Βασίλης Κ. ΠΑΠΑΖΑΧΟΣ 1, Γεώργιος Φ. ΚΑΡΑΚΑΙΣΗΣ 2, Κωνσταντίνος Β. ΠΑΠΑΖΑΧΟΣ 3, Εµµανουήλ Μ. ΣΚΟΡ ΥΛΗΣ 4

Transcript

1 3 o Πανελλήνιο Συνέδριο Αντισεισµικής Μηχανικής & Τεχνικής Σεισµολογίας 5 7 Νοεµβρίου, 2008 οκιµασία του Mοντέλου της Επιβραδυνόµενης Επιταχυνόµενης Σεισµικής Παραµόρφωσης µε Εφαρµογή του στη Μεσοπρόθεσµη Πρόγνωση Ισχυρών Μελλοντικών Σεισµών A Forward Test of the Decelerating-Accelerating Seismic Strain Model for Intermediate-Term Earthquake Prediction Βασίλης Κ. ΠΑΠΑΖΑΧΟΣ 1, Γεώργιος Φ. ΚΑΡΑΚΑΙΣΗΣ 2, Κωνσταντίνος Β. ΠΑΠΑΖΑΧΟΣ 3, Εµµανουήλ Μ. ΣΚΟΡ ΥΛΗΣ 4 ΠΕΡΙΛΗΨΗ: Το µοντέλο της «Επιβραδυνόµενης Επιταχυνόµενης Σεισµικής Παραµόρφωσης» έχει αναπτυχθεί κατά την τελευταία δεκαετία για τη µεσοπρόθεσµη πρόγνωση ισχυρών (Μ 6.3) κύριων σεισµών. Το µοντέλο αυτό έχει ήδη εφαρµοσθεί για την εκ των υστέρων «πρόγνωση» ισχυρών σεισµών, από όπου προέκυψε ότι οι αβεβαιότητες του είναι ±2.5 έτη στο χρόνο γένεσης του προβλεπόµενου σεισµού, ±0.4 στο µέγεθός του και 150km στο επίκεντρο του, µε πιθανότητα ~80%. Στην παρούσα εργασία το µοντέλο αυτό εφαρµόζεται για την πρόγνωση µελλοντικών σεισµών σε διάφορα σεισµοτεκτονικά περιβάλλοντα, µε στόχο τον αντικειµενικότερο έλεγχο της αξιοπιστίας του. Καθορίσθηκαν, έτσι, οι παράµετροι (χρόνος γένεσης, µέγεθος, γεωγραφικές συντεταγµένες επικέντρου) για προβλεπόµενους ισχυρούς επιφανειακούς σεισµούς: Τέσσερις (4) στη υτική Μεσόγειο, τρεις (3) στην Ανατολία (Τουρκία), δύο (2) στην Καλιφόρνια, δύο (2) στην νότια Ιαπωνία, επτά (7) στην κεντρική Ασία και τρεις (3) στη δυτική κεντρική και νότια Αµερική (πίνακας 1). Με τον τρόπο αυτό θα αναδειχθούν αντικειµενικά οι δυνατότητες και αδυναµίες του µοντέλου κατά τη διάρκεια της επόµενης εξαετίας. Για τη δοκιµασία αυτή χρησιµοποιήθηκαν δεδοµένα παρατήρησης µέχρι 30 Σεπτεµβρίου 2007 και συνεπώς οι προγνώσεις της παρούσας εργασίας αφορούν σεισµούς που αναµένονται µετά από αυτήν την ηµεροµηνία. ABSTRACT: The decelerating accelerating seismic strain model, D-AS model, has been developed during the last decade for intermediate term prediction of strong (M 6.3) mainshocks. This model has been applied for a retrospective prediction of strong earthquakes. These backward tests led to the estimation of uncertainties equal to ±2.5years for the origin time of the predicted earthquake, ±0.4 for its magnitude and 150km for its epicenter, with a probability ~80%. In the present work the D-AS model is applied for the prediction of future earthquakes in several seismotectonic regimes, for an objective forward test of its reliability. Thus, the mainshock parameters (origin time, moment magnitude, geographic coordinates of the epicenter) have been predicted for several strong shallow future earthquakes: Four (4) in west Mediterranean, three (3) in Anatolia (Turkey), two (2) in California, two (2) in south Japan, seven (7) in central Asia 1 Οµότιµος Καθηγητής, Τοµέας Γεωφυσικής, Πανεπιστήµιο Θεσσαλονίκης, manolis@geo.auth.gr 2 Καθηγητής, Τοµέας Γεωφυσικής, Πανεπιστήµιο Θεσσαλονίκης, karakais@geo.auth.gr 3 Αναπλ. Καθηγητής, Τοµέας Γεωφυσικής, Πανεπιστήµιο Θεσσαλονίκης, kpapaza@geo.auth.gr 4 Επίκ. Καθηγητής, Τοµέας Γεωφυσικής, Πανεπιστήµιο Θεσσαλονίκης, manolis@geo.auth.gr

2 and three (3) in western south and central America (see table 1). In this way it will be possible to objectively define the capability and weaknesses of the model during the next six years. Data up to 30 September 2007 have been used, hence, predictions made in the present work concern strong mainshocks expected after this date. ΕΙΣΑΓΩΓΗ Εντατική ερευνητική προσπάθεια κατά το τελευταίο µισό αιώνα για τη βραχυπρόθεσµη πρόγνωση (παράθυρο χρόνου της τάξης ηµερών) ή τη µακροπρόθεσµη πρόγνωση (παράθυρο χρόνου δεκαετιών) ισχυρών σεισµών (Μ>6.0) βασίστηκε κυρίως σε πρόδροµα σεισµικά ή άλλα φυσικά φαινόµενα (προσεισµοί, κλπ) που οφείλονται στη φυσική διαδικασία που προηγείται του ισχυρού σεισµού στο ρήγµα του. Η προσπάθεια αυτή απέτυχε, αφού είναι τώρα γενικώς αποδεκτό ότι η βραχυπρόθεσµη πρόγνωση των σεισµών δεν είναι εφικτή σήµερα, προς µεγάλη απογοήτευση των ερευνητών που ανάλωσαν επί δεκαετίες τις δυνάµεις τους χωρίς ουσιαστικό αποτέλεσµα, των κυβερνήσεων που δαπάνησαν τεράστια χρηµατικά ποσά σχεδόν άσκοπα και των κατοίκων των σεισµογόνων περιοχών που είδαν τις ελπίδες τους για αντισεισµική προστασία να εξανεµίζονται. Η σηµαντικότερη, όµως, αρνητική συνέπεια αυτής της αποτυχίας είναι η απαξίωση του όρου «πρόγνωση των σεισµών» µε αποτέλεσµα να ασχολούνται σχετικώς λίγοι ειδικοί στο γνωστικό αυτό αντικείµενο. Στην απαξίωση αυτή συνέβαλε επίσης το γεγονός ότι η νεοαναπτυχθείσα θεωρία του χάους έδωσε πειστική ερµηνεία αυτής της αποτυχίας αφού έδειξε ότι η προσεισµική φυσική διαδικασία στο σεισµογόνο ρήγµα έχει χαοτική συµπεριφορά και συνεπώς για την βραχυπρόθεσµη αλλά και για τη µακροπρόθεσµη πρόγνωση του επόµενου σεισµού απαιτείται ακριβής γνώση αυτής της προσεισµικής φυσικής εξέλιξης στο ρήγµα, η οποία σήµερα είναι ανύπαρκτη (Jaumé and Sykes, 1999). Το συµπέρασµα αυτό οδήγησε µάλιστα ορισµένους επιστήµονες να διατυπώσουν την άποψη ότι «οι σεισµοί είναι από τη φύση τους απρόβλεπτοι» (earthquakes are inherently unpredictable). Η αποτυχία της βραχυπρόθεσµης και µακροπρόθεσµης πρόγνωσης ενός ισχυρού σεισµού µε βάση πρόδροµα φαινόµενα που οφείλονται στην φυσική διαδικασία στο σεισµογόνο ρήγµα οδήγησε στη ριζική αλλαγή σκέψης µε τη µελέτη πρόσθετων φυσικών διαδικασιών και την προσπάθεια αναγνώρισης αντίστοιχων πρόδροµων φαινοµένων. Φαίνεται ότι τα αποτελέσµατα της νέας αυτής προσπάθειας παρέχουν δυνατότητα µεσοπρόθεσµης πρόγνωσης των ισχυρών (κύριων) σεισµών. Η σηµαντικότερη, ίσως, νέα σκέψη βασίζεται στην επιστηµονική αντίληψη ότι η γένεση ενός ισχυρού σεισµού καθορίζεται και από τη σεισµική δράση γειτονικών ρηγµάτων, γνώση που άρχισε να αποκτάται πριν από δεκαετίες µε σεισµολογικές παρατηρήσεις (Mogi, 1969) και να θεµελιώνεται θεωρητικά αργότερα (Knopoff, 1996). Συνέπεια αυτού είναι η αναζήτηση πρόδροµων φαινοµένων σε µεγαλύτερη χωροχρονική κλίµακα αλλά και σε µεγαλύτερη κλίµακα σεισµικής ενέργειας (µέγεθους σεισµών) ώστε τα φαινόµενα αυτά να είναι προσεισµικώς αναγνωρίσιµα και ευκολότερα µετρήσιµα. Έτσι, ενώ παλαιότερα οι ερευνητές µελετούσαν τις προγνωστικές ιδιότητες των προσεισµών (foreshocks) που - 2 -

3 γίνονται στο σεισµογόνο ρήγµα (διαστάσεων συνήθως λίγων δεκάδων χιλιοµέτρων) σε µικρό χρονικό διάστηµα (συνήθως λίγων ηµερών) και οι οποίοι δεν είναι εύκολα αναγνωρίσιµοι πριν τη γένεση του κύριου σεισµού λόγω του µικρού τους µεγέθους (συνήθως Μ 4.0), σήµερα µελετώνται οι προγνωστικές ιδιότητες των προτεροσεισµών (preshocks) που γίνονται σε δίκτυο ρηγµάτων (διαστάσεων λίγων εκατοντάδων χιλιοµέτρων) σε σχετικώς µεγάλο χρονικό διάστηµα (λίγων ετών) και οι οποίοι έχουν σηµαντικά µεγέθη (Μ>4.0) και είναι αναγνωρίσιµοι πριν τη γένεση του κύριου σεισµού. Μελετήθηκαν διάφορες µορφές (patterns) της προσεισµικής δράσης που παρατηρείται στην ευρύτερη περιοχή ισχυρών (κύριων) σεισµών για την αναγνώριση προγνωστικών ιδιοτήτων της πρόδροµης σεισµικότητας. Η πιο σηµαντική, πιθανώς, τέτοια µορφή σεισµικότητας είναι αυτή που ονοµάστηκε doughnut pattern (Mogi, 1969) και περιλαµβάνει ένα σχετικώς ευρύ χώρο (της τάξης εκατοντάδων χιλιοµέτρων) όπου παρατηρείται προσεισµική έξαρση (seismic excitation) και ένα µικρότερο χώρο που βρίσκεται κοντά στην εστία του κύριου σεισµού και όπου παρατηρείται προσεισµική ησυχία (seismic quiescence). Οι δύο αυτές µορφές προσεισµικής δράσης µελετήθηκαν λεπτοµερώς κατά τις τελευταίες τρεις δεκαετίες και δείχθηκε ότι στον ευρύτερο χώρο (κρίσιµος χώρος) η προσεισµική δράση επιταχύνεται µε το χρόνο όσο πλησιάζει ο χρόνος γένεσης του κύριου σεισµού ενώ στο µικρότερο χώρο (σεισµογόνος χώρος) η προσεισµική δράση επιβραδύνεται µε το χρόνο. Ερευνητικές εργασίες, οι οποίες δηµοσιεύθηκαν κατά τον τελευταίο µισό αιώνα, έδειξαν ότι ενός σηµαντικού αριθµού ισχυρών (Μ 6.5) κύριων σεισµών προηγείται επιταχυνόµενη γένεση σεισµών ενδιαµέσου και ισχυρού (Μ>4.0) µεγέθους (Tocher, 1959; Raleigh et al., 1982; Knopoff et al., 1996; Robinson, 2000; Tzanis et al., 2000; Papazachos and Papazachos, 2001, µεταξύ άλλων συγγραφέων). Αυτοί οι επιταχυνόµενοι προτεροσεισµοί (accelerating preshocks) ερµηνεύθηκαν µε βάση τις αρχές της «δυναµικής του κρίσιµου σηµείου» (Sornette and Sornette, 1990; Sornettte and Sammis, 1995; Rundle et al., 2000; 2003). Οι Bufe and Varnes (1993) πρότειναν την ακόλουθη σχέση για τη χρονική µεταβολή της αθροιστικής σεισµικής παραµόρφωσης, S (σε Joule 1/2 ), η οποία είναι γνωστή ως ανηγµένη αθροιστική παραµόρφωση Benioff (Benioff strain): m S(t)= A+ B(tc - t) (1) όπου t (σε έτη) είναι ο χρόνος µέχρι τον οποίον υπολογίζεται η S (άθροισµα της τετραγωνικής ρίζας της ενέργειας των επιταχυνόµενων προτεροσεισµών), t c είναι ο χρόνος γένεσης του κύριου σεισµού και Α, Β (<0) και m(<1) είναι παράµετροι που υπολογίζονται από τα διαθέσιµα δεδοµένα της επιταχυνόµενης προτεροσεισµικής ακολουθίας. Η µέση τιµή του εκθέτη που προσδιορίσθηκε από µεγάλο αριθµό παρατηρήσεων βρέθηκε ίση µε m=0.3, τιµή που χρησιµοποιείται και στην παρούσα εργασία. Οι Bowman et al. (1998), για την αναγνώριση περιοχών επιταχυνόµενης προσεισµικής παραµόρφωσης, πρότειναν την ελαχιστοποίηση µιας παραµέτρου, C (καµπυλότητα), η οποία ορίζεται ως ο λόγος της τετραγωνικής ρίζας του µέσου τετραγωνικού σφάλµατος - 3 -

4 που προκύπτει από την εφαρµογή στα δεδοµένα της σχέσης (1) δια του αντίστοιχου σφάλµατος που προκύπτει από εφαρµογή γραµµικής σχέσης. Οι Papazachos et al. (2002) όρισαν ένα δείκτη ποιότητας (προβλεψιµότητας), q a, για τον καθορισµό περιοχών επιταχυνόµενης προσεισµικής παραµόρφωσης ο οποίος δίνεται από τη σχέση: P a q a = mc (2) όπου P a είναι η πιθανότητα µια σεισµική ακολουθία να έχει τις ιδιότητες επιταχυνόµενης προτεροσεισµικής ακολουθίας και ισχύουν οι ανισότητες: C 0.60, P a 0.45, m<1, q a 3.0 (3) Αρκετοί ερευνητές παρατήρησαν µείωση της σεισµικής δράσης που οφείλεται σε µικρούς σεισµούς (seismic quiescence) στην περιοχή του ρήγµατος ενός επερχόµενου κύριου σεισµού (Wyss et al., 1981; Wyss and Habermann, 1988; Scholz, 1988; Zoller et al., 2002, µεταξύ άλλων συγγραφέων). Αυτή η προσεισµική µείωση αποδόθηκε σε ελάττωση της τεκτονικής τάσης που οφείλεται στην προσεισµική ολίσθηση του σεισµογόνου ρήγµατος (Wyss et al., 1981; Kato et al., 1997). Οι Papazachos et al. (2005a,b) έδειξαν ότι ενώ στον ευρύτερο χώρο (κρίσιµος χώρος) πραγµατοποιείται επιταχυνόµενη γένεση προτεροσεισµών ενδιαµέσου µεγέθους και ισχύει η σχέση (1) µε m<1.0 ( m= 0.3), στο στενότερο χώρο (σεισµογόνος χώρος) πραγµατοποιείται επιβραδυνόµενη γένεση προτεροσεισµών ενδιαµέσου µεγέθους και ισχύει επίσης η σχέση (1) αλλά µε m>1.0 ( m = 3.0). Αυτοί οι επιβραδυνόµενοι προτεροσεισµοί (decelerating preshocks) µπορεί να αποδοθούν σε ερπυσµό σε βάθος και ολίσθηση σε γειτονικά ρήγµατα, σύµφωνα µε το µοντέλο συσσώρευσης τάσης, SAM (Stress Accumulation Model) το οποίο προβλέπει περιοχές όπου η προσεισµική στατική τάση εµφανίζεται έντονα ελαττωµένη (shadow lobes) (King and Bowman, 2003). Για την επιβραδυνόµενη προσεισµική παραµόρφωση έχει επίσης ορισθεί ένας δείκτης ποιότητας, q d, ο οποίος δίνεται (Papazachos et al., 2006) από τη σχέση: Pd m q d = C (4) όπου P d είναι η πιθανότητα µια σεισµική ακολουθία να έχει τις ιδιότητες επιβραδυνόµενης προτεροσεισµικής ακολουθίας και ισχύουν οι ανισότητες: C 0.60, P d 0.45, m>1, q d 3.0 (5) Οι Papazachos et al. (2006) βασιζόµενοι σε προηγούµενες έρευνες που αφορούν την επιβραδυνόµενη και την επιταχυνόµενη προτεροσεισµική παραµόρφωση και χρησιµοποιώντας στοιχεία προτεροσεισµικών ακολουθιών κύριων σεισµών που έγιναν σε διάφορα σεισµοτεκτονικά περιβάλλοντα (. Μεσόγειος, Αιγαίο, Ανατολία, Καλιφόρνια, Ιαπωνία) ανέπτυξαν το µοντέλο D-AS (Decelerating Accelerating Seismic Strain). Το - 4 -

5 µοντέλο αυτό παρέχει τη δυνατότητα µεσοπρόθεσµης πρόγνωσης του χρόνου γένεσης, του µεγέθους και του επικέντρου του µέγιστου (κύριου) σεισµού εξ αυτών που γίνονται σε χρονικό διάστηµα µερικών ετών (~5 έτη) σε δίκτυο γειτονικών ρηγµάτων. Προσπάθειες έχουν γίνει επίσης να ελεγχθεί η αξιοπιστία του µοντέλου µε απόπειρα πρόγνωσης µελλοντικών σεισµών µε αποτέλεσµα να προβλεφθεί ο ισχυρός σεισµός (Μ=6.8) που έγινε στα Κύθηρα στις 8 Ιανουαρίου 2006 (Papazachos et al., 2007a). Το µοντέλο D-AS βελτιώθηκε σηµαντικά κατά την τελευταία διετία µε τη χρησιµοποίηση και πρόσθετων στοιχείων σεισµών που έγιναν και σε άλλα σεισµοτεκτονικά περιβάλλοντα (κεντρική Ασία, νότια Αµερική). Σκοπός της παρούσας εργασίας είναι να παρουσιαστεί η βελτιωµένη µορφή του µοντέλου και να εφαρµοσθεί σε δεδοµένα που έχουν παραχθεί µέχρι τις 30 Σεπτεµβρίου 2007 για την προσπάθεια µεσοπρόθεσµης πρόγνωσης ισχυρών µελλοντικών σεισµών στη δυτική Μεσόγειο, Ανατολία, Καλιφόρνια, νότια Ιαπωνία, κεντρική Ασία και δυτική, νότια και κεντρική Αµερική. Θα δοθεί, έτσι, δυνατότητα αντικειµενικού ελέγχου της αξιοπιστίας του µοντέλου, ακριβέστερου υπολογισµού των αβεβαιοτήτων του και πιθανής βελτίωσής του. ΙΑ ΙΚΑΣΙΑ ΕΦΑΡΜΟΓΗΣ ΤΟΥ ΜΟΝΤΕΛΟΥ D-AS Για την πρακτική εφαρµογή του µοντέλου πρέπει να γνωρίζουµε τον τρόπο αναγνώρισης των χώρων επιβραδυνόµενης και επιταχυνόµενης σεισµικής παραµόρφωσης, τις σχέσεις που χρησιµοποιούνται για την πρόγνωση του χρόνου, του µεγέθους και του επικέντρου του αναµενόµενου κύριου σεισµού και τις αβεβαιότητες (σφάλµατα) του µοντέλου. Για την αναγνώριση του χώρου της επιβραδυνόµενης σεισµικής παραµόρφωσης υποθέτουµε ότι ο χώρος αυτός έχει κυκλικό σχήµα και χωρίζουµε την υπό µελέτη περιοχή (διαστάσεων συνήθως 300km x 300km) µε πυκνό δίκτυο σηµείων (π.χ. 0.2 ο NS, 0.2 o EW). Κάθε σηµείο του δικτύου θεωρείται κέντρο ενός κυκλικού χώρου ακτίνας a (σε km) και µε βάση τους σεισµούς που έχουν επίκεντρα µέσα στον κύκλο υπολογίζεται η αθροιστική σεισµική παραµόρφωση, S(t), σε συνάρτηση µε το χρόνο και, µε εφαρµογή της σχέσης (1), υπολογίζονται επίσης οι παράµετροι Α και Β (µε m=3.0) καθώς και η παράµετρος καµπυλότητας C. Με κέντρο κάθε σηµείο του δικτύου οι υπολογισµοί επαναλαµβάνονται για διάφορες τιµές της ακτίνας, a, και ως αποδεκτή λύση για το σηµείο θεωρείται αυτή για την οποία ο δείκτης q d έχει τη µέγιστη τιµή. Ως κέντρο του χώρου των επιβραδυνόµενων προτεροσεισµών και ως ακτίνα αυτού του κυκλικού χώρου (σεισµογόνος χώρος) θεωρούνται το σηµείο, F, και η ακτίνα, a, που αντιστοιχούν στη βέλτιστη λύση που είναι αυτή για την οποία ισχύουν οι σχέσεις (5) και ο δείκτης q d έχει τη µέγιστη τιµή. Εκτός από το γεωµετρικό κέντρο, F, του σεισµογόνου χώρου ορίζονται και δύο άλλα σηµεία της περιοχής, το V f, που είναι το µέσο επίκεντρο των επιβραδυνόµενων προτεροσεισµών και το P f, που είναι το φυσικό τους κέντρο, δηλαδή το σηµείο στην περιοχή του οποίου αυτοί οι επιβραδυνόµενοι προτεροσεισµοί έχουν τη µεγαλύτερη πυκνότητα. Το γεωγραφικό µέσο, D, των σηµείων F, V f και P f (µέσο γεωγραφικό πλάτος, µέσο γεωγραφικό µήκος) αποτελεί ένα από τα διακεκριµένα σηµεία που χρησιµοποιούνται για την πρόγνωση του επικέντρου του επερχόµενου κύριου σεισµού, όπως θα δούµε παρακάτω

6 Στο ίδιο δίκτυο σηµείων και µε παρόµοια διαδικασία γίνεται αναγνώριση του χώρου των επικέντρων των επιταχυνόµενων σεισµών (κρίσιµος χώρος). Έτσι, η κυκλική περιοχή µε κέντρο Q και ακτίνα R για την οποία ισχύουν οι σχέσεις (3) και ο δείκτης q a έχει τη µεγαλύτερη τιµή είναι ο κρίσιµος χώρος. Επίσης, εκτός από το γεωµετρικό κέντρο, Q, των επιταχυνόµενων σεισµών ορίζεται και το µέσο επίκεντρο τους, V q, και το φυσικό τους κέντρο, P q. Το γεωγραφικό µέσο, Α, των τριών αυτών σηµείων είναι επίσης ένα από τα διακεκριµένα σηµεία που χρησιµοποιούνται για τον ορισµό του επικέντρου του επερχόµενου κύριου σεισµού. Για την πρόγνωση του χρόνου γένεσης, του µεγέθους και των συντεταγµένων του επικέντρου του αναµενόµενου κύριου σεισµού χρησιµοποιούνται σχέσεις οι οποίες έχουν εξαχθεί από δεδοµένα προτεροσεισµών οι οποίοι έγιναν σε διάφορα σεισµοτεκτονικά περιβάλλοντα (Μεσόγειος, κεντρική Ασία, Ιαπωνία, Καλιφόρνια, νότια Αµερική). Για την πρόγνωση του χρόνου γένεσης, t c, (σε έτη), του επερχόµενου κύριου σεισµού εφαρµόζονται οι σχέσεις: log(t - t ) = logs σ = 0.12 (6) log(t - t ) = logs σ = 0.10 (7) log(t - t ) = logs σ = 0.07 (8), c sd d, c sa a, c a a όπου t sd και t sa είναι ο χρόνος έναρξης της επιβραδυνόµενης και επιταχυνόµενης σεισµικής ακολουθίας, αντίστοιχα, t a είναι ο µέσος χρόνος γένεσης των επιταχυνόµενων προτεροσεισµών που έχουν γίνει µέχρι τρία έτη πριν τη γένεση του κύριου σεισµού, s d, s a (σε Joule 1/2 /yr 10 4 km 2 ) είναι ο ρυθµός απελευθέρωσης της επιβραδυνόµενης και της επιταχυνόµενης σεισµικής παραµόρφωσης, αντίστοιχα και σ, είναι οι αντίστοιχες τυπικές αποκλίσεις. Ως χρόνο γένεσης του αναµενόµενου σεισµού θεωρούµε τον µέσο όρο των τριών τιµών που υπολογίζονται από τις τρεις σχέσεις (6), (7) και (8). Για τον υπολογισµό του µεγέθους, Μ (στην κλίµακα του µεγέθους σεισµικής ροπής), του αναµενόµενου κύριου σεισµού εφαρµόζονται οι σχέσεις: loga = 0.23M logs d +1.40, σ = 0.10 (9) logr = 0.42M logs a +1.25, σ = 0.15 (10) M =1.43M , σ = 0.24 (11) a όπου a (σε km) είναι η ακτίνα του κυκλικού χώρου των επιβραδυνόµενων προτεροσεισµών (σεισµογόνος χώρος), R (σε km) είναι η ακτίνα του κυκλικού χώρου των επιταχυνόµενων προτεροσεισµών (κρίσιµος χώρος) και Μ a είναι ο µέσος όρος των µεγεθών των επιταχυνόµενων προτεροσεισµών που γίνονται µέχρι τρία έτη πριν τη γένεση του κύριου σεισµού. Ο µέσος όρος των τριών τιµών µεγέθους που υπολογίζονται από τις σχέσεις (9), (10) και (11) λαµβάνεται ως ο χρόνος γένεσης του κύριου σεισµού. Για τον καθορισµό του επικέντρου, Ε, του αναµενόµενου σεισµού χρησιµοποιούνται, ως συνθήκες τις οποίες πρέπει να πληροί το επίκεντρο, οι σχέσεις: - 6 -

7 (ED) = 0.3 (DA)+ 35 ± 40km, (DA) 250km (ED) =120 ±50km, (DA) > 250km (12) x = 0 ±80km (13) q de + q ae = 0.45 ±0.13 q + q (14) df aq (EL)= 90 ±40km (15) (EK)= 0.6(LK)+ 30 ±60km (16) όπου D και Α είναι τα διακεκριµένα σηµεία που έχουν καθορισθεί από τη χωρική κατανοµή των επιβραδυνόµενων και επιταχυνόµενων προτεροσεισµών, αντίστοιχα, όπως έχουµε ήδη αναφέρει, x είναι η απόσταση του επικέντρου από την ευθεία DA, q de και q ae είναι οι τιµές των δεικτών ποιότητας όταν ως κέντρο του σεισµογόνου και του κρίσιµου χώρου, αντίστοιχα, θεωρηθεί το επίκεντρο του κύριου σεισµού, q df και q aq είναι οι τιµές των δεικτών αυτών που ορίζονται από τις σχέσεις (4) και (2). L είναι το κέντρο του κύκλου (L, 100km) µέγιστης σεισµικότητας σε σχέση µε τα άλλα σηµεία της περιοχής η οποία έχει µέσον το σηµείο D(φ, λ) και όρια τους παράλληλους φ±2 0 NS και τους µεσηµβρινούς λ±2 0 ΕW. Κ είναι το σηµείο της ίδιας περιοχής στο οποίο η πυκνότητα των επιταχυνόµενων προτεροσεισµών είναι µέγιστη Οι αβεβαιότητες (σφάλµατα) του µοντέλου υπολογίσθηκαν µε εκ των υστέρων «πρόγνωση» σηµαντικού αριθµού κύριων σεισµών οι οποίοι έχουν ήδη γίνει σε διάφορα σεισµοτεκτονικά περιβάλλοντα και µε σύγκριση των τιµών των παραµέτρων που «προβλέφθηκαν» µε τις τιµές τους που παρατηρήθηκαν. Τα σφάλµατα αυτά υπολογίσθηκαν µε όριο εµπιστοσύνης 90%. Όµως, µε εφαρµογή του µοντέλου D-AS σε τυχαίους καταλόγους, δείχθηκε (Papazachos et al., 2006) ότι υπάρχει πιθανότητα 10% το µοντέλο να προβλέψει σεισµό τυχαίως (false alarm). Έτσι, µε συνολική πιθανότητα 80%, το σφάλµα είναι ±2.5 έτη στο χρόνο, ±0.4 στο µέγεθος και 150km στο επίκεντρο. Ε ΟΜΕΝΑ ΠΑΡΑΤΗΡΗΣΗΣ Τα δεδοµένα παρατήρησης περιλαµβάνονται σε καταλόγους σεισµών οι οποίοι έχουν γίνει για κάθε µία από τις περιοχές που εξετάστηκαν στην παρούσα εργασία (δυτική Μεσόγειος, Ανατολία, Καλιφόρνια, Ιαπωνία, κεντρική Ασία, δυτική νότια και κεντρική Αµερική). Τα δεδοµένα αυτά για να είναι αξιόπιστα πρέπει να είναι ακριβή και οµογενή ως προς το µέγεθος. Πρέπει επίσης να είναι πλήρη, δηλαδή ο αντίστοιχος κατάλογος να περιλαµβάνει όλους τους σεισµούς που έγιναν σε ορισµένη περιοχή κατά τη διάρκεια ορισµένης χρονικής περιόδου. Η ακρίβεια στις συντεταγµένες του επικέντρου και του µεγέθους αυξάνεται µε το µέγεθος του σεισµού γιατί αυξάνεται ο αριθµός των σεισµολογικών σταθµών που καταγράφουν ένα σεισµό όταν αυξάνεται το µέγεθός του. Ένα από τα παρατηρησιακά πλεονεκτήµατα του µοντέλου που εφαρµόζεται στην παρούσα εργασία είναι ότι απαιτεί στοιχεία - 7 -

8 προτεροσεισµών µε σχετικώς µεγάλα µεγέθη (>4.0) τα οποία είναι ακριβέστερα και πληρούν ευκολότερα τις απαιτούµενες συνθήκες πληρότητας. Έχει δειχθεί (Papazachos et al., 2006) ότι για την πρόγνωση ενός κύριου σεισµού µεγέθους Μ απαιτούνται στοιχεία επιβραδυνόµενων προτεροσεισµών, των οποίων το ελάχιστο µέγεθος, Μ min, δίνεται από τη σχέση: M min = 0.29M (17) Έτσι, για Μ=6.0, 7.0, 8.0, 9.0 το Μ min είναι 4.1, 4.4, 4.7, 5.0, αντίστοιχα. Τα αντίστοιχα ελάχιστα µεγέθη για τους επιταχυνόµενους προτεροσεισµούς δίνονται (Papazachos et al., 2005b) από τη σχέση: M min = 0.46M (18) από όπου προκύπτει ότι για Μ=6.0, 7.0, 8.0, 9.0 το M min είναι 4.7, 5.1, 5.6, 6.1, αντίστοιχα. Επειδή στην παρούσα εργασία ενδιαφερόµαστε για την πρόγνωση κύριων σεισµών µε µέγεθος µεγαλύτερο του 6.0 (Μ 6.3) τα µεγέθη των σεισµών που περιλαµβάνονται στους χρησιµοποιούµενους καταλόγους είναι µεγαλύτερα του 4.1. Τα σφάλµατα των επικέντρων των σεισµών αυτών είναι µικρότερα των 20km ενώ τα σφάλµατα στα µεγέθη τους είναι µικρότερα του 0.3, που είναι ικανοποιητικά για τους σκοπούς αυτής της εργασίας. Όλα τα µεγέθη των σεισµών των οποίων στοιχεία χρησιµοποιούνται στην παρούσα εργασία είναι στην κλίµακα του µεγέθους ροπής και υπολογίσθηκαν από διεθνή σεισµολογικά κέντρα (NEIC, Harvard) ή προέκυψαν από µεγέθη άλλων κλιµάκων (M L, M s, m b, Μ JMA ) µε κατάλληλους τύπους µετασχηµατισµού (Scordilis, 2005, 2006). Για τον υπολογισµό των ρυθµών σεισµικής παραµόρφωσης στο σεισµογόνο χώρο, s d, και στον κρίσιµο χώρο, s a, χρησιµοποιήθηκαν δεδοµένα προτεροσεισµών µε µεγέθη ίσα ή µεγαλύτερα του 5.2 και για χρονική περίοδο που καθορίζεται από την πληρότητα των δεδοµένων σε κάθε µία περιοχή. Η περιοχή της δυτικής Μεσογείου που εξετάζεται στην παρούσα εργασία περιλαµβάνεται µεταξύ των παραλλήλων 34 ο Ν-45 ο Ν και των µεσηµβρινών 6 ο W και 20 ο Ε. Τα δεδοµένα είναι πλήρη στην περιοχή αυτή για τις ακόλουθες χρονικές περιόδους και τα αντίστοιχα διαστήµατα µεγεθών: , M , 4.5 M , 4.0 M 4.4 (19) Τα δεδοµένα αυτά επιτρέπουν την εφαρµογή της µεθόδου για κύριους σεισµούς µε Μ>6.0. Για τον υπολογισµό των ρυθµών της σεισµικής παραµόρφωσης (s d, s a ) χρησιµοποιήθηκαν τα πλήρη δεδοµένα των σεισµών µε Μ 5.2 που έγιναν κατά την περίοδο

9 Η περιοχή της Ανατολίας που εξετάζεται στην παρούσα εργασία περιλαµβάνεται µεταξύ των παραλλήλων 35 ο Ν-42 ο Ν και των µεσηµβρινών 30 ο Ε-42 ο Ε. Οι πληρότητες των δεδοµένων στην περιοχή αυτή δίνονται από τις σχέσεις (19) και για τον υπολογισµό των ρυθµών σεισµικής παραµόρφωσης χρησιµοποιήθηκαν τα πλήρη δεδοµένα σεισµών µε Μ 5.2 της περιόδου Το µοντέλο παρέχει τη δυνατότητα πρόγνωσης σεισµών µε µεγέθη Μ>6.5 στην περιοχή αυτή. Η περιοχή της βόρειας Αµερικής που εξετάζεται στην παρούσα εργασία περιλαµβάνεται µεταξύ των παραλλήλων 32 ο Ν-42 ο Ν και των µεσηµβρινών 125 ο W 115 o W. Οι πληρότητες των δεδοµένων για την περιοχή αυτή είναι: , M , 4.0 M 5.1 (20) Έτσι, δεδοµένα της περιόδου µε Μ 5.2 χρησιµοποιήθηκαν για τον υπολογισµό των ρυθµών της παραµόρφωσης (s d, s a ) στην περιοχή αυτή. Η περιοχή της νότιας Ιαπωνίας που µελετάται στην παρούσα εργασία ορίζεται από τους παραλλήλους 30 ο Ν-38 ο Ν και από τους µεσηµβρινούς 130 ο Ε-138 ο Ε. Οι πληρότητες για την περιοχή αυτή είναι: , M , 4.0 M 4.5 (21) Γι αυτό, τα πλήρη δεδοµένα της περιόδου µε Μ 5.2 χρησιµοποιούνται για τον υπολογισµό των ρυθµών της σεισµικής παραµόρφωσης (s d, s a ). Το µοντέλο έχει δυνατότητα πρόγνωσης κύριων σεισµών µεγέθους Μ 7.0 στη νότια Ιαπωνία. Η περιοχή της κεντρικής Ασίας που µελετάται στην παρούσα εργασία περιλαµβάνεται µεταξύ των παραλλήλων 20 ο Ν-45 ο Ν, και των µεσηµβρινών 42 ο Ε-110 ο Ε. Τα δεδοµένα είναι πλήρη για τις ακόλουθες χρονικές περιόδους και τα αντίστοιχα διαστήµατα µεγεθών: , M , 4.2 M 4.7 (22) Έτσι, για τον υπολογισµό των ρυθµών σεισµικής παραµόρφωσης (s d, s a ) χρησιµοποιήθηκαν τα δεδοµένα της περιόδου , µε Μ 5.2. Κύριοι σεισµοί µε µεγέθη Μ 7.0 µπορούν να προβλεφθούν στην κεντρική Ασία µε το µοντέλο αυτό. Στην παρούσα εργασία µελετάται και η παράκτια σεισµική ζώνη του δυτικού τµήµατος της νότιας και κεντρικής Αµερικής. Τα δεδοµένα είναι πλήρη για τις ακόλουθες χρονικές περιόδους και διαστήµατα µεγεθών: - 9 -

10 , M , 4.5 M 6.6 (23) Έτσι, για τον υπολογισµό των ρυθµών σεισµικής παραµόρφωσης χρησιµοποιήθηκαν τα δεδοµένα της περιόδου µε Μ 5.2. Κύριοι σεισµοί µε µεγέθη Μ 8.0 µπορούν να προβλεφθούν στη δυτική νότια και κεντρική Αµερική µε το µοντέλο που εφαρµόζεται στην παρούσα εργασία. ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ Εφαρµογή της µεθόδου µεσοπρόθεσµης πρόγνωσης, η οποία βασίζεται στη βελτιωµένη µορφή του µοντέλου D AS που έχει παρουσιαστεί στην παρούσα εργασία, οδήγησε στην αναγνώριση χώρων επιβραδυνόµενων και αντίστοιχων επιταχυνόµενων σεισµικών παραµορφώσεων στις έξι περιοχές που εξετάστηκαν. Οι ιδιότητες των χώρων αυτών οδήγησαν στην εκτίµηση (πρόγνωση) των βασικών παραµέτρων ισχυρών κύριων σεισµών (4 στη δυτική Μεσόγειο, 3 στη Ανατολία, 2 στην Καλιφόρνια, 2 στη νότια Ιαπωνία, 7 στην κεντρική Ασία, 2 στη δυτική νότια Αµερική και 1 στη δυτική κεντρική Αµερική). Στον πίνακα (1) δίνονται οι χρόνοι γένεσης, t c * (σε έτη), οι γεωγραφικές συντεταγµένες των επικέντρων, Ε * (φ,λ), και τα µεγέθη ροπής, Μ *, των πιθανώς επερχόµενων σεισµών. Οι αναµενόµενοι αυτοί σεισµοί είναι επιφανειακοί (h<60km) αλλά σε περιοχές λιθοσφαιρικής κατάδυσης (Ιαπωνία, νότια και κεντρική Αµερική) τα βάθη αυτά µπορεί να είναι λίγο µεγαλύτερα (h<100km). Τα σφάλµατα για κάθε έναν από τους αναµενόµενους σεισµούς είναι: ±2.5 έτη στο χρόνο γένεσης, t c *, ±0.4 στο µέγεθος, Μ *, και δx 150km στο επίκεντρο, Ε * (φ,λ), µε πιθανότητα 80%, ενώ η πιθανότητα τυχαίας γένεσης του είναι σ όλες τις περιπτώσεις µικρότερη του 15%. Στα σχήµατα (1), (2), (3) και (4) παρουσιάζονται οι κυκλικοί σεισµογόνοι και κρίσιµοι χώροι (αριστερά) καθώς και οι αντίστοιχες χρονικές µεταβολές των επιταχυνόµενων και επιβραδυνόµενων σεισµικών παραµορφώσεων (δεξιά) που έχουν αναγνωρισθεί στη δυτική Μεσόγειο, στην Ανατολία (Τουρκία), στην Καλιφόρνια και στη νότια Ιαπωνία, αντίστοιχα. Οι µικροί άσπροι κύκλοι παριστάνουν τα επίκεντρα των επιταχυνόµενων προτεροσεισµών (αριστερά) και την χρονική µεταβολή της απελευθερούµενης από τους σεισµούς αυτούς σεισµικής παραµόρφωσης (δεξιά), ενώ οι µικροί µαύροι κύκλοι παριστάνουν τους επιβραδυνόµενους προτεροσεισµούς, αντίστοιχα. Τα αστέρια (αριστερά) παριστάνουν τα προβλεπόµενα επίκεντρα των αναµενόµενων κύριων σεισµών ενώ οι αριθµοί (αριστερά) αντιστοιχούν στους κωδικούς αριθµούς του πίνακα (1). Στο σχήµα (5) δίνονται οι παραστάσεις για δύο από τους αναµενόµενους κύριους σεισµούς της κεντρικής Ασίας (αριθµ. 14 και 18 στον πίνακα 1) ενώ τα αντίστοιχα σχήµατα για τις άλλες πέντε περιπτώσεις που αφορούν την περιοχή αυτή (αριθ. 12, 13, 15, 16 και 17 στον πίνακα 1) έχουν πρόσφατα δηµοσιευθεί αλλού (Papazachos et al., 2007b). Τα αντίστοιχα σχήµατα για τη δυτική νότια και κεντρική Αµερική (αριθµ. 19, 20,

11 21, πίνακας 1) δεν παρουσιάζονται εδώ γιατί έχουν επίσης δηµοσιευτεί αλλού (Papazachos et al., 2008a). Πίνακας 1. Οι χρόνοι γένεσης, t * c, οι γεωγραφικές συντεταγµένες των επικέντρων, Ε * (φ,λ), και τα µεγέθη, Μ *, των ισχυρών σεισµών που πιθανώς θα γίνουν στις έξι περιοχές. Οι αβεβαιότητες για κάθε σεισµό είναι ±2.5 έτη στο χρόνο γένεσης, ±0.4 στο µέγεθος και 150km στο επίκεντρο, µε πιθανότητα ~80% ενώ η πιθανότητα τυχαίας γένεσής του είναι <15%. Περιοχή * t c υτική Μεσόγειος Ανατολία Καλιφόρνια Νότια Ιαπωνία Κεντρική Ασία υτικό τµήµα Νότιας και Κεντρικής Αµερικής E * (φ,λ) Μ * 37.1, , , , , , , , , , , , , , , , , , , , ,

12 Σχήµα 1. (Αριστερά): Οι τέσσερις χώροι επιταχυνόµενης σεισµικής παραµόρφωσης (µεγάλοι κύκλοι) και αντίστοιχοι χώροι (µικρότεροι κύκλοι) επιβραδυνόµενης σεισµικής παραµόρφωσης που εντοπίσθηκαν στη δυτική Μεσόγειο. Τα επίκεντρα των επιταχυνόµενων προτεροσεισµών παριστάνονται µε µικρούς ανοικτούς κύκλους και τα επίκεντρα των επιβραδυνόµενων προτεροσεισµών µε µικρούς µαύρους κύκλους. ( εξιά): Χρονική µεταβολή της επιταχυνόµενης (ανοικτοί κύκλοι) και της επιβραδυνόµενης (µαύροι κύκλοι) σεισµικής παραµόρφωσης και προσαρµογή βέλτιστων καµπύλων της σχέσης (1). Οι αριθµοί (αριστερά) αντιστοιχούν στους κωδικούς αριθµούς του πίνακα (1)

13 Σχήµα 2. (Αριστερά): Οι τρεις χώροι επιταχυνόµενης σεισµικής παραµόρφωσης (µεγάλοι κύκλοι) και αντίστοιχοι χώροι (µικρότεροι κύκλοι) επιβραδυνόµενης σεισµικής παραµόρφωσης που εντοπίσθηκαν στην Ανατολία. Τα επίκεντρα των επιταχυνόµενων προτεροσεισµών παριστάνονται µε µικρούς ανοικτούς κύκλους και τα επίκεντρα των επιβραδυνόµενων προτεροσεισµών µε µικρούς µαύρους κύκλους. ( εξιά): Χρονική µεταβολή της επιταχυνόµενης (ανοικτοί κύκλοι) και της επιβραδυνόµενης (µαύροι κύκλοι) σεισµικής παραµόρφωσης και προσαρµογή βέλτιστων καµπύλων της σχέσης (1). Οι αριθµοί (αριστερά) αντιστοιχούν στους κωδικούς αριθµούς του πίνακα (1)

14 Σχήµα 3. (Αριστερά): Οι δύο χώροι επιταχυνόµενης σεισµικής παραµόρφωσης (µεγάλοι κύκλοι) και αντίστοιχοι χώροι (µικρότεροι κύκλοι) επιβραδυνόµενης σεισµικής παραµόρφωσης που εντοπίσθηκαν στην Καλιφόρνια. Τα επίκεντρα των επιταχυνόµενων προτεροσεισµών παριστάνονται µε µικρούς ανοικτούς κύκλους και τα επίκεντρα των επιβραδυνόµενων προτεροσεισµών µε µικρούς µαύρους κύκλους. ( εξιά): Χρονική µεταβολή της επιταχυνόµενης (ανοικτοί κύκλοι) και της επιβραδυνόµενης (µαύροι κύκλοι) σεισµικής παραµόρφωσης και προσαρµογή βέλτιστων καµπύλων της σχέσης (1). Οι αριθµοί (αριστερά) αντιστοιχούν στους κωδικούς αριθµούς του πίνακα (1)

15 Σχήµα 4. (Αριστερά): Οι δύο χώροι επιταχυνόµενης σεισµικής παραµόρφωσης (µεγάλοι κύκλοι) και αντίστοιχοι χώροι (µικρότεροι κύκλοι) επιβραδυνόµενης σεισµικής παραµόρφωσης που εντοπίσθηκαν στην νότια Ιαπωνία. Τα επίκεντρα των επιταχυνόµενων προτεροσεισµών παριστάνονται µε µικρούς ανοικτούς κύκλους και τα επίκεντρα των επιβραδυνόµενων προτεροσεισµών µε µικρούς µαύρους κύκλους. ( εξιά): Χρονική µεταβολή της επιταχυνόµενης (ανοικτοί κύκλοι) και της επιβραδυνόµενης (µαύροι κύκλοι) σεισµικής παραµόρφωσης και προσαρµογή βέλτιστων καµπύλων της σχέσης (1). Οι αριθµοί (αριστερά) αντιστοιχούν στους κωδικούς αριθµούς του πίνακα (1)

16 Σχήµα 5. (Αριστερά): Οι δύο από τους επτά χώρους επιταχυνόµενης σεισµικής παραµόρφωσης (µεγάλοι κύκλοι) και αντίστοιχοι χώροι (µικρότεροι κύκλοι) επιβραδυνόµενης σεισµικής παραµόρφωσης που εντοπίσθηκαν στην κεντρική Ασία. Τα επίκεντρα των επιταχυνόµενων προτεροσεισµών παριστάνονται µε µικρούς ανοικτούς κύκλους και τα επίκεντρα των επιβραδυνόµενων προτεροσεισµών µε µικρούς µαύρους κύκλους. ( εξιά): Χρονική µεταβολή της επιταχυνόµενης (ανοικτοί κύκλοι) και της επιβραδυνόµενης (µαύροι κύκλοι) σεισµικής παραµόρφωσης και προσαρµογή βέλτιστων καµπύλων της σχέσης (1). Οι αριθµοί (αριστερά) αντιστοιχούν στους κωδικούς αριθµούς του πίνακα (1). ΠΕΡΙΟΡΙΣΜΟΙ ΤΟΥ ΜΟΝΤΕΛΟΥ D-AS ΚΑΙ ΥΝΑΤΟΤΗΤΕΣ ΠΡΑΚΤΙΚΗΣ ΕΦΑΡΜΟΓΗΣ ΤΟΥ Βασικός σκοπός της παρούσας εργασίας είναι η παρουσίαση του µοντέλου D-AS και η εφαρµογή του για τη µεσοπρόσθεσµη πρόγνωση ισχυρών µελλοντικών σεισµών σε διάφορα σεισµοτεκτονικά περιβάλλοντα. Θα φανούν, έτσι, µε αντικειµενική διαδικασία τόσο η επιστηµονική εγκυρότητα του µοντέλου όσο και οι πραγµατικοί περιορισµοί του. Όµως, το µοντέλο έχει ήδη ελεγχθεί µερικώς µε την εκ των υστέρων «πρόγνωση» ισχυρών σεισµών που έχουν ήδη γίνει (Papazachos et al., 2006) καθώς και µε την πρόγνωση (το 2002) του σεισµού µεγέθους Μ=6.8 που έγινε στις 8 Ιανουαρίου 2006 στο νοτιοδυτικό µέρος του ελληνικού τόξου (Papazachos et al., 2002, 2007a) και την πρόγνωση (το 2007) του σεισµού µεγέθους Μ=6.4 που έγινε στις 15 Ιουλίου 2008 στο νοτιοανατολικό µέρος του τόξου αυτού (Papazachos et al., 2008b). Για το λόγο αυτό προέκυψαν ήδη ορισµένοι περιορισµοί του και ορισµένα συµπεράσµατα που αφορούν τις δυνατότητες πρακτικής του εφαρµογής για την αντισεισµική προστασία. Θεωρούµε χρήσιµο αυτοί οι περιορισµοί και οι δυνατότητες να επισηµανθούν συνοπτικά εδώ

17 Βασικότερος περιορισµός του µοντέλου είναι το γεγονός ότι το παράθυρο του χρόνου πρόγνωσης είναι της τάξης των µερικών ετών (+2.5 έτη), δηλαδή πρόκειται για µεσοπρόθεσµη πρόγνωση που είναι χρήσιµη πρακτικώς για τη λήψη από την πολιτεία προσεισµικών µέτρων (προσεισµική ενίσχυση κτιρίων, κλπ) ώστε να υποβαθµισθεί η επερχόµενη κρίση για να είναι ευκολότερα αντιµετωπίσιµη. ηλαδή, δεν πρόκειται για βραχυπρόθεσµη πρόγνωση (παράθυρο χρόνου της τάξης ηµερών) ώστε να παρέχει δυνατότητα προστασίας της ζωής των πολιτών µε έξοδο και προσωρινή παραµονή τους εκτός των οικοδοµών. Όπως έχουµε ήδη αναφέρει, το µοντέλο προβλέπει µόνο το µέγιστο σεισµό απ αυτούς που πρόκειται να γίνουν σε ένα δίκτυο γειτονικών ρηγµάτων. Αν µάλιστα συµβούν περισσότεροι του ενός ισχυροί σεισµοί εντός του προβλεποµένου παραθύρου µεγέθους Μ (±0.4) µόνο τον ένα εξ αυτών µπορεί το µοντέλο να προβλέψει, ο οποίος είναι συνήθως ο χρονικά πρώτος. Ως παράδειγµα αναφέρουµε τους δύο πρόσφατους ισχυρούς σεισµούς που έγιναν στο νοτιοδυτικό ελληνικό τόξο εντός των προβλεπόµενων από το µοντέλο παραθύρων µεγέθους Μ (±0.4), χρόνου (±2.5 έτη) και χώρου ( 150km). O πρώτος εξ αυτών είχε παραµέτρους: t c = , M=6.8, E(36.2 o N, 23.4 o E) και ο δεύτερος: t c = , M=6.7, E(36.6 o N, 21.9 o E), ενώ η έκθεσή που εστάλη στον ΟΑΣΠ στις προέβλεπε κύριο σεισµό µε παραµέτρους t c =2006.4, M=6.9, E(36.5 o N, 22.7 o E). Ιδιαίτερη αδυναµία παρουσιάζεται στην πρόγνωση των ισχυρών (Μ 6.0) επιταχυνόµενων προτεροσεισµών γιατί αυτοί γίνονται σε χώρο έντονης επιταχυνόµενης σεισµικότητας όπου είναι σχεδόν αδύνατη η αναγνώριση χώρου επιβραδυνόµενης σεισµικότητας. Ενδεχοµένως δε, σε ορισµένες περιπτώσεις, να µην προηγείται αυτών επιβραδυνόµενη παραµόρφωση και η γένεσή τους να οφείλεται µόνο σε κρίσιµη διέγερση (critical triggering). Η επιστηµονική µας οµάδα πραγµατοποιεί έρευνα βελτίωσης του µοντέλου ώστε να είναι δυνατή η πρόγνωση και συνοδών ισχυρών σεισµών ή τουλάχιστον του αριθµού των συνοδών σεισµών (Μ 6.0) που βρίσκονται στα προβλεπόµενα παράθυρα χρόνου και χώρου. Η έρευνα αυτή οδήγησε στο υπό έλεγχο αποτέλεσµα ότι ο προβλεπόµενος στην παρούσα εργασία σεισµός στο νοτιοδυτικό τµήµα της δυτικής Μεσογείου (αριθµ. 1 στον πίνακα 1) θα συνοδεύεται από άλλο ισχυρό σεισµό του οποίου οι προβλεπόµενες στην παρούσα εργασία παράµετροι είναι: t c * =2010.3, M * =6.5, E * (35.9 o N, 1.9 o W) µε αβεβαιότητες αυτές του µοντέλου. Η µέθοδος δεν προβλέπει µε βεβαιότητα τη γένεση ενός ισχυρού σεισµού αλλά µε µεγάλη πιθανότητα (~80% ) σε σχέση µε την πιθανότητα τυχαίας γένεσης του (<15%). ηλαδή υπάρχει σηµαντική πιθανότητα (~20%) να µη γίνει ο σεισµός στα προβλεφθέντα παράθυρα χρόνου, χώρου και µεγέθους ή να γίνει σεισµός αυτού του µεγέθους σε χώρο ή χρόνο εκτός των προβλεφθέντων παραθύρων, όπως έχουν δείξει δοκιµές σε τυχαίους καταλόγους (Papazachos et al., 2006). Η πρακτική εφαρµογή της µεθόδου απαιτεί επαρκή χρόνο ώστε να ληφθούν τα απαραίτητα προσεισµικά µέτρα, τα οποία συνίστανται κυρίως στον έλεγχο των τεχνικών έργων και την ενίσχυση εκείνων εξ αυτών των οποίων η τρωτότητα είναι υψηλή. Η εφαρµογή αυτή απαιτεί επίσης σχετικώς περιορισµένο προβλεφθέντα χώρο, ώστε τα µέτρα να είναι αποδοτικά και οικονοµικώς εφικτά

18 Έχει δειχθεί (Papazachos et al., 2007a) ότι η πρόδροµη επιταχυνόµενη σεισµική παραµορφώση του µεγάλου σεισµού (Μ=6.8) που έγινε στα Κύθηρα στις ήταν αναγνωρίσιµη από το 1996, δηλαδή µία περίπου δεκαετία πριν τη γένεση του κύριου σεισµού, γιατί η παράµετρος ποιότητας, q a,(σχέση 2) είχε τιµή µεγαλύτερη από 3.0 κατά τη διάρκεια όλης αυτής της δεκαετίας. Για να ελέγξουµε τη γενικότητα αυτού του αποτελέσµατος χρησιµοποιήσαµε δεδοµένα από 46 προτεροσεισµικές ακολουθίες για να υπολογίσουµε τις µέσες τιµές των δεικτών ποιότητας q d, q a και τους αντίστοιχους µέσους χρόνους, t (σε έτη). Τα αποτελέσµατα παρουσιάζονται στο σχήµα (6). Παρατηρούµε ότι πράγµατι η αναγνώριση της προτεροσεισµκής δράσης (q d >3.0 q a >3.0) είναι δυνατή µια περίπου δεκαετία πριν τη γένεση του κύριου σεισµού. Παρατηρούµε επίσης, ότι οι µέγιστες τιµές των δεικτών (µέγιστη προβλεψιµότητα) παρατηρούνται περίπου 4 έτη πριν τη γένεση του κύριου σεισµού. Αυτό σηµαίνει ότι η επιβραδυνόµενη γένεση των προτεροσεισµών στο σεισµογόνο χώρο και η επιταχυνόµενη γένεση προτεροσεισµών στον κρίσιµο χώρο παρουσιάζουν συνεχή ελάττωση κατά την τελευταία τετραετία πριν τη γένεση του κύριου σεισµού. Προκύπτει επίσης ότι αυτή η προσεισµική ιδιότητα είναι υποβοηθητική της πρόγνωσης του κύριου σεισµού. Σχήµα 6. Μεταβολή των τιµών του δείκτη ποιότητας των επιβραδυνόµενων, q d, και των επιταχυνόµενων, q a, προτεροσεισµών µε τον χρόνο, t, προς το χρόνο γένεσης, t c, του κύριου σεισµού, MS. Το προβλεπόµενο µε το D-AS µοντέλο παράθυρο χώρου (ακτίνα 150km) είναι της τάξης των διαστάσεων 2-3 νοµών της Ελλάδας και συνεπώς το κόστος των αποτελεσµατικότερων προσεισµικών µέτρων, που είναι η ενίσχυση των τεχνικών έργων υψηλής τρωτότητας, είναι σηµαντικό. Όµως, αν η πρόγνωση επαληθευτεί, ο

19 επερχόµενος ισχυρός σεισµός και οι συνοδοί του σεισµοί (µετασεισµοί, ισχυροί σεισµοί σε γειτονικά ρήγµατα) θα προκαλέσουν βλάβες σχεδόν στην ίδια περιοχή των οποίων όχι µόνο οι οικονοµικές συνέπειες (αποκατάσταση βλαβών) αλλά και οι ανθρωπιστικές συνέπειες (ανθρώπινα θύµατα, κλπ) θα είναι πολύ µεγαλύτερες αν δεν προηγηθούν τα προσεισµικά µέτρα. Ως παράδειγµα αναφέρουµε τη γένεση στη νότια Θεσσαλία κατά την τριετία τεσσάρων σεισµών µε µεγέθη µεταξύ 6.2 και 7.0 σε τρία ρήγµατα κατά µήκος της σεισµικής ζώνης διεύθυνσης ανατολής δύσης. Οι σεισµοί αυτοί κατεδάφισαν οικοδοµές και φόνευσαν 27 ανθρώπους. Χρησιµοποιήσαµε ενόργανα σεισµολογικά δεδοµένα της περιόδου και «προβλέψαµε» ένα σεισµό µε χρόνο γένεσης t c * =1952.9±2.5, µε µέγεθος Μ * =7.1±0.4 και επίκεντρο Ε * (φ=39.3 ο Ν, λ=22.1 ο, µε σφάλµα 150km). Από τους χάρτες των ισοσείστων (Papazachos et al., 1997) προκύπτει ότι οι µεγάλες µακροσεισµικές εντάσεις (Ι VII) των σεισµών αυτών παρατηρήθηκαν µεταξύ των παραλλήλων 39.0 ο και 39.6 ο και των µεσηµβρινών 21.7 ο και 23.4 ο. ηλαδή οι καταστροφές από τους σεισµούς αυτούς βρίσκονται εντός του προβλεπόµενου από το µοντέλο κύκλου (κέντρου Ε *, ακτίνας 150km). ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ Bowman, D.D., Quillon, G., Sammis, C.G., Sornette, A. and Sornette, D., (1998), An observational test of the critical earthquake concept, J.Geophys. Res., 103, pp Bufe, C.G., and Varnes, D.J., (1993), Predictive modeling of seismic cycle of the Great San Francisco Bay Region, J. Geophys. Res., 98, pp Knopoff, L. (1996), The organization of seismicity in fault networks, Proc. Nat. Acad. Sci., USA, 93, Knopoff, L., Levshina, T., Keillis-Borok, V.J. and Mattoni, C., (1996), Increased longrang intermediate-magnitude earthquake activity prior to strong earthquakes in California, J. Geophys. Res., 101, pp Jaumè S.C. and Sykes, L.R. (1999), Evolving towards a critical point: a review of accelerating seismic moment/energy release prior to large and great earthquakes, Pure Appl. Geophys., 155, Kato, N., Ohtake, M. and T. Hirasawa (1997), Possible mechanism of precursory seismic quiescence: Regional stress relaxation due to preseismic sliding, Pure Appl. Geophys. 150, King, G.C.P. and D. Bowman (2003), The evolution of regional seismicity between large earthquakes, J.Geophys. Res. 108, doi: /2001JB000783, Mogi,K. (1969), Some features of the recent seismic activity in and near Japan II. Activity before and after great earthquakes, Bull. Earthquake Res., Inst. Univ. Tokyo 47, Papazachos, B.C., Papaioannou, Ch.A., Papazachos, C.B. and Savaidis, A.S., (1997), Atlas of isoseismal maps for strong shallow earthquakes in Greece and surrounding area (426BC-1995), Publ. Geophys. Laboratory, University of Thessaloniki, 4, pp

20 Papazachos, C.B. and Papazachos, B.C., (2001), Precursory accelerating Benioff strain in the Aegean area, Ann. Geofisica, 144, pp Papazachos, C.B., Karakaisis, G.F., Savaidis, A.S., and Papazachos, B.C., (2002), Accelerating seismic crustal deformation in the southern Aegean area, Bull. Seismol. Soc. Am., 92, pp Papazachos, C.B., Scordilis, E.M., Karakaisis, G.F. and Papazachos, B.C., (2005a), Decelerating preshock seismic deformation in fault regions during critical periods, Bull. Geol. Soc. Greece, 36, pp Papazachos, C.B., Karakaisis, G.F., Scordilis, E.M. and Papazachos, B.C., (2005b), Global observational properties of the critical earthquake model, Bull. Seismol. Soc. Am., 95, pp Papazachos, C.B., Karakaisis, G.F., Scordilis, E.M. and Papazachos, B.C., (2006), New observational information on the precursory accelerating and decelerating strain energy release, Τectonophysics, 423, pp Papazachos, B.C., Karakaisis, G.F., Papazachos, B.C. and Scordilis, E.M., (2007a), Evaluation of the results for an intermediate-term prediction of the 8 January 2006 M w =6.9 Cythera earthquake in the southwestern Aegean, Bull Seism. Soc. Am., 97, 1B, pp Papazachos, B.C., Scordilis, E.M., Panagiotopoulos, D.G., Papazachos, C.P. and Karakaisis, G.F. (2007b), Currently active regions of decelerating-accelerating seismic strain in central Asia, J.Geophys. Res., 112, B10309, doi: /2006 JB004587, Papazachos, B.C., Papaioannou, Ch.A., Scordilis, E.M., Papazachos, C.B. and Karakaisis, G.F. (2008a), A forward test of the decelerating-accelerating seismic strain model to western south and central America, Tectonophysics, doi: /j.tecto , (in press). Papazachos, B.C., Karakaisis, G.F., Papazachos, C.B., Panagiotopoulos, D.G. and Scordilis, E.M. (2008b), A forward test of the decelerating-accelerating seismic strain model in the Mediterranean, Boll. Geof. Teor. Appl., (submitted on 31-March-2008). Raleigh, C.B., Sieh, K., Sykes, L.R., and Anderson, D.L., (1982), Forecasting Southern California earthquakes, Science, 217, pp Robinson, R. (2000), A test of the precursory accelerating moment release model on some recent New Zealand earthquakes, Geoph. J. Int. 140, Rundle, J.B., Klein, W., Turcotte, D.L., Malamud, B.D., (2000), Precursory seismic activation and critical point phenomena, Pure Appl. Geophys. 157, Rundle, J.B., Turcotte, D.L., Shcherbakov, R., Klein, W., Sammis, C., (2003). Statistical physics approach to understanding the multiscale dynamics of earthquake fault systems, Rev. Geophys, 41, 5/ 1-5/30. Scholz, Ch.H. (1988), Mechanism of seismic quiescences, Pure Appl. Geophys. 26, Scordilis, E.M., (2005), Globally valid relations converting M s, m b and M JMA to M w, at Meeting on earthquake monitoring and seismic hazard mitigation in Balkan countries. NATO ARW, Borovetz, Bulgaria, September 2005, pp Scordilis, E.M., (2006), Empirical global relations converting M S and m b to moment magnitude, J. Seismol., 10,

21 Sornette, A., and Sornette, D., (1990), Earthquake rupture as a critical point. Consequences for telluric precursor, Tectonophysics, pp. 179, Sornette, D., and Sammis, C.G., (1995), Complex critical exponents from renormalization group theory of earthquakes: implications for earthquake predictions, J.Phys. I. France, 5, pp Tocher, D., (1959), Seismic history of the San Francisco bay region, Calif. Div. Mines Spec. Rep., 57, pp Tzanis, A., F. Vallianatos and K. Makropoulos (2000), Seismic and electric precursors to the , M7 Kefallinia earthquake, Greece: signatures of a SOC system, Phys. Chem. Earth 25, Wyss, M., Klein, F. and A.C. Johnson (1981), Precursors of the Kalapana M=7.2 earthquake, J. Geophys. Res. 86, Wyss, M., and R.E. Habermann (1988), Precursory seismic quiescence, Pure Appl. Geophys. 126, Zoller, G., Hainzl, S., Kurths, J. and J. Zschau, (2002), A systematic test on precursory seismic quiescence in Armenia, Natural Hazards 26,