ΑΡΙΣΤΟΤΕΛΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΓΕΩΦΥΣΙΚΗΣ ΔΗΜΗΤΡΙΑΔΗΣ ΙΟΡΔΑΝΗΣ

ΑΡΙΣΤΟΤΕΛΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΓΕΩΦΥΣΙΚΗΣ ΔΗΜΗΤΡΙΑΔΗΣ ΙΟΡΔΑΝΗΣ Γεωλόγος-MSc Γεωφυσικός ΣΥΜΒΟΛΗ ΣΤΗ ΜΕΛΕΤΗ ΤΗΣ ΕΝΕΡΓΟΥ ΤΕΚΤΟΝΙΚΗΣ ΚΑΙ ΤΗΣ ΔΟΜΗΣ ΤΟΥ ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΟΥ ΚΕΝΤΡΟΥ ΤΗΣ ΣΑΝΤΟΡΙΝΗΣ ΜΕ ΔΕΔΟΜΕΝΑ ΤΟΠΙΚΟΥ ΔΙΚΤΥΟΥ ΨΗΦΙΑΚΩΝ ΣΕΙΣΜΟΓΡΑΦΩΝ ΔΙΔΑΚΤΟΡΙΚΗ ΔΙΑΤΡΙΒΗ που υποβλήθηκε στο Τμήμα Γεωλογίας της Σχολής Θετικών Επιστημών του Αριστοτελείου Πανεπιστημίου Θεσσαλονίκης ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗ 2008

ΔΗΜΗΤΡΙΑΔΗΣ ΙΟΡΔΑΝΗΣ ΣΥΜΒΟΛΗ ΣΤΗ ΜΕΛΕΤΗ ΤΗΣ ΕΝΕΡΓΟΥ ΤΕΚΤΟΝΙΚΗΣ ΚΑΙ ΤΗΣ ΔΟΜΗΣ ΤΟΥ ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΟΥ ΚΕΝΤΡΟΥ ΤΗΣ ΣΑΝΤΟΡΙΝΗΣ ΜΕ ΔΕΔΟΜΕΝΑ ΤΟΠΙΚΟΥ ΔΙΚΤΥΟΥ ΨΗΦΙΑΚΩΝ ΣΕΙΣΜΟΓΡΑΦΩΝ ΔΙΔΑΚΤΟΡΙΚΗ ΔΙΑΤΡΙΒΗ Υποβλήθηκε στον Τομέα Γεωφυσικής του Τμήματος Γεωλογίας της Σχολής Θετικών Επιστημών του Αριστοτελείου Πανεπιστημίου Θεσσαλονίκης Ημερομηνία Προφορικής Εξέτασης: 25 Σεπτεμβρίου 2008 Τριμελής Συμβουλευτική Επιτροπή Δημήτρης Παναγιωτόπουλος Αν. Καθηγητής Α.Π.Θ. Κωνσταντίνος Παπαζάχος Αν. Καθηγητής Α.Π.Θ. Παναγιώτης Χατζηδημητρίου Καθηγητής Α.Π.Θ. Επταμελής Εξεταστική Επιτροπή που συγκροτήθηκε στην υπ αριθμόν 134/06-06-2008 συνεδρίαση της Γενικής Συνέλευσης Ειδικής Σύνθεσης του Τμήματος Γεωλογίας της Σχολής Θετικών Επιστημών Α.Π.Θ. Δημήτρης Παναγιωτόπουλος Αν. Καθηγητής Α.Π.Θ. Κωνσταντίνος Παπαζάχος Αν. Καθηγητής Α.Π.Θ. Παναγιώτης Χατζηδημητρίου Καθηγητής Α.Π.Θ. Αναστασία Κυρατζή Καθηγήτρια Α.Π.Θ. Γιώργος Καρακαΐσης Καθηγητής Α.Π.Θ. Ελευθερία Παπαδημητρίου Καθηγήτρια Α.Π.Θ. Δημοσθένης Μουντράκης Καθηγητής Α.Π.Θ. «Η έγκριση της παρούσας Διδακτορικής Διατριβής από το Τμήμα Γεωλογίας του Αριστοτέλειου Πανεπιστημίου Θεσσαλονίκης δεν υποδηλώνει αποδοχή των γνωμών του συγγραφέως» (Ν. 5343/1932, άρθρο 202, παρ. 2).

ii

Δημητριάδης Ιορδάνης Α.Π.Θ. ΣΥΜΒΟΛΗ ΣΤΗ ΜΕΛΕΤΗ ΤΗΣ ΕΝΕΡΓΟΥ ΤΕΚΤΟΝΙΚΗΣ ΚΑΙ ΤΗΣ ΔΟΜΗΣ ΤΟΥ ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΟΥ ΚΕΝΤΡΟΥ ΤΗΣ ΣΑΝΤΟΡΙΝΗΣ ΜΕ ΔΕΔΟΜΕΝΑ ΤΟΠΙΚΟΥ ΔΙΚΤΥΟΥ ΨΗΦΙΑΚΩΝ ΣΕΙΣΜΟΓΡΑΦΩΝ ISBN iii

iv

Το θέμα της Ηφαιστειακής Σεισμολογίας δεν είναι μόνο το πιο όμορφο και θεαματικό, αλλά και το πιο δύσκολο αντικείμενο μελέτης από όλα τα θέματα της Σεισμολογίας. Αυτό οφείλεται στο γεγονός ότι οι σεισμικές εστίες σε ηφαιστειακές περιοχές περιλαμβάνουν δυναμικές κινήσεις αερίων, υγρών και στέρεων υλικών μέσω διόδων σε ανισότροπα και ετερογενή περιβάλλοντα με ανώμαλη τοπογραφία και με την επίδραση πολυάριθμων ρωγμών και διακλάσεων όλων των μεγεθών και προσανατολισμών. Επομένως, η Ηφαιστειακή Σεισμολογία αποτελεί μια πρόκληση για όλους τους σεισμολόγους. Keiiti Aki, 1982 (Preface, IAVCEI Proceedings in Volcanology, Vol. 3) v

vi

ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ Πρόλογος....1 Ευχαριστίες... 5 Κεφάλαιο 1ο ΕΙΣΑΓΩΓΗ 1.1 Γενικά... 9 1.2 Το ηφαιστειακό κέντρο της Σαντορίνης....13 1.2.1 Γεωγραφική τοποθέτηση...13 1.2.2 Γεωλογία του ηφαιστειακού κέντρου 14 1.2.3 Πρόσφατη ηφαιστειακή δραστηριότητα...20 1.2.4 Εκτίμηση και αξιολόγηση του ηφαιστειακού κινδύνου 23 1.3 Παρακολούθηση του ηφαιστειακού κέντρου...27 1.3.1 Δίκτυα παρακολούθησης του ηφαιστείου.27 1.3.2 Σεισμολογικό δίκτυο παρακολούθησης 28 1.4 Προηγούμενες μελέτες στην ευρύτερη περιοχή.34 Κεφάλαιο 2ο ΜΕΛΕΤΗ ΤΗΣ ΣΕΙΣΜΙΚΗΣ ΔΡΑΣΤΗΡΙΟΤΗΤΑΣ 2.1 Εγκατάσταση και λειτουργία του τοπικού δικτύου 45 2.2 Επεξεργασία των σεισμολογικών δεδομένων 51 2.3 Ανάλυση των τοπικών σεισμών.54 2.4 Προσδιορισμός των εστιακών παραμέτρων των τοπικών σεισμών...56 2.5 Υπολογισμός μεγεθών των τοπικών σεισμών 66 2.5.1 Μεθοδολογία.66 2.5.2 Επεξεργασία των κυματομορφών και προσδιορισμός των μεγεθών 70 2.5.3 Αποτελέσματα...75 2.6 Επαναπροσδιορισμός των εστιακών παραμέτρων.81 vii

2.6.1 Μέθοδος των διπλών διαφορών 81 2.6.2 Εφαρμογή της μεθόδου των διπλών διαφορών.85 Κεφάλαιο 3ο ΜΕΛΕΤΗ ΤΗΣ ΕΝΕΡΓΟΥ ΤΕΚΤΟΝΙΚΗΣ 3.1 Σεισμοτεκτονικά χαρακτηριστικά του Νοτίου Αιγαίου.97 3.2 Τεκτονικά στοιχεία του ηφαιστειακού κέντρου της Σαντορίνης.102 3.3 Μηχανισμοί γένεσης των σεισμών...109 3.3.1 Εισαγωγή.109 3.3.2 Προσδιορισμός μηχανισμών γένεσης των τοπικών σεισμών..111 3.4 Καθορισμός του πεδίου των τάσεων 119 3.4.1 Αντιστροφή του τανυστή τάσης......119 3.4.2 Εφαρμογή της μεθόδου της αντιστροφής του τανυστή τάσης 121 3.4.3 Αποτελέσματα.126 Κεφάλαιο 4ο ΜΕΛΕΤΗ ΤΗΣ ΔΟΜΗΣ ΤΑΧΥΤΗΤΑΣ 4.1 Εισαγωγή..129 4.2 Η θεωρία της αντιστροφής...132 4.3 Σεισμική τομογραφία με τη χρήση δεδομένων τοπικών σεισμών...136 4.4 Εφαρμογή της σεισμικής τομογραφίας σε ηφαιστειακές περιοχές..142 4.5 Προσδιορισμός μονοδιάστατου μοντέλου ταχυτήτων.....147 4.5.1 Αρχικός προσδιορισμός...147 4.5.2 Τελικός προσδιορισμός με τη χρήση δεδομένων από το δίκτυο CYCNET 158 4.6 Σεισμική τομογραφία του ηφαιστειακού κέντρου της Σαντορίνης..170 4.6.1 Δεδομένα χρόνων διαδρομής......170 4.6.2 Επεξεργασία των δεδομένων...175 4.6.3 Δοκιμές διακριτικής ικανότητας με τη χρήση συνθετικών χρόνων διαδρομής...182 4.6.4 Τομογραφικά αποτελέσματα...190 viii

Κεφάλαιο 5ο ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ.207 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ...217 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ Α...237 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ Β..241 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ Γ...245 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ Δ...267 ix

x

Πρόλογος Η παρούσα διδακτορική διατριβή με τον τίτλο «Συμβολή στη μελέτη της ενεργού τεκτονικής και της δομής του ηφαιστειακού κέντρου της Σαντορίνης με δεδομένα τοπικού δικτύου ψηφιακών σεισμογράφων» πραγματοποιήθηκε με κύριο στόχο την καλύτερη κατανόηση της δομής και της τεκτονικής του ηφαιστειακού κέντρου της Σαντορίνης, του πιο σημαντικού ηφαιστειακού κέντρου στον Ελληνικό χώρο. Το ηφαιστειακό κέντρο της Σαντορίνης είναι ένα από τα πιο γνωστά ηφαίστεια σε ολόκληρο τον κόσμο αποτελώντας ένα σημαντικό πόλο έλξης χιλιάδων τουριστών αλλά και επιστημόνων κάθε χρόνο. Η πιο σημαντική ηφαιστειακή έκρηξη του κέντρου αυτού κατά τους ιστορικούς χρόνους είναι η έκρηξη του 1600 π.χ., γνωστή και ως Μινωική, η οποία σύμφωνα με πολλούς ερευνητές αποτέλεσε την κύρια αιτία της καταστροφής του Μινωικού πολιτισμού και ήταν μια από τις μεγαλύτερες ηφαιστειακές εκρήξεις που έχουν καταγραφεί στην ιστορία. Η σεισμολογική παρακολούθηση των ενεργών ηφαιστειακών κέντρων αποτελεί την πιο αξιόπιστη μέθοδο πρόβλεψης και άμεσης ειδοποίησης ενός επερχόμενου ηφαιστειακού κινδύνου και ελαχιστοποίησης των συνεπειών του στην τοπική κοινωνία και στο ευρύτερο περιβάλλον. Από το 1994 λειτουργεί στο ηφαίστειο ένα μόνιμο σεισμολογικό δίκτυο παρακολούθησης της σεισμικής δραστηριότητας υπό την εποπτεία του Ινστιτούτου Μελέτης και Παρακολούθησης του Ηφαιστείου της Σαντορίνης (Ι.Μ.Π.Η.Σ.) σε στενή συνεργασία με τον Τομέα Γεωφυσικής του Τμήματος Γεωλογίας του Αριστοτέλειου Πανεπιστημίου της Θεσσαλονίκης. Σύμφωνα με τις σύγχρονες αντιλήψεις στον χώρο της ηφαιστειακής σεισμολογίας, ένα αραιό μόνιμο σεισμολογικό δίκτυο δεν είναι αρκετό για την αποτελεσματική μελέτη ενός ηφαιστείου. Η καλύτερη παρακολούθηση και η πιο ολοκληρωμένη μελέτη ενός ενεργού ηφαιστειακού κέντρου επιτυγχάνεται με την χρήση πυκνών φορητών σεισμολογικών δικτύων αποτελούμενα από έναν ικανό αριθμό ψηφιακών υψηλής ακρίβειας σεισμογράφων. Η χρήση ψηφιακών σεισμογράφων σε συνδυασμό με την χρήση σεισμομέτρων τριών συνιστωσών δίνει την δυνατότητα της πολύπλευρης και ολοκληρωμένης μελέτης της πληροφορίας που περιέχουν τα καταγεγραμμένα σεισμικά ηφαιστειακά σήματα με αποτέλεσμα την καλύτερη κατανόηση της δομής και του τεκτονικού καθεστώτος του ηφαιστειακού κέντρου. 1

Λαμβάνοντας υπόψη την σπουδαιότητα του ηφαιστειακού κέντρου της Σαντορίνης, καθώς επίσης και την απουσία μιας ολοκληρωμένης σύγχρονης σεισμολογικής μελέτης για την συγκεκριμένη περιοχή, πραγματοποιήθηκε η παρούσα διδακτορική διατριβή. Στα πλαίσια της διατριβής αυτής έγινε η εγκατάσταση και η λειτουργία ενός πυκνού τοπικού σεισμολογικού δικτύου, το οποίο αποτελούνταν από δεκατέσσερις (14) ψηφιακούς σεισμογράφους εξοπλισμένους με σεισμόμετρα τριών συνιστωσών στην περιοχή του ηφαιστειακού κέντρου της Σαντορίνης για πρώτη φορά. Τα σεισμολογικά δεδομένα που συλλέχθηκαν από το δίκτυο αυτό επεξεργάστηκαν και χρησιμοποιήθηκαν με σκοπό την μελέτη της δομής και του τεκτονικού καθεστώτος του ηφαιστείου της Σαντορίνης. Η παρούσα διδακτορική διατριβή παρουσιάζει για πρώτη φόρα μια λεπτομερή μελέτη της σεισμικής δραστηριότητας του ηφαιστειακού κέντρου της Σαντορίνης και συσχετίζει την σεισμικότητα της περιοχής με το ευρύτερο τεκτονικό καθεστώς. Επιπρόσθετα, εφαρμόστηκε για πρώτη φόρα η μέθοδος της σεισμικής τομογραφίας στο ηφαιστειακό κέντρο της Σαντορίνης. Η μέθοδος της σεισμικής τομογραφίας έχει εφαρμοστεί με επιτυχία στα περισσότερα ενεργά ηφαίστεια σε ολόκληρο τον κόσμο από διάφορους ερευνητές. Η εφαρμογή της μεθόδου αυτή κρίθηκε επιτακτική για την καλύτερη μελέτη της δομής του ηφαιστειακού κέντρου της Σαντορίνης και την πιθανή σχέση της ηφαιστειακής δραστηριότητας με την έντονη τεκτονική δραστηριότητα που παρατηρείται στην ευρύτερη περιοχή του ηφαιστείου. Η παρούσα διδακτορική διατριβή χωρίζεται σε πέντε κεφάλαια. Το πρώτο κεφάλαιο είναι η εισαγωγή, στο δεύτερο περιγράφεται η μελέτη της σεισμικής δραστηριότητας, όπως αυτή καταγράφηκε από το τοπικό δίκτυο των ψηφιακών σεισμογράφων, στο τρίτο κεφάλαιο περιγράφεται η μελέτη της ενεργού τεκτονικής και στο τέταρτο πραγματοποιείται η μελέτη της δομής των ταχυτήτων των σεισμικών κυμάτων. Το πέμπτο κεφάλαιο περιέχει τα συμπεράσματα της διατριβής αυτής και στο τέλος παρατίθεται η βιβλιογραφία που χρησιμοποιήθηκε μαζί με τα σχετικά παραρτήματα. Συγκεκριμένα: Στο πρώτο κεφάλαιο δίνονται, αρχικά, τα γενικά γεωλογικά στοιχεία για τον χώρο του Νοτίου Αιγαίου. Στη συνέχεια περιγράφεται η γεωγραφική τοποθέτηση του ηφαιστειακού κέντρου της Σαντορίνης στον ευρύτερο χώρο του Αιγαίου, αναλύεται η γεωλογική δομή του και παρατίθεται μια σύντομη περιγραφή της εξέλιξης του ηφαιστειακού κέντρου από την στιγμή της δημιουργίας του έως και σήμερα. Επιπρόσθετα, δίνεται μια εκτίμηση του ηφαιστειακού κινδύνου και μια προσέγγιση 2

της πιθανής εξέλιξης του ηφαιστειακού κέντρου με την αναμενόμενη ηφαιστειακή δραστηριότητα που προβλέπεται να έχει. Επίσης, περιγράφονται τα μόνιμα δίκτυα παρακολούθησης του ηφαιστείου της Σαντορίνης, με ιδιαίτερη έμφαση στο μόνιμο δίκτυο σεισμολογικής παρακολούθησης και την προσπάθεια αναβάθμισής του. Στο τέλος του κεφαλαίου αυτού, γίνεται μια εκτεταμένη αναφορά σε όλες τις προηγούμενες μελέτες, σεισμολογικές και μη, που έλαβαν χώρα στην ευρύτερη περιοχή του ηφαιστειακού κέντρου της Σαντορίνης μαζί με τα αποτελέσματά τους. Το δεύτερο κεφάλαιο περιγράφει τη μελέτη της σεισμικής δραστηριότητας. Συγκεκριμένα, περιγράφει την εγκατάσταση και λειτουργία του φορητού σεισμολογικού δικτύου στο ηφαιστειακό κέντρο της Σαντορίνης, γίνεται αναφορά στην επεξεργασία των σεισμολογικών δεδομένων που συλλέχθηκαν, καθώς επίσης και στην ανάλυση των σεισμικών σημάτων που καταγράφηκαν κατά την περίοδο παρακολούθησης του ηφαιστείου. Πιο αναλυτικά παρουσιάζεται η διαδικασία προσδιορισμού των παραμέτρων των εστιών των τοπικών σεισμών που σχετίζονται άμεσα με την ηφαιστειακή δραστηριότητα, καθώς επίσης και ο προσδιορισμός των μεγεθών τους. Τέλος, δίνεται μια λεπτομερής περιγραφή της διαδικασίας επαναπροσδιορισμού των εστιακών παραμέτρων των καλύτερα προσδιορισμένων σεισμών. Το τρίτο κεφάλαιο περιγράφει τη μελέτη της ενεργού τεκτονικής. Συγκεκριμένα, δίνονται γενικά στοιχεία για την σεισμικότητα και το τεκτονικό καθεστώς που επικρατεί σε ολόκληρο τον χώρο του Νοτίου Αιγαίου, καθώς και ειδικότερα τεκτονικά στοιχεία για το ηφαιστειακό κέντρο της Σαντορίνης. Επίσης, περιγράφεται η διαδικασία του προσδιορισμού των μηχανισμών γένεσης για τους καλύτερα προσδιορισμένους τοπικούς σεισμούς και παρουσιάζεται με λεπτομέρεια η μέθοδος της αντιστροφής του πεδίου των τάσεων που εφαρμόστηκε στο ηφαιστειακό κέντρο της Σαντορίνης. Τέλος, παρουσιάζονται τα αποτελέσματα της αντιστροφής αυτής και καθορίζεται το πεδίο τάσεων που εμφανίζεται στην υπό μελέτη περιοχή. Το τέταρτο κεφάλαιο περιγράφει τη μελέτη της δομής των ταχυτήτων των σεισμικών κυμάτων. Συγκεκριμένα, χρησιμοποιήθηκε η μέθοδος της σεισμικής τομογραφίας για την πιο ολοκληρωμένη μελέτη της δομής του ηφαιστειακού κέντρου της Σαντορίνης. Αρχικά, δίνονται γενικά στοιχεία για την θεωρία της αντιστροφής στην οποία βασίζεται η συγκεκριμένη μέθοδος, καθώς επίσης στοιχεία για την μεθοδολογία της αντιστροφής των χρόνων διαδρομής τοπικών σεισμών. Επιπρόσθετα, δίνονται κάποια παραδείγματα από την εφαρμογή της σεισμικής τομογραφίας σε διάφορες ηφαιστειακές περιοχές. Στη συνέχεια, περιγράφεται ο 3

αρχικός προσδιορισμός ενός μονοδιάστατου μοντέλου ταχυτήτων για την περιοχή του ηφαιστειακού κέντρου της Σαντορίνης και ο τελικός προσδιορισμός του βέλτιστου δυνατού μοντέλου ταχυτήτων ο οποίος πραγματοποιήθηκε με την χρήση επιπρόσθετων δεδομένων χρόνων διαδρομής από το προσωρινό σεισμολογικό δίκτυο CYCNET που λειτουργούσε στην ευρύτερη περιοχή του ηφαιστειακού κέντρου της Σαντορίνης κατά την ίδια περίοδο μελέτης. Τέλος, γίνεται η περιγραφή της εφαρμογής της μεθόδου της σεισμικής τομογραφίας στο ηφαιστειακό κέντρο της Σαντορίνης. Συγκεκριμένα, περιγράφεται η διαδικασία επεξεργασίας των χρόνων διαδρομής με την προσθήκη επιπλέον δεδομένων, η διαδικασία της αντιστροφής των χρόνων διαδρομής, οι δοκιμές της διακριτικής ικανότητας της μεθόδου με την χρήση συνθετικών χρόνων διαδρομής και γίνεται η παρουσίαση των τελικών αποτελεσμάτων της μεθόδου αυτής. Τέλος, το πέμπτο κεφάλαιο περιέχει τα συμπεράσματα που προέκυψαν από κάθε στάδιο αυτής της διδακτορικής διατριβής. Συγκεκριμένα, παρουσιάζονται όλα τα αποτελέσματα αλλά και γίνεται μια προσπάθεια συσχέτισης μεταξύ τους. Τέλος, προτείνονται κάποιες πιθανές προοπτικές εξέλιξης της σεισμολογικής μελέτης του ηφαιστειακού κέντρου της Σαντορίνης που προέκυψαν κατά την ολοκλήρωση της παρούσας διδακτορικής διατριβής. 4

Ευχαριστίες Η παρούσα διατριβή πραγματοποιήθηκε μέσα στα πλαίσια δύο ερευνητικών προγραμμάτων. Συγκεκριμένα, πραγματοποιήθηκε στα πλαίσια του χρηματοδοτούμενου προγράμματος από την Ευρωπαϊκή Ένωση: «A satellite telecommunication and Internet-based seismic monitoring system for volcanic eruption forecasting and risk management (Σύστημα σεισμικής παρακολούθησης για πρόγνωση ηφαιστειακής έκρηξης και διαχείριση κινδύνου με δορυφορική επικοινωνία και χρήση internet) (e-ruption Project)» με επιστημονικό υπεύθυνο τον Αναπληρωτή Καθηγητή του Τμήματος Γεωλογίας του Α.Π.Θ., κ. Δημήτρη Παναγιωτόπουλο και στα πλαίσια του χρηματοδοτούμενου προγράμματος από το Υπουργείο Εθνικής Παιδείας και Θρησκευμάτων: «ΠΥΘΑΓΟΡΑΣ (Περιβάλλον): Μελέτη της δομής της λιθόσφαιρας στο ηφαιστειακό και ιζηματογενές τόξο του Νοτίου Αιγαίου και της σημασίας της για την ενεργό τεκτονική και την ισχυρή σεισμική κίνηση με τη χρήση καταγραφών σεισμών και σεισμικού θορύβου (φυσικού και ανθρωπογενούς)» με επιστημονικό υπεύθυνο τον Αναπληρωτή Καθηγητή του Τμήματος Γεωλογίας του Α.Π.Θ., κ. Κωνσταντίνο Παπαζάχο. Σε αυτό το σημείο θα ήθελα να ευχαριστήσω ορισμένους ανθρώπους που είτε με βοήθησαν στην ολοκλήρωση της διδακτορικής μου διατριβής είτε με στήριξαν ηθικά και ψυχολογικά κατά την διάρκεια της εκπόνησής της. Πρωταρχικά, θα ήθελα να ευχαριστήσω τα μέλη της τριμελούς συμβουλευτικής επιτροπής μου. Συγκεκριμένα, θέλω να ευχαριστήσω τον επιβλέποντα καθηγητή της διδακτορικής μου διατριβής, τον Αναπληρωτή Καθηγητή του Τμήματος Γεωλογίας του Α.Π.Θ., κ. Δημήτρη Παναγιωτόπουλο. Τον ευχαριστώ για την ανάθεση του θέματος, για την επίβλεψή του σε όλη την διάρκεια της εκπόνησης της διατριβής μου, για την ουσιαστική βοήθειά του στην εγκατάσταση και απεγκατάσταση του φορητού δικτύου στην Σαντορίνη και φυσικά για την συμβολή του στην ολοκλήρωση αυτής της διατριβής. Το πιο ουσιαστικό και μεγάλο «ευχαριστώ» όμως είναι για τις πολύτιμες συμβουλές του και τις γεμάτες με αληθινό ενδιαφέρον συζητήσεις μας σε όλη την διάρκεια των επτά χρόνων που συνεργαζόμαστε. Στην συνέχεια θα ήθελα να ευχαριστήσω τον Αναπληρωτή Καθηγητή του Τμήματος Γεωλογίας του Α.Π.Θ., κ. Κωνσταντίνο Παπαζάχο. Τον ευχαριστώ για την αμέριστη βοήθειά του σε όλα τα 5

στάδια της πραγματοποίησης της παρούσας διατριβής. Από τον σχεδιασμό και την εγκατάσταση του φορητού δικτύου μέχρι την συντήρησή του και την απεγκατάστασή του, από τα ουσιαστικά επιστημονικά προβλήματα και δυσκολίες που συναντήσαμε κατά την διάρκεια της εκπόνησης της διατριβής μέχρι και σε πιο προσωπικής φύσης προβληματισμούς και ενδοιασμούς ο Κώστας ήταν πάντα δίπλα μου και πρόθυμος να με συμβουλέψει αλλά και να με βοηθήσει ως φίλος παρά ως καθηγητής. Τέλος, θέλω να ευχαριστήσω τον καθηγητή του Τμήματος Γεωλογίας του Α.Π.Θ., κ. Παναγιώτη Χατζηδημητρίου, ο οποίος με τις ουσιαστικές υποδείξεις του αλλά και την οικονομική στήριξή του βοήθησε στην ολοκλήρωση της διδακτορικής διατριβής. Θα ήταν παράλειψη να μην ευχαριστήσω την επιστημονική συνεργάτιδα του Τομέα Γεωφυσικής του Τμήματος Γεωλογίας του Α.Π.Θ., Δρ. Ελένη Καραγιάννη, η οποία βοήθησε σημαντικά στην εγκατάσταση και στην απεγκατάσταση του φορητού δικτύου στην Σαντορίνη, στην ανάλυση και στην επεξεργασία των σεισμολογικών δεδομένων. Η βοήθειά της στην διαδικασία της διάκρισης των σεισμών, στην ανάλυσή τους αλλά και στον προσδιορισμό των μηχανισμών γένεσης ήταν ουσιαστική. Σε αυτό το σημείο θα ήθελα να ευχαριστήσω τους καθηγητές Jesús M. Ibáñez και Gerardo Alguacil του Ινστιτούτου Γεωφυσικής του Πανεπιστημίου της Γρανάδας της Ισπανίας (Instituto Andaluz de Geofisica). Κατά το χρονικό διάστημα 20 Οκτωβρίου 2004 με 15 Δεκεμβρίου 2004, επισκέφτηκα το συγκεκριμένο Ινστιτούτο και είχα στενή συνεργασία με τους προαναφερθέντες καθηγητές αλλά και με άλλα μέλη αυτού του Ινστιτούτου πάνω σε θέματα του προσδιορισμού κλιμάκων μεγέθους σεισμών και σε θέματα διάκρισης και ταξινόμησης των ηφαιστειακών σεισμικών σημάτων. Θέλω να τους ευχαριστήσω για την πολύτιμη βοήθειά τους στον προσδιορισμό των κλιμάκων μεγέθους των τοπικών σεισμών της Σαντορίνης. Επίσης θέλω να ευχαριστήσω και τους καθηγητές Thomas Meier και Wolfgang Friederich του Πανεπιστημίου του Μπόχουμ της Γερμανίας (Ruhr-Universität Bochum), οι οποίοι διέθεσαν με μεγάλη προθυμία και ευχαρίστηση σεισμολογικά δεδομένα από το προσωρινό σεισμολογικό δίκτυο CYCNET που λειτουργούσε στην ευρύτερη περιοχή του ηφαιστειακού κέντρου της Σαντορίνης κατά την ίδια περίοδο λειτουργίας του δικού μας φορητού δικτύου. Επιπρόσθετα, θέλω να εκφράσω τις ευχαριστίες μου στο Dr. Christian Hübscher και στον υποψήφιο διδάκτορα Martin Hensch του Πανεπιστημίου του Αμβούργου της Γερμανίας (Institut für Geophysik University of Hamburg), καθώς επίσης και στο πλήρωμα του ερευνητικού σκάφους RV Poseidon 6

για την βοήθειά τους κατά την διάρκεια της συμμετοχής μου σε ερευνητική αποστολή στην ευρύτερη θαλάσσια περιοχή της Σαντορίνης τον Ιούνιο του 2006. Στα πλαίσια της ερευνητικής αποστολής εργάστηκα πάνω στην συλλογή και επεξεργασία γεωφυσικών δεδομένων, στην εγκατάσταση σεισμομέτρων ωκεάνιου πυθμένα (OBS), καθώς επίσης και στην συλλογή βυθομετρικών δεδομένων. Τα βυθομετρικά δεδομένα χρησιμοποιήθηκαν στα πλαίσια της διδακτορικής διατριβής για την δημιουργία κατάλληλου καννάβου για την παραγωγή χαρτών και μορφολογικών τομών για την ευρύτερη περιοχή του ηφαιστειακού κέντρου της Σαντορίνης. Θα ήθελα, επίσης, να ευχαριστήσω τους τεχνικούς του Σεισμολογικού Σταθμού (Ε.Ε.Δ.Ι.Π.) Κυριάκο Πεφτιτσέλη και Θανάση Καραμεσίνη, οι οποίοι βοήθησαν στην εγκατάσταση και στην απεγκατάσταση του φορητού δικτύου, καθώς επίσης και τους συναδέλφους μου από τον Τομέα Γεωφυσικής Στυλιανό Κουτράκη και Δομίνικο Βαμβακάρη οι οποίοι με βοήθησαν σημαντικά όχι μόνο στην εγκατάσταση και στην απεγκατάσταση του δικτύου, αλλά και στις επισκέψεις μου στην Σαντορίνη κατά την συντήρηση των σεισμολογικών σταθμών. Σε αυτό το σημείο θέλω να ευχαριστήσω και τους μόνιμους κάτοικους της Σαντορίνης, οι οποίοι με μεγάλη προθυμία μας παραχώρησαν είτε χώρο για την τοποθέτηση των σταθμών είτε ακόμα και ηλεκτρικό ρεύμα για την λειτουργία των σεισμογράφων. Ιδιαίτερη μνεία πρέπει να γίνει στην βοήθεια των κ. Γιάννη Κοτιάδη και κ. Νίκου Βάλβη για τις αφιλοκερδείς προσπάθειες τους στις προετοιμασίες και διευκολύνσεις κατά την παραμονή μας στην Σαντορίνη, στην παραχώρηση χώρων αποθήκευσης των οργάνων και στην διαμεσολάβησή τους για την εύρεση των κατάλληλων χώρων. Όλες αυτές οι προσπάθειες έγιναν στα πλαίσια της συνεργασίας μεταξύ του Ινστιτούτου Μελέτης και Παρακολούθησης του Ηφαιστείου της Σαντορίνης (Ι.Μ.Π.Η.Σ.) και του Τομέα Γεωφυσικής του Τμήματος Γεωλογίας του Α.Π.Θ.. Θα ήταν παράλειψη να μην ευχαριστήσω όλα τα μέλη του Τομέα Γεωφυσικής του Τμήματος Γεωλογίας του Α.Π.Θ. που με βοήθησαν ο καθένας με τον τρόπο του κατά την διάρκεια της παρουσίας μου όλα αυτά τα χρόνια στο Εργαστήριο. Επίσης θέλω να ευχαριστήσω όλους τους φίλους μου και συναδέλφους μου από τον Τομέα Γεωφυσικής, με τους οποίους περάσαμε αμέτρητες ώρες μαζί. Ένα ιδιαίτερο «ευχαριστώ» θα ήθελα να πω στην Δέσποινα Σπύρου, η οποία τα τελευταία τρία χρόνια είναι συνέχεια δίπλα μου να με στηρίζει και να μου συμπαραστέκεται. 7

Τέλος, ένα μεγάλο και θερμό «ευχαριστώ» στην οικογένειά μου για την αμέριστη ηθική και οικονομική υποστήριξή της σε όλη την διάρκεια των σπουδών μου. Οι γονείς μου, Μιχάλης και Ελένη, αλλά και ο αδερφός μου ο Γιώργος ήταν πάντα δίπλα μου για να με στηρίξουν ψυχολογικά, να με συμβουλέψουν, αλλά ακόμα και να με βοηθήσουν ουσιαστικά στην ολοκλήρωση της διδακτορικής μου διατριβής. Σας ευχαριστώ πολύ! 8

Κεφάλαιο 1ο Εισαγωγή 1.1 Γενικά Η ευρύτερη περιοχή του Αιγαίου που περιλαμβάνει την περιοχή μελέτης της παρούσας διδακτορικής διατριβής παρουσιάζει την πιο έντονη ενεργή παραμόρφωση κατά μήκος ολόκληρης της Μεσογειακής ζώνης του ηπειρωτικού συστήματος διάρρηξης. Η παραμόρφωση αυτή είναι αποτέλεσμα κινήσεων τεσσάρων λιθοσφαιρικών πλακών, της Ευρασιατικής, της Αφρικανικής, της Απουλίας και της πλάκας της Ανατολίας. Η Αφρικανική λιθοσφαιρική πλάκα κινείται βόρεια προς την λιθοσφαιρική πλάκα της Ευρασίας με αποτέλεσμα την σύγκλιση των δυο πλακών και την κατάδυση της ωκεάνιας λιθοσφαιρικής μικροπλάκας της Ανατολικής Μεσογείου κάτω από την ηπειρωτική μικροπλάκα του Αιγαίου (Papazachos and Comninakis, 1971; Dewey et al., 1973; Minster and Jordan, 1978; Le Pichon and Angelier, 1979, 1981). Η ταχύτητα κίνησης της Αφρικανικής λιθοσφαιρικής πλάκας ως προς την μικροπλάκα του Αιγαίου είναι περίπου 0,5 cm/yr (McClusky et al., 2000), ενώ η κίνηση της λιθοσφαιρικής πλάκας του Αιγαίου σε σχέση με την Αφρικανική πλάκα πραγματοποιείται με πολύ μεγαλύτερη ταχύτητα (περίπου 3,5 cm/yr) κατά τη νοτιοδυτική κατεύθυνση (Papazachos C., 1999) (Σχήμα 1.1). Συγχρόνως, λόγω της κίνησης της Αραβικής πλάκας προς βορρά, η πλάκα της Ανατολίας κινείται προς τα δυτικά (δηλαδή προς το Αιγαίο), ενώ περιστρέφεται σε σχέση με την Ευρασία αριστερόστροφα γύρω από έναν πόλο που βρίσκεται στην χερσόνησο του Σινά (Oral et al., 1995; Reilinger et al., 1997; Papazachos C., 1999). Αποτέλεσμα της σύνθετης αυτής τεκτονικής είναι η προς δυτικά κίνησή της κατά μήκος του ομώνυμου ρήγματος της Ανατολίας και της προέκτασής του στο Βόρειο Αιγαίο με μια ταχύτητα της τάξης των 2,5 cm/yr (McKenzie, 1970, 1972; McClusky et al., 2000) (Σχήμα 1.1). Επιπρόσθετα, η μικροπλάκα του Αιγαίου πιέζεται από τα δυτικά από την Αδριατική Απουλία πλάκα, της οποίας η αριστερόστροφη περιστροφή προκαλεί τη γένεση επιφανειακών σεισμών κατά μήκος των δυτικών ακτών της Κεντρικής Ελλάδας, της 9

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 0 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Αλβανίας και της πρώην Γιουγκοσλαβίας (Papazachos C., 1999; McClusky et al., 2000) (Σχήμα 1.1). Τα παραπάνω φαινόμενα προκαλούν την δημιουργία ενός πολύπλοκου γεωδυναμικού καθεστώτος στον ευρύτερο χώρο του Αιγαίου, που περιλαμβάνει υψηλή σεισμικότητα, έντονη τεκτονική διάρρηξη, πτύχωση πετρωμάτων, καθώς και ηφαιστειακά γεωθερμικά φαινόμενα. Σχήμα 1.1: Κινήσεις λιθοσφαιρικών πλακών που καθορίζουν τα γεωδυναμικά και γεωφυσικά χαρακτηριστικά της περιοχής του Αιγαίου και των γειτονικών περιοχών (Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003; Papazachos et al., 1998). Ένα από τα πιο βασικά χαρακτηριστικά του ευρύτερου χώρου του Αιγαίου είναι το Ελληνικό τόξο, το οποίο διαχωρίζει το Αιγαίο Πέλαγος από την υπόλοιπη Μεσόγειο Θάλασσα και έχει τις τυπικές ιδιότητες ενός νησιωτικού τόξου (Papazachos and Comninakis, 1971; McKenzie, 1978; Le Pichon and Angelier, 1979, 1981). Το Ελληνικό τόξο αποτελείται από το εξωτερικό ιζηματογενές τόξο, το οποίο είναι το νότιο τμήμα του τόξου, και από το εσωτερικό ηφαιστειακό τόξο, το οποίο είναι παράλληλο με το ιζηματογενές τόξο και βρίσκεται σε μια μέση απόσταση 200 km από αυτό. Το ιζηματογενές τόξο αποτελεί τμήμα της Αλπικής πτύχωσης και ακολουθεί την γραμμή: Ελληνίδες Οροσειρές Κύθηρα Κρήτη Κάρπαθος 10

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 0 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Ρόδος και ενώνεται με τις Ταυρίδες οροσειρές της Τουρκίας. Το ηφαιστειακό τόξο ή αλλιώς το Ενεργό Ηφαιστειακό Τόξο του Νοτίου Αιγαίου (South Aegean Active Volcanic Arc SAAVA) (Fytikas and Vougioukalakis, 2005) έχει μήκος 500 km, πλάτος 40 km περίπου, ξεκινάει από την ηπειρωτική Ελλάδα (περιοχή Σουσάκι, κοντά στον ισθμό της Κορίνθου) και μέσω των νησιών Αίγινα, Μέθανα, Πόρος, Μήλος, Σαντορίνη, Κως, Γυαλί, Νίσυρος καταλήγει στη χερσόνησο του Μποντρούμ στην Τουρκία. Μεταξύ του ιζηματογενούς και του ηφαιστειακού τόξου υπάρχει η λεκάνη του Νοτίου Αιγαίου (Κρητικό Πέλαγος), με μέγιστο βάθος 2000 m. Στο κυρτό μέρος του τόξου βρίσκεται παράλληλα προς αυτό μια σειρά από θαλάσσιες τάφρους, όπως αυτές του Πλινίου και Στράβωνα (νότιο-ανατολικά της Κρήτης) και η τάφρος του Ιονίου πελάγους, η οποία αναφέρεται συχνά στην βιβλιογραφία ως Ελληνική τάφρος με μέγιστο βάθος 5000 m (Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003). Η ηφαιστειακή δράση στον Ελληνικό χώρο θεωρείται ότι έλαβε χώρα σε τέσσερις συνεχείς και διαδοχικές φάσεις από το Ολιγόκαινο έως σήμερα (Fytikas et al., 1985; Μουντράκης, 1985). Η πρώτη και η δεύτερη φάση έλαβαν χώρα στη διάρκεια Ολιγόκαινου Μέσου Μειόκαινου στο χώρο του Βορείου Αιγαίου και καθορίζονται από ασβεσταλκαλικές (calk-alkaline) ενδιάμεσες λάβες και πυροκλαστικά υλικά. Η τρίτη φάση έλαβε χώρα στο Άνω Μειόκαινο στο χώρο του Ανατολικού Αιγαίου με λίγες εμφανίσεις στα νησιά της Σάμου και της Πάτμου. Η τέταρτη και σπουδαιότερη φάση ηφαιστειότητας έλαβε χώρα κατά το Πλειόκαινο Τεταρτογενές στην περιοχή του Νοτίου Αιγαίου με τον σχηματισμό του Ενεργού Ηφαιστειακού Τόξου του Νοτίου Αιγαίου (Pe-Piper et al., 1983; Fytikas et al., 1986). Τα ηφαιστειακά πετρώματα του τόξου αυτού είναι ανδεσίτες, βασάλτες και ρυόλιθοι, τυπικού ασβεσταλκαλικού χημικού χαρακτήρα (Fytikas et al., 1985). Η δημιουργία του ηφαιστειακού τόξου στο Νότιο Αιγαίο οφείλεται στην κατάδυση του μπροστινού τμήματος της λιθοσφαιρικής πλάκας της Αφρικής, που αποτελείται από την ωκεάνια λιθοσφαιρική μικροπλάκα της Ανατολικής Μεσογείου, κάτω από την μικροπλάκα του Αιγαίου. Στο Σχήμα (1.2) παρουσιάζεται ένα συνθετικό μοντέλο της κατάδυσης αυτής που προκαλεί τη δημιουργία των μαγματικών φαινομένων και κατ επέκταση την δημιουργία του ηφαιστειακού τόξου, όπως αυτό προτάθηκε από τους Papazachos et al. (2005). Συγκεκριμένα, παρουσιάζεται μια τομή κάθετα στο Ελληνικό τόξο με διεύθυνση περίπου ΝΝΔ ΒΒΑ. Το πάχος της καταδυόμενης ωκεάνιας λιθοσφαιρικής πλάκας της Ανατολικής Μεσογείου θεωρείται ίσο περίπου με 70 90 km (Papazachos, 1969; Papazachos and 11

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 0 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Nolet, 1997a) ενώ το πάχος του ωκεάνιου φλοιού της πλάκας αυτής είναι περίπου 7 km, όπως ορίστηκε από πρόσφατες εργασίες (π.χ., Bohnhoff et al., 2002), αν και άλλα αποτελέσματα (π.χ., Erduran et al., 2008 In press) δείχνουν πιθανά πάχη έως και 15 20 km. Το πάχος του ηπειρωτικού φλοιού της πλάκας του Αιγαίου διαφέρει κατά μήκος της τομής αυτής, ενώ το πάχος της ηπειρωτικής λιθόσφαιρας μπορεί να θεωρηθεί ίσο με 50 km στο ηφαιστειακό τόξο με μέσο πάχος φλοιού γύρω στα 20 25 km για την ίδια περιοχή (Papazachos, 1969; Makris, 1976, 1978; Papazachos and Nolet, 1997a; Bohnhoff et al., 2002; Karagianni et al., 2002). Επιπρόσθετα, στο Σχήμα (1.2) παρουσιάζεται ως κύρια περιοχή της δημιουργίας του μάγματος το σημείο εκείνο της ασθενόσφαιρας μεταξύ του καταδυόμενου ωκεάνιου φλοιού της πλάκας της Ανατολικής Μεσογείου και της υπερκείμενης πλάκας του Αιγαίου. Μπορεί να γίνει η υπόθεση ότι ο ωκεάνιος φλοιός αφυδατώνεται σε βάθη μικρότερα από 110 km και ότι το απελευθερούμενο νερό συνεισφέρει στην δημιουργία του κύριου όγκου του μάγματος (Papazachos et al., 2005). Πρόσφατες πετρολογικές, γεωχημικές και ηφαιστειολογικές παρατηρήσεις στα πετρώματα της Σαντορίνης υποστηρίζουν την συγκεκριμένη άποψη (π.χ., Zellmer et al., 2000, 2005). Σχήμα 1.2: Συνθετικό μοντέλο της καταδυόμενης λιθόσφαιρας της ανατολικής Μεσογείου κάτω από την πλάκα του Αιγαίου (τροποποιημένο από Papazachos et al., 2005). 12

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 0 ΕΙΣΑΓΩΓΗ 1.2 Το ηφαιστειακό κέντρο της Σαντορίνης 1.2.1 Γεωγραφική τοποθέτηση Το ηφαιστειακό κέντρο της Σαντορίνης αποτελείται από ένα σύμπλεγμα νησιών τα οποία ανήκουν στις Κυκλάδες και βρίσκονται στο Νότιο Αιγαίο Πέλαγος, περίπου 120 km βόρεια της Κρήτης και 200 km νότιο-ανατολικά της ηπειρωτικής Ελλάδας. Τα νησιά που αποτελούν τη Σαντορίνη είναι τα εξής: η Θήρα (75,8 km 2, το κυρίως νησί), η Θηρασιά (9,3 km 2 ), το Ασπρονήσι (0,1 km 2 ), η Παλαιά Καμένη (0,5 km 2 ) και η Νέα Καμένη (3,4 km 2 ). Τα δύο τελευταία νησιά έχουν δημιουργηθεί από ηφαιστειακές εκρήξεις κατά τους ιστορικούς χρόνους (Σχήμα 1.3). Σχήμα 1.3: Γεωγραφικός χάρτης της ευρύτερης περιοχής του ηφαιστειακού κέντρου της Σαντορίνης. 13

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 0 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Σύμφωνα με την απογραφή του 2001, η Σαντορίνη κατοικείται από 13.670 μόνιμους κατοίκους. Αυτοί κατανέμονται στον Δήμο της Θήρας (12.440 κάτοικοι) και στην Κοινότητα της Οίας (1.230 κάτοικοι). Επίσης, ένας πολύ μεγάλος αριθμός επισκεπτών (περίπου 1.000.000) φιλοξενούνται στο νησί ετησίως (Vougioukalakis, 2002; Dominey-Howes and Minos-Minopoulos, 2004). Η Σαντορίνη, αρχικά, ήταν ένα σχεδόν κυκλικό ηφαιστειακό νησί, το οποίο είχε δημιουργηθεί πάνω σε ένα προϋπάρχον νησί μη ηφαιστειακής προέλευσης. Λόγω του ιδιαίτερου σχήματός της είχε ονομαστεί στην αρχαιότητα Στρογγύλη, όνομα που είχε διατηρηθεί ως τους ιστορικούς χρόνους (Galanopoulos and Bacon, 1969). Κατά την διάρκεια της Ενετοκρατίας η Σαντορίνη πήρε την σημερινή της ονομασία ως αναφορά στην Αγία Ειρήνη (Saint Irene). Στην Εποχή του Χαλκού (περίπου 1600 π.χ.) μια μεγάλη ηφαιστειακή έκρηξη κατέστρεψε το νησί με αποτέλεσμα να έχει δημιουργηθεί μια κεντρική καλδέρα (με μέγεθος περίπου 8 x 10 km και βάθος περίπου 300 400 m), η οποία θεωρείται μία από τις πιο μεγάλες και πιο εντυπωσιακές καλδέρες του κόσμου (Bond and Sparks, 1976; Heiken and McCoy, 1984). Αυτή η τρομερή έκρηξη ονομάστηκε Μινωική έκρηξη, επειδή έχει συσχετιστεί με την καταστροφή του Μινωικού πολιτισμού. Από την έκρηξη αυτήν δημιουργήθηκε το σύμπλεγμα των νησιών υπολείμματα του αρχικού νησιού που περικλείουν την καλδέρα. Η καλδέρα της Σαντορίνης ορίζεται από απότομους γκρεμούς με ύψος μέχρι και 300 m ενώ το βάθος της καλδέρας φτάνει μέχρι τα 390 m (Σχήμα 1.3). 1.2.2 Γεωλογία του ηφαιστειακού κέντρου Η Σαντορίνη ανήκει στην Ενότητα των Νοτίων Κυκλάδων της Αττικοκυκλαδικής Ζώνης. Κύριοι γεωλογικοί σχηματισμοί αυτής της ενότητας είναι το κρυσταλλοσχιστώδες υπόβαθρο με γνεύσιους, αμφιβολίτες και σχιστόλιθους ηλικίας Παλαιοζωικής και ένας ορίζοντας ανθρακικών μεταμορφωμένων πετρωμάτων (μάρμαρα και δολομίτες) ηλικίας Άνω Τριαδικού Άνω Κρητιδικού. Κύριο χαρακτηριστικό αυτής της ενότητας είναι ότι τα πετρώματά της εμφανίζουν μεταμόρφωση πρασινοσχιστολιθικής έως αμφιβολιτικής φάσης (Μουντράκης, 1985). 14

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 0 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Σχήμα 1.4: Γεωλογικός χάρτης των νησιών της Σαντορίνης, τροποποιημένος από τους Druitt et al., (1999). Στο νοτιοανατολικό τμήμα της Θήρας εμφανίζεται το προ-ηφαιστειακό υπόβαθρο (μπλε σκούρο και ανοιχτό) ενώ είναι εμφανές το στρώμα που αποτέθηκε από την Μινωική έκρηξη με τα πράσινα χρώματα (ανοιχτό και σκούρο). Επίσης μπορούν να διακριθούν τα παλαιότερα ηφαιστειακά πετρώματα στην περιοχή του Ακρωτηρίου, καθώς και τα νεότερα πετρώματα στα νησιά των Καμένων, που δημιουργήθηκαν από εκρήξεις κατά τους ιστορικούς χρόνους. Όλα τα νησιά της Σαντορίνης αποτελούνται αποκλειστικά από ηφαιστειακά πετρώματα εκτός από ένα σχετικά μικρό τμήμα της Θήρας. Συγκεκριμένα, το προηφαιστειακό υπόβαθρο του νησιού εμφανίζεται στον Προφήτη Ηλία (το υψηλότερο σημείο του νησιού, με υψόμετρο 565 m), στο Μέσα Βουνό, στον Γαβρήλο και σε κάποια σημεία εσωτερικά της καλδέρας μεταξύ του Αθηνιού και της Πλάκας (Σχήμα 15

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 0 ΕΙΣΑΓΩΓΗ 1.4). Στα σημεία εσωτερικά της καλδέρας εμφανίζονται κυρίως σχιστόλιθοι και φυλλίτες πρασινοσχιστολιθικής φάσης ενώ κρυσταλλικοί ασβεστόλιθοι ηλικίας Άνω Τριαδικού σχηματίζουν τους όγκους των Προφήτη Ηλία, Μέσα Βουνού και Γαβρήλου (Σχήμα 1.4). Στον Αθηνιό έχει βρεθεί μια γρανιτική διείσδυση ηλικίας Μειόκαινου (9,5 εκατομμύρια χρόνια) (Kilias et al., 1996; Druitt et al., 1999). Τα ηφαιστειακά πετρώματα που καλύπτουν το μεγαλύτερο μέρος της Σαντορίνης σχηματίστηκαν με μια διαδικασία έξι κύριων φάσεων. Αυτές οι φάσεις μπορούν να διακριθούν σε Προ-Μινωικές και Μετά-Μινωικές, με βάση τη Μινωική ηφαιστειακή έκρηξη (Druitt et al., 1989, 1999). Η πρώτη ηφαιστειακή δραστηριότητα εμφανίζεται στην περιοχή του Ακρωτηρίου και των νησιών Χριστιανών (νοτιοδυτικά της Σαντορίνης), όπου εμφανίζονται ακόμη και σήμερα τα παλαιότερα ηφαιστειακά πετρώματα (Σχήμα 1.3 και Σχήμα 1.4). Αυτά τα πετρώματα είναι κυρίως ανδεσιτικοί ηφαιστίτες (pillows λάβες και υαλοκλαστίτες), που έχουν αποτεθεί σε υποθαλάσσιο περιβάλλον με έντονη υδροθερμική δραστηριότητα. Επίσης εμφανίζονται δακιτικοί θόλοι λάβας, ρεύματα λάβας, υποθαλάσσιοι τόφφοι και τοφφίτες. Από θαλάσσια απολιθώματα που βρέθηκαν στους τόφφους, οι Seidenkrantz και Friedrich (1992) κατέληξαν στο συμπέρασμα ότι αυτά τα πετρώματα έχουν ηλικία τουλάχιστον 2 εκατομμυρίων χρόνων. Η δεύτερη ηφαιστειακή δραστηριότητα εντοπίζεται βόρεια του Ακρωτηρίου με την δημιουργία ενός νέου ηφαιστειακού κέντρου πριν από 530.000 χρόνια περίπου, το οποίο ονομάστηκε Περιστέρια από τον Reck (1936). Υπολείμματα αυτού του κέντρου εμφανίζονται σήμερα στην βόρεια Θήρα (Μεγάλο Βουνό και στον Μικρό Προφήτη Ηλία) (Σχήμα 1.4) (Druitt et al., 1989, 1999). Η τρίτη και τέταρτη ηφαιστειακή δραστηριότητα περιλαμβάνουν τα προϊόντα δώδεκα κύριων εκρήξεων (Σχήμα 1.5), οι οποίες έγιναν κατά την διάρκεια δύο εκρηκτικών κύκλων. Η πρώτη μεγάλη έκρηξη που έγινε στην Σαντορίνη (Σειρά Θερμιών Ι) παρήγαγε τον ανδεσιτικό ιγκνιμβρίτη που εμφανίζεται ευρέως στη νότια και κεντρική Θήρα. Στη συνέχεια ακολούθησε η έκρηξη που απέθεσε την ρυοδακιτική κίσσηρη, που εμφανίζεται με πάχος 2,4 m στον Αθηνιό και ονομάζεται έκρηξη της Σειράς Θερμιών ΙΙ. Η έκρηξη της Σειράς Θερμιών ΙΙΙ παρήγαγε ανδεσιτικά πυροκλαστικά ρεύματα λάβας που εμφανίζονται στη νότια Θήρα και συγκεκριμένα στην περιοχή του Ακρωτηρίου. Ο πρώτος εκρηκτικός κύκλος ολοκληρώνεται με ένα ζεύγος ρυοδακιτικών εκρήξεων, που ονομάζονται Κατώτερη 16

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 0 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Κίσσηρη Ι και Κατώτερη Κίσσηρη ΙΙ. Η Κατώτερη Κίσσηρη Ι εμφανίζεται σχεδόν συνεχόμενα στα τείχη της καλδέρας ως ένα στρώμα λευκής κίσσηρης 30 m πάχους, που εκτείνεται από το νότιο μέρος της (Ακρωτήρι) έως και στο Ακρωτήρι Τούρλος (Ημεροβίγλι). Στη συνέχεια αποτίθεται το στρώμα της Κατώτερης Κίσσηρης ΙΙ, το οποίο είναι ρυοδακιτικής κυρίως σύστασης και εμφανίζεται σε ορισμένα σημεία της καλδέρας (Ακρωτήρι Φηρά και Οία Περίβολος). Η καλδέρα «Κατώτερης Κίσσηρης» σχηματίστηκε με την κένωση του μαγματικού θαλάμου και την ακόλουθη κατάρρευσή του. Αυτή η αρχική καλδέρα, στη συνέχεια, πληρώθηκε με τα προϊόντα των επόμενων εκρήξεων (Σχήμα 1.5) (Druitt et al., 1999; Friedrich, 2000). Σχήμα 1.5: Σχηματική στρωματογραφική στήλη των προϊόντων των 12 κύριων πυροκλαστικών εκρήξεων της Σαντορίνης. Αυτά διακρίνονται σε δύο κύκλους και σε δύο είδη υλικών (πυριτικά και ενδιάμεσα). Κάποιες μικρές ακολουθίες τέφρας βρίσκονται ανάμεσα από τα κύρια στρώματα (τροποποιημένο από Druitt et al., 1999). 17

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 0 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Ο δεύτερος εκρηκτικός κύκλος περιλαμβάνει άλλες επτά ηφαιστειακές εκρήξεις (Σχήμα 1.5). Συγκεκριμένα, αρχίζει πριν από 170.000 χρόνια περίπου με μια ισχυρή έκρηξη που εναπόθεσε ανδεσιτικά pillows και ρεύματα λάβας, καθώς επίσης και ιγκνιμβρίτες (Σειρά Θήρας). Στη συνέχεια, το ηφαιστειακό κέντρο της Θήρας εναποθέτει τη Μεσαία Σειρά Κίσσηρης, η οποία είναι ένας ορίζοντας πυροκλαστικών υλικών που εμφανίζεται σε ορισμένα σημεία της καλδέρας ως μαύρος τόφφος με στρώματα οξείδωσης (Sparks and Wright, 1979). Η ηλικία αυτής της σειράς έχει χρονολογηθεί περίπου στα 60.000 χρόνια (Friedrich, 1994). Στρωματογραφικά, η σειρά της Μεσαίας Κίσσηρης ακολουθείται από μια έκρηξη των κώνων σκωριών από τα κέντρα του Μεγάλου και Κόκκινου Βουνού (Druitt et al., 1998). Οι ανδεσιτικές λάβες από τις εκρήξεις του Βούρβουλου και των Ανώτερων Σκωριών Ι υπέρκεινται αυτών των κώνων. Από την εναπόθεση των μελών της μεσαίας σειράς τόφφων προκαλείται καλδερικό βύθισμα (Καλδέρα του Σκάρου) και σχηματίζεται το ηφαιστειακό κέντρο του Σκάρου, με πολυάριθμα ρεύματα ανδεσιτικής λάβας που πλήρωσαν την καλδέρα (40.000 χρόνια πριν). Η εξέλιξη του κέντρου του Σκάρου οδήγησε σε μια νέα ισχυρή ανδεσιτική έκρηξη (Σειρά Ανώτερων Σκωρίων ΙΙ) πριν από 37.000 χρόνια περίπου (Druitt et al., 1989, 1999). Παράλληλα επανάδραστηριοποιείται το Μεγάλο Βουνό σχηματίζοντας τους κώνους σκωριών του Μαύρου και του Κόκκινου Βουνού καθώς και ρεύματα ανδεσιτικής λάβας. Τα κέντρα της Θήρας και της Θηρασίας παράγουν δακιτικούς θόλους και ρεύματα λάβας. Πριν από 21.000 χρόνια περίπου έλαβε χώρα μια ισχυρή έκρηξη που εναπόθεσε τον ιγκνιμβρίτη του Ακρωτηρίου της Ρίβας (έναν μεγάλης έκτασης πυροκλαστικό σχηματισμό ρυοδακιτικής κίσσηρης), κατέστρεψε το ηφαιστειακό κέντρο του Σκάρου και σχηματίστηκε η καλδέρα της Ρίβας (Druitt and Sparks, 1982; Druitt, 1985; Druitt and Francaviglia, 1992). Επομένως, υπήρξε μια Προ-Μινωική καλδέρα ρηχής θάλασσας, στο κέντρο της οποίας υπήρχε πιθανότατα ένα νησάκι σαν την σημερινή Νέα Καμένη (Προ-Καμένη), όπως εξάλλου υποδηλώνει η παρουσία κομματιών δακιτικής λάβας και υαλοκλαστίτη στις Μινωικές αποθέσεις (Eriksen et al., 1990; Druitt and Francaviglia, 1992; Druitt et al., 1998, 1999; Friedrich, 1994, 2000). Η Μινωική έκρηξη έλαβε χώρα περίπου το 1600 π.χ., προς τα τέλη της εποχής του Χαλκού. Συγκεκριμένα, είχε βρεθεί ορίζοντας ηφαιστειακής τέφρας μιας μεγάλης ηφαιστειακής έκρηξης σε γεωτρήσεις στον πάγο στην Γροιλανδία, η οποία χρονολογήθηκε στο 1644 π.χ. (+/- 20 χρόνια) (Clausen et al., 1997). Αρχικά, ο ορίζοντας αυτός είχε αποδοθεί στη Μινωική έκρηξη, αλλά πρόσφατες έρευνες 18

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 0 ΕΙΣΑΓΩΓΗ έδειξαν ότι αυτός ο ορίζοντας σχετίζεται με την έκρηξη του ηφαιστείου Ανιακχακ (Mount Aniakchak) στην Αλάσκα που έλαβε χώρα στο Άνω Ολόκαινο (Keenan, 2003; Pearce et al., 2004). Σύμφωνα με πρόσφατες επιστημονικές εργασίες, οι οποίες παρουσίασαν αποτελέσματα ραδιοχρονολογήσεων που πραγματοποιήθηκαν σε διάφορες περιοχές στο Αιγαίο (Σαντορίνη, Κρήτη, Ρόδος), η Μινωική έκρηξη τοποθετείται μεταξύ της περιόδου 1660 1613 π.x. (Manning, 2005; Manning et al., 2006). Σχήμα 1.6: Οι τρεις διακριτές φάσεις της Μινωικής έκρηξης, όπως εμφανίζονται σε πολλά σημεία της Σαντορίνης. Πάνω από τους ανθρώπους φαίνεται μια ηφαιστειακή «οβίδα» της δεύτερης φάσης (τροποποιημένο από Friedrich, 2000). Ήταν μία από τις μεγαλύτερες Πλίνιες εκρήξεις στη νεότερη γεωλογική ιστορία. Το ύψος της στήλης της έκρηξης εκτιμάται ότι έφτασε περίπου στο ύψος των 36 39 km (Pyle, 1990). Κατά την διάρκεια της έκρηξης παράχθηκαν 30 40 km 3 ρυοδακιτικής λάβας, που αποτέθηκαν σε όλη την Σαντορίνη με την μορφή 19

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 0 ΕΙΣΑΓΩΓΗ στρωμάτων λευκής κίσσηρης και τέφρας πάχους έως και 50 m (Σχήμα 1.5), ενώ λεπτόκοκκη τέφρα διασκορπίστηκε σε όλη την Ανατολική Μεσόγειο και ίσως ακόμα να επηρέασε και το παγκόσμιο κλίμα εκείνη την περίοδο. Στη συνέχεια ακολούθησε η κένωση του μαγματικού θαλάμου, η οποία διαμόρφωσε την προϋπάρχουσα καλδέρα στη σημερινή μορφή της, σχηματίζοντας το τωρινό συγκρότημα των νησιών της Σαντορίνης (Θήρα, Θηρασία και Ασπρονήσι). Σύμφωνα με τους περισσότερους ερευνητές της Μινωικής έκρηξης, αυτή πρέπει να έλαβε χώρα σε τρεις διακριτές φάσεις (Bond and Sparks, 1976; Heiken and McCoy, 1984, 1990; Sparks and Wilson, 1990; Sigurdsson et al., 1990; Druitt and Francaviglia, 1992; Druitt et al., 1998, 1999; Friedrich, 1994, 2000) (Σχήμα 1.6). Η πρώτη εκρηκτική φάση ήταν πολύ ισχυρή (Πλίνια έκρηξη), ξεκίνησε με την άνοδο του μάγματος από έναν αγωγό στο νησί της Προ-Καμένης και σύμφωνα με τους Pichler και Friedrich (1980) πρέπει να διήρκεσε λίγες μόνο ώρες (Σχήμα 1.6). Αυτή η φάση εναπόθεσε λευκή κίσσηρη πάχους σχεδόν 6 m. Η δεύτερη φάση ξεκίνησε με την εισροή θαλασσινού νερού στον ηφαιστειακό αγωγό με αποτέλεσμα να έχουμε φρεατο-μαγματικές βίαιες εκρήξεις, οι οποίες εναπόθεσαν λευκή κίσσηρη πάχους έως και 12 m, μαζί με κομμάτια και ηφαιστειακές «οβίδες» μεγέθους μέχρι και 2 m (Σχήμα 1.6). Τέλος, η τρίτη φάση εμφανίζεται πολύ έντονα στους τοίχους της καλδέρας αφού ξεχωρίζει από τα άλλα στρώματα από τα πολυάριθμα σκουρόχρωμα κομμάτια τέφρας που περιέχει και από την χαοτική ταξινόμησή τους (Σχήμα 1.6). Το πάχος αυτού του στρώματος φτάνει έως και τα 50 m σε ορισμένες θέσεις της καλδέρας (Pichler and Friedrich, 1980). 1.2.3 Πρόσφατη ηφαιστειακή δραστηριότητα Το ηφαιστειακό κέντρο της Σαντορίνης είναι το πιο ενεργό κέντρο του Ενεργού Ηφαιστειακού Τόξου του Νοτίου Αιγαίου και θεωρείται ένα από τα πιο βίαια κεντρικά ηφαίστεια του κόσμου. Αποτελείται από δύο μικρότερα ηφαιστειακά κέντρα, της Νέας Καμένης και του υφάλου του Κολούμπου (Druitt et al., 1998, 1999; Friedrich, 1994, 2000; Fytikas and Vougioukalakis, 2005). Μετά τη Μινωική έκρηξη, η ηφαιστειακή δραστηριότητα συνεχίστηκε κατά κύριο λόγο στην ενδοκαλδερική περιοχή αλλά και στην περιοχή του υφάλου του Κολούμπου. Συγκεκριμένα, εξωθητική, εκχυτική και ελαφρά εκρηκτική 20

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 0 ΕΙΣΑΓΩΓΗ δραστηριότητα δημιούργησε τους δακίτες από τους οποίους αποτελούνται τα νησιά της Παλαιάς και Νέας Καμένης. Αυτά είναι ουσιαστικά τμήμα ενός ενδοκαλδερικού ηφαιστειακού κέντρου διαμέτρου 3,5 km του οποίου ο κρατήρας φτάνει σε ύψος 500 m από τον πυθμένα της καλδέρας (Druitt et al., 1999). Η ηφαιστειακή δραστηριότητα άρχισε το 197 π.χ. με τον σχηματισμό ενός ηφαιστειακού κώνου από πυροκλαστικά προϊόντα που ονομάστηκε Ιερά (Fytikas et al., 1990). Περίπου 200 χρόνια αργότερα, γύρω στα 46 47 μ.χ. το ηφαίστειο επαναδραστηριοποιείται με μια εκχυτική δραστηριότητα που σχηματίζει το νησί Θεία, το οποίο θεωρείται ότι συμπίπτει με την Παλαιά Καμένη (Σχήμα 1.7). Ακολουθεί ύφεση της ηφαιστειακής δραστηριότητας για περίπου εφτά αιώνες η οποία διακόπτεται, βίαια το 726 με μια εκρηκτική δραστηριότητα που συνοδεύεται από έκχυση λάβας και σχηματίζει τις λάβες του Αγίου Νικολάου (Σχήμα 1.7). Το 1570 1573 η ηφαιστειακή δραστηριότητα μετακινείται προς τα βορειοανατολικά και με εξωθητικό εκρηκτικό χαρακτήρα σχηματίζεται ένα μικρό νησάκι σε σχήμα θόλου, που ονομάστηκε Μικρή Καμένη (Fouqué, 1879; Fytikas et al., 1990). Η έκρηξη του 1707 ξεκίνησε δυτικά της Μικρής Καμένης με αργή έκχυση λάβας. Εναλλασσόμενη εξωθητική, εκχυτική και εκρηκτική δραστηριότητα σχηματίζει στα επόμενα τέσσερα χρόνια τη Νέα Καμένη. Η επόμενη έκρηξη του ηφαιστείου έγινε στις 6 Φεβρουαρίου του 1866 και η ηφαιστειακή δραστηριότητα συνεχίστηκε έως το 1870 με εξωθητικό και εκχυτικό χαρακτήρα. Αυτή εμφανίστηκε κυρίως σε τρία κέντρα: στον όρμο του Αγίου Γεωργίου, στην Αφρόεσσα (400 m νοτιοδυτικά του όρμου του Αγίου Γεωργίου), και στις δύο νησίδες του Μάη που αναδύθηκαν μεταξύ Παλαιάς και Νέας Καμένης τον Μάιο του 1866 (Fouqué, 1879; Fytikas et al., 1990) (Σχήμα 1.7). Ακολουθούν 55 χρόνια ηρεμίας και στις 28 Ιουλίου του 1925 σμήνος σεισμικών δονήσεων μικρής έντασης προαναγγέλλουν την επαναδραστηριοποίηση του ηφαιστείου. Η έκρηξη ξεκινάει στις 11 Αυγούστου του 1925 με εμφάνιση πιδάκων νερού και ατμού, οι οποίοι γρήγορα μετατρέπονται σε εκρηκτικές στήλες και εκτινάσσουν στον αέρα λάβα και ηφαιστειακή στάχτη. Η εκχυτική και εκρηκτική δραστηριότητα συνεχίστηκε ως τον Μάιο του 1926. Μια σύντομη επαναδραστηριοποίηση εκδηλώθηκε τους τρεις πρώτους μήνες του 1928 και δημιούργησε, ανατολικά των κρατήρων Δάφνης, ένα μικρό θόλο λάβας που ονομάστηκε Ναυτίλος (Γεωργαλάς και Λιάτσικας, 1926; Washington, 1926; Reck, 1936) (Σχήμα 1.7). Μόλις 11 χρόνια μετά την προηγούμενη έκρηξη, η ηφαιστειακή δραστηριότητα 21

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 0 ΕΙΣΑΓΩΓΗ ξεκίνησε με μια υποθαλάσσια έκρηξη στις 20 Αυγούστου του 1939 και στην συνέχεια μετακινήθηκε προς στο κέντρο της Νέας Καμένης, όπου εκχυτική και ελαφρά εκρηκτική δραστηριότητα παράγει τα ρεύματα λάβας και τους θόλους Κτενά, Φουκέ, Σμίθ-Ρεκ και Νίκης. Η ηφαιστειακή δράση αυτής της φάσης διαρκεί ως τον Ιούλιο του 1941. Η τελευταία ηφαιστειακή έκρηξη του εικοστού αιώνα στη Σαντορίνη εκδηλώθηκε στις αρχές του Ιανουαρίου του 1950. Μετά από μερικές φρεατικές εκρήξεις, εξωθητική και εκχυτική δραστηριότητα δημιουργεί τις λάβες Λιάτσικα, τα πιο νέα πετρώματα του ηφαιστειακού κέντρου της Σαντορίνης (Fytikas et al., 1990) (Σχήμα 1.7). Σχήμα 1.7: Η Μετά-Μινωική ενδοκαλδερική ηφαιστειακή δραστηριότητα, που οδήγησε στον σχηματισμό της Παλαιάς και Νέας Καμένης (τροποποιημένο από τους Fytikas et al., 1990). Η εξωκαλδερική ηφαιστειακή δραστηριότητα σχετίζεται κυρίως με το ηφαιστειακό κέντρο του Κολούμπου, το οποίο είναι ένα υποθαλάσσιο ηφαίστειο σε απόσταση 7 km βορειοανατολικά του ακρωτηρίου Κολούμπο της Θήρας (Σχήμα 1.3). 22

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 0 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Ο υποθαλάσσιος κώνος έχει ελλειψοειδές σχήμα, με μέγιστο ύψος 300 m και ο μέγιστος άξονάς του έχει μήκος 3 km, ενώ το βαθύτερο σημείο της καλδέρας είναι 512 m και η κορυφή της βρίσκεται 18 m κάτω από την επιφάνεια της θάλασσας (Vougioukalakis et al., 1994, 1995; Francalanci et al., 2005; Vougioukalakis and Fytikas, 2005). Η μοναδική δραστηριοποίηση του ηφαιστειακού κέντρου του Κολούμπο σημειώθηκε μόνο μία φορά, στις 27 Αυγούστου του 1650, η οποία δημιούργησε και το ηφαιστειακό του οικοδόμημα. Συγκεκριμένα, το ηφαίστειο σχηματίστηκε από την αρχική έκχυση περίπου 2 km 3 ανδεσιτικών δακιτικών λαβών. Η πρώτη ισχυρή έκρηξη έλαβε χώρα στις 30 Σεπτεμβρίου 1650 και ήταν μια μαγματική έκρηξη Πλινίου τύπου που προκάλεσε την κατάρρευση της καλδέρας του υποθαλάσσιου ηφαιστείου. Ο όγκος του μάγματος που εξερράγη ήταν περίπου 1 km 3, λαμβάνοντας υπόψη τον όγκο της καλδέρας που κατέρρευσε. Αύτη ήταν η πιο επικίνδυνη και ισχυρή ηφαιστειακή έκρηξη που έγινε στην ελληνική επικράτεια κατά τους ιστορικούς χρόνους (Fytikas and Vougioukalakis, 1995; Vougioukalakis et al., 1994, 1995; Francalanci et al., 2005). Κατά τη διάρκεια αυτής της έκρηξης περίπου 70 άνθρωποι έχασαν την ζωή τους λόγω των δηλητηριωδών αερίων (κυρίως H 2 S) που απελευθερώθηκαν μαζί με τα ηφαιστειακά υλικά, καθώς και από το κύμα βαρύτητας (tsunami) που σάρωσε τις ανατολικές ακτές της Θήρας και γειτονικών νησιών σε ακτίνα 150 km (Vougioukalakis and Fytikas, 2005). Η ηφαιστειακή δραστηριότητα συνεχίστηκε ως τις αρχές του Δεκέμβρη του 1650 και ο ηφαιστειακός κώνος που αναδύθηκε μερικά μέτρα πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας διαβρώθηκε σύντομα από τα κύματα δημιουργώντας τον σημερινό ύφαλο (Francalanci et al., 2005). 1.2.4 Εκτίμηση και αξιολόγηση του ηφαιστειακού κινδύνου Ο μέγιστος αναμενόμενος ηφαιστειακός κίνδυνος στην Σαντορίνη αντιστοιχεί σε μια παροξυσμική καταστροφική έκρηξη «Μινωικού τύπου». Η πιθανότητα να συμβεί ένα τέτοιο γεγονός είναι πολύ μικρή με βάση τα διαθέσιμα γεωλογικά δεδομένα σύμφωνα με τα οποία οι μεγάλες ηφαιστειακές εκρήξεις στην Σαντορίνη γίνονται κάθε 20.000 χρόνια περίπου. Συγκεκριμένα, ο δεύτερος εκρηκτικός κύκλος του ηφαιστειακού κέντρου της Σαντορίνης διήρκεσε περίπου 200.000 χρόνια και αριθμούσε εφτά μεγάλες «Μινωικού τύπου» εκρήξεις. Ο χρόνος που μεσολάβησε 23

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 0 ΕΙΣΑΓΩΓΗ μεταξύ των δύο τελευταίων μεγάλων εκρήξεων (Μινωική και Ακρωτηρίου Ρίβα) ήταν 17.400 χρόνια. Επομένως, οι πιθανότητες να συμβεί μια μεγάλη έκρηξη πριν περάσουν περίπου 3.600 χρόνια είναι πολύ μικρές. Επιπρόσθετα, μια τέτοιου είδους έκρηξη προϋποθέτει την συσσώρευση μεγάλης ποσότητας μάγματος ρυοδακιτικής σύστασης, γεγονός που με τη σειρά του προϋποθέτει την ύπαρξη ενός μεγάλου χρονικού διαστήματος ύφεσης της ηφαιστειακής δραστηριότητας για να υπάρξει η δυνατότητα διαφοροποίησης του μαγματικού υλικού (Fytikas et al., 1990; Vougioukalakis et al., 1994, 1995; Vougioukalakis and Fytikas, 2005). Στην περίπτωση που θα συμβεί μια καταστροφική έκρηξη «Μινωικού τύπου», η πιο πιθανή τοποθεσία του κέντρου που θα την προκαλέσει θα είναι το ηφαιστειακό κέντρο της Νέας Καμένης χωρίς να αποκλείεται και άλλη θέση της καλδέρας. Σε αυτή την περίπτωση τα πυροκλαστικά υλικά μαζί με την ηφαιστειακή στάχτη θα καλύψουν ολόκληρη την περιοχή της Σαντορίνης και θα καταστρέψουν σε πολύ μεγάλο βαθμό το σημερινό οικοδόμημα του συμπλέγματος της καλδέρας. Σε μια τέτοια περίπτωση, θα ήταν χρήσιμο ένα μοντέλο κατανομής κάλυψης της στάχτης καθώς και ένα μοντέλο αναμενόμενων περιοχών που θα επηρεαστούν από κύματα βαρύτητας (tsunamis) για ολόκληρη την Ανατολική Μεσόγειο, αφού ληφθούν υπόψη πολλοί παράγοντες που έχουν σχέση με τη μορφολογία και το μετεωρολογικό δυναμικό της περιοχής κατά τη χρονική στιγμή της έκρηξης. Ο πιο πιθανός αναμενόμενος ηφαιστειακός κίνδυνος στην Σαντορίνη είναι μια «Μετά-Μινωικού τύπου» ηφαιστειακή δραστηριότητα, όπως αυτές που εκδηλώθηκαν από τα ηφαιστειακά κέντρα της Νέας Καμένης και του Κολούμπου. Αυτό το συμπέρασμα συνάγεται από το γεγονός ότι αυτά τα δύο ηφαιστειακά κέντρα παραμένουν ενεργά έως σήμερα. Αυτή η άποψη στηρίζεται από έναν πολύ μεγάλο αριθμό γεωλογικών, πετρογραφικών, γεωχημικών, σεισμολογικών και γεωφυσικών ερευνών που έγιναν στην περιοχή του ηφαιστειακού κέντρου της Σαντορίνης τα τελευταία χρόνια (Budetta et al., 1984; Barton and Huijsmans, 1986; Delibasis et al., 1989; Druitt et al., 1999; Panagiotopoulos et al., 1996; Dimitriadis, 2004; Dimitriadis et al., 2005; Stiros et al., 2005; Bohnhoff et al., 2006; Huebscher et al., 2006; Sigurdsson et al., 2006; Pyle and Elliott, 2006) και οδηγούν στο συμπέρασμα ότι είναι απίθανο να έχουμε παύση της ηφαιστειακής δραστηριότητας στην περιοχή αφού το αίτιο συνεχίζει να εξελίσσεται στο τεκτονικό περιβάλλον της ευρύτερης περιοχής. Στην περίπτωση πιθανής ηφαιστειακής δραστηριότητας «Μετά-Μινωικού τύπου», οι περιοχές που θα κινδυνέψουν θα μπορούν να προσδιοριστούν με σχετική ακρίβεια 24

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 0 ΕΙΣΑΓΩΓΗ με βάση τα διαθέσιμα γεωλογικά δεδομένα και την υπόθεση ότι τα ηφαιστειακά κέντρα που θα δραστηριοποιηθούν θα είναι είτε το ηφαιστειακό κέντρο της Νέας Καμένης είτε το κέντρο του Κολούμπου (Fytikas et al., 1990). Σχήμα 1.8: Χάρτης ζωνών ηφαιστειακού κινδύνου από μια Μετά-Μινωικού τύπου ηφαιστειακή δραστηριότητα (τροποποιημένο από τους Fytikas et al., 1990). 25

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 0 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Με βάση τα διαθέσιμα γεωλογικά δεδομένα σχεδιάστηκε από τους Fytikas et al., (1990) ένας χάρτης ζωνών ηφαιστειακής επικινδυνότητας για το ηφαιστειακό κέντρο της Σαντορίνης, στον οποίον ορίστηκαν τέσσερις ζώνες επικινδυνότητας (Σχήμα 1.8). Η ζώνη Α είναι η ζώνη επικινδυνότητας φρεατικών εκρήξεων και αναφέρεται σε μια συγκεκριμένη περιοχή στα ενδοκαλδερικά νησιά (Παλαιά Καμένη και Νέα Καμένη), όπου έχουν καταγραφεί και οι τελευταίες ιστορικές φρεατικές εκρήξεις του κέντρου. Η ζώνη Β είναι η ζώνη επικινδυνότητας πτώσης πυροκλαστικών υλικών «βολίδων» από βαλλιστικές τροχιές. Η συγκεκριμένη ζώνη αφορά τις περιοχές που κινδυνεύουν από τα εκτοξευμένα πυροκλαστικά υλικά μιας ενδεχόμενης έκρηξης και περικλείονται από την γαλάζια γραμμή στο Σχήμα (1.8). Η ζώνη C είναι η ζώνη επικινδυνότητας βαρυτικού κύματος (tsunami) και περικλείει τις περιοχές που θα προσβαλλόταν από ένα βαρυτικό θαλάσσιο κύμα (tsunami) ίδιου μεγέθους με αυτού που προκλήθηκε με την έκρηξη του ηφαιστειακού κέντρου του Κολούμπου. Οι περιοχές αυτές είναι οι παραλίες της Βλυχάδας, της Περίσσας, του Καμαριού και του Μονόλιθου, όπου η ομαλή μορφολογία των ακτών επιτρέπει την εισβολή του θαλασσινού νερού σε απόσταση μέχρι και 200 m από την ακτή. Αυτές οι περιοχές είναι από τις πιο πυκνοκατοικημένες στο νησί της Θήρας και για αυτόν τον λόγο πρέπει να ληφθεί υπόψη στην κατάρτιση των σχεδίων της πολιτικής άμυνας σε πιθανή εκκένωση του νησιού χρησιμοποιώντας τις συγκεκριμένες παραλίες. Η ζώνη D είναι η ζώνη επικινδυνότητας τοξικών αερίων, πτώσης πυροκλαστικής στάχτης, λασποβροχών και όξινων βροχών. Αυτή η ζώνη καλύπτει όλη την περιοχή του ηφαιστειακού κέντρου της Σαντορίνης, γιατί η επικινδυνότητα των συγκεκριμένων παραγόντων εξαρτάται κατά κύριο λόγο από τη διεύθυνση και την ισχύ των ρευμάτων αέρα κατά τη διάρκεια της έκρηξης. Στον συγκεκριμένο χάρτη (Σχήμα 1.8), η ζώνη D που αφορά το ηφαιστειακό κέντρο του Κολούμπου, σχεδιάστηκε υποθέτοντας ρεύματα αέρα νοτιοδυτικής κατεύθυνσης. Η επικινδυνότητα των τοξικών αερίων είναι οπωσδήποτε πολύ υψηλότερη από εκείνη της πτώσης της πυροκλαστικής στάχτης και των λασποβροχών. Οι πτώσεις αυτές μπορούν να προσβάλλουν κατά κύριο λόγο τη γεωργική παραγωγή και λιγότερο τα έμβια όντα ενώ τα τοξικά αέρια βάζουν σε κίνδυνο το σύνολο των έμβιων όντων (Fytikas et al., 1990). 26