Προσομοίωση εδαφικών αστοχιών λόγω ρευστοποίησης στην ευρύτερη περιοχή του πολεοδομικού συγκροτήματος της Θεσσαλονίκης

Προσομοίωση εδαφικών αστοχιών λόγω ρευστοποίησης στην ευρύτερη περιοχή του πολεοδομικού συγκροτήματος της Θεσσαλονίκης Simulation of ground failures due to liquefaction in the broader urban area of Thessaloniki ΚΥΡΑΤΖΗ, Α. Α. Καθηγήτρια Σεισμολογίας, Τμήμα Γεωλογίας, ΑΠΘ ΧΑΤΖΗΠΕΤΡΟΣ, Α. Λέκτορας, Τμήμα Γεωλογίας, ΑΠΘ ΠΑΠΑΘΑΝΑΣΙΟΥ, Γ. Δρ. Γεωλογίας, Τμήμα Γεωλογίας, ΑΠΘ ΡΟΥΜΕΛΙΩΤΗ, Ζ. Δρ. Σεισμολογίας, Τμήμα Πολιτικών Μηχανικών, ΑΠΘ ΠΕΡΙΛΗΨΗ: Η εκτίμηση της επιδεκτικότητας και του δυναμικού ρευστοποίησης των εδαφικών σχηματισμών σε θέσεις γεωτεχνικών γεωτρήσεων στο πολεοδομικό συγκρότημα της Θεσσαλονίκης, εξετάζεται με βάση ένα σενάριο σεισμού. Η σεισμική διέγερση που υιοθετήθηκε, για σεισμό μεγέθους Μ6.2, αφορά διάρρηξη στο ρήγμα της Γερακαρούς, που αποτελεί την προς δυσμάς συνέχεια του ρήγματος που ενεργοποιήθηκε κατά το σεισμό του 1978 Μ6.5. Για το συγκεκριμένο σενάριο που εξετάσθηκε η περιοχή της παραλίας της πόλης έχει συγκριτικά μεγαλύτερη πιθανότητα εμφάνισης ρευστοποιήσεων. ABSTRACT: Τhe liquefaction susceptibility and the liquefaction potential of soil layers, based on data provided by in-situ tests, is assessed for the urban region of Thessaloniki, adopting a moderate M6.2 earthquake scenario. The postulated scenario assumes rupture of the Gerakarou fault segment, which is the westward continuation of the fault that ruptured during the 1978 M6.5 earthquake, and is prone to be loaded from stress transfer. The stochastically simulated ground motions, expressed in terms of PGA, predict that the most susceptible to liquefaction region, is the coastal region of the city. 1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ Η Θεσσαλονίκη, η δεύτερη σε πληθυσμό πόλη της Ελλάδας, μετά την πρωτεύουσα, είναι η πρώτη μοντέρνα αστική πόλη που το 1978 επλήγη από ισχυρό σεισμό, μεγέθους Μ6.5 σε απόσταση περίπου 30 km από την πόλη, με επίκεντρο στη γνωστή και πολλαπλώς μελετημένη λεκάνη της Μυγδονίας (Σχήμα 1). Η τεκτονική δομή της ευρύτερης περιοχής της πόλης, χαρακτηρίζεται από έναν κληρονομημένο τεκτονικό ιστό με γενική διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ, επί του οποίου δημιουργήθηκαν νεοτεκτονικά ρήγματα. Πολλά από τα ρήγματα αυτά χαρακτηρίζονται ως ενεργά με βάση γεωλογικά και σεισμολογικά δεδομένα. Οι σημαντικότερες ενεργές ρηξιγενείς ζώνες στην ευρύτερη περιοχή της Θεσσαλονίκης, σχετίζονται με το σύστημα της Μυγδονίας (λίμνες Βόλβη και Αγίου Βασιλείου), το ρήγμα του Ανθεμούντα, το ρήγμα Πυλαίας-Πανοράματος και το ρήγμα Ασβεστοχωρίου. Πρόκειται για κανονικά ρήγματα, κυρίως ΔΒΔ-ΑΝΑ έως ΒΔ-ΝΑ διεύθυνσης, τα οποία διαμορφώνουν τη μορφολογία και δημιουργούν τεκτονικά βυθίσματα, επηρεάζοντας παράλληλα και το υδρογραφικό δίκτυο. Στο Σχήμα 1 παρουσιάζεται ένας συνοπτικός γεωλογικός-τεκτονικός χάρτης της ευρύτερης περιοχής της λεκάνης Αξιού-Θερμαϊκού. Ο χάρτης είναι αποτέλεσμα της ενοποίησης και ομογενοποίησης των χαρτογραφημένων γεωλογικών σχηματισμών σε

διάφορα φύλλα κλίμακας 1:50.000 των γεωλογικών χαρτών του ΙΓΜΕ. Η ιζηματογένεση στην ευρύτερη περιοχή της λεκάνης του Θερμαϊκού δημιούργησε εκτεταμένες αποθέσεις Νεογενών (Μειοκαινικών και νεότερων) ιζημάτων σε μία λεκάνη, το σχήμα και η ηλικία της οποίας υποδεικνύουν ότι η δημιουργία της πιθανόν οφείλεται σε μεγάλες κανονικές ρηξιγενείς ζώνες ΒΔ-ΝΑ παράταξης ηλικίας Μειοκαίνου. Σχήμα 1. Συνοπτικός γεωλογικός-τεκτονικός χάρτης της ευρύτερης περιοχής της λεκάνης Αξιού-Θερμαϊκού. Με πράσινο χρώμα συμβολίζεται το γεωλογικό υπόβαθρο, με πορτοκαλί τα Νεογενή ιζήματα και με κίτρινο οι Ολοκαινικές αποθέσεις. Απεικονίζονται: τα χαρτογραφημένα ρήγματα (λεπτές μαύρες γραμμές), οι ενεργές ρηξιγενείς ζώνες σύμφωνα με τους Caputo et al. (2012) (κόκκινες γραμμές) και οι προτεινόμενες σε αυτή την εργασία μεγάλες ρηξιγενείς ζώνες που διαμόρφωσαν το βύθισμα του Θερμαϊκού μετά το Μειόκαινο (μπλε διακεκομμένες γραμμές). Τα σύμβολα + και δηλώνουν το κάτω (footwall) και άνω (hangingwall) τέμαχος κάθε ρήγματος, αντίστοιχα. Το ορθογώνιο δείχνει την περιοχή που καλύπτει το σχήμα 3. Figure 1. Simplified geologic - tectonic map of the Axios - Thermaikos Basin. Bedrock: green color, Neogene sediments: orange color, Holocene deposits: yellow color. The active faults, proposed by Caputo et al. (2012), are mapped with thin black lines, while the major tectonic features, here proposed to have formed the Thermaikos basin after the Miocene, are indicated with blue dashed lines. The footwall and hangingwall are identified with the symbols + and -, respectively. The rectangle shows the extent of figure 3. Το Σχήμα 2 αποτυπώνει την σεισμικότητα της ευρύτερης περιοχής (κύκλοι ανάλογοι του μεγέθους) και τους μηχανισμούς γένεσης των σεισμών (beach-balls) με μέγεθος Μ>4. Η πλειονότητα αυτών δείχνει δράση κανονικών ρηγμάτων, παράταξης περίπου Α-Δ, κάθετα στο σημερινό πεδίο εφελκυσμού. Οι μεγαλύτεροι σεισμοί μέχρι σήμερα συνδέονται με τις προς ανατολάς τεκτονικές δομές της πόλης. Εν τούτοις, ένας από τους πιο καταστρεπτικούς σεισμούς, σύμφωνα με τους ιστορικούς καταλόγους, που συνέβη το 1759 (MMI IX; M6.5; Papazachos and Papazachou, 2003), εκτιμάται ότι είχε επίκεντρο δυτικά της πόλης, στις εκβολές του Γαλλικού ποταμού (περιοχή Καλοχωρίου). Η γένεση του σεισμού αυτού και οι επιδημίες που τον ακολούθησαν είχαν ως επακόλουθο την καταστροφή ενός μεγάλου τμήματος της Θεσσαλονίκης και την απομάκρυνση του πληθυσμού της τότε πόλης, για τουλάχιστον δυο χρόνια. Στο υποτιθέμενο επίκεντρο του 1759 (εντός του στικτού παραλληλογράμμου στο Σχ.2), σήμερα έχουμε δράση μικρών σεισμών, με σημαντικότερη μια πρόσφατη σεισμική ακολουθία, που ξέσπασε τον Μάιο του 2012, με μέγιστο μέγεθος Μ4.0, και απόσταση από την πόλη ~8 km ΝΔ. Οι μηχανισμοί γένεσης των μεγαλύτερων

σεισμών της ακολουθίας, υποδηλώνουν τη δράση ενός ρήγματος οριζόντιας μετατόπισης (strike-slip), με παράταξη του ρηξιγενούς επιπέδου προς την πόλη της Θεσσαλονίκης, εγείροντας θέματα κατευθυντικότητας, σε περίπτωση μεγαλύτερης δόνησης. Επιπρόσθετα, η σχετικά ευθύγραμμη διαμόρφωση, πριν την ανθρωπογενή διευθέτηση, της ακτογραμμής στις εκβολές των ποταμών Αλιάκμονα, Λουδία, Αξιού και Γαλλικού (Σχήματα 1 και 2) πιθανόν να οφείλεται στην ύπαρξη ενός ρήγματος ΒΑ-ΝΔ διεύθυνσης με διεύθυνση κλίσης προς τα ΝΑ, το οποίο είναι καλυμμένο από τα Ολοκαινικά αλλουβιακά ιζήματα των ποταμών. Η γεωμετρία αυτού του πιθανού ρήγματος είναι παρόμοια με αυτή αντίστοιχων ρηγμάτων, όπως για παράδειγμα της ρηξιγενούς ζώνης του Αλιάκμονα. Λόγω του προσανατολισμού του σε σχέση με το ενεργό εφελκυστικό πεδίο, το οποίο στην περιοχή έχει διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΝΑ, αναμένεται να έχει και συνιστώσα δεξιόστροφης οριζόντιας μετατόπισης. Γενετικά, το ρήγμα αυτό μπορεί να θεωρηθεί ότι αποτελεί δευτερεύουσα δομή που δρα ως ρήγμα μεταφοράς (transfer fault) μεταξύ των μεγαλύτερων ενεργών δομών της περιοχής, ωστόσο η τοποθέτησή του σε σχέση με την πόλη της Θεσσαλονίκης το καθιστά δυνητικά εξαιρετικά επικίνδυνο. Σχήμα 2. Σεισμικότητα (κύκλοι) της ευρύτερης περιοχής της πόλης της Θεσσαλονίκης και μηχανισμοί γένεσης (beach-balls) των μεγαλύτερων σεισμών. Οι περισσότεροι μεγάλοι σεισμοί συνδέονται με την Μυγδονία λεκάνη, εντούτοις τα ιστορικά στοιχεία δείχνουν ότι ο καταστρεπτικότερος για την πόλη σεισμός του 1759 είχε ως πιθανότερο επίκεντρο το δέλτα του Γαλλικού και Αξιού ποταμού. Το παραλληλόγραμμο υποδηλώνει την περιοχή του Σχ. 3. Figure 2. Distribution of relocated seismicity in the broader region of Thessaloniki (circles) together with the focal mechanisms (beach-balls) of the stronger earthquakes, which are mostly concentrated in the Mygdonian basin. It should be noted though that the most destructive for the city event has a postulated epicenter in the present delta of Gallikos and Axios Rivers. The dashed rectangle denotes the area shown in Fig. 3. Η παρούσα εργασία κατά κύριο λόγο εστιάζεται στην εκτίμηση της επιδεκτικότητας σε ρευστοποίηση των εδαφικών σχηματισμών στο ευρύτερο πολεοδομικό συγκρότημα της πόλης, και υπολογίζεται η πιθανότητα εκδήλωσης φαινομένων ρευστοποίησης στην επιφάνεια. Για το σκοπό αυτό γίνεται χρήση και των διαθέσιμων δεδομένων από γεωτρήσεις.

Αν και αρχική μας πρόθεση ήταν η εξέταση ενός σεναρίου από την περιοχή των εκβολών του Γαλλικού ποταμού, τα διαθέσιμα σεισμολογικά και γεωλογικά στοιχεία δεν επαρκούν για να στηρίξουν κάποιο σενάριο σεισμού και οποιοδήποτε σχετικό μοντέλο θα ήταν αυθαίρετο. Για τον λόγο αυτό, ως σεισμικό σενάριο επιλέχθηκε ένα σχετικά συντηρητικό για την πόλη, και αφορά διάρρηξη ενός τμήματος ρήγματος από τις ενεργές δομές της Μυγδονίας (ρήγμα Γερακαρούς). Εξετάζουμε, δηλαδή, ένα σενάριο σεισμού από την ανατολική πλευρά της πόλης, τονίζοντας, ωστόσο, ότι η σεισμική επικινδυνότητα που οφείλεται στις προς δυσμάς πηγές δεν είναι απαραίτητα μικρότερη, αλλά ακόμα άγνωστη. 2. ΓΕΩΛΟΓΙΚΟΙ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟΙ Η πόλη της Θεσσαλονίκης βρίσκεται θεμελιωμένη εν μέρει σε πετρώματα του υποβάθρου και εν μέρει σε μετα-αλπικά ιζήματα (Σχήμα 3). Συγκεκριμένα, η ΒΑ πλευρά της πόλης (Άνω Πόλη και γύρω περιοχές) βρίσκονται στο Μεσοζωικό πρασινοσχιστολιθικό - γνευσιακό σύμπλεγμα (sch.gn) που αναπτύσσεται με γενική παράταξη ΒΔ-ΝΑ, παράλληλα στον κύριο τεκτονικό ιστό της περιοχής. Σχήμα 3. Απόσπασμα του δημοσιευμένου γεωλογικού χάρτη κλίμακας 1:50.000 (Ι.Γ.Μ.Ε., 1978). Η: Ολοκαινικές αποθέσεις, M 4 -Pli.st,m: ανώτερη ψαμμιτομαργαϊκή σειρά, M 4 -Pli.l: κατώτερη σειρά ερυθρών αργίλων, sch.gn: πρασινισχιστόλιθοι, επιγνεύσιοι και λευκοκρατικοί γνεύσιοι. Figure 3. Geological map of the area of Thessaloniki, scale 1:50.000 (published by IGME, 1978); Η: Holocene deposits, M 4 -Pli.st,m: Marbles, M 4 -Pli.l:red clays, sch.gn: schists and gneisses.

Επάνω σε αυτό το σύμπλεγμα, το οποίο αποτελεί το γεωλογικό υπόβαθρο της πόλης, αναπτύσσεται ασύμφωνα μία ιζηματογενής ακολουθία του Α. Μειόκαινου Πλειόκαινου, η οποία αποτελείται στη βάση της από μία σειρά ερυθρών αργίλων (M 4 -Pli.l) που μεταπίπτει στην ανώτερη ψαμμιτομαργαϊκή σειρά (M 4 -Pli.st,m). Η ανώτερη σειρά κατά θέσεις είναι πολύ συμπαγής, ενώ περιλαμβάνει και διάσπαρτους φακούς κροκαλοπαγών. Το μεγαλύτερο μέρος της πόλης και σχεδόν ολόκληρο το ιστορικό κέντρο της θεμελιώνεται σε Ολοκαινικές χαλαρές αποθέσεις (Η), οι οποίες αποτελούνται κυρίως από παράκτια ιζήματα και αναμοχλευμένες ερυθρές αργίλους, ενώ παρατηρούνται και αλλουβιακής προέλευσης φακοί και κοίτες κροκαλοπαγών σε θέσεις όπου κυλούσαν με ελεύθερη ροή χείμαρροι και εποχικά ρέματα. Τέλος, μεγάλα μέρη των προηγουμένων ιζημάτων καλύπτονται από ανθρωπογενείς αποθέσεις, οι οποίες δημιουργήθηκαν σε διάφορες φάσεις της ιστορικής εξέλιξης της πόλης. Ιδιαίτερη μνεία θα πρέπει να γίνει στο παλαιό και νέο παραλιακό μέτωπο, η σύγχρονη διαμόρφωση των οποίων οφείλεται αποκλειστικά σε επιχωματώσεις. 3. ΣΕΝΑΡΙΟ ΣΕΙΣΜΟΥ ΣΕΙΣΜΙΚΗ ΔΙΕΓΕΡΣΗ Καθοριστικό παράγοντα στη διαδικασία υπολογισμού του δυναμικού ρευστοποίησης των εδαφών στην ευρύτερη περιοχή της Θεσσαλονίκης αποτελούν οι παράμετροι που περιγράφουν την ισχυρή εδαφική κίνηση που αναμένεται να παρατηρηθεί στην περίπτωση ενός ισχυρού μελλοντικού σεισμού. Όπως προαναφέρθηκε, στην παρούσα εργασία εξετάστηκε ένα σενάριο σεισμού Μ6.2 στο ρήγμα της Γερακαρούς, δηλαδή στην προς τα δυτικά συνέχεια του ρήγματος που συνδέθηκε με τον καταστροφικό σεισμό μεγέθους Μ6.5 του 1978. Οι συνθετικές μέγιστες τιμές της επιτάχυνσης που απαιτούνται για την παρούσα ανάλυση υιοθετήθηκαν από την εργασία των Roumelioti et al. (2006. Οι τιμές αυτές έχουν υπολογιστεί με τη στοχαστική μέθοδο προσομοίωσης της ισχυρής εδαφικής κίνησης από πηγές πεπερασμένων διαστάσεων (Beresnev and Atkinson, 1998). a) b) Σχήμα 4: a) Μοντέλο ρήγματος που χρησιμοποιήθηκε για την προσομοίωση της ισχυρής εδαφικής κίνησης εντός του πολεοδομικού συγκροτήματος της Θεσσαλονίκης b) Κατανομή των μέγιστων τιμών της εδαφικής επιτάχυνσης στην ευρύτερη περιοχή της Θεσσαλονίκης από σενάριο σεισμού Μ6.2 στο ρήγμα της Γερακαρούς (Roumelioti et al., 2006). Figure 4: a) The fault model of the Gerakarou segment adopted in the simulations b) Distribution of PGA (in g) for the postulated rupture during a M6.2 scenario earthquake ((Roumelioti et al., 2006). Το δημοσιευμένο σενάριο σεισμού περιλαμβάνει τη διάρρηξη μιας επιφάνειας 15 11 km (Σχήμα 4a), που αντιστοιχεί σε μέγεθος M6.2. Οι μέγιστες τιμές της εδαφικής

επιτάχυνσης (Σχήμα 4b), που υπολογίστηκαν σε κάνναβο σημείων που καλύπτει το πολεοδομικό συγκρότημα της Θεσσαλονίκης, υπολογίστηκαν ως μέσοι όροι των αποτελεσμάτων από μια σειρά προσομοιώσεων που περιλάμβαναν διαφορετικά σενάρια διάρρηξης (θέση της έναρξης της διάρρηξης, κατανομή της ολίσθησης). Θα πρέπει να σημειωθεί ότι οι παράμετροι εισόδου του μοντέλου των Roumelioti et al. (2006) είχαν προηγούμενα βαθμονομηθεί από τους Theodulidis et al. (2006) χρησιμοποιώντας δεδομένα του σεισμού του 1978. 4. ΑΞΙΟΛΟΓΗΣΗ ΤΟΥ ΔΥΝΑΜΙΚΟΥ ΡΕΥΣΤΟΠΟΙΗΣΗΣ ΤΩΝ ΕΔΑΦΙΚΩΝ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΩΝ Η Θεσσαλονίκη όπως είναι δομημένη σε εδαφικούς σχηματισμούς του Ολοκαίνου και πρόσφατες αποθέσεις, παρουσιάζει υψηλό κίνδυνο ρευστοποίησης για το βασικό σεισμικό σενάριο των 475 ετών που προβλέπει ο ΕΑΚ2000, κατά κύριο λόγο κατά μήκος του παραλιακού τμήματος (Σενετάκης κ.α., 2008). Προκειμένου να γίνει καλή στρωματογραφική απεικόνιση των γεωλογικών σχηματισμών, χρησιμοποιήθηκαν πληροφορίες από όλες τις διαθέσιμες γεωτεχνικές γεωτρήσεις (SPT) οι οποίες εκτελέσθηκαν από ιδιώτες ή κρατικούς φορείς. Από τις 30 και πλέον γεωτρήσεις που εκτελέσθηκαν στο πολεοδομικό συγκρότημα της Θεσσαλονίκης, μονάχα οι 9 από αυτές (Σχήμα 5) συνάντησαν εδαφικά στρώματα, τα οποία σύμφωνα με τα κριτήρια των Bray & Sancio (2006), ταξινομούνται ως επιδεκτικά σε ρευστοποίηση με βάση το σενάριο σεισμού Μ6.2 στο ρήγμα της Γερακαρούς. Οι θέσεις αυτών των γεωτρήσεων είναι στην περιοχή των λιμενικών εγκαταστάσεων, στις προβλήτες, στην περιοχή της δυτικής εισόδου της πόλης, στο Λευκό Πύργο και στο Βασιλικό Θέατρο και στην περιοχή του ναού «Κυρίλλου και Μεθοδίου». Έτσι, για αυτούς τους εδαφικούς σχηματισμούς, υπολογίσθηκε στην συνέχεια το δυναμικό ρευστοποίησης αυτών. Για το σκοπό αυτό, σε περιβάλλον ArcGIS, συσχετίσθηκε η χωρική κατανομή της μέγιστης επιτάχυνσης, PGA, όπως αυτή εκτιμήθηκε με βάση το στοχαστικό μοντέλο προσομοίωσης, με την θέση κάθε μιας εκ των προαναφερθεισών γεωτεχνικών γεωτρήσεων. Για τον υπολογισμό του συντελεστή ασφαλείας των εδαφών fs στις επί τόπου SPT δοκιμές υιοθετήθηκε η μέθοδος των Seed και Idriss (1971) με τις τροποποιήσεις των Youd et al. (2001). Η αντίσταση στην ρευστοποίηση των εδαφικών στρωμάτων, CRR 7.5, υπολογίστηκε με βάση τη σχέση (1): 1 N1(60)cs 50 1 CRR 7.5= + + - 2 1(60)cs 1(60)cs 34-N 135 10 N +45 200 Ο λόγος των αναπτυσσόμενων ανακυκλικών τάσεων, CSR, υπολογίστηκε από τη σχέση (2): amax σvo CSR=0.65 r (2) d g σ' vo όπου amax = η μέγιστη εδαφική επιτάχυνση (PGA), g = η επιτάχυνση της βαρύτητας, σ vo = ολική κατακόρυφη τάση, σ' vo = ενεργή τάση, rd = συντελεστής μείωσης της τάσης με το βάθος z. Οι τιμές του CRR 7.5, οι οποίες υπολογίστηκαν με τη βοήθεια των παραπάνω εξισώσεων στη συνέχεια διαιρέθηκαν με το συντελεστή αναγωγής, MSF για την αντίστοιχη σεισμική διέγερση. Ο συντελεστής MSF την σεισμική διέγερση μεγέθους Μ 6.2 υπολογίστηκε από τη σχέση (3), (Youd et al., 2001): 2.56 M MSF= 2.24 (3) 10 (1)

Σχήμα 5. Χωρική κατανομή των γεωτρήσεων που χρησιμοποιήθηκαν στη συγκεκριμένη μελέτη σε σχέση με την κατανομή των μέγιστων τιμών της εδαφικής επιτάχυνσης στην ευρύτερη περιοχή της Θεσσαλονίκης από σενάριο σεισμού Μ6.2 στο ρήγμα της Γερακαρούς Figure 5. Spatial distribution of boreholes analyzed in this study in relation to the acceleration values generated by the earthquake scenario examined. Για κάθε γεώτρηση υπολογίστηκε ο δείκτης δυναμικού ρευστοποίησης, LPI και η πιθανότητα εμφάνισης φαινομένων ρευστοποίησης στην επιφάνεια, P, σύμφωνα με τους Iwasaki et al. (1982) και Papathanassiou (2008), αντίστοιχα (σχήμα 6). Εκτιμήθηκε και το πάχος του επιφανειακού, μη ρευστοποιήσιμου στρώματος, H, καθώς διαδραματίζει σημαντικό ρόλο στην εκδήλωση ή μη αστοχιών, λόγω ρευστοποίησης στην επιφάνεια. Η πιθανότητα εμφάνισης φαινομένων ρευστοποίησης υπό τη σεισμική διέγερση που υιοθετήθηκε (Πίνακας 1), είναι μεγαλύτερη του 50% σε δύο θέσεις (2 και 3), ενώ σε άλλες δύο τα εδάφη αν και ταξινομούνται ως επιδεκτικά, δεν αναπτύσσουν δυναμικό ρευστοποίησης. Η σχέση (4) υπολογισμού του δείκτη δυναμικού ρευστοποίησης είναι: z LPI = F(z)W(z)dz 0 (4) όπου z είναι το βάθος από την επιφάνεια του εδάφους και υπολογίζεται ως w(z)=10-0.5z; F(z) εξαρτάται από το συντελεστή ασφάλειας, fs, όπου F(z) =1-fs όταν fs<1 και εάν fs>1 τότε F(z)=0 ενώ η πιθανότητα εκδήλωσης επιφανειακών εκδηλώσεων φαινομένων ρευστοποίησης υπολογίστηκε με βάση τη σχέση (5): 1 Prob(liquefaction)= -(-3.092+0.218 LPI) (5) 1+e όπου LPI: δείκτης δυναμικού ρευστοποίησης

Σχήμα 6. Αποτελέσματα ανάλυσης δυναμικού ρευστοποίησης στη θέση γεώτρησης EBH11 για σεισμικό σενάριο μεγέθους 6.2 και επιτάχυνση PGA 0.25 g. Figure 6. Liquefaction potential analysis based on data provided by borehole coded as EBH11 based on a seismic scenario of magnitude M6.2 and PGA 0.25g. Πίνακας 1. Τιμές του δείκτη δυναμικού ρευστοποίησης, LPI, της πιθανότητας εμφάνισης φαινομένων ρευστοποίησης στην επιφάνεια, P και του πάχους του επιφανειακού μη ρευστοποιήσιμου στρώματος, H, όπως υπολογίστηκαν για τις θέσεις των γεωτρήσεων. Η αρίθμηση των γεωτρήσεων αντιστοιχεί στην αρίθμηση του σχήματος 5. Table 1. Values of the index Liquefaction Potential Index LPI, probability of liquefaction surface manifestation P, and the thickness of the cap non-liquefiable layer H estimated using the seismic loading of the Gerakarou scenario. The id of boreholes is relevant to the one shown in figure 5. 5. ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ Γεώτρηση LPI H (m) P (%) 1 2 6 7 2 15,3 4,5 55 3 16,95 1,9 64 4 6 3 14 5 9,56 6 26 6 - - - 7 5,5 4 12 8 - - - 9 5,64 6 12 H παρούσα έρευνα έχει συγχρηματοδοτηθεί από την Ευρωπαϊκή Ένωση (Ευρωπαϊκό Κοινωνικό Ταμείο - ΕΚΤ) και από εθνικούς πόρους μέσω του Επιχειρησιακού Προγράμματος «Εκπαίδευση και Δια Βίου Μάθηση» του Εθνικού Στρατηγικού Πλαισίου Αναφοράς (ΕΣΠΑ) Ερευνητικό Χρηματοδοτούμενο Έργο: ΘΑΛΗΣ. Επένδυση στην κοινωνία της γνώσης μέσω του Ευρωπαϊκού Κοινωνικού Ταμείου (MIS 377335).

6. ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ Beresnev, I. and Atkinson, G. (1998), FINSIM a FORTRAN program for simulating stochastic acceleration time histories from finite faults, Seism. Res. Let., 69, 27 32. Bray, J.D. and Sancio, R.B. (2006), Assessment of the Liquefaction Susceptibility of Fine- Grained Soils, Journal of Geotechnical and Geoenvironmental Engineering, ASCE, Vol. 132, No. 9, pp. 1165-1177. Caputo R., Chatzipetros A., Pavlides S. and Sboras, S. (2012), The Greek Database of Seismogenic Sources (GreDaSS): the new version, Ann. Geophysics, 55(5), 859-894, doi: 10.4401/ag-5168. Ι.Γ.Μ.Ε. (1978). Γεωλογικός χάρτης της Ελλάδας κλίμακας 1:50.000 Φύλλο Θεσσαλονίκη, Ινστιτούτο Γεωλογικών και Μεταλλευτικών Ερευνών, Αθήνα. Iwasaki, T., Arakawa, T., Tokida, K. (1982), Simplified procedures for assessing soil liquefaction during earthquakes. Proc. Conf. on Soil Dynamics and Earthquake Engineering, Southampton, UK, pp. 925 939. Papathanassiou, G. (2008), LPI-based approach for calibrating the severity of liquefactioninduced failures and for assessing the probability of liquefaction surface evidence, Engineering Geology 96, 94 104. Papazachos, B. and Papazachou, C. (2003), The earthquakes of Greece, Ziti Publications, pp. 286. Roumelioti, Z., Α. Kiratzi, Ν. Theodulidis, Α. Panou, A. Savvaidis and Benetatos, C. (2006), Earthquake ground motion scenarios in urban areas: the case of the city of Thessaloniki (northern Greece), Monograph: Geodynamics of the Balkan Peninsula, Edited by: G. Milev, pp. 303-318. Seed, H.B. and Idriss, I.M. (1971), Simplified Procedure for evaluation Soil liquefaction potential, Journal of Soil Mechanics Foundation Division, ASCE 97 SM9, pp. 1249-1273. Σενετάκης, Κ., Αναστασιάδης, Α., Πιτιλάκης Κ. (2008), Έλεγχος του κινδύνου ρευστοποίησης στη Θεσσαλονίκη, 3ο Πανελλήνιο Συνέδριο Αντισεισμικής Μηχανικής & Τεχνικής Σεισμολογίας, Άρθρο 1924. Theodulidis, N., Z. Roumelioti, A. Panou, A. Savvaidis, A. Kiratzi, V. Grigoriadis, P. Dimitriou and Chatzigogos, T. (2006), Retrospective prediction of macroseismic intensities using strong ground motion simulation: the case of the 1978 Thessaloniki (Greece) earthquake (M6.5), Bulletin of Earthquake Engineering 4(2), pp. 101-130. Youd, T.L., et al., (2001), Liquefaction resistance of soils : summary report from the 1996 NCEER and 1998 NCEER/NSF workshops on evaluation of liquefaction resistance of soils, Journal of Geotechnical and Geoenvironmental Engineering, pp. 817-833.