ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΟ ΣΕΙΣΜΟΛΟΓΙΑΣ

Transcript

1 ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΟ ΣΕΙΣΜΟΛΟΓΙΑΣ ΣΕΙΣΜΟΤΕΚΤΟΝΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΗΣ ΒΔ ΠΕΛΟΠΟΝΝΗΣΟΥ ΑΠΟ ΜΙΚΡΟΣΕΙΣΜΙΚΑ ΔΕΔΟΜΕΝΑ ΚΑΙ ΑΝΑΛΥΣΗ ΤΗΣ ΜΕΤΑΣΕΙΣΜΙΚΗΣ ΑΚΟΛΟΥΘΙΑΣ ΤΟΥ ΣΕΙΣΜΟΥ ΤΗΣ ΜΟΒΡΗΣ ΔΙΠΛΩΜΑΤΙΚΗ ΕΡΓΑΣΊΑ ΤΟΥ ΧΡΗΣΤΟΥ ΚΟΝΤΟΠΟΥΛΟΥ ΠΑΤΡΑ 2013

2 Περιεχόμενα Πρόλογος Εισαγωγή Τεκτονικά χαρακτηριστικά Ελλάδος Ιστορική σεισμολογία ο σεισμός της Μόβρης.-9-5.Σεισμολογικό δίκτυο εργασίες της παρούσας διπλωματικής Χάρτες Διαγράμματα Σχετικές εργασίες γράφουν συμπεράσματα παράρτημα με αρχεία PUN Βιβλιογραφία Εικόνα εξωφύλλου : Το γατόψαρο Namazu το οποίο σύμφωνα με την Ιαπωνική μυθολογία ευθύνεται για τους σεισμούς και ο θεός Kashima που το ακινητοποιεί. Όταν κουράζεται όμως ο Kashima ή αποσπάται από το καθήκον, το Namazu σαλεύει και προκαλεί σεισμό. 2

3 Πρόλογος Η εργασία αυτή εκπονήθηκε στα πλαίσια των μαθημάτων Διπλωματική Ι και Διπλωματική ΙΙ. Θα ήθελα να εκφράσω τις θερμές μου ευχαριστίες στον καθηγητή Σεισμολογίας κύριο Άκη Τσελέντη που με ενέπνευσε με το πάθος και την αγάπη του για τη σεισμολογία και μου έδωσε το κίνητρο και την ευκαιρία να ασχοληθώ με τη σεισμολογία. Θα ήθελα να ευχαριστήσω επίσης τον Επίκουρο Καθηγητή του εργαστηρίου Σεισμολογίας κύριο Ευθύμιο Σώκο καθώς και τον Διδακτορικό φοιτητή κύριο Αθανάσιο Λόη που με στήριξαν και μου συμπαραστάθηκαν υπέρμετρα σε όλη την διάρκεια της παρούσας εργασίας και χωρίς την συμβολή των οποίων δεν θα είχε πραγματοποιηθεί. Ευχαριστώ επίσης όλο το προσωπικό του εργαστηρίου Σεισμολογίας που πρόθυμα με υποδέχτηκε στην ομάδα του στην διάρκεια των εργασιών μου. Τέλος ευχαριστώ την οικογένειά μου και τους φίλους μου για την βοήθεια και την στήριξη σε όλα τα επίπεδα που μου παρείχαν τα χρόνια των σπουδών μου. It takes an earthquake to remind us that we walk on the crust of an unfinished earth. - Charles Kuralt 3

4 1.Εισαγωγή Ο Ελλαδικός χώρος αποτελεί μια από τις πιο δραστήριες σεισμικά περιοχές της Ευρώπης. Η σύγκλιση της Αφρικανικής και της Ευρασιατικής λιθοσφαιρικής πλάκας είναι η κύρια διαδικασία που διαμορφώνει την τεκτονική εικόνα της Ελλάδας και έχει προκαλέσει το ενδιαφέρον πολλών ερευνητών στο παρελθόν. Τα όρια της Ελληνικής πλάκας βρίσκονται στη ζώνη σύγκρουσης Αφρικανικής και Ευρασιατικής λιθοσφαιρικής πλάκας που χαρακτηρίζεται από ένα σύνθετο σύστημα κίνησης, παραμόρφωσης και υψηλής σεισμικής δραστηριότητας. Αποτελεί μια από τις πιο δραστήριες σεισμικά περιοχές της Ευρώπης (Hollenstein et al, 2008). O σεισμός της Μόβρης που μελετάται στην παρούσα διπλωματική εργασία αποτέλεσε ένα σημαντικό σεισμικό γεγονός και επιπλέον πρόσφερε σημαντικά στοιχεία για τη σεισμοτεκτονική της ΒΔ Πελοποννήσου. Τα όρια των μικροπλακών στην περιοχή φαίνονται στην εικόνα 1 και οι γεωλογικοί τομείς που συμμετέχουν είναι από Δυτικά προς Ανατολικά : η Ιόνιος ζώνη, η ζώνη του Γαβρόβου και η ζώνη της Πίνδου. 4

5 Εικόνα 1. Κινήσεις πλακών που επηρεάζουν τον Ελλαδικό χώρο (Papazachos and Papazachou, 2003). Το κόκκινο τετράγωνο δείχνει το επίκεντρο του σεισμού της 8 ης Ιουνίου Τεκτονικά χαρακτηριστικά Ελλάδος Τα κύρια τεκτονικά χαρακτηριστικά του Ελλαδικού χώρου είναι η Ελληνική τάφρος, το Ελληνικό τόξο και η λεκάνη του βορείου Αιγαίου. Μια σειρά γραμμικών τάφρων μικρότερου μήκους αποτελούν την Ελληνική τάφρο (πχ. τάφροι του Πλινίου και του Στράβωνα ΝΑ της Κρήτης). Η Ελληνική τάφρος τοποθετείται παράλληλα με το Ελληνικό 5

6 τόξο και μοιράζεται πολλές ομοιότητες με τις ωκεάνιες τάφρους που βρίσκονται στα κυρτά μέρη των νησιωτικών τόξων όπου πραγματοποιείται σύγκλιση των τεκτονικών πλακών (Παπαζάχος και Παπαζάχου 2003). Το Ελληνικό τόξο αποτελείται από το εξωτερικό ιζηματογενές τόξο, το οποίο συνδέει τις Διναρικές Άλπεις με τις Τουρκικές Ταυρίδες, και το εσωτερικό ηφαιστειακό τόξο που βρίσκεται σε μια απόσταση 120 χλμ. από αυτό (Papazachos and Comninakis, 1971). Το ιζηματογενές τόξο (νότια σειρά των Ελληνιδων, Ιονια νησιά, Κρήτη Κάρπαθος, Ρόδος) αποτελείται από Παλαιοζωικά μέχρι τριτογενή πετρώματα, ενώ το ηφαιστειακό τόξο από διάφορα ηφαιστειακά νησιά, ενεργά ανδεσιτικά ηφαίστεια (Μέθανα, Σαντορίνη, Νίσυρος), θειωνιές και ατμίδες (Σουσάκι, Μήλος, Κως). Μεταξύ του ιζηματογενούς και του ηφαιστειακού τόξου υπάρχει το κρητικό πέλαγος (λεκάνη του νοτίου Αιγαίου) με μέγιστο βάθος θαλάσσιου πυθμένα περίπου 2000 μέτρα (Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003). Η λεκάνη του βορείου Αιγαίου αποτελεί το πιο ενδιαφέρον τοπογραφικό χαρακτηριστικό τεκτονικής προέλευσης με μέγιστο βάθος θαλασσίου πυθμένα περίπου 1500 μέτρα. Προέκταση της λεκάνης αυτής προς τα ανατολικά αποτελούν οι μικρές λεκάνες του Μαρμαρά (Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003). Το γεωλογικό πλαίσιο της Ελλάδας 6

7 χαρακτηρίζεται από την πίεση των Ελληνίδων στη σταθερή ζώνη της Απούλιας, κάθετα στη διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ (Van Hisbergen et al, 2005). Τα κύρια τεκτονικά συστήματα της Ελλάδας είναι: δεξιόστροφη παράλληλη ολίσθηση που εκτείνεται από το ρήγμα της Βόρειας Ανατολίας στη Λεκάνη του βορείου Αιγαίου, δεξιόστροφη παράλληλη ολίσθηση κατά μήκος του ρήγματος της Κεφαλονιάς στο Ιόνιο πέλαγος, σύγκλιση κατά μήκος του Ελληνικού τόξου και επέκταση στη βόρεια και κεντρική Ελλάδα και στη Πελοπόννησο (Hollenstein, 2007). Στο βόρειο Αιγαίο ξεχωρίζει η γρήγορη (~24 χιλ/έτος, McClusky et al., 2000) δυτική προς νοτιοδυτική κίνηση (σε σχέση με την Ευρασία) της μικροπλάκας Ανατολίας Αιγαίου από την σχεδόν ακίνητη βορειοανατολική Ελλάδα (έως 5 χιλ/έτος) (Hollenstein, 2007). Η Ελληνική τάφρος, στα νοτιοδυτικά του Δυτικού Ελληνικού Τόξου χαρακτηρίζεται από σεισμούς μικρού βάθους (βάθος < 25 χλμ) στη κεντρική και νότια περιοχή, ενώ στο Ελληνικό Τόξο συμβαίνουν σεισμοί κυρίως μεσαίου βάθους (25-75 χλμ). Το νότιο μέρος του Αιγαίου παρουσιάζει πολύ μικρή σεισμικότητα και συχνά κινείται σαν ένα άκαμπτο ενιαίο τμήμα. Η περιοχή αυτή περιλαμβάνει επίσης τα ηφαιστιακά νησιά των Κυκλάδων. Όσον αφορά την ηφαιστειακή δραστηριότητα, η Νίσηρος πρέπει να επισημανθεί, όπου έχουν παρατηρηθεί σημαντικές επιφανειακές μετακινήσεις τα τελευταία χρόνια (Parcharidis and Lagios, 2001). Τέλος, το δεξιόστροφο ρήγμα 7

8 μετασχηματισμού της Κεφαλονιάς αποτελεί το βόρειο τμήμα του Δυτικού Ελληνικού τόξου και είναι μια από τις πιο σεισμογενείς ζώνες της Ελλάδας όπου έχουν παρατηρηθεί μετακινήσεις της τάξης 2-4 χιλ/έτος βόρεια του ρήγματος και 7-30 χιλ/έτος νότια του ρήγματος. 3.Ιστορική σεισμολογία Οι Παπαζάχος και Παπαζάχου (2003) αναφέρουν τρεις ιστορικούς επιφανειακούς σεισµούς (1785 M6.4, 1804 M6.4 και 1806 M6.2) οι οποίοι έπληξαν της περιοχή μελέτης. Ο Πίνακας Ι δίνει τις πληροφορίες για του σεισµούς αυτούς. Σύµφωνα µε τους συγγραφείς το σφάλµα στον υπολογισµό του επικέντρου είναι της τάξης των 20 km ενώ στο µέγεθος είναι ±0,3. ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ Γ. ΠΛΑΤΟΣ Γ. ΜΗΚΟΣ Mag Imax ΘΕΣΗ IX Πάτρα IX Πάτρα VIII Πάτρα Πίνακας 1. Πληροφορίες για τις παραµέτρους εστίας και τα αποτελέσµατα των ιστορικών σεισµών στη Β Πελοπόννησο (Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003). 8

9 4.Ο σεισμός της Μόβρης Στις 8 Ιουνίου 2008 σημειώθηκε ισχυρός σεισμός Μw=6.4 στην περιοχή της Μόβρης στην ΒΔ Πελοπόννησο. Ο σεισμός είχε βάθος ~25χλμ. όπως προσδιορίστηκε από το Γεωδυναμικό ινστιτούτο (κατώτερος φλοιος) και έγινε από ένα άγνωστο μέχρι τότε ρήγμα πιθανώς δημιουργημένο από παλαιότερες τεκτονικές φάσεις. Η επανενεργοποίηση ενός ρήγματος από σεισμολογική σκοπιά προσδιορίζεται από ένα σεισμικό γεγονός τοποθετημένο σε ένα προϋπάρχον ρήγμα (Collettini et al, 2005). Η διαδικασία της επανενεργοποίησης μηχανικά είναι πιο εύκολη να συμβεί σε σχέση με την δημιουργία ενός νέου ρήγματος. Τέτοιοι σχηματισμοί (ασυνέχειες) που κληρονομήθηκαν από παλαιά τεκτονικά συμβάντα (όπως μια ορογέννεση) είναι πολύ πιθανό να επανενεργοποιηθούν και έχουν βρεθεί υπεύθυνοι για μεγάλο μέρος των τοπικών παραμορφώσεων μέσα στην ηπειρωτική λιθόσφαιρα (Butler et al, 2006). Το γεγονός αυτό σε συνδυασμό με την απουσία επιφανειακής τους εμφάνισης καθώς και την άγνωστη περίοδο επανάληψης σεισμικών συμβάντων, τα καθιστά υψηλού κινδύνου από σεισμολογική σκοπιά. Οι γεωδυναμικές διαδικασίες που είναι υπεύθυνες για τη σεισμική δραστηριότητα της περιοχής είναι η σύγκρουση δύο ηπειρωτικών πλακών στο βορρά και η καταβύθιση ωκεάνιας πλάκας κάτω από ηπειρωτική στο νότο κατά μήκος της Ελληνικής τάφρου (Baker et al, 9

10 1997; Sachpazi et al, 2000; Laigle et al, 2002). Το δεξιόστροφο ρήγμα μετασχηματισμού της Κεφαληνίας αποτελεί την μετάβαση μεταξύ των δύο παραπάνω καθεστώτων και έχει δημιουργήσει αρκετά σεισμικά γεγονότα στο παρελθόν. Ο σεισμός της 8 ης Ιουνίου 2008 αποτελεί τον μεγαλύτερο καταγεγραμένο με όργανα σεισμό στην περιοχή. Κόστισε τη ζωή δύο ανθρώπων και τον τραυματισμό εκαντοντάδων. Πυροδότησε κατολισθήσεις πρανών και βράχων, προκάλεσε εκτεταμένες ζημιές κυρίως σε κτήρια με φτωχό σχεδιασμό και κάμψη σιδηροδρομικών γραμμών. Συνολικά σημειώθηκαν μικρές εώς μεγάλες ζημιές σε κατοικίες (Kalogeras et al, 2008). Παρατηρήθηκαν επίσης δευτερευούσης σημασίας ρωγμές σε πεζοδρόμια και πλακόστρωτα δρόμων και γεφυρών, χωρίς όμως κάποια σημαντική ένδειξη για επιφανειακή εμφάνιση του ρήγματος και ούτε σημαντική εδαφική παραμόρφωση (Briole et al, 2008; Ganas et al, 2009; Margaris et al, 2010; Feng et al 2010). Οι πρώτες μετρήσεις υπέδειξαν ένα σχετικά μεγάλο εστιακό βάθος (>15 χλμ) και αυτό σε μια περιοχή όπου προηγούμενες καταγραφές και μελέτες δεν είχαν αποκαλύψει την ύπαρξη σεισμογενών ρηγμάτων σε τέτοια βάθη. Το εστιακό βάθος του κύριου σεισμού υπολογίστηκε στα 25 χλμ. ενώ 438 μετασεισμοί εντοπίστηκαν σε τρία σμήνη μεταξύ χλμ. (όπως προέκυψε από μετρήσεις του Γεωδυναμικού Ινστιτούτου του Αστεροσκοπείου Αθηνών et al, 2009). 10

11 Το σεισμογόνο ρήγμα όπως προσδιορίστηκε από σεισμολογικά στοιχεία είχε διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ και βρίσκεται σε συμφωνία με τους μετασεισμούς. Πρόσφατες μελέτες τοποθετούν το όριο φλοιού μανδύα Moho στα 27 χλμ στην περιοχή της ΒΔ Πελοποννήσου (Sodoudi et al, 2006), γεγονός που τοποθετεί τον κύριο σεισμό στον κατώτερο φλοιό. 5.Σεισμολογικό δίκτυο Στην παρούσα εργασία έγινε επεξεργασία δεδομένων για τους μετασεισμούς της περιοχής από τις 15 Αυγούστου μέχρι και τις 8 Οκτωβρίου Τα στοιχεία αυτά προήλθαν από τους σεισμολογικούς σταθμούς που φαίνονται στον πίνακα 2. Στην εικόνα 2 απεικονίζονται αυτοί οι σταθμοί στο χάρτη καθώς και οι οικισμοί Νησί, Μιχόιο, Δάφνη και η τεχνητή λίμνη του Πηνειού. 11

12 Πίνακας 2. Συντεταγμένες του μικροσεισμικού δικτύου Σταθμός Γ.πλάτος Λεπτά Γ.μήκος Λεπτά Υψόμετρο Τοποθεσία (μοίρες) (μοίρες) (μέτρα) TRIZ E 64 Τριζόνια LAKK E 511 Λακκόπετρα ALIS E 4 Αλισός FOST Φόσταινα CHAI Χαικάλη MITO Μιτόπολη ROG Παβλόκαστρο ROG Παβλόκαστρο SANT Σανταμέρι TSAP Τσοπέικα DSF Δέσφινα EFP Ευπάλιο GUR Γύρα KFL Κεφαλονιά LTK Λουτράκι UPR Πανεπιστήμιο Πατρών RLS Ρίολος 12

13 LAKA Λάκα Εικόνα 2. Χάρτης της ΒΔ Πελοποννήσου, απεικονίζονται οι σεισμολογικοί σταθμοί καθώς και οι οικισμοί Νησί, Μιχόιο, Δάφνη και η τεχνητή λίμνη του Πηνειού 13

14 6.Εργασίες της παρούσας διπλωματικής Τα δεδομένα που συλλέχθησαν επεξεργάστηκαν σε ηλεκτρονικό υπολογιστή με το πρόγραμμα Seisgram2K. Ακολουθήθηκε η εξής διαδικασία : Με το Seisgram2K εντοπίστηκαν οι αφίξεις P, S και CODA, όπου P είναι η άφιξη του Primary (πρωτεύοντος) κύματος, S η άφιξη του Secondary (δευτερεύοντος) κύματος και CODA το τέλος του σεισμού. Οι αφίξεις (P, S) πήραν το χαρακτηρισμό Impulse ή Emerge και Up ή Down ανάλογα με την άφιξη του κύματος. Τέλος προστέθηκε και ένας συντελεστής βαρύτητας με τιμές από 0 έως 4 ανάλογα με την ποιότητα-ευκρίνεια της άφιξης. Στις επόμενες εικόνες απεικονίζεται η διαδικασία. 14

15 Εικόνα 3 (άφιξη P κύματος) 15

16 Εικόνα 4 (Διάρκεια σεισμού) 16

17 Εικόνα 5 (άφιξη S κύματος) Αυτή η διεργασία εκτελέστηκε για όλα τα σεισμικά συμβάντα που είχαν καταγραφεί από τουλάχιστον 3 σταθμούς του δικτύου. Με τα αποτελέσματα που προέκυψαν από το πρόγραμμα Seisgram2K και με χρήση κατάλληλου λογισμικού δημιουργήθηκε το αρχείο εισόδου για το πρόγραμμα εντοπισμού επικέντρου HYPO71PC (Lee and Lahr, 1972). Το Crustal Model (φλοϊκό μοντέλο, πίνακας 3) που χρησιμοποιήθηκε στο πρόγραμμα εντοπισμού επικέντρου (HYPO71PC), είναι αυτό που χρησιμοποιείται και από το CRL (Corinth Rift Laboratory) στις έρευνες ανατολικά, περιμετρικά του Κορινθιακού Κόλπου. 17

18 Πίνακας 3. Παράμετροι του 1-D μοντέλου ταχυτήτων που χρησιμοποιήθηκε στον εντοπισμό του βάθους των μετασεισμών Βάθος από τη κορυφή ενός Ταχύτητα P σε ένα δεδομένο δεδομένου στρώματος (χλμ.) στρώμα (χλμ/δευτ) 0,0 5,7 5,0 6,0 18,0 6,4 39,0 7,9 Το αρχείο εξόδου περιέχει: Τον ακριβή χρόνο γένεσης του σεισμικού γεγονότος, τις συντεταγμένες του επικέντρου (γεωγραφικό μήκος και πλάτος), το μέγεθος του σεισμού, το σφάλμα προσδιορισμού του χρόνου γένεσης του σεισμού (RMS), το σφάλμα στο προσδιορισμένο επίκεντρο σε χλμ. το σφάλμα στο προσδιορισμένο εστιακό βάθος σε χλμ. (ERZ), το συνολικό αριθμό μετρήσεων των επιμήκων και εγκαρσίων κυμάτων που χρησιμοποιήθηκαν για τον προσδιορισμό του υποκέντρου και του χρόνου γένεσης του σεισμού (NO), την μέγιστη αζιμουθιακή απόκλιση (GAP), την ποιότητα επίλυσης του υποκέντρου (Q) η οποία δείχνει την ακρίβεια υπολογισμού του σεισμού και την αξιοπιστία της επίλυσης. Στο κεφάλαιο 11 παρατίθενται τα αρχεία αυτά (ένα για κάθε μήνα μελέτης). Εν συνεχεία και με χρήση του προγράμματος GMT δημιουργήθηκαν χάρτες με τα επίκεντρα των μετασεισμών και τα εστιακά τους βάθη. 18

19 Παρατίθεται ένας χάρτης όπου σημειώνονται τα ρήγματα της περιοχής (εικόνα 6) και ακολούθως, στο κεφάλαιο 7, οι εν λόγω χάρτες με τους μετασεισμούς ανά εβδομάδα. Εικόνα 6. Χάρτης της περιοχής με σημειωμένα τα ρήγματα. 19

20 7.Χάρτες Εικόνα 7. Xάρτης Αυγούστου Το υπόμνημα προσδιορίζει το εστιακό βάθος. Στην εικόνα επίσης φαίνονται τα ρήγματα της περιοχής 20

21 Εικόνα 8. Χάρτης Αυγούστου Το υπόμνημα προσδιορίζει το εστιακό βάθος. Στην εικόνα επίσης φαίνονται τα ρήγματα της περιοχής 21

22 Εικόνα 9. Χάρτης 1-7 Σεπτέμβρη Το υπόμνημα προσδιορίζει το εστιακό βάθος. Στην εικόνα επίσης φαίνονται τα ρήγματα της περιοχής 22

23 Εικόνα 10. Χάρτης 8-15 Σεπτεμβρίου Το υπόμνημα προσδιορίζει το εστιακό βάθος. Στην εικόνα επίσης φαίνονται τα ρήγματα της περιοχής 23

24 Εικόνα 11. Χάρτης Σεπτεμβρίου Το υπόμνημα προσδιορίζει το εστιακό βάθος. Στην εικόνα επίσης φαίνονται τα ρήγματα της περιοχής 24

25 Εικόνα 12. Χάρτης Σεπτεμβρίου Το υπόμνημα προσδιορίζει το εστιακό βάθος. Στην εικόνα επίσης φαίνονται τα ρήγματα της περιοχής 25

26 Εικόνα 13. Χάρτης 1-8 Οκτωβρίου Το υπόμνημα προσδιορίζει το εστιακό βάθος. Στην εικόνα επίσης φαίνονται τα ρήγματα της περιοχής 26

27 8.Διαγράμματα Ακολούθως δημιουργήθηκαν ιστογράμματα πλήθους συμβάντων σε σχέση με το βάθος (depth, διάγραμμα Ι), με το μέγεθος (MAG, διάγραμμα ΙΙ), με το σφάλμα προσδιορισμού του χρόνου γένεσης του σεισμού (RMS, διάγραμμα ΙΙΙ), με το σφάλμα στο προσδιορισμένο επίκεντρο σε χλμ. (ERH, διάγραμμα IV) και τέλος με το σφάλμα στο προσδιορισμένο εστιακό βάθος σε χλμ. (ERZ, διάγραμμα V). Παρατίθενται τα εν λόγω διαγράμματα καθώς και σχολιασμός τους. 27

28 Διάγραμμα Ι. Ιστόγραμμα σεισμικών συμβάντων σε σχέση με το βάθος Από το διάγραμμα Ι βλέπουμε ότι έχουμε τρία σμήνη μετασεισμών. Ένα σμήνος με εστιακό βάθος μεταξύ 0 και 15 χλμ., ένα σμήνος με εστιακό βάθος μεταξύ 15 και 25 χλμ. και ένα με εστιακό βάθος πάνω από 25 χλμ. Βλέπουμε από το διάγραμμα ότι κυρίως οι μετασεισμοί 28

29 Αριθμός Συμβάντων τοποθετούνται στον κατώτερο φλοιό ενώ υπάρχει και μια δεύτερη ομάδα σεισμών με μικρότερο βάθος 120 Διάγραμμα ΙΙ MAG <MAG 2 2<MAG <MAG 3 MAG>3 MAG <MAG 2 2<MAG <MAG 3 MAG>3 Διάγραμμα ΙΙ. Ιστόγραμμα σεισμικών συμβάντων σε σχέση με το μέγεθος Στο διάγραμμα ΙΙ βλέπουμε ότι οι μετασεισμοί που μελετήσαμε κυμάνθηκαν σε μέγεθος από Μd 1,5 εώς 3. 29

30 Διάγραμμα ΙΙΙ. Ιστόγραμμα σεισμικών συμβάντων σε σχέση με το σφάλμα προσδιορισμού του χρόνου γένεσης του σεισμού (RMS) Στο διάγραμμα ΙΙΙ βλέπουμε ότι το σφάλμα προσδιορισμού του χρόνου γένεσης των μετασειμών είναι σε αποδεκτά όρια στους περισσότερους από αυτούς RMS <

31 αριθμός συμβάντων διάγραμμα ΙV ERH <ERH 1 1<ERH <ERH 2 ERH>2 ERH <ERH 1 1<ERH <ERH 2 ERH>2 Διάγραμμα ΙV. Ιστόγραμμα σεισμικών συμβάντων σε σχέση με το σφάλμα στο προσδιορισμένο επίκεντρο (ERH) Από το διάγραμμα IV φαίνεται ότι το σφάλμα στο προσδιορισμένο επίκεντρο είναι σε μεγάλο ποσοστό μεταξύ 0,5 και 2 χλμ. Υπάρχουν επίσης και αρκετά συμβάντα των οποίων το σφάλμα είναι πάνω από 2 χλμ. Οι τιμές αυτές είναι αποδεκτές σε γενικές γραμμές. 31

32 Διάγραμμα V. Ιστόγραμμα σεισμικών συμβάντων σε σχέση με το σφάλμα στο προσδιορισμένο εστιακό βάθος (ERZ) Στο διάγραμμα V βλέπουμε ότι το μεγαλύτερο ποσοστό των μετασειμών έχουν σφάλμα στο εστιακό βάθος που υπολογίστηκε μικρότερο από 2 χλμ. κάτι που είναι αποδεκτό. 32

33 9.Σχετικές εργασίες γράφουν K. I. Konstantinou, C. P. Evangelidis, N. S. Melis 2011 Συμπερασματικά τα αποτελέσματα αυτής της εργασίας (Κωνσταντίνου, Ευαγγελίδης, Μελής Φεβρουάριος 2011) προτείνουν ότι το ρήγμα που έδωσε τον κύριο σεισμό της 8 ης Ιουνίου ήταν σημαντικά αποπροσανατολισμένο σε σχέση με το επικρατέστερο περιφερειακό πεδίο τάσεων της περιοχής. Αυτό σημαίνει ότι αυτός ο σεισμός δεν ήταν αποτέλεσμα δημιουργίας ενός νέου ρήγματος μιας και ένα τέτοιο ρήγμα θα αναμενόταν να έχει προσανατολισμό που καθορίζεται από το πεδίο τάσεων (Sibson, 1990). Επιπλέον ρευστά βαθύτερης προέλευσης μπορεί να είναι υπεύθυνα για τα αυξημένα επίπεδα πίεσης ρευστών που οδήγησαν σ αυτήν την επανενεργοποίηση. Οι παρατηρήσεις αυτές είναι σε συμφωνία με προηγούμενες προτάσεις, ότι δηλαδή συστήματα διάτμησης του βαθύτερου φλοιού μπορούν να επιτρέψουν την κυκλοφορία ρευστών βαθύτερης προέλευσης σε μικρότερα βάθη μέσα στο σεισμογενές σύστημα (Cox, 2002). Τέτοιου είδους προϋπάρχουσες ζώνες αδυναμίας είναι πιθανό να υπάρχουν και σε άλλα σημεία της Δυτικής Ελλάδας. Αυτό περιπλέκει την εκτίμηση σεισμικού κινδύνου αυτής της περιοχής και καλεί για συστηματική διερεύνηση των βαθύτερων δομών της Δυτικής Ελλάδας. 33

34 Lujia Feng, Andrew V. Newman, Grant T. Farmer, Panos Psimoulis and Stathis C. Stiros 2010 Η έλλειψη συνσεισμικής επιφανειακής δίαρρηξης και η παρουσία σημαντικής επιφανειακής παραμόρφωσης μπορεί να οφείλονται στο μεγάλο βάθος του σεισμού. Το αρχικό εστιακό βάθος είχε εκτιμηθεί από 5 εως 35 χλμ., ωστόσο τοποθετήθηκε μεταγενέστερα μεταξύ 18 και 22 χλμ. (Gallovic et al. 2009; Ganas et al. 2009; Konstantinou et al. 2009). Δεδομένου ότι ελάχιστοι μετασεισμοί εντοπίστηκαν σε βάθος μεγαλύτερο των 25 χλμ. (Ganas et al. 2009; Konstantinou et al. 2009), αυτό είναι πιθανά το χαμηλότερο όριο αυτής της σεισμογενούς ζώνης. Σε αυτή την εργασία (Lujia Feng, Andrew V. Newman, Grant T. Farmer, Panos Psimoulis and Stathis C. Stiros 2010) προσδιορίστηκε ότι ο σεισμός της 8 ης Ιουνίου 2008 είχε ιδιαίτερα ενεργητική θραύση με τηλεσειμική Me μεταξύ 6,8 και 7,2. Τόσο μεγάλη έκλυση ενέργειας υποδηλώνει αυξημένη πτώση τάσης σε σχέση με τον παγκόσμιο μέσο όρο. Μετά από έρευνα στο πεδίο και ανάλυση δεδομένων GPS καθώς και InSAR εικόνων δεν εντοπίστηκε σημαντική ολίσθηση μετά το συμβάν, ούτε σημαντική συνσεισμική επιφανειακή παραμόρφωση αντίστοιχα. Τα αντικρουόμενα δεδομένα, μπορούν να εξηγηθούν από την ύπαρξη ενός μεγάλου πάχους και μηχανικά ασθενούς στρώμματος φλύσχη ο οποίος 34

35 καλύπτει την σεισμική περιοχή και ο οποίος απορρόφησε μεγάλο μέρος της ενέργειας του σεισμού. Ο σεισμός που μελετούμε, σε συνδυασμό με πολυάριθμα μικρότερα συμβάντα αποκαλύπτουν ένα ανώριμο ΒΑ-ΝΔ δεξιόστροφο σύστημα ρηγμάτων μετασχηματισμού. Το σύστημα αυτό φιλοξενεί διανεμημένες διατμητικές τάσεις μεταξύ των νησιών του κεντρικού Ιονίου και της ΒΔ Πελοποννήσου. F. Gallovic, J. Zahradnik, D. Krizova, V. Plicka, E. Sokos, A. Serpetsidaki and G-A. Tselentis, 2009 Σε αυτή την μελέτη προτείνεται μια νέα μέθοδος με την οποία γίνεται αντιστροφή κυματομορφών για τον προσδιορισμό της ολίσθησης. Σαν εφαρμογή της μεθόδου ερευνάται από την παρούσα εργασία (F. Gallovic, J. Zahradnik, D. Krizova, V. Plicka, E. Sokos, A. Serpetsidaki and G-A. Tselentis, 2009) το σεισμικό συμβάν της 8 ης Ιουνίου 2008 χρησιμοποιώντας περιφερειακά δεδομένα. Η μέθοδος απαιτεί μια αρχική προσέγγιση της σεισμικής πηγής η οποία προέκυψε από μια σειρά εργασιών που περιελάμβανε επαναπροσδιορισμό του υποκέντρου και καθορισμό του κεντροειδούς. Η επαναληπική προσέγγιση εν συνεχεία σταδιακά αποκαλύπτει σημαντικά χαρακτηριστικά των διεργασιών της 35

36 πηγής όπως την κατεύθυνση της ολίσθησης και η θέση των κύριων κλείθρων. Εικόνα 14α (F. Gallovic, J. Zahradnik, D. Krizova, V. Plicka, E. Sokos, A. Serpetsidaki and G-A. Tselentis Ιούλιος 2009) Εικόνα 14β (F. Gallovic, J. Zahradnik, D. Krizova, V. Plicka, E. Sokos, A. Serpetsidaki and G-A. Tselentis Ιούλιος 2009) 36

37 Εικόνα 14. (α) Σύγκριση συνεχών και διακριτών μοντέλων. Η κατανομή της ταχύτητας ολίσθησης κατά μήκος του ρήγματος (άξονας x) και του χρόνου (άξονας y) για την 26 η επανάληψη (με χρωματική διαβάθμιση), υπερτίθεται με δευτερεύοντα συμβάντα τρειών σημειακών πηγών. Το μπλέ βέλος στον κατά μήκος του ρήγματος άξονα σημειώνει το επίκεντρο (-8 χλμ.) ενώ το κεντροειδές είναι στα 0 χλμ.. Οι κόκκινες γραμμές δείχνουν τα ολοκληρώματα της χρωματισμένης εικόνας σε σχέση με τον χώρο και χρόνο αντίστοιχα. Οι διακεκομμένη γραμμή δείχνει την ενιαία λύση σημειακής πηγής (κεντροειδές) (β) Σύγκριση μεταξύ του μοντέλου συνεχούς πηγής και τους μετεγκατεστημένους μετασεισμούς από την μέθοδο διπλής διαφοροποίησης (Waldhauser and Ellsworth, 2000). Η ανεστραμμένη κατανομή σεισμικού μεγέθους αυτής της εργασίας (από εικόνα 1α) απεικονίζεται στον χάρτη στο απότομα βυθιζόμενο πεδίο του ρήγματος. Οι μετασεισμοί (μικροί μαύροι κύκλοι) είναι λιγότερο άφθονοι στην περιοχή μέγιστης ολίσθησης που βρίσκεται μεταξύ κεντροειδούς (μπλε κύκλος) και επικέντρου (μπλε αστέρι) (F. Gallovic, J. Zahradnik, D. Krizova, V. Plicka, E. Sokos, A. Serpetsidaki and G-A. Tselentis Ιούλιος 2009, From earthquake centroid to spatial-temporal rupture evolution:mw 6.3 Movri Mountain earthquake, June 8, 2008, Greece) Στην εικόνα 14β βλέπουμε το τελικό μοντέλο ολίσθησης της εικόνας 14α πάνω σε χάρτη της περιοχής σε συσχέτιση με τους επαναπροσδιορισμένους μετασεισμούς. Η μεγαλύτερη ολίσθηση συμπίπτει με την περιοχή με τους λιγότερους μετασεισμούς μεταξύ υποκέντρου και κεντροειδούς. Επίσης σημειώνεται ότι οι ΒΑ και ΝΔ συστάδες μετασεισμών διαφέρουν από πολλές απόψεις. Η πρώτη ομάδα αποτελείται από συμβάντα μέχρι και Μ 4.4, ενώ η δεύτερη περιέχει μόνο μικρότερα μεγέθη (Μ < 3.3). Μάλιστα το πρώτο συμβάν Μ 3 προέκυψε στην ΝΔ ομάδα μόλις 13 ώρες μετά τον κύριο σεισμό, ενώ την ίδια περίοδο υπήρξαν περισσότερα από 30 τέτοια συμβάντα στην ΒΑ ομάδα. Εικάζεται ότι οι μετασεισμοί της ΒΑ ομάδας ίσως ενισχύθηκαν από μονόπλευρη διάδοση της διάρρηξης. 37

38 K.I. Konstantinou, N.S. Melis, S.J. Lee, C.P. Evangelidis and K. Boukouras, 2009 Τα αποτελέσματα της εργασίας αυτής σε συνδυασμό με προηγούμενες σεισμολογικές και γεωδαιτικές παρατηρήσεις στην Δυτική Ελλάδα συνηγορούν ότι ο σεισμός της 8 ης Ιουνίου 2008 προέκυψε από την θραύση μιας ζώνης ρηγμάτων η οποία ήταν τοποθετημένη στα όρια ενός δεξιόστροφα περιστρεφόμενου μπλοκ που περιλαμβάνει : τα νησιά Λευκάδα και Κεφαλονιά, κομμάτι της κεντρικής Ελλάδας και κομμάτι της ΒΔ Πελοποννήσου. Είναι πιθανό ότι αυτή η ζώνη αποτελεί κληρονομιά από προηγούμενες τεκτονικές φάσεις και επανενεργοποιήθηκε σαν strike-slip ρήγμα (ρήγμα ολίσθησης). Stiros, Stathis, Moschas, Fanis, Feng, Lujia, Newman, Andrew 2013 Σε αυτήν την εργασία αναφέρεται η φύση του ρήγματος που έδωσε τον κύριο σεισμό και ότι αυτό πρόκειται για προϋπάρχον ρήγμα που επανενεργοποιήθηκε όπως αναφέρεται και από τους K. I. Konstantinou, C. P. Evangelidis, N. S. Melis Επίσης σχολιάζεται η έλλειψη επιφανειακής εμφάνισης του ρήγματος και αποδίδεται στον υποκείμενο φλύσχη ο οποίος και λειτούργησε σαν φίλτρο απορρόφησης της ενέργειας όπως αναφέρεται και από τους Lujia Feng, Andrew V. Newman, Grant T. Farmer, Panos Psimoulis and Stathis C. Stiros

39 Dimitrios Giannopoulos, Efthimios Sokos, K. I. Konstantinou, Athanasios Lois, G-Akis Tselentis 2012 Σε αυτή την εργασία διαπιστώθηκε ασυμφωνία μεταξύ των κατευθύνσεων πόλωσης και του προσανατολισμού του περιφερειακού πεδίου τάσεων, όπως επίσης και κατευθύνσεις πόλωσης που δεν διαφοροποιήθηκαν μετά τον σεισμό. Τα παραπάνω σε συνδυασμό με τις χρονικές καθυστερήσεις που βρέθηκαν να αυξάνονται μετά τον σεισμό της Μόβρης ενισχύουν τις υποθέσεις για συμμετοχή ρευστών στο σεισμό αυτό, όπως ανέφεραν και οι K. I. Konstantinou, C. P. Evangelidis, N. S. Melis Τα αποτελέσματα της της εργασίας αυτής (Dimitrios Giannopoulos, Efthimios Sokos, K. I. Konstantinou, Athanasios Lois, G- Akis Tselentis 2012) επισημαίνουν την ανάγκη για περαιτέρω έρευνες έτσι ώστε να μελετηθεί η ασυμφωνία που αναφέρθηκε μεταξύ των κατευθύνσεων πόλωσης και των χαρακτηριστικών του πεδίου τάσεων της ευρύτερης περιοχής με περισσότερη λεπτομέρεια. 10.Συμπεράσματα Ο μεγαλύτερος μετασεισμός του Αυγούστου είχε Μd3, του Σεπτεμβρίου Μd3.5 και του Οκτωβρίου Μd2.60. Το μέγιστο εστιακό βάθος ανάμεσα στους μετασεισμούς του Αυγούστου ήταν 23 χλμ. (και το ελάχιστο 5. χλμ. Για τον Σεπτέμβρη οι αντίστοιχες τιμές ήταν 32 χλμ. και 5.χλμ. Για τον Οκτώβρη 23. χλμ. και 5. χλμ. Η τιμή 5 χλμ. είναι η 39

40 ελάχιστη που παρέχει το πρόγραμμα HYPO71PC και ως εκ τούτου το ελάχιστο εστιακό βάθος που αναφέρθηκε μπορεί στην πραγματικότητα να είναι και μικρότερο. Γενικά θεωρούμε ότι πρόκειται για επιφανειακούς σεισμούς ή πολύ κοντά στην επιφάνεια. Πρόσφατες μελέτες τοποθετούν την ζώνη Moho στα 27 χλμ. στην περιοχή της ΒΔ Πελοποννήσου (Sodoudi et al, 2006) και δεδομένου ότι ελάχιστοι μετασεισμοί εντοπίστηκαν σε βάθος μεγαλύτερο των 25 χλμ. (Ganas et al. 2009; Konstantinou et al. 2009) συμπεραίνουμε ότι η μετασεισμική ακολουθία, σχεδόν στο σύνολο της, τοποθετείται στον κατώτερο φλοιό. Σημαντικό ρόλο έπαιξαν το στρώμα του φλύσχη καθώς και η συμμετοχή ρευστών στην σεισμική ακολουθία που μελετήσαμε. Στην παρούσα εργασία επιβεβαιώνεται αυτό που ήδη ξέρουμε από προηγούμενες μελέτες, ότι δηλαδή η ΒΔ Πελοπόννησος καθώς και η ευρύτερη περιοχή είναι έντονα σεισμογενής και σημαντικής σεισμικής επικινδυνότητας και καλεί για περαιτέρω μελέτες και έρευνα. 40

41 11.Παράρτημα με αρχεία PUN Αύγουστος DATE ORIGIN LAT N LONG E DEPTH MAG NO GAP DMIN RMS ERH ERZ QM C C C C C C C C B C C B B D C C B D D C C B D C C D C D C C D D D D B D C B D C C D C1 41

42 Σεπτέμβριος DATE ORIGIN LAT N LONG E DEPTH MAG NO GAP DMIN RMS ERH ERZ QM C C C B C C C B B C C C C D C B B C C C B B C C C B C D C C * C * C D * C * B C B C C B B C C D D C D C B C C1 42