως η Αθήνα σε απόσταση 77 χιλιομέτρων, δονήθηκαν έντονα. Η δόνηση έγινε ιδιαίτερα αισθητή, λόγω του ότι ήταν ένας επιφανειακός σεισμός, αφού το εστιακό του βάθος ήταν 8 χλμ. και το μέγεθός του ήταν Μs=6.7R. Οι ακριβείς συντεταγμένες του επικέντρου ήταν 38.07ο Ν, 23.00ο Ε (εικ. 1.17). Εικ Απεικόνιση των συντεταγμένων του επικέντρου του σεισμού και της κατανομής της έντασης. (Πηγή: Γεωδυναμικό Ινστιτούτο του Εθνικού Αστεροσκοπείου Αθηνών). Σύμφωνα με τα στοιχεία του Γεωδυναμικού Ινστιτούτου του Εθνικού Αστεροσκοπείου Αθηνών, ο σεισμός προήλθε από τη ζώνη ρηγμάτων του ανατολικού Κορινθιακού που συνεχίζεται με τη μορφή τόξου και περικλείει την Αττική από βορρά έως νότο (εικ 1.19). Όπως αναφέρει και ο κ. Παπαδόπουλος, διευθυντής ερευνών στο Γεωδυναμικό Ινστιτούτο, ο ανατολικός Κορινθιακός είναι η σημαντικότερη σεισμική εστία που βρίσκεται σε απόσταση ικανή να επηρεάσει την Αττική. [33]

34 Εξαιτίας του επιφανειακού ισχυρού αυτού σεισμού επλήγησαν σοβαρά και οι νομοί Κορινθίας, Βοιωτίας, Φωκίδας, Εύβοιας και φυσικά ο νομός Αττικής, όπου «χτυπήθηκε» από τον σεισμό η Αθήνα η πλέον πυκνοδομημένη περιοχή. Εικ Απεικόνιση ενός σημείου του ρήγματος που δημιουργήθηκε (Πηγή : από την ηλεκτρονική σελίδα του Ο.Α.Σ.Π.). Οι συνέπειές του σεισμού ήταν πολλές. Ανθρωπιστικές, λόγω των θανάτων και τραυματισμών που προκλήθηκαν κατά τις καταρρεύσεις των κτιρίων. Οικονομικές, εξ αιτίας των βλαβών που προκάλεσε η σεισμική κίνηση στις οικοδομές. Ψυχολογικές, που οφείλονταν στην όλη αναστάτωση που προκλήθηκε από τον σεισμό. Συγκεκριμένα, οι συνέπειες πρωτίστως εντοπίστηκαν στις ανθρώπινες απώλειες, αφού συνολικά είκοσι άνθρωποι έχασαν τη ζωή τους και δεκάδες τραυματίστηκαν. Ο αριθμός των κτιρίων που επλήγησαν και υπέστησαν σοβαρές ζημιές ήταν πολύ μεγάλος. Αναλυτικά κτίρια περίπου έπαθαν βλάβες. Από αυτά τα χαρακτηρίστηκαν ως μη επισκευάσιμα. Σε κάποιες περιοχές κοντά στο επίκεντρο παρατηρήθηκαν ακόμα φαινόμενα ρευστοποίησης, πτώσεις βράχων και ασθενές θαλάσσιο κύμα βαρύτητας. [34]

35 ΣΥΣΧΕΤΙΣΗ ΡΗΓΜΑΤΩΝ ΜΕ ΤΑ ΣΕΙΣΜΙΚΑ ΓΕΓΟΝΟΤΑ ΤΟΥ 1981 Κατά τη διάρκεια της σεισμικής ακολουθίας των Αλκυονίδων κατέστη φανερό ότι η σεισμική ενέργεια μεταδόθηκε σε διεύθυνση Α µε τις υψηλότερες εντάσεις να καταγράφονται στις περιοχές Κιάτο, Περαχώρα, Πίσια, Σχίνο, Αλεποχώρι κατά την 24/02/1981 και 25/02/1981 και στις περιοχές Καπαρέλλι και Πλαταιές στις 04/03/1981. Ολόκληρο το διάστημα από τα τέλη Φεβρουαρίου ως τις αρχές Μαρτίου καταγράφηκε μεγάλο πλήθος μετασεισμών στην ευρύτερη περιοχή που ορίζουν τα επίκεντρα των κύριων σεισμών (εικ 1.20) (Jackson et al. 1982, Mariolakos et al. 1982, Papazachos et al. 1984, King et al. 1985, Ambraseys and Jackson 1990, Taymaz et al. 1991, Abercombie et al. 1995, Hubert et al. 1996, Morewood and Roberts 2001). Το αποτέλεσμα των δύο πρώτων γεγονότων ήταν επιφανειακές διαρρήξεις που εμφανίστηκαν στη ζώνη Περαχώρα Πίσια Σχίνος Ψάθα συνολικού μήκους km (εικ 1.21 και 1.22) και κατακόρυφη μέγιστη μετατόπιση που έφθασε τα 1.2 m σε θέσεις όπου τα μέτωπα των ρηγμάτων καλύπτονταν από κορήματα ή αλλουβιακές αποθέσεις (Κούκης 1981, Κούκης και Ρόζος 1982, Jackson et al. 1982, King et al. 1985, Rondoyanni and Koukis 1989). Το τρίτο σεισμικό γεγονός επηρέασε την περιοχή μεταξύ Καπαρελλίου και Πλαταιών στην οποία δημιουργήθηκε επιφανειακή διάρρηξη 12 km (εικ 21. Papazachos et al. 1981, Jackson et al. 1982, Pavlides 1993) και κατακόρυφη μετατόπιση 70 cm (Jackson et al. 1982, Morewood and Roberts 2001). Εικ Ο σεισμός του 1981 στις Αλκυονίδες στον Ανατολικό Κορινθιακό κόλπο. (Πηγή: Jackson et al. (1982), Mariolakos et al. (1982) και Hunter et al. (1996)). [35]

36 Σε αυτήν την περιοχή μάλιστα πραγματοποιήθηκαν τρεις εκτεταμένες παλαιοσεισµολογικές τομές αποκαλύπτοντας ρυθμούς ολίσθησης της τάξεως των 0.3 mm/yr µε διάστημα επαναληψιµότητας χρόνια (Chatzipetros et al. 2005, Kokkalas et al. 2007). Νωρίτερα οι Collier et al. (1998) πραγματοποιώντας παλαιοσεισµικές εκσκαφές στην περιοχή που εντοπίστηκαν οι εδαφικές διαρρήξεις από τους σεισμούς του Φεβρουαρίου (περιοχή Πισίων και Σχίνου) υπολόγισαν ρυθμό επανάληψης για το ρήγμα του Σχίνου πολύ μικρότερο από τον αντίστοιχο του Καπαρελλίου της τάξης των 330 χρόνων. Οι Jackson et al. (1982) επεσήμαναν ότι ολόκληρη η χερσόνησος της Περαχώρας ανυψώθηκε σαν απότέλεσμα της σεισμικής κίνησης στα υποθαλάσσια ρήγματα που βρίσκονται στην βορειοδυτική ακτή της χερσονήσου τα οποία παρήγαγαν το πρώτο σεισμικό επεισόδιο. Το ίδιο διάστημα οι Vita-Finzi και King (1985) κατέληξαν στο συμπέρασμα ότι στην πραγματικότητα η χερσόνησος υπέστη βύθιση επειδή τα υποθαλάσσια ρήγματα δεν συμμετείχαν στην κίνηση. Αργότερα οι Pirazzoli et al. (1994) διαπίστωσαν ότι δεν σημειώθηκε καμιά ιδιαίτερη μεταβολή κατά μηκος των ακτών της χερσονήσου, συμπέρασμά στο οποίο οδηγήθηκαν και οι Hubert et al. (1996) οι οποίοι υπαινίσσονται κίνηση µόνο στη ξηρά και όχι στην υποθαλάσσια περιοχή του κόλπου των Αλκυονίδων. Επιπλέον οι Stewart et al. (1997) παρατήρησαν ότι στον κόλπο της Ψάθας (ανατολικά του κόλπου των Αλκυονίδων) όπου μετά το σεισμικό γεγονός του 1981 συνέβη θαλάσσευση της περιοχής, αυτή δεν έχει καταγραφεί από λιθολογικά στοιχεία στα σύγχρονα επιφανειακά στρώματα, αν και η βαθύτερη στρωματογραφία υπονοεί αλλοίωση των θαλάσσιων και χερσαίων συνθηκών. Η θαλάσσευση της περιοχής σε αυτή την περίπτωση τότε μπορεί να αποδοθεί σε αύξηση της απορροής φρέσκου νερού παρά ως αποτέλεσμα δράσης τσουνάµι. Εικ 1.21 Οι επιφανειακές διαρρήξεις της σεισμικής ακολουθίας του Τα στοιχεία έχουν ληφθεί από τους Jackson et al. (1982), Mariolakos and Stiros (1986) και Morewood and Roberts (2001). [36]

37 Εικ Εδαφική διάρρηξη που προκλήθηκε από τη σεισμική ακολουθία του 1981 κοντά στο ρήγμα των Πισίων. [37]

38 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΚΑΙ ΝΕΟΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΔΟΜΗ ΤΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΜΕΛΕΤΗΣ

39 ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΠΕΡΙΟΧΗΣ Ο χάρτης που χρησιμοποιήθηκε για τη γεωλογία της συγκεκριμένης περιοχής είναι ο Νεοτεκτονικός χάρτης της Ελλάδος (Φύλλο: Λειβαδιά) και σε κλίμακα 1: Για τις ανάγκες, όμως αυτής της εργασίας πραγματοποιήθηκε μια ενοποίηση των γεωλογικών σχηματισμών σύμφωνα με τις οδηγίες που είχαν χρησιμοποιηθεί στην κατασκευή των νεοτεκτονικών χαρτών κλίμακας 1: Επιπλέον, στην περιοχή μελέτης απαντώνται τόσο μεταλπικοί όσο και αλπικοί σχηματισμοί, οι οποίοι περιλαμβάνουν: ΜΕΤΑΛΠΙΚΟΙ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟΙ Ηλικία: Ολόκαινο Αλλουβιακές και Παράκτιες Αποθέσεις, καθώς επίσης και λιμναία ιζήματα Κωπαΐδας: Ασύνδετα κυρίως υλικά από αργίλους, άμμους, κροκάλες, λατύπες και χάλικες διάφορου μεγέθους. Πλευρικά Κορήματα και Κώνοι Κορημάτων: Χαλαρά και ασύνδετα, αδρομερή και γωνιώδη κυρίως υλικά διάφορου μεγέθους, με ενδιαστρώσεις λεπτομερέστερων υλικών. Ηλικία: Πλειστόκαινο Παλαιά Πλευρικά Κορήματα: Ισχυρά συγκολλημένα κλαστικά υλικά διαφόρου μεγέθους. Τυρρήνιες Αποθέσεις Περαχώρας: Θαλάσσια ιζήματα από μάργες, ψαμμίτες και κροκαλοπαγή. Ηλικία: Ανώτερο Πλειόκαινο Σχηματισμός Περαχώρας: Μάργες, ψαμμίτες και κροκαλοπαγή. ΑΛΠΙΚΟΙ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟΙ Βοιωτική Ενότητα Τυπικός Φλύσχης Βοιωτικός Φλύσχης : Συνίστανται από πλακώδεις ασβεστόλιθους, ψαμμίτες, πηλίτες και ραδιολαρίτες (Ανώτερο Ιουρασικό-Κατώτερο Κρητιδικό). Σχιστοψαμμιτοκερατολιθικές Διαπλάσεις: Συνίστανται από μάργες, πηλίτες, ψαμμίτες, ραδιολαρίτες, κροκαλοπαγή και ασβεστολιθικές ενδιαστρώσεις (Ιουρασικό). Αδιαίρετα Ανθρακικά Πετρώματα: Τεφροί έως τεφρόλευκοι, άστρωτοι έως παχυστρωματώδεις ασβεστόλιθοι (Τριαδικό-Ιουρασικό). [39]

40 ΝΕΟΤΕΚΤΟΝΙΚΑ ΡΗΓΜΑΤΑ & ΡΗΞΙΓΕΝΕΙΣ ΖΩΝΕΣ Εισαγωγή Η περιοχή μελέτης και εργασίας είναι η ευρύτερη περιοχή της χερσονήσου της Περαχώρας. Κατά τη διάρκεια της εργασίας υπαίθρου μελετήθηκαν τα μεγαλύτερα και κυριότερα ρήγματα της περιοχής. Πιο συγκεκριμένα, έγινε η λήψη μετρήσεων με γεωλογική πυξίδα τόσο στις επιφάνειες των ρηγμάτων όσο και στις γραμμές ολίσθησης, στις περιπτώσεις που υπήρχαν. Επίσης, εκτός από τη γεωλογική πυξίδα χρησιμοποιήθηκε και το πρόγραμμα Clino για την λήψη της ακριβούς γεωγραφικής θέσης των ρηγμάτων. Τα ρήγματα (faults), γενικά, αποτελούν θραυσιγενείς δομές παραμόρφωσης που σχηματίζονται στα πρώτα km του φλοιού, ως αντίδραση στις επιβαλλόμενες διατμητικές τάσεις και στη διατμητική κίνηση που λαμβάνει χώρα κατά μήκος του ρήγματος. Με την στενή έννοια του όρου, τα ρήγματα (faults), απότελούν διακεκριμένες διαρρήξεις που εκτονώνουν συγκεκριμένη κίνηση παράλληλα με την επιφάνεια της διάρρηξης. Ετυμολογικά ο όρος παράγεται από το αρχαίο ελληνικό ρήμα ρήγγνυμι, που σημαίνει «ραγίζω», «σπάζω», «θραύω», «διασπώ». Ρήγματα διαφόρων ειδών εμφανίζονται τόσο στον ορογενετικό κύκλο όσο και στο μεταορογενετικό. Στο μεταορογενετικό κύκλο έχουμε κυρίως τα εκτατικά ρήγματα, με χαρακτηριστικό παράδειγμα την περιοχή μελέτης, όπου κατά τη νεοτεκτονική περίοδο εμφανίζονται τόσο ενεργά όσο και σεισμικά ρήγματα. Συνήθως, τα ρήγματα εμφανίζονται πολλαπλά σε μια περιοχή, οπότε και γίνεται λόγος για «πεδίο ρηγμάτων» ή «ζώνη ρηγμάτων». Η τομή της επιφάνειας ενός ρήγματος με την επιφάνεια του γήινου αναγλύφου ονομάζεται «ίχνος ρήγματος» (fault line/trace). Σε αρκετές περιπτώσεις τα ρήγματα παράγουν ένα κρημνώδες ανάγλυφο (fault-line scarp), ενώ τα λειασμένα λόγω της προστριβής τμήματα μιας ρηξιγενούς επιφάνειας, όταν αποκαλύπτονται από τη διάβρωση ονομάζονται «κάτοπτρα» (καθρέφτες) του ρήγματος. Πάνω σε αυτά μπορεί να διατηρούνται λεπτές παράλληλες χαραγές, που ονομάζονται «γραμμές προστριβής» και δείχνουν τη γεωμετρία της κίνησης των δύο τεμαχών. Αν υπάρχουν περισσότερα του ενός συστήματα γραμμών προστριβής, σημαίνει ότι το ρήγμα έχει επαναδραστηριοποιηθεί αρκετές φορές στο γεωλογικό παρελθόν. Επιπρόσθετα, το μέγεθος της κατακόρυφης σχετικής μετατόπισης των δύο τεμαχών ενός ρήγματος εκφράζεται με το άλμα (throw) του ρήγματος. Όπως είναι φυσικό, η ρήξη των πετρωμάτων και η συνακόλουθη μετατόπιση απελευθερώνουν τη συσσωρευμένη ενέργεια, η οποία εκδηλώνεται ως σεισμός και σε αυτή την περίπτωση γίνεται λόγος για σεισμογόνο ρήγμα. Τέλος, αυτό που μας [40]

41 απασχόλησε από τη νεοτεκτονική περίοδο της περιοχής είναι τα ενεργά-νεοτεκτονικά ρήγματα που έχουν διαμορφώσει το καθεστώς της περιοχής. ΡΗΓΜΑ ΤΩΝ ΠΙΣΙΩΝ Το ρήγμα των Πισίων, είναι γενικά μια ρηξιγενής ζώνη, η οποία έχει μήκος περίπου 9400 m. Οι μετρήσεις που πάρθηκαν κατά την εργασία υπαίθρου, ήταν στο σημείο όπου έχουμε την κυριότερη και εντυπωσιακή κατοπτρική εμφάνιση, η οποία βρίσκεται στο χωριό Πίσια και έχει τις παρακάτω συντεταγμένες: (38 11"N, 22 59' 17" E). Επιπλέον, αποτελεί ένα από τα κυριότερα ρήγματα της περιοχής μελέτης και ένα από τα πιο ενεργά και σεισμικά, καθώς συνδέθηκε άμεσα με το σεισμό του Ουσιαστικά, πρόκειται για ένα κανονικό ρήγμα (normal fault) με γενική διεύθυνση από Α-Δ έως ΑΒΑ-ΔΝΔ και κλίση προς βορρά. Συνοδεύεται από πρόσφατα πλευρικά κορήματα που καλύπτουν σε πολλές θέσεις την κατοπτρική επιφάνεια του, η οποία φέρει γραμμώσεις ολίσθησης ενδεικτικές της κίνησης του ρήγματος. Πιο αναλυτικά, ο καθρέπτης του ρήγματος έχει σχηματισθεί σε ανθρακικά πετρώματα (συνοδεύονται από τεκτονικά λατυποπαγή) Τριαδικής-Ιουρασικής ηλικίας στο ανερχόμενο υποκείμενο τέμαχος. Στο υπερκείμενο κατερχόμενο τέμαχος, έχει συσσωρευτεί ένας σημαντικός όγκος κορημάτων, δείκτης ότι το ρήγμα είναι ενεργό. Στην προκείμενη περίπτωση το ρήγμα των Πισίων χαρακτηρίζεται ως ένα σεισμικά ενεργό ρήγμα, δεδομένου του παρελθόντος του. Εικ 2.1 Κατοπτρική επιφάνεια του ρήγματος των Πισίων. [41]

42 Ακόμη, η κατοπτρική του επιφάνεια δεν είναι επίπεδη αλλά παρουσιάζει κάποιες καμπυλώσεις. Οι άξονες των καμπυλώσεων είναι παράλληλοι με τις γραμμές ολίσθησης του ρήγματος. Όσον αφορά τις γραμμές προστριβής (striation), από την εργασία υπαίθρου προέκυψε η ύπαρξη δύο συστημάτων γραμμώσεων ολίσθησης στην επιφάνεια του ρήγματος. Συγκεκριμένα, ενδεικτικές μετρήσεις από την ύπαιθρο είναι: S₁=26/045 και S₂=50/042. Επιπλέον, το ρήγμα των Πισίων είναι ένα περιθωριακό ρήγμα, που δημιουργεί τη λεκάνη του Βόρειου Κορινθιακού στις Αλκυονίδες και έχει άλμα πάνω από 500 m στο διάστημα του Πλειστόκαινου. (Παπανικολάου, βιβλίο «Γεωλογία της Ελλάδος, σελ. 85). Εικ. 2.2 Απεικόνιση των δύο συστημάτων των γραμμώσεων ολίσθησης στην επιφάνεια του ρήγματος των Πισίων. N N total = 8 n=1 (planar) n=4 (linear) n=3 (planar) Stereo32, Unregistered Version 180 Equal area projection, lower hemisphere Εικ. 2.3 Απεικόνιση των μετρήσεων από την επιφάνεια του ρήγματος μαζί με τις γραμμές προστριβής σε δίκτυο Schmidt. [42]

43 ΡΗΓΜΑ ΣΧΙΝΟΥ Το ρήγμα του Σχίνου, είναι και αυτό μια μεγάλη ρηξιγενής ζώνη με μεγάλο μήκος, και γι αυτό οι μετρήσεις λήφθηκαν στο σημείο όπου έχουμε την κυριότερη κατοπτρική εμφάνισή του. Το σημείο αυτό τοποθετείται στο χωματόδρομο του επαρχιακού δρόμου Αλεποχωρίου-Σχίνου, κοντά στο χωριό του Σχίνου και έχει γεωγραφικές συντεταγμένες: (38 2'14" Ν, 23 0'22" E). Είναι παράλληλο με το ρήγμα των Πισίων και γι αυτό το λόγο παρουσιάζει αντίστοιχα τα ίδια κινηματικά στοιχεία. Δηλαδή, τα κινηματικά στοιχεία που προέκυψαν από την εργασία υπαίθρου, δείχνουν ότι είναι και αυτό ένα κανονικό ρήγμα (normal fault) με διεύθυνση ΑΒΑ-ΔΝΔ. Συνοδεύεται από σημαντικού πάχους πρόσφατα πλευρικά κορήματα που καλύπτουν σε πολλές θέσεις τις κατοπτρικές επιφάνειές του, οι οποίες φέρουν γραμμώσεις ολίσθησης ενδεικτικές της κίνησης του ρήγματος. Πιο συγκεκριμένα, το ρήγμα αναπτύσσεται κυρίως σε ανθρακικά πετρώματα δημιουργώντας έναν πυρήνα (fault core) που περιλαμβάνει μια παχιά ζώνη από τεκτονικά λατυποπαγή και καλά εκπεφρασμένες και διατηρημένες κατοπτρικές επιφάνειες. Όπως και το ρήγμα των Πισίων, έτσι και αυτό κατηγοριοποιείται ως ένα σεισμικά ενεργό ρήγμα, λόγω του γεωλογικού παρελθόντος του. Επίσης, η κατοπτρική του επιφάνεια δεν είναι επίπεδη αλλά παρουσιάζει κάποιες καμπυλώσεις. Οι άξονες των καμπυλώσεων είναι παράλληλοι με τις γραμμές ολίσθησης του ρήγματος. Στην προκειμένη περίπτωση, από την εργασία της υπαίθρου προέκυψε μόνο ένα σύστημα γραμμώσεων προστριβής στην επιφάνεια του ρήγματος, όπου μια ενδεικτική τιμή είναι 60/356. Εικ. 2.4 Απεικόνιση της επαφής της κατοπτρικής επιφάνειας του ρήγματος με τα πλευρικά κορήματα. [43]

44 Εικ. 2.5 Απεικόνιση του μοναδικού συστήματος των γραμμών προστριβής στην επιφάνεια του ρήγματος. Εικ. 2.6 Απεικόνιση των μετρήσεων από την επιφάνεια του ρήγματος μαζί με τις γραμμές προστριβής σε δίκτυο Schmidt. [44]

45 Επιπρόσθετα, η κατοπτρική επιφάνεια του ρήγματος αποκαλύφθηκε μετά από έργα που έγιναν στο χωματόδρομο (επαρχιακός δρόμος Αλεποχωρίου-Σχίνου). Επειδή, όπως έχει ήδη αναφερθεί, το ρήγμα του Σχίνου ανήκει σε μια μεγάλου μήκους ρηξιγενή ζώνη, είναι λογικό να εμφανίζονται και σε άλλα σημεία μικρές κατοπτρικές επιφάνειες του ρήγματος. Χαρακτηριστικό παράδειγμα αποτελεί το σημείο κατά μήκος του επαρχιακού δρόμου Πισίων-Σχίνου, με συντεταγμένες: (38 1'58"Ν, 22 59'42"Ε). Εικ. 2.7 Απεικόνιση της επαφής της κατοπτρικής επιφάνειας του ρήγματος με τα πλευρικά κορήματα.. Εικ. 2.8 Απεικόνιση των μετρήσεων από την επιφάνεια του ρήγματος σε δίκτυο Schmidt. [45]

46 ΡΗΓΜΑ ΟΣΙΟΥ ΠΑΤΑΠΙΟΥ Το ρήγμα του Οσίου Παταπίου βρίσκεται βόρεια από την πόλη του Λουτρακίου, κοντά στο Μοναστήρι του Οσίου Παταπίου. Το σημείο στο οποίο έγιναν οι μετρήσεις στην ύπαιθρο είναι εκεί όπου εμφανίζεται εντυπωσιακά η κατοπτρική επιφάνεια του ρήγματος, δίπλα από το Μοναστήρι και έχει γεωγραφικές συντεταγμένες: ( Ν, Ε). Εν συνεχεία, χαρακτηρίζεται ως ένα κανονικό ρήγμα (normal fault) με διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ, το οποίο πλαισιώνεται από πρόσφατα πλευρικά κορήματα. Αυτά τα κορήματα καλύπτουν σε πολλές θέσεις την κατοπτρική επιφάνεια του, η οποία φέρει γραμμώσεις ολίσθησης ενδεικτικές της κίνησης του ρήγματος. Πιο αναλυτικά, ο καθρέπτης του ρήγματος έχει σχηματισθεί σε ανθρακικά πετρώματα (συνοδεύονται από τεκτονικά λατυποπαγή) στο ανερχόμενο υποκείμενο τέμαχος. Στο υπερκείμενο κατερχόμενο τέμαχος, έχει συσσωρευτεί ένας σημαντικός όγκος κορημάτων δείκτης ότι το ρήγμα είναι ενεργό. Ακόμη, η κατοπτρική του επιφάνεια δεν είναι επίπεδη αλλά παρουσιάζει έντονες γραμμώσεις ολίσθησης. Όσον αφορά τις γραμμές προστριβής, από την εργασία υπαίθρου προέκυψε η ύπαρξη ενός μόνο συστήματος γραμμώσεων προστριβής στην επιφάνεια του ρήγματος. Συγκεκριμένα, ενδεικτικές μετρήσεις από την ύπαιθρο είναι: 068/224 και 069/2410. Επιπλέον, το ρήγμα του Οσίου Παταπίου τοποθετείται στο νότιο περιθώριο του τεκτονικού κέρατος των Γερανείων Ορέων. Εικ. 2.9 Απεικόνιση της επαφής της κατοπτρικής επιφάνειας του ρήγματος με τα πλευρικά κορήματα. [46]

47 Εικ Απεικόνιση του μοναδικού συστήματος των γραμμών προστριβής στην επιφάνεια του ρήγματος. N N total = 10 n=5 (planar) n=5 (linear) Stereo32, Unregistered Version 180 Equal angle projection, lower hemisphere Εικ Απεικόνιση των μετρήσεων από την επιφάνεια του ρήγματος μαζί με τις γραμμές προστριβής σε δίκτυο Schmidt. [47]

48 ΡΗΓΜΑ ΗΡΑΙΟΥ Πρόκειται για ένα χερσαίο ρήγμα που βρίσκεται στην περιοχή του αρχαιολογικού χώρου Ηραίον. Το σημείο όπου έγιναν οι μετρήσεις ήταν ο αρχαιολογικός χώρος του Ηραίου και με συντεταγμένες: ( Ν, E). Από την μελέτη που έγινε στην ύπαιθρο προέκυψε ότι είναι ένα κανονικό ρήγμα (normal fault) με γενική διεύθυνση Α-Δ. Ο καθρέπτης του ρήγματος έχει δημιουργηθεί πάνω στο γεωλογικό σχηματισμό: «Σχηματισμός Περαχώρας». Επιπροσθέτως, πάνω στην κατοπτρική επιφάνεια του ρήγματος βρέθηκε η ύπαρξη γραμμών προστριβής με ενδεικτική τιμή 60/180. Εικ Απεικόνιση της κατοπτρικής επιφάνειας του ρήγματος. [48]

49 Εικ Απεικόνιση του μοναδικού συστήματος των γραμμών προστριβής στην επιφάνεια του ρήγματος. N N total = 6 n=1 (planar) n=3 (linear) n=2 (planar) Stereo32, Unregistered Version 180 Equal area projection, lower hemisphere Εικ Απεικόνιση των μετρήσεων από την επιφάνεια του ρήγματος μαζί με τις γραμμές προστριβής σε δίκτυο Schmidt. [49]

50 ΡΗΓΜΑ ΛΙΜΝΗΣ ΒΟΥΛΙΑΓΜΕΝΗΣ Κατά μήκος του δρόμου της Λίμνης της Βουλιαγμένης παρατηρήθηκε μια μορφολογική ασυνέχεια, η οποία είναι καλυμμένη από πλευρικά κορήματα. Αυτή η ασυνέχεια είναι περίπου ευθύγραμμη και με γενική διεύθυνση Α-Δ, με ενδεικτική τιμή 70/180. Στην περίπτωση αυτή δεν έχουμε την εμφάνιση γραμμών ολίσθησης πάνω στην επιφάνεια του ρήγματος, όπως στις προαναφερθείσες περιπτώσεις. Επιπλέον, πιθανότατα το ρήγμα αυτό να είναι ενεργό λόγω ότι πλευρικά πλαισιώνεται από κορήματα. Γι αυτό το λόγο είναι απαραίτητη η μελλοντική συστηματική μελέτη του, δεδομένου ότι βρίσκεται σε μια ενεργά σεισμική περιοχή. Εικ Πανοραμική άποψη της τεκτονικής επαφής. N N total = 2 n=2 (planar) Stereo32, Unregistered Version 180 Equal area projection, lower hemisphere Εικ Απεικόνιση των μετρήσεων από την επιφάνεια της τεκτονικής επαφής σε δίκτυο Schmidt. [50]

51 ΡΗΓΜΑΤΑ ΑΠΟ ΤΗΝ ΠΕΡΙΟΧΗ ΤΗΣ ΣΤΕΡΝΑΣ Στην ευρύτερη περιοχή του ακρωτηρίου της Στέρνας, βόρεια από την Λίμνη της Βουλιαγμένης, έχουμε την εμφάνιση τριών ρηγμάτων σε αρκετά κοντινή απόσταση. Όπως και ο κυρίαρχος νεοτεκτονικός ιστός της περιοχής μελέτης έτσι και τα τρία ρήγματα έχουν γενική διεύθυνση Α-Δ. Το πρώτο ρήγμα από την περιοχή της Στέρνας ήταν στο σημείο με συντεταγμένες (38 2' 37" Ν, 22 53' 9" Ε) και απείχε λίγη ώρα από την παραλία της Στέρνας. Το ρήγμα εμφανίζεται ανάμεσα σε ανθρακικά πετρώματα (ασβεστόλιθους) και κορήματα, κάτι το οποίο μας κάνει να υποψιαστούμε ότι πρόκειται για ένα πιθανόν ενεργό ρήγμα. Έπειτα, σε αυτό το ρήγμα, όπως και στα επόμενα δύο που θα αναφερθούν, δεν παρατηρούνται γραμμές ολίσθησης λόγω έντονης διάβρωσης που έχει δεχτεί η περιοχή. Εικ Διαβρωμένο μέτωπο ρήγματος ανάμεσα σε ανθρακικά πετρώματα και κορήματα. [51]

52 N N total = 4 n=4 (planar) Stereo32, Unregistered Version 180 Equal area projection, lower hemisphere Εικ Απεικόνιση των μετρήσεων από την επιφάνεια της τεκτονικής επαφής σε δίκτυο Schmidt. Το δεύτερο ρήγμα βρίσκεται στο δρόμο λίγο πριν την παραλία της Στέρνας και έχει συντεταγμένες (38 3' 0"Ν, 22 53' 32"Ε). Από τις μετρήσεις που λήφθηκαν από το μέτωπο του ρήγματος προέκυψε ότι έχει γενική διεύθυνση Α-Δ. Επίσης, η τεκτονική επαφή βρίσκεται ανάμεσα σε ανθρακικά πετρώματα (ασβεστόλιθους) και το γεωλογικό σχηματισμό «Τυρρήνιες Αποθέσεις». Πιθανότατα, μπορεί να πρόκειται για ένα πιθανόν ενεργό ρήγμα. Όπως έχει ήδη αναφερθεί, ούτε και σε αυτό το ρήγμα παρατηρούνται γραμμές ολίσθησης λόγω της έντονης διάβρωσης. Εικ Διαβρωμένο μέτωπο ρήγματος ανάμεσα σε ανθρακικά πετρώματα και κορήματα. [52]

53 N N total = 2 n=2 (planar) Stereo32, Unregistered Version 180 Equal area projection, lower hemisphere Εικ Απεικόνιση των μετρήσεων από την επιφάνεια της τεκτονικής επαφής σε δίκτυο Schmidt. To τρίτο ρήγμα τοποθετείται πάνω στην παραλία της Στέρνας και έχει συντεταγμένες (38 2' 7"Ν, 22 53' 20"Ε). Από τις μετρήσεις που πάρθηκαν με γεωλογική πυξίδα κατά την εργασία υπαίθρου προέκυψε ότι έχει και αυτό γενική διεύθυνση Α-Δ. Όπως και στο δεύτερο ρήγμα, η τεκτονική επαφή αναπτύσσεται ανάμεσα στα ανθρακικά πετρώματα (ασβεστόλιθους) και το γεωλογικό σχηματισμό «Τυρρήνιες Αποθέσεις». Σύμφωνα με μελέτες που έχουν γίνει στην περιοχή, το ρήγμα αυτό έχει χαρακτηριστεί ως ένα ενεργό ρήγμα, γεγονός που επιβεβαιώνεται διότι πλευρικά έρχεται σε επαφή με κορήματα. Και σε αυτή την περίπτωση δεν παρατηρείται εμφάνιση γραμμών ολίσθησης λόγω έντονης διάβρωσης, η οποία ως ένα βαθμό οφείλεται από τη θάλασσα που βρίσκεται ακριβώς δίπλα. [53]

54 Εικ Απεικόνιση της τεκτονικής επαφής ανάμεσα στους «Ασβεστόλιθους» και στις «Τυρρήνιες Αποθέσεις» στην παραλιακή περιοχή της Στέρνας (προσωπικό αρχείο). N N total = 4 n=4 (planar) Stereo32, Unregistered Version 180 Equal area projection, lower hemisphere Εικ Απεικόνιση των μετρήσεων από την επιφάνεια της τεκτονικής επαφής σε δίκτυο Schmidt. [54]

55 ΡΗΓΜΑΤΑ ΣΤΟΝ ΠΕΡΙΦΕΡΕΙΑΚΟ ΔΡΟΜΟ ΣΧΙΝΟΥ-ΑΛΚΥΟΝΑΣ Κατά μήκος του επαρχιακού δρόμου Σχίνου-Αλκυόνας και συγκεκριμένα από την περιοχή της Κτένας μέχρι και την περιοχή της Αλκυόνας έχουμε την εμφάνιση της τεκτονικής επαφής, ανάμεσα στους γεωλογικούς σχηματισμούς: τον «Βοιωτικό Φλύσχη» και τα κορήματα. Την πρώτη εμφάνιση, την συναντήσαμε ερχόμενοι από την περιοχή της Αλκυόνας, μεταξύ των δύο παραπάνω σχηματισμών και από τις μετρήσεις στην εργασία υπαίθρου προέκυψε ότι έχει γενική διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ. Πρόκειται, ουσιαστικά, για ένα ανενεργό σύμφωνα με το υπόμνημα του γεωλογικού χάρτη λόγω του γεωλογικού παρελθόντος του. Αντίθετα, τη δεύτερη εμφάνιση, την συναντήσαμε κοντά στην περιοχή της Κτένας και είχε γενική διεύθυνση Α-Δ. Το ρήγμα αυτό σύμφωνα με το υπόμνημα του Νεοτεκτονικού Χάρτη χαρακτηρίζεται ως πιθανό ενεργό ρήγμα. Εικ Απεικόνιση της τεκτονικής επαφής ανάμεσα στο «Βοιωτικό Φλύσχη» και στα «Νεογενή Κορήματα» κοντά στην περιοχή Κτένα. [55]

56 Εικόνα 2.24 Απεικόνιση της τεκτονικής επαφής ανάμεσα στο «Βοιωτικό Φλύσχη» και στα «Κορήματα» κοντά στην περιοχή Αλκυόνα. N N total = 6 n=6 (planar) Stereo32, Unregistered Version 180 Equal area projection, lower hemisphere Εικ Απεικόνιση των μετρήσεων από την επιφάνεια της τεκτονικής επαφής σε δίκτυο Schmidt. [56]

57 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 ΓΕΩΤΕΧΝΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΚΑΙ ΚΑΤΟΛΙΣΘΗΤΙΚΑ ΦΑΙΝΟΜΕΝΑ

58 ΓΕΩΛΟΓΙΚΟΙ ΧΑΡΑΚΤΗΡΕΣ ΠΟΥ ΣΥΝΔΕΟΝΤΑΙ ΑΜΕΣΑ ΜΕ ΤΟΥΣ ΣΕΙΣΜΟΥΣ Σε ανάλυση που έκανε ο Γεώργιος Κούκης στο θέμα των τεχνογεωλογικών και γεωμηχανικών συνθηκών στον ελληνικό χώρο σε σχέση με τους σεισμούς, παρατήρησε τα εξής: «Η τεκτονική (Μακροτεκτονική), αποτελεί το κυριότερο παράγοντα που επηρεάζει τη διάδοση των σεισμικών κυμάτων και επομένως τις σεισμικές εντάσεις στη μακροσεισμική περιοχή. Τα ρήγματα και ιδιαίτερα οι νεότερες ασταθείς μεταπτώσεις μπορεί να αποτελέσουν δευτερεύουσες σεισμικές εστίες, που αυξάνουν τοπικά την ένταση του σεισμού. Η μετάδοση της σεισμικής ενέργειας διευκολύνεται σημαντικά όταν ο άξονας του ρήγματος και της μεταδόσεως των σεισμικών κυμάτων βρίσκονται σε παραλληλία και το υλικό πληρώσεως είναι χαλαρό. Η λιθολογική σύσταση επηρεάζει σημαντικά τη διάδοση της σεισμικής ενέργειας και τις σεισμικές εντάσεις. Το πλάτος αιωρήσεως και η σεισμική επιτάχυνση επηρεάζονται από τις ελαστικές σταθερές των σχηματισμών. Οι διάφοροι ομογενείς συνεκτικοί σχηματισμοί, που συνιστούν τι υγιές υπόβαθρο, χαρακτηρίζονται από ικανοποιητική στατική και δυναμική σταθερότητα. Αντίθετα, η ανομοιογένεια του εδάφους θεμελιώσεως, που παρατηρείται ιδιαίτερα στους τεταρτογενείς σχηματισμούς ηπειρωτικών φάσεων, όπου είναι θεμελιωμένοι σε μεγάλο μέρος οι περισσότεροι οικισμοί, και οι διαφορές του πλάτους και της περιόδου αιωρήσεως που συνεπάγονται, συνιστούν δυσμενή παράγοντα. Σχετικά με τις συνθήκες θεμελιώσεως οι σχηματισμοί και παράγοντες που δημιουργούν ασταθή ισορροπία και γενικά υπαγορεύουν, από γεωτεχνικής πλευράς, πτωχό σχεδιασμό είναι: ο μανδύας αποσαθρώσεως υγιών σχηματισμών, το αλλουβιακό μικρού πάχους κάλυμμα, η διαφορετική θεμελίωση (υγιές πέτρωμα, χαλαρός μανδύας), το πάχος του χαλαρού καλύμματος των σχηματισμών (το πλάτος αιωρήσεως μειώνεται όταν το πάχος αυξάνει, έτσι οι εύκαμπτες κατασκευές είναι επικίνδυνες σε μεγάλου πάχους χαλαρά υλικά και οι άκαμπτες σε μικρού πάχους), τα ασύνδετα κορήματα, οι πηλοί και τα ψαθυρά πετρώματα, όπου παρατηρείται και τοπική αύξηση της εντάσεως λόγω δευτερογενών φαινομένων. Τέλος, το νερό επηρεάζει τις μηχανικές αντοχές των εδαφικών σχηματισμών και επομένως η στάθμη του αποτελεί σημαντικό παράγοντα στη διαμόρφωση της σεισμικής εντάσεως.» 1 1 «Τεχνικογεωλογικές γεωμηχανικές συνθήκες στον ελληνικό χώρο σε σχέση με τους σεισμούς», Γεώργιος Κούκης, Περιοδικό «Δελτίον», Τεύχος 1 ο -2 ο, Ιανουάριος-Ιούνιος [58]

59 ΓΕΩΛΟΓΙΚΟΙ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟΙ ΚΑΙ ΣΕΙΣΜΙΚΟΤΗΤΑ Στο κεφάλαιο αυτό, θα αναφερθούν τα γενικά χαρακτηριστικά και η αντίδραση των γεωλογικών σχηματισμών σε σχέση με την επίδραση σεισμικού φαινομένου σε αυτούς. ² «.Όπως είναι γνωστό, ο Ελληνικός Χώρος χαρακτηρίζεται από μια πολύπλοκη και ιδιαίτερη γεωλογική δομή, η οποία είναι αποτέλεσμα της συνεχούς δράσης τεκτονικών γεγονότων. Πρέπει να επισημανθεί ότι αυτά τα τεκτονικά γεγονότα, κατά το Τεταρτογενές, διαμόρφωσαν τη σημερινή μορφολογία και συνεχίζουν ακόμη να την διαμορφώνουν. Με βάση αυτή τη γεωτεκτονική εξέλιξη, μπορεί να γίνει η διάκριση ορισμένων γεωτεκτονικών ενοτήτων, οι οποίες θα φέρουν ιδιαίτερα χαρακτηριστικά, όσον αφορά τη σύσταση των σχηματισμών που την συνθέτουν, τη στατική και δυναμική σταθερότητα αυτών, την εκδήλωση κατολισθητικών φαινομένων, κ.ά» (ΚΟΥΚΗΣ 1980). Τεταρτογενείς Αποθέσεις Καταλαμβάνουν μεγάλο τμήμα του Ελληνικού χώρου, στις χαμηλές κυρίως περιοχές, είναι χαλαροί συνήθως σχηματισμοί, διάφορης συστάσεως, όπως άμμοι, κροκάλες, αργιλοαμμώδη υλικά) και ποικίλου πάχους. Αποτελούν το κέντρο του ενδιαφέροντος για πολλούς μελετητές και κατασκευαστές και τούτο διότι: α) συναντώνται στη ζώνη θεμελιώσεως σχεδόν όλων των κατασκευών και β) στην πλειονότητα των κατασκευών δημιουργούν επίσης ένα σημαντικό τμήμα της φορτίσεως κάτω από τη θεμελίωση και γ) χρησιμοποιούνται σαν υλικά κατασκευής. Γενικά, οι φυσικο-μηχανικές ιδιότητες αυτών, όσον αφορά τη κατασκευή, είναι όχι ευνοϊκές και αυτό συμβαίνει διότι: α) είναι χαλαροί (μικρή αντοχή, μικρή φέρουσα ικανότητα, σημαντική συμπιεστότητα, κ.ά.), β) περιέχουν σημαντικό ποσοστό αργιλικών ορυκτών και μάλιστα διογκουμένων, με τις γνωστές ιδιότητες και γ) είναι υψηλής περατότητας. Το γεγονός βέβαια αυτό είναι από υδρογεωλογικής πλευράς θετικό μια και αποτελούν καλούς υδρολογικούς φορείς. δ) Χαρακτηρίζονται από μεγάλη ετερογένεια, λόγω της συχνής εναλλαγής φάσεων, τόσο κατά την οριζόντια όσο και τη κατακόρυφο, με αποτέλεσμα τη διαφορετική μηχανική συμπεριφορά. Στην κατασκευή κτιρίων, κτιριακών εγκαταστάσεων και βιομηχανικών μονάδων τα προβλήματα, σχετικά με την φέρουσα ικανότητα, συμπιεστότητα και περιεχόμενο νερού αποτελούν το κέντρο της προσοχής. Γενικότερα, πέρα από ²«Ο ρόλος της Τεχνικής γεωλογίας και γεωμηχανικής στον αστικό σχεδιασμό και ανάπτυξη.οι συνθήκες στον ελληνικό χώρο», Γεώργιος Κούκης, «Δελτίον ΚΕΔΕ», Τεύχος 4 ο, Οκτώβριος-Δεκέμβριος 1980 [59]

60 τις απαιτήσεις κάθε έργου, είναι χρήσιμο να γνωρίζουμε την κατανομή και τις ιδιότητες των τεταρτογενών σχηματισμών σε ευρύτερη κλίμακα. Νεογενή Ιζήματα Καταλαμβάνουν επίσης σημαντικό τμήμα του Ελληνικού χώρου και συνίστανται από εναλλαγές αργίλων, μαργών-μαργαϊκών ασβεστόλιθων, μετρίως συνεκτικών ψαμμιτών και κροκαλοπαγών. Σε ορισμένες περιοχές επικρατεί μία από τις δύο φάσεις (λεπτομερής ή αδρομερής), γενικά δεν είναι έντονα διερρηγμένοι και ισχυρά αποσαθρωμένοι σχηματισμοί. Η μηχανική τους συμπεριφορά είναι συνάρτηση της συστάσεως των ιζημάτων, της εξελίξεως αυτών πλευρικά και κατά την κατακόρυφο, του τεκτονισμού, της μορφολογίας και των υδρογεωλογικών συνθηκών. Γενικά, χαρακτηρίζονται από μικρή πυκνότητα, μικρή αντοχή, που μειώνεται σημαντικά με τον κορεσμό, τη φόρτιση παράλληλα προς τη στρώση ή και την ελεύθερη φόρτιση (σε ανεμπόδιστη θλίψη). Με αυτά τα χαρακτηριστικά γενικά ευνοούν τη δημιουργία μανδύα αποσαθρώσεως σημαντικού πάχους, κατολισθητικών φαινομένων και καθιζήσεων (διαφορικών και μη). Επιπλέον, λόγω της περιεκτικότητας αυτών σε διογκούμενα αργιλικά ορυκτά, όπως π.χ. ο μοντμοριλλονίτης με τις γνωστές φυσικομηχανικές ιδιότητες, παρουσιάζουν φαινόμενα διογκώσεως και συρρικνώσεως, ανάλογα με τον κορεσμό, με αποτέλεσμα η διαδικασία αυτή, επαναλαμβανομένη κάθε χρόνο, δημιουργεί θλιπτικές και εφελκυστικές τάσεις που τελικά χαλαρώνουν ή και καταστρέφουν τη δομή του πετρώματος. Η σεισμική επικινδυνότητα σ αυτά, όπως και στις Τεταρτογενείς Αποθέσεις εξαρτάται από το πάχος κα τη σύσταση, οπωσδήποτε όμως αποτελούν έδαφος θεμελιώσεως του οποίου τόσο οι λιθολογικές ιδιομορφίες όσο και η σεισμικότητα θα πρέπει να λαμβάνονται υπόψη κατά την κατασκευή. Η ταχύτητα μεταδόσεως των επιμήκων κυμάτων, Vp, στα ιζήματα αυτά κυμαίνεται από m/sec. Στις μικρότερες τιμές αναφέρονται και οι πρόσφατες Τεταρτογενείς Αποθέσεις. Φλύσχης Η γεωγραφική εξάπλωση του είναι κυρίως στη Δυτική Ελλάδα, όπου καταλαμβάνει εκτεταμένες περιοχές και συνίστανται από εναλλαγές αργίλων, μαργών, ψαμμιτών και κροκαλοπαγών, με κατά θέσεις επικράτηση της μιας ή της άλλης φάσεως. Η σύσταση αυτή σε συνδυασμό με την έντονη τεκτονική καταπόνηση και τις ειδικές κλιματικές και μορφολογικές συνθήκες στη Δυτική Ελλάδα, οπωσδήποτε ευνοούν την έντονη αποσάθρωση και συχνή εκδήλωση κατολισθητικών φαινομένων. Θεωρούνται σεισμικά ακίνδυνοι σχηματισμοί με ταχύτητα των Vp που κυμαίνεται από m/sec πλην όμως οι ανωτέρω [60]

61 συνθήκες δημιουργούν πολλές φορές αστάθεια, που βέβαια επιτείνεται με τις σεισμικές δονήσεις. Ανθρακικά Πετρώματα (ασβεστόλιθοι, δολομίτες), Σχιστοκερατόλιθοι, συνεκτικοί ψαμμίτες. Οι ανωτέρω σχηματισμοί καταλαμβάνουν συνήθως περιοχές με έντονη μορφολογία και χαρακτηρίζονται από ισχυρή τεκτονική διάρρηξη (πυκνό και πολυσχιδές δίκτυο αλληλοτεμνόμενων διαρρήξεων). Σε μερικές περιπτώσεις, κυρίως στον κεντρικό άξονα της χώρας παρουσιάζονται φαινόμενα ασβεστολιθικών μαζών επωθημένα σε νεότερους σχηματισμούς, κυρίως στο φλύσχη, γεγονός το οποίο δημιουργεί συνθήκες ευστάθειας, όχι ευνοϊκές λόγω της σεισμικότητας, καταπτώσεων βράχων και ιδιαίτερα όταν τα καλύμματα αυτά είναι μικρού πάχους και δημιουργούν απότομα πρανή. Γενικά τα γεωμηχανικά χαρακτηριστικά των σχηματισμών αυτών είναι ικανοποιητικά και σεισμικά θεωρούνται με μεγάλη στατική και δυναμική σταθερότητα, εάν εξαιρεθούν οι ανωτέρω περιπτώσεις που βασικά εντάσσονται στις δευτερογενείς επιπτώσεις των σεισμών (π.χ. ολισθήσεις ή αποκολλήσεις βράχων). Οι τιμές σε ανεμπόδιστη θλίψη που αναφέρονται σε εργαστηριακά, συμπαγή και ομοιογενή δοκίμια από τους σχηματισμούς αυτούς τους κυρίως ασβεστόλιθους, κυμαίνονται από Kg/cm2, το μέτρο ελαστικότητας κυμαίνεται σε ευρύτατα όρια, υπερβαίνει δε συχνά το 1*10 6 Kg/cm2, ο δε λόγος του Poisson Από »² ΚΑΤΟΛΙΣΘΗΤΙΚΑ ΦΑΙΝΟΜΕΝΑ ΑΠΟ ΤΗΝ ΠΕΡΙΟΧΗ ΜΕΛΕΤΗΣ Έννοια της κατολίσθησης O όρος κατολίσθηση χρησιμοποιείται τόσο από γεωλόγους όσο και από μηχανικούς για την περιγραφή του φυσικού φαινομένου που συνίσταται στη μετακίνηση προς τα κάτω και έξω των υλικών που αποτελούν τα πρανή είτε πρόκειται για φυσικά είτε για τεχνητά πρανή, δηλαδή των πετρωμάτων, των εδαφών και των μεταφερμένων υλικών ή του συνδυασμού των υλικών αυτών που τα αποτελούν (Terzaghi 1950, Eckel et al. 1958, Κούκης και Σαµπατακάκης 2007). Οι κατολισθήσεις θεωρούνται μείζον φυσική καταστροφή από άποψη πρόκλησης βλαβών. Μάλιστα πρέπει να επισημανθεί ότι η δομική ανάπτυξη σε πολλές περιοχές του κόσμου δημιούργησε τεχνητά ή φυσικά πρανή µε τέτοια κλίση επιρρεπή σε κατολίσθηση. Η ολίσθηση τέτοιων πρανών δεν έχει µόνο άμεσες επιπτώσεις όπως απώλεια ζωών ή καταστροφή περιουσιών, αλλά εξίσου [61]

62 σημαντικές θεωρούνται και οι μακροχρόνιες επιπτώσεις οι οποίες συνίστανται σε ανακατασκευή οδικών δικτύων ή σε πλήρωση ταμιευτήρων ή λεκανών και απόφραξη υδρογραφικών δικτύων µε αποτέλεσμα να επηρεάζεται όλη η κοινωνική και οικονομική ζωή μιας περιοχής. Εμφάνιση κατολισθητικών φαινομένων μετά από σεισμό Οι παραμορφώσεις σεισμοβαρύτητας συμβαίνουν κάτω από την δράση των δυνάμεων του σεισμού και της βαρύτητας στα πλέον ανώτερα τμήματα του γήινου φλοιού. Η αλλαγή στην ευστάθεια των πρανών εξαρτάται από πολλούς παράγοντες, οι κύριοι των οποίων είναι: αύξηση σεισμικής επιταχύνσεως και ελάττωση της αντοχής των μαζών, αλλαγή στη γωνία κλίσεως ασταθών επιπέδων καθώς και θιξοτροπικές επιδράσεις στα πετρώματα. Οι παραμορφώσεις αυτές συμβαίνουν κυρίως κατά μήκος των πρανών και επιφανειών αδυναμίας-διαρρήξεως και συνίστανται σε καταπτώσεις βράχων, ολισθήσεις, κίνηση κορημάτων και ρεύματα γαιών, καταπτώσεις σε καρστικά σπήλαια. Επίσης, υποχώρηση και καθίζηση μη συνεκτικών ιζημάτων είναι πιθανό να συμβεί σε επίπεδες περιοχές. Γενικά, τα φαινόμενα αυτά και ιδιαίτερα οι κατολισθήσεις είναι πλέον έκδηλα σε κεντρικές περιοχές ισχυρών σεισμών. Υπάρχουν, όμως, και περιπτώσεις όπου η καταστροφική τους δράση συγκρίνεται με τα αποτελέσματα αυτού του σεισμού. Χαρακτηριστικά παραδείγματα αποτελούν οι περιπτώσεις των ισχυρών σεισμών της Χιλής το 1960 ( Μ= ), της Αλάσκας το 1964 (Μ=8.6) και του Περού το 1970 (Μ=7.7), όπου το 10-20% των ζημιών συνδέεται άμεσα με το σεισμό και το 80-90% με τα δευτερογενή φαινόμενα της σεισμοβαρύτητας. Γενικά για να δημιουργήσει ένας σεισμός την εμφάνιση κατολισθητικών φαινομένων είναι απαραίτητο ορισμένες συνθήκες να είναι παρούσες: 1. Η κατάλληλη γεωλογική δομή του πρανούς π.χ. παρουσία πετρωμάτων ευαίσθητων στη σεισμική δράση και με μικρούς δείκτες αντοχής (άργιλοι, άμμοι), ύπαρξη επιφανειών ή ζώνων που διευκολύνουν την ολίσθηση μαζών του πετρώματος (διαρρήξεις, ρήγματα, επιφάνειες στρώσεως και σχιστότητας). 2. Η κατάλληλη κατάσταση του πετρώματος π.χ. υψηλός βαθμός απόσαθρώσεως κορεσμού, ρωγμών που ελαττώνουν την ευστάθεια των βραχώδων μαζών. 3. Η παρουσία της κατάλληλης γεωμετρίας του πρανούς. 4. Η παρουσία μικρού συντελεστή ασφαλείας του πρανούς, έτσι ώστε ο σεισμός να μπορεί να ελαττώσει αυτόν στο 1, π.χ. ένα πρανές σε κατάσταση κοντά στην ισορροπία, μπορεί να τεθεί εκτός ισορροπίας με ασθενή σεισμό, ενώ ένα πρανές με υψηλό συντελεστή ασφαλείας παραμένει σταθερό ακόμη και μετά από έναν ισχυρό σεισμό. [62]

63 Ο μηχανισμός δράσεως της σεισμικής ενέργειας στις ολισθήσεις θα πρέπει να αναζητηθεί, όσον αφορά τη φυσική του πλευρά, στο γεγονός ότι σ ένα ολισθαίνον σώμα καθορισμένου μεγέθους, υπερκείμενο μιας βάσεως με άλλες ιδιότητες εμφανίζονται οι δικές του ταλαντώσεις που προκαλούν μια στρωμάτωση της επιφάνειας διαχωρισμού και ελάττωση δυνάμεων αντοχής. Αυτό είναι πιθανό να συμβεί ακόμη και κάτω από ασθενείς αλλά πλέον συχνούς σεισμούς. Στην περίπτωση ισχυρού σεισμού μεγάλες δυνάμεις αναπτύσσονται στο κατολισθαίνον σώμα, που μπορεί να αποδειχθούν ότι είναι κρίσιμες για την ισορροπία του. Θέσεις εμφάνισης κατολισθητικών φαινομένων στην περιοχή της χερσονήσου της Περαχώρας Στη περιοχή μελέτης κατά την εργασία υπαίθρου εντοπίστηκαν ορισμένες θέσεις, όπου είτε υπήρχαν καταπτώσεις τεμαχών από τους γεωλογικούς σχηματισμούς, είτε διαπιστώθηκε προδιάθεση για πιθανό φαινόμενο κατολίσθησης. Πιο συγκεκριμένα, μια από τις θέσεις ήταν ο περιφερειακός δρόμος του Λουτρακίου. Στο δρόμο αυτό, παρατηρήθηκαν εναλλαγές νεογενών κορημάτων με σχιστοψαμμιτοκερατολιθική διάπλαση και ασβεστόλιθους. Σε κάποια σημεία επικρατούσε η επαφή κορημάτων και σχιστοψαμμιτοκερατολιθικής διάπλασης και σε κάποια άλλα η επαφή ασβεστόλιθων και σχιστοψαμμιτοκερατολιθικής διάπλασης. Γενικότερα, τα κορημάτα και η σχιστοψαμμιτοκερατολιθική διάπλαση θεωρούνται εύθρυπτα και ασταθή υλικά, με αποτέλεσμα πολλές φορές, όπως και στην προκείμενη περίπτωση, να παρατηρούνται φαινόμενα κατάπτώσεων κατά μήκος των δρόμων που πλαισιώνουν. Ένα άλλο σημείο ήταν στο δρόμο Λουτρακίου-Περαχώρας, όπου σύμφωνα με μαρτυρίες, πριν από 25 χρόνια περίπου, είχε προηγηθεί μια μεγάλου μεγέθους κατολίσθηση, με αποτέλεσμα ο δρόμος να μείνει κλειστός για πολλές μέρες και να προκληθούν ζημιές. Κατά μήκος του δρόμου παρατηρήθηκαν εναλλαγές μεταξύ ασβεστόλιθων και της σχιστοψαμμιτοκερατολιθικής διάπλασης. Αξίζει να τονιστεί ότι τα μόνα μέτρα που πάρθηκαν από τότε είναι μόνο μια προειδοποιητική πινακίδα κατολισθήσεων. Ακόμη, κάποια άλλα σημεία που τα οποία παρουσιάζουν προδιάθεση για πρόκληση κατολίσθησης είναι η περιοχή του αρχαιολογικού χώρου στο Ηραίο, όπου επικρατεί ένα εύθρυπτο μαλακό υλικό, το οποίο σε ορισμένα σημεία καλύπτεται με σκυρόδεμα. Το σκυρόδεμα χρησιμοποιήθηκε ως ένα προστατευτικό μέσο σε περίπτωση κατολίσθησης. Επιπλέον, είναι ο επαρχιακός δρόμος Σχίνου- Αλκυόνας με κατεύθυνση το Σχίνο, που είναι κατά κύριο λόγο ένας μεγάλος χωματόδρομος, στον οποίο κατά μήκος του επικρατεί ο γεωλογικός σχηματισμός «Βοιωτικός Φλύσχης». Ο «Βοιωτικός Φλύσχης» αποτελείται γενικά από [63]

64 εύθρυπτα κλαστικά υλικά, όπως κροκαλοπαγή, ψαμμίτες, πηλίτες και ραδιολαρίτες, τα οποία είναι επιρρεπή σε φαινόμενα κατολίσθησης. Παρακάτω ακολουθούν κάποιες ενδεικτικές φωτογραφίες από θέσεις με κατολισθήσεις. Εικ. 3.1 Μεγάλη κατολίσθηση πριν από 25 χρόνια στον επαρχιακό δρόμο Λουτρακίου-Περαχώρας. Εικ. 3.2 Εμφάνιση κατολισθητικών φαινομένων κατά μήκος του περιφερειακού δρόμου του Λουτρακίου. [64]

65 Εικ. 3.3 Εμφάνιση κατολισθητικών φαινομένων κατά μήκος του περιφερειακού δρόμου του Λουτρακίου. Εικ. 3.4 Εμφάνιση κατολισθητικών φαινομένων κατά μήκος του περιφερειακού δρόμου του Λουτρακίου. [65]

66 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 ΠΡΟΣΔΙΟΡΙΣΜΟΣ ΘΕΣΕΩΝ ΓΕΩΛΟΓΙΚΗΣ ΚΑΤΑΛΛΗΛΟΤΗΤΑΣ ΜΕ ΤΗ ΧΡΗΣΗ GIS [66]

67 ΓΕΩΓΡΑΦΙΚΑ ΣΥΣΤΗΜΑΤΑ ΠΛΗΡΟΦΟΡΙΩΝ Ορισμός Τα Γεωγραφικά Συστήματα Πληροφοριών είναι ένας οργανωμένος συνδυασμός λογισμικών προγραμμάτων, με τον οποίο μπορούμε να προσομοιάσουμε και στη συνέχεια να περιγράψουμε και να εξηγήσουμε φυσικές ή ανθρωπογενείς δραστηριότητες που λαμβάνουν χώρα στον πραγματικό κόσμο. Σύμφωνα με ένα σχετικά ευρύ ορισμό του Goodchild (1985) «Ένα Γεωγραφικό Σύστημα Πληροφοριών είναι ένα ολοκληρωμένο σύστημα συλλογής, αποθήκευσης, διαχείρισης, ανάλυσης και απόδοσης πληροφορίας που αναφέρεται σε φαινόμενα που εξελίσσονται στο γεωγραφικό χώρο». Αποτελείται από μια βάση γεωγραφικών δεδομένων, δηλαδή δεδομένων με χωρική υπόσταση καθώς και οποιαδήποτε πληροφορία που σχετίζεται με αυτά. Η βάση αυτή αποσκοπεί στην εύχρηστη και επιστημονική διαχείριση, επεξεργασία, ανάλυση και παρουσίαση αυτών των δεδομένων και των πληροφοριών που εμπεριέχονται σε αυτά για διαδικασίες χωρικής ανάλυσης, διαχείρισης δεδομένων και απεικόνισης. Τα πιο σημαντικά γνωρίσματα ενός λογισμικού ΓΣΠ φαίνονται παρακάτω: η ψηφιοποίηση δεδομένων: να εισάγουμε σημεία, γραμμές, πολύγωνα, χαρακτηριστικά και στατιστικά στοιχεία. η αποθήκευση δεδομένων: να αποθηκεύσουμε όλα τα χαρακτηριστικά των δεδομένων, αριθμητικά, γραφικά, ανά πολύγωνο. η επεξεργασία δεδομένων: να μετατρέψουμε τις ψηφιοποιημένες συντεταγμένες σε πραγματικές συντεταγμένες (ανάλογα με την προβολή) και να υπολογίσουμε τυχόν σφάλματα από τη διαδικασία αυτή, μπορούμε να επιλέξουμε τμήμα ενός χάρτη και να το αποθηκεύσουμε σε διαφορετικό αρχείο. η ανάλυση δεδομένων: να δημιουργήσουμε πολύγωνα γύρω από σημεία ή γραμμές, να μετρήσουμε μήκη, να εφαρμόσουμε διάφορα μοντέλα, να κάνουμε στατική επεξεργασία των στοιχείων των δεδομένων. η εξαγωγή δεδομένων: να παρουσιάσουμε τα αποτελέσματα με διαγράμματα, αναλογικά, σε ψηφιακή μορφή κ.λπ. Τα ΓΣΠ όπως και κάθε εργαλείο έχουν τόσο πλεονεκτήματα όσο και μειονεκτήματα. Πλεονεκτήματα Ικανότητα να παρέχει χωρική πληροφορία για μια ευρεία γεωγραφική περιοχή. [67]

68 Ικανότητα να διαχειρίζεται και να ενσωματώνει διαφορετικές γεω-χωρικές πληροφορίες που περιλαμβάνουν μοντέλα, χάρτες, γραφικά, κ.λπ. Δυνατότητα παρουσίασης της πληροφορίας και 3D. Αναλύει αποτελεσματικά, συλλέγει, διαχειρίζεται και διανέμει up-to-date πληροφορίες. Περιέχει βάση δεδομένων για την περιγραφική πληροφορία. Ευέλικτο και εύκολο στη χρήση. Μειονεκτήματα Απαιτούνται κρίσιμες αποφάσεις (μερικές φορές και δύσκολες) για το συμφέρον της πληγείσας περιοχής. Μπορεί να είναι πολύπλοκο και λίγο δύσκολο για κάποιον να κατανοήσει αρχικά. Απαιτείται μεγάλος όγκος πληροφορίων προκειμένου να παραχθούν χρήσιμες πληροφορίες. Η διαδικασία λήψης απόφασης κατά τη διάρκεια μιας έκτακτης ανάγκης μπορεί να σταματήσει λόγω του μεγάλου όγκου πληροφοριών και του χρόνου που απαιτείται για την ανάλυση των πληροφοριών. ΒΑΣΙΚΕΣ ΚΑΤΗΓΟΡΙΕΣ ΕΦΑΡΜΟΓΩΝ ΤΩΝ ΣΓΠ Ένα εμπορικό ΣΓΠ είναι το ArcGIS της εταιρίας ESRI, τμήμα του οποίου αποτελεί το λογισμικό ArcMap. Το λογισμικό επεξεργάζεται τόσο χάρτες, όσο και άλλους τύπους γεωγραφικών πληροφοριών. Διευκολύνει τη συγκέντρωση όλων των γεωγραφικών πληροφοριών, καθιστά εφικτή την αναγνώριση οποιασδήποτε σχέσης μεταξύ των δεδομένων μας και διαθέτει εργαλεία ανάλυσης για τη περαιτέρω επεξεργασία τους. Το λογισμικό αυτό συμπληρώνουν δύο ακόμα υποπρογράμματα το ArcCatalog και το ArcToolBox. Οι κύριες εργασίες που μπορούν να πραγματοποιηθούν μέσα στο λογισμικό ArcMap είναι: Η δημιουργία χαρτών (θεματικών χαρτών) και η χρήση προκαθορισμένων προτύπων χαρτών προς δημιουργία ομοιόμορφων χαρτών. Η δημιουργία μοντέλων, scripts και διαγραμμάτων ροής για τη συσχέτιση χωρικών δεδομένων μεταξύ τους (δηλαδή η ανάλυση χωρικών σχέσεων). Η εισαγωγή, ανάγνωση και επεξεργασία διαφόρων στοιχείων, σημείων, γραμμών, πολυγώνων, και των χαρακτηριστικών τους. [68]

69 Η δημιουργία διαφορετικών απεικονίσεων ενός χάρτη, με αλλαγή χρωμάτων και συμβολισμών. Η υποβολή ερωτημάτων χωρικής μορφής για την επίλυση διαφόρων προβλημάτων, όπως η εύρεση συγκεκριμένων στοιχείων στο χάρτη, η επιλογή δεδομένων με βάση κάποια ιδιότητά τους, ο προσδιορισμός πληροφοριών και χαρακτηριστικών των δεδομένων μέσω των εργαλείων Find, Identity, Measure και Hyperlink. Η παρουσίαση των αποτελεσμάτων με διαγράμματα και η οπτικοποίηση των δεδομένων. To ArcCatalog είναι ένα εργαλείο ανάλογο του Windows Explorer μέσω του οποίου ο χρήστης πλοηγείται στα δεδομένα, που είναι δυνατόν να χρησιμοποιηθούν σε ΣΓΠ. Επιτρέπει ουσιαστικά την εύκολη διαχείριση της γεωγραφικής πληροφορίας. Επίσης, είναι δυνατή η δημιουργία μεταδεδομένων Τέλος, ο ArcToolBox περιέχει το σύνολο των εργαλείων γεωεπεξεργασίας. Μέσω αυτού διαμορφώνεται η δυνατότητα μετατροπής χωρικών δεδομένων από μια μορφή σε άλλη, αλλαγή του προβολικού συστήματος των δεδομένων, κ.λ.π. Τα δεδομένα που είναι δυνατόν να εισαχθούν στο ΑrcMap διακρίνονται σε δύο κατηγορίες: Χωρικά Δεδομένα Πρόκειται για δεδομένα που χαρακτηρίζονται από τη θέση τους στο χώρο αναφορικά με κάποιο σύστημα συντεταγμένων. Τέτοια δεδομένα είναι: α. σημειακά δεδομένα (θέσεις τριγωνομετρικών σημείων κ.α.) β. γραμμικά δεδομένα (οδικό δίκτυο, ποτάμια, κ.α.) γ. επιφανειακά δεδομένα (λίμνες κ.α.) δ. ογκομετρικά δεδομένα που εκτείνονται στο χώρο (π.χ. τρισδιάστατη ανάλυση του ανάγλυφου). Μη χωρικά ή περιγραφικά δεδομένα Πρόκειται για δεδομένα σχετικά με τα χαρακτηριστικά ή τις ιδιότητες της μελετούμενης χωρικής θέσης. [69]

70 ΠΕΡΙΓΡΑΦΗ ΔΙΑΔΙΚΑΣΙΑΣ ΚΑΤΑΣΚΕΥΗΣ ΧΑΡΤΩΝ Για την περιοχή μελέτης χρησιμοποιήθηκε ο Νεοτεκτονικός Χάρτης της Ελλάδος (Φύλλο: Λειβαδιά) σε κλίμακα 1: Για την προκαταρκτική εκτίμηση της γεωλογικής καταλληλόλητας της περιοχής μελέτης ως προς την κατασκευή ενός τεχνικού έργου, χρησιμοποιήθηκε το λογισμικό ArcMap Γεωλογικός Χάρτης Ο γεωλογικός χάρτης μάς δίνει πληροφορίες για τη γεωλογική δομή της κάθε περιοχής. Στο συγκεκριμένο χάρτη απεικονίζονται οι γεωλογικοί σχηματισμοί και τα κυριότερα και μεγαλύτερα ρήγματα που μπορεί κάποιος να συναντήσει στην περιοχή μελέτης. Αρχικά, πριν ξεκινήσει η διαδικασία της επεξεργασίας και της ψηφιοποίησης τόσο των γεωλογικών σχηματισμών όσο και των ρηγμάτων, έπρεπε να γίνει η γεωαναφορά του χάρτη. Ως γεωαναφορά, ορίζεται η διαδικασία κατά την οποία προσδιορίζονται οι πραγματικές γεωγραφικές συντεταγμένες επιθυμητού συστήματος αναφοράς συντεταγμένων σε μία ψηφιακή εικόνα, η οποία έχει προέλθει από την σάρωση ενός αναλογικού χάρτη σε συσκευή σαρωτή (scanner). Σύμφωνα, με τον παραπάνω ορισμό, πριν ξεκινήσει η διαδικασία της γεωαναφοράς του χάρτη επιλέχθηκε το προβολικό σύστημα στο οποίο θα γινόταν η γεωαναφορά, ακολουθώντας τα εξής βήματα: μέσω του Catalog window έγινε δεξί κλικ στο αρχείο Περαχώρα.jpg (είναι ο σκαναρισμένος Νεοτεκτονικός Χάρτης) και στη συνέχεια Properties Spartial Reference Edit Projected Coordinate Systems UTM WGS 1984 Northern Hemisphere WGS 1984 UTM Zone 34N. Το επόμενο βήμα ήταν η γεωαναφορά του ψηφιδωτού αρχείου perachora.sid (είναι ο τοπογραφικός χάρτης της περιοχής μελέτης), έτσι ώστε να τοποθετηθεί ο χάρτης στην πραγματική θέση του στο χώρο. Από το μενού Customize και μέσω της εργαλειοθήκης Toolbars ενεργοποιήθηκε η εργαλειοθήκη Georefercing. Στη συνέχεια, ενεργοποιήθηκε το εργαλείο Add Controls Points και έγινε ένα αριστερό κλικ στο αρχείο Περαχώρα.jpg και ένα 2 ο κλικ στο αρχείο perachora.sid. Τέλος, έγινε η ενεργοποίηση του παραθύρου View Link Table. Με το εργαλείο View Link Table αναδύθηκε ένας πίνακας, στον οποίο αποθηκεύονταν όλα τα σημεία που είχαν εισαχθεί, δηλαδή οι αρχικές συντεταγμένες (ΧSource, YSource) και οι τελικές συντεταγμένες (Xmap, Ymap), καθώς και το συνολικό residual error για όλα τα σημεία. Για τις ανάγκες της συγκεκριμένης εργασίας το συνολικό RMS error ορίστηκε να έχει τιμή 2. [70]

71 Τέλος, όταν κρίθηκε επιτυχής η γεωαναφορά έγινε η αποθήκευσή της μέσω της επιλογής Rectify από την εργαλειοθήκη Georefercing. Έπειτα, έπρεπε να δημιουργηθεί ένα αρχείο που θα περιλάμβανε το όριο της ακτογραμμής της Χερσονήσου της Περαχώρας. Στο Catalog window κάνοντας δεξί κλικ στο κάτω μέρος του (στην κενή περιοχή κάτω από τα αρχεία) και New File Shapefile. Στο παράθυρο που αναδύθηκε πληκτρολογήθηκε: Name: Orio_Aktogrammis και Type: Polygon. H ψηφιοποίηση του ορίου της Ακτογραμμής έγινε μέσω των επιλογών: Editor Start Editing Create Features Polygon Save Edits Stop Editing. Στη συνέχεια, έγινε το κόψιμο του αρχείου Raster Περαχώρα.jpg σε συνδυασμό με το παραπάνω αρχείο του ορίου της ακτογραμμής. Με σκοπό να προκύψει ένα καινούργιο αρχείο που θα περιελάβανε μόνο την περιοχή όπου θα γίνει η μετέπειτα ψηφιοποίηση των γεωλογικών σχηματισμών και των ρηγμάτων. Η διαδικασία για το κόψιμο έγινε μέσω των επιλογής: ArcToolBox Data Management Tools Raster Raster Processing Clip. To τελευταίο βήμα ήταν η ψηφιοποίηση του χάρτη. Για την ψηφιοποίηση δημιουργήθηκαν στο Catalog window ένα πολυγωνικό αρχείο με το όνομα Geology σε προβολικό σύστημα WGS UTM34N, όπου περιλάμβανε τους γεωλογικούς σχηματισμούς και ένα γραμμικό αρχείο με το όνομα Faults στο ίδιο προβολικό σύστημα, όπου περιλάμβανε τα ρήγματα της περιοχής. Τα αρχεία Geology και Faults εμφανίζονταν και στον πίνακα των περιεχομένων (Table of contents). Για να προστεθούν πληροφορίες στη βάση αρχείων έπρεπε να δημιουργηθούν επιπλέον πεδία στην ήδη υπάρχουσα. Κάνοντας δεξί κλικ στο όνομα του αρχείου Geology στον Πίνακα Περιεχομένων (Table of Contents) και Open Attribute Table άνοιξε η βάση των δεδομένων. Με την επιλογή Table Options Και Add Field, έγινε η συμπλήρωση των απαιτούμενων στηλών για την παρούσα εργασία. Αντίστοιχη δουλειά έγινε και για το αρχείο Faults. Επιπλέον, για τη διαδικασία της ψηφιοποίησης χρειάστηκε η εργαλειοθήκη Editor, από την οποία επιλέχθηκε το Start Editing και ανοίχτηκε ένα παράθυρο με το όνομα Create Features, το οποίο περιείχε τα διανυσματικά (vector) αρχεία για την επεξεργασία τους. Στη συνέχεια, επιλέχθηκε το παράθυρο Create Features, το οποίο αποτελούταν από δύο τμήματα. Στο επάνω τμήμα εμφανίζονταν τα vector επίπεδα πληροφορίας, όπως τα αρχεία Geology και Faults στην προκειμένη περίπτωση, ενώ στο κάτω τμήμα που είχε τίτλο Construction Tools, εμφανίζονταν όλα τα εργαλεία που μπορούν να χρησιμοποιηθούν ανάλογα με τη γεωμετρία του επιπέδου πληροφορίας, που είχε επιλεχθεί στο πάνω τμήμα του παραθύρου. Για το αρχείο Geology επιλέχθηκε το Polygon λόγω ότι οι γεωλογικοί σχηματισμοί είχαν την μορφή πολυγώνων, ενώ για το αρχείο Faults το Polyline, διότι τα ρήγματα ήταν απεικονισμένα με μορφή γραμμών. Επίσης, μέσω του εργαλείου Attributes, άνοιγε ο πίνακας των περιγραφικών [71]

72 δεδομένων και εισάγονταν οι απαραίτητες πληροφορίες που αφορούσαν την εκάστοτε οντότητα που ψηφιοποιούταν. Για την αποθήκευση της κάθε ψηφιοποιημένης οντότητας γινόταν επιλογή Editor Save Edits, ενώ για τον τερματισμό της ψηφιοποίησης η επιλογή Editor Stop Editing. Τελειώνοντας τη ψηφιοποίηση, η επόμενη κίνηση ήταν να ξεχωριστούν τα πολύγωνα των γεωλογικών σχηματισμών και οι γραμμές των ρηγμάτων μεταξύ τους, δίνοντας τους χρώματα και σύμβολα ανάλογα με αυτά που φαίνονταν στο Νεοτεκτονικό Χάρτη. Για να γίνει αυτό, έπρεπε να κάνουμε δεξί κλικ στο αρχείο Geology και Faults στο Table of Contents αντίστοιχα, ανάλογα με ποιο αρχείο δουλεύαμε κάθε φορά. Στο παράθυρο που άνοιγε, επιλέγαμε την καρτέλα Symbology Categories/Unique Values Value Field (ανάλογα ποια στήλη θέλαμε να χρησιμοποιήσουμε την εκάστοτε φορά από τη βάση των δεδομένων) Add All Values και εμφανίζονταν όλες οι μοναδιαίες τιμές που είχαν συμπληρωθεί στη βάση των δεδομένων. Στη συνέχεια, έγινε η επιλογή των χρωμάτων για το κάθε γεωλογικό σχηματισμό και το κάθε ρήγμα ξεχωριστά και τέλος επιλογή ok στο παράθυρο που εργαζόμασταν. Έτσι, εμφανίστηκε ο ψηφιοποιημένος χάρτης με τις κατάλληλες χρωματικές επιλογές. Αφού είχε τελειώσει η επεξεργασία του χάρτη, προστέθηκαν όλα τα επιμέρους χαρακτηριστικά, όπως ο προσανατολισμός, η κλίμακα, ο κάνναβος συντεταγμένων, το υπόμνημα, ο τίτλος κλπ. και εμφανίστηκε ο εικονιζόμενος χάρτης. [72]

73 Τεκτονικός Χάρτης Ο τεκτονικός χάρτης είναι ένας χάρτης, ο οποίος μας δίνει πληροφορίες για την τεκτονική δομή της κάθε περιοχής. Όπως έχει ήδη αναφερθεί, η περιοχή μελέτης της συγκεκριμένης εργασίας είναι μια ενεργή τεκτονικά και σεισμικά περιοχή. Πιο συγκεκριμένα, στον τεκτονικό χάρτη έχουν αποτυπωθεί τα κυριότερα ρήγματα της χερσονήσου της Περαχώρας και τα οποία είναι κατηγοριοποιημένα σε τέσσερις ομάδες ανάλογα με τη ενεργότητά και τη σεισμικότητα τους, σύμφωνα πάντα με το υπόμνημα του Νεοτεκτονικού Χάρτη (Φύλλο: Λειβαδιά). Οι τέσσερις κατηγορίες είναι οι εξής: 1) Ανενεργό Ρήγμα, 2) Πιθανό Ενεργό Ρήγμα, 3) Ενεργό Ρήγμα και 4) Σεισμικά Ενεργό Ρήγμα. Ως υπόβαθρο του τεκτονικού χάρτη, χρησιμοποιήθηκε το ψηφιακό μοντέλο αναγλύφου της περιοχής μελέτης (DEM), το οποίο προέκυψε από την ψηφιοποίηση των ισοϋψών καμπυλών. [73]

74 Γεωτεχνικός Χάρτης Για την κατασκευή του Γεωτεχνικού Χάρτη χρησιμοποιήθηκε ένα αρχείο γεωλογίας, στο οποίο οι αρχικοί γεωλογικοί σχηματισμοί, από το γεωλογικό χάρτη, κατηγοριοποιήθηκαν σε τρεις μεγάλες ομάδες. Αυτή η κατηγοριοποίηση έγινε σύμφωνα με το πόσο κατάλληλοι είναι οι γεωλογικοί σχηματισμοί για μια μελλοντική κατασκευή. Οι τρείς μεγάλες ομάδες, όπως αναφέρονται και στο υπόμνημα του χάρτη είναι: 1) Ανθρακικά Πετρώματα, 2) Κλαστικοί Σχηματισμοί και 3) Τεταρτογενείς Αποθέσεις. Στη συνέχεια, τους δόθηκε ένας κωδικός (από 1 μέχρι το 3) ανάλογα με τη καταλληλότητά τους, με το 1 να θεωρείται η καλύτερη περίπτωση (απεικόνιση περιοχής με πράσινο χρώμα στο χάρτη) και το 3 να θεωρείται η χειρότερη περίπτωση (απεικόνιση περιοχής με κόκκινο χρώμα στο χάρτη). Έτσι, σύμφωνα με αυτό, στον παρακάτω χάρτη, οι κατάλληλες περιοχές απεικονίζονται με πράσινο χρώμα, ενώ οι ακατάλληλες με κόκκινο χρώμα. Τέλος, το αρχείο αυτό επειδή ήταν Vector, έπρεπε για τις ανάγκες της συγκεκριμένης εργασίας, να μετατραπεί σε Raster. Η μετατροπή αυτή έγινε μέσω της επιλογής Polygon to Raster. [74]

75 Χάρτης Κλίσεων Ο Χάρτης Κλίσεων δημιουργήθηκε χρησιμοποιώντας το ψηφιακό μοντέλο αναγλύφου της περιοχής μελέτης και την εντολή Slope (ArcToolbox Spatial Analyst Tools Surface Tools Slope), απεικονίζει δε, την κλίση των πρανών σε μοίρες. Στη συνέχεια, τα δεδομένα διακρίθηκαν σε τρεις κατηγορίες: 1) <5, 2) 5-10 και 3) >10. Η κάθε κατηγορία απεικονίζεται με διαφορετικό χρώμα, με το πράσινο χρώμα να απεικονίζει τις περιοχές με επιθυμητή κλίση <5, ενώ με το κίτρινο χρώμα απεικονίζονται οι περιοχές με κλίσεις Τέλος, με κόκκινο χρώμα απεικονίζονται οι περιοχές με κλίση >10. Γενικά, στον χάρτη που ακολουθεί, οι κατάλληλες περιοχές απεικονίζονται με πράσινο χρώμα και καταλαμβάνουν ένα μικρό μέρος του χάρτη, ενώ οι ακατάλληλες περιοχές απεικονίζονται με τη κόκκινη απόχρωση και καλύπτουν το μεγαλύτερο μέρος του χάρτη. [75]

76 Χάρτης Μορφολογικών Κλίσεων Αυτός ο χάρτης ουσιαστικά απεικονίζει τις μορφολογικές κλίσεις των πρανών σε μοίρες. Γενικά, η κλίση των πρανών, για να θεωρούνται κατάλληλα για μια κατασκευή, πρέπει να έχει τιμή κάτω από 5. Σύμφωνα με αυτό, τα δεδομένα της περιοχής μελέτης κατηγοριοποιήθηκαν ως εξής: 1) <5, 2) 5-10 και 3) >10. Στη συνέχεια, μέσω της εντολής Reclassify (ArcToolbox Spatial Analysis Tools Reclass Reclassify), έγινε αναταξινόμηση των δεδομένων δίνοντας στις παραπάνω κατηγορίες τις τιμές 1-3, με το 1 να θεωρείται η καλύτερη περίπτωση και το 3 η χειρότερη περίπτωση. Έτσι προκύπτει, οι κατάλληλες περιοχές του χάρτη να απεικονίζονται με πράσινο χρώμα, ενώ οι ακατάλληλες με κόκκινο χρώμα. [76]

77 Χάρτης Ζώνων Επιρροής των Ρηγμάτων Όπως και οι προηγούμενοι χάρτες έτσι και αυτός προέκυψε βασιζόμενος στο Νεοτεκτονικό Χάρτη (Φύλλο: Λειβαδιά). Αρχικά, δημιουργήθηκαν οι ζώνες επιρροής, οι οποίες για τις ανάγκες της παρούσας εργασίας διακρίθηκαν σε τρεις ομάδες: 1) >500m, 2) m και 3) 200m. Οι ζώνες επιρροής δημιουργήθηκαν μέσω της εντολής: ArcToolbox Analysis Tools Proximity Buffer. Πιο συγκεκριμένα, τα buffer είναι επιφάνειες ζωνώδους μορφής, οι οποίες δημιουργούνται έτσι ώστε η ακτίνα τους να έχει μια προκαθορισμένη απόσταση από ένα ή περισσότερα αντικείμενα. Στην προκειμένη περίπτωση είναι η απόσταση από τα ρήγματα της περιοχής μελέτης. Προκειμένου να συμπληρωθεί με πολυγωνικούς σχηματισμούς, η περιοχή εκτός των ζωνών επιρροής μέχρι τα όρια της περιοχής μελέτης χρησιμοποιήθηκε η εντολή Union (ArcToolbox System Toolbox Analysis Tools Overlay Union), ενώ αφαιρέθηκαν οι περιοχές εκτός της περιοχής μελέτης χρησιμοποιώντας την εντολή Clip (ArcToolbox Analysis Tools Extract Clip). Στη συνέχεια, η περιοχή κατηγοριοποιήθηκε με τιμές 1-3, με τη τιμή 1 να θεωρείται η καλύτερη περίπτωση (>500m) και το 3 η χειρότερη ( 200m). Στον παρακάτω χάρτη, οι κατάλληλες περιοχές απεικονίζονται με πράσινο χρώμα, ενώ οι ακατάλληλες με κόκκινο. Τέλος, το αρχείο με τις ζώνες επιρροής μετατράπηκε από διανυσματική σε ψηφιδωτή μορφή, μέσω της εντολής: ArcToolbox Conversion Tools To Raster Polygon to Raster. [77]

78 Χάρτης Περιοχών Καταλληλότητας Ο σκοπός αυτού του χάρτη είναι η απεικόνιση της καταλληλότητας των περιοχών για την μελλοντική έδραση ενός γεωτεχνικού έργου. Πιο συγκεκριμένα, αυτός ο χάρτης είναι αποτέλεσμα της σύνθεσης των κριτηρίων που αναφέρονται στο παρακάτω πίνακα και τα οποία ορίστηκαν για τις ανάγκες της συγκεκριμένης εργασίας. Τα κριτήρια αντιστοιχούν, ουσιαστικά, στις διάφορες κατηγορίες που αναφέρονται τόσο στο γεωτεχνικό χάρτη όσο και στο χάρτη μορφολογικών κλίσεων και στο χάρτη των ζώνων επιρροής των ρηγμάτων. Πίνακας Κριτηρίων Απόσταση από τα ρήγματα 200m m 500m Μορφολογικές κλίσεις των πρανών σε μοίρες < >10 Γενική Κατηγοριοποίηση των γεωλογικών σχηματισμών Ανθρακικά Πετρώματα Κλαστικοί Σχηματισμοί (Νεογενείς και Αλπικοί) Τεταρτογενείς Αποθέσεις Επιπρόσθετα, για τη δημιουργία του χάρτη καταλληλόλητας χρησιμοποιήθηκε η επιλογή Raster Calculator (ArcToolBox Spartial Analyst Tools Map Algebra Raster Calculator). Μέσω αυτής της επιλογής προστέθηκαν όλες οι παραπάνω κατηγορίες με όλους τους πιθανούς συνδυασμούς, με απώτερο στόχο την ανάδειξη των πιο κατάλληλων και ακατάλληλων περιοχών στη χερσόνησο της Περαχώρας. Παρατηρώντας, το χάρτη βλέπουμε ότι οι περιοχές που παρουσιάζουν υψηλή καταλληλότητα είναι απεικονισμένες με πράσινο χρώμα. Αυτές οι περιοχές εμφανίζονται κατά κύριο λόγο στο βόρειο και στο κεντρικό μέρος του χάρτη. Ωστόσο, υπάρχουν και κάποιες διάσπαρτες περιοχές στο ανατολικό και νότιο κομμάτι του χάρτη. Αντίθετα, με κίτρινο χρώμα απεικονίζονται οι περιοχές που παρουσιάζουν μέση καταλληλότητα και καλύπτουν το μεγαλύτερο μέρος του χάρτη. Τέλος, με κόκκινο χρώμα απεικονίζονται οι περιοχές με χαμηλή καταλληλότητα. [78]

79 [79]