Ο σεισμός είναι ένα καθαρά γεωλογικό φαινόμενο με το οποίο συνδέεται η "στιγμιαία" εκτόνωση των τάσεων με θραύση τμημάτων της λιθόσφαιρας. Σεισμοί υπήρξαν στο γεωλογικό παρελθόν, υπάρχουν σήμερα και θα υπάρχουν στο μέλλον, ιδίως σε περιοχές που περιλαμβάνονται σε ενεργά ορογενετικά συστήματα. Επομένως, η γνώση του σεισμικού καθεστώτος μιας περιοχής σε συνδυασμό με την τεκτονική εξέλιξή της, συμβάλλει αποτελεσματικά στην κατανόηση της θραυσιγενούς τύπου παραμόρφωσης της λιθόσφαιρας που επικρατεί στην εν λόγω περιοχή, όχι μόνο σήμερα αλλά και στις παλαιότερες γεωλογικές εποχές.

Το μεγαλύτερο ποσοστό της σεισμικής δραστηριότητας στην Ευρώπη και τη Μεσόγειο εκλύεται στον Ελληνικό χώρο και οφείλεται κύρια στη σύγκρουση της Ευρωπαϊκής με την Αφρικανική πλάκα (Eικ. 5.1 Fig. 5. 1 280). Από μελέτες που έχουν γίνει (ΓΑΛΑΝΟΠΟΥΛΟΣ, 1955) προέκυψε ότι ο ευρύτερος ελληνικός χώρος περιλαμβάνει το 50% της σεισμικότητας της Ευρώπης και το 2% σε παγκόσμια κλίμακα. Ο ευρύτερος χώρος της Δυτικής Πελοποννήσου παρουσιάζει έντονη σεισμική δραστηριότητα, αφού απέχει μερικές δεκάδες χιλιόμετρα από τη τάφρο του Ιονίου. Αυτός είναι και ο κύριος λόγος για τον οποίο έχουν εκπονηθεί πάρα πολλές μελέτες για την σεισμική επικινδυνότητα γενικότερα στον ελληνικό χώρο και ειδικότερα στο χώρο της Δυτικής Πελοποννήσου όπου σημειώνεται ότι, η σεισμική επικινδυνότητα (υψηλές σεισμικές επιταχύνσεις) της περιοχής οφείλεται τόσο στο μικρό εστιακό βάθος των σεισμών όσο και στο αναμενόμενο μέγεθος αυτών.

Τα αποτελέσματα που προέκυψαν κατά την εκπόνηση του χάρτη σεισμικής επικινδυνότητας του Ελλαδικού χώρου (ΟΑΣΠ, 1989), δείχνουν ότι στην συγκεκριμένη περιοχή αναμένονται μεγάλες τιμές οριζόντιας εδαφικής επιτάχυνσης (Εικ. 5.2 Fig. 5. 2 282), ενώ στο χάρτη ζωνών σεισμικής επικινδυνότητας (Εικ. 5.3 Fig. 5. 3 283) η περιοχή κατατάσσεται στη ζώνη ΙΙΙ.

Fig. 5. 1
	Εικ.5.1: Χάρτης του ελληνικού τόξου (από EBASCO, 1979).
	Fig. 5.1: The Hellenic arc and trench system (after EBASCO, 1979).

Στα πλαίσια της παρούσας μελέτης, γίνεται προσπάθεια να συνδυασθούν τα τεκτονικά-νεοτεκτονικά και γεωλογικά στοιχεία που προέκυψαν από την εργασία υπαίθρου, με τα υπάρχοντα σεισμολογικά δεδομένα. Για το σκοπό αυτό, εξετάζεται η σεισμικότητα της περιοχής κατά τους ιστορικούς χρόνους και κατά τον παρόντα αιώνα έως το 1987. Ο συνδυασμός αυτός μαζί και με στοιχεία που αναφέρονται σε άλλα κεφάλαια μπορεί να:

α. οδηγήσει στον εντοπισμό ενεργών ρηγμάτων

β. στην κατανόηση του τρόπου παραμόρφωσης και συνεπώς του εντατικού πεδίου που είναι υπεύθυνο για την νεοτεκτονική παραμόρφωση της περιοχής.

2. ΙΣΤΟΡΙΚΗ ΣΕΙΣΜΙΚΟΤΗΤA

Η περιοχή της Δυτικής Πελοποννήσου παρουσιάζει έντονη σεισμική δραστηριότητα από αρχαιοτάτων χρόνων. Με βάση τα στοιχεία παλαιότερων συγγραφέων από τους ΚΙΣΚΥΡΑ (1962), ΓΑΛΑΝΟΠΟΥΛΟ (1947, 1955, 1962, 1981) και ΠΑΠΑΖΑΧΟΣ & ΠΑΠΑΖΑΧΟΥ (1989) οι κυριότεροι σεισμοί από άποψη καταστροφών, βασισμένοι σε ιστορικές μαρτυρίες, είναι οι εξής:

399 και 387 π.Χ.	Ο Ξενοφών αναφέρει μεγάλους σεισμούς στην Ηλεία.
551 μ. Χ.	Λέγεται ότι ο περίφημος ναός του Δία στην Ολυμπία καταστράφηκε από σεισμό που έγινε στις 7 Ιουλίου 551 μ.Χ. (ΚΙΣΚΥΡΑΣ, 1962).
1303 (8 Αυγουστ.)	Ισχυρός σεισμός έπληξε την Μεθώνη και την Κορώνη.
1783 (26 Φεβρουαρίου)	Ισχυρός σεισμός στην Κεντρική Πελοπόννησο (Στεμνίτσα).
1805 (18 Μαρτίου)	Ασθενής σεισμική δόνηση στη Καλαμάτα.
1820 (29 Δεκεμβρίου)	Ισχυρός σεισμός στην Ηλεία και Αρκαδία.
1837 (15 Αυγούστου)	Ισχυρός σεισμός στο Πύργο Ηλείας.
1838 (28 Νοεμβρίου)	Σφοδρός σεισμός στη Καλαμάτα.
1846 (10 Ιουνίου)	Καταστρεπτικός σεισμός στη Μικρομάνη Μεσσηνίας.
1873 (25 Οκτωβρίου)	Ισχυρός σεισμός προξένησε μεγάλες ζημιές στη ΒΔ Ηλεία.
1885 (28 Μαρτίου)	Καταστρεπτικός σεισμός στη Μεσσηνία.
1886 (27 Αυγούστου)	"Ο μάλλον περιβόητος εξ' όλων των σεισμών της Μεσσηνίας", καταστροφή των Φιλιατρών και της Κορώνης (ΓΑΛΑΝΟΠΟΥΛΟΣ, 1947)
1896 (29 Δεκεμβρίου)	Ισχυρός σεισμός έπληξε την Καλαμάτα και το Ελαιοχώρι.
1898 (2 Ιουνίου)	Ισχυρός σεισμός στη Κεντρική Πελοπόννησο.
1898 (9 Νοεμβρίου)	Ισχυρός σεισμός στην Κυπαρισσία.
1899 (22 Ιανουαρίου)	Σφοδρός σεισμός στην Κυπαρισσία.
1925 (6 Ιουλίου)	Σεισμός προκάλεσε ρωγμές στα Καλάβρυτα και την Τρίπολη. Έγινε αισθητός σε ολόκληρη την Πελoπόννησο.
1947 (6 Οκτωβρίου)	Σεισμός μεγέθους 7.0 με μέγιστη ένταση ΙΧ στη περιοχή Πυλίας.
1951 (24 Αυγούστου)	Σεισμός μεγέθους 5.5 στη δυτική ακτή του Μεσσηνιακού κόλπου, προερχόμενος από βάθος 3km, προκάλεσε αξιόλογες καταστροφές VIII βαθμού στο χωριό Πύλα.
1954 (4, 12 Μαΐου)	Ισχυροί σεισμοί μεγέθους 5.2 επέφεραν βλάβες στα χωριά της ΝΑ Ηλείας, Ράχες, Τριπυτή, Βασιλάκι και Ξερόκαμπος.
1959 (16 Αυγούστου)	Ισχυρός σεισμός μεγέθους 5.5 στη Μεσσηνία προερχόμενος από βάθος 8km, προκάλεσε μερικές καταρρεύσεις σπιτιών στην Καλλιρρόη (Άνω Μεσσηνία). Η ζώνη βλαβών VI βαθμού υπερέβη τα χωριά Κατσαρός, Διαβολίτσι και Ζαχάρω.
1961 (2 Οκτωβρίου)	Σεισμός μεγέθους 5.7 στην έξοδο του Μεσσηνιακού κόλπου προερχόμενος από βάθος 23km, επέφερε βλάβες VII βαθμού στα χωριά της Μεσσηνίας Αβραμιό, Ζευγολατειό και Δώριο.
1962 (10 Απριλίου)	Σεισμός ο οποίος έγινε έντονα αισθητός στην Ζάκυνθο, την Ηλεία και την Μεσσηνία. Ακολουθήθηκε από μεγάλο αριθμό μετασεισμών ο μεγαλύτερος των οποίων έγινε στις 11 Απριλίου, με μέγεθος 5.6.
1964 (30 Αυγούστου)	Σεισμός μεγέθους 4.5, προκάλεσε βλάβες VII βαθμού στο χωριό Γρύλος Ολυμπίας. Η ζώνη βλαβών VI βαθμού περιέλαβε τα χωριά Βρίνα και Άνω Σαμικό και προσέγγισε τα χωριά Μακρίσια, Ανθούσα, και Κρέστενα που είχαν πληγεί και από τον προσεισμό της 27/8/1964.
1965 (5 Απριλίου)	Σεισμός μεγέθους 6.1 και εστιακού βάθους 34km, έπληξε τον ευρύτερο χώρο της Μεγαλόπολης. Η μέγιστη σεισμική ένταση X βαθμών κατέστρεψε τα χωριά Απιδίτσα, Χωρέμι, Κυπαρίσσια και Καλύβια Καρυών Αρκαδίας. Σεισμική ένταση ΙΧ βαθμών προκάλεσε βλάβες στα χωριά Θωκνία και Μαραθούσα Αρκαδίας. Επίσης Βλάβες παρουσιάστηκαν σε χωριά του Νομού Ηλείας που βρίσκονται κοντά στη σημερινή κοίτη του Αλφειού ποταμού όπως στους Κρουνούς (Χ), και τα Μακρίσια (ΙΧ). Πρέπει να σημειωθεί ότι παρατηρήθηκαν διαρρήξεις μήκους 30-500m και πλάτους 3- 5 cm στα χωριά Κρουνοί και Καλλιθέα του Νομού Ηλείας. Ακόμα και σήμερα είναι εμφανής η κατολίσθηση που έγινε κατά τον εν λόγω σεισμό πολύ κοντά στο χωριό Λύκαιο. Για το σεισμό αυτό ο AMBRASEYS, 1967, δίδει μακροσεισμικό επίκεντρο (37.4Ν, 21.9Ε), ενώ οι MAKROPOULOS, 1978 και MAKROPOULOS & BURTON 1981 δίδουν το μικροσεισμικό επίκεντρο πιο NE (37.75N, 22.E).
1966 (1 Σεπτεμβρίου)	Σεισμός μεγέθους 5.4 και εστιακού βάθους 15km, έπληξε το χώρο του τεκτονικού βυθίσματος Μεγαλόπολης. το επίκεντρο του σεισμού εντοπίστηκε στο ανατολικό περιθώριο του βυθίσματος. Ζημιές προξένησε εκτός από τη Μεγαλόπολη (VIII), κυρίως στα ανατολικά περιθώρια της λεκάνης στα χωριά Τρίλοφο (VII+), Εκκλησούλα, Ραψωμμάτι, Μαλωτά Σούλο και Μαραθούσα (VII).
1979 (26 Μαρτίου)	Σεισμός μεγέθους 6.0, βάθους 5km, προκάλεσε βλάβες VII βαθμού στη Βαρβάσαινα Ηλείας. Η ζώνη βλαβών VI βαθμού υπερέβη τον Πύργο και τα χωριά Επιτάλιο, Κρέστενα, Μακρίσια, Στρέφιο και Γούμερο.
1983 (19 Φεβρουαρίου)	Σεισμός μεγέθους 4.5 προξένησε μικρές καταστροφές στη SW Πελοπόννησο.
1984 (9 0κτωβρίου)	Ισχυρός σεισμός μεγέθους 5.2, μικρού εστιακού βάθους, προκάλεσε σημαντικές βλάβες σε χωριά της Πυλίας. Αναφέρθηκαν εδαφικές διαρρήξεις διευθύνσεων κυρίως N-S και δευτερευόντως E-W.
1985 (23 Μαΐου)	Ισχυρός σεισμός μεγέθους 5.2 και βάθους 5km προξένησε μικρές ως μέτριες καταστροφές στη SW Πελοπόννησο.
1985 (7 Σεπτεμβρίου)	Ισχυρή σεισμική δόνηση μεγέθους 5.2 που προερχόταν από βάθος 5km, με επίκεντρο τον Κυπαρισσιακό κόλπο παρουσίασε τις μεγαλύτερες σεισμικές εντάσεις της τάξης των V-VI στις δυτικές ακτές της Πελοποννήσου μεταξύ Πύργου και Φιλιατρών.
1986 (13 Σεπτεμβρίου)	Σεισμός μεγέθους 6.2 μικρού εστιακού βάθους προκάλεσε μεγάλες καταστροφές στη πόλη της Καλαμάτας και το χωριό Ελαιοχώρι.
1988 (16 Οκτωβρίου)	Σεισμός μεγέθους 5.5 εστιακού βάθους 4km προκάλεσε καταστροφές έντασης VI-VII βαθμών στις περιοχές Βαρθολομιού και Κυλλήνης στη NW Πελοπόννησο.
1993 (25 Μαρτίου)	Σεισμός μεγέθους 5.2 μικρού εστιακού βάθους προκάλεσε σημαντικές βλάβες στα κτίρια του Πύργου και ορισμένων χωριών του Ν. Ηλείας.

3. ΣΕΙΣΜΙΚΟΤΗΤΑ ΤΟΥ ΠΑΡΟΝΤΑ ΑΙΩΝΑ

Για να διερευνηθεί η σεισμικότητα της περιοχής μελέτης χρησιμοποιήθηκε ο κατάλογος σεισμών του ελληνικού χώρου, των MAKROPOULOS et al., (1989), που καλύπτει το χρονικό διάστημα από το 1900 έως και το 1987. Χαρακτηριστικό της περιοχής είναι ότι όλοι οι σεισμοί είναι μικρού βάθους. Αυτός είναι ίσως και ο σημαντικότερος λόγος για την εμφάνιση μεγάλων μακροσεισμικών εντάσεων.

Fig. 5. 2

Εικ. 5.2: Χάρτης μέγιστης αναμενόμενης οριζόντιας εδαφικής επιτάχυνσης στον ελληνικό χώρο, με 90% πιθανότητα μη υπέρβασης κατά τα επόμενα 50 έτη. (Εκπόνηση χάρτη σεισμικής επικινδυν. της Ελλάδας, ΟΑΣΠ, 1989).

Fig. 5.2: Map of maximum expected horizontal ground acceleration for the greek territory, with possibility 90% for the next 50 years. (Compilation of seismic hazard map for the greek territory, EPPO, 1989).

Στην Εικ. 5.4 Fig. 5. 4 284, παρουσιάζεται η διασπορά των επικέντρων των σεισμών από το 1900 έως το 1987 στον ευρύτερο χώρο της Δυτικής Πελοποννήσου όπου εμφανίζονται 529 σεισμικά γεγονότα με μέγεθος >4.0. Στο χάρτη της Εικ. 5.4 Fig. 5. 4 284, παρατηρείται αυξημένη συγκέντρωση σεισμικών εστιών στη θαλάσσια περιοχή δυτικά της Πελοποννήσου, η δε μέγιστη συγκέντρωση παρατηρείται δυτικά της Ζακύνθου, στην περιοχή της τάφρου του Ιονίου, όπου και το βάθος των εστιών των σεισμών είναι μικρότερο. Στην περιοχή μελέτης (37^ο 10’ - 37^ο 35’, 21^ο 30’ - 22^ο 10’) πουθενά δεν παρατηρείται κάποια σημαντική συγκέντρωση επικέντρων, δηλαδή υπάρχουν λίγα σεισμικά επίκεντρα σε σχέση που παρατηρούνται βόρεια και νότια.

Στο χάρτη της Εικ. 5.5 Fig. 5. 5 285, παρουσιάζεται η διασπορά των επικέντρων των μικροσεισμών με μέγεθος (Ms) από 1 έως 5 R, όπως προέκυψε από την ερευνητική ομάδα του HATZFELD et al., 1990, για το χρονικό διάστημα Ιουνίου - Ιουλίου 1986. Από την παρατήρηση του χάρτη της Εικ. 5.5 Fig. 5. 5 285, προκύπτει ότι η μικροσεισμική δραστηριότητα σεισμικότητα της περιοχής είναι πολύ αυξημένη. Το εστιακό βάθος φθάνει μέχρι τα 40 km. Και σ' αυτόν το χάρτη παρατηρείται σαφώς μικρότερος αριθμός επικέντρων στο χώρο της Πελοποννήσου από εκείνο στο θαλάσσιο χώρο δυτικά της Πελοποννήσου. Στον χάρτη της Εικ. 5.5 Fig. 5. 5 285, όπως και στον χάρτη της Εικ. 5.4 Fig. 5. 4 284, δεν παρατηρείται μεγάλος αριθμός σεισμικών επικέντρων στη περιοχή μελέτης, παρά μόνο στη περιφέρειά της.

Αν όμως συγκριθούν οι χάρτες των Εικ. 5.4 Fig. 5. 4 284 και 5.5 Fig. 5. 5 285, παρατηρείται ότι, η διασπορά των επικέντρων των σεισμών με μέγεθος (Ms) μεγαλύτερο από 4.0 είναι πολύ διαφορετική από την διασπορά των επικέντρων σεισμών με μέγεθος (Ms) 1.0 - 5.0, ενώ το βάθος των σεισμικών εστιών είναι το ίδιο και κατά βάση μικρότερο των 20 km.

Fig. 5. 3

Εικ.5.3: Χάρτης ζωνών ίσης σεισμικής επικινδυνότητας του ελληνικού χώρου (εκπόνηση χάρτη σεισμικής επικινδυνότητας της Ελλάδας, ΟΑΣΠ,1989).

Fig. 5.3: Map of seismic hazard for the greek territory (Compilation of seismic hazard map of Greece, EPPO, 1989).

Αν παρατηρήσουμε καλύτερα το χάρτη της Εικ. 5.5 Fig. 5. 5 285 βλέπουμε ότι υπάρχουν κάποιες συγκεντρώσεις σεισμικών επικέντρων, οι οποίες μπορούν να ταυτισθούν, στο βαθμό που η ακρίβεια προσδιορισμού του επικέντρου το επιτρέπει (ακρίβεια 5-10km), με κάποιες χαρακτηριστικές ενεργές νεοτεκτονικές μορφοτεκτονικές δομές όπως τον Αλφειό ποταμό, τη ρηξιγενή ζώνη Νέδα, τη ρηξιγενή ζώνη της Μέλπειας και τον άξονα της μεγαπτυχής που έχει περιγραφεί από τους ΜΑΡΙΟΛΑΚΟ & ΦΟΥΝΤΟΥΛΗ (1991) στη περιοχή Φιλιατρών Μεσσηνίας. Επίσης μερικά επίκεντρα σεισμών βρίσκονται στη προέκταση της ρηξιγενούς ζώνης Κυπαρισσίας - Αετού, στον Κυπαρισσιακό κόλπο πολύ κοντά όμως στην Κυπαρισσία. Ως εκ τούτου, οι εν λόγω μορφοτεκτονικές δομές θα πρέπει να χαρακτηρισθούν ενεργές.

Fig. 5. 4

Εικ.5.4: Χάρτης σεισμικών επικέντρων από το 1900-1987 της Δυτικής Πελοποννήσου (από κατάλογο σεισμών ΜΑΚΡΟΠΟΥΛΟΥ 1989).

Fig. 5.4: Earthquake epicentre map of W. Peloponnessos for the period 1900-1987 (after MAKROPOULOS earthquake catalog, 1989).

Ο χάρτης της Εικ. 5.6 Fig. 5. 6 286 δείχνει τις κύριες τεκτονικές γραμμές και τη διασπορά των σεισμικών επικέντρων των σεισμών μεγέθους μικρότερου από 4.0, που καταγράφτηκαν από μικροσεισμικό δίκτυο κατά το χρονικό διάστημα Φεβρουαρίου - Αυγούστου 1980 στο τεκτονικό βύθισμα της Μεγαλόπολης (ΠΑΠΑΔΟΠΟΥΛΟΣ 1985), μπορούν δε να γίνουν οι ακόλουθες παρατηρήσεις:

α. Η σεισμική δραστηριότητα εκδηλώθηκε κύρια στα περιθώριά του, τα οποία καθορίζονται από μεγάλες ρηξιγενείς ζώνες (Ελληνίτσας - Χρούσας, Ραψωμμάτι - Μακρισίου) και πολύ λιγότερο στο εσωτερικό του.

β. Κατά το προαναφερθέν χρονικό διάστημα Φεβρ. - Αυγουστ. 1980 ενεργοποιήθηκε περισσότερο, όπως φαίνεται και από τη μεγαλύτερη συγκέντρωση σεισμικών επικέντρων, το NW τμήμα του τεκτονικού βυθίσματος.

γ. Η σεισμική ενέργεια εκλύεται και από τα δύο συστήματα ρηξιγενών ζωνών και ρηγμάτων (NNW-SSE και E-W), τα δε βάθη των υποκέντρων των σεισμών κυμαίνονται στη μεγάλη τους πλειοψηφία μεταξύ 0 και 12km.

4. ΜΗΧΑΝΙΣΜΟΙ ΓΕΝΕΣΗΣ ΣΕΙΣΜΩΝ

Οι μηχανισμοί γένεσης που προκύπτουν από διάφορους σεισμούς μιας περιοχής χρησιμοποιούνται μόνοι ή μαζί με άλλα στοιχεία για την ερμηνεία των μετακινήσεων του στερεού φλοιού δηλαδή της παραμόρφωσης και κατ' επέκταση το προσδιορισμό του εντατικού πεδίο που προκαλεί την παραμόρφωση.

Εάν θέλουμε να δίνουμε πιο αξιόπιστες ερμηνείες όσον αφορά τον προσανατολισμό του σεισμογόνου ρήγματος (seismogenic fault), το είδος της κίνησης, και κατ' επέκταση τη παραμόρφωση και το είδος του εντατικού πεδίου θα πρέπει να λαμβάνουμε υπόψη τα ακόλουθα:

Fig. 5. 5

Εικ.5.5: Ερμηνευμένος χάρτης 1070 σεισμικών γεγονότων από 6/6 έως 17/7 1986 (από HATZFELD et. al., 1990). 1:Αλφειός ποταμός, 2:Ρηξιγενής ζώνη Νέδα, 3:Ρηξιγενής ζώνη Κυπαρισσίας - Αετού, 4:Άξονας νεοτεκτονικής μακροπτυχής Φιλιατρών, 5:Ρηξιγενής ζώνη Μέλπειας.

Fig. 5.5: 1070 earthquqke epicentre map of Peloponnessos for the period 6/6 to 17/7 1986 (after HATZFELD et al., 1990). Numbers in black circles indicate interpreted tectonic linetions; 1:Alfios River, 2:Neda fault zone, 3:Kyparissia – Aetos fault zone, 4:Axis of the Filiatra neotectonic macrofold, 5:Melpia fault zone.

α. Η ακρίβεια προσδιορισμού των εστιακών παραμέτρων (γεωγραφικές συντεταγμένες και εστιακό βάθος) ενός σεισμού, εξαρτάται από πολλούς παράγοντες αλλά κυρίως από τον αριθμό και την κατανομή των σεισμολογικών σταθμών, καθώς και από το μοντέλο ταχυτήτων που χρησιμοποιείται. Όταν έχουμε μεγάλο αριθμό σταθμών αζιμουθιακά κατανεμημένων και μοντέλο ταχυτήτων που να ανταποκρίνεται, όσο το δυνατόν στη πραγματική δομή της περιοχής, τότε οι αποκλίσεις στα λ, φ και h των σεισμών δηλαδή τα ΕΗ, ΕΖ και RMS, είναι πολύ μικρές.

β. Στους μηχανισμούς γένεσης των σεισμών ο καθορισμός του σεισμογόνου ρήγματος (seismogenic fault) δεν είναι πάντα μονοσήμαντος. Μονοσήμαντη λύση έχουν μόνο οι διατμητικοί άξονες P, T και Β. Για να καθοριστεί ποιο από τα δύο ορικά επίπεδα (nodal planes), είναι το επίπεδο του ρήγματος, πρέπει να χρησιμοποιήσουμε και άλλες σεισμολογικές, γεωφυσικές και γεωλογικές παρατηρήσεις.

Fig. 5. 6

Εικ.5.6: Χάρτης των κύριων ρηγμάτων και των επικέντρων των σεισμών Φεβρουαρίου - Αυγούστου 1980 (από ΠΑΠΑΔΟΠΟΥΛΟ 1985).

Fig. 5.6: Sketch map to show the main fault zones and the epicentres of the February – August 1980 earthquakes (after PAPADOPOULOS, 1985).

γ. Οι HATZFELD et al., 1990, σημειώνουν ότι η πιο σημαντική παράμετρος για σεισμούς μεγέθους μεγαλύτερου των 5.5, είναι το άνυσμα ολίσθησης (slip-vector), καθότι μπορούμε να θεωρήσουμε το στερεό φλοιό σαν ομογενές μέσον συγκρινόμενο με το μήκος του ρήγματος. Για μικρότερα όμως μεγέθη σεισμών οι τοπικές ετερογένειες του στερεού φλοιού (π.χ. προϋπάρχοντα ρήγματα), μπορούν να δημιουργήσουν ασθενείς ζώνες και η σχέση μεταξύ του τανυστή τάσης (stress tensor) και των P-, B- και T-αξόνων δεν είναι τόσο σαφής (McKENZIE, 1969, CELERIER, 1988). Έτσι, σε ένα μέσον, όπως ο στερεός φλοιός, στο οποίο προϋπάρχουν διαρρήξεις, για τόσο μικρού μήκους ρήγματα δεν είναι πρακτικά εφικτό σε κάθε περίπτωση μηχανισμού γένεσης να προσδιορίζουμε ένα επίπεδο ρήγματος (fault plane) και ένα άνυσμα ολίσθησης (slip-vector), αλλά να διερευνούμε εάν υπάρχει σταθερότητα στη γεωμετρία που συνάγεται από τους P- και T-άξονες.

Από τα προαναφερθέντα προκύπτει ότι οι μηχανισμοί γένεσης σεισμών μπορεί να είναι χρήσιμοι στην κατανόηση των κινήσεων σε ένα γνωστό ενεργό ρήγμα, αλλά χρειάζεται μεγάλη προσοχή στην ερμηνεία για τον προσανατολισμό του ρήγματος, του είδους του εντατικού πεδίου, ειδικά σε περιοχές με μεγάλο αριθμό ρηγμάτων όπως είναι η Πελοπόννησος.

Οι DRAKOPOULOS & DELIBASIS, (1974), μελέτησαν μεταξύ άλλων και τους μηχανισμούς γένεσης των σεισμών της Μεγαλόπολης (5/4/1965 και 1/9/1966) και δέχονται ότι, ο μεν πρώτος σεισμός αντιστοιχεί σε κανονικό ρήγμα με μικρή αριστερόστροφη οριζόντια συνιστώσα, ο δε δεύτερος αντιστοιχεί σε δεξιόστροφο ρήγμα οριζόντιας ολίσθησης με μικρή συνιστώσα μετακίνησης κατά κλίση (Εικ. 5.7 Fig. 5. 7 287).

Fig. 5. 7

Εικ.5.7: Μηχανισμοί γένεσης σεισμών κατά DRAKOPOULOS & DELIBASIS 1982 (α) της 5/4/1965, (β) της 1/9/1966.

Fig. 5.7: Fault plane solutions for the 5/4/1965 (α) and 1/9/1966 (β) earthquakes (after DRAKOPOULOS & DELIBASIS 1982).

Οι DRAKOPOULOS & DELIBASIS (1982) παρουσίασαν τους μηχανισμούς γένεσης ενός μεγάλου αριθμού σεισμών (Εικ. 5.8 Fig. 5. 8 288). Από τα αποτελέσματα της μελέτης αυτής γίνεται φανερό ότι στις δυτικές ακτές της Πελοποννήσου επικρατούν ανάστροφες διαρρήξεις με συμπιεστικές συνιστώσες τάσης διεύθυνσης NNE-SSW, ενώ στη Κεντρική Πελοπόννησο έχουμε κανονικές διαρρήξεις και επικρατούσα τάση εφελκυσμού με διεύθυνση κυρίως N-S. Στο χάρτη της Εικ. 5.9 Fig. 5. 9 289 συνοψίζονται τα βασικά αποτελέσματα της μελέτης και παρουσιάζεται η κατανομή των οριζόντιων συνιστωσών των τάσεων στον ελληνικό χώρο, από επιφανειακούς σεισμούς με μέγεθος μεγαλύτερο από 5.4, που είναι συμπίεση στη περιοχή δυτικά της Πελοποννήσου σε διεύθυνση NE-SW, εφελκυσμός ανατολικά των δυτικών ακτών της Πελοποννήσου σε διεύθυνση N-S. Παρ' όλα αυτά παρατηρούμε ότι στη περιοχή μελέτης εκτός των προαναφερθέντων μηχανισμών των σεισμών της Μεγαλόπολης (Νο 71 και 79 της Εικ. 5.8 Fig. 5. 8 288), υπάρχει και ο μηχανισμός (No 45), ο οποίος δείχνει συμπίεση σε διεύθυνση Ν-S.

Ο προσανατολισμός των συμπιεστικών τάσεων, καθώς και η παρουσία ανάστροφων ρηγμάτων με συνιστώσα οριζόντιας ολίσθησης στην ευρύτερη περιοχή μελέτης επιβεβαιώνεται και από τους GALANOPOULOS & DELIBASIS (1983). Παρόμοια συμπεράσματα προέκυψαν και από τις μελέτες των PAPAZACHOS et al., 1984, HATZFELD etal., 1990.

Με βάση τις προαναφερθείσες σεισμολογικές μελέτες, φαίνεται ότι στην ευρύτερη περιοχή μελέτης και κυρίως στα δυτικά και τα βορειοδυτικά επικρατούν τάσεις συμπίεσης σε διεύθυνση NNE-SSW έως NE-SW και ανάστροφα ρήγματα, τα οποία όμως πολλές φορές παρουσιάζουν σημαντική συνιστώσα οριζόντιας ολίσθησης, ενώ αντίθετα στα ανατολικά και νότια της περιοχής μελέτης επικρατεί εφελκυσμός σε διεύθυνση N-S.

5. ΣΧΟΛΙΑ - ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ

Από όσα αναφέρθηκαν προηγουμένως για την σεισμική δραστηριότητα της περιοχής, προκύπτει ότι μεγάλοι και καταστρεπτικοί σεισμοί δεν έχουν αναφερθεί στο χώρο του σύνθετου τεκτονικού βυθίσματος Μεγαλόπολης - Λύκαιου Μίνθης - Τετράζιου (ΜΕΛΥΜΙΤΕ). Οι μεγάλοι και καταστρεπτικοί σεισμοί έχουν πλήξει τις περιοχές που περιβάλλουν την περιοχή μελέτης και κυρίως τη Μεσσηνία που βρίσκεται νότια και την Ηλεία που βρίσκεται βόρεια.

Οι μόνοι σεισμοί μεγέθους μεγαλύτερου από 5.0 που έχουν καταγραφεί και έχουν σχέση με κάποια ρηξιγενή ζώνη, είναι οι σεισμοί της Μεγαλόπολης, από τους οποίους ο πρώτος (5/4/1965) κατά τον AMBRASEYS, 1967 σχετίζεται με τη δραστηριότητα της ρηξιγενούς ζώνης που οριοθετεί το τεκτονικό κέρας του Λύκαιου με το τεκτονικό βύθισμα της Μεγαλόπολης. Το επίκεντρο του δεύτερου σεισμού της Μεγαλόπολης εντοπίζεται στη περιοχή της ρηξιγενούς ζώνης Ραψωμμάτι - Μακρισίου στο ανατολικό περιθώριο του τεκτονικού βυθίσματος.

Από το σεισμικό δίκτυο (ΠΑΠΑΔΟΠΟΥΛΟΣ, 1985) διαπιστώθηκε ότι τα επίκεντρα των σεισμών μεγέθους μικρότερου από 4.0 βρίσκονται στα περιθώρια της λεκάνης όπου υπάρχουν και οι ρηξιγενείς ζώνες. Η μεγαλύτερη συγκέντρωση επικέντρων παρατηρείται στο NW τμήμα της δυτικής περιθωριακής ρηξιγενούς ζώνης, κάτι που διαπιστώθηκε και αργότερα από τους HATZFELD et al., 1990. Φαίνεται λοιπόν ότι η έντονη κινηματική δραστηριότητα (ανοδικές κινήσεις) του Λύκαιου από το Μέσο Πλειστόκαινο (βλπ. κεφ. Γεωλογίας και Γεωμορφολογίας) και μετά βρίσκει την έκφρασή του σήμερα και μέσα από την έκλυση σεισμικής ενέργειας με τη μορφή των σεισμών μικρού μεγέθους και βάθους.

Fig. 5. 8

Εικ.5.8: Μηχανισμοί γένεσης σεισμών μεγέθους Μ>5.3 και μικρού βάθους του Ελληνικού χώρου (από DRAKOPOULOS & DELIBASIS 1982).

Fig. 5.8: Fault plane solutions for shallow earthquakes with Μ>5.3 DRAKOPOULOS & DELIBASIS 1982).

Η διάταξη των σεισμικών επικέντρων περιγράφει στην ουσία πολύ καλά την σημερινή κοίτη όχι μόνο του άνω ρου του Αλφειού ποταμού στη λεκάνη της Μεγαλόπολης, αλλά όλου του Αλφειού μέχρι την εκβολή του στον Κυπαρισσιακό κόλπο (Εικ. 5.5 Fig. 5. 5 285). Επομένως και τα δύο περιθώρια του τεκτονικού βυθίσματος Μεγαλόπολης, θα μπορούσαν να χαρακτηρισθούν σαν ενεργά, αλλά πολύ πιο ενεργό φαίνεται να είναι το δυτικό. Δεν είναι εξ άλλου τυχαίο ότι στο δυτικό τμήμα της λεκάνης οι μεταλπικές αποθέσεις έχουν το μεγαλύτερο πάχος ( >500m) και το ανάγλυφο του αλπικού υποβάθρου βρίσκεται σήμερα σε απόλυτο υψόμετρο μικρότερο του -150m (ΠΑΠΑΔΟΠΟΥΛΟΣ, 1985).

Η μικρή συγκέντρωση σεισμικών επικέντρων που παρατηρείται στις ακτές του Κυπαρισσιακού κόλπου στη περιοχή μεταξύ Αλφειού ποταμού και Κυπαρισσίας (Εικ. 5.5), πρέπει να σχετίζεται με τη ρηξιγενή ζώνη Νέδα ιδιαίτερα δε την κινηματική που έχει παρουσιάσει η εν λόγω ρηξιγενής ζώνη μετά το Μέσο Πλειστόκαινο (βλπ. κεφ. Τεκτονικής - Νεοτεκτονικής).

Fig. 5. 9

Εικ.5.9: Διευθύνσεις της οριζόντιας συνιστώσας των τάσεων στον Ελληνικό χώρο για σεισμούς μικρού βάθους, με μέγεθος Μ>5.3 (από DRAKOPOULOS & DELIBASIS, 1982).

Fig. 5.9: Directions of the stress horizontal component for shallow earthquakes with Μ>5.3 in the hellenic territory (after DRAKOPOULOS & DELIBASIS, 1982).

Τέλος πρέπει να επισημανθεί ότι νότια της περιοχής μελέτης στη περιοχή Φιλιατρών, η διάταξη των σεισμικών επικέντρων της Εικ. 5.5 Fig. 5. 5 285 σε διεύθυνση NE-SW, περιγράφει καλά τη γεωμετρία του άξονα της νεοτεκτονικής μεγαπτυχής που έχει περιγραφεί και μελετηθεί από τους ΜΑΡΙΟΛΑΚΟ & ΦΟΥΝΤΟΥΛΗ (1991).

Όπως αναφέρθηκε όμως στο κεφάλαιο της Νεοτεκτονικής, οι ρηξιγενείς ζώνες και τα ρήγματα που επικρατούν στην Κεντροδυτική Πελοπόννησο κατά τη νεοτεκτονική περίοδο, είναι πλαγιοκανονικά (oblique-slip normal), ενώ είναι πολύ λίγα τα ανάστροφα. Επιπλέον, πρέπει να τονιστεί η παρουσία νεοτεκτονικών πτυχών σε διάφορες κλίμακες παρατήρησης, των οποίων οι άξονες στη μεγάλη πλειοψηφία τους έχουν διεύθυνση WSW-ENE. Ο συνδυασμός όλων αυτών των στοιχείων δημιουργεί αρκετές δυσκολίες στην ερμηνεία του τύπου του εντατικού πεδίου που προκαλεί τη παραμόρφωση. Νομίζουμε ότι οι τύποι των εντατικών πεδίων (συμπίεση σε διεύθυνση NE-SW ή Ε-W, εφελκυσμός σε διεύθυνση N-S, ή διάτμηση μεταξύ των περιοχών συμπίεσης και εφελκυσμού), που έχουν κατά καιρούς προταθεί για την Πελοπόννησο, για να ερμηνευθεί το εντατικό πεδίο παραμόρφωσης του ευρύτερου χώρου της Κεντροδυτικής Πελοποννήσου πρέπει να εκφράζουν το τοπικό εντατικό πεδίο και όχι του ευρύτερου χώρου, δεδομένου ότι τα συμπεράσματα που προκύπτουν λαμβάνοντας υπόψη μόνο τον θραυσιγενούς τύπου ενεργό τεκτονισμό, αγνοώντας τελείως την πλαστικού χαρακτήρα παραμόρφωση. Αυτό όμως δεν σημαίνει ότι αμφισβητούνται τα επιμέρους αποτελέσματα, τα οποία κατά τη γνώμη μας πρέπει να εκφράζουν, όπως προαναφέρθηκε, τις τοπικές συνθήκες παραμόρφωσης κατά την εκδήλωση του σεισμικού γεγονότος και όχι του ευρύτερου χώρου.