ΜΕΛΕΤΗ ΕΠΙΦΑΝΕΙΑΚΗΣ ΠΑΡΑΜΟΡΦΩΣΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΑΘΗΝΩΝ ΒΑΣΕΙ ΔΙΑΦΟΡΙΚΩΝ ΜΕΤΡΗΣΕΩΝ GPS ΚΑΙ ΣΥΜΒΟΛΟΜΕΤΡΙΑΣ ΡΑΝΤΑΡ

ΕΘΝΙΚΟΝ ΚΑΙ KΑΠΟΔΙΣΤΡΙΑΚΟΝ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟΝ ΑΘΗΝΩΝ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ & ΓΕΩΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΟΣ ΤΟΜΕΑΣ ΓΕΩΦΥΣΙΚΗΣ ΓΕΩΘΕΡΜΙΑΣ ΜΕΛΕΤΗ ΕΠΙΦΑΝΕΙΑΚΗΣ ΠΑΡΑΜΟΡΦΩΣΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΑΘΗΝΩΝ ΒΑΣΕΙ ΔΙΑΦΟΡΙΚΩΝ ΜΕΤΡΗΣΕΩΝ GPS ΚΑΙ ΣΥΜΒΟΛΟΜΕΤΡΙΑΣ ΡΑΝΤΑΡ ΔΙΔΑΚΤΟΡΙΚΗ ΔΙΑΤΡΙΒΗ Υπό Μιχαήλ Φουµέλη Τριµελής Συµβουλευτική Επιτροπή Ευάγγελος Λάγιος, Καθηγητής (Επιβλέπων) Ιωάννης Φουντούλης, Αναπλ. Καθηγητής Νικόλαος Βούλγαρης, Αναπλ. Καθηγητής ΑΘΗΝΑI 2009

ΕΘΝΙΚΟΝ ΚΑΙ KΑΠΟΔΙΣΤΡΙΑΚΟΝ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟΝ ΑΘΗΝΩΝ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ & ΓΕΩΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΟΣ ΤΟΜΕΑΣ ΓΕΩΦΥΣΙΚΗΣ ΓΕΩΘΕΡΜΙΑΣ ΜΕΛΕΤΗ ΕΠΙΦΑΝΕΙΑΚΗΣ ΠΑΡΑΜΟΡΦΩΣΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΑΘΗΝΩΝ ΒΑΣΕΙ ΔΙΑΦΟΡΙΚΩΝ ΜΕΤΡΗΣΕΩΝ GPS ΚΑΙ ΣΥΜΒΟΛΟΜΕΤΡΙΑΣ ΡΑΝΤΑΡ ΔΙΔΑΚΤΟΡΙΚΗ ΔΙΑΤΡΙΒΗ Υπό Μιχαήλ Φουµέλη Επταµελής Εξεταστική Επιτροπή Ευάγγελος Λάγιος, Καθηγητής (Ε.Κ.Π.Α.) Δηµήτριος Παπανικολάου, Καθηγητής (Ε.Κ.Π.Α.) Γρηγόριος Τσόκας, Καθηγητής (Α.Π.Θ.) Ευθύµιος Λέκκας, Καθηγητής (Ε.Κ.Π.Α.) Ιωάννης Φουντούλης, Αναπλ. Καθηγητής (Ε.Κ.Π.Α.) Νικόλαος Βούλγαρης, Αναπλ. Καθηγητής (Ε.Κ.Π.Α.) Ισαάκ Παρχαρίδης, Επικ. Καθηγητής (Χαροκόπειο Παν/µιο) ΑΘΗΝΑI 2009

Εκτεταµένη Περίληψη Η περιοχή µελέτης εντοπίζεται στο κεντρικό τµήµα της Αττικής και καλύπτει τον ευρύτερο χώρο του Λεκανοπεδίου Αθηνών και του Θριάσιου Πεδίου, καθώς και τους ορεινούς όγκους που τον οριοθετούν. Η υπό εξέταση περιοχή συνιστά έναν περίπλοκο γεωτεκτονικά χώρο, αφ ενός µεν λόγω της σύνθετης γεωλογικής του δοµής και του πολυτεµαχισµού του, αφ ετέρου εξ αιτίας της κάλυψης σηµαντικού τµήµατος της επιφάνειας από σύγχρονες µεταλπικές αποθέσεις, δυσχεραίνοντας πολλές φορές την άµεση γεωλογική παρατήρηση. Η περιορισµένη σεισµική δραστηριότητα της περιοχής είχε ως αποτέλεσµα την υποβάθµιση του ενεργού της τεκτονισµού, γεγονός που µε την σειρά της οδήγησε σε ελλειπή ενόργανη παρακολούθηση. Στόχος της παρούσας διατριβής υπήρξε ο ποσοτικός προσδιορισµός της τεκτονικής παραµόρφωσης του ευρύτερου χώρου των Αθηνών, µε την εφαρµογή δορυφορικών τεχνικών, προκειµένου να αποκτηθεί πληρέστερη εικόνα του σύγχρονου γεωδυναµικού καθεστώτος. Η προσπάθεια περιλάµβανε την διερεύνηση σε καθαρά τοπικό επίπεδο των επιφανειακών µικρο-µετακινήσεων και κατ επέκταση της παραµόρφωσης, βάσει διαφορικών µετρήσεων GPS καθώς και µε την εφαρµογή τεχνικών Διαφορικής Συµβολοµετρίας Ραντάρ (DInSAR). Βάσει των παρατηρήσεων DGPS επιλύονται µε ακρίβεια οι οριζόντιες συνιστώσες της κίνησης, ενώ οι µετρήσεις DInSAR εκφράζουν την παραµόρφωση στη διεύθυνση παρατήρησης του δορυφόρου, η οποία µε την σειρά της αποδίδει κυρίως τις µεταβολές της επιφάνειας στην κατακόρυφη διάσταση. Στα πλαίσια της διατριβής ιδρύθηκε το Γεωδαιτικό Δίκτυο Περιοχής Αθηνών (Athens Geodetic Network AGNET). Ο σχεδιασµός του δικτύου σύµφωνα µε τον υφιστάµενο ρηξιγενή ιστό της περιοχής και σε συνδυασµό µε τις λεπτοµερώς επιλεγµένες θέσεις εγκατάστασης των σταθµών, προσανατολίζεται κυρίως στην παρακολούθηση τοπικού χα ρακτήρα τεκτονικών κινήσεων. Ο ελάχιστος αριθµός των 28 µόνιµων σταθµών επιβλήθηκε έµµεσα από την ίδια την πολυπλοκότητα του χώρου. Στο δίκτυο συµπεριλήφθηκαν βάσει της γειτνίασής τους µε την περιοχή ενδιαφέροντος ο σταθµός CG58 (Ε.Μ.Π.) καθώς και 16 βάθρα του Κρατικού Τριγωνοµετρικού Δικτύου, ενώ αναπόσπαστο τµήµα του δύνανται να θεωρηθούν οι σταθµοί συνεχούς καταγραφής NOA1 (Ε.Α.Α.), METO (METRICA Α.Ε.) και UoA1 (Ε.Κ.Π.Α.) που λειτουργούν στην περιοχή. Της ίδρυσης και της πρώτης µέτρησης του τοπικού δικτύου το 2005, ακολούθησαν ετήσιες επαναµετρήσεις (έως το 2007), ενώ συµπληρωµατικές µετρήσεις σε επιλεγµένους σταθµούς έλαβαν χώρα το 2008. Κατά την διάρκεια της πρώτης εποχής παρατήρησης έλαβε χώρα και η µέτρηση των τριγωνοµετρικών βάθρων του Κ.Τ.Δ., ενώ η επαναµέτρησή τους πραγµατοποιήθηκε την εποχή 2008.62. Ενδιάµεσα των βασικών επαναµετρήσεων διεξάχθηκαν επί πλέον παρατηρήσεις, προκειµένου να εµπλουτισθούν τα υπάρχοντα δεδοµένα (εποχή 2006.96). Το σύστηµα αναφοράς υλοποιήθηκε από τις συντεταγµένες και τις ταχύτητες του σταθµού συνεχούς καταγραφής του Διονύσου (DION G) του Κέντρου Δορυφόρων Διονύσου του Ε.Μ.Π. στο ITRF2000. Σε ότι αφορά τα δεδοµένα Ραντάρ επιλέχθηκαν συνολικά 53 απεικονίσεις των δορυφορικών συστηµάτων ERS και ENVISAT του Ευρωπαϊκού Οργανισµού Διαστήµατος, για το χρονικό διάστηµα 1992-2004 (~11,7 yr) και 2002-2007 (~4,8 yr), αντιστοίχως, λαµβάνοντας σηµαντικό µέρος των διαθέσιµων εικόνων αρχείου των επιλεγµένων τροχιών. Του καθορισµού των βέλτιστων παραµέτρων, ακολούθησε η αυτοµατοποίηση των επί µέρους σταδίων επεξεργασίας για την παραγωγή του συνόλου των εφικτών συµβολοµετρικών ζευγών. Συνολικά παρήχθησαν 613 διαφορικά συµβολογραφήµατα µεταξύ απεικονίσεων του ίδιου δορυφορικού συστήµατος, εκ των οποίων τα 231 αφορούσαν την i

περίοδο προγενέστερα του σεισµού των Αθηνών, 267 συν-σεισµικά διαφορικά συµβολογραφήµατα και 115 την περίοδο µεταγενέστερα του σεισµού. Η προσπάθεια παραγωγής διαφορικών συµβολογραφηµάτων µεταξύ των συστηµάτων ERS-ENVISAT δεν υπήρξε εφικτή, γεγονός που σε συνδυασµό µε προβλήµατα σε SAR απεικονίσεις του συστήµατος ERS ληφθέντων µεταγενέστερων του 2002, είχε ως αποτέλεσµα την αδυναµία εξέτασης των διαφορικών επιφανειακών κινήσεων για το διάστηµα 2000-2002. Εκ του συνόλου των παραχθέντων διαφορικών συµβολογραφηµάτων αξιοποιήθηκαν αποκλειστικά εκείνα µε εγκάρσιο άνυσµα βάσης Β 200 m. Κατά αντιστοιχία των παρατηρήσεων DGPS, η λήψη της αναφοράς σε περιοχή εµφάνισης του αυτόχθονου αλπικού υποβάθρου εξυπηρετεί άµ εσα τους στόχους της διατριβής, ενώ διασφαλίζει την συµβατότητα µεταξύ των επί µέρους τεχνικών. Στην προκειµένη περίπτωση λήφθηκαν υπ όψιν τα διαχρονικά υψηλά επίπεδα συνάφειας, ενώ περιοριστικό παράγοντα αποτέλεσε η παρουσία αναγλύφου. Ως καταλληλότερη κρίθηκε η περιοχής της Πανεπιστηµιούπολης στους δυτικούς πρόποδες του Υµηττού, θέση όπου είναι εγκατεστηµένος και σταθµός συνεχούς καταγραφής GPS (UoA1). Δεδοµένης της παρουσίας χρονικής ασυνέχειας µε την εκδήλωση του σεισµού των Αθηνών την 7η Σεπτεµβρίου 1999, θεωρήθηκε σκόπιµος, κατά την εξέταση της διαχρονικής συνιστώσας της παραµόρφωσης, ο διαχωρισµός του υπό εξέταση χρονικού διαστήµατος σε επί µέρους περιόδους, προγενέστερα και µεταγενέστερα του σεισµικού γεγονότος. Στην προκειµένη περίπτωση η ανάλυση περιλάµβανε τόσο παρατηρήσεις DGPS, όσο και την εφαρµογή της τεχνικής Σώρευσης Διαφορικών Συµβολογραφηµάτων. Η αναλυτική µελέτη της ίδιας της σεισµικής ακολουθίας και των επακόλουθων προ-, συν- και µετασεισµικού επιφανειακών παραµορφώσεων πραγµατοποιείται χωριστά, βάσει αποκλειστικά συµβατικών παρατηρήσεων DInSAR. Η αδυναµίας ακριβούς προσδιορισµού των κατακόρυφων µικρο-µετακινήσεων των σταθµών του γεωδαιτικού δικτύου, δεν επέτρεψε την σύγκριση των παρατηρήσεων DGPS µε εκείνα της Σώρευσης. Στην περίπτωση του σεισµού των Αθηνών η αναγνώριση ενδεχόµενων προσεισµικών παραµορφώσεων στην επιφάνεια µέσω των παρατηρήσεων DInSAR δεν υπήρξε εφικτή. Σηµαντικές ωστόσο πληροφορίες προέκυψαν κατά την εξέταση του συν-σεισµικού πεδίου επιφανειακής παραµόρφωσης. Η µορφή του µε δύο ανεξάρτητα κέντρα παραµόρφωσης υποδηλώνει την ενεργοποίηση εκτός της κύριας και δευτερεύουσας ρηξιγενούς δοµής ανατολικά της επικεντρικής περιοχής. Η χωρική συνέχεια των κροσσών συµβολής επιβεβαιώνει την διακοπή της διάδοσης αµφότερων των διαρρήξεων προς την επιφάνεια. Σε απόσταση µόλις 1,7 km ΝΑ του επικέντρου του κύριου σεισµού εντός του Θριασίου Πεδίου εντοπίζεται η περιοχή µέγιστης συν-σεισµικής παραµόρφωση που αντιστοιχεί σε 74 mm (~2,5 κροσσούς συµβολής) καθοδικής κίνησης της επιφάνειας. Εξετάζοντας συν-σεισµικά διαφορικά συµβολογραφήµατα διαφορετικής χρονικής κάλυψης της µετασεισµικής περιόδου, επετράπη η αναγνώριση µέρους της µετασεισµικής επιφανειακής παραµόρφωσης, η οποία εκτιµάται σε τουλάχιστον 29 mm για το διάστηµα Σεπτεµβρίος 1999 Δεκέµβριος 1999 (~2,9 µήνες). Στο παραπάνω µέγεθος οφείλει να προστεθεί η παραµόρφωση των πρώτων ηµερών της µετασεισµικής ακολουθίας, της οποίας ο υπολογισµός βάσει των διαθέσιµων SAR δεδοµένων δεν υπήρξε εφικτός. Η αύξηση της παρατηρούµενης επιφανειακής παραµόρφωσης κατά την εξέλιξη της µετασεισµικής ακολουθίας συνοδεύεται από επέκταση του πεδίου προς τα ανατολικά, αυξάνοντας σταδιακά την ελλειπτικότητά του σε διεύθυνση σχεδόν Α -Δ, µε ταυτόχρονη απόκτηση χαρακτηριστικής ασυµµετρίας. Αντίστοιχη είναι η τάση µετακίνησης προς τα ΝΑ της περιοχής µέγιστων παραµορφώσεων, υπογραµµίζοντας την κατευθυντικότητα του φαινοµένου. ii

Σε ότι αφορά την διαχρονική συνιστώσα της παραµόρφωσης, η κινηµατική του χώρου αρχίζει να διαφαίνεται εξετάζοντας τις µικρο-µετακινήσεις του γεωδαιτικού δικτύου για χρονικά διαστήµατα µεγαλύτερα των δύο ετών, µε την σύγκριση των ετήσιων επαναµετρήσεων να εµφανίζουν µια γενικότερη τάση υπερεκτίµησης των κινήσεων, χωρίς να είναι ταυτόχρονα αντιπροσωπευτικές του υφιστάµενου τεκτονικού καθεστώτος. Οι παρατηρούµενες µικρο-µετακινήσεις στα τριγωνοµετρικά βάθρα επιβεβαιώνουν τις αντίστοιχες κινήσεις των γειτονικών τους σταθµών του δικτύου AGNET. Η εξέταση του πεδίου των ταχυτήτων, βάσει του συνόλου των παρατηρήσεων, έλαβε χώρα αρχικά ως προς τον Κόσµο (ITRF2000) και την Ευρώπη (ETRF2000), µε σκοπό την αναγνώριση των µεγάλης κλίµακας διαφοροποιήσεων του χώρου και εν συνεχεία ως προς τον τοπικό σταθµό αναφοράς DION, για την εξέταση των τοπικού χαρακτήρα σχετικών κινήσεων εντός της υπό µελέτη περιοχής. Το κινηµατικό πλαίσιο χαρακτηρίζεται από την κυρίαρχη προς βορρά συνιστώσα κίνησης των περιοχών στο βόρειο τµήµα του δικτύου και συγκεκριµένα της Πάρνηθας, των Άνω Λιοσίων, της Κηφισιάς και του βόρειου τµήµατος του Λεκανοπεδίου Αθηνών, αλλά και την προς τα δυτικά συνιστώσα στην ευρύτερη περιοχή του Θριασίου Πεδίου. Αναγνωρίζονται περιοχές µε αξιόλογες κινήσεις. Σύµφωνα µε τις παρατηρήσεις DGPS και Σώρευσης, στον ευρύτερο χώρο εκδήλωσης του σεισµού των Αθηνών εξακολουθούν να παρατηρούνται οι υψηλότεροι ρυθµοί τεκτονικής παραµόρφωσης. Οι σηµαντικότερες από άποψης µεγέθους ορ ιζόντιες ταχύτητες ως προς Διόνυσο (6-10 mm/yr), βάσει παρατηρήσεων DGPS, παρατηρούνται στο ορεινό συγκρότηµα της Πάρνηθας, στο Θριάσιο Πεδίο αλλά και στο βόρειο τµήµα της λεκάνης των Αθηνών. Στους υπόλοιπους χώρους, εκτός ορισµένων τοπικού χαρακτήρα διαφοροποιήσεων, παρατηρούνται αρκετά χαµηλότερες ταχύτητες, όντας πρακτικά αµ ελητέες στους ορεινούς όγκους του Υµηττού και της Πεντέλης. Χαµηλότεροι εµφανίζονται οι ρυθµοί κίνησης στην κατακόρυφη συνιστώσα µεταξύ των επί µέρους περιοχών εµφάνισης του αλπικού υ ποβάθρου, σύµφωνα µε τα αποτελέσµατα Σώρευσης, µε χαρακτηριστικές τις ανυψωτικές τάσεις στον ευρύτερο χώρο της Πάρνηθας, ιδιαίτερα στο ΒΑ της τµήµα (έως περίπου 2,5 mm/yr) αλλά και τις καθοδικές κινήσεις του ΝΑ της περιθωρίου µε κατά µέσο όρο 1,7 mm/yr. Το εντατικό πεδίο όπως αυτό εκφράζεται από τον ενιαίο τανυστή παραµόρφωσης βάσει των γεωδαιτικών παρατηρήσεων (οριζόντιες ταχύτητες GPS) για το διάστηµα 2005-2008, αποδίδει σε σηµαντικό βαθµό το κινηµατικό πλαίσιο του ευρύτερου χώρου, µε εφελκυσµό σε ΒΒΔ-ΝΝΑ διεύθυνση (Β 353 ). Σε τοπικό επίπεδο η κινηµατική εικόνα της περιοχής καθορίζεται από τον κυρίαρχο ΒΒΑ-ΝΝΔ εφελκυσµού στο χώρο του Θριασίου, σχεδόν εγκάρσιος στο µέτωπο του ορεινού όγκου της Πάρνηθας, όπου παρατηρούνται οι υψηλότεροι ρυθµοί εφελκυστικών τάσεων (1,68 ±0,02 µstrain/yr), καθώς και του ΒΒΔ-ΝΝΑ εφελκυσµού του βόρειου τµήµατος της Λεκάνης Αθηνών. Καθεστώς συµπίεσης ΔΒΔ- ΑΝΑ προσανατολισµού, µικρότερης τάξης µεγέθους (-0,49 ±0,06 µstrain/yr) των αντίστοιχων εφελκυστικών τάσεων, παρατηρείται στο ΝΑ τµήµα του λεκανοπεδίου. Οι παρατηρούµενες συµπιεστικές τάσεις δεν αποδίδονται σε παραµόρφωση µεταξύ του αµεταµόρφωτου και µεταµορφωµένου αλπικού υποβάθρου, αλλά µεταξύ των γεωδαιτικών σταθµών στον κεντρικό άξονα της Λεκάνης Αθηνών και εκείνων επί του ορεινού όγκου του Υµηττού, µε ρυθµούς της τάξεως του 1,0 mm/yr. Χαρακτηριστική είναι η συµµετοχή των διατµητικών τάσεων, µε τις υψηλότερες τιµές ολικής διάτµησης (1,05 ±0,01 µstrain/yr) να λαµβάνουν χώρα στα ανατολικά περιθώρια του ορεινού συγκροτήµατος της Πάρνηθας και στη περιοχή συµβολής του µε το Όρος Ποικίλο. Αντίστοιχη είναι η εικόνα κατά την εξέταση της κινηµατικής της Ρηξιγενούς Ζώνης Θριασίου βάσει των παρατηρήσεων DGPS, µε σταδιακή δεξιόστροφη µεταβολή του προσανατολισµού του κύριου άξονα εφελκυσµού (κατά ~8 ) και αύξηση των διατµητικών τάσεων µεταβαίνοντες προς τα ανατολικά. iii

Οι υψηλότεροι ρυθµοί συσσώρευσης τεκτονικών τάσεων περιορίζονται εντός του καλύµµατος των αµεταµόρφωτων αλπικών σχηµατισµών και ιδιαίτερα στην περιοχή της Πάρνηθας και του Θριασίου Πεδίου, όπου η παρουσία ασυνεχειών του πεδίου µικρο-µετακινήσεων εκφράζει έµµεσα τη επίδραση του σύγχρονου ρηγµατογόνου τεκτονισµού. Στους παραπάνω χώρους το κύριο µέρος των παρατηρούµενων τεκτονικών παραµορφώσεων φαίνεται να ελέγχεται από ρηξιγενείς ζώνες διεύθυνσης ΔΒΔ-ΑΝΑ, οι οποίες καθορίζουν και τα όρια των ενεργών ρηξιτεµαχών της περιοχής. Σύµφωνα µε τις εκτιµώµενες εφελκυστικές τάσεις στις επί µέρους ρηξιγενείς ζώνες βάσει του πεδίου οριζόντιων ταχυτήτων GPS, αλλά και των σχετικών κινήσεων µεταξύ των επί µέρους ρηξιτεµαχών στην κατακόρυφη συνιστώσα, σύµφωνα µε τα αποτελέσµατα Σώρευσης, τις σχετικά πιο ενεργές ρηξιγενής ζώνες αποτελούν εκείνες του Θριασίου και της Φυλής, µε σηµαντικό µέρος της παραµόρφωσης να φιλοξενείται και από άλλες παρ όµοιου κυρίως προσανατολισµού ρηξιγενείς δοµές. Εξαίρεση αποτελούν οι περιθωριακές ζώνες της Ανατολικής Πάρνηθας και του Δυτικού Ποικίλου, ΒΒΑ-ΝΝΑ προσανατολισµού, κατά µήκος των οποίων φαίνεται να συσσωρεύετε µέρος των παραµορφώσεων, οριοθετώντας ταυτόχρονα προς τα ανατολικά τους χώρους µε τους υψηλότερους ρυθµούς παραµόρφωσης. Στο ανατολικό περιθώριο της περιοχής µελέτης χαρακτηριστική είναι η ενιαία συµπεριφορά της συνολικής µάζας του µεταµορφωµένου αλπικού υποβάθρου, µε περιορισµένες χωρικές διακυµάνσεις τόσο σε ότι αφορά τις οριζόντιες, όσο και τις κατακόρυφες µικρο-µετακινήσεις. Ο συνεχής χωρικός χαρακτήρας των αποτελεσµάτων Σώρευσης επέτρεψε την αναγνώριση µη τεκτονικής φύσεως επιφανειακών παραµορφώσεων, στην πλειονότητά τους καθιζήσεις, εντός των µεταλπικών λεκανών, όπου απαντούν σχετικά σύγχρονες αποθέσεις. Αντίστοιχου χαρακτήρα κινήσεις επί των ορεινών όγκων λαµβάνουν καθαρά τοπικό χαρακτήρα και σχετίζονται κυρίως µε φαινόµενα αστάθειας των εδαφών. Ενδιαφέρον παρουσιάζει η ενίσχυση των παρατηρούµενων καθιζήσεων στις αρχές της δεκαετίας του 1990 σχεδόν στο σύνολο του λεκανοπεδίου. Σε ορισµένες περιοχές προηγούµενων έντονων καθιζήσεων (Νέα Κηφισιά και Εκάλη) παρατηρούνται πλέον ανυψωτικού χαρακτήρα κινήσεις. Η έκταση και τα µεγέθη των σύγχρονων επιφανειακών καθιζήσεων δεν θεωρούνται κρίσιµα (<2,0-3,0 mm/yr), εκτός ορισµένων τοπικών εξαιρέσεων κυρίως στο ΝΑ τµήµα του λεκανοπεδίου, µε χαρακτηριστική την περίπτωση του Μοσχάτου, όπου εξακολουθούν να παρατηρούνται υψηλότεροι ρυθµοί καθίζησης. iv

Ευχαριστίες Θα ήθελα να ευχαριστήσω αρχικά την τριµελή µου επιτροπή, και ιδιαίτερα τον επιβλέποντα Καθηγητή Ευάγγελο Λάγιο για την άρτια επίβλεψη της διατριβής, την επιστηµονική συγκρότηση και µεθοδικότητα που προσπάθησε να µου εµφυσήσει καθώς και την όλη καθοδήγηση και στήριξη τόσο σε επιστηµονικό όσο και σε προσωπικό επίπεδο. Τον Αναπληρωτή Καθηγητή Ιωάννη Φουντούλη για τις ατελείωτες συζητήσεις και την συνεχή διαθεσιµότητα και βοήθεια σε όλα της τα στάδια, καθώς και τον Αναπληρωτή Καθηγητή Νικόλαο Βούλγαρη για την συµβολή του στα σεισµολογικά θέµατα και τις πρόσφορες ιδέες του. Τον Επίκουρο Καθηγητή Ισαάκ Παρχαρίδη για την άτυπη επίβλεψη σε θέµατα Συµβολοµετρίας Ραντάρ, χωρίς την συµβολή του οποίου η διατριβή δεν θα λάµβανε την παρούσα της µορφή. Τους Καθηγητές Δηµήτριο Παπανικολάου και Ευθύµιο Λέκκα για την συνεισφορά τους στο στάδιο ερµηνείας των αποτελεσµάτων και απόκτησης σφαιρικής αντίληψης του προβλήµατος. Τον Δρ. Βασίλη Σακκά για την συνολική του βοήθεια, καθοδήγηση και συναδελφικότητα. Τον Καθηγητή Δηµήτριο Παραδείση για τις δηµιουργικές συζητήσεις και την συµβολή του στην κατανόηση γεωδαιτικών θεµάτων. Τους Δρ. Ιορδάνη Γαλάνη και Αγγελική Μαρίνου για την βοήθεια τους στην επίλυση πρακτικών γεωδαιτικών προβληµάτων και την αξιολόγηση των αποτελεσµάτων. Η ολοκλήρωση της παρούσας διατριβής δεν θα ήταν εφικτή χωρίς τη βοήθεια κατά τη διάρκεια των παρατηρήσεων υπαίθρου ορισµένων συναδέλφων και φίλων, Γ. Καπλανίδη, Α. Ρούτη, I. Bouazza, Χ. Φίλη, Ν. Καραλέµα, Λ. Γουλιώτη, Ε. Παπαγεωργίου, Κ. Χουσιανίτη, Κ. Βλάχου και Θ. Χατούπη τους οποίους και ευχαριστώ βαθύτατα. Οφείλω τέλος τα µέγιστα στην µητέρα µου για την διαχρονική της στήριξη. Η παρούσα διατριβή εκπονήθηκε στα πλαίσια του προγράµµατος ενίσχυσης ερευνητικού δυναµικού ΠΕΝΕΔ 2003, το οποίο συγχρηµατοδοτείται (i) από την Ευρωπαϊκή Ένωση (75%), (ii) την Γενική Γραµµατεία Έρευνας και Τεχνολογίας του Υπουργείου Ανάπτυξης της Ελληνικής Δηµοκρατίας (25%) και (iii) από τον Ιδιωτικό Τοµ έα TerraMentor EOOS, στα πλαίσια του Μέτρου 8.3 του Ε.Π. Ανταγωνιστικότητα Γ Κοινοτικό Πλαίσιο Στήριξης. v

Γεωγραφική Τοποθέτηση Η περιοχή µελέτης εντοπίζεται στο κεντρικό τµήµα της Αττικής *, καλύπτοντας ουσιαστικά την ευρύτερη περιοχή του Λεκανοπεδίου Αθηνών και του Θριάσιου Πεδίου, συµπεριλαµβανοµένων των ορεινών όγκων που την οριοθετούν. Το Λεκανοπέδιο Αθηνών αποτελεί µια χαµηλού υψοµέτρου (~400 m) επιµήκη λεκάνη ΒΑ-ΝΔ διεύθυνσης, έκτασης περίπου 537 km 2, µε µήκος και πλάτος 28 km και 16 km αντιστοίχως. Ορίζεται από τα όρη Πάρνηθα (1413 m) προς τα ΒΒΔ, Πεντέλη (1108 m) προς τα ΒΑ, Υµηττό (1027 m) προς τα ανατολικά και Αιγάλεω (468 m) µαζί µε την προς Βορρά προέκτασή του (Ποικίλο όρος) προς τα δυτικά, ενώ προς τα νοτιοδυτικά ανοίγεται στον Σαρωνικό Κόλπο. Στο εσωτερικό του λεκανοπέδιου και κατά µήκος του κεντρικού του άξονα αναπτύσσεται µια διακοπτόµενη σειρά από λόφους, που αποτελείται από ΒΑ προς τα ΝΔ από τους λόφους των Τουρκοβουνίων και Γαλατσίου (338 m), το Λυκαβηττό (277 m), την Ακρόπολη (156 m), τον Άρειο Πάγο (115 m), το λόφο των Νυµφών (104 m), την Πνύκα (109 m), το Φιλοπάππου (147 m) και τον Αγοραίο Κολωνό (68 m). Εντός του λεκανοπεδίου απαντούν αρκετοί µικρότεροι λόφοι και γήλοφοι, οι σπουδαιότεροι εκ των οποίων στο µεν ανατολικό τµήµα ο λόφος του Αρδηττού (133 m) και ο λόφος της Σικελίας (78 m), στο δε δυτικό τµήµα ο λόφος του Στρέφη (163 m), ο λόφος Σκουζέ (67 m) και στον Πειραιά οι λόφοι της Καστέλας (87 m) και της Πειραϊκής (48 m). Στα ανατολικά του Λεκανοπέδιου Αθηνών εκτείνεται η λεκάνη των Μεσογείων, ενώ στα δυτικά το Θριάσιο Πεδίο, το οποίο προς Βορρά οριοθετείτε από την Πάρνηθα. Το Θριάσιο Πεδίο διαθέτει σχεδόν παραλληλόγραµµο σχήµα και καταλαµβάνει έκταση περίπου 78 km 2. Στο ανατολικό του περιθώριο και παράλληλα µε την διεύθυνση του Αιγάλεω και του Ποικίλου Όρους, αναπτύσσεται µια λοφοσειρά που περιλαµβάνει τους λόφους Σκαλιστήρι (221 m), Κάστρο Ζάστανη (181 m) και Μυτούλα (102 m). Από άποψη µορφολογικών κλίσεων το κεντρικό τµήµα του λεκανοπεδίου, µε εξαίρεση τους λόφους που αναπτύσσονται στο εσωτερικό του, καθώς και η λεκάνη του Θριάσιου, παρουσιάζουν ήπ ιες µορφολογικές κλίσεις που κυµαίνονται από 1,5-6,5%. Τις εντονότερες διακυµάνσεις παρουσιάζει η Πάρνηθα µε τιµές που φτάνουν το 75% στα ΝΔ πρανή της, όντας οι υψηλότερες τιµές στην ευρύτερη περιοχή και σηµατοδοτώντας την παρουσία εκτεταµένων φαινόµενων κατά βάθος διάβρωσης. Αντίθετα στο ΒΑ τµήµα του ορεινού όγκου παρατηρούνται σχετικά πιο ήπιες µορφολογικές κλίσεις που κυµαίνονται από 22-28%. Σηµαντική διαβάθµιση των κλίσεων από 7% έως και 24% εµφανίζει το Πεντελικό Όρος, µε σταδιακή µείωση καθώς εισερχόµαστε στο εσωτερικό του λεκανοπεδίου. Τα πρανή στο όρος Υµηττός παρουσιάζουν σχεδόν σταθερές µορφολογικές κλίσεις που κυµαίνονται από 23-25%. Εντός του λεκανοπεδίου απουσιάζουν ποτάµια µε την έννοια της συνεχούς ροής, µε το σύνολό τους να αποτελούν χείµαρρους που παρουσιάζουν εποχιακή ροή κυρίως µετά από περιόδους έντονων βροχοπτώσεων, εκ των οποίων τα περισσότερα είναι εγκιβωτισµένα και ακολουθούν πλέον τεχνητά διαµορφωµένες κοίτες (Παπαπέτρου-Ζαµάνη et al., 1989; Gournelos & Maroukian, 1990; Παυλόπουλος, 1997). Το µεγαλύτερο µέρος του λεκανοπεδίου αποστραγγίζεται από τη λεκάνη απορροής του Κηφισού Ποταµού στα δυτικά καθώς και από εκείνη του Ιλισού στα ανατολικά. Ο µεν Κηφισός ακολουθεί µια διεύθυνση παράλληλη µε εκείνη του λεκανοπεδίου, ο δε Ιλισός διασχίζει τις πλαγιές του Υµηττού, * Η αρχαία ονοµασία της Αττικής ήταν Ακτή, που αργότερα έγινε Ακτική ή και Ακταία, µετά Ατθίδα και τέλος Αττική (Νέζης, 2002). vi

εκβάλλοντας αµφότεροι στο Φαληρικό Όρµο (Παυλόπουλος et al., 2005). Στην περιοχή του Θριάσιου εντοπίζεται ο Θριάσιος Κηφισός ή Σαρανταπόταµος στα δυτικά και ο Γιαννούλας Ποταµός στα ανατολικά, που αποστραγγίζουν σηµαντική έκταση της Πάρνηθας και των δυτικότερων ορεινών όγκων και εκβάλλουν γειτονικά της Ελευσίνας και της παραλίας Ασπροπύργου, αντιστοίχως. Η αναγνώρισης της φυσικής ροής των π οτάµιων συστηµάτων δεν είναι πάντα εφικτή, ιδιαίτερα εντός της αστικής περιοχής των Αθηνών, λόγω των εκτεταµένων ανθρωπογενών παρεµβάσεων (διευθετήσεις και καλύψεις ρεµάτων, ανοικοδόµηση, κατασκευή οδικών αρτηριών, κ.ο.κ.). Γεωγραφική θέση περιοχής µελέτης (γραµµοσκιασµένη περιοχή). Απεικονίζονται τα επί µέρους φύλλα χαρτών της Γ.Υ.Σ. (µαύρο περιθώριο) που καλύπτουν την περιοχή ενδιαφέροντος, καθώς επίσης και τα όρια των δορυφορικών απεικονίσεων Ραντάρ (κόκκινο περιθώριο) που χρησιµοποιήθηκαν στην διατριβή (οι κωδικοί αντιστοιχούν στις τροχιές των λήψεων). Η αστική περιοχή εντός του λεκανοπεδίου αγγίζει το 62%, εκ των οποίων το 35% αντιστοιχεί σε δοµηµένες εκτάσεις σε ποσοστό 80-100%, ενώ το υπόλοιπο 27% συνιστά περιοχές αραιής δόµησης µε ακάλυπτες περιοχές και αστικό πράσινο (Αντωνίου, 2000). Την πυκνότερη δόµηση εµφανίζουν οι περιοχές του Κέντρου, του Χαϊδαρίου, της Ν. Σµύρνης και της Ηλιούπολης µε ποσοστό που κυµαίνεται από 60 έως και 85% καθώς και οι παράκτιες περιοχές του Πειραιά και του Φαλήρου µε ποσοστό περίπου στο 89%. Στην περιοχή του Θριάσιου Πεδίου τα σηµαντικότερα οικιστικά κέντρα αποτελούν η Ελευσίνα, ο Ασπρόπυργος, η Μάνδρα και η Μαγούλα. Σύµφωνα µε µελέτη που αφορά την επέκταση του αστικού ιστού από το 1875 έως το 1995 (Μαλούτας, 2000), οι περιοχές του Κέντρου, του Πειραιά, της Καστέλας, της Κηφισιάς, του Αµαρουσίου καθώς και των Αχαρνών, συνιστούν τα παλαιότερα οικιστικά κέντρα του Λεκανοπεδίου Αθηνών. Αντιστοίχως, εντός του Θριάσιου Πεδίου παλαιά αστικά κέντρα αποτελούν η Ελευσίνα και ο Ασπρόπυργος, ενώ στην περιοχή των Μεσόγειων το Κορωπί. vii

Σκοπός Μεθοδολογία Η ευρύτερη περιοχή των Αθηνών συνιστά έναν περίπλοκο γεωτεκτονικά χώρο, αφ ενός µεν λόγω της γεωλογικής του δοµής και του πολυτεµαχισµού του, αφ ετέρου εξαιτίας της κάλυψης σηµαντικού τµήµατος της περιοχής από σύγχρονες µεταλπικές αποθέσεις, δυσχεραίνοντας την δυνατότητα άµεσης γεωλογικής παρατήρησης. Κύριος στόχος της παρούσας διατριβής υπήρξε ο ποσοτικός προσδιορισµός της τεκτονικής παραµόρφωσης του ευρύτερου χώρου των Αθηνών, προκειµένου να αποκτηθεί πληρέστερη εικόνα του σύγχρονου γεωδυναµικού καθεστώτος της περιοχής. Παρά το γεγονός ότι το γενικότερο εντατικό πεδίο του χώρου έχει επιτυχώς προσδιορισθεί στο παρελθόν βάσει γεωλογικών, σεισµολογικών και ευρείας κλίµακας γεωδαιτικών παρατηρήσεων, απουσιάζει η πλήρης περιγραφή των τοπικού χαρακτήρα σχετικών τεκτονικών µικρο-µετακινήσεων καθώς και των χωρικών µεταβολών του πεδίου των τάσεων, παραµέτρους στις οποίες επικεντρώθηκε η παρούσα διατριβή. Η οριοθέτηση των επί µέρους ρηξιτεµαχών και ο ακριβής ποσοτικός προσδιορισµός των σχετικών τους κινήσεων, η εκτίµηση του βαθµού δραστηριότητας των υφιστάµενων ρηξιγενών ζωνών καθώς και η αναγνώριση ενδεχόµενων καλυµµένων ενεργών δοµών εντός του οικιστικού συγκροτήµατος της πρωτευούσης, αποτέλεσαν συµπληρωµατικούς στόχους της διατριβής. Προς αυτή την κατεύθυνση εφαρµόστηκαν οι κ αθιερωµένες και ευρέως χρησιµοποιούµενες δορυφορικές τεχνικές των διαφορικών GPS (DGPS) και της Διαφορικής Συµβολοµετρίας Ραντάρ (DInSAR), που επιτρέπουν την αναγνώριση και υπολογισµό, µε ακρίβεια της τάξης των µερικών χιλιοστών ανά έτος, µικρο-µετακινήσεων της επιφάνειας του εδάφους. Η συµπληρωµατική φύση των τεχνικών ως προς την ακρίβεια καταγραφής συγκεκριµένων συνιστωσών του πεδίου παραµόρφωσης, καθιστά πλέον απαραίτητη την παράλληλη εφαρµογή τους, ιδιαίτερα σε χώρους ασθενούς σχετικά τεκτονικής δραστηριότητας. Εξετάζεται επίσης η δυνατότητα σύγκρισης των αποτελεσµάτων των επί µέρους τεχνικών, µε σκοπό την τεκµηρίωση της αξιοπιστίας των αποτελεσµάτων, λαµβάνοντας υπ όψιν φυσικά περιορισµούς που επιβάλλει η φύση των τεχνικών και το βραχύ χρονικό εύρος των παρατηρήσεων. Επί µέρους περίοδοι εξέτασης της επιφανειακής παραµόρφωσης στην περιοχή µελέτης, βάσει µετρήσεων DGPS και DInSAR, σε σχέση µε τον σεισµό των Αθηνών (7η Σεπτεµβρίου 1999). Η διαγραµµισµένη περιοχή αναφέρεται σε χρονικό διάστηµα όπου δεν υπήρξε εφικτή η παρατήρηση. viii

Δεδοµένης της παρουσίας χρονικής ασυνέχειας στο πεδίο των µικρο-µετακινήσεων, µε την εκδήλωση του σεισµού των Αθηνών (7η Σεπτεµβρίου 1999), θεωρήθηκε σκόπιµος για την επιτυχή εξέταση της διαχρονικής συνιστώσας της παραµόρφωσης ο διαχωρισµός του υπό εξέταση χρονικού διαστήµατος σε επί µέρους περιόδους, προγενέστερα και µεταγενέστερα του σεισµικού γεγονότος. Στην προκειµένη περίπτωση η ανάλυση περιλάµβανε τόσο παρατηρήσεις DGPS, όσο και την εφαρµογή της τεχνικής Σώρευσης Διαφορικών Συµβολογραφηµάτων. Η αναλυτική µελέτη της ίδιας της σεισµικής ακολουθίας και των επακόλουθων προ-, συν- και µετασεισµικών επιφανειακών παραµορφώσεων πραγµατοποιείται χωριστά, βάσει αποκλειστικά συµβατικών παρατηρήσεων DInSAR. ix

Διάρθρωση Διατριβής Το γεωδυναµικό καθεστώς της Αττικής όπως αυτό εντάσσεται στο ευρύτερο σεισµοτεκτονικό πλαίσιο του Ελληνικού Τόξου και της Μεσογείου εξετάζεται στο Κεφάλαιο 1, ενώ περιγράφονται λεπτοµερώς τα γεωλογικά και τεκτονικά χαρακτηριστικά του υπό εξέταση χώρου. Δίνονται επίσης στοιχεία της σεισµικότητας της περιοχής καθώς και αναλυτικές αναφορές για το σεισµό των Αθηνών και την µετασεισµική του ακολουθία. Στο Κεφάλαιο 2 πραγµατοποιείται µια γενική επισκόπηση των βασικών εννοιών και περιγραφή σε θεωρητικό επίπεδο των τεχνικών που εφαρµόστηκαν αλλά και των επί µέρους προσεγγίσεων και αλγόριθµων επεξεργασίας. Περιγραφή του ιδρυθέντος γεωδαιτικού δικτύου GPS, των κριτηρίων και περιορισµών εγκατάστασης των µόνιµων σταθµών και της ενσωµάτωσης βάθρων του Κρατικού Τριγωνοµετρικού Δικτύου λαµβάνει χώρα στο Κεφάλαιο 3. Ακολουθεί λεπτοµερής αναφορά της στρατηγικής και εκτέλεσης των µετρήσεων υπαίθρου, την επεξεργασίας των παρατηρήσεων και των αποτελεσµάτων σε ότι αφορά το πεδίο των µικρο-µετακινήσεων. Η αξιοποίηση των κινηµατικών γεωδαιτικών δεδοµένων GPS στην δυναµική ανάλυση και προσδιορισµό του εντατικού πεδίου της περιοχής, µέσω της ανάλυσης των τανυστών παραµόρφωσης, λαµβάνει χώρα στο Κεφάλαιο 4. Στο Κεφάλαιο 5 περιγράφεται η διαδικασία συλλογής, επεξεργασίας και ανάλυσης των δορυφορικών δεδοµένων Ραντάρ για τον υπολογισµό των επιφανειακών παραµορφώσεων, αρχικά επικεντρώνοντας στην περίπτωση του σεισµού των Αθηνών και στη συνέχεια στην διαχρονική συνιστώσα επιφανειακής παραµόρφωσης. Της παρουσίασης των αποτελεσµάτων των επί µέρους εφαρµοσµένων τεχνικών, ακολουθούν συµπεράσµατα, όπου εξετάζονται παλαιότερες µελέτες και συµπληρωµατικά δεδοµένα µε στόχο την ποσοτική αξιολόγησή τους καθώς και την προσπάθεια ποιοτικής τους ερµηνείας. Η παρουσίαση των σηµαντικότερων εκ των εξαχθέντων αποτελεσµάτων, η προσπάθεια σύνθεσής τους αλλά και η αποτίµηση της συµβολής των δορυφορικών τεχνικών στην µελέτη της τεκτονικής παραµόρφωσης πραγµατοποιείται στο Κεφάλαιο 6. Τέλος, εξετάζονται οι δυνατότητες επιχειρησιακής εφαρµογής των τεχνικών καθώς και ο ρόλος τους στην εκτίµηση της σεισµικής επικινδυνότητας, ενώ γίνονται προτάσεις για την µελλοντική παρακολούθηση του χώρου. x

Περιεχόµενα Εκτεταµένη Περίληψη... i Ευχαριστίες... v Γεωγραφική Τοποθέτηση...vi Σκοπός Μεθοδολογία... viii Διάρθρωση Διατριβής... x Περιεχόµενα...xi 1 Εισαγωγή... 1 1.1 Γεωδυναµικό Πλαίσιο... 1 1.1.1 Μεσόγειος... 1 1.1.2 Ελληνικό Τόξο... 3 1.1.3 Αττική... 8 1.2 Γεωλογικό Τεκτονικό Καθεστώς... 11 1.2.1 Γενικά... 11 1.2.2 Γεωλογία... 12 1.2.2.1 Αλπικοί Σχηµατισµοί... 12 1.2.2.2 Μεταλπικές αποθέσεις... 14 1.2.3 Τεκτονική Νεοτεκτονική... 18 1.3 Σεισµικότητα Αττικής... 27 1.3.1 Γενικά... 27 1.3.2 Σεισµός Αθηνών 1999... 28 1.3.3 Μετασεισµική Ακολουθία Σεισµού Αθηνών 1999... 32 2 Θεµελιώδεις Αρχές... 37 2.1 Παγκόσµιο Σύστηµα Εντοπισµού GPS... 37 2.1.1 Γενικά... 37 2.1.2 Δοµή Δορυφορικού Σήµατος GPS... 37 2.1.3 Παρατηρήσεις GPS... 38 2.1.4 Διαφορικές Παρατηρήσεις GPS... 40 2.1.5 Γραµµικοί Συνδυασµοί Παρατηρήσεων... 44 2.1.6 Παράγοντες Σφάλµατος... 45 2.1.6.1 Τροχιές Δορυφόρων... 46 2.1.6.2 Ατµοσφαιρική Επίδραση... 47 2.1.6.3 Σφάλµατα Χρονοµέτρων... 48 2.1.6.4 Σφάλµατα Πολλαπλών Ανακλάσεων... 49 2.1.6.5 Επίδραση Γεωµετρίας Δορυφόρων... 49 2.1.7 Γεωδαιτικά Συστήµατα Αναφοράς... 49 2.2 Τανυστές Παραµόρφωσης... 52 xi

2.2.1 Γενικά...52 2.2.2 Μοντέλο Παραµόρφωσης...52 2.3 Συστήµατα Εικονοληπτικών Ραντάρ...56 2.3.1 Συστήµατα Ραντάρ Συνθετικού Ανοίγµατος...56 2.3.1.1 Γενικά...56 2.3.1.2 Γεωµετρία Συστηµάτων Εικονοληπτικών SAR...57 2.3.1.3 Χαρακτηριστικά SAR Απεικονίσεων...60 2.3.1.4 Δορυφόροι ERS και ENVISAΤ...61 2.3.2 Συµβολοµετρία Ραντάρ Συνθετικού Ανοίγµατος...63 2.3.2.1 Βασικές Αρχές...63 2.3.2.2 Ποιότητα Συµβολοµετρικής Φάσης...66 2.3.2.3 Αποσυσχέτιση Συµβολοµετρικής Φάσης...67 2.3.3 Διαφορική Συµβολοµετρία Ραντάρ...71 2.3.3.1 Βασικές Αρχές...71 2.3.3.2 Γραµµικός Συνδυασµός Συµβολογραφηµάτων...74 2.3.3.3 Όρια Εφαρµογής Διαφορικής Συµβολοµετρίας Ραντάρ...74 2.3.3.4 Σώρευση Διαφορικών Συµβολογραφηµάτων...76 2.3.4 Στάδια Επεξεργασίας Διαφορικής Συµβολοµετρίας Ραντάρ...78 2.3.4.1 Δεδοµένα...78 2.3.4.2 Συµπροσαρµογή...79 2.3.4.3 Φιλτράρισµα SAR Απεικονίσεων...81 2.3.4.4 Παραγωγή Συµβολογραφήµατος...81 2.3.4.5 Παραγωγή Διαφορικού Συµβολογραφήµατος...82 2.3.4.6 Φιλτράρισµα Διαφορικού Συµβολογραφήµατος...82 2.3.4.7 Εκτύλιξη Συµβολοµετρικής Φάσης...82 2.3.4.8 Βελτίωση Τροχιακών Δεδοµένων...83 2.3.4.9 Μετατροπή Φάσης...83 2.3.4.10 Γεω-κωδικοποίηση...84 3 Ανάλυση Διαφορικών Μετρήσεων GPS...85 3.1 Περιγραφή Εργασιών Υπαίθρου...85 3.1.1 Ίδρυση Γεωδαιτικού Δικτύου...85 3.1.1.1 Γενικά...85 3.1.1.2 Προδιαγραφές Περιορισµοί...87 3.1.1.3 Εγκατάσταση Γεωδαιτικών Σταθµών...91 3.1.1.4 Περιγραφή Γεωδαιτικού Δικτύου GPS...93 3.1.2 Στρατηγική Μετρήσεων...99 3.1.3 Παρατηρήσεις Δικτύου GPS...102 3.1.3.1 Παρατηρήσεις Εποχής 2005.36...105 3.1.3.2 Παρατηρήσεις Εποχής 2006.38...107 3.1.3.3 Παρατηρήσεις Εποχής 2006.96...108 3.1.3.4 Παρατηρήσεις Εποχής 2007.43...108 3.1.3.5 Παρατηρήσεις Εποχής 2008.56...108 3.1.3.6 Παρατηρήσεις Εποχής 2008.62...109 xii

3.2 Επεξεργασία Δεδοµένων GPS... 111 3.3 Πεδίο Μικρο-Μετακινήσεων GPS... 117 3.3.1 Γενικά... 117 3.3.2 Διανύσµατα Διαχρονικών Μικρο-Μετακινήσεων... 118 3.3.2.1 Σύγκριση Εποχών 2005.36 2006.38... 118 3.3.2.2 Σύγκριση Εποχών 2006.38 2007.43... 120 3.3.2.3 Σύγκριση Εποχών 2005.36 2007.43... 123 3.3.2.4 Σύγκριση Εποχών 2005.36 2008.56... 127 3.3.2.5 Σύγκριση Εποχών 2005.36 2008.62... 129 3.3.2.6 Έλεγχος Διαχρονικών Μικρο-Μετακινήσεων... 132 3.3.3 Πεδίο Ταχυτήτων... 134 3.3.3.1 Πεδίο Ταχυτήτων ITRF ETRF... 135 3.3.3.2 Τοπικό Πεδίο Ταχυτήτων... 140 3.3.3.3 Λεπτοµερής Εξέταση Χρονοσειρών... 158 3.4 Συµπεράσµατα Γεωδαιτικών Παρατηρήσεων DGPS... 160 4 Ανάλυση Εντατικού Πεδίου... 172 4.1 Ανάλυση Δεδοµένων... 172 4.2 Εντατικό Καθεστώς Πεδίο Παραµόρφωσης... 175 4.3 Συµπεράσµατα Ανάλυσης Εντατικού Πεδίου... 192 5 Ανάλυση Διαφορικής Συµβολοµετρίας Ραντάρ... 199 5.1 Δεδοµένα SAR Απεικονίσεων... 199 5.2 Επεξεργασία Δεδοµένων SAR... 205 5.3 Πεδίο Επιφανειακής Παραµόρφωσης Σεισµού Αθηνών 1999... 211 5.3.1 Προσεισµική Παραµόρφωση... 211 5.3.2 Συν-σεισµική Παραµόρφωση... 214 5.3.3 Μετασεισµική Παραµόρφωση... 222 5.4 Πεδίο Διαχρονικής Επιφανειακής Παραµόρφωσης... 236 5.4.1 Επιφανειακή Παραµόρφωση Περιόδου 1992-1999... 236 5.4.2 Επιφανειακή Παραµόρφωση Περιόδων 1992-1996 και 1995-1999... 249 5.4.3 Επιφανειακή Παραµόρφωση Έτους 2000... 254 5.4.4 Επιφανειακή Παραµόρφωση Περιόδου 2002-2007... 257 5.4.5 Διαφορικά Συµβολογραφήµατα ERS-ENVISAT... 261 5.5 Σύγκριση Δεδοµένων TERRAFIRMA... 262 5.6 Συµπεράσµατα Παρατηρήσεων DInSAR... 266 6 Συµπεράσµατα Συζήτηση... 287 Βιβλιογραφία... 295 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ Ι... 320 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ ΙΙ... 323 xiii

xiv

1 Εισαγωγή 1.1 Γεωδυναµικό Πλαίσιο Παρακάτω περιγράφεται συνοπτικά το γεωδυναµικό καθεστώς της περιοχής µελέτης, όπως αυτό εντάσσεται στο ευρύτερο γεωτεκτονικό πλαίσιο της Μεσογείου και του Αλπικού ορογενετικού συστήµατος. 1.1.1 Μεσόγειος Οι γεωδυναµικές διεργασίες στο χώρο της Μεσογείου γίνονται αντιληπτές ως αποτέλεσµα της έκτασης του ωκεάνιου φλοιού στις περιοχές του Ατλαντικού ωκεανού, της Ερυθρά θάλασσας και του κόλπου του Άντεν. Οι υψηλότεροι ρυθµοί διάνοιξης του Νότιου Ατλαντικού συγκριτικά µε τον Βόρειο Ατλαντικό, οδηγούν σε αριστερόστροφη κίνηση της Αφρικανικής πλάκας (πόλος περιστροφής γειτονικά των νήσων Cap Verde), π ου µε την σειρά της έχει ως αποτέλεσµα την προς τα βορειοδυτικά ώθηση της Ευρασιατικής πλάκας (Mueller & Kahle, 1993; Kahle & Mueller, 1998). Ο χώρος της Μεσογείου ανήκει γεωτεκτονικά στον Αλπικό κύκλο και περιλαµβάνει αρκετά ορογενετικά συστήµατα από τις Βετίδες στα δυτικά έως τις Ταυρίδες και τον Καύκασο στα ανατολικά (Σχήµα 1-1). Η δοµή των Αλπικών ορογενετικών συστηµάτων της Τηθύος διαφέρει σηµαντικά τόσο από γεωτεκτονική άποψη, όσο και από άποψη εξέλιξης στον χρόνο. Στο δυτικό τµήµα της Μεσογείου φαίνεται να επικρατεί πλέον εφελκυσµός, ενώ στο ανατολικό συµπίεση σε περιβάλλον υποβύθισης πιθανόν ωκεανικού φλοιού κάτω από το Ευρασιατικό περιθώριο. Η σύγκλιση των λιθοσφαιρικών πλακών λαµβάνει χώρα κατά µήκος του ενεργού βόρειου περιθωρίου της Ανατολικής Μεσογείου, µε το νότιο και ανατολικό της τµήµα να συνιστούν παθητικά ηπειρωτικά περιθώρια. Αποτελέσµατα βαθειάς σεισµικής τοµογραφίας στο βόρειο περιθώριο της Μεσογείου, υποδεικνύουν την παρουσία υποβυθιζόµενης λιθόσφαιρας (υψηλής ταχύτητας ανωµαλία) κάτω από τις ζώνες σύγκρουσης του Αλπικού συγκροτήµατος (Spakman et al., 1993). Η έναρξη σύγκλισης µεταξύ Ευρασίας και Αφρικής τοποθετείται στο Αν. Κρητιδικό (~90 Ma), ενώ µέχρι στιγµής εκτιµάται ότι έχουν υποβυθιστεί περισσότερα από 1000 km λιθόσφαιρας (Dewey et al., 1989). Κατά τη διάρκεια του Ολιγοκαίνου (~30-25 Ma), παρατηρείται µεταβολή του εντατικού πεδίου στο νότιο περιθώριο της Ευρασιατικής πλάκας, γεγονός που οδήγησε στη δηµιουργία µεγάλης κλίµακας εφελκυστικών δοµών (Cherchi & Montadert, 1982; Lister et al., 1984; Platt et al., 1998). Βάσει παλαιοτεκτονικών αναπαραστάσεων προκύπτει ότι ο παρατηρούµενος εφελκυσµός, ο οποίος εξακολουθεί να υφίσταται και στην παρούσα φάση εξέλιξη των κύριων νεοτεκτονικών λεκανών, πιθανόν να σχετίζεται µε εφελκυστικά φαινόµενα της οπισθοχώρας ή/και σ ε βαρυτικού χαρακτήρα καταρρεύσεις του συσσωρευµένου αλπικού φλοιού στο εσωτερικό των τόξων (Dercourt et al., 1986; Dewey et al., 1989). Το σύγχρονο γεωδυναµικό πλαίσιο της περιοχής χαρακτηρίζεται από την παρουσία Νεογενών λεκανών (Θάλασσα του Αλµποράν, Τυρρηνικό Πέλαγος, Αιγαίο Πέλαγος, Παννονική Λεκάνη κλπ.), που οριοθετούνται από τα επί µέρους ορογενετικά συστήµατα, µαρτυρώντας ότι κατά την εξέλιξη του χώρου, εφελκυστικού χαρακτήρα διεργασίες, λειτουργώντας προσθετικά, επικαλύπτουν το γενικότερο συµπιεστικό καθεστώς. 1

Εισαγωγή Βάσει αποκλειστικά γεωλογικών και γεωφυσικών παρατηρήσεων έχουν προταθεί διάφορα κινηµατικά µοντέλα για τον χώρο της Ανατολικής Μεσογείου (McKenzie, 1972; 1978; Le Pichon & Angelier, 1979; McKenzie & Jackson, 1983) Με την ανάπτυξη των δορυφορικών γεωδαιτικών τεχνικών και ιδιαίτερα βάσει των παρατηρήσεων στο σύστηµα GPS, επετράπη η λεπτοµερής εξέταση της κινηµατικής συµπεριφοράς του χώρου (Gilbert et al., 1994; Smith et al., 1994; Westaway, 1994; Oral et al., 1995; Straub & Kahle, 1995; Kahle et al., 1996; Müller, 1996; Noomen et al., 1996). Η χωρική κατανοµή των σεισµικών επικέντρων στον ευρύτερο χώρο της Μεσογείου, φαίνεται να οριοθετεί έµµεσα τα επί µέρους ορογενετικά συστήµατα. Την σεισµικά πιο ενεργή περιοχή του Αλπικού συστήµατος της Μεσογείου αποτελεί ο Ελλαδικός Χώρος (Ambraseys, 2001), µε σεισµούς που ξεπερνούν σε βάθος τα 100 km, σε αντίθεση µε την πλειονότητα των περιοχών όπου απαντούν αβαθείς σεισµοί (<25 km). Οι υψηλότερες συγκεντρώσεις ισχυρών σεισµικών γεγονότων (Μ>6) εντοπίζονται κυρίως κατά µήκος των περιθωρίων του ενεργού τµήµατος του Ελληνικού Τόξου (επόµενο κεφάλαιο). Σχήµα 1-1 Σχηµατική απεικόνιση των κλάδων του Αλπικού συστήµατος της Τηθύος στο χώρο της Μεσογείου (τροποποιηµένο από Kahle et al., 1995). Διακρίνονται τα µέτωπα της Αλπικής Ορογένεσης (Παπανικολάου, 1986; Royden, 1993), οι κύριες εφελκυστικές λεκάνες (Royden, 1993) και οι ταχύτητες των τεκτονικών πλακών σύµφωνα µε γεωλογικές και δορυφορικές γεωδαιτικές παρατηρήσεις (Jackson & McKenzie, 1988; Argus et al., 1989; Taymaz et al., 1991; Noomen et al., 1996; Smith et al., 1994). Σηµειώνονται οι ρηξιγενείς ζώνες της Βόρειας Ανατολίας (ΡΖΒΑ) και της Κεφαλονιάς (ΡΖΚ), η Θάλασσα του Αλποράν (ΘΑ), η Αδριατική Θάλασσα (ΑΘ), το Αιγαίο Πέλαγος (ΑΠ) και το Τυρρηνικό Πέλαγος (ΤΠ), η µικροπλάκα της Ανατολίας (ΜΑ), η οροσειρά του Καυκάσου (Κ), τα Καρπάθια (ΚΑ), οι Ποντίδες (Π), οι Ταυρίδες (Τ) και το Τόξο της Καλαβρίας (ΤΚ). 2

Εισαγωγή 1.1.2 Ελληνικό Τόξο Οι Ελληνίδες * αντιπροσωπεύουν το µοναδικό τµήµα του Αλπικού συστήµατος στο οποίο εξακολουθεί να λαµβάνει χώρα σύγκλιση πλακών, σε αντίθετη µε τα υπόλοιπα τµήµατα του Αλπικού συστήµατος, όπου από το Μέσο Μειόκαινο έχει ήδη επέλθει η σύγκρουση ανάµεσα στα τεµάχη των ηπειρωτικών φλοιών της Ευρασίας και της Γκοντβάνας (Aubouin, 1980). Το Ελληνικό Τόξο διαθέτει µήκος περίπου 1500 km και εντοπίζεται µεταξύ των ορογενετικών συστηµάτων των Δειναρίδων και των Ταυρίδων, εκτεινόµενο από την εγκάρσια τεκτονική µετάπτωση του Scutari-Pec στα ΒΔ, έως τον Κόλπο της Αττάλειας στην νοτιοδυτική Μικρασία προς τα νοτιοανατολικά (Παπανικολάου, 1986). Μ ε µορφοτεκτονική διεύθυνση ΒΒΔ -ΝΝΑ στην περιοχή της Αλβανίας και την ηπειρωτική Ελλάδα, κάµπτεται ακολούθως σε διεύθυνση Α -Δ από τα Κύθηρα στην Κρήτη και στη συνέχεια διατηρεί ΒΑ -ΝΔ διεύθυνση στα Δωδεκάνησα και στη Λυδία της νοτιοδυτικής Μικρασίας έως την Isparta και Antalya, µε τα δύο σκέλη του τόξου να σχηµατίζουν µεταξύ τους ορθή γωνία. Η γεωµετρία του Ελληνικού Τόξου αποτελεί συνέπεια της αναδιάταξης της γενικότερης ορογενετικής γεωµετρίας κατά τη διάρκεια του Μέσου - Αν. Μειοκαίνου, όπου η µικροπλάκα της Αραβίας κινούµενη προς τα ΒΒΔ µε µεγαλύτερη ταχύτητα (~20 mm/yr) από την Αφρική (~5 mm/y) διαµέσου του ρήγµατος οριζόντιας ολίσθησης της Νεκράς Θάλασσας Λιβάνου, συγκρούστηκε µε την Ευρασία στην περιοχή νότια του Καυκάσου, µε αποτέλεσµα την πλευρική µετάδοση των τάσεων και της κίνησης της Μικρασίας προς τη Δύση. Η κίνηση εκδηλώθηκε µε την αποµάκρυνση της µικροπλάκας της Ανατολίας µε περίπου 25 mm/yr κατά µήκος της ρηξιγενούς ζώνης της Βόρειας Ανατολίας, δεξιόστροφής οριζόντιας ολίσθησης (McKenzie, 1972; Brunn, 1976; Papanikolaou & Dermitzakis, 1981a,b; Παπανικολάου, 1986). Σύµφωνα µε τους Armijo et al. (1996), η έναρξη της κίνησης κατά µήκος της συγκεκριµένης ζώνης τοποθετείται µεν στο Aν. Μειόκαινο (13-10 Ma), η επέκτασή της ωστόσο στο χώρο του Αιγαίου έλαβε χώρα µόλις πριν από περίπου 5 Ma, αυξάνοντας τους ρυθµούς περιστροφής του ευρύτερου χώρου (Kissel & Laj, 1988), µεταβάλλοντας ταυτόχρονα την καµπυλότητα του τόξου και κατ επέκταση τη διεύθυνση του συµπιεστικού πεδίου από σχεδόν Β-Ν σε ΒΑ-ΝΔ. Στο ορογενετικό τόξο των Ελληνίδων από την αρχή δηµιουργίας του στο Μάλµιο µέχρι σήµερα υπήρξε µια σταδιακή µετανάστευση του µε ρυθµό της τάξεως των 30 mm/yr, από τον χώρο του ωκεανού της Τηθύος µέχρι τη σηµερινή του προχώρα νότια της Ελληνικής τάφρου (Fytikas et al., 1984; Papanikolaou & Dermitzakis, 1981b; Παπανικολάου, 1984; Jolivet et al., 1998). Το γεωτεκτονικό καθεστώς στο Ελληνικό τόξο χαρακτηρίζεται από ασύµµετρη κίνηση µε σχεδόν καθαρή συµπίεση κατά µήκος της Ιόνιας τάφρου σε διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ και µια σύνθετη κίνηση σε σηµαντική συµµετοχή δεξιόστροφης οριζόντιας συνιστώσας αλλά και συνιστώσας συµπίεσης σε διεύθυνση ΒΒΑ-ΝΝΔ στις τάφρους Πλίνιου και Στράβωνα (McKenzie, 1978; Le Pichon & Angelier, 1979; 1981; Le Pichon et al., 1995). Παράλληλα προς το µέτωπο της ζώνης σύγκλισης, αναπτύσσεται σειρά επωθητικών καλυµµάτων, που χαρακτηρίζουν το γεωλογικό καθεστώς της περιοχής (Παπανικολάου, 1986; van Hinsbergen et al., 2005). Στον υπόλοιπο χώρο πίσω από το τόξο επικρατούν εφελκυστικού τύπου δοµές που συχνά συνυπάρχουν µε σηµαντικές οριζόντιες συνιστώσες και στρέψεις τεκτονικών ρηξιτεµαχών (Μαριολάκος & Παπανικολάου, 1987). Κατά καιρούς έχουν προταθεί διάφορα γεωδυναµικά µοντέλα για την δηµιουργία των νεοτεκτονικών λεκανών, που στην πλειοψηφία τους προϋποθέτουν την ύπαρξη εφελκυστικού πεδίου και οριοθέτηση * Όρος που καθιερώθηκε από τον Kober (1929) για το Ελληνικό τόξο. 3

Εισαγωγή των λεκανών από κανονικά ρήγµατα (McKenzie, 1978; Mercier et al., 1979; Le Pichon & Angelier, 1979; Dewey & Sengor, 1979; Angelier et al., 1982). Έχουν προταθεί επίσης και πιο σύνθετα γεωδυναµικά µοντέλα που βασίζονται σε εντατικά πεδία τύπου µεγα-διάτµησης και περίστρεψης (Mariolakos & Papanikolaou, 1982; Mariolakos et al., 1985; Μαριολάκος & Στείρος, 1986; 1989; Mariolakos & Stiros, 1987; Μαριολάκος et al., 1989). Σύµφωνα µε τους Jovilet & Faccenna (2000), η κίνηση της µικροπλάκας της Ανατολίας µε ~25 mm/yr, δεν δύναται να ερµηνεύσει το σύνολο της ταχείας κίνησης (έως 40 mm/yr) κατά µήκος του τόξου, ούτε τoν παρατηρούµενο εφελκυσµό στο χώρο του Αιγαίου. Η συνολική µετατόπιση κατά µήκος της Ρηξιγενούς Ζώνης Βόρειας Ανατολίας, εκτιµάται σε 85 km (Barka, 1992; Armijo et al., 1999), µε το εφελκυστικό καθεστώς στο Αιγαίο να τοποθετείται προγενέστερα χρονικά (Seyitoglu et al., 1992; Gautier et al., 1999), προξενώντας συνολικά >350 km µετατόπισης (Faccenna et al., 2003). Κατά συνέπεια ο παρατηρούµενος εφελκυσµός στο χώρο του Αιγαίου οφείλει να αποδοθεί κατά ένα σηµαντικό ποσοστό στην ίδια την υποχώρηση του µετώπου του Ελληνικού τόξου και σε µικρότερο βαθµό στην ώθηση της µικροπλάκας της Ανατολίας. Έµµεσοι κινηµατικοί δείκτες νεοτεκτονικής παραµόρφωσης, όπως τα άλµατα των ρηγµάτων και τα πάχη των ιζηµάτων, φανερώνουν µια τάση µείωσης των σύγχρονων γεωδυναµικών φαινοµένων αποµακρυνόµενοι από την οπισθοτάφρο και το ενεργό ηφαιστειακό τόξο προς την οπισθοχώρα (Παπανικολάου, 1986; 1989). Κινούµενοι από το µέτωπο του τόξου προς το εσωτερικό του, παρατηρείται µείωση του άλµατος των ρηγµάτων και του πάχους των αποθέσεων στις λεκάνες, µε ταυτόχρονη σταδιακή µετάβαση από θαλάσσιες φάσεις ιζηµάτων (Κορινθιακός Κόλπος), σε λιµναίες (Λεκάνη Μεγάρων), καταλήγοντας σε λεκάνες µε λιµνοχερσαίες αποθέσεις (Θριάσιο Πεδίο, Λεκάνη Ασωπού ποταµού) (Papanikolaou et al., 1988b). Το ενεργό τµήµα του τόξου περιορίζεται πλέον νότια από ρηξιγενή ζώνη Πρέβεζας Σπερχειού τάφρου Βορείου Αιγαίου και δυτικά των Μικρασιατικών παραλίων, χωρίζοντας τον Ελλαδικό Χώρο σε δύο περιοχές µε εντελώς διαφορετικό νεοτεκτονικό καθεστώς (McKenzie, 1972; 1978). Η αποκοπή του ενεργού τµήµατος του Ελληνικού ορογενετικού τόξου από την υπόλοιπη ορογενετική αλυσίδα και η επακόλουθη ιδιόµορφη και αποκλειστική εξέλιξη τοποθετείται στο Μέσο Μειόκαινο. Η προέκταση της Ρηξιγενούς Ζώνης Βόρειας Ανατολίας στο χώρο του Αιγαίου συµπίπτει ουσιαστικά µε το βόρειο όριο του ενεργού τ µήµατος του Ελληνικού τόξου, το οποίο συναντάται στην βιβλιογραφία ως µικροπλάκα του Αιγαίου (McKenzie, 1970; Galanopoulos, 1972). Η συγκεκριµένη ρηξιγενής δοµή δυτικά περίπου του µεσηµβρινού των 31, διαχωρίζεται σε επί µέρους υποπαράλληλους κλάδους, προεκτεινόµενη έως τη λεκάνη των Σποράδων, αποτελώντας ένα από τα σηµαντικότερα όρια του κινηµατικού πεδίου του Ελλαδικού Χώρου (Hollenstein, 2006). Βορειότερα της παραπάνω ζώνης οι παρατηρούµενες ταχύτητες δεν ξεπερνούν τα 5 mm/yr (ως προς σταθερή Ευρώπη), τη στιγµή που οι ταχύτητες στο ΒΑ Αιγαίο αγγίζουν τα 20-26 mm/yr, µε τις µέγιστες (~30-36 mm/yr) να παρατηρούνται στο ΝΔ τµήµα του Τόξου (Hollenstein, 2006). Η εξέταση της κινηµατικής του χώρου βάσει γεωδαιτικών παρατηρήσεων GPS επικεντρώθηκε αρχικά σε επιλεγµένες περιοχές, όπως το δυτικό τµήµα τους Τόξου (Kahle et al., 1993), την κεντρική Ελλάδα (Billiris et al., 1991; Rigo et al., 1993; Denys et al., 1995) και το Αιγαίο (Kastens et al., 1989). Η πρώτη απόπειρα συνδυασµού των δεδοµένων από το σύνολο των τότε δικτύων πραγµατοποιήθηκε από τους Reiliger et al. (1995). Η σύγχρονη κινηµατική του ευρύτερου Ελλαδικού χώρου, όπως αυτή προσδιορίζεται βάσει παρατηρήσεων GPS των Clark et al. (1998), Cocard et al. (1999), McClusky et al. (2000), Kotzev et al. (2001), Ayhan et al. (2002), Meade et al. (2002), παρουσιάζεται στο Σχήµα 1-2. Σε ταυτόχρονη επεξεργασία πρωτογενών δεδοµένων από επί µέρους δίκτυα, µε σκοπό τον βέλτιστο 4

Εισαγωγή δυνατό προσδιορισµό του κινηµατικού πεδίου, προχώρησε η Hollenstein (2006). Σε γενικές γραµµές παρατηρούνται µικρές διαφοροποιήσεις µεταξύ των επί µέρους λύσεων, χωρίς ωστόσο να µεταβάλλεται η γενικότερη εικόνα της κινηµατικής του χώρου. Η συστηµατική και διαχρονική παρακολούθηση του χώρου επέτρεψε τον προσδιορισµό του σύγχρονου εντατικού πεδίου και κατ επέκταση των υφιστάµενων τεκτονικών παραµορφώσεων (Billiris et al., 1991; Kahle et al., 1998; 1999; Peter, 2000; Rondogianni et al., 2007; Hollenstein et al., 2008) (Σχήµα 1-3). Σηµαντικό βαθµός ταύτισης µεταξύ του εντατικού πεδίου βάσει γεωδαιτικών παρατηρήσεων και εκείνου που προκύπτει από άθροιση σεισµικών επεισοδίων αναφέρει η Jenny, 2004. Τα επί µέρους αποτελέσµατα επιβεβαιώνουν στην πλειοψηφία των περιπτώσεων τις γεωλογικές και γεωφυσικές παρατηρήσεις, επιτρέποντας επί πλέον τον ακριβέστερο ποσοτικό προσδιορισµό του σύγχρονου τεκτονικού καθεστώτος. Το πεδίο διάτµησης που παρατηρείται στο Βόρειο Αιγαίο και συµπίπτει χωρικά µε την Ρηξιγενή Ζώνη Βόρειας Ανατολίας, σταδιακά µεταπίπτει σε αξονικό εφελκυσµό διεύθυνσης Β-Ν στην Κεντρική Ελλάδα, διατηρώντας ωστόσο αµ ετάβλητο το προσανατολισµό του κύριου άξονα εφελκυσµού (Hatzfeld et al., 1999). Χαρακτηριστική περίπτωση αποτελεί ο Κορινθιακός Κόλπος, που συνιστά µεγάλης κλίµακας εφελκυστική δοµή (Armijo et al., 1996; Sorel, 2000). Κατά µήκος του τόξου παρατηρείται συµπιεστικό καθεστώς µε σηµαντική συµµετοχή οριζόντιας συνιστώσας στο ΝΑ κλάδο καθώς και στο ΒΔ άκρο κατά µήκος της ρηξιγενούς ζώνης της Κεφαλλονιάς. Στο σύνολο των υπόλοιπων περιοχών κυριαρχούν εφελκυστικές τάσεις µε προσανατολισµό που διαφοροποιείται σύµφωνα µε το τοπικό τεκτονικό καθεστώς. Σχήµα 1-2 Παρατηρούµενο πεδίο ταχυτήτων του Ελλαδικού Χώρου και της Ανατολική Μικρασίας, ως προς σταθερή Ευρώπη, βάσει γεωδαιτικών παρατηρήσεων GPS διαφόρων µελετών (υπόµνηµα εντός σχήµατος) (τροποποιηµένο από Nyst & Thatcher, 2004). 5

Εισαγωγή Σχήµα 1-3 Εντατικό πεδίο του ευρύτερου Ελλαδικού Χώρου βάσει γεωδαιτικών παρατηρήσεων GPS, όπως αυτό απεικονίζεται µέσω των τανυστών παραµόρφωσης (από Hollenstein, 2006). Η οριοθέτηση των επί µέρους τεκτονικών µικροπλακών του Ελλαδικού Χώρου αποτέλεσε πεδίο εκτεταµένων ερευνητικών προσπαθειών, είτε βάσει δυναµικών µοντέλων (Meijer & Wortel, 1997; Goldsworthy et al. 2002; Kreemer et al., 2004), είτε λαµβάνοντας υπ όψη κινηµατικά κριτήρια (McKenzie, 1972; 1978; McKenzie & Jackson, 1983; 1986; Taymaz et al., 1991; Le Pichon et al., 1995; Armijo et al., 1996; McClusky et al., 2000; Goldsworthy et al., 2002; Nyst & Thatcher, 2004; Guillaume, 2006), γεγονός που υπογραµµίζει την δυσκολία του εγχειρήµατος λόγω της υφιστάµενης πολυπλοκότητας του χώρου. Στην πλειοψηφία τους δεν οδηγούν σ την άµεση συσχέτιση των ε πί µέρους περιοχών µε φυσικά όρια τεκτονικών µικροπλακών, π αρέχουν ωστόσο µια γενικότερη εικόνα των περιοχών που πιθανότατα συµπεριφέρονται ως ενιαία ρηξιτεµάχη, καθώς και αναγνώριση των θέσεων εκείνων όπου µια τέτοια θεώρηση δεν υφίσταται, υπονοώντας ενδεχοµένως πιο σύνθετο γεωτεκτονικό καθεστώς. Η ενεργός γεωδυναµική του Ελλαδικού Χώρου χαρακτηρίζεται από έντονη ανοµοιογένεια στα διάφορα τµήµατα του ορογενετικού τόξου, η οποία εν µέρει εκφράζεται από τη διαφορετική σεισµικότητα των επί µέρους χώρων (Makropoulos & Burton, 1981; Bath, 1983) (Σχήµα 1-4). Χαρακτηριστική είναι η κατανοµή της σεισµικής δραστηριότητας κατά µήκος του τόξου, µε ιδιαίτερα υψηλές συγκεντρώσεις στο ΒΔ του άκρο στην περιοχή του Ιονίου (Anderson & Jackson, 1987). Στο κεντρικό τµήµα του Ελλαδικού Χώρου διακρίνεται η σχεδόν Α -Δ σεισµική ζώνη πο υ ταυτίζεται µε τον άξονα ανάπτυξης τ ου Κορινθιακού Κόλπου. Ενδιαφέρον παρουσιάζουν επίσης οι γραµµικές συγκεντρώσεις ΒΑ -ΝΔ διεύθυνσης στο χώρο του Βόρειου Αιγαίου, που σκιαγραφούν ουσιαστικά τους επί µέρους κλάδους της 6

Εισαγωγή Ρηξιγενούς Ζώνης Βόρειας Ανατολίας. Σχετικά περιορισµένη δραστηριότητα παρουσιάζει το Βόρειο Αιγαίο, ενώ χαρακτηριστική είναι η χαµηλή σεισµικότητα στο εσωτερικό τµήµα του Ελληνικού Τόξου, στην περιοχή των Κυκλάδων (Papazachos, 1990). Σύµφωνα µε τους Jackson & McKenzie, (1988) δύναται να αποδοθεί σε πιθανή ασεισµική παραµόρφωση της οπισθοχώρας. Η ζώνη Benioff τερµατίζεται ουσιαστικά κάτω από το ηφαιστειακό τόξο, χωρίς να επεκτείνεται σε βάθη πέραν των 200 km, όπου και καταγράφονται οι βαθύτεροι σεισµοί στην περιοχή. Σχήµα 1-4 Σεισµικότητα του Ελλαδικού Χώρου, για την περίοδο 1964-2008, σύµφωνα µε το Γεωδυναµικό Ινστιτούτο του Εθνικού Αστεροσκοπείου Αθηνών (http://www.gein.noa.gr). Τα µεγέθη δίνονται στο τοπικό µέγεθος M L. 7

Εισαγωγή 1.1.3 Αττική Από γεωτεκτονική άποψη η περιοχή της Αττικής αποτελεί την βορειοδυτική απόληξη του σηµερινού ενεργού ηφαιστειακού τόξου. Η διαφοροποίηση του γεωδυναµικού πλαισίου εκατέρωθεν του ηφαιστειακού τόξου εκφράζεται και µε την γενικότερη ανύψωση των περιοχών της Αττικής, της Νότιας Εύβοιας και των Βόρειων Κυκλάδων σε σχέση µε εκείνες της ΒΑ Πελοποννήσου και Βοιωτίας (Παπανικολάου et al., 2002). Αναθόλωση στην περιοχή της Αττικοκυκλαδικής αναφέρουν και σε παλαιότερη µελέτη οι Papanikolaou et al. (1981b). Σύµφωνα µε τους Παπανικολάου & Λόζιο (1990) ο ευρύτερος χώρος της Αττικής χαρακτηρίζεται από την παρουσία ρηξιγενών ζωνών ΔΒΔ-ΑΝΑ διεύθυνσης, αλλά και εγκάρσιων ΒΒΑ-ΝΝΔ προσανατολισµού, που διαµορφώνουν επί µέρους χώρους µεγάλης κλίµακας ρηξιτεµάχη µε ανεξάρτητη κινηµατική και παλαιογεωγραφική εξέλιξη κατά την νεοτεκτονική περίοδο. Τη σηµαντικότερη ίσως αλπική µακροδοµή της περιοχής συνιστά ωστόσο το τεκτονική όριο µεταξύ αµεταµόρφωτων και µεταµορφωµένων σχηµατισµών της περιοχής, µε διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ, που διασχίζει το Λεκανοπέδιο Αθηνών και ταυτίζεται περίπου µε τον άξονα ανάπτυξης του Κηφισού Ποταµού (Katsikatsos et al., 1986; Παπανικολάου, 1986). Προέκταση της συγκεκριµένης δοµής στο χώρο του Σαρωνικού Κόλπου φανερώνουν αποτελέσµατα σεισµικής τοµογραφίας (Drakatos et al., 2002; 2005), ενώ στο κεντρικό τµήµα του λεκανοπεδίου γίνεται αντιληπτή από την παρουσία ανωµαλίας υψηλής ταχύτητας. Παρατηρείται µία στενή σχέση των στοιχείων στο ηπειρωτικό τµήµα της περιοχής µε τα υποθαλάσσια δεδοµένα, µε ίδιας διεύθυνσης ρηξιγενείς ζώνες, τόσο της επικρατούσας ΔΒΔ-ΑΝΑ διεύθυνσης, όσο και των εγκάρσιων δοµών, καθώς και των αντίστοιχης γεωµετρίας µακροδοµών. Οφείλει να τονισθεί η υπεροχή στη συχνότητα και το µήκος των ρηξιγενών ζωνών στον υποθαλάσσιο χώρο, όπου συγκεντρώνεται και το µεγαλύτερο ποσοστό των ενεργών και σεισµικών ρηγµάτων, σε αντίθεση µε τον ηπειρωτικό χώρο, όπου οι ενεργές δοµές εντοπίζονται συνήθως γειτονικά στις περιθωριακές ζώνες των σύγχρονων θαλάσσιων λ εκανών. Π ληροφορίες σχετικά µε την υποθαλάσσια νεοτεκτονική δοµή (Papanikolaou et al., 1988a; Παπανικολάου et al., 1989) υποδεικνύουν υψηλούς βαθµούς παραµόρφωσης σε σχέση µε τα αντίστοιχα στοιχεία των ηπειρωτικών παρατηρήσεων, ενώ πολλές από τις υποθαλάσσιες δοµές δε φαίνεται να συνεχίζονται στην ξηρά. Η ευρύτερη περιοχή των Αθηνών αποτελεί ουσιαστικά έναν µεταβατικό χώρο µεταξύ περιοχών της Κορινθίας και της Βοιωτίας που χαρακτηρίζονται από έντονη σεισµική δραστηριότητα και εκείνων της Νότιας Αττικής και των Κυκλάδων µε χαµηλούς ρυθµούς παραµόρφωσης (Μαριολάκος & Παπανικολάου, 1987; Παπανικολάου & Λόζιος, 1990). Η µειωµένη νεοτεκτονική παραµόρφωση εξ άλλου επαληθεύεται και από θέση της περιοχής σε σχέση µε το σηµερινό ενεργό ηφαιστειακό τόξο, ενώ εκφράζεται και στον προσανατολισµό των ρ ηξιγενών δοµών, µε εκείνες διεύθυνσης Α -Δ να παρουσιάζουν εντονότερη δραστηριότητα σε σχέση µε τις ΒΔ -ΝΑ. Οι ενεργές ρηξιγενείς δοµές του χώρου ΔΒΔ-ΑΝΑ προσανατολισµού φαίνεται να συνιστούν µια ζώνη µετάβασης από τις δοµές του Ανατολικού Κορινθιακού µε Α -Δ διευθύνσεις σε εκείνες του της Νότιας Αττικής Νότιου Ευβοϊκού Κυκλάδων µε ΒΔ -ΝΑ προσανατολισµό, αντιπροσωπεύοντας µια κάµψη µεγάλης κλίµακας του νεοτεκτονικού ρηξιγενούς ιστού, αλλά και γενικότερα του συνόλου των νεοτεκτονικών µακροδοµών (Παπανικολάου et al., 2002). Ο ποσοτικός προσδιορισµός του συνολικού κατακόρυφου άλµατος των ρηξιγενών ζωνών µας φανερώνει µία πολύπλοκη ασυµµετρία των µακροδοµών. Στην περιοχή της Αττικής από την Πάρνηθα µέχρι την παραλία Ωρωπού παρατηρείται µία σταθερή προς Ν -ΝΑ περιστροφή περί οριζόντιο άξονα ΑΝΑ-ΔΒΔ διεύθυνσης, των επί µέρους ρηξιτεµαχών, που καθορίζουν οι κλιµακωτές ρηξιγενείς ζώνες 8