3 Rezente Bewegungsraten und tektonische Regimes 4. 4 Aktive Störungen 6. 5 Ereignisse in direkter Folge der Subduktion 10. Literaturverzeichnis 11

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1 Geologie Griechenlands 3 - NEOTEKTONIK Inhaltsverzeichnis 1 Zusammenfassung 1 2 Einführung Was ist Neotektonik? Geodynamische Situation Rezente Bewegungsraten und tektonische Regimes 4 4 Aktive Störungen 6 5 Ereignisse in direkter Folge der Subduktion 10 Literaturverzeichnis 11 1 Zusammenfassung Griechenland liegt als ein Land auf mehreren Lithosphärenplatten im östlichen Mittelmeerraum. Die Afrikanische Platte driftet nordwärts und wird unter die kontinentale Mikroplatte der Ägäis subduziert. Dies hat eine Kompressionstektonik samt Aufschiebungen und vor allem Überschiebungen zur Folge, die sich besonders im Hellenischen Graben zeigen. Hinter dem Forearc, also dem Hellenischen Bogen, hat sich zum einen ein vulkanischer Bogen mit dem noch heute aktiven Santorini gebildet und zum anderen aufgrund des Zurückrollens (slab rollback) der subduzierten Lithosphäre ein Extensionsregime im Back-Arc-Bereich. Eine weitere Mikroplatte, die Anatolische Platte, hat einen Einfluss auf das tektonische Regime im Osten des Mittelmeerraumes. Sie drängt sich westwärts und bewirkt dadurch die Bildung von Blattverschiebungen im Ägäischen Meer. Mit Hilfe von GPS-Messungen und Herdflächenlösungen lassen sich zum einen Verschiebungen von mehreren Plattenblöcken zueinander bestimmen, aber auch die Aktivität von Störungen nachweisen. Aus etlichen Studien geht hervor, dass Griechenland eine Region darstellt, die in Europa einzigartig stark tektonisch und seismisch beeinflusst ist. Aktive Störungssysteme und Zusammenhänge zwischen den ineinandergreifenden Lithosphärenplatten und den daran hängenden Prozessen werden in diesem Teil kurz dargestellt. Jo-Hu.de (c) 2010 Griechenland-Exkursion

2 2 Einführung 2.1 Was ist Neotektonik? Neotektonik ist als Teilgebiet der Strukturgeologie aufzufassen und beschäftigt sich hier mit der jüngsten Erdgeschichte, d.h. mit tektonischen Ereignissen und Prozessen seit dem Neogen (ca. 23 Millionen Jahre) bis in die heutige Zeit hinein. Bereits 1948 definierte Obruchev (1948) die Neotektonik als das Studium von jungen und rezenten Krustenbewegungen ab dem Ende des Tertiärs und der ersten Hälfte des Quartärs. Seitdem gibt es Diskussionen darüber, bis in welche Vergangenheit die neotektonische Periode reicht. Gebräuchliche Meinung ist, dass die Neotektonik die jüngste, noch nicht beendete Phase der Tektonik ist. Einige Autoren erwägen, die Neotektonik als Synonym für aktive Tektonik zu gebrauchen. Eine allgemeine Vereinbarung ist entstanden, die die Zeitspanne individuell für jede regionale geologische Gegebenheit, anpasst (Koster, 2005). 2.2 Geodynamische Situation Die Ägäische Region ist eine der seismisch aktivsten Regionen Europas. Der Nachweis einer aktiven Subduktionszone unter dem Ägäischen Meer basiert überwiegend auf dem Auftreten von gestreuten Erdbeben mittlerer Tiefe. Zusätzlich weisen Ergebnisse aus tomographischen Untersuchungen auf eine Subduktion hin. Herdtiefen steigen auf bis zu 180 km in Richtung des inneren Hellenischen Bogens an. Bisher sind die Form der seismischen Zone und die Geometrie der Lithosphäre jedoch noch nicht genügend bekannt (Jost et al., 2002). Die erhöhte seismotektonische Deformation in weiten Teilen Griechenlands resultiert aus der Interaktion zwischen der Eurasischen, Afrikanischen und Arabischen Platte. Zusätzlich beeinflussen die Ägäische und die Anatolische Mikroplatte die tektonische Situation in Griechenland. Die Afrikanische Platte durchläuft seit dem späten Mesozoikum eine gegen den Uhrzeigersinn gerichtete Rotation, die zu Bewegungsraten relativ zur Eurasischen Platte von 4 mm/a (Marokko) und bis zu 7 mm/a (Tunesien) führt (siehe Abb. 1). Diese Steigerung der Rate ist bedingt durch die zunehmende Entfernung vom Eulerpol der Rotation von Afrika relativ zu Europa (Kahle et al., 1998). Die gesamte tektonische Entwicklung der Ägäischen Region ist recht komplex und wurde besonders von der nordwärts eintauchenden Subduktion der Afrikanischen Platte unter die Jo-Hu.de (c) 2010 Griechenland-Exkursion

3 238 H.-G. Kahle et al. / Tectonophysics 294 (1998) Geologie Griechenlands 3 - NEOTEKTONIK Fig. 1. Tectonic pattern of the Mediterranean region and surrounding areas. Motion vectors of the African plate (single arrows) based on rotationsabbildung around the Euler1: polegeodynamische after Argus et al. (1989), Situation relative toder Eurasia. Mediterranen Motion along Dead Region Sea Rift, und Red Sea, der and umliegenden Gebiete. Bewegungsvektoren der Afrikanischen Platte (einzelne Pfeile) um Gulf of Aden (double arrows) after Cochran (1983), LaBrecque and Zitellini (1985), relative to Nubia and Somalia, respectively. Double arrow at west Hellenic arc shows maximum motion of the Aegean microplate, relative to the European reference system. AEMP D Aegean microplate; AP D Anatolian microplate; BS D Black Sea; BSZ D Bitlis suture zone; CA D Calabrian arc; CS D Caspian Sea; DSR D Dead Sea Rift; EAF D East Anatolian Fault; GA D Gulf of Aquaba; KTJ D Karliova Triple Junction; LS D Libyan Sea; MS D Marmara Sea; NAFZ D den Eulerpol relativ zu Eurasien. Der rote Pfeil am West-Hellenischen Bogen zeigt North Anatolian Fault Zone; RP D Russian platform; SP D Sinai Peninsula, WHA D West Hellenic arc. die maximale Bewegung der Ägäischen Mikroplatte relativ zum Europäischen Refe- relative renzsystem. northward motion AEMP of = the Ägäische African plate Mikroplatte; at a Dead AP Sea = Anatolische Rift (DSR) (Cochran, Mikroplatte; 1983; BS LaBrecque = rate ofschwarzes 7 mm=a in the Meer; Ionian BSZ Sea= andbitlis 8 mm=a Nahtzone; in the CA and= Zitellini, Kalabrischer 1985), and Bogen; 15 mm=a CS in= thekaspi- sches northeastern Meer; DSR end = of the Totes African Meerplate, Rift; the EAF = 1981; Ost-Anatolische Jestin et al., 1994). Störung; The NUVEL GA = Golf 1A model southeastern Libyan Sea (Fig. 1). part of the Arabian plate around Oman (Cochran, At the Arabian plate is separating from Africa (Nubia) in a (DeMets et al., 1994) predicts a north motion of NNE direction von Aquaba; acrossktj the Red = Karliova Sea spreading Triple center Junction; about LS = 22Libysches mm=a andmeer; a west MS motion = Marmara Meer; NAFZ = Nord-Anatolische Störungszone; RP = Russische Plattform; SP of 9 mm=a (Drake and Girdler, 1964), and from Somalia in a NE of Arabia relative to Eurasia just south of the Bitlis direction across the Gulf of Aden spreading center suture zone (BSZ). These higher rates in the NUVEL (Laughton = Sinai et al., Halbinsel; 1970). Based WHA on= the West-Hellenischer spreading 1ABogen model can (Kahle be explained et al., 1998). if the rotation of Africa rates of these young oceanic basins, derived from relative to Eurasia is added to the rotation of Arabia magnetic seafloor-spreading anomalies, the rate of relative to Africa (Somalia). northward Ägäische motion Mikroplatte of the Arabian geprägt, plate sowie is on the einer order frühen Kollisionsphase The low rate of shortening mikrokontinentaler between Africa=Arabia Blöcke of 10 mm=a along the Gulf of Aquaba (GA) and the and Eurasia contrasts with the Aegean microplate, im Oligozän und schließlich gefolgt von einer wahrscheinlich noch andauernden Extensionsphase. Die Tektonik ist schätzungsweise in weiten Teilen ein Ergebnis der subduktionsbedingten Prozesse, wie kontinentale Kollision durch kleinere Krustenfragmente und Extension hervorgerufen durch das Zurückrollen (slab roll-back) der subduzierten Lithosphärenplatte (Reilinger et al., 2010). Jo-Hu.de (c) 2010 Griechenland-Exkursion

4 Abbildung 2: Hauptstrukturen im Ägäischen Meer und dem umgebenden Land. Herdflächenlösungen (beach balls) von M N 6.0 Erdbeben mit Hilfe von Wellenformmodellierung. Farbgebung der Herdflächenlösungen zeigt Abschiebungen (grün), Aufschiebungen bzw. Überschiebungen (rot) und Blattverschiebungen (schwarz) (Roumelioti et al., 2009). 3 Rezente Bewegungsraten und tektonische Regimes Die rezenten Bewegungsraten der einzelnen Plattenblöcke in der überregionalen Umgebung von Griechenland wurden in einigen Studien mit Hilfe von GPS-Messungen (Global Positioning System) ermittelt. So behandeln Kahle et al. (1998) eine Gesamtbetrachtung für Griechenland und die nähere Umgebung. Dagegen betrachten Kahle et al. (1995) im Speziellen das Ionische Meer im nordwestlichen Teil Griechenlands. Reilinger et al. (2010) untersuchten Jo-Hu.de (c) 2010 Griechenland-Exkursion

5 ebenso die überregionalen Bewegungsraten mit besonderem Hinblick auf die Deformationsakkumulation in der Hellenischen Subduktionszone. Die daraus entstandenen Ergebnisse sollen hier kurz präsentiert werden. Abbildung 3: Schematische tektonische, topographische bzw. bathimetrische Karte des östlichen Mittelmeerraumes. Aus GPS-Daten berechnete Bewegungsraten (rote Pfeile) in Bezug auf Eurasien (Reilinger et al., 2010). Die bereits im vorigen Teil erwähnte nordwärts gerichtete Bewegung der Afrikanischen Platte mit einer Rate von ungefähr 7 mm/a in das Ionische Meer (siehe Abb. 1) bewirkt eine Verkürzung, also eine Kompression, zwischen dem Afrikanischen und Eurasischen Kontinent. Die zwischen den beiden Großplatten liegende Ägäische Mikroplatte bewegt sich dagegen mit bis zu 35 mm/a in südwestliche Richtung in Bezug auf Eurasien. Die Bewegung der Ägäis ist begleitet von einem seismischen Gürtel, der die Hellenisch-Ägäische Region umgibt (siehe Abb. 2). Gebildet wird er von den Dinariden (Nordwesten von Griechenland) gefolgt von dem Hellenischen Grabensystem, dem Nord-Ägäischen Trog (NAT) und der Nord-Anatolischen Störungszone (NAFZ) in der Marmara Meer Region (MS) im Nordwesten Anatoliens (Kahle et al., 1998). Jo-Hu.de (c) 2010 Griechenland-Exkursion

6 Die Abbildung 3 zeigt die Bewegungsraten der beiden mikrotektonischen Platten der Ägäis und Anatoliens. Die mittlere westwärts gerichtete Bewegungsrate der Anatolischen Platte in der Marmara Meer Region beträgt etwa 22 mm/a relativ zur Eurasischen Platte. Um aus den neo- und seismotektonischen Prozessen, die die Hauptstörungssysteme bilden, die Bewegungsraten der Hauptstörungen im östlichen Mittelmeerraum zu erhalten, wurden die Komponenten der Deformationsraten auf diese Hauptstörungen projeziert. Dadurch ergeben sich die in der Abbildung 4 gezeigten skalierten Normal- und Scherdeformationsraten der größten Störungszonen in Griechenland und Umgebung. Diese Daten zeigen eine N-S dominante Extension im westlichen Anatolien und in der Ägäis. Im zentralen Bereich der Ägäis, westlich der Insel Rhodos, ist eine relativ deformationsfreie Region auszumachen. In nördlichen Teilen der Ägäis und im zentralen Bereich Griechenlands herrschen dagegen hauptsächlich Extensionsregimes vor (siehe Abb. 4a). Der südwestliche Rand Griechenlands wird dominiert von der Subduktion der Afrikanischen Platte entlang des Hellenischen Grabens. Dies führt zu starker Kompression senkrecht zum Hellenischen Bogen (Kahle et al., 1998). Die wichtigste Störung, die die kompressive Bewegung aufnimmt, ist die dextrale Blattverschiebung Kephalonia (KFZ: Kephalonia Störungszone) im Nordwesten Griechenlands (siehe Abb. 4b). In der Abbildung sind deutlich die Scherdeformationsraten erkennbar, die verantwortlich für eine intensive Seismizität in dieser Region sind und damit zu verheerenden Erdbeben mit Magnituden bis zu M N > 7 führen. Der nördliche und zentrale Ägäische Bereich ist beherrscht von weit verteilten dextralen, in nordöstliche bis ostnordöstliche Richtung laufenden Blattverschiebungssystemen. Besonders die Nord-Anatolische Blattverschiebung zeigt hohe dextrale Verschiebungsraten. Die Blattverschiebung selbst fächert sich im Ägäischen Meer in kleinere Blattverschiebungen auf. Im Osten der Insel Kreta beginnt eine Zone mit sinistral dominiertem Schersinn. Diese setzt sich weiter nach Osten über die Insel Rhodos bis hin in den Südwesten der Türkei fort (Kahle et al., 1998). 4 Aktive Störungen Erdbeben und aktive Störungen sind weit verbreitet über einem Gebiet von 600x600 km 2, das Griechenland, die westliche Türkei, Teile Bulgariens, Albaniens und des damaligen Jugoslawiens überdeckt. Diese Deformationen entstammen unter anderem der westwärtigen Bewegung der zentralen Türkei (Anatolien) und der N-S gerichteten Extension des Ägäischen Jo-Hu.de (c) 2010 Griechenland-Exkursion

7 H.-G. Kahle et al. / Tectonophysics 294 (1998) Fig. 5. Scaled normal strain rates projected onto major fault structures derived from space geodetic observations. Extension governs western Anatolia, the Aegean Sea and central Greece. The WHA(a) prevails by strong compression. AP D Anatolian microplate; CA D Calabrian 246 arc; KFZ D Kephalonia Fault Zone; H.-G. CG Kahle D central et al. / Greece; Tectonophysics WHA D294 West (1998) Hellenic arc. identifying the Strabo and Pliny troughs (ST P), which may act as transcurrent faults, separating the moving Aegean plate from the Herodotus (HB) Antalya (AB) and Levant Basins (LB) (see Fig. 6). The southern Aegean region and central Anatolia appear to be shear-free regions. Northwest Anatolia is dominated by both extensional and compressional rates. The SW-trending portions of the NAFZ are associated with compressional rates, whereas the NW-oriented segments show mostly extensional activity (Fig. 5). This can be related to the restraining and releasing stress behavior along the NAFZ which changes its strike on several well-defined fault segments (Barka, 1992). The western part of Anatolia is characterized by N S-oriented extensional strain rates, coincident with W E-trending graben structures, which are also associated with large-size earthquakes of normal faulting type in the recent past. Examples are the 1971 Burdur earthquake sequence (Taymaz and Price, 1992) or the 1995 Dinar earthquake (Eyidogan and Barka, 1996). The latter one was also accompanied by a left-lateral strike-slip component. Small sinistral strike-slip strain rates are also seen in the GPS derived strain field (Fig. 6). We surmise that this part of southwestern Anatolia forms a triangle which is pulled out to the west and at the same time possibly rotated counter-clockwise (compare also Barka and Reilinger, 1997) Comparison with seismic moment tensors The assessment of seismic strain requires an estimate of the moment tensor for each earthquake, Fig. 6. Scaled shear strain rates projected onto major fault structures derived from space geodetic observations. The NAFZ and its westward continuation along the NAT, passing central Greece (b) and the KFZ are the dominant shearing structures of the eastern Mediterranean. KFZ D Kephalonia Fault Zone; WHA D West Hellenic arc; HB D Herodotus Basin; LB D Levant Basin; AB D Antalya Basin; AS D Aegean Sea; CY D Cyclades; R D Rhodes; C D Crete; NAT D North Aegean Trough; NAFZ D North Anatolian Fault Zone; ST P D Strabo Pliny trench. Abbildung 4: Skalierte Normal- (a) bzw. Scherdeformationsraten (b) projeziert auf die Hauptstörungsstrukturen in Griechenland und Umgebung (Kahle et al., 1998). constructed from the strike, dip and rake combined coast line, at a rate of 4 mm=a in a direction N49ºE. with the seismic moment. The seismic strain tensor is commonly estimated by summing the seismic ginning of the Hellenic subduction zone. Nearly all The right-lateral strike-slip KFZ demarcates the be- moment tensors in a volume of known dimensions seismic events that have occurred south of it, along (Kostrov, 1974). the Hellenic arc, have dominantly dip-slip thrust mechanisms. The increasing importance of compressional strain Jo-Hu.de (c) Hellenic 2010 Arc Griechenland-Exkursion 2010 accumulation along the Hellenic arc is 7 Components of strain rate tensors based on seismic moment tensor summation have recently been also clearly seen in the GPS results (Fig. 5). re-calculated by Papazachos and Kiratzi (1996) and Central Greece converted to velocities using 63 seismogenic sources Ambraseys and Jackson (1990) have examined the in the Aegean and the surrounding area. The deformation along the coastal regions of Albania and They found that the distribution of the 100-year seismicity of central Greece between 1890 and in-

8 Meeres und dessen Küstenregionen, sowie zentrale Bereiche des griechischen Festlandes (siehe Abb. 5). Aus Studien über aktive Störungssysteme und Herdflächenlösungen geht hervor, dass die im vorigen Kapitel behandelten Bewegungsraten durch NE-SW gerichtete dextrale Blattverschiebungen im Norden der Ägäis erreicht werden, die folgend übergehen in E-W gerichtete Abschiebungen auf dem griechischen Festland, in Überschiebungstektonik im Hellenischen Graben und im Nordwesten Griechenlands und Albanien als Faltengürtel an der Küste ausgeformt sind (Goldsworthy et al., 2002). Abbildung 5: Hauptstörungen (schwarze gestrichelte Linien) und Erdbeben in Griechenland und im Ägäischen Meer. Herdflächenlösungen von seismischen Ereignissen seit 1963 sind eingetragen. Regimes mit hauptsächlich vorhandenen Blattverschiebungen (blau), Abschiebungen (Extension, grün) und Aufschiebungen (Kompression, rot) sind entsprechend hervorgehoben (Goldsworthy et al., 2002). Charakteristisch für die griechischen Störungssysteme ist die Segmentierung einzelner Störungen. So formen der Golf von Korinth und der Golf von Evia zwar Gräben mit Längen von bis zu km, jedoch sind deren Störungen diskontinuierlich und segmentiert mit maximalen Längen von km (siehe Abb. 5 grüne Markierung). Im Ägäischen Meer verlaufen einige aus der Nord-Anatolischen Störung hervorgegangene Jo-Hu.de (c) 2010 Griechenland-Exkursion

9 Blattverschiebungen, die bis in die heutige Zeit aktiv sind (siehe Abb. 5 blaue Markierung). Mit wenig moderner seismischer Aktivität bildet die Kavala-Xanthi-Störung eine davon. Die Störung verläuft durch Thrace mit einer prominenten Geländestufe, deren Morphologie neben der Blattverschiebung eine Normalkomponente vermuten lässt. Diese Störung könnte für zwei große Erdbeben im Jahr 1829 mit einer Stärke von M S 7.2 verantwortlich gewesen sein. Die Störung endet im Nord-Ägäischen Trog (NAT), der mit einer gewissen Anzahl an großen Erdbeben assoziiert wird. Der NAT ist die sich am schnellsten bewegende Struktur im küstennahen Bereich der Ägäis. Der Edremit-Skiros Trog ist der Beginn zweier weiterer Blattverschiebungen, die in den Jahren 1968 und 1981 zu Erdbeben mit Stärken von M S 7.3 und 7.2 führten. Das Störungssystem endet im Westen in einem NW-SE-Scarp, der durch eine Abschiebung entstanden ist und im Jahr 1967 vermutlich durch ein Erdbeben der Stärke M S 6.5 reaktiviert wurde. Diese und weitere kleinere Blattverschiebungssysteme enden meist in abschiedungsgeprägten Systemen der griechischen Küste (Goldsworthy et al., 2002). Der Golf von Korinth als ein typisches System der extensionalen Tektonik am Küsten- und im Zentralbereich ist die sich am schnellsten ausdehnende Region Griechenlands (siehe Abb. 5 grüne Markierung). Er öffnet sich schneller als 12 mm/a im Westen und weniger schnell mit 6-8 mm/a im Osten. Die schnellen Extensionsraten spiegeln die hohe Seismizität der Abschiebung vom Golf von Korinth wider und führten in den vergangenen 300 Jahren immer wieder zu Erdbeben mit einer Stärke von bis zu M S = 6.8. Nordwestlich von Athen ist eine Reihe von subparallelen, WNW-ESE-ausgerichteten Abschiebungen zu finden, das Platea-Kaparelli Störungssystem mit eingeschlossen, das 1981 eine Ruptur mit einer Länge von ungefähr 12 km und einem Versatz von bis zu 1 m hervorgerufen hat. Die Abschiebungen, also das Grabensystem des Golfs von Korinth, reichen weit in den Osten, wo sie eine Verbindung zu den Blattverschiebungen der Ägäis herstellen konnten. Dies führt zu der Annahme, dass die Entwicklung der Extensionsregimes auf dem griechischen Festland und die Blattverschiebungsausbildung im Ägäischen Meer eine zusammenhängende Entwicklungsphase durchlaufen haben. Hiermit könnte also ein kinematisches und genetisches Modell (siehe Abb. 6) entwickelt worden sein, das das komplizierte Zusammenspiel der westwärts orientierten Anatolischen Platte mit der nach Südwesten drängenden Ägäischen Platte etwas entwirrt (Goldsworthy et al., 2002). Jo-Hu.de (c) 2010 Griechenland-Exkursion

10 Abbildung 6: Modell über den Zusammenhang der Blattverschiebungssysteme im Ägäischen Meer und der Extensionssysteme an der Küste bzw. auf dem griechischen Festland (Goldsworthy et al., 2002). 5 Ereignisse in direkter Folge der Subduktion Eins der markantesten tektonischen Merkmale des südlichen Ägäischen Meeres neben dem ausgedehnten Störungssystem ist der Hellenische Bogen, der aus dem Forearc (Kythera, Kreta, Karpathos und Rhodos) und dem inneren vulkanischen Bogen besteht. Die Afrikanische Lithosphäre wird hier unter die kontinentale Ägäische Platte mit einer Rate von ungefähr 3,5-4,0 cm/a subduziert. Dies führt zur Formation einer geneigten Benioff-Zone bis zu einer Tiefe von km. Eine typische mit der Subduktion assoziierte vulkanische Aktivität ist ebenso entwickelt. Neben dem Sousaki, Methana, Milos und Nisyros bildet das Santorini Vulkancenter den Süd-Ägäischen aktiven Vulkanbogen. Der Santorini ist zur Zeit der aktivste Vulkan des Hellenischen Vulkanbogens. Besonders erhöhte seismische Aktivität ereignet sich aber auch entlang des Forearcs, während der Back-Arc-Bereich eher relativ leichte Seismizität erfährt (Dimitriadis et al., 2009). Jo-Hu.de (c) 2010 Griechenland-Exkursion

11 Literatur Dimitriadis, I., Karagianni, E., Panagiotopoulos, D., Papazachos, C., Hatzidimitriou, P., Bohnhoff, M., Rische, M., Meier, T. (2009): Seismicity and active tectonics at Coloumbo Reef (Aegean Sea, Greece): Monitoring an active volcano at Santorini Volcanic Center using a temporary seismic network, Tectonophysics, 465, , doi:doi: /j. tecto Goldsworthy, M., Jackson, J., Haines, J. (2002): The continuity of active fault systems in Greece, Geophysical Journal International, 148, Jost, M. L., Knabenbauer, O., Cheng, J., Harjes, H.-P. (2002): Fault plane solutions of microearthquakes and small events in the Hellenic arc, Tectonophysics, 356, , doi: DOI: /S (02) Kahle, H.-G., Müller, M. V., Geiger, A., Danuser, G., Mueller, S., Veis, G., Billiris, H., Paradissis, D. (1995): The strain field in northwestern Greece and the Ionian Islands: results inferred from GPS measurements, Tectonophysics, 249, 41 52, doi:doi: / (95)00042-l. Kahle, H.-G., Straub, C., Reilinger, R., McClusky, S., King, R., Hurst, K., Veis, G., Kastens, K., Cross, P. (1998): The strain rate field in the eastern Mediterranean region, estimated by repeated GPS measurements, Tectonophysics, 294, , doi:doi: /s (98) Koster, E. A. (2005): The Physical Geography of Western Europe, Oxford University Press, New York. Obruchev, V. (1948): Osnovnye cherty kinetiki i plastiki neotektonik, Ser. Geol., Izv. Akad. Nauk, 5, Reilinger, R., McClusky, S., Paradissis, D., Ergintav, S., Vernant, P. (2010): Geodetic constraints on the tectonic evolution of the Aegean region and strain accumulation along the Hellenic subduction zone, Tectonophysics, 488, 22 30, doi:doi: /j.tecto Roumelioti, Z., Benetatos, C., Kiratzi, A. (2009): The 14 February 2008 earthquake (M6.7) sequence offshore south Peloponnese (Greece): Source models of the three strongest events, Tectonophysics, 471, , doi:doi: /j.tecto Jo-Hu.de (c) 2010 Griechenland-Exkursion