Pavlides S., Chatzipetros A., Sboras S., Kremastas E. and Chatziioannou A.

Earthquake Geology Research Team
Thessaloniki, Greece
12 March 2021

The strong earthquakes of ML6.0 and ML5.9 (IG-NOA), or Mw6.3 and mb5.8 (CSEM-EMSC) of March 3 and 4, respectively, affected a large area, due to the surprisingly low dip angle of the causative fault plane. Surficial effects of the earthquake sequence consist of a variety of phenomena that were observed all over the area. Dozens of soil liquefaction occurrences, such as sand “craters" and flows (Fig. 1) were mapped in areas adjacent to Pinios and Titarisios rivers.

​Fig. 1. Examples of sand flow and craters in the liquefied area SE of Pineiada village. 

The first area is located between the villages of Koutsochero to Pineiada and Zarko, while the latter is less extended and is observed mainly in the area of Vlachogianni and Varko villages. All the liquefaction phenomena were mapped in detail with UAVs (Fig. 2). Comparison with current and historical satellite images, show that in the area of Pinios river the liquefaction is clearly associated with older abandoned meanders of the river, indicating a differentiated composition, more susceptible to liquefaction (Fig. 3). Liquefaction susceptibility map of Greece and GIS-based DAtabase of historical Liquefaction Occurrences in broader Aegean region, (DALO v1.0) have been created (Papathanassiou and Pavlides 2009, Papathanassiou et al., 2010a), whilst evaluating earthquake-induced liquefaction in the urban areas and more specific in Larissa city have been published by Papathanassiou et al. (2010b, 2011).

​Fig. 2. An example of orthorectified image of the liquefied areas (gray spots). Images from a series of high flying UAV campaigns have been combined with orthophotos from the Cadastral project of Greece.

​Fig. 3. A detailed UAV composite orthophoto (yellow border) overprinted onto a satellite image, clearly shows that the distribution of individual liquefaction features (gray spots) coincides with an abandoned and filled bend of Pinios river. The current riverbed is visible at the right part of the map.

​Field work and the analysis of interferometric information (Fig. 4a,b, Foumelis personal communication) show that the well-known and studied Tyrnavos fault (TF, Fig. 4), as well as the Titarisios valley fault, which is the NW extension of the known Larissa fault (LF, Fig. 4), did not generate the mainshock, although they appear to have been triggered and partially activated by the main seismogenic fault as sympathetic structures.

Fig. 4. InSar maps (a, b, Foumelis, personal communication) and simplified map of the North Thessaly fault system (a, b, Foumelis, AUTh, c, Caputo et al., 2004).

​Tyrnavos fault (TF, Fig. 4) is a typical geological structure similar to many others in the broader area (Caputo and Pavlides, 1993; Caputo, 1995; Caputo et al., 2004). It strikes West-Northwest and has a surficial length of 10-12 km. This fault is one of the best studied active structures in Greece for more than 30 years by the Earthquake Geology Research Team of AUTh in collaboration with R. Caputo, Professor at University Ferrara and is included in the Greek Database of Seismogenic Sources (GreDaSS http://gredass.unife.it, Sboras, 2011; Caputo et al., 2014, 2012; Caputo and Pavlides, 2013; Sboras et al., 2014), in which it is described in detail. According to geological data, geophysical surveys and palaeoseismological excavations studying the geological history of the fault, a slow activity is documented, which is characterized by vertical surface co-seismic displacements of 20-40 cm and a possible recurrence period of about 1-2.5 ka, as well as a low slip rate of 0.05-0.25 mm/year. Its earthquake potential is estimated to M 6.1 to 6.3 (Caputo et al., 2004), based on the empirical relationships Ms versus SRL of Pavlides & Caputo (2004) and Wells and Coppersmith (1994). The active deformation of the area is also well documented by recent primary geodetic data analysis (Chatzipetros et al., 2018; Lazos et al., 2020).
​
As far as the insofar unknown and unmapped seismic fault is concerned, fieldwork showed that there are characteristic geological indications in the Pelagonian bedrock, consisting of Paleozoic mica schist and gneiss (e.g. Kilias and Mountrakis, 1987; Kilias et al., 1991), indicating that a low angle normal fault has acted as a hidden or blind fault during the earthquake. It is associated with the bedrock schistosity, as well as with small high angle reverse faults of the Pelagonian anticline. The presumed seismic fault extends in the broader area between the villages of Zarko and Megalo Eleftherochori, as an inherited shear zone (Fig. 5). Geologic indications include outcrops of the post Alpine shear zone (Fig. 5a,b,c), located along the boundary between interferometrically-indicated uplift and subsidence terrains (fig. 4, that is 0 line of displacement), the existence of cataclasite and fault gouge in the shear zone (Fig. 5a-e), which indicates reactivation of the fault in brittle conditions during the neotectonic period (inverse tectonics) and slickenlines compatible with the active stress field (Fig. 5a,c,d). Fault surfaces strike at N160oE and dip at 50o on average which is in good agreement to the published focal mechanisms by Greek (NOA and AUTh) and other international Institutes. Coseismic indicators include small, ruptured fault surfaces with detached rock slabs and pieces, as well as small-scale soil fractures following the trace of the mapped fault (Fig. 5d,g), with negligible vertical displacement and small heave (up to 2 cm).

Fig. 5. a. Fault surface of the low-angle normal fault in the bedrock, believed to be a strand of the causative fault zone. b. a zone of intense brittle shearing, accompanied by fault gouge and cataclasite within the low-angle normal fault zone. c. fault surface. d. opening along a pre-existing shear zone. e. cataclasite and opening in Paleozoic crystalline rocks. f, g. coseismic surface cracks in the soil cover, following the inferred strike and location of the causative fault zone in the bedrock.

​The seismic fault model (seismic source) of the mainshock is based on the GFZ’s moment tensor solution (strike, dip and rake), the scalar relationships of Wells & Coppersmith (1994; length and width), and the interferograms along with the site observations (position). The Coulomb static stress changes are calculated for receiver faults similar to the seismic source at a depth of 8 km. A vertical cross-section normal to the source’s strike is also calculated. Results show stress-load beyond the tips of the fault, suggesting a triggering scenario for faults of similar geometry and kinematics located in this red area (Fig. 6). The northwestern edge of the fault (red-yellow) activated during the second event of 4th of March. The seismic source is also used to model the vertical displacement on the ground after using the Okada formulae (Fig. 7). The maximum calculated vertical displacement is 2.93 cm. Both Coulomb and Okada calculations were performed with the Coulomb v3.3 application (Toda et al., 2005; Lin & Stein, 2004).

Fig. 6. a. The seismic fault model (seismic source) of the mainshock is based on the GFZ’s moment tensor solution.  The Coulomb static stress changes were calculated at the depth of 8 km. b. Vertical cross-section normal to the source’s strike (A-B). Results show stress-load beyond the tips of the fault, suggesting a triggering scenario for faults of similar geometry and kinematics located in the red area

Fig. 7. A preliminary model of the seismic source is showing vertical displacement on the ground. Surface fault trace projection between the villages Zarko and Megalo Eleftherochorion.

​Concerning the historical seismicity of the region, important details and revisions are included in Papaioannou (2017a, 2017b, 2018, 2019). During the 20th century a similar earthquake of magnitude 6.3 occurred in Larissa on March 1, 1941, exactly 80 years ago, with very serious damage to the city and the surrounding villages, mainly in the eastern Thessalian plain, which is associated to the "Asmaki" fault (Caputo et al., 2004,  Papaioannou, 2018), while another earthquake M5.6 occurred in the northwestern area in November 1901, focusing on the village of Verdikousa, probably along the extension of the seismogenic fault.  Possibly the strong earthquake of 1735, with epicenter is on the same area, is associated to this fault or other structures of the area (Papaioannou 2011b). Another large earthquake in the broader area occurred on 1892 (Papazachos & Papazachou 2003; Amraseys 2009; Papaioannou, 2017a, 2019), while there is information about an earthquake of 1781 of the same magnitude. A report of an earthquake of a similar magnitude in 1766 is disputed and revised in Papaioannou (2017b). Other active geological structures of the region within the Larissa plain include Gyrtoni (Fig. 4c, GF), Rodia (RF), Elassona, Gonoi, Tempi and Omolio (OF) faults (GreDaSS http://gredass.unife.it), which are currently being studied using advanced methods (satellite imagery, high resolution UAV models, geodetic, geological and paleoseimological ones, e.g. Tsodoulos et al., 2016, Kremastas et al., 2018, Lazos et al., 2020). It is worth mentioning that the first to mention earthquakes as a possible cause of formation of Tempi valley, with the contribution of God Poseidon, is the historian Herodotus (485-425 BC).
​
In conclusion, this earthquake raises new questions and concerns, while revising some established views, such as:

1. The status of active stress trends (σ3 extension),
2. The direction of active tectonic structures,
3. The existence of a seismogenic fault in a mountainous volume of crystalline rocks without typical geomorphological expression,
4. The role of blind faults to Seismic Hazard Assessment.

​References

• Ambraseys, N., 2009. Earthquakes in the Mediterranean and Middle East. Cambridge Univ. Press.
  
• Caputo, R., 1995. Inference of a seismic gap from geological data: Thessaly ( Central Greece) as a case study. Annals of Geophysics 38. https://doi.org/10.4401/ag-4127
  
• Caputo, R., Chatzipetros, A., Pavlides, S., Sboras, S., 2012. The Greek Database of Seismogenic Sources (GreDaSS): state-of-the-art for northern Greece. Annals of Geophysics 55, 859–894. https://doi.org/10.4401/ag-5168
  
• Caputo, R., Helly, B., Pavlides, S., Papadopoulos, G., 2004. Palaeoseismological investigation of the Tyrnavos Fault (Thessaly, Central Greece). Tectonophysics 394, 1–20. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2004.07.047
  
• Caputo, R., Pavlides, S., 2013. Greek Database of Seismogenic Sources (GreDaSS)., University of Ferrara, Italy. https://doi.org/10.15160/UNIFE/GREDASS/0200 and , GreDaSS Working Group, 2014. The Greek Database of Seismogenic Sources (GreDaSS): the new version. EGU General Assembly 2014.
  
• Caputo, R., Pavlides, S., 1993. Late Cainozoic geodynamic evolution of Thessaly and surroundings (central-northern Greece). Tectonophysics 223, 339–362. https://doi.org/10.1016/0040-1951(93)90144-9
  
• Chatzipetros, A., Lazos, I., Pavlides, S., Pikridas, C., Bitharis, S., 2018. Determination of the active tectonic regime of Thessaly, Greece: a geodetic data based approach. XXI International Congress of the CBGA. Salzburg, 227.
  
• Kilias, A., Fasoulas, C., Priniotakis, M., Sfeikos, A., Frisch, W., 1991. Deformation and HP/LT Metamorphic Conditions at the Tectonic Window of Kranea (W -- Thessaly, Northern Greece). Zeitschrift Der Deutschen Geologischen Gesellschaft 142, 87–96. https://doi.org/10.1127/zdgg/142/1991/87
  
• Kilias, A., Mountrakis, D., 1987. Structural Geology of the Central Pelagonian Zone (Kamvounia Mountains, North Greece). Zeitschrift Der Deutschen Geologischen Gesellschaft 138, 211–237. https://doi.org/10.1127/zdgg/138/1987/211
  
• Kremastas, E., Pavlides, S., Chatzipetros, A., Koukouvelas, I., Valkaniotis, S. (2018). Mapping the Gyrtoni Fault (Thessaly, Central Greece) using an Unmanned Aerial Vehicle. Conference: 9th International INQUA Meeting on Paleoseismology, Active Tectonics and Archeoseismology (PATA), 25 – 27 June, 2018, Possidi, Greece
  
• Lazos, I., Pikridas, C., Chatzipetros, A., Pavlides, S., 2020. Determination of local active tectonics regime in central and northern Greece, using primary geodetic data. Applied Geomatics 1–15. https://doi.org/10.1007/s12518-020-00310-x
  
• Lin, J., Stein, R.S., 2004. Stress triggering in thrust and subduction earthquakes and stress interaction between the southern San Andreas and nearby thrust and strike-slip faults. J. Geophys. Res. Solid Earth 109, B02303.
  
• Papaioannou, I., 2019. The Larisa, Tyrnavos and Agia earthquake of 1892 [in Greek].
  
• Papaioannou, I., 2018. The Larisa earthquake of March 1, 1941 [in Greek].
  
• Papaioannou, I., 2017a. Earthquake activity in Thessaly during the 19th century [in Greek]., Thessaliko Imerologio 273–292.
  
• Papaioannou, I., 2017b. Earthquake activity in Thessaly during 16th-18th centuries [in Greek]., Thessaliko Imerologio 353–396.
  
• Papathanasiou G., Valkaniotis S., Chatzipetros A., Pavlides S. (2010a). Liquefaction susceptibility map of Greece. Bulletin of the Geological Society of Greece, XLIII(3), 1383-1392
  
• Papathanasiou G., Pavlides S. (2010b). Probabilistic evaluation of ground failures triggered by seismic loading in urban environment; case studies from Greece. Bulletin of the Geological Society of Greece, XLIII(3), 1373-1382.
  
• Papathanasiou G., Pavlides S. (2009). GIS-based DAtabase of historical Liquefaction Occurrences in broader Aegean region, DALO v1.0, Earthquake Geotechnical Engineering Satellite Conference. Proceedings of the XVII International Conference on Soil Mechanics & Geotechnical Engineering, Earthquake Geotechnical Engineering Satellite Conference. XVII International Conference on Soil Mechanics and Geotechnical Engineering, Earthquake Geotechnical Engineering Satellite Conference. Alexandria, Egypt.
  
• Papathanasiou G., Seggis K, Pavlides S. (2011). Evaluating earthquake-induced liquefaction in the urban area of Larissa, Greece. Bulletin of Engineering Geology and the Environment, 70(1), 79-88.
  
• Papazachos, B., Papazachou, A. (1997/2003). The Earthquakes of Greece. Ziti Publications. Thessaloniki.
  
• Pavlides, S.B., Caputo, R., 2004. Magnitude versus faults' surface parameters: quantitative relationships from the Aegean, Tectonophysics, 380(3-4), 159-188.
  
• Sboras, S., 2011. The Greek Database of Seismogenic Sources: seismotectonic implications for North Greece. PhD thesis, University of Ferrara.
  
• Sboras, S., Pavlides, S., Caputo, R., Chatzipetros, A., Michailidou, A., Valkaniotis, S., Papathanassiou, G., 2014. The use of geological data to improve SHA estimates in Greece. Bollettino Di Geofisica Teorica Ed Applicata 55. https://doi.org/10.4430/bgta0101.
  
• Tsodoulos, I.,  K. Stamoulis, R. Caputo, I. Koukouvelas, A. Chatzipetros, S. Pavlides, Ch. Gallousi, Ch. Papachristodoulou, K. Ioannides, (2016). Middle–Late Holocene earthquake history of the Gyrtoni Fault, Central Greece: Insight from optically stimulated luminescence (OSL) dating and paleoseismology. Tectonophysics, 687, 14-27, https://doi.org/10.1016/j.tecto.2016.08.015.
  
• Toda, S., Stein, R.S., Richards-Dinger, K., Bozkurt, S.B., 2005. Forecasting the evolution of seismicity in southern California: Animations built on earthquake stress transfer. J. Geophys. Res. B Solid Earth 110, 1–17.
  
• Wells, D.L. and Coppersmith, K.J., 1994. New empirical relationships among magnitude, rupture length, rupture width, rupture area, and surface displacement, Bulletin of the Seismological Society of America, 84, 974-1002.

Η Ερευνητική Ομάδα Γεωλογίας των Σεισμών του τμήματος Γεωλογίας του Α.Π.Θ., αποτελούμενη από τον Ομοτ. Καθηγητή Σπύρο Παυλίδη, τον Αναπλ. Καθηγητή Αλέξανδρο Χατζηπέτρο, τον Γεωλόγο MSc – Πολιτικό Μηχανικό Ευάγγελο Κρεμαστά  και τον Μεταπτυχιακό φοιτητή Αθανάσιο Χατζηιωάννου πραγματοποίησε γεωλογική έρευνα στην ευρύτερη περιοχή του σεισμού.  Κατέγραψε και χαρτογράφησε δεκάδες εμφανίσεις ρευστοποίησης εδαφών, με τη μορφή «κρατήρων» και ροών άμμου, από πίδακες υπόγειου νερού. Ρευστοποιήσεις παρατηρήθηκαν στις περιοχές κατά μήκος του Πηνειού, στην περιοχή μεταξύ Κουτσόχερου και Πηνειάδας, καθώς και στην κοιλάδα του Τιταρήσιου ποταμού, όπως στο χωριό Βλαχογιάννι. Τα φαινόμενα ρευστοποίησης δημιουργούνται σε χαλαρά εδάφη κατά τη διάρκεια του σεισμού, όταν αμμώδη και μικροκροκαλώδη υπόγεια στρώματα  κορεσμένα σε υπόγειο νερό συμπεριφέρονται ως ρευστά. Με τη συμβολή των αποτελεσμάτων της Δορυφορικής Συμβολομετρίας και της ανάλυσης της σεισμικής ακολουθίας, η γεωλογική έρευνα έδειξε ότι το πολύ γνωστό και μελετημένο ρήγμα του Τυρνάβου, καθώς και το ρήγμα της κοιλάδας του Τιταρίσιου, ως προέκταση του γνωστού ρήγματος της Λάρισας, δεν ήταν τα σεισμογόνα ρήγματα, αν και φαίνεται ότι συνλειτούργησαν με το κυρίως σεισμογόνο ρήγμα. Για το άγνωστο αχαρτογράφητο σεισμικό ρήγμα υπάρχουν και καταγράφηκαν σοβαρές επιφανειακές γεωλογικές ενδείξεις που το εντοπίζουν σε σχιστολιθικά και γνευσιακά πετρώματα, όπου έδρασε ως κρυμμένο – τυφλό ρήγμα (blind fault). Μια πιο τεκμηριωμένη ερμηνεία για τη σεισμογόνες δομές θα ανακοινωθεί σύντομα μετά την επεξεργασία όλων των διαθέσιμων επιστημονικών στοιχείων. Οι σεισμοί αυτοί της Βόρειας Θεσσαλίας με την ιδιαιτερότητά τους προσθέτουν νέα αναθεωρητικά επιστημονικά συμπεράσματα και συμβάλουν τόσο στην κατανόηση του πολύπλοκου φαινομένου του σεισμού, όσο και στην πρακτική εφαρμογή για τη συνεχή αντισεισμική θωράκιση της χώρας.

Ο σεισμός της 30ης Οκτωβρίου 2020 στη Σάμο (Μw 7.0) προκλήθηκε από ένα κανονικό ρήγμα, το οποίο εντοπίζεται στον υποθαλάσσιο χώρο βόρεια της Σάμου. Η παράταξή του, σύμφωνα με τους έως τώρα διαθέσιμους μηχανισμούς γένεσης, είναι ΔΒΔ-ΑΝΑ έως ΔΝΔ-ΑΒΑ, ενώ το εστιακό βάθος 6-15 km (Εικόνα 1). Εκτιμάται ότι τα στοιχεία αυτά θα μεταβληθούν και θα συγκεκριμενοποιηθούν με την περαιτέρω συλλογή και επεξεργασία των δεδομένων. Σε ότι αφορά τη γενική παράταξη και διεύθυνση κλίσης του σεισμογόνου ρήγματος, οι προκαταρκτικοί μηχανισμοί γένεσης συμφωνούν μεταξύ τους.

​Σύμφωνα με τον μηχανισμό γένεσης που παράχθηκε από το GFZ Pozdam, τα στοιχεία του σεισμογόνου ρήγματος είναι:

• Παράταξη: 097ο
• Διεύθυνση κλίσης: ΒΒΑ (07ο)
• Γωνία κλίσης: 41ο
• Μέγεθος σεισμού: 7.0

Είναι χαρακτηριστικό ότι τα παραπάνω δεδομένα βρίσκονται σε πολύ καλή αντιστοιχία με τα αντίστοιχα μεγέθη που είχαν δημοσιευτεί σε σειρά εργασιών (Chatzipetros et al., 2013; Pavlides et al., 2009; Zouros et al., 2011) και τη βάση δεδομένων GreDaSS (Caputo et al., 2014, 2012; Pavlides et al., 2010; Sboras, 2012; Sboras et al., 2009):

​Εκτός από τη μετασεισμική ακολουθία που παρατηρείται στο κάτω τέμαχος (hangingwall) του ρήγματος αυτού (GRCS912 στην Εικόνα 2), μία δεύτερη συγκέντρωση βρίσκεται δυτικότερα αυτού (κίτρινο βέλος στην Εικόνα 2). Στη θέση αυτή βρίσκεται ήδη χαρτογραφημένο ρήγμα (Chatzipetros et al., 2013) και η διάταξη των επικέντρων των μετασεισμών δείχνει να είναι παράλληλη σε αυτό (Εικόνα 2). Το σεισμικό δυναμικό αυτού του ρήγματος έχει εκτιμηθεί σε 6,5, ενώ αν τελικά οι μετασεισμοί αυτοί οφείλονται σε δευτερογενή διέγερσή του (triggering) λόγω του ισχυρού κυρίως σεισμού, τότε το μήκος του θα πρέπει να αναθεωρηθεί (προέκταση προς τα ΒΑ).​

​Τέλος, η συνσεισμική παραμόρφωση έχει καταγραφεί εμφανώς και στις καταγραφές του σταθερού σταθμού GNSS της Σμύρνης (Εικόνα 3). Από τις μετρήσεις, είναι φανερό ότι η περιοχή της Σμύρνης επηρεάστηκε από ​Τέλος, η συνσεισμική παραμόρφωση έχει καταγραφεί εμφανώς και στις καταγραφές του σταθερού σταθμού GNSS της Σμύρνης (Εικόνα 3). Από τις μετρήσεις, είναι φανερό ότι η περιοχή της Σμύρνης επηρεάστηκε από το σεισμό και μετακινήθηκε προς τα ΒΒΑ περί τα 5 cm. Αυτό είναι απολύτως συμβατό με το μοντέλο των ρηγμάτων που προτείνεται παραπάνω. Αναμένονται νεότερα δεδομένα και από άλλους σταθμούς, για να συμπληρωθεί η ερμηνεία και να εμπλουτιστεί το μοντέλο.

​​Θα πρέπει να τονιστεί ότι η χαρτογράφηση των υποθαλάσσιων ρηγμάτων ενέχει μεγάλο βαθμό αβεβαιότητας, καθώς δεν υπάρχει απευθείας γεωλογική παρατήρηση, ενώ επιπλέον στη συγκεκριμένη περιοχή απουσιάζουν ακριβή δεδομένα βυθομετρίας. Στη Σάμο ωστόσο, έχουν εντοπιστεί και χαρτογραφηθεί εδώ και αρκετά χρόνια μεγάλες ενεργές ρηξιγενείς δομές, οι οποίες αποτελούν δυνητικές σεισμικές πηγές. Αυτά τα ρήγματα έχουν αποτυπωθεί στον νεοτεκτονικό χάρτη της Σάμου, ο οποίος έχει εκδοθεί από τον Οργανισμό Αντισεισμικού Σχεδιασμού και Προστασίας (Εικόνα 4).

Μεγάλο μέρος της έρευνας πραγματοποιήθηκε στα πλαίσια του Επιχειρησιακού Προγράμματος Βορείου Αιγαίου 2000-2006 στα πλαίσια του έργου "Αξιοποίηση σύγχρονων μεθόδων των γεωεπιστημών στη δια-χείριση του σεισμικού κινδύνου με έμφαση στο δομημένο περιβάλλον των νησιών του Βορείου Αιγαίου Πελάγους". Οι φορείς υλοποίησης ήταν: Αριστοτέλειο Πανεπιστήμιο Θεσσαλονίκης, Πανεπιστήμιο Αιγαίου, Μουσείο Φυσικής Ιστορίας Απολιθωμένου Δάσους Λέσβου, Εθνικό Αστεροσκοπείο Αθηνών.
 Στα πλαίσια της έρευνας έγινε μελέτη και αποτύπωση των ενεργών ρηγμάτων των νησιών του ΒΑ και Α Αιγαίου (Λήμνος, Λέσβος, Άγιος Ευστράτιος, Χίος, Σάμος και Ικαρία). Ο βασικός στόχος ήταν να κωδικοποηθούν και να ομογενοποιηθούν οι υπάρχουσες πληροφορίες, να συλλεχθούν νέα δεδομένα με επιτόπιες γεωλογικές έρευνες στα νησιά και κυρίως να υπολογιστούν οι ποσοτικές παράμετροι επικινδυνότητας για κάθε ρήγμα της περιοχής (αναμενόμενο μέγεθος, πιθανή επιφανειακή παραμόρφωση, κλπ).
Με βάση τα αποτελέσματα της έρευνας, έγιναν πολλαπλές δράσεις διάχυσης στο κοινό και τις αρχές:

• Ημερίδες ενημέρωσης στα νησιά της περιοχής.
• Εκτύπωση χαρτών τόσο γενικών, όσο και τοπικών (βλ. π.χ. συνημμένο), οι οποίοι μοιράστηκαν σε όλους τους φορείς (τοπική αυτοδιοίκηση, εκπαίδευση, σώματα ασφαλείας, κλπ), με σκοπό την ενημέρωσή τους.
• Εκτύπωση φυλλαδίων και τευχών, τα οποία επίσης διανεμήθηκαν ευρέως.

Η έρευνα και η συνεργασία μεταξύ των μελών της ομάδας εργασίας συνεχίστηκε και συνεχίζεται, με πολύ ενδιαφέροντα αποτελέσματα.
​

Τα έως τώρα δεδομένα δείχνουν ότι το ρήγμα Πολιχνίτου είναι άμεσα συνδεδεμένο με το υποθαλάσσιο ρήγμα του σεισμού Μ6.3 12/6/2017. Το χωριό Βρίσα είναι χτισμένο πάνω στο ρήγμα Πολιχνίτου. Η  Σεισμική Επιτάχυνση  του εδάφους θεμελίωσης είναι ενδεικτικό στοιχείο των σεισμικών καταστροφών. Οι εδαφικές επιταχύνσεις του πρόσφατου σεισμού όπως καταγράφηκαν με επιταχυνσιογράφους από το ΙΤΣΑΚ ήταν πολύ μικρές για τέτοιο μέγεθος σεισμού σε ολόκληρη τη Λέσβο. Οι πρώτοι όμως υπολογισμοί μας δείχνουν ότι στην περιοχή Βρίσα ήταν κατά πολύ υψηλότερες, όπως φαίνεται και στο παρακάτω σχήμα 1. Φαίνεται ότι η περιοχή του χωριού Βρίσα αποτελεί νησίδα υψηλής σεισμικής επιτάχυνσης. Οι αναφορές για ένα μικρού ύψους τσουνάμι στην περιοχή υποδηλώνει ότι ίσως συνέβησαν και υποθαλάσσιες κατολισθήσεις λόγω του σεισμού.

​Σχ. 1. Θεωρητικοί πρόδρομοι υπολογισμοί της εδαφικής επιτάχυνσης του σεισμού της 12ης Ιουνίου 2017  γύρω από το σεισμογενετικό ρήγμα. Στην επικεντρική υποθαλάσσια περιοχή εκτιμώνται πολύ υψηλές επιταχύνσεις, καθώς επίσης υψηλές επιταχύνσεις υπολογίζονται στην περιοχή Βρισας-Πλωμαρίου. (Preliminary PGA με βάση τη σχέση των Boore, Stewart, Seyhan & Atkinson (2014), OpenSHA software)

​Σχ. 2. Χάρτης με τα κυριότερα ρήγματα της Λέσβου. Του Πολιχνίτου-Πλωμαρίου που συνδέεται με τον ισχυρό σεισμό του 1845 και Καλλονής που σχετίζεται με τον πολύ ισχυρό και καταστροφικό σεισμό του 1867. Το σεισμικό ρήγμα της 12ης Ιουνίου 2017 Μ 6.3 (παραλληλόγραμμο με κόκκινη διακεκομμένη γραμμή το υποθαλάσσιο ίχνος του και αστέρι το υπόκεντρο του σεισμού). 

Το ρήγμα που προκάλεσε το χθεσινό σεισμό είναι υποθαλάσσιο στις νότιες ακτές της Λέσβου (σχ. 1) στα όρια των δυο γνωστών ζωνών ρηγμάτων εκείνης του ακρωτήριου «Μάγειρας» και του Πλωμαρίου καθώς και της προέκτασης του επίσης γνωστού και χαρτογραφημένου μεγάλου ρήγματος του Πολιχνίτου (σχ. 2 και 3). Η πρώτη ζώνη φαίνεται στο τμήμα του χάρτη της Ελληνικής Βάσης Δεδομένων Ενεργών Ρηγμάτων (σχ. 3) και η δεύτερη στους χάρτες που εκπόνησε το 2010-11 η ομάδα μας σε συνεργασία με το Τμημα Γεωγραφίας του πανεπιστημίου του Αιγαίου στα παρακάτω σχήματα (σχ. 2 και 3). Τα ρήγματα αυτά είναι σεισμικής δυναμικότητας αναλόγων σεισμών της τάξης μεγεθών 6.0 έως 6.7, ενώ όταν ενεργοποιούνται μικρότερα τμήματα τους μπορεί να δώσουν σεισμούς μεγέθους μέχρι 5.5. Ο χθεσινός σεισμός έχει μεγάλες ομοιότητες με τον αντίστοιχο του 1845, όπου πάλι το χωριό Βρίσα καθώς και το χωριό Ακράσι υπέστησαν τις σοβαρότερες ζημιές γιατί είναι κτισμένα πάνω στο ρήγμα Πολιχνίτου.

Η Ελληνική Βάση Δεδομένων Ενεργών Ρηγμάτων (GreDaSS) είναι το αποτέλεσμα μιας πολυετούς (1998-σήμερα) προσπάθειας της ερευνητικής ομάδας «Γεωλογίας των Σεισμών» του Τμήματος Γεωλογίας (http://eqgeogr.weebly.com/) σε συνεργασία με το Πανεπιστήμιο της Ferrara (Pavlides et al., 2010, Sboras, 2012 PhD, Caputo et al., 2012; Caputo et al., 2015). Ο κύριος στόχος αυτής της έρευνας είναι να δημιουργήσει μία πολυεπίπεδη γεωγραφική βάση δεδομένων ενεργών ρηγμάτων όσο το δυνατόν πληρέστερη για τον ευρύτερο χώρο του Αιγαίου, με πρότυπο τις διεθνείς προδιαγραφές των αντίστοιχων βάσεων και περιεχόμενο τις δημοσιευμένες εργασίες για τον ελλαδικό χώρο, από έλληνες και ξένους ερευνητές. Η GreDaSS αποτελεί δουλειά υποδομής. Η πρόδρομη αυτή Γεωβάση, ως αποτέλεσμα των προγραμμάτων INGV-SHARE (ευρωπαϊκό για την ομογενοποίηση σεισμολογικών δεδομένων), εμφανίζεται στον ιστοχώρο του INGV (http://legacy.ingv.it/DISS/), ενώ η πιο ολοκληρωμένη έκδοση 2.0 στην ιστοσελίδα http://gredass.unife.it/,

Εκτιμούμε ότι μια τέτοια εργασία αποτελεί σημαντική προσφορά των γεωεπιστημών στους τομείς της Γεωλογικής Χαρτογράφησης, Σεισμοτεκτονικής και Αντισεισμικής Προστασίας, η οποία σε μια ευνομούμενη πολιτεία θα πρέπει να μετεξελιχτεί ως έργο προτεραιότητας σε Εθνική Βάση.

​Σχ. 1. Το σεισμικό ρήγμα της 12ης Ιουνίου 2017 Μ 6.3 (παραλληλόγραμμο με κόκκινη διακεκομμένη γραμμή το υποθαλάσσιο ίχνος του και αστέρι το υπόκεντρο του σεισμού) ( σχεδιασμένο από Βαλκανιωτη).

​Σχ. 2. Οι ζώνες ρηγμάτων (σεισμογενετικών πηγών) Πλωμαριου, Καλλονής και Γερακα, όπως αποτυπώνονται στην Ελληνική Βάση Δεδομένων Ενεργών Ρηγμάτων (GreDaSS http://gredass.unife.it/)

​Σχ. 3. Χάρτης με κυριότερα ρήγματα της Λέσβου Πολιχνιτου-Πλωμαριου που συνδέονται με τον ισχυρό σεισμό του 1845 και Καλλονής που σχετίζεται με τον πολύ ισχυρό και καταστροφικό σεισμό του 1867.

Valkaniotis Sotiris, PhD

With the release of new Sentinel-2 images, and other available resources for the M7.8 Kaikoura earthquake, we present an update of the Map of Co-Seismic Landslides and Surfaces Ruptures. The first version (18/11/2016) is available here Preliminary Map Version 1

Landslides were mapped using Sentinel-2 satellite images from Copernicus, European Space Agency, dated 15,22 and 25 November 2016. Images were visually compared with previous last available S2A images without cloud cover (13 September and 26 October) and landslides and large slope failures were manually mapped. Areas covered by cloud are omitted and shown on map. 5875 landslide sites are shown. A small number of landslides could have been mis-identified due to insufficient resolution of the images, small gaps of cloud cover or for other reasons. Also, re-activated landslides on the central mountainous area were unabled to identify due to imagery restrictions (medium resolution, relief shadows etc).
Some local gaps in Sentinel imagery still exist due to cloud cover, but we believe the current map is very close to the major distribution of mass movement effects.

Surface ruptures were mapped using Sentinel-2 imagery and images from the aerial surveys of Environment Canterbury Regional Council (http://ecan.govt.nz).


High-resolution map files:
MAP - Version 2  5.5MB JPG
MAP - Version 2  10MB PDF

Ο χθεσινοβραδινός σεισμός μεγέθους Mw 4.7 NOA, USGS, 4.9 INGV, 5.0 EMSC, με μέγιστη ένταση V (5) της κλειστής 12βαθμιας κλίμακας και η μετασεισμική του ακολουθία εντοπίζονται μεταξύ Πολυκάστρου και Κιλκίς, και συγκεκριμένα στα χωριά Χωρύγι, Βαπτιστής και Μεταλλικό. Στην ευρύτερη περιοχή έχουν συμβεί ισχυροί σεισμοί στο ρήγμα Γουμένισσας (1990 Μ 6.0) με ελάχιστες σχετικά ζημιές και γενικά συνέπειες, και μέγιστη ένταση VII (7) στην Πέλλα και στο γνωστό ενεργό ρήγμα του Βαλάντοβο (Στρούμιτσα FYROM, βόρεια της Δοϊράνης) το 1931 ,Μ 6.7, με μέγιστη ένταση Χ (10).
Από την υπαίθρια παρατήρηση και τους μηχανισμούς γένεσης του σημερινού (19/11/2016) κύριου σεισμού προκύπτει διάρρηξη δυο μικρών σε μήκος ρηγμάτων ανατολικής δυτικής διεύθυνσης. Στη σημερινή σεισμογόνο περιοχή δεν υπάρχουν σημαντικά ενεργά ρήγματα. Οι υπολογισμοί επί των γνωστών νεοτεκτονικών ρηγμάτων της περιοχής δείχνουν πολύ μικρό σεισμικό δυναμικό με δυνατότητα γένεσης μικρών έως μετρίου μεγέθους σεισμών (<5.0) σε περίπτωση ενεργοποίησης τους. Η έρευνα μας στην ευρύτερη περιοχή του Κιλκίς συνεχίζετε.

Στην ιστοσελίδα της Ερευνητικής Ομάδας (http://eqgeogr.weebly.com/) αναρτώνται συνεχώς δεδομένα, χάρτες και φωτογραφίες μας από τη συνεχιζόμενη μελέτη μας για τους σεισμούς της Ιταλίας (χθες επέστρεψε η δεύτερη αποστολή από την υπαίθρια μελέτη και θα αναρτηθούν σύντομα νέα δεδομένα), Νέας Ζηλανδίας Μ7.8, ο οποίος είναι ένας από τους ισχυρότερους σεισμούς των τελευταίων χρόνων με εντονότατες και εντυπωσιακές εδαφικές παραμορφώσεις (ρήγματα, διαρρήξεις, 1500 κατολισθήσεις! (βλ. χάρτη μας), ρευστοποιήσεις εδαφών κ.α.).

Ελληνική Βάση Δεδομένων Σεισμογενετικών Πηγών http://eqgeogr.weebly.com/database-of-active-faults.html ,ή http://gredass.unife.it/

Θεσσαλονίκη 19 Νοεμβρίου 2016
Earthquake Research team of Earthquake Geology, Dpt of Geology, AUTH.
ΕΡΕΥΝΗΤΙΚΗ ΟΜΑΔΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΩΝ ΣΕΙΣΜΩΝ, Τμημα Γεωλογία, Α.Π.Θ.

Ο πρόσφατος Σεισμός της 15ης Οκτωβρίου, Μ=5,3 εντάσσεται σε ένα διαφορετικό γεωτεκτονικό περιβάλλον, που συγκροτείται από τη ραχοκοκαλιά  της Πίνδου, από Νότια Αλβανία διατρέχοντας τη Δυτική Ελλάδα, σχεδόν σε Βόρεια-Νοτια διεύθυνση, σεισμικά ενεργό περιβάλλον με ιστορικό  ισχυρών σεισμών με τελευταίους αυτούς του 1960 βορειότερα (Νότια Αλβανία, Μ> 6.5, μέγιστη ένταση 8,5 (VIII+ ) και 1967 νοτιότερα, Άρτα-Ιωάννινα, (Μάιος, Μ =6.4, μέγιστη ένταση 9 (ΙΧ). Ο Σεισμός συνδέεται με γνωστή ζώνη ρηγμάτων όπως έχει καταγραφεί και προσδιοριστεί στη Βάση Δεδομένων Σεισμογενετικών Πηγών του Ελλαδικού χώρου GreDaSS (Greek Database of Seismogenic Sources, www.gredass.unife.it, βλ συνημμένο χάρτη). Το ρήγμα είναι διαφορετικό από όλα τα προηγούμενα των τελευταίων 50 χρόνων, που μελετήθηκαν σε πρόσφατους σεισμούς στον ηπειρωτικό χώρο της Ελλάδος. Είναι ρήγμα “ΑΝΑΣΤΡΟΦΟ” ή ρήγμα  “ΕΦΙΠΠΕΥΣΗΣ”, δηλαδή τα στρώματα των πετρωμάτων από τα 10 με 15 χιλιόμετρα  “καβαλούν” το ένα το άλλο με συνέπεια να ανυψώνεται επιφανειακά το βουνό κατά τουλάχιστον 10-15 εκατοστά. Στην ιδιαιτερότητα του αυτή οφείλεται εν μέρει και μετασεισμική του συμπεριφορά. Η Πίνδος αν και βρίσκεται ως βουνό σε προχωρημένο στάδιο ωριμότητας συνεχίζει να ψηλώνει. Το ρήγμα έχει ΒΔ-ΝΑ διεύθυνση και βρίσκεται μεταξύ καλά χαρτογραφημένων (βλ. χάρτες ΙΓΜΕ) και μελετημένων από πλήθος επιστημονικών εργασιών ρηγμάτων (βλ. και βιβλιογραφία). Ο ακριβής προσδιορισμός, οι διατάσεις του και η σεισμική συμπεριφορά του θα ερευνηθούν με την υπαίθρια μελέτη, ήδη κλιμάκιο της ομάδας βρίσκεται στην περιοχή, καθώς και από τα σεισμολογικά, γεωδαιτικά και δορυφορικά δεδομένα και συμπεράσματα που θα προκύψουν σύντομα. Η υπαίθρια παρατήρηση σε συνδυασμό με τα δεδομένα των επιστημονικών οργάνων, θα προσδιορίσει, αν πρόκειται για ένα δευτερεύον ρήγμα με δυναμικότητα σεισμών μεγέθους της τάξης 5,0 με 5,5 όπως ο προχθεσινός ή Τμημα (seismogenic segment) ενός μεγαλύτερου ή ζώνης δυναμικότητας ανάλογης των ιστορικών σεισμών της περιοχής.
Θεσσαλονίκη 17 Οκτ. 2016
Earthquake Research team of Earthquake Geology, Dpt of Geology, AUTH.
ΕΡΕΥΝΗΤΙΚΗ ΟΜΑΔΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΩΝ ΣΕΙΣΜΩΝ, Τμημα Γεωλογία, Α.Π.Θ.




                                                 Fault Model Ioannina 15/10/2016




Μηχανισμοί γένεσης του σεισμού της 15ης Οκτωβρίου 2015

Sinkhole near Kalpaki, activated shortly after the 15/10/2016 earthquake

Valkaniotis Sotiris,PhD

 New details about the complex surface ruptures and deformations arise as more data, observations and info are available for the New Zealand M7.8 earthquake.
 As posted in the 1st Update, primary and secondary surface ruptures are reported and observed (from east to west) on London Hill Fault, Kekerengu Fault, Papatea Fault, Jordan Thrust, Uwerau Fault, Hundalee Fault and the Humps Fault Zone. Possible surface slip too on Fidget Fault, and part of Hope Fault (between Lyford & Stag And Spey). Also, newly unidentified or unmapped fault zones emerge, such as a western extension of The Humps Fault Zone below Emu Plain, the Woodchester Fault Zone (along this fault zone we observe an astonishing amount of ruptures and landslides) linking possibly Hope F. with The Humps FZ, and another SW-NE fault zone north of Hundalee.The presence of a possible offshore thrust zone near Kaikoura can be implied from InSAR first analysis announced.

  Here we present some new info about previously unidentified or unmapped fault zones in Kaikoura area (major displacement along the SSW-NNE Kahutara Hills Fault Zone and also an WSW-ENE fault along the Kowhai river plain) and to the NE, previously unidentified or unmapped secondary fault zones (Hungry Hill fault). Distinctive slip and deformation is also evident along the London Hills fault in a 2-5km wide zone. The Haldon Hill fault (Marlborough District Council - Identification of active fault traces in Marlborough District - 2003) shows also evidence of slip.

ALOS2 InSAR from GSI Japan http://www.gsi.go.jp/cais/topic161117-index-e.html

High Rsolution PDF
Map 1
Map 2

Map 1. Kaikoura Area

 Map 2. Malborough district area

Surface ruptures, Uwerau fault. Image @Tomnod, DigitalGlobe 2016

Wide surface rupture near Waiau. Dextral faulting with a reverse component, leading to displacements up to 8m locally. Part of The Humps Fault Zone rupture. Ortho-sketch from georeferncing of a NZDF aerial image (13-11-2016).