Συσχέτιση ιονοσφαιρικής δραστηριότητας και πρόδροµων φαινοµένων.

Transcript

1 ΑΡΙΣΤΟΤΕΛΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΠΟΛΥΤΕΧΝΙΚΗ ΣΧΟΛΗ ΤΜΗΜΑ ΗΛΕΚΤΡΟΛΟΓΩΝ ΜΗΧΑΝΙΚΩΝ ΚΑΙ ΜΗΧΑΝΙΚΩΝ H/Y ΤΟΜΕΑΣ ΤΗΛΕΠΙΚΟΙΝΩΝΙΩΝ DfoF Days of [Apr-2001] ΙΠΛΩΜΑΤΙΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ Συσχέτιση ιονοσφαιρικής δραστηριότητας και πρόδροµων φαινοµένων. άµτσιος Αργύριος Φραγκούλης Αλέξανδρος Επιβλέπων: Θωµάς.Ξένος, Επίκουρος Καθηγητής Α.Π.Θ. Θεσσαλονίκη, Ιούλιος 2006

2 Θα θέλαµε να ευχαριαστήσουµε τον καθηγητή του Α.Π.Θ. κ.θωµά Ξένο για την εµπιστοσύνη που µας έδειξε µε την ανάθεση της παρούσας διπλωµατικής και τη γενική καθοδήγηση που µας παρείχε για την διακπεραίωσή της. Επίσης θα θέλαµε να ευχαριστήσουµε τον φοιτητή του τµήµατος Γεωλογίας του Α.Π.Θ. Ευθύµη ηµάκη για την υποστήρiξη και τις πολύτιµες πληροφορίες που µας παραχώρησε. 2

3 Περιεχόµενα Περιεχόµενα 1. Εισαγωγή Περιγραφή του στόχου-πρόβληµα Εισαγωγή - Θεωρητική προσέγγιση 3.1. οµή της Γης Ορισµός Σεισµού Σεισµοί Στην Ελλάδα Ιονόσφαιρα Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης σεισµών Μελέτη πρόβλεψης σεισµών Ανάλυση µεθόδου πρόβλεψης παρούσας µελέτης Παρουσίαση δειγµάτων Μελέτη σεισµού στη Χίο(10/06/2001) ιαγράµµατα ετεροσυσχετίσεων µε δείγµα Συγκεντρωτικός πίνακας ιαγράµµατα ετεροσυσχετίσεων µε δείγµα Συγκεντρωτικός πίνακας Συµπεράσµατα µελέτης σεισµού στη Χίο Μελέτη σεισµού στη Λευκάδα(14/08/2003) ιαγράµµατα ετεροσυσχετίσεων µε δείγµα ιαγράµµατα ετεροσυσχετίσεων µε δείγµα ιαγράµµατα ετεροσυσχετίσεων µε δείγµα Συγκεντρωτικός πίνακας Συµπεράσµατα µελέτης σεισµού στη Λευκάδα Συµπεράσµατα Αξιολόγηση Παραρτήµατα Βιβλιογραφία

4 1. Εισαγωγή 1. Εισαγωγή Το φυσικό φαινόµενο του σεισµού πάντοτε απασχολούσε τον άνθρωπο. Αρχικά όταν δεν µπορούσε να τον εξηγήσει, τον απέδιδε είτε ως θεική τιµωρία ή κάποιο δυσοίωνο γεγονός. Ο σεισµός πάντα προκαλούσε δέος και φόβο, λόγω των καταστροφικών του επιπτώσεων. Συχνά µε τις καταστροφές αυτές όχι µόνο καταστρέφονταν κτίρια και κατασκευές για τις οποίες ο άνθρωπος κόπιαζε πολύ για να κατασκευάσει, αλλά χάνονταν και πολλές ανθρώπινες ζωές. Ο λόγος αυτός είναι που η µελέτη του σεισµικού φαινοµένου ήταν πάντα επίκαιρη στην ανθρώπινη ιστορία καθώς κάθε σεισµός αποτελούσε παράλληλα οικονοµική, κοινωνική και πολιτιστική καταστροφή, οπότε επηρέαζε τα µέτρα και τα σταθµά µε τα οποία ο άνθρωπος έπρεπε να οργανώνει τη ζωή και την εργασία του. Ειδικά στον Ελλαδικό χώρο, που πρόκειται για αρκετά σεισµογενή περιοχή από αρχαιοτάτων χρόνων, οι επιδράσεις αυτές ήταν πολύ έντονες. Το γεγονός ότι η Ελλάδα είναι σεισµογενής περιοχή είναι φυσικό καθώς σε αυτό το χώρο συναντιούνται πολλές λιθοσφαιρικές πλάκες. Ιδιαίτερα στην Ελλάδα το φαινόµενο του σεισµού απαχολεί την εκάστοτε κοινωνία και την επιστηµονική κοινότητα. Για αυτό και φυσικά γεννιόταν πάντα το ερώτηµα πως µπορεί κάποιος να προβλέπει έναν σεισµό σε οποιαδήποτε σεισµογενή περιοχή, αρκετά πριν την εκδήλωση του, ώστε να ληφθούν τα κατάλληλα µέτρα και να µειωθούν οι εκδηλώµενες ζηµιές. Πάνω σε αυτό το θέµα η επιστήµη έχει εστιάσει αρκετά το ενδιαφέρον της, καθώς η λύση του µυστηρίου αυτού είναι επιτακτική. Ειδικά τον τελευταίο αιώνα, µε την εξέλιξη της τεχνολογίας, η µελέτη πάνω στο ζήτηµα έχει εξελιχθεί πολύ και πλέον γίνονται προσπάθειες για να δοθούν και πρακτικές λύσεις. Προς την κατεύθυνση αυτή έχει βοηθήσει πολύ και η διαστηµική τεχνολογία, µε την οποία πλέον γωρίζουµε ότι οι φυσικές και γεωλογικές διεργασίες που προηγούνται πριν από έναν σεισµό, επηρεάζουν το στρώµα της ιονόσφαιρας, ένα δηλαδή από τα ανώτερα στρώµατα της γήινης ατµόσφαιρας. Η µελέτη λοιπόν του επηρεασµού της ιονόσφαιρας από τις σεισµικές δονήσεις έχουν πια µπει για τα καλά στο επιστηµονικό στόχαστρο, µια και που πλέον οι πρώτες ενδείξεις και συµπεράσµατα από την έρευνα αυτή είναι αρκετά ενθαρρυντικά. 4

5 2. Περιγραφή του Στόχου - Πρόβληµα 2. Περιγραφή Στόχου Πρόβληµα Ο στόχος της παρούσας διπλωµατικής εργασίας είναι διπλός: α) Η µελέτη και παρουσίαση των ήδη υπάρχοντων µεθόδων πρόβλεψης των σεισµών, είτε η πρόβλεψη σχετίζεται µε την τεχνική µελέτης της ιονόσφαιρας είτε µε άλλες τεχνικές. Φυσικά αυτό προυποθέτει και την παρουσίαση των χαρακτηριστικών των λιθοσφαιρικών πλακών, που κυρίως είναι υπεύθυνα για τους σεισµούς στην Ελλάδα, των διάφορων µηχανισµών γένησης ενός σεισµού και φυσικά των ιδιοτήτων της ιονόσφαιρας. β) Η µελέτη της επίδρασης των σεισµών στην Ελλάδα στην ιονόσφαιρα, και η χρήση των διαγραµµάτων ιονοσφαιρικής µεταβολής για την εύρεση και την ταυτοποίηση ενός συγκεκριµένου µοτίβου που µπορεί να «αποτυπώνει» ένας σεισµός πάνω στα διαγράµµατα αυτά. Η εύρεση ενός τέτοιου µοτίβου αποτελεί εργαλείο ουσιαστικά βραχυπρόθεσµης πρόβλεψης ενός σεισµού σε µια συγκεκριµένη περιοχή, καθώς η επανάληψη αυτού του σχεδίου, µοναδικού ίσως για κάθε τόπο, να υποδεικνύει σεισµικό αναβρασµό και δραστηριότητα στην περιοχή. Για την επίτευξη όλων των παραπάνω υπολογισµών και για την εφαρµογή κάποιου αλγορίθµου, κατασκευάστηκε κώδικας σε Matlab. Το αντικείµενο πρόγραµµα δίνει τη δυνατότητα για τη µελέτη των ιονοσφαιρικών µεταβολών, και την εύρεση «ύποπτων σηµείων» για σεισµική δραστηριότητα. Το πρόγραµµα αυτό παρουσιάζεται στο παράρτηµα. 5

6 3.1 οµή της Γης 3.1 οµή της Γης Η δοµή του εσωτερικού της Γης φαίνεται παραστατικά στα παρακάτω σχήµατα 6

7 3.1 οµή της Γης Ο φλοιός είναι το στερεό στρώµα, που αποτελεί το εξωτερικό περίβληµα της Γης. Υπάρχουν δύο είδη φλοιού, ο ηπειρωτικός και ο ωκεάνιος. Το µέσο πάχος του ηπειρωτικού είναι περίπου 35km, κάτω όµως από τις µεγάλες οροσειρές µπορεί να φτάσει τα 60-70km. Το µέσο πάχος του ωκεάνιου είναι 7km. Ο µανδύας είναι το υποκείµενο του φλοιού στρώµα και φτάνει µέχρι το βάθος των 2.900km. Η επιφάνεια που χωρίζει το φλοιό από τον µανδύα, είναι γνωστή µε το όνοµα ασυνέχεια Mohorovicic. Ο πυρήνας είναι στρώµα που βρίσκεται κάτω από το µανδύα και φτάνει έως το κέντρο της γης.η επιφάνεια που χωρίζει το µανδύα από τον πυρήνα, είναι γνωστή ως ασυνέχεια Gutenberg. Ο πυρήνας διακρίνεται σε εξωτερικό (υγρή/ρευστή κατάσταση) και σε εσωτερικό (στερεή κατάσταση). Η λιθόσφαιρα είναι ένα δύσκαµπτο στρώµα, µέσου πάχους 80km περίπου, που αποτελείται από το στερεό φλοιό και µέρος του στερεού ανώτερου µανδύα. Η λιθόσφαιρα δεν είναι ενιαία αλλά έχει χωριστεί σε µεγάλες και µικρές πλάκες που ολισθαίνουν πάνω σε παχύρρευστο µανδυακό υλικό πραγµατοποιώντας σχετικές µεταξύ τους κινήσεις. Οι πλάκες αυτές λέγονται λιθοσφαιρικές πλάκες. Οι επιστήµονες θεωρούν ότι τα αίτια κίνησής τους είναι οι οριζόντιες εφαπτοµενικές κινήσεις που ασκούνται στον πυθµένα τους από τα θερµικά ρεύµατα µεταφοράς τα οποία δηµιουργούνται στον ασθενοσφαιρικό µανδύα. Οι λιθοσφαιρικές πλάκες δηµιουργούνται στις µεσοωκεάνιες ράχες από υλικό που βγαίνει από το εσωτερικό της Γης και αποµακρύνονται από αυτές µε σχετικές ολισθήσεις πάνω στα ρήγµατα. Συνεπώς, οι λιθοσφαιρικές πλάκες αποκλίνουν στις µεσοωκεάνιες ράχες και συγκλίνουν στο ηπειρωτικό σύστηµα διάρρηξης. Κατά την κίνησή τους οι λιθοσφαιρικές πλάκες παραµορφώνονται στις παρυφές τους. Οι οριζόντιες κινήσεις των λιθοσφαιρικών πλακών είναι βασικά υπεύθυνες για το σύνολο σχεδόν των γεωδυναµικών φαινοµένων. Ολα αυτά παρουσιάζονται στο σχήµα που ακολουθεί Οι κυριότερες λιθοσφαιρικές πλάκες, καθώς και η σχετική τους κίνηση παρουσιάζονται στο παρακάτω σχήµα 7

8 3.1 οµή της Γης Οι επιστήµονες θεωρούν ότι οι κινήσεις των λιθοσφαιρικών πλακών είναι ουσιαστικά τα αποτελέσµατα µιας συνεχούς κυκλικής κίνησης υλικού στο µανδύα. Θερµό υλικό ανεβαίνει, ψύχεται και βυθίζεται πάλι, αέναα, µε ταχύτητες λίγων εκατοστών το χρόνο. Τα θερµικά αυτά ρεύµατα µεταφοράς που κινούνται οριζόντια κάτω από τον πυθµένα των πλακών αναγκάζουν τις πλάκες να κινηθούν. Όταν δύο λιθοσφαιρικές πλάκες συγκλίνουν η πυκνότερη από τις δύο πλάκες βυθίζεται κάτω από την άλλη και λιώνει καθώς εισχωρεί στον µανδύα. Αυτή η περιοχή ονοµάζεται ζώνη καταβύθισης και δηµιουργεί µεσο-ωκεάνιες τάφρους. Όπου τα ελαφρότερα µέρη της καταβυθιζόµενης πλάκας λιώνουν, αυτά ανέρχονται στην επιφάνεια και δηµιουργούν ηφαίστεια. Όταν ηπειρωτικά τµήµατα από αντίθετες πλάκες συµπιέζονται σε µία ζώνη καταβύθισης, επειδή είναι ελαφρότερα από το βυθιζόµενο υπόστρωµα, αναγκάζονται να καµφθούν και σχηµατίζουν οροσειρές. Χαρακτηριστική είναι η περίπτωση σύγκλισης της Αφρικανικής πλάκας µε την Ευρασιατική η Αφρικανική ως πυκνότερη βυθίζεται κάτω από την Ευρασιατική. Σύγκλιση Λιθοσφαιρικών πλακών Όταν δύο λιθοσφαιρικές πλάκες αποκλίνουν (αποµακρύνεται η µία από την άλλη) τότε θερµό ασθενοσφαιρικό υλικό βγαίνει στην επιφάνεια, ψύχεται και στερεοποιείται δηµιουργώντας νέα λιθόσφαιρα κατά µήκος µίας µεγάλης υποθαλάσσιας ράχης που χαρακτηρίζεται ως µεσοωκεάνια ράχη. Η πιο 8

9 3.1 οµή της Γης χαρακτηριστική µεσοωκεάνια ράχη είναι αυτή του Ατλαντικού Ωκεανού που αποτελεί στο νότιο τµήµα της το όριο µεταξύ της Αφρικανικής και της Νότιο- Αµερικανικής πλάκας. Απόκλιση Λιθοσφαιρικών πλακών Σε µερικά όρια οι γειτονικές πλάκες γλιστρούν µεταξύ τους χωρίς να συγκρούονται ή να αποχωρίζονται. Τα όρια αυτά όπου έχουµε µόνο οριζόντια κίνηση λέγονται ζώνες θραύσης (ή ρήγµατα µετασχηµατισµού). Εκεί οι σεισµοί είναι συχνό φαινόµενο λόγω της τριβής ανάµεσα στα όρια των πλακών. Εν γένει λοιπόν µία ιδανική πλάκα θα έχει µία πλευρά σε ζώνη καταβύθισης, την απέναντι σε ζώνη ανύψωσης και τις πλάγιες να γλιστρούν οριζόντια σε σχέση µε τις γειτονικές. 9

10 3.1 οµή της Γης Ρήγµατα Η επιφάνεια κατά τη διεύθυνση της οποίας σπάζει ένα πέτρωµα όταν ξεπεράστει το όριο αντοχής του εξαιτίας κινήσεων των λιθοσφαιρικών πλακών ονοµάζεται ρήγµα. Όταν εµφανίζεται ρήγµα, δηµιουργούνται δύο τµήµατα πετρώµατος, τα οποία κινούνται απότοµα µεταξύ τους. Η επιφανειακή εκδήλωση του ρήγµατος ονοµάζεται ίχνος ρήγµατος. Σε ορισµένες περιπτώσεις τα ρήγµατα έχουν επιφανειακή εκδήλωση, φτάνουν δηλαδή µέχρι την επιφάνεια της Γης και µπορούν να µελετηθούν µε απευθείας παρατήρηση, σε άλλες όµως όχι Έχουµε τριών ειδών ρήγµατα τα οποία παρουσιάζονται στη συνέχεια Κανονικό ρήγµα : Κανονικό χαρακτηρίζεται το ρήγµα όταν το επάνω τµήµα του ολισθαίνει προς τα κάτω και είναι αποτέλεσµα εφελκυστικής διαδικασίας Ανάστροφο ρήγµα : Ανάστροφο χαρακτηρίζεται το ρήγµα όταν το πάνω τµήµα του κινείται προς τα επάνω και είναι αποτέλεσµα συµπιεστικής διαδικασίας Ρήγµατα οριζόντιας µετατόπισης : Οριζόντιας µετατόπισης είναι το ρήγµα που τα δύο του τµήµατα περιορίζονται σε πλευρικές µετακινήσεις. Ως δεξιόστροφο χαρακτηρίζεται το οριζόντιας µετατόπισης ρήγµα που το ένα του τµήµα κινείται από αριστερά προς τα δεξιά όταν παρατηρείται από το άλλο τµήµα και αριστερόστροφο στην αντίθετη περίπτωση. Στο ακόλουθο σχήµα δίνονται τα είδη ρηγµάτων γραφικά 10

11 3.2 Ορισµός σεισµού 3.2 Σεισµοί Ο σεισµός είναι µια απότοµη κίνηση ή δόνηση του στερεού φλοιού της Γης που γεννιέται κατά τη διατάραξη της µηχανικής ισορροπίας των πετρωµάτων από φυσικές αιτίες που βρίσκονται στο εσωτερικό της. Συνήθως προέρχεται από τη διάρρηξη γεωλογικών στρωµάτων και την απότοµη µετατόπιση των δύο τµηµάτων κάτω από την επιφάνεια της Γης. Η ενέργεια που απελευθερώνεται κατά τη διατάραξη αυτή διαδίδεται µέσα στη Γη µε τη µορφή σεισµικών κυµάτων και εκδηλώνεται ως κίνηση του εδάφους. Οι σεισµοί κατατάσσονται σε τρεις µεγάλες κατηγορίες: τους κατακριµνησιγενείς, τους ηφαιστειογενείς και τους τεκτονικούς. Κατακριµνησιγενείς είναι οι σεισµοί που πραγµατοποιούνται από την πτώση µεγάλων πετρωµάτων πάνω στη Γη λόγω βαρύτητας. Τα πετρώµατα αυτά είναι συνήθως οροφές διαφόρων σπηλαίων που πέφτουν και τους προκαλούν. Οι σεισµοί αυτοί έχουν µικρό µέγεθος και διαρκούν τόσο χρονικό διάστηµα όσο απαιτείται για την πτώση των πετρωµάτων. Επιπλέον είναι τοπικοί σεισµοί και καλύπτουν το 3% περίπου των σεισµών που πραγµατοποιούνται πάνω στη Γη. Οι ηφαιστειογενείς σεισµοί προηγούνται των ηφαιστειακών εκρήξεων ή και τις συνοδεύουν. Η αιτία που τους προκαλεί πιστεύεται ότι είναι η απελευθέρωση των αερίων του µάγµατος το οποίο τροφοδοτεί τα ηφαίστεια µέσα από τους πόρους ή τις ρωγµές που φτάνουν έως και την επιφάνεια της Γης. Οι ηφαιστειογενείς σεισµοί είναι και αυτοί κυρίως µικροί σεισµοί οι οποίοι έχουν την εστία τους σε µεγάλη απόσταση από το ηφαίστειο αλλά µε την πάροδο του χρόνου πλησιάζει συνέχεια προς αυτό µε όλο και µικρότερο βάθος, ενώ ταυτόχρονα γίνονται συχνότεροι. Το µέγεθός τους γενικά εξαρτάται από την αντίσταση που συναντάει το µάγµα κατά την ανύψωσή του προς την επιφάνεια της Γης. Οι ηφαιστειογενείς σεισµοί καλύπτουν το 7% περίπου του συνολικού αριθµού των σεισµών που πραγµατοποιούνται στον πλανήτη µας. Τέλος έχουµε τους τεκτονικούς σεισµούς που είναι και η µεγαλύτερη κατηγορία των σεισµικών δονήσεων. Οι σεισµοί αυτοί έχουν συνήθως µεγάλο µέγεθος και η εστία τους µπορεί να βρίσκεται σε βάθος 700 χιλιοµέτρων από την επιφάνεια της Γης. Είναι οι µεγάλοι σεισµοί που πραγµατοποιούνται στον πλανήτη µας. Καλύπτουν περίπου το 90% των σεισµικών δονήσεων σε ολόκληρο τον κόσµο. Στην πατρίδα µας, η οποία έχει πολύ έντονο σεισµικό πρόβληµα, όλοι σχεδόν οι σεισµοί είναι τεκτονικοί εκτός από ελάχιστες εξαιρέσεις όπου οι σεισµοί είναι κατακριµνησιγενείς. 11

12 3.2 Ορισµός σεισµού Η επιφάνεια κατά τη διεύθυνση της οποίας σπάζει ένα πέτρωµα όταν ξεπεραστεί το όριο αντοχής του εξαιτίας κινήσεων των λιθοσφαιρικών πλακών ονοµάζεται ρήγµα. Όταν συµβαίνει αυτό δηµιουργούνται δύο τµήµατα πετρώµατος, τα οποία πραγµατοποιούν απότοµη κίνηση µεταξύ τους. Η επιφανειακή εκδήλωση του ρήγµατος ονοµάζεται ίχνος ρήγµατος. Σε ορισµένες περιπτώσεις τα ρήγµατα έχουν επιφανειακή εκδήλωση, φτάνουν δηλαδή µέχρι την επιφάνεια της Γης και µπορούν να µελετηθούν µε απευθείας παρατήρηση, σε άλλες όµως όχι. Ο χώρος που αρχίζει η ρήξη όταν οι τάσεις υπερβούν την αντοχή του πετρώµατος σε ορισµένη θέση, οπότε το πέτρωµα σπάει και δηµιουργείται ρήγµα, ονοµάζεται εστία του σεισµού. Η εστία αυτή µπορεί να βρίσκεται πολύ κοντά στην επιφάνεια της Γης αλλά και σε πολύ µεγάλο βάθος που µπορεί να φτάσει τα 700 χιλιόµετρα όπου και βρίσκονται και οι βαθύτερες εστίες σεισµών. Το ίχνος της κατακόρυφης προβολής της εστίας πάνω στην επιφάνεια της Γης αποτελεί το επίκεντρο του σεισµού, ενώ την απόσταση αυτού του σηµείου από το σταθµό την ονοµάζουµε επικεντρική απόσταση. Τα παραπάνω δίνονται γραφικά στο παρακάτω σχήµα 12

13 3.2 Ορισµός σεισµού Η απόσταση µεταξύ της εστίας και του επικέντρου ονοµάζεται Εστιακό βάθος. Οι σεισµοί διακρίνονται σε τρεις κατηγορίες σε σχέση µε το εστιακό τους βάθος: τους επιφανειακούς ή κανονικούς, των οποίων η εστία βρίσκεται σε βάθος µικρότερο από 60 χιλιόµετρα (εστιακό βάθος<60km), τους σεισµούς ενδιαµέσου βάθους, των οποίων η εστία βρίσκεται σε βάθος µεγαλύτερο από 60 χιλιόµετρα αλλά µικρότερο από 300 χιλιόµετρα (60km<=εστιακό βάθος<=300km) τους σεισµούς µεγάλου βάθους, των οποίων η εστία βρίσκεται σε βάθος µεγαλύτερο από 300 χιλιόµετρα (εστιακό βάθος>300km). Οι δύο τελευταίοι ονοµάζονται και πλουτώνιοι και γίνονται σε βάθη από 60 µέχρι 720 km. Οι επιφανειακοί σεισµοί είναι αυτοί που συνήθως έχουν τις καταστροφικότερες επιπτώσεις. Έχουν συνήθως τις εστίες τους µέχρι ένα βάθος 20 km αλλά σε ορισµένες περιοχές το βάθος τους µπορεί να φτάσει τα 60 km. Οι σεισµοί αυτοί γεννιούνται σε σεισµικά ρήγµατα. 13

14 3.2 Ορισµός σεισµού Όπως αναφέρθηκε παραπάνω, όταν εµφανίζεται ρήγµα, δηµιουργούνται δύο τµήµατα πετρώµατος, τα οποία κινούνται απότοµα µεταξύ τους. Έχουµε τριών ειδών ρήγµατα τα οποία παρουσιάζονται στη συνέχεια Κανονικό ρήγµα : Κανονικό χαρακτηρίζεται το ρήγµα όταν το επάνω τµήµα του ολισθαίνει προς τα κάτω και είναι αποτέλεσµα εφελκυστικής διαδικασίας Ανάστροφο ρήγµα : Ανάστροφο χαρακτηρίζεται το ρήγµα όταν το πάνω τµήµα του κινείται προς τα επάνω και είναι αποτέλεσµα συµπιεστικής διαδικασίας Ρήγµατα οριζόντιας µετατόπισης : Οριζόντιας µετατόπισης είναι το ρήγµα που τα δύο του τµήµατα περιορίζονται σε πλευρικές µετακινήσεις. Ως δεξιόστροφο χαρακτηρίζεται το οριζόντιας µετατόπισης ρήγµα που το ένα του τµήµα κινείται από αριστερά προς τα δεξιά όταν παρατηρείται από το άλλο τµήµα και αριστερόστροφο στην αντίθετη περίπτωση. Στο ακόλουθο σχήµα δίνονται τα είδη ρηγµάτων γραφικά 14

15 3.2 Ορισµός σεισµού Είδη σεισµικών κυµάτων Κατά τη διάρκεια του σεισµού απελευθερώνεται ενέργεια η οποία διαδίδεται προς όλες τις κατευθύνσεις µε τη µορφή κυµάτων. Αυτά τα σεισµικά κύµατα ανάλογα µε τον τρόπο µεταφοράς τους µέσα στη Γη τα χωρίζουµε σε τρεις µεγάλες κατηγορίες. Τα διαµήκη, τα εγκάρσια και τα επιφανειακά. Τα διαµήκη Τα εγκάρσια Τα επιφανειακά Τα επιµήκη (Ρ-πρωτεύοντα) όπως και τα εγκάρσια (S-δευτερεύοντα) χαρακτηρίζονται ως κύµατα χώρου και διαδίδονται προς κάθε κατεύθυνση τόσο στα επιφανειακά στρώµατα όσο και στον πυρήνα. Κατά τη διάδοση των επιµηκών κυµάτων, τα υλικά σηµεία των πετρωµάτων ταλαντώνονται κατά διεύθυνση παράλληλη προς την διεύθυνση διάδοσης του κύµατος δηµιουργώντας διαδοχικά πυκνώµατα και αραιώµατα. Η ταχύτητα διάδοσης των κυµάτων αυτών είναι µεγαλύτερη από των εγκαρσίων, µε ταχύτητα 1,5-8 km/sec οπότε φτάνουν πρώτα σε ένα σηµείο της επιφάνειας της Γης και καταγράφονται πρώτα από τους σεισµογράφους. Γι αυτό χαρακτηρίζονται και ως πρωτεύοντα κύµατα (primary waves). 15

16 3.2 Ορισµός σεισµού Κατά τη διάδοση των εγκαρσίων κυµάτων τα υλικά σηµεία του πετρώµατος ταλαντώνονται κάθετα προς τη διεύθυνση διάδοσης του κύµατος προκαλώντας µεταβολή στο σχήµα του πετρώµατος. Η ταχύτητα διάδοσης των εγκαρσίων κυµάτων είναι µικρότερη από αυτή των επιµηκών (περίπου % της ταχύτητας των δευτέρων) οπότε καταγράφονται δεύτερα και χαρακτηρίζονται ως δευτερεύοντα (secondary waves). Το πλάτος τους είναι µεγάλο, για το λόγο αυτό προκαλούν τις περισσότερες βλάβες στις κατασκευές. Τα δύο παραπάνω κύµατα διέπονται από όλες τις αρχές διάδοσης των κυµάτων (ανάκλαση, διάθλαση, αρχή του Fermat και του Huygens). Αν και οι ταχύτητες κυµάτων ποικίλλουν, η αναλογία των µέσων ταχυτήτων του κύµατος P και του ακόλουθου κύµατος του S είναι αρκετά σταθερή. Αυτό το γεγονός επιτρέπει στους σεισµολόγους να έχουν µια γρήγορη και ακριβή εκτίµηση της απόστασης του σεισµού από το σταθµό παρατήρησης, χρονοµετρώντας την καθυστέρηση µεταξύ της άφιξης του P κύµατος και την άφιξη του κύµατος. Τέλος, τα επιφανειακά κύµατα κατά τη διάδοση τους ακολουθούν συγκεκριµένα στρώµατα του επιφανειακού τµήµατος της Γης, δε διαδίδονται δηλαδή προς όλες τις κατευθύνσεις όπως τα κύµατα χώρου. Υπάρχουν διάφορα είδη επιφανειακών κυµάτων όπως: Love, Rayleigh και Stonley. Τα πρώτα είναι τα κύµατα Love (τα ανακάλυψε ο H. Love θεωρητικά το 1911), που κατά τη διάδοσή τους τα υλικά σηµεία του µέσου ταλαντώνονται οριζοντίως, καθέτως προς τη διεύθυνση διάδοσης του κύµατος. ηµιουργούν δηλαδή µετακινήσεις πλευρικές της επιφανείας του εδάφους. Είναι µάλιστα γραµµικώς πολωµένα.. 16

17 3.2 Ορισµός σεισµού Τα δεύτερα είναι τα κύµατα Rayleigh (τα ανακάλυψε το 1887 ο Strutt Rayleigh), που κατά τη διάδοση τους τα υλικά σηµεία του µέσου κινούνται σε ελλειπτικές τροχιές των οποίων οι µεγάλοι άξονες είναι κατακόρυφοι και οι µικροί παράλληλοι µε τη διεύθυνση διάδοσης του κύµατος. ιαδίδονται στα επιφανειακά στρώµατα της Γης και για το λόγο αυτό δεν εµφανίζονται σχεδόν καθόλου σε σεισµούς µε βαθύτερες εστίες. 17

18 3.2 Ορισµός σεισµού Στο επόµενο σχήµα γίνονται πιο σαφείς οι διαφορές των δύο κυµάτων : Τα δύο τελευταία κύµατα κινούνται πιο αργά από τα πρώτα (P και S) αλλά είναι πιο καταστρεπτικά, ιδιαίτερα τα κύµατα Love. Ειδικά τα τελευταία είναι συχνά υπεύθυνα για την κατάρρευση των κτιρίων. 18

19 3.2 Ορισµός σεισµού Χαρακτηριστικά Σεισµών Κάθε σεισµός έχει τα δικά του χαρακτηριστικά και τις δικές του ιδιαιτερότητες. Έτσι λοιπόν το µέγεθος, η ένταση, η ενέργεια η επιτάχυνση είναι τέσσερις παράµετροι οι οποίοι χαρακτηρίζουν τους σεισµούς. Συνεπώς καθένα από αυτά είναι ανεξάρτητο του τόπου στον οποίο παίρνεται το σεισµογράφηµα. Μέγεθος είναι το µέτρο της ενέργειας που εκλύεται από την εστία του σεισµού κατά τη διάρκεια της σεισµικής δόνησης. Το 1935 ο Αµερικανός σεισµολόγος Charles Richter επινόησε µία κλίµακα για τον υπολογισµό του µεγέθους, την κλίµακα τοπικού µεγέθους ML-Richter σήµερα πλέον έχουν οριστεί και άλλες αντίστοιχες κλίµακες οι οποίες είναι οι εξής : ML : Είναι το τοπικό µέγεθος (Magnitude Local: τοπικό µέγεθος που παρουσιάστηκε από τον Charles Richter το 1935). Η κλίµακα Richter είναι ένας µαθηµατικός τύπος. Το µέγεθος ενός σεισµού καθορίζεται από το λογάριθµο του πλάτους των κυµάτων που καταγράφονται από τους σεισµογράφους σε µια ορισµένη περίοδο. Το ML είναι αξιόπιστο, όταν υπολογίζεται από σεισµογράφους που δεν απέχουν περισσότερο από 600 χιλιόµετρα από το επίκεντρο του σεισµού. Ισχύει µόνο για ορισµένη συχνότητα σεισµικών κυµάτων και για ορισµένη απόσταση από το επίκεντρο. Έτσι, για διαφορετικές αποστάσεις από το επίκεντρο του σεισµού οι σεισµολόγοι βασίζονται σε διαφορετικά σεισµικά κύµατα για τους υπολογισµούς τους. Ms : Είναι το µέγεθος που λαµβάνεται από τη µέτρηση των κυµάτων επιφανείας. Να σηµειώσουµε ότι το Ms είναι µεγαλύτερο από το ML. Για παράδειγµα, αν το µέγεθος ενός σεισµού µετρήθηκε σαν 5 βαθµοί της κλίµακας Ρίχτερ (ML), µπορεί να µετρηθεί και ως 5.5 Ms. Το Ms είναι αξιόπιστο για επιφανειακούς (< 50 km βάθος) σεισµούς και για µεγάλες αποστάσεις από το επίκεντρο. Χρησιµοποιείται στην Ελλάδα και προτάθηκε από τον κ. Παπαζάχο. Η ενέργεια που εκλύεται δίνεται σε erg από τον τύπο : loge=12,24+ 1,40Ms. MB : Είναι µια επέκταση της κλίµακας Richter και έτσι εκµεταλλευόµαστε καλύτερα το δίκτυο των σεισµογράφων. Είναι το µέγεθος που λαµβάνεται από 19

20 3.2 Ορισµός σεισµού τη µέτρηση των πρωτευόντων P κυµάτων (Compressional Body Wave Magnitude). Είναι αξιόπιστο µέγεθος σεισµών µε µεγαλύτερα εστιακά βάθη και για µεγάλες αποστάσεις από το επίκεντρο. Mw : Όλα τα προηγούµενα µεγέθη βγαίνουν από τύπους που περιέχουν ένα συγκεκριµένο πλάτος ταλάντωσης ενός σεισµικού κύµατος σε κάποια χρονική στιγµή. Το Mw, το οποίο χρησιµοποιείται για τη µέτρηση µεγάλων σεισµών, υπολογίζεται από ένα πολύπλοκο τύπο και είναι πολύ αξιόπιστο. Md : Είναι η κλίµακα µεγέθους διάρκειας. Mo : Η κλίµακα µεγέθους σεισµικής ροπής, που θεωρείται η πιο ακριβής. Προτάθηκε το 1979 και δεν εξαρτάται από την περίοδο των σεισµικών κυµάτων αλλά στη µέτρηση της σεισµικής ροπής. Me : (Choy and Boatwright 1995), το οποίο εκφράζει το δυναµικό καταστροφικότητας ενός σεισµού και χρησιµοποιείται για την ποσοτικοποίηση εκλυόµενης σεισµικής ενέργειας µεγάλων συµβάντων. Από τον τύπο loge=12,24+ 1,40Ms προκύπτει ότι για σεισµό 5 Richter η ενέργεια που ελευθερώνεται είναι erg ενώ από 6 Richter η ενέργεια είναι erg. ηλαδή για µια αύξηση κατά 1 Richter εκλύεται ενέργεια περίπου 25 φορές περισσότερη. Οι σεισµοί αποδεσµεύουν ένα τεράστιο ποσό ενέργειας κι αυτός είναι ο λόγος για τον οποίο µπορούν να είναι τόσο καταστρεπτικοί. 20

21 3.2 Ορισµός σεισµού Ο πίνακας παρουσιάζει τα µεγέθη µε το κατά προσέγγιση ποσό της ποσότητας TNT που απαιτείται για να αποδεσµεύσει το ίδιο ποσό ενέργειας. Μέγεθος Κατά προσέγγιση ισοδύναµη ενέργεια TNT τόνοι τόνοι τόνοι τόνοι τόνοι τόνοι Τα µεγέθη ταξινοµούνται ως εξής: Μ<3 : Μικρός Σεισµός 3<Μ<3.9 : Ασήµαντος Σεισµός 4<Μ<4.9 : Ασθενής Σεισµός 5<Μ<5.9 : Μέτριος Σεισµός 6<Μ<6.9 : Ισχυρός Σεισµός 7<Μ<7.9 : Σηµαντικός Σεισµός Μ>8 : Μεγάλος Σεισµός Ανάλογα µε τη γεωλογία της περιοχής γίνονται διορθώσεις στα διάφορα µεγέθη. Επίσης επιλέγεται εκείνο το µέγεθος που εκφράζει µε τη µεγαλύτερη ακρίβεια το σεισµικό συµβάν. Για παράδειγµα, εάν µια σεισµική εστία βρίσκεται σε µεγάλο βάθος, τότε δεν παράγονται επιφανειακά κύµατα, όπως γίνεται στους πιο αβαθείς σεισµούς, και δεν θα υπολογιστεί -ή καλύτερα δεν θα ανακοινωθεί- το µέγεθος Ms, αλλά το ML ή το MB. Αν το επίκεντρο είναι µακριά (αρκετές εκατοντάδες χιλιόµετρα), τότε πιο αξιόπιστο µέγεθος είναι το MB. Αν όµως ο σεισµός είναι αρκετά µεγάλος, το µέγεθός του θα το αποδώσει το στιγµιαίο µέγεθος Mw, γιατί ενώ οι µεγάλοι σεισµοί έχουν µεγαλύτερη διάρκεια από τους µικρότερους, το MB προσδιορίζεται από το πλάτος των P κυµάτων στα πρώτα 5 δευτερόλεπτα της δόνησης. Έτσι το MB, δεν θα αποδώσει µε ακρίβεια το πραγµατικό µέγεθος µεγάλων σεισµών, οι οποίοι, συνήθως, διαρκούν περισσότερο και δίνουν το πραγµατικό µέγεθός τους µετά την πάροδο µερικών δευτερολέπτων. Ένα άλλο χαρακτηριστικό του σεισµού είναι η ένταση. Ένταση είναι το µέτρο των µακροσεισµικών αποτελεσµάτων του σεισµού, των επιπτώσεων του δηλαδή στον άνθρωπο και στις κατασκευές του. Οι εµπειρικές κλίµακες που χρησιµοποιούνται για τον υπολογισµό της έντασης είναι η τροποποιηµένη 12βάθµια 21

22 3.2 Ορισµός σεισµού κλίµακα Mercalli (MM), η EMS κ.α.. Η ένταση ενός σεισµού είναι διαφορετική από περιοχή σε περιοχή και εξαρτάται από: το µέγεθος του σεισµού, τα χαρακτηριστικά της εστίας, τους εδαφικούς παράγοντες, το είδος των κατασκευών κ.α.. Στη σεισµολογία οι βλάβες που οφείλονται στους σεισµούς µετρώνται µε τη σεισµική ένταση, η οποία είναι ένα µέτρο της αισθητότητας και των αποτελεσµάτων του σεισµού και συνδέεται µε το µέγεθος µε διάφορες εµπειρικές σχέσεις. Η µέτρηση της έντασης γίνεται µε τη δωδεκάβαθµη κλίµακα Mercalli, της οποίας οι διαβαθµίσεις στηρίζονται στην εκτίµηση των µακροσεισµικών αποτελεσµάτων ενός σεισµού. Αυτό που πρέπει να γίνει σαφές είναι ότι κάθε µέγεθος είναι έγκυρο για συγκεκριµένη συχνότητα και τύπο σεισµικού σήµατος. Όλες αυτές οι σεισµικές κλίµακες, όταν υπολογίζονται µέσα στα όρια της εγκυρότητάς τους, είναι ισοδύναµες µε την κλίµακα Ρίχτερ. Παλιότερα (τριάντα χρόνια πριν) µπορούσε να υπάρχει απόκλιση, αυτού που είχε ανακοινωθεί από το πραγµατικό µέγεθος ενός σεισµού, µέχρι 0,4%. Σήµερα, η απόκλιση είναι ακόµα µικρότερη και συνεπώς αποδίδεται κάθε φορά το σωστό µέγεθος. Οι µικρές διαφορές που παρατηρούνται στις ανακοινώσεις, οφείλονται στη γεωλογική ιδιοµορφία της κάθε περιοχής. Όταν εµφανίζεται ένας σεισµός, οι πρώτες πληροφορίες που υποβάλλονται σε επεξεργασία και αναµεταδίδονται είναι συνήθως βασισµένες σε ένα υποσύνολο των σεισµικών σταθµών του σεισµικού δικτύου, ειδικά στην περίπτωση ενός µεγάλου σεισµού. Αυτό γίνεται έτσι ώστε κάποιες πληροφορίες να µπορούν να ληφθούν αµέσως χωρίς να αναµένονται οι πληροφορίες όλων των σταθµών του δικτύου, κάτι που γίνεται αργότερα. Κατά συνέπεια, το πρώτο µέγεθος που ανακοινώνεται είναι συνήθως βασισµένο σε έναν µικρό αριθµό καταγραφών από το δίκτυο των σεισµογράφων. Αργότερα που έρχονται πρόσθετα στοιχεία γίνεται νέα επεξεργασία και αλλάζει το µέγεθος και το κέντρο µε περισσότερη ακρίβεια. Μερικές φορές το µέγεθος σεισµού αναφέρεται από διαφορετικά δίκτυα βασισµένα µόνο στις καταγραφές τους. Σε εκείνη την περίπτωση, τα διαφορετικά µεγέθη που ανακοινώνονται είναι αποτέλεσµα των µικρών διαφορών στα όργανα και των θέσεων τους όσον αφορά το επίκεντρο του σεισµού. Μάλιστα µετά από µερικές µέρες οι σεισµολόγοι συνήθως συµφωνούν σε ένα νούµερο για το µέγεθος. Συχνά, αναφέρονται για έναν σεισµό διάφορα, ελαφρώς διαφορετικά, µεγέθη. Αυτό συµβαίνει επειδή η σχέση µεταξύ των σεισµικών µετρήσεων και του µεγέθους είναι σύνθετη και διαφορετικές διαδικασίες θα δώσουν συχνά ελαφρώς διαφορετικά µεγέθη για τον ίδιο σεισµό. 22

23 3.2 Ορισµός σεισµού Μεγάλοι Σεισµοί Οι µεγαλύτεροι σεισµοί που έχουν πραγµατοποιηθεί µέχρι σήµερα στον κόσµο δεν ξεπερνούν το 8,9 της κλίµακας Richter και έχουν γίνει στην Κολοµβία και την Ιαπωνία. Ένας σεισµός µεγέθους 5,5 της κλίµακας Richter ισοδυναµεί σε ενέργεια όσο 10 ατοµικές βόµβες σαν αυτή που δοκιµάστηκε στο νησί Μπικίνι το Επίσης η ενέργεια η οποία εκλύεται στον εστιακό χώρο από ένα σεισµό µεγέθους 7 ισοδυναµεί µε την ενέργεια 25 ατοµικών βοµβών τύπου Χιροσίµα. Οι βλάβες οι οποίες προκαλούνται σ' έναν τόπο από τις σεισµικές δονήσεις εξαρτώνται: από το µέγεθος του σεισµού, από το βάθος της εστίας του σεισµού, από το µηχανισµό γένεσης του σεισµού, από την εστιακή απόσταση, από το δρόµο που ακολουθούν τα σεισµικά κύµατα, από την ποιότητα του εδάφους θεµελιώσεως, από το είδος της οικοδοµής και τον τρόπο κατασκευής της κ.λ.π. 23

24 3.2 Ορισµός σεισµού Σεισµικά όργανα Η καταγραφή των σεισµών γίνεται µε τη βοήθεια ειδικών οργάνων που ονοµάζονται σεισµογράφοι. Σεισµογράφοι είναι όργανα µε τα οποία επιτυγχάνεται αυτόµατη αναγραφή της σεισµικής κίνησης. Η αναγραφή αυτή, που λέγεται σεισµογράφηµα, γίνεται µε γραφίδα πάνω σε αιθαλωµένη ταινία ή µε φωτεινή κηλίδα πάνω σε φωτογραφική ταινία. Ο σεισµογράφος αποτελείται από το εκκρεµές, το σύστηµα ενίσχυσης (ή µεγέθυνσης) και το σύστηµα αναγραφής. Η µάζα του εκκρεµούς πρέπει να είναι σηµαντική ώστε η δύναµη της αδράνειας να υπερνικήσει τις τριβές της γραφίδας και των αρθρώσεων των µοχλών. Ωστόσο επειδή οι σεισµογράφοι δεν διέθεταν σύστηµα απόσβεσης της κίνησης, το οποίο θα επανέφερε γρήγορα το εκκρεµές στη θέση ηρεµίας ώστε να ανταποκριθεί σε νέα δόνηση, οι καταγραφές τους ήταν αποτέλεσµα όχι µόνο της σεισµικής κίνησης αλλά και της αιώρησης του εκκρεµούς. Για τον πλήρη καθορισµό της µετάθεσης σε ένα σταθµό πρέπει να υπάρχουν τρεις σεισµογράφοι, ένας για την κατακόρυφη συνιστώσα και δυο για τις οριζόντιες συνιστώσες της εδαφικής κίνησης.. Σε πολλές περιοχές της χώρας µας υπάρχουν µόνιµα εγκατεστηµένοι σεισµογράφοι σε σεισµολογικούς σταθµούς, ώστε να υπάρχει συνεχής καταγραφή των σεισµικών δονήσεων. Εκτός από το µόνιµο δίκτυο υπάρχει η δυνατότητα εγκατάστασης φορητών δικτύων σεισµογράφων, για κάποιο χρονικό διάστηµα, όταν υπάρχει αυξηµένη σεισµική δραστηριότητα σε µια περιοχή ή όποτε άλλοτε αυτό κριθεί απαραίτητο. Στην Ελλάδα το πρώτο όργανο καταγραφής σεισµικής κίνησης εγκαταστάθηκε στο Αστεροσκοπείο Αθηνών το 1898, ενώ το 1910 αντικαταστάθηκε από το πρώτο σεισµόµετρο. Το πρώτο "όργανο καταγραφής σεισµών" επινόησε ο Κινέζος αστρονόµος Zhang Heng το 132 µ.χ. Τα όργανα που γράφουν µε σηµαντική ακρίβεια τις σεισµικές κινήσεις ονοµάζονται σεισµόµετρα. Η βασική διαφορά µεταξύ σεισµοµέτρου και σεισµογράφου είναι ότι το σεισµόµετρο διαθέτει συσκευή µε την οποία επιτυγχάνεται απόσβεση της αιώρησης του εκκρεµούς και έτσι είναι δυνατή η πιστότερη αναγραφή της σεισµικής κίνησης. Οι αναγραφές των σεισµοµέτρων λέγονται σεισµογράµµατα. 24

25 3.2 Ορισµός σεισµού Η αναγραφή των σεισµικών κυµάτων στα σεισµόµετρα γίνεται µε τρεις κυρίως τρόπους. Πρώτον, µε µηχανική αναγραφή (σεισµόµετρα Mainka, Wiechert). εύτερον, µε οπτική αναγραφή (σεισµόµετρα Milne - Show, Wood - Anderson). Τρίτον, µε ηλεκτροµαγνητική αναγραφή (σεισµόµετρο κινούµενου πηνίου Galitzin και το σεισµόµετρο µεταβαλλόµενης µαγνητικής αντίστασης Benioff). 25

26 3.2 Ορισµός σεισµού Σύνοδα του σεισµού φαινόµενα Οι σεισµοί συνήθως συνοδεύονται από κάποια φαινόµενα τα οποία µπορούν να αποβούν καταστροφικά για τους ανθρώπους. Μερικά από αυτά είναι τα εξής: Κατολισθήσεις και πτώσεις βράχων : Οι κατολισθήσεις και οι πτώσεις βράχων εκδηλώνονται κυρίως εξαιτίας της ελάττωσης της τριβής που συγκρατεί σε επαφή τα διάφορα στρώµατα πετρωµάτων. Στον ελληνικό χώρο πολλές φορές τέτοιου είδους φαινόµενα συνοδεύουν τους σεισµούς. Στις 26 Ιουλίου του 2001 όταν ισχυρός σεισµός (Μ=5,8) έπληξε τη Σκύρο, έγιναν πολλές πτώσεις βράχων που κατέστρεψαν δεκάδες αυτοκίνητα που ήταν παρκαρισµένα στους πρόποδες του βουνού, όπου είναι χτισµένη η πόλη. Ευτυχώς ο σεισµός έγινε λίγο µετά τα µεσάνυχτα και δεν υπήρχαν άνθρωποι κοντά ή µέσα στα αυτοκίνητα Καθιζήσεις και εξάρσεις εδαφών : Οι υψοµετρικές µεταβολές του εδάφους που δηµιουργούνται από ισχυρούς σεισµούς είναι είτε καθιζήσεις είτε εξάρσεις εδαφών. Ρευστοποιήσεις εδαφών : Οι ρευστοποιήσεις εδαφών παρατηρούνται σε λεπτόκοκκους χαλαρούς σχηµατισµούς που περιέχουν σηµαντική ποσότητα νερού. Τα πετρώµατα αυτά χάνουν τη διατµητική τους αντοχή και συµπεριφέρονται ως "παχύρεστα". Άµεση συνέπεια είναι τα προβλήµατα στη στατική επάρκεια των υπερκείµενων κατασκευών ή των τεχνικών έργων. 26

27 3.2 Ορισµός σεισµού Θαλάσσια κύµατα βαρύτητας ή τσουνάµι : Τα θαλάσσια κύµατα βαρύτητας ή τσουνάµι έχουν µεγάλο σχετικά µήκος κύµατος και είναι ιδιαίτερα επικίνδυνα όταν πλήττουν παραθαλάσσιες περιοχές. Όταν γίνονται υποθαλάσσιοι ισχυροί σεισµοί ή βίαιες εκρήξεις υποθαλάσσιων ηφαιστείων, ο πυθµένας της θάλασσας µετατοπίζεται κατακόρυφα, το νερό σπεύδει να γεµίσει τον "κενό" χώρο και δηµιουργούνται, ορισµένες φορές, θαλάσσια κύµατα βαρύτητας. Τα κύµατα αυτά ταξιδεύουν µε απίστευτη ταχύτητα που µπορεί να υπερβεί τα 700 km/h και διανύουν τεράστιες αποστάσεις. Στον ωκεανό το ύψος τους είναι µικρότερο, και αυξάνει όσο µειώνεται το βάθος του πυθµένα, έτσι στις ακτές µπορεί να φτάσει ή και να ξεπεράσει τα 30 m. Περίπου το 80-90% των κυµάτων αυτών πλήττουν περιοχές του Ειρηνικού ωκεανού. Το τσουνάµι που δηµιουργήθηκε από το σεισµό της Χιλής το 1960 (Μ=9,5), έπληξε µετά από 14,8 ώρες το Hilo της Χαβάης -µε ύψος 10,7 m- προκαλώντας το θάνατο σε 61 ανθρώπους, καθώς και τις ακτές της Ιαπωνίας 22 περίπου ώρες µετά τη γένεση του σεισµού. 27

28 3.3 Σεισµοί στην Ελλάδα 3.3 Σεισµοί Στην Ελλάδα Η Ελλάδα είναι µια από τις πιο σεισµογενείς περιοχές του πλανήτη. Κατέχει την πρώτη θέση, από άποψη σεισµικότητας, στην Ευρώπη και την έκτη σε παγκόσµιο επίπεδο µετά την Ιαπωνία, τις Νέες Εβρίδες, το Περού, τα νησιά του Σολοµώντος και τη Χιλή. Οι τεκτονικοί σεισµοί που γίνονται στη χώρα µας είναι επιφανειακοί και ενδιάµεσου βάθους. Τα περισσότερα επίκεντρα των επιφανειακών σεισµών διατάσσονται κατά µήκος µιας τοξοειδούς ζώνης που περιλαµβάνει τη. Αλβανία, το Ιόνιο πέλαγος, την Κρήτη, την Κάρπαθο, τη Ρόδο και τη Ν. Τουρκία. Η σεισµική αυτή δραστηριότητα σχετίζεται άµεσα µε τη σύγκλιση της ευρασιατικής πλάκας µε την αφρικανική και την καταβύθιση της τελευταίας. Αυξηµένη σεισµική δραστηριότητα παρατηρείται και στην περιοχή του Β. Αιγαίου. Αυτή σχετίζεται µε την τάφρο του Β. Αιγαίου καθώς και µε την περιοχή της Β.. Ανατολίας που σχετίζεται µε το δεξιόστροφο ρήγµα της Ανατολίας. Στην ηπειρωτική Ελλάδα τα επίκεντρα των σεισµών συγκεντρώνονται κατά µήκος τεκτονικών βυθισµάτων (π.χ Κορινθιακός κόλπος).τα επίκεντρα των σεισµών ενδιάµεσου βάθους (60km<=εστιακό βάθος<=180km) που γίνονται στην περιοχή του κεντρικού και νότιου Αιγαίου, διατάσσονται σε µία τοξοειδή ζώνη παράλληλη µε το ελληνικό τόξο. 28

29 3.3 Σεισµοί στην Ελλάδα Το ελληνικό τόξο Το ελληνικό τόξο ξεκινώντας από την Κεφαλονιά, διασχίζει το νότιο Ιόνιο ανατολικά της Πελοποννήσου και περνώντας νότια της Κρήτης καταλήγει στη Ρόδο. Εδώ τα Ρίχτερ φθάνουν ακόµη και τους 7,5 βαθµούς. Είναι το όριο επαφής και σύγκλισης της αφρικανικής µε την ευρασιατική λιθοσφαιρική πλάκα, που η πρώτη βυθίζεται µε ταχύτητα περίπου 4,5 εκατοστών τον χρόνο κάτω από τη δεύτερη, και είναι αυτή η τιτάνια «µάχη» των πλακών στο Νότιο Αιγαίο η κύρια αιτία εκδήλωσης των περισσότερων σεισµών στην Ελλάδα. Η πλάκα της Aδριατικής κινείται µε φορά από αριστερά προς τα δεξιά και επηρεάζει τη υτική Ελλάδα. Η µεγαλύτερη σεισµική δραστηριότητα παρουσιάζεται στο δυτικό τµήµα του Ελληνικού Τόξου, όπου και σηµειώθηκαν οι πρόσφατες ισχυρές δονήσεις στον θαλάσσιο χώρο νοτίως της Καλαµάτας και µεταξύ Λευκάδας - Πρέβεζας. Στο δυτικότερο άκρο του Ελληνικού Τόξου, εντοπίζεται και το σεισµικό «τρίγωνο του διαβόλου», ένας χώρος µε ιδιαίτερα τεκτονικά χαρακτηριστικά που τον κατατάσσουν στην πρώτη θέση της λίστας των περιοχών υψηλότερης σεισµικότητας στο Αιγαίο και στην Ευρώπη. Κατά µήκος των ακτών της υτικής Ελλάδας από την Κέρκυρα ως τη υτική Κρήτη, η σεισµική δραστηριότητα µπορεί να διακριθεί γενικά σε τρεις περιοχές: Η πρώτη περιοχή βρίσκεται βορείως της Λευκάδας και η σεισµική δραστηριότητα εκεί οφείλεται σε συµπιεστικές δυνάµεις περίπου ανατολικής - δυτικής διεύθυνσης (κάθετες στη διεύθυνση των ακτών της υτικής Ελλάδας). Η δεύτερη περιοχή βρίσκεται νοτίως της Κεφαλονιάς και αποτελεί το δυτικό τµήµα του Ελληνικού Τόξου. Η σεισµική δραστηριότητα εκεί οφείλεται στη σύγκλιση µεταξύ της αφρικανικής πλάκας και του Αιγαίου και της κατάδυσης της πρώτης κάτω από τη δεύτερη. Αποτέλεσµα της κατάδυσης αυτής είναι και η εκδήλωση σεισµικής δραστηριότητας ενδιαµέσου βάθους (εστιακά βάθη σεισµών 29

30 3.3 Σεισµοί στην Ελλάδα µεγαλύτερα των 60 χιλιοµέτρων) κάτω από την Πελοπόννησο και ανατολικά αυτής - περίπου ως τον χώρο των Κυκλάδων. Η τρίτη περιοχή βρίσκεται µεταξύ των δύο προηγούµενων, στον ευρύτερο χώρο της Κεφαλονιάς, από τη Ζάκυνθο ως τη Λευκάδα. Η σεισµική δραστηριότητα εδώ εκδηλώνεται κυρίως κατά µήκος ενός ρήγµατος, το οποίο έχει διεύθυνση βορειοανατολική - νοτιοδυτική. Με άλλα λόγια, η σεισµική δραστηριότητα στον χώρο αυτό εκδηλώνεται επειδή έχουµε µια οριζόντια κίνηση του χώρου νοτίως του ρήγµατος προς τα νοτιοδυτικά (προς τη Μεσόγειο) και του χώρου βορείως του ρήγµατος προς τα βορειοανατολικά (προς την Πίνδο). Η συνολική σχετική κίνηση κοντά στο ρήγµα αυτό είναι της τάξεως των 25 χιλιοστών ανά έτος. Χαρακτηριστικό της σεισµικής δραστηριότητας στη υτική Ελλάδα που οφείλεται στις τεκτονικές ιδιότητες της περιοχής, είναι ο µεγάλος αριθµός µικρών και ενδιαµέσου µεγέθους σεισµών αλλά και η µεγαλύτερη συχνότητα γένεσης ισχυρών, καταστρεπτικών σεισµών. Έτσι παρά το γεγονός ότι στον χώρο αυτό τα µεγέθη των µεγαλύτερων σεισµών είναι λίγο µικρότερα από ό,τι σε άλλες περιοχές του ελληνικού χώρου, ο σεισµικός κίνδυνος είναι σαφώς µεγαλύτερος εξαιτίας της συχνότητας γένεσης σεισµών ικανών να προκαλέσουν καταστροφές. Μετά τη γένεση του ισχυρού σεισµού στην Τουρκία είναι γεγονός ότι επηρεάστηκε η σεισµικότητα όλου του ελληνικού χώρου. Σε διάφορες περιοχές µάλιστα, συµπεριλαµβανοµένης και της υτικής Ελλάδας, εκδηλώθηκε σεισµική δραστηριότητα αµέσως µετά την άφιξη των σεισµικών κυµάτων από την Τουρκία. Τέτοιες µεταβολές έχουν παρατηρηθεί αρκετές στο παρελθόν µε βάση τόσο τις ενόργανες µετρήσεις όσο και τα ιστορικά δεδοµένα. Έχει επίσης παρατηρηθεί ότι η σεισµική δραστηριότητα δεν εκδηλώνεται χρονικά πάντα µε τον ίδιο τρόπο, αλλά διακρίνονται περίοδοι ύφεσης και έξαρσής της. Οι παρατηρήσεις αυτές αλλά και τα συµπεράσµατα µελετών που αφορούν στη µεσοπρόθεσµη πρόγνωση σεισµών µε τη χρήση σύγχρονων µεθοδολογιών µπορούν να δώσουν σηµαντικά στοιχεία και να συµβάλουν αποτελεσµατικά στη µείωση του σεισµικού κινδύνου. Η µεγάλη σεισµικότητα της Ελλάδας (η χώρα µας κατέχει την έκτη θέση στην παγκόσµια κατάταξη και την πρώτη στην Ευρώπη) οφείλεται στα ιδιαίτερα γεωλογικά χαρακτηριστικά της, τα οποία έχουν διαµορφωθεί από τις κινήσεις των τεκτονικών πλακών στην περιοχή της Ανατολικής Μεσογείου. Η Τουρκία κινείται δυτικά προς το Αιγαίο µε ταχύτητα 25 χιλιοστά τον χρόνο κατά µήκος του ρήγµατος της Βόρειας Ανατολίας. Το ρήγµα της Ανατολίας Το Αιγαίο ακολουθεί την κίνηση αυτή και κινείται µε την ίδια ταχύτητα σε σχέση µε την Ευρώπη κατά µήκος της τάφρου του Βορείου Αιγαίου προς τα δυτικά. Ταυτόχρονα όµως το Αιγαίο, λόγω εσωτερικής παραµόρφωσης, επεκτείνεται προς τα νότια (µε µια ταχύτητα η οποία φθάνει περίπου τα 10 χιλιοστά ανά έτος). Με τον 30

31 3.3 Σεισµοί στην Ελλάδα τρόπο αυτό, ο ρυθµός ολίσθησης στο νότιο τµήµα του φθάνει ως τα 35 χιλιοστά το έτος, περίπου, µε διεύθυνση βορειοανατολικά - νοτιοδυτικά. Επειδή και η Αφρική κινείται προς τα βόρεια (µε ταχύτητα 10 χιλιοστά ανά έτος), ο ρυθµός σύγκλισης µεταξύ της αφρικανικής λιθοσφαιρικής πλάκας µε εκείνης του Αιγαίου είναι της τάξεως των 45 χιλιοστών το έτος, µε αποτέλεσµα τη διαρκή επέκταση του Αιγαίου. Επιπλέον δυτικά του ελληνικού χώρου (στην περιοχή βόρεια της Κεφαλονιάς), η Απουλία µικροπλάκα (Βόρειο Ιόνιο - Αδριατική) εκτελεί µια αριστερόστροφη κίνηση και το ανατολικό της όριο συγκρούεται µε την Πίνδο. Όλες αυτές οι παραπάνω κινήσεις των λιθοσφαιρικών πλακών που σε γενικές γραµµές θα µπορούσαµε να πούµε ότι αποτελούν και την κύρια αιτία της σεισµικής δραστηριότητας που εκδηλώνεται στον ελληνικό χώρο «συναντώνται» στην περιοχή της Κεφαλονιάς, γεγονός που έχει αποτέλεσµα στον χώρο αυτό να παρουσιάζεται και η µεγαλύτερη σεισµικότητα της ευρύτερης περιοχής του Αιγαίου, ολόκληρης της Ελλάδας και κατ' επέκταση της Ευρώπης. 31

32 3.3 Σεισµοί στην Ελλάδα Ελληνικό Τόξο Ν. Αιγαίου Στην περιοχή του Νοτίου Αιγαίου τα κυριότερα τεκτονικά γνωρίσµατα είναι η Ελληνική τάφρος και το Ελληνικό τόξο. Η ελληνική τάφρος είναι ένα σύστηµα τάφρων, µία σειρά από βαθιές λεκάνες από την Κεφαλονιά έως την Ρόδο. Έχει δηµιουργηθεί κατά µήκος της επαφής της ευρασιατικής πλάκας µε την αφρικανική. Το βαθύτερο σηµείο της (περίπου 4500m βάθος) εντοπίστηκε νοτιοδυτικά της Πελοποννήσου. Το ελληνικό τόξο αποτελείται από το νησιωτικό τόξο, την οπισθόταφρο και το ηφαιστειακό τόξο. Το νησιωτικό τόξο βρίσκεται σε µικρή απόσταση από την τάφρο. Αποτελείται από τη νότια οροσειρά των Ελληνίδων, τα Ιόνια νησιά, την Κρήτη, την Κάρπαθο, τη Ρόδο και συνδέει ουσιαστικά τις ιναρικές Άλπεις µε τις Τουρκικές Ταυρίδες. Η οπισθοτάφρος είναι µία θαλάσσια λεκάνη (Κρητικό πέλαγος) µικρότερου βάθους από την τάφρο. Το µέγιστο βάθος της φτάνει τα 2000m περίπου. Η λεκάνη αυτή βρίσκεται ανάµεσα στο νησιωτικό και το ηφαιστειακό τόξο. Το ηφαιστειακό τόξο περιλαµβάνει περιοχές µε ηφαίστεια όπως το Σουσάκι, τα Μέθανα, η Μήλος, η Σαντορίνη, η Νίσυρος κ.α.. Βρίσκεται σε µία µέση απόσταση 120km από το νησιωτικό τόξο. Η δηµιουργία των ηφαιστείων αυτών οφείλεται σε ανάτηξη του υλικού της υποβυθιζόµενης αφρικανικής πλάκας, όπως φαίνεται και στον παρακάτω σχήµα 32

33 3.3 Σεισµοί στην Ελλάδα Τέλος, Η τάφρος του Β. Αιγαίου είναι το πιο ενδιαφέρον χαρακτηριστικό, τεκτονικής προέλευσης, στο βόρειο τµήµα του Αιγαίου πελάγους και έχει µέγιστο βάθος 1500m. 33

34 3.3 Σεισµοί στην Ελλάδα Κύριοι Σεισµοί στην Ελλάδα Στη συνέχεια αναφέρονται κάποιοι κύριοι και καταστροφικοί σεισµοί που έπληξαν την Ελλάδα στη σχετικά σύγχρονη ιστορία της. ΑΛΚΥΟΝΙ ΕΣ - ΠΕΡΑΧΩΡΑ 1981 Ο ισχυρός σεισµός (Μ=6,7) της 24ης Φεβρουαρίου 1981 καθώς και ο µεγαλύτερός του µετασεισµός της 4ης Μαρτίου (Μ=6,4) προκάλεσαν καταστροφές σε Κορινθία, Βοιωτία, Αττική, Εύβοια και Φωκίδα. Τα χωριά Περαχώρα (ΙΧ), Πίσια, Πρόδροµος έπαθαν µεγάλες ζηµιές από τον κύριο σεισµό ενώ τα χωριά Πλαταιές και Καπαρέλι από το µετασεισµό. Σκοτώθηκαν 20 άνθρωποι και τραυµατίστηκαν δεκάδες κτίρια περίπου υπέστησαν βλάβες (22554 κτίρια µη επισκευάσιµα). Παρατηρήθηκαν σε διάφορα µέρη φαινόµενα ρευστοποίησης, πτώσεις βράχων καθώς και ασθενές θαλάσσιο κύµα βαρύτητας. Κατά µήκος των νοτίων ακτών του κόλπου (περιοχή Περαχώρας) εντοπίστηκε µετά τον κύριο σεισµό επιφανειακή εκδήλωση του σεισµογόνου ρήγµατος, µήκους 15km. Μετά το µετασεισµό της 4ης Μαρτίου παρατηρήθηκε επιφανειακή εκδήλωση του σεισµογόνου ρήγµατος κοντά στις βορειοανατολικές ακτές του κόλπου, µήκους 15km και µέσης πτώσης 60cm ΚΑΛΑΜΑΤΑ 1986 Ο σεισµός (Μ=6,0) που έπληξε τη Μεσσηνία στις 13 Σεπτεµβρίου 1986 ήταν ιδιαίτερα καταστροφικός. 20 άνθρωποι σκοτώθηκαν και 80 τραυµατίστηκαν. Στην πόλη της Καλαµάτας (IΧ) κατέρρευσαν 4 πολυκατοικίες. Από τα κτίρια της Καλαµάτας το 20% κρίθηκαν κατεδαφιστέα, το 16% έπαθαν σοβαρές βλάβες, το 36% έπαθαν ελαφρές βλάβες και µόνο το 28% δεν έπαθαν βλάβες. Το χωριό Ελαιοχώρι καταστράφηκε ενώ τα χωριά Βέργα, Πολιανή, Άρης, Αρτεµησία και Νέδουσα έπαθαν σοβαρές ζηµιές. Παρατηρήθηκαν πτώσεις βράχων από τον Ταΰγετο και διακόπηκε η κυκλοφορία στον οδικό άξονα Σπάρτης-Καλαµάτας για 24 ώρες. Ο µεγαλύτερος µετασεισµός (Μ=5,4) έγινε στις 15 Σεπτεµβρίου KOZANH - ΓΡΕΒΕΝΑ

35 3.3 Σεισµοί στην Ελλάδα Ισχυρός σεισµός (Μ=6,6) έπληξε στις 13 Μαΐου του 1995 τα Γρεβενά και την Κοζάνη. Πολλά χωριά του νοµού Γρεβενών καταστράφηκαν: Κνίδη (ΙΧ+), Καλαµίτσι, Βάρη, Ταξιάρχης, Κοκκινιά κ.α.. Στο νοµό Κοζάνης σοβαρές βλάβες παρατηρήθηκαν στα χωριά Χρώµιο, αφνερό (ΙΧ), Ρύµνιο (VIΙI) κ.α.. 12 άνθρωποι τραυµατίστηκαν κτίρια στο νοµό Γρεβενών και 7693 στο νοµό Κοζάνης κατέρρευσαν ή έπαθαν διάφορες βλάβες από το σεισµό. Ο µεγαλύτερος προσεισµός εκδηλώθηκε 4 min πριν τον κύριο σεισµό (Μ=4,5) ενώ ο µεγαλύτερος µετασεισµός (Μ=5,5) στις 17 Ιουλίου. ΑΙΓΙΟ - ΕΡΑΤΕΙΝΗ 1995 Στις 15 Ιουνίου 1995 ισχυρή σεισµική δόνηση (Μ=6,4) έπληξε την Αχαΐα και τη Φωκίδα. 26 άνθρωποι σκοτώθηκαν από την κατάρρευση µιας πολυκατοικίας στο Αίγιο (VIII) και ενός ξενοδοχείου στα Βαλιµίτικα. Εκτεταµένες ήταν οι ζηµιές σε κτίρια χωριών της Αχαΐας (Βαλιµίτικα, VII) και της Φωκίδας (Ερατεινή, VII) καθώς και στην προβλήτα του λιµανιού του Αιγίου. Στην ευρύτερη περιοχή παρατηρήθηκαν φαινόµενα ρευστοποίησης, διαρρήξεις του εδάφους, µετάθεση της ακτογραµµής και υποθαλάσσιες κατολισθήσεις. Ο µεγαλύτερος προσεισµός (Μ=4,6) εκδηλώθηκε στις 28 Μαΐου. Μετά τον κύριο σεισµό ακολούθησαν πολλοί µετασεισµοί ο µεγαλύτερος των οποίων (Μ=5,6) έγινε 15min µετά τον κύριο σεισµό. ΚΟΝΙΤΣΑ 1996 Στις 26 Ιουλίου του 1996 σεισµός (Μ=5,4) έπληξε το νοµό Ιωαννίνων και κυρίως την περιοχή της Κόνιτσας. 4 άνθρωποι τραυµατίστηκαν ενώ κτίρια στην πόλη της Κόνιτσας και στα γύρω χωριά υπέστησαν βλάβες. Παρατηρήθηκαν πτώσεις βράχων και κατολισθήσεις σε αρκετές περιοχές. Στις 6 Αυγούστου του 1996 σεισµός (Μ=5,7) έπληξε την ίδια περιοχή µε συνέπεια οι βλάβες στα κτίρια να γίνουν περισσότερες. Μετά τον κύριο σεισµό ακολούθησαν πολλοί µετασεισµοί έως και το Νοέµβριο του

36 3.3 Σεισµοί στην Ελλάδα ΑΘΗΝΑ - ΠΑΡΝΗΘΑ 1999 Στις 7 Σεπτεµβρίου 1999 (14:56) έπληξε την Αττική σεισµική δόνηση (Μ=5,9) που είχε καταστροφικές επιπτώσεις για την ευρύτερη πλειόσειστη περιοχή. Το επίκεντρό της εντοπίστηκε στην περιοχή της Πάρνηθας, περίπου 18km από το κέντρο της Αθήνας. Η ένταση του σεισµού έφτασε µέχρι το ΙΧ της κλίµακας ΜΜ στη βορειοδυτική περιοχή του λεκανοπεδίου Αθήνας. 143 άνθρωποι σκοτώθηκαν, εκατοντάδες τραυµατίστηκαν και χιλιάδες έµειναν άστεγοι. εκάδες ήταν τα κτίρια που κατέρρευσαν, ανάµεσα σε αυτά και βιοµηχανικά-βιοτεχνικά (Ricomex, Fourlis, Faran κ.α.). Εκτεταµένες ήταν οι βλάβες σε κτίρια (σπίτια, βιοµηχανικά κτίρια, σχολεία, νοσοκοµεία κ.α.) της ευρύτερης πλειόσειστης περιοχής. Σοβαρές βλάβες υπέστησαν και κάποια µνηµεία της πολιτιστικής µας κληρονοµιάς όπως η Μονή αφνίου, το Φρούριο της Φυλής, το τείχος της Ελευσίνας κ.α.. Στην ευρύτερη περιοχή παρατηρήθηκαν εδαφικές διαρρήξεις και πτώσεις βράχων. Προσεισµική δραστηριότητα καταγράφηκε από τις 14:38 µε τοπικά σεισµικά µεγέθη από 2,5 έως 3,2. Η µετασεισµική δραστηριότητα ήταν αρκετά έντονη και διήρκεσε αρκετούς µήνες. ΣΚΥΡΟΣ 2001 Ισχυρός σεισµός (Μ=5,8) έπληξε στις 26 Ιουλίου του 2001 τη Σκύρο. Σοβαρές βλάβες προκλήθηκαν σε 5 κτίρια (κόκκινα) και πιο ελαφρές σε άλλα 46 (κίτρινα). Πτώσεις βράχων παρατηρήθηκαν στο δυτικό τµήµα του κάστρου της Σκύρου και κατέστρεψαν δεκάδες αυτοκίνητα. Προβλήµατα δηµιουργήθηκαν στην υδροδότηση της πόλης από τη σταδιακή µείωση της παροχής νερού της πηγής Αναβάλλουσα. Ο µεγαλύτερος προσεισµός έγινε στις 21 Ιουλίου (Μ=5,1) ενώ ο µεγαλύτερος µετασεισµός έγινε στις 26 Ιουλίου (Μ=5,3). 36

37 3.3 Σεισµοί στην Ελλάδα ΛΕΥΚΑ Α 2003 Ο σεισµός (Μ=6,4) που έπληξε τη Λευκάδα στις 14 Αυγούστου του 2003 ήταν ισχυρός. Έγινε έντονα αισθητός και σε πολλές περιοχές της υτικής Ελλάδας. Ρωγµές και καθιζήσεις προκλήθηκαν σε αρκετά λιµάνια και µαρίνες του νησιού. Εκτεταµένες πτώσεις βράχων και κατολισθήσεις παρατηρήθηκαν κυρίως στον δυτικό οδικό άξονα (Λευκάδα-Άγιος Νικήτας µέχρι το Πόρτο Κατσίκι). 37

38 3.4 Ιονόσφαιρα 3.4 Η Ιονόσφαιρα Η ατµόσφαιρα της γής µαζί µε τις υδάτινες µάζες και τον επιφανειακό στερεό φλοιό αποτελούν το χώρο όπου έχει εδραιωθεί η ζωή πάνω στον πλανήτη µας. Ατµόσφαιρα καλείται το αεριώδες περίβληµα της Γης, που φθάνει σε ύψος περίπου χλµ. Ειδικότερα, η ατµόσφαιρα αποτελεί το φυσικό όριο της γής µε το διαστρικό κενό, και αποτελεί ένα φράγµα απέναντι σε βλαβερούς για τη ζωή εξωγενείς παράγοντες, όπως η υπεριώδης ηλιακή ακτινοβολία και η κοσµική ακτινοβολία. Το µεγαλύτερο ενδιαφέρον παρουσιάζει η αλληλεπίδραση των ατµοσφαιρικών συστατικών µε την ηλιακή ακτινοβολία, της οποίας το πρωταρχικό αποτελέσµα είναι η φωτόλυση, δίνοντας το έναυσµα σε ένα πλήθος χηµικών αντιδράσεων ανάµεσα στα συστατικά της ατµόσφαιρας, καθώς και σε σηµαντικές φωτοχηµικές διαδικασίες στην επιφάνεια της γής, όπως η φωτοσύνθεση. Ταυτόχρονα, το ηλιακό φώς επάγει αλλαγές στο θερµικό περιεχόµενο της ατµόσφαιρας, οι οποίες οδηγούν σε φυσικές διαδικασίες που σχετίζονται µε την κίνηση των αερίων µαζών και το παγκόσµιο κλίµα. Συνεπώς, η ηλιακή ακτινοβολία είναι η γενεσιουργός αιτία των µετακινήσεων των αερίων µαζών καθώς και της ατµοσφαιρικής χηµείας, διαδικασίες οι οποίες φαίνεται ότι βρίσκονται σε µία δυναµική ισορροπία διάρκειας εκατοµµυρίων ετών. Αυτά τα χαρακτηριστικά "ζωής" της ατµόσφαιρας, σε ισορροπία, έχουν πιθανώς συντελέσει στην εµφάνιση και διατήρηση της ζωής πάνω στη γή. Ο ατµοσφαιρικός αέρας αποτελεί µίγµα πολλών αερίων, µε το µεγαλύτερο ποσοστό σε όγκο να κατέχει το άζωτο (78%) και το οξυγόνο (21%). Εκτός αυτών υπάρχει το διοξείδιο του άνθρακος, ευγενή αέρια, ίχνη υδρογόνου, όζοντος κλπ. Στην ατµόσφαιρα επίσης αιωρούνται σχεδόν πάντοτε και µόρια κονιορτού, καπνού, άλατος (από τα σταγονίδια των κυµάτων) κλπ., καθώς και µεγάλη επίσης ποσότητα υδρατµών που προέρχεται από την εξάτµηση θαλασσών, λιµνών κλπ. Η χηµική σύνθεση της ατµόσφαιρας µέχρι του ύψους των χλµ είναι αµετάβλητη.ανάλογα όµως της µεταβολής της θερµοκρασίας διακρίνονται σ αυτή τα ακόλουθα στρώµατα: Τροπόσφαιρα (Troposphere), από 0 ύψος µέχρι 18χλµ όπου και η τροπόπαυση. 38

39 3.4 Ιονόσφαιρα Στρατόσφαιρα (Stratosphere), από τροπόπαυση µέχρι χλµ όπου και η στρατόπαυση. Μεσόσφαιρα (Mesosphere), από στρατόπαυση µέχρι 80 χλµ. όπου και η µεσόπαυση. Θερµόσφαιρα ή Ιονόσφαιρα (Thermosphere or Ionosphere), από µεσόπαυση µέχρι 800 χλµ. όπου η θερµόπαυση. Εξώσφαιρα (Exosphere), από θερµόπαυση µέχρι χλµ. Η υπεριώδης ακτινοβολία του ηλίου προκαλεί τη δηµιουργία ελεύθερων ηλεκτρονίων των αερίων της ατµόσφαιρας και συνεπώς ιονισµό. Οι ακτίνες Χ και η υπεριώδης ακτινοβολία (UV) είναι κύριες πηγές ιονισµού πάνω από τα 60 km. Άλλη πηγή ιονισµού είναι οι κοσµικές ακτίνες ηλιακής ή εξωηλιακής προέλευσης. Οι κοσµικές ακτίνες υψηλής ενέργειας είναι οι κυρίως υπεύθυνες για τον παρατηρούµενο ιονισµό στα κατώτερα ατµοσφαιρικά στρώµατα. Λόγω της γρήγορης αύξησης της µέσης ελεύθερης διαδροµής µε το ύψος, τα ελεύθερα ηλεκτρόνια στην ανώτερη ατµόσφαιρα ζουν περισσότερο (γιατί οι κρούσεις µε θετικά ιόντα είναι λιγότερο συχνές και η πιθανότητα επανασύνδεσης /ουδετεροποίησης µικρότερη). Σαν συνέπεια, τα περισσότερα από τα ελεύθερα ηλεκτρόνια της ατµόσφαιρας βρίσκονται σε ύψη πάνω από 60 km όπου υπάρχουν σε σηµαντικούς αριθµούς ώστε να επηρεάζουν τη διάδοση ραδιοκυµάτων. Αυτή η περιοχή της ατµόσφαιρας ονοµάζεται ιονόσφαιρα. Όταν λέµε ιονόσφαιρα, συνήθως αναφερόµαστε στο µέρος της ατµόσφαιρας µεταξύ 60 km και 400 km. Επειδή η σύνθεση της ατµόσφαιρας αλλάζει µε το ύψος, ο ρυθµός παραγωγής ιόντων µεταβάλλεται και αυτό οδηγεί στο σχηµατισµό διάφορων ευδιάκριτων στρωµάτων ιονισµού, των "D," "E," "F1," και "F2" στρωµάτων. Εντός του στρώµατος Ε εµφανίζονται τοπικά και προσωρινά στρώµατα τα οποία ονοµάζονται Ε-σποραδικά Επίσης, κατά τη διάρκεια της νύχτας τα στρώµατα F1 και F2 συνδυάζονται και σχηµατίζουν ένα µόνο στρώµα, το F. Ο διαχωρισµός βασίζεται και στο µήκος κύµατος της ηλιακής ακτινοβολίας απορροφάται σε εκείνη την περιοχή πολύ συχνά. Οι περιοχές αντιστοιχούν σε συγκεντρώσεις ηλεκτρονίων κατά την ηµέρα που αυξάνονται, µε το ύψος, από 103 cm-3, στην περιοχή D, σε 105 cm-3, στο µέγιστο της περιοχής Ε, και περί τα 106 cm-3, στο µέγιστο της περιοχής F2. Πάνω από το µέγιστο F2 η ανώτερη ιονόσφαιρα περιορίζεται από το διαπλανητικό µέσο. Ο ιονισµός που προκαλείται από τις υπεριώδεις, τις Χ, και τις κοσµικές ακτίνες µεταβάλλεται µε τον ηλιακό ενεργειακό κύκλο και η συµπεριφορά του σχετίζεται στενά µε τις µεταβολές του ηλιακού φάσµατος. Ο ιονισµός της περιοχής D 39

40 3.4 Ιονόσφαιρα προκαλείται από την πιο ενεργητική, (και κατά συνέπεια πιο διεισδυτική), ηλιακή ακτινοβολία και εξαρτάται πολύ από την ηλιακή δραστηριότητα. Η περιοχή Ε, µεταξύ 85 και 130 km, οφείλεται σε "µαλακές" ακτίνες Χ και υπεριώδη ακτινοβολία µικρού µήκους κύµατος. Το µέγιστο της περιοχής Ε παρατηρείται γύρω στα km, όπου η συγκέντρωση ηλεκτρονίων φθάνει στα 105 cm-3, ενώ πολυπληθέστερα ιόντα είναι το ΝΟ+ και Ο2+. Στις περιοχές D, E και F1 η συγκέντρωση ηλεκτρονίων παίρνει µέγιστες τιµές το τοπικό µεσηµέρι. Τη νύχτα τα ηλεκτρόνια σχεδόν εκλείπουν από την περιοχή D ενώ στις περιοχές Ε και F1 µειώνονται σηµαντικά (~103 cm-3). Η συµπεριφορά της περιοχής F2 είναι πολύπλοκη και εξαρτάται από το γεωµαγνητικό πλάτος. Η κατακόρυφη κατανοµή της πυκνότητας ηλεκτρονίων στην περιοχή και πάνω απ'αυτή δεν είναι αποτέλεσµα ισορροπίας µεταξύ ιονισµού και επανασύνδεσης αλλά κυρίως αποτέλεσµα της διάχυσης. Παρατηρήσεις από πυραύλους και δορυφόρους δείχνουν ότι το κυριότερο ιόν στην περιοχή F2 είναι το Ο+. Στην κορυφική ιονόσφαιρα τα ιόντα που επικρατούν είναι He+ και Η+. Το παρακάτω σχήµα δείχνει µια τυπική κατακόρυφη κατατοµή της συγκέντρωσης των ατµοσφαιρικών ιόντων. Το είδος των ιόντων σχετίζεται άµεσα µε το φωτοιονισµό των κυρίων συστατικών Ν2, Ο2 και Ο της ατµόσφαιρας. Η τελική σύνθεση καθορίζεται από τους ρυθµούς παραγωγής φωτοιόντων και από διάφορες φωτοχηµικές αντιδράσεις απώλειας µεταξύ των φωτοιόντων και των ουδέτερων συστατικών της ατµόσφαιρας. Τυπική κατακόρυφος κατατοµή της συγκέντρωσης θετικών ιόντων στην ιονόσφαιρα κατά τη διάρκεια της ηµέρας και µέγιστο ηλιακής δραστηριότητας Στην ανώτερη ατµόσφαιρα άλλοι παράγοντες που παίζουν σηµαντικό ρόλο στην παρατηρούµενη συγκέντρωση των ιόντων, είναι η διάχυση και η επίδραση του γεωµαγνητικού πεδίου. Η θέση ενός φορτισµένου σωµατίου στην ιονόσφαιρα εξαρτάται από τη δυναµική του ενέργεια, τη κεντροµόλο δύναµη, µια και 40

41 3.4 Ιονόσφαιρα συµπεριστρέφεται µε την γη, την κινητική του ενέργεια λόγω της θερµοκρασίας του, τις κρούσεις µε τα ουδέτερα σωµάτια, και τις ηλεκτοµαγνητικές δυνάµεις που δρουν σ'αυτό. Το γεγονός ότι ο λόγος των φορτισµένων προς τα ουδέτερα σωµάτια αυξάνει µε το ύψος, δείχνει τη αυξανόµενη σπουδαιότητα των ηλεκτροµαγνητικών δυνάµεων στην κατανοµή των φορτισµένων σωµατίων στην ανώτερη ιονόσφαιρα. Οι κινήσεις των φορτισµένων σωµατίων και η κατανοµή του ιονισµού στην κορυφική ιονόσφαιρα καθορίζεται κυρίως από το γεωµαγνητικό πεδίο και τη δοµή της µαγνητόσφαιρας. Το σχήµα δείχνει σε σχηµατική µορφή τη γήινη µαγνητόσφαιρα. Σχηµατική κάθετη τοµή της µαγνητόσφαιρας. Οι ενδεικνυόµενες αποστάσεις στους άξονες είναι σε γήινες ακτίνες. Οι διακεκοµµένες καµπύλες αντιπροσωπεύουν δυναµικές γραµµές ενός αδιατάραχτου µαγνητικού δίπολου και δίδονται για σύγκριση µ αυτές του πραγµατικού γεωµαγνητικού πεδίου Σε πρώτη προσέγγιση το µαγνητικό πεδίο της γης αντιστοιχεί στο πεδίο ενός µεγάλου µαγνητικού δίπόλου που σχηµατίζει γωνία 11ο µε το γεωγραφικό άξονα περιστροφής της γης. Στην πραγµατικότητα, η τοπολογία των γεωµαγνητικών γραµµών δεν έχει τη συµµετρία του πεδίου ενός ιδανικού δίπολου. Όπως φαίνεται στο Σχήµα 1.6 δυναµικές γραµµές του γεωµαγνητικού δίπολου παραµορφώνονται από την πίεση που ασκείται σ αυτές από τον ηλιακό άνεµο. Ο ηλιακός άνεµος είναι η ροή πλάσµατος που προέρχεται από τον ήλιο και ρέει µε ταχύτητα της τάξης των 500 km s-1. Στην ηµερήσια πλευρά της γης οι γραµµές του µαγνητικού πεδίου συµπιέζονται, από τον ηλιακό άνεµο, ενώ στη νυκτερινή πλευρά εκτείνονται προς τα πίσω και 41

42 3.4 Ιονόσφαιρα σχηµατίζουν τη µαγνητοουρά. Η µαγνητόσφαιρα της γης ενεργεί σαν εµπόδιο στον ηλιακό άνεµο (καθόσον τα φορτισµένα του σωµάτια υγιστανται αποτρεπτικές δυνάµεις Lorentz (qvxb) και το όριό της, που ονοµάζεται µαγνητόπαυση, διαχωρίζει τα σωµάτια του ηλιακού ανέµου και το διαπλανητικό χώρο από τα φορτισµένα σωµάτια της ανώτερης ιονόσφαιρας και του γεωµαγνητικού περιβάλλοντος. Η ακριβής µορφή της µαγνητόσφαιρας στο χώρο εξαρτάται από την ηλιακή δραστηριότητα. Κατά τη διάρκεια περιόδων έντονων ηλιακών διαταραχών, η πυκνότητα και η ταχύτητα των σωµατίων του ηλιακού ανέµου, αυξάνει κατά δραµατικό τρόπο. Όταν τα σωµάτια αυτά φτάνουν στο γήινο περιβάλλον, προκαλούν τις λεγόµενες γεωµαγνητικές καταιγίδες που συνοδεύονται από µια ποικιλία γεωφυσικών φαινοµένων, των οποίων η κατανόηση αποτελεί σήµερα το αντικείµενο ενεργού και πολυέξοδης έρευνας µε δορυφόρους και διαστηµόπλοια όπως και µε διάφορους επίγειους σταθµούς παρατηρήσεων. Η συµπεριφορά του ιονισµού στην κορυφική ιονόσφαιρα εξαρτάται από το γεωµαγνητικό πλάτος. Σε χαµηλά γεωµαγνητικά πλάτη έχουµε την πλασµόσφαιρα, που αντιπροσωπεύει µια ήσυχη ιονοσφαιρική περιοχή, σχετικά υψηλής ιοντικής πυκνότητας ( ιόντα/cm3). Η συµπεριφορά του πλάσµατος στην περιοχή αυτή, είναι πολύ διαφορετική απ ότι στις περιοχές γύρω από τους πόλους, όπου βρίσκονται οι ανοιχτές µαγνητικές γραµµές. Εκεί βρίσκονται και οι Ζώνες Ακτινοβολίας Van Allen, οι οποίες οφείλονται στην παγίδευση ενεργητικών ηλεκτρονίων στις γεωµαγνητικές γραµµές έτσι ώστε να κινούνται σε ελικοειδείς τροχιές κατά µήκους των γραµµών αυτών απο το ένα ηµισφαίριο στο άλλο (σε χρόνους της τάξης 1 s) µε πολύ µεγάλες ταχύτητες. Τα παγιδευµένα αυτά ηλεκτρόνια υφίστανται συνεχείς επιβραδύνσεις και επιταχύνσεις έτσι ώστε να εκπέµπουν ισχυρή ηλεκροµαγνητική ακτινοβολία. Στις περιοχές των ανοιχτών µαγνητικών γραµµών τα ελαφρά ιόντα Η+ και He+ επιταχύνονται, µέσω υδροµαγνητικών διεργασιών, κατά µήκος των γραµµών και παίρνουν υπερηχητικές ταχύτητες (10-20 km s-1), έτσι ώστε να έχουµε µια καθαρή απώλεια πλάσµατος από τη γη. Λόγω αυτής της ροής πλάσµατος, που ονοµάζεται πολικός άνεµος, οι συγκεντρώσεις των Η+ και He+ στις πολικές περιοχές της ανώτερης ατµόσφαιρας µειώνονται σηµαντικά και το Ο+ (κύριο ιόν της περιοχής F2) παραµένει το κύριο συστατικό σε ύψη µέχρι km. Αντίθετα στην πλασµόσφαιρα τα ελαφρά ιόντα (Η+ και He+) είναι τα κύρια συστατικά της ιονόσφαιρας πάνω από τα 1000 km. 42

43 3.4 Ιονόσφαιρα Συχνότητα Πλάσµατος και Κρίσιµη Συχνότητα Όταν ένα ηλεκτροµαγνητικό κύµα εισέρχεται σε µια ιονισµένη περιοχή, το ηλεκτρικό πεδίο δρα σαν µια δύναµη επί των ιόντων και των ηλεκτρονίων µε αποτέλεσµα την κίνηση τους και συνεπώς τη ροή ρεύµατος. Είναι φανερό οτι η συνεισφορά στο ρεύµα αυτό των ιόντων µπορεί να θεωρηθεί αµελητέα, αφού λόγω της µάζας τους που είναι 1000 φορές µεγαλύτερη εκείνης των ηλεκτρονίων, η ταχύτητα τους είναι µικρή ως προς εκείνη των ηλεκτρονίων. Τα ηλεκτρόνια λοιπόν θα ταλαντούνται εντός του ηµιτονοειδούς ηλεκτρικού πεδίου, αλλά µε καθυστέρηση φάσεως π/2, λόγω της αδράνειας τους. Εποµένως το ρεύµα των ηλεκτρονίων θα έχει αντίθετη φάση ως προς το ρεύµα µετατόπισης του πεδίου. Αυτό οδηγεί στο να φαίνεται η σχετική διηλεκτρική σταθερά του µέσου µειωµένη. Στη συνέχεια θεωρούµε οτι δεν υφίστανται συγκρούσεις µεταξύ των µορίων και των ηλεκτρονίων στην ιονόσφαιρα και οτι η επίδραση του γήινου µαγνητικού πεδίου είναι αµηλητέα. ηλαδή θεωρούµε οτι η ιονόσφαιρα είναι διηλεκτρικό µέσο, όσον αφορά τη διάδοση των ηλεκτροµαγνητικών κυµάτων. Αν E είναι το ηλεκτρικό πεδίο του ηλεκτροµαγνητικού κύµατος που θεωρούµε γραµµικα πολωµένο, αυτό δρα επί ενός ηλεκτρονίου µε µια δύναµη και αφού F = ee (1) F = mα (2) έπεται οτι ee dυ m dt = (3) Αν E = Eo cosωt προκύπτει dυ eeo cos ω t = m (4) dt 43

44 3.4 Ιονόσφαιρα Απο την παραπάνω εξίσωση (4) µπορεί να προσδιοριστεί η ταχύτητα του ηλεκτρονίου υ e Eosinωt ωm = (5) Η πυκνότητα του ρεύµατος µεταφοράς ή συναγωγής (convection current) δίνεται απο τη σχέση J c 2 Νe N e υ = Eosinωt ω m = (6) και η πυκνότητα του ρεύµατος µετατοπίσεως (displacement current) είναι J d dd de = = ε0 = ε 0 Ε0 ωsinωt (7) dt dt Παρουσιάζουν προφανώς αντίθετη φάση. Η ολική πυκνότητα ρεύµατος είναι εποµένως J T 2 N e = ε 0 ω E0 sinωt ω m (8) Η εξίσωση (8) µας επιτρέπει να ορίσουµε µια ισοδύναµη πυκνότητα ρεύµατος µετατόπισης, την οποία γράφουµε µε την ακόλουθη µορφή J ε ω sinωt = Ε 0 (9) όπου 44

45 3.4 Ιονόσφαιρα ε 2 Ν e ε 1 2 ε 0 m ω ω = P ε 0 ω 2 = (10) Στην εξίσωση (10), ω p είναι η κυκλική συχνότητα πλάσµατος και εκφράζεται ω e N m ε P = (11) 0 Η συχνότητα πλάσµατος εξαρτάται απο την πυκνότητα των ηλεκτρονίων Ν και ορίζεται ως η κυκλική συχνότητα του κύµατος που µηδενίζει την ε/ε 0 της εξίσωσης (10). Αντικαθιστώντας στις εξισώσεις (10) και (11) τις τιµές των σταθερών του ηλεκτρονίου e και m, καθώς και την τιµή της διηλεκτρικής σταθεράς ε 0, η ισοδύναµη σχετική διηλεκτρική σταθερά ε r = ε /ε 0 δίνεται απο τη σχέση και η συχνότητα πλάσµατος απο τη σχέση 1 81 N 2 f ε r = (12) f P = 9 N (13) Προφανώς ο δείκτης διάθλασης δίνεται απο τη σχέση 2 81 N f = = = p n r f f ε (14) Στην εξίσωση (14), αν η πυκνότητα των ηλεκτρονίων Ν δίνεται σε ηλεκτρόνια ανά κυβικό εκατοστό, τότε η συχνότητα f δίνεται σε ΚΗz. Ο δείκτης διάθλασης 2 πλησιάζει την τιµή της µονάδας για f >> 81 N, που είναι η περίπτωση συχνοτήτων της µικροκυµατικής περιοχής. Για 2 2 f < f p = 81 N, ο δείκτης διάθλασης n είναι φανταστικός. Η σηµασία της συχνότητας πλάσµατος απορρέει απο την εξίσωση (14). Όταν ένα ηλεκτροµαγνητικό κύµα αυτής της συχνότητας φθάναι σε µια περιοχή ηλεκτρονικής πυκνότητας Ν, ο δείκτης διάθλασης και εποµένως η σχετική διηλεκτρική σταθερά είναι µηδέν. Αυτό σηµαίνει οτι η ισοδύναµη πυκνότητα ρεύµατος µετατόπισης είναι µηδέν και συνεπώς το ηλεκτρικό πεδίο, πράγµα που σηµαίνει οτι το προσπίπτον κύµα απαλείφεται απο ένα ανακλώµενο κύµα. Με βάση την παραπάνω ανάλυση ορίζεται και η κρίσιµη συχνότητα ή συχνότητα αποκοπής f o ενός ιονοσφαιρικού στρώµατος. Πρόκειται για τη µέγιστη συχνότητα ηλεκτροµαγνητικού κύµατος το οποίο προσπίπτει κάθετα επί της 45

46 3.4 Ιονόσφαιρα επιφάνειας του ιονοσφαιρικού στρώµατος, συχνότητα για την οποία το κύµα υφίσταται ακόµη ανάκλαση και επιστρέφει στη Γη. Απο την εξίσωση (13) και µε δεδοµένο οτι η µεγαλύτερη συχνότητα κύµατος που θα ανακλαστεί απο ένα δεδοµένο ιονοσφαιρικό στρώµα καθορίζεται απο τη µέγιστη πυκνότητα ηλεκτρονίων του στρώµατος αυτού, ισχύει f o = 9 N MAX (15) Για όλες τις συχνότητες f µικρότερες απο την κρίσιµη συχνότητα f o, το κύµα κάθετης πρόσπτωσης θα ανακλασθεί και θα επιστρέψει στη Γη. Η ανάκλαση γίνεται σε εκείνη την περιοχή της ιονόσφαιρας όπου η συχνότητα του πλάσµατος είναι ίση µε τη συχνότητα του κύµατος. Κύµατα µε συχνότητα µεγαλύτερη της f o και µε κάθετη πρόσπτωση δεν επιστρέφουν στη Γη, αλλά διαπερνούν το ιονοσφαιρικό στρώµα. Αξίζει σε αυτό το σηµείο να σηµειωθεί οτι η f o δεν αποτελεί τη µέγιστη χρησιµοποιήσιµη συχνότητα ενός στρώµατος, αφού το ύψος στο οποίο διεισδύει το κύµα εξαρτάται όχι µόνο απο την πυκνότητα Ν, αλλά και απο τη γωνία προσπτώσεως. Η κρίσιµη συχνότητα αναφέρεται µόνο στην περίπτωση κάθετης πρόσπτωσης. Αν η γωνία πρόσπτωσης ειναι φ ο αποδεικνύεται οτι ισχύει f MUF = 81 N max cos φ O = f c cos φ O όπου f MUF είναι η µέγιστη χρησιµοποιήσιµη συχνότητα. Συνάγεται λοιπόν οτι η µέγιστη χρησιµοποιήσιµη συχνότητα για ένα στρώµα είναι µεγαλύτερη απο την κρίσιµη συχνότητα του ίδιου στρώµατος και οτι αυξάνει µε τη γωνία πρόσπτωσης. 46

47 3.4 Ιονόσφαιρα Επίδραση Ιονοσφαιρικών µεταβολών στην κρίσιµη συχνότητα Όπως είναι γνωστό, η ιονόσφαιρα αποτελεί σηµαντικό µέσο διάδοσης των ηλεκτροµαγνητικών κυµάτων, ακόµα και για ζεύξεις µεγάλων αποστάσεων. Είναι προφανές οτι βασικό στοιχείο στις προγνώσεις των συνθηκών ιονοσφαιρικών τηλεπικοινωνιακών ζεύξεων αποτελούν οι κρίσιµες συχνότητες f o E, f o F 1 και f o F 2 των ιονοσφαιρικών στρωµάτων E, F 1 και F 2 αντίστοιχα. Απο παρατηρήσεις πολλών ετών προκύπτει οτι η εποχιακή µεταβολή των συχνοτήτων αποκοπής την στρωµάτων E, F 1 είναι σε φάση γενικά µε τη µεταβολή της ζενίθιας γωνίας χ του ήλιου, ενώ η συχνότητα f o F 2 του στρώµατος F 2 παρουσιάζει την καλούµενη χειµερινή ανωµαλία, δηλαδή είναι µεγαλύτερη το χειµώνα παρά το καλοκαίρι. Πρέπει να σηµειωθεί εδώ οτι και το στρώµα Ε παρουσιάζει εποχιακή ανωµαλία και οτι το στρώµα F 1 δεν εµφανίζεται ορισµένους χειµώνες. Οι κρίσιµες συχνότητες µεταβάλλονται επίσης µε τη µεταβολή της ηλιακής δραστηριότητας, πριόδου 11 περίπου ετών. Τέλος, οι συχνότητες αποκοπής παρουσιάζουν σηµαντικές γεωγραφικές µεταβολές. Σύµφωνα µε τη θεωρία του Chapman, η κρίσιµη συχνότητα του στρώµατος Ε συναρτήσει της ζενίθιας γωνίας χ του ήλιου δίνεται απο τη σχέση f 4 O E = K cos χ όπου Κ είναι µια σταθερά, συνάρτηση των χαρακτηριστικών της ατµόσφαιρας και της ακτινοβολίας ιονισµού. Πειραµατικά δεδοµένα δείχνουν οτι οι συχνότητες αποκοπής αποκλίνουν συστηµατικά απο την παραπάνω σχέση. Σηµειώνεται οτι ο ακριβής υπολογισµός της foe είναι απαραίτητος όχι µόνο στις τηλεπικοινωνιακές ζεύξεις µέσω του στρώµατος Ε, αλλά και για ζεύξεις µέσω του στρώµατος F. Έτσι προτάθηκε απο ερευνητές και η παρακάτω εµπειρική σχέση E f O = 0,9 4 ( ,44 R) cos χ όπου R είναι ο αριθµός των ηλιακών κηλίδων. Μεγαλύτερη αξιοπιστία επιτυγχάνεται όµως απο τις ακόλουθες σχέσεις, οι οποίες προτείνονται απο το C.C.I.R. και ισχύουν για περιοχές µε γεωγραφικά πλάτη θ αντίστοιχα µεγαλύτερα και µικρότερα των 32 ο f OE = ( cosϑ) (1 + 0,0094 Φ) (cos χ*) (cos χ) 4 m1 1, 2 f OE = ( cosϑ) (1 + 0,0094Φ) (cos χ*) (cos χ) 4 m2 1, 2 47

48 3.4 Ιονόσφαιρα όπου χ* είναι η µεσηµβρινή τιµή της ζενίθιας γωνίας χ, m 1 = 0,11 0,49 cosϑ, m 2 = 1,93 + 1,92 cosϑ, Φ = Φ*-66 και Φ* είναι η ροή του ηλιακού θορύβου στα 10,7 cm. Όσον αφορά το στρώµα F 1, το οποίο παρατηρείται κατά τη διάρκεια της ηµέρας και είναι πιο έντονο το καλοκαίρι παρά το χειµώνα, η κρίσιµη συχνότητα του δίνεται απο την εµπειρική σχέση f O F 0,2 1 = ( 4,3 + 0,01 R)(cos χ) Τέλος το στρώµα F 2, το οποίο είναι και το σηµαντικότερο όσον αφορά HF ραδιοζεύξεις, είναι το πλέον µεταβαλλόµενο. Η f o F 2 δε µεταβάλλεται µε τον νόµο του cosχ ούτε ηµερήσια ούτε ετήσια. Κατά τη διάρκεια της ηµέρας λαµβάνει µεγαλύτερες τιµές κατά τον χειµώνα παρά κατά το καλοκαίρι. Επίσης η γεωγραφική κατανοµή της f o F 2 δείχνει καθαρά τον γεωµαγνητικό έλεγχο που υφίσταται το ιονοσφαιρικό στρώµα F 2. Η σχέση µεταξύ της f o F 2 και του αριθµού των ηλιακών κηλίδων R είναι περίπου γραµµική εντός µιας ζώνης τιµών του R απο µηδέν µέχρι περίπου 150. Είναι φανερό λοιπόν οτι οι συχνότητες και τα άλλα χαρακτηριστικά µεγέθη της ιονόσφαιρας υπόκεινται σε αξιοσηµείωτες µεταβολές. Έχοντας αυτό υπόψη, είναι δυνατό να δοθούν χαρακτηριστικές τιµές των κρίσιµων συχνοτήτων των διαφόρων ιονοσφαιρικών στρωµάτων, οι οποίες όµως θα πρέπει να ληφθούν µάλλον σαν τάξη µεγέθους. Έτσι λοιπόν, για την περιοχή Ε, η κρίσιµη συχνότητα είναι περίπου 4 MHz και η µέγιστη απόσταση ζεύξης µε µία µόνο ανάκλαση είναι περίπου 180 km. Το στρώµα F 1 έχει κρίσιµη συχνότητα περίπου 5 MHz και η µέγιστη δυνατή απόσταση ζεύξης µε µια ανάκλαση είναι 3000 km. Τέλος, η ιονοσφαιρική περιοχή F 2, ή F κατά τη νύχτα, παρουσιάζει κρίσιµη συχνότητα περίπου 6 MHz τη νύχτα και 8 MHz τη µέρα και µέγιστη δυνατή απόσταση ζεύξης µε µόνο µία ανάκλαση περίπου 4130 km τη νυχτα και 3840 km την ηµέρα. 48

49 3.5 Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης 3.5 Πρόγνωση των Σεισµών Με τον όρο πρόγνωση συγκεκριµένου σεισµού εννοούµε : Τη γνώση του χώρου γένεσης Του χρόνου γένεσης Του µεγέθους του Υπάρχει όµως δυσκολία στην πρόγνωση σεισµών. Η δυσκολία πρόγνωσης συγκεκριµένου σεισµού οφείλεται στο γεγονός ότι ο φλοιός της Γης όπου γεννιούνται οι σεισµοί είναι ένα µη γραµµικό σύστηµα, δηλαδή ένα σύστηµα το οποίο έχει χαοτική συµπεριφορά. Αυτό σηµαίνει ότι οι βασικές παράµετροι ενός µελλοντικού σεισµού(χρόνος, χώρος, µέγεθος) και ιδιαίτερα ο χρόνος γένεσής του είναι εξαιρετικά ευαίσθητες σε µεταβολές της φυσικής εξέλιξης του φλοιού της Γης. Αυτό δε σηµαίνει, όµως, ότι δεν υπάρχει καµιά δυνατότητα πρόγνωσης των σεισµών αφού τα χαοτικά συστήµατα, συνεπώς και ο φλοιός της Γης, είναι πολύπλοκα αλλά προβλέψιµα σε κάποιο βαθµό(σε κάποια κλίµακα χρόνου, κλπ). Για να θεωρηθεί µια πρόγνωση επιτυχής πρέπει ο σεισµός να γίνει µέσα στα τρία παράθυρα (χρόνου, χώρου, µεγέθους) που έχουν προκαθοριστεί. Επιστηµονικά έγκυρη πρόγνωση είναι µια επιτυχής πρόγνωση που είναι αποτέλεσµα εφαρµογής συγκεκριµένης επιστηµονικής µεθοδολογίας η οποία περιλαµβάνει: την επιστηµονική µέθοδο, τα δεδοµένα παρατήρησης, η πιθανότητα γένεσης µικρότερη από την πιθανότητα τυχαίας γένεσης, κλπ. Όταν ο χρόνος γένεσης του αναµενόµενου σεισµού υπολογίζεται µε ακρίβεια : λίγων δεκαετιών(π.χ. 30 ετών), η πρόγνωση θεωρείται µακροπρόθεσµη (long term), αρκετών µηνών ή λίγων ετών (π.χ. 3 ετών), η πρόγνωση θεωρείται µεσοπρόσθεσµη (intermediate term), λίγων ηµερών ή εβδοµάδων(π.χ. 10 ηµερών), η πρόγνωση θεωρείται βραχυπρόθεσµη (short term) 49

50 3.5 Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης α) Μακροπρόθεσµη Πρόγνωση των Σεισµών Οι κύριες επιστηµονικές προσπάθειες µακροπρόθεσµης πρόγνωσης των σεισµών βασίζονται ουσιαστικώς στην αρχή ότι σε κάθε µεγάλο ενεργό σεισµικό ρήγµα γίνονται κατ επανάληψη ισχυροί(κύριοι) σεισµοί σύµφωνα τόσο µε τη θεωρία του Reid όσο και µε άλλες σχετικές θεωρίες και έννοιες(σεισµικός κύκλος, χαρακτηριστικός σεισµός). Οι περισσότερες και πιο πρόσφατες από τις προσπάθειες αυτές βασίζονται επιπλέον στην αρχή ότι η γένεση του επόµενου κυρίου σεισµού σε ένα ενεργό ρήγµα καθορίζεται σε ορισµένο βαθµό(π.χ. ο χρόνος γένεσής του) και από την πρόσφατη δράση γειτονικών ρηγµάτων. Παρουσιάζονται αρχικά δύο µοντέλα που βασίζονται στην υπόθεση ότι ο επόµενος κύριος σεισµός σε ένα ρήγµα εξαρτάται µόνο από τις τεκτονικές τάσεις που ενεργούν στο ρήγµα και από τον προηγούµενο κύριο σεισµό όπου έγινε στο ρήγµα. Το ένα από αυτά ονοµάζεται µοντέλο πρόγνωσης χρόνου(time predictable model)και το άλλο µοντέλο πρόγνωσης ολίσθησης(slip predictable model). Στη συνέχεια αναφέρονται οι σηµαντικότερες από τις επιστηµονικές µεθόδους που έχουν δοκιµαστεί και ελέγχονται ακόµη για την αξιοπιστία τους στη µακροπρόθεσµη πρόγνωση των σεισµών. Αυτές είναι : η µέθοδος των προσωρινών σεισµικών κενών(seismic gaps) και της µεταβολής της στατικής τάσης. Η χρονική µεταβολή της τάσης στο ρήγµα φθάνει ένα σταθερό ανώτερο όριο, τ1(πάνω) ενώ η πτώση τάσης, τ1-τ2 µεταβάλλεται από σεισµό σε σεισµό και συνεπώς η τιµή της ελάχιστης τάσης, τ2, δεν είναι σταθερή. Οι ελάχιστες τιµές της ολίσθησης µεταβάλλονται επίσης. Μοντέλο Πρόγνωσης του Χρόνου αθροιστικής ολίσθησης, u, βρίσκονται σε ευθεία γραµµή στο µοντέλο αυτό(κάτω) ενώ η τιµή της ολίσθησης διαφέρει από σεισµό σε σεισµό και γι αυτό οι µέγιστες τιµές της αθροιστικής Ο χρόνος γένεσης ενός αναµενόµενου σεισµού µπορεί να προβλεφθεί, γιατί ο χρόνος αυτός καθορίζεται από την τιµή της ολίσθησης πάνω στο ρήγµα κατά τη γένεση του προηγουµένου σεισµού, η οποία είναι γνωστή ή µπορεί να υπολογισθεί από το γνωστό µέγεθος του προηγουµένου σεισµού. 50

51 3.5 Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης Το κατώτερο όριο, τ2, της τάσης στο µοντέλο αυτό παραµένει σταθερό αλλά το ανώτερο όριο και συνεπώς η πτώση τάσης µεταβάλλεται από σεισµό σε σεισµό(πάνω). Το ανώτερο όριο της αθροιστικής ολίσθησης στο ρήγµα βρίσκεται σε ευθεία γραµµή ενώ η χρονική µεταβολή του κατωτέρου ορίου της ολίσθησης στο ρήγµα δεν είναι γραµµική(κάτω). Το χαρακτηριστικό γνώρισµα του µοντέλου αυτού είναι ότι µπορεί να προβλεφθεί η ολίσθηση στο ρήγµα ενός αναµενόµενου σεισµού, γιατί η Μοντέλο Πρόγνωσης της Ολίσθησης ολίσθηση αυτή καθορίζεται από το χρόνο που παρήλθε από το χρόνο γένεσης του προηγουµένου σεισµού. Προσωρινά Σεισµικά Κενά Αν εξετάσουµε προσεκτικά τις σεισµικές ζώνες σε ένα χάρτη επικέντρων σεισµών, οι οποίοι έγιναν σε ορισµένο χρόνο, θα παρατηρήσουµε ότι σε ορισµένες περιοχές οι ζώνες αυτές παρουσιάζουν ασυνέχειες. Πίστευαν παλιότερα ότι σ αυτές τις σεισµικές ασυνέχειες δεν γίνονται σεισµοί. είχθηκε, όµως, ότι σε τέτοιες ασυνέχειες δεν έγιναν σεισµοί σε ορισµένο χρονικό διάστηµα, που µέρος του απότελεί το χρονικό διάστηµα που καλύπτουν τα δεδο-µένα βάσει των οποίων έγινε ο χάρτης αλλά έγι-ναν στο παρελθόν σεισµοί. Προκύπτει λοιπόν, το συµπέρασµα ότι η πιθανότητα γένεσης σεισµών στο σεισµικά κενά. προσεχές µελλον σ αυτές τις προσωρινές σεισµικές ασυνέχειες είναι αυξηµένη. Οι ασυνέχειες αυτές των σεισµικών ζωνών λέγονται προσωρινά 51

52 3.5 Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης Στο 1 ο από τα παραπάνω σχήµατα φαίνονται τα επίκεντρα των σεισµών µε µεγέθη Μ 4.5 που έγιναν στο χρονικό διάστηµα στην περιοχή των Ιονίων νησιών ενώ στο 2ο σχήµα φαίνονται τα επίκεντρα των σεισµών που έγιναν στο χρονικό διάστηµα Στο τελευταίο αυτό διάστηµα ορίσθηκαν δύο περιοχές ελλεπτικού σχήµατος στις οποίες δεν έγιναν σεισµοί τέτοιων µεγεθών ενώ είχαν γίνει σ αυτές στο προηγούµενο χρονικό διάστηµα. Οι δύο αυτές περιοχές χαρακτηρίστηκαν ως σεισµικά κενά. Στο νότιο σεισµικό κενό έγινε σεισµός µε µέγεθος Μ=7.0 στις17 Ιανουαρίου1983 (Papadimitriou and Papazachos, 1985). Στο χάρτη του παρακάτω σχήµατος φαίνονται τα σεισµικά κενά στην Περι- Ειρηνική Ζώνη, όπως αυτά αναγνωρίστηκαν το1989 από τον Nishenko. Τα διάφορα σύµβολα αντιστοιχούν σε τµήµατα των ορίων των λιθοσφαιρικών πλακών στη ζώνη αυτή µε διαφορετικό«σεισµικό δυναµικό», π.χ. τα τµήµατα µε µαύρο χρώµα θεωρούνται ώριµα σεισµικά κενά, δηλαδή, τµήµατα στα οποία αναµένονται ισχυροί σεισµοί(scholz, 1990). Για να θεωρηθεί µια περιοχή σεισµικής ζώνης ως προσωρινό σεισµικό κενό, εφαρµόζονται ορισµένα κριτήρια. Τα σηµαντικότερα από τα κριτήρια αυτά είναι ότι στην περιοχή αυτή δεν έγινε σεισµός κατά τα τελευταία 30 χρόνια τουλάχιστον και ότι οι διαρρήξεις στη σεισµική ζώνη όπου βρίσκεται η περιοχή είναι ανάστροφες ή οριζόντιες. Όταν γίνει αναγνώριση ενός προσωρινού σεισµικού κενού, ο κατά 52

53 3.5 Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης προσέγγιση καθορισµός του χρόνου γένεσης του σεισµού επιδιώκεται µε διάφορες µεθόδους.μια από τις µεθόδους αυτές βασίζεται στο γεγονός ότι σε ορισµένες ζώνες παρατηρήθηκε µετανάστευση επικέντρων, δηλαδή, συστηµατική µετάθεση του σηµείου διάρρηξης πάνω στη σεισµική ζώνη κατά ορισµένη κατεύθυνση. Αν, συνεπώς, παρατηρηθεί τέτοια µετάθεση πάνω στησεισµική ζώνη µε κατεύθυνση προς το σεισµικό κενό, µπορεί να βγει το συµπέρασµα ότι ο σεισµός θα γίνει σύντοµα στο κενό, χωρίς να είναι δυνατός ο ακριβής προσδιορισµός του χρόνου γένεσης αυτού µε τη µέθοδο αυτή. Ένα από τα γνωστότερα παραδείγµατα µετανάστευσης της σεισµικής δράσης είναι αυτό της σεισµικής δράσης που παρατηρήθηκε κατά µήκος του ρήγµατος της βόειας Ανατόλιας, όπου παρατηρείται συχνά µετανάστευση στη γένεση ισχυρών σεισµών, κυρίως προς τα δυτικά. Έτσι, µεταξύ του 1939 και του 1967 έγιναν έξι µεγάλοι σεισµοί(μ= ) µε σαφή µετανάστευση προς τα δυτικά. (Stein et al., 1997). Μια άλλη µέθοδος βασίζεται στον καθορισµό της περιόδου επανάληψης των ισχυρών σεισµών στο προσωρινό σεισµικό κενό που παρουσιάζεται στο προηγούµενο 53

54 3.5 Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης κεφάλαιο και αφορά τον ορισµό µέτρων σεισµικότητας που καθορίζουν τη χρονική µεταβολή της σεισµικότητας των κύριων σεισµών µε διάφορες µεθόδους(υπολογισµός της πιθανότητας σε ένα ρήγµα να γίνει ο επόµενος κύριος σεισµός σε χρόνο t, καθορισµός του χρόνου γένεσης του επόµενου κύριου σεισµού σε ένα ρήγµα µε βάση παρατηρήσεις επιβραδυνόµενης σεισµικότητας κοντά στο ρήγµα και επιταχυνόµενης σεισµικότητας στην ευρύτερη περιοχή, κλπ.). Μια Τρίτη µέθοδος καθορισµού του χρόνου γένεσης ενός µεγάλου σεισµού σε σεισµικό κενό βασίζεται στις γνώσεις που αφορούν την ταχύτητα της σχετικής κίνησης των λιθοσφαιρικών πλακών και την αντοχή των πετρωµάτων. Γνωρίζουµε σήµερα ότι οι ταχύτητες των σχετικών κινήσεων στις περιοχές επαφής των λιθοσφαιρικών πλακών κυµαίνονται µεταξύ 0 και 30 εκατοστών ανά έτος(0-30 cm/yr)και ότι η ανηγµένη παραµόρφωση θραύσης των πετρωµάτων είναι της τάξης του Συνεπώς, γνωρίζοντας την ταχύτητα σύγκλισης δύο λιθοσφαιρικών πλακών, µπορούµε να υπολογίσου µε το ρυθµό µεταβολής της ανηγµένης παραµόρφωσης των πετρωµάτων και επειδή γνωρίζουµε και την κρίσιµη τιµή την οποία όταν αποκήσει η παραµόρφωση αυτή το πέτρωµα σπάει, δηλαδή, γίνεται σεισµός, µπορούµε να καθορίσουµε το χρόνο µεταξύ δύο µεγάλων σεισµών. Το σχήµα παριστάνει σειρά σεισµογόνων χώρων µεγάλων σεισµών στην περιοχή των νησιών Hokkaido και νότιες Kuriles (βορειοανατολικά της Ιαπωνίας). Η σεισµική αυτή ζώνη βρίσκεται στο όριο µεταξύ της Ειρηνικής και της Ευρασιατικής λιθοσφαιρικής πλάκας και γι αυτό αναµένεται έντονη παραµόρφωση των πετρωµάτων του φλοιού. Ενώ, όµως, οι περιοχές A, B, D, E αποτέλεσαν εστιακούς χώρους µεγάλων σεισµών οι οποίοι έγιναν µεταξύ 1958 και 1969, στην περιοχή C δεν είχε γίνει µεγάλος σεισµός από το Για το λόγο αυτό, η περιοχή C θεωρήθηκε από Ιάπωνες σεισµολόγους ως προσωρινό σεισµικό κενό(utsu, 1972). Η πρόβλεψη αποδείχθηκε σωστή, γιατί ένας σεισµός µεγέθους 7.4 έγινε στην περιοχή αυτή το Η µέθοδος της µεταβολής της στατικής τάσης προέκυψε από έρευνες των τελευταίων τεσσάρων δεκαετιών. Από αυτές προκύπτει ότι η γένεση ενός ισχυρού σεισµού έχει ως αποτέλεσµα τη µεταβολή της διατµητικής και της κάθετης τάσης στα γειτονικά ρήγµατα. Η µεταβολή αυτή εκτιµάται από τη µεταβολή της συνάρτησης 54

55 3.5 Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης Coulomb( CFF), η οποία έχει ορισµένη κατανοµή στο χώρο γύρω από την εστία ενός σεισµού που εξαρτάται από την ολίσθηση στην εστία του σεισµού και από τις διαστάσεις και τον προσανατολισµό του ρήγµατος του και υπολογίζεται από τις σχετικές παραµέτρους της εστίας του σεισµού. Η ποσότητα CFF δίνεται σε συνάρτηση µε τη µεταβολή της διατµητικής τάσης, τ, και της κάθετης τάσης, σ, από τη σχέση: CFF= τ+ µ ς, όπου µ είναι ο φαινόµενος συντελεστής τριβής (Scholz, 2002). Η τιµή της µεταβολής της τάσης Coulomb χρησιµοποιείται για να εκτιµήσουµε εάν η γένεση ενός σεισµού επισπεύδει ή επιβραδύνει τη γένεση ενός άλλου σεισµού. Εάν CFF>0, ο πρώτος σεισµός επισπεύδει το χρόνο γένεσης του επόµενου σεισµού ενώ εάν CFF<0, ο πρώτος σεισµός επιβραδύνει τη γένεση του δεύτερου. Χωρική κατανοµή της µεταβολής στατικής τάσης Coulomb για το χρονικό διάστηµα στην περιοχή του σεισµού της Νικοµήδειας(Izmit, , Μ=7.5). Βλέπουµε ότι ο καταστρεπτικός σεισµός έγινε στο κέντρο της περιοχής µέγιστης αύξησης της στατικής τάσης(nalbantet al., 1998, τροποποιηµένο). Μεταβολή της στατικής τάσης Coulomb (σεbars), που προέκυψε από τον κύριο σεισµό της Λευκάδας(µαύρο άστρο) της14ηςαυγούστου2003 (Μ=6.3). Μετασεισµοί που δεν συνδέονται µε το ρήγµα του σεισµού αυτού έγιναν µόνο στις περιοχές αύξησης της στατικής τάσης. Το λευκό άστρο αντιστοιχεί στο επίκεντρο του σεισµού(μ= 5.1) πουέγινεστις16 Νοεµβρίου2003 ( Karakostaset al., 2004). 55

56 3.5 Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης β)μεσοπρόθεσµη Πρόγνωση των Σεισµών Η µεσοπρόθεσµη πρόγνωση στηρίζεται στις προγνωστικές ιδιότητες ορισµένων τύπων σεισµικότητας που προκύπτουν από πλήθος αξιόπιστων σεισµολογικών παρατηρήσεων και από τη φυσική ερµηνεία αυτών των τύπων σεισµικότητας µε βάση τη θεωρία του χάους. Η«επιταχυνόµενη σεισµικότητα»και η«επιβραδυνόµενη σεισµικότητα»είναι δύο από τους σηµαντικότερους τέτοιους τύπους σεισµικότητας και έχουν παρουσιαστεί στο προηγούµενο κεφάλαιο. Σε αυτούς τους τύπους σεισµικότητας βασίζεται η µέθοδος µεσοπρόθεσµης πρόγνωσης που ονοµάζεται µέθοδος«επιβραδυνόµενης Εντός Επιταχυνόµενης Εκτός Παραµόρφωσης», που παρουσιάζεται στη συνέχεια. Από έρευνες που έχουν πραγµατοποιηθεί κατά τις τελευταίες τέσσερις δεκαετίες έχει διαπιστωθεί ότι τόσο η συχνότητα των σεισµών ενδιαµέσου µεγέθους όσο και το µέγεθος των σεισµών αυτών σε µια ευρεία περιοχή(κρίσιµη περιοχή) γύρω από την εστία ενός επερχόµενου µεγάλου σεισµού(κυρίου σεισµού), αυξάνεται(επιταχύνεται) όσο πλησιάζει o χρόνος γένεσης, tc, του κυρίου σεισµού. Η ακτίνα, R(σε km),του ισοδύναµου κύκλου της ελλειπτικής κρίσιµης περιοχής και η διάρκεια, tp(σε έτη), της επιταχυνόµενης προτεροσεισµικής ακολουθίας δίνονται από τις παρακάτω σχέσεις: log R = 0.42M 0.30 logsr σ=0.15 log tp= logsr σ=0.10(1) όπου sr(σεjoule1/2/yr.104km2) είναι ο µακράς διάρκειας ρυθµός της σεισµικής παραµόρφωσης στην κρίσιµη περιοχή ανά έτος και ανά km2 και Μ είναι το µέγεθος του κυρίου σεισµού(papazachos et al., 2005). ιαπιστώθηκε, επίσης, ότι στην περιοχή του ρήγµατος του αναµενόµενου κύριου σεισµού(σεισµογόνο περιοχή) η συχνότητα γένεσης των προτεροσεισµών και συνεπώς η σεισµική παραµόρφωση, επιβραδύνονται όσο πλησιάζει η γένεση του κύριου σεισµού. Η αντίστοιχη ακτίνα, a (σε km), του ισοδύναµου κύκλου της ελλειπτικής σεισµογόνου περιοχής και η διάρκεια, td (σε έτη), της επιβραδυνόµενης προτεροσεισµικής ακολουθίας δίνονται από τις παρακάτω σχέσεις: log a = 0.23M 0.14 logsd σ=0.15 log td= logsd σ=0.12 (2) Έστω ότι σε ορισµένη περιοχή µια ακολουθία σεισµών που διερευνάται έχει πιθανότητα Ρ να επαληθεύει τις σχέσεις(1). Τότε, για κάθε γεωγραφικό σηµείο του χώρου που διερευνάται ορίζεται µια ποσότητα, qa, που ονοµάζεται«δείκτης ποιότητας», από τη σχέση: qa= P/mC, όπου C είναι µια παράµετρος που εκφράζει το βαθµό από κλισης από τη γραµµικότητα της χρονικής µεταβολής της σεισµικής παραµόρφωσης η οποία πραγµατοποείται στο χώρο λόγω της γένεσης των σεισµών της ακολουθίας και m (=0.3)είναι ο εκθέτης της σχέσης της χρονικής µεταβολής της σεισµικής παραµόρφωσης που παρουσιάστηκε στο προηγούµενο κεφάλαιο: S(t) = A + B (tc t)m.από στοιχεία επιταχυνοµένων προτεροσεισµικών ακολουθιών που έγιναν σε διάφορα µέρη της Γης, προκύπτει ότι: 56

57 3.5 Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης C 0.60, P 0.45, m 0.35, qa 3.0 (3) Το σηµείο, Q, ενός υπό διερεύνηση χώρου για το οποίο ικανοποιούνται οι σχέσεις(3) και ο δείκτης ποιότητας έχει τη µεγαλύτερη τιµή, θεωρείται ως το κέντρο της κρίσιµης ελλειπτικής περιοχής. Η λύση(τιµές των παραµέτρων R, tp, M, κλπ) που αντιστοιχεί σ αυτό το κέντρο είναι η«βέλτιστη λύση». Το µέγεθος, Μ, που αντιστοιχεί στην βέλτιστη λύση είναι το µέγεθος του αναµενόµενου κύριου σεισµού µε σφάλµα ±0.4. Ένας άλλος«δείκτης ποιότητας», qd, ορίζεται από τη σχέση: qd= Pm/C, όπου Ρ είναι η πιθανότητα η υπό διερεύνηση ακολουθία προτεροσεισµών να επαληθεύει τις σχέσεις(2) µε m=3.0. Από στοιχεία επιβραδυνόµενων προτεροσεισµικών ακολουθιών που έγιναν σε διάφορα µέρη της Γης, προκύπτει ότι: C 0.60, P 0.45, 2.5 m 3.5, qd 3.0 (4) Για τον καθορισµό του επικέντρου του αναµενόµενου κυρίου σεισµού, όλη η κρίσιµη περιοχή χωρίζεται σε ένα αριθµό ισαπεχόντων σηµείων(δίκτυο σηµείων) και για κάθε σηµείο ελέγχεται η ισχύς των σχέσεων(4). Ορίζονται, έτσι, όλα τα σηµεία του δικτύου για τα οποία ισχύουν οι σχέσεις αυτές και εκείνο από τα σηµεία αυτά για το οποίο ο δείκτης ποιότητας, qd, έχει τη µεγαλύτερη τιµή θεωρείται ως το επίκεντρο του επερχοµένου κυρίου σεισµού µε σφάλµα µικρότερο των 120 km. Σχηµατική απεικόνιση της διαδικασίας προετοιµασίας ισχυρού κύριου σεισµού σύµφωνα µε το µοντέλο της επιταχυνόµενηςεπιβραδυνόµενης σεισµικής παραµόρφωσης. Αριστερά φαίνονται χάρτες µε τη χωρική κατανοµή των επικέντρων των σεισµών(γκρίζοι κύκλοι) στην ευρύτερη περιοχή, στην κρίσιµη περιοχή C και στην περιοχή του ρήγµατος S σε τέσσερις διαφορετικές χρονικές περιόδους, ενώ δεξιά φαίνονται γραφικές παραστάσεις της χρονικής µεταβολής της σεισµικής παραµόρφωσης, όπως αυτή υπολογίζεται από τη σχέση S(t) = A + B (tc t)m τόσο για την κρίσιµη περιοχή(µεσαία στήλη) όσο και για την περιοχή του ρήγµατος(δεξιά στήλη). Στο αρχικό στάδιο της διαδικασίας η σεισµική δράση φαίνεται να επιταχύνεται λίγο σε µια περιοχή(χάρτης1, κρίσιµη περιοχή, έλλειψη C και αντίστοιχη γραφική παράσταση). Στη συνέχεια, µε την πάροδο του χρόνου(χάρτες2, 3), η σεισµική δράση αυξάνει(επιταχύνεται) στην κρίσιµη περιοχή και επιβραδύνεται στην περιοχή του ρήγµατος. Στο τελικό στάδιο(χάρτης4) η επιτάχυνση και η επιβράδυνση στις δύο αυτές περιοχές είναι εντονότερη και το φαινόµενο κορυφώνεται µε τη γένεση του 57

58 3.5 Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης κύριου σεισµού(µαύρα βέλη). Οι µαύρες καµπύλες στις γραφικές παραστάσεις προέρχονται από την προσαρµογή της σχέσης που αναφέρεται παραπάνω στα δεδοµένα. Φαίνεται ότι η µέθοδος της επιβραδυνόµενης εντός-επιταχυνόµενης εκτός σεισµικής παραµόρφωσης είναι η περισσότερα υποσχόµενη µέθοδος µεσοπρόθεσµης πρόγνωσης των σεισµών για τους ακόλουθους λόγος: α)έχει δειχθεί ότι οι δύο τύποι σεισµικότητας, δηλαδή, επιταχυνόµενη σεισµική παραµόρφωση στον ευρύτερο(κρίσιµο) χώρο(ισχύς των σχέσεων 1) και επιβραδυνόµενη σεισµική παραµόρφωση(ισχύς των σχέσεων 2) στο στενότερο(σεισµογόνο) χώρο, προηγούνται ενός πολύ µεγάλου ποσοστού, αν όχι όλων, των ισχυρών κύριων σεισµών, β)τόσο οι τρεις παράµετροι του επερχόµενου κύριου σεισµού(επίκεντρο, χρόνος γένεσης, µέγεθος) όσο και τα σφάλµατα τους υπολογίζονται αριθµητικά και για το λόγο αυτό είναι δυνατός ο έλεγχος της εγκυρότητας της µεθόδου, γ)απαιτεί δεδοµένα σχετικώς ισχυρών σεισµών(μ>4.0) που είναι διαθέσιµα και οι παράµετροί τους(µέγεθος, συντεταγµένες επικέντρων) έχουν καθοριστεί µε ικανοποιητική ακρίβεια. Προκύπτει, συνεπώς, ότι σε µια περιοχή που παρακολουθείται συστηµατικά είναι πολύ λίγο πιθανό να γίνει ισχυρός κύριος σεισµός χωρίς να γίνει προηγουµένως αναγνώριση αυτών των δύο τύπων σεισµικότητας. Όµως, µέχρι τώρα σχετικές παρατηρήσεις έδειξαν ότι υπάρχει σηµαντική πιθανότητα να παρατηρηθούν σε µια περιοχή οι δύο αυτοί τύποι σεισµικότητας χωρίς να ακολουθήσει κύριος σεισµός(false alarm).στη συνέχεια δίνονται δύο παραδείγµατα εφαρµογής της µεθόδου που αφορούν κύριους σεισµούς που έγιναν πρόσφατα στην ευρύτερη περιοχή του Αιγαίου και για τους οποίους είχαν προηγηθεί αντίστοιχες δηµοσιεύσεις. Η πρόδροµη επιβραδυνόµενη σεισµικ ή διέγερση η οποία άρχισε το 1996 (κάτω µέρος του σχήµατος) στην ελλειπτική περιοχή(πάνω µέρος του σχήµατος) και κατέληξε στη γένεση των δύο ισχυρών σεισµών της 17 ης Οκτωβρίου 2005 στα παρ άλια της Τουρκίας(γκρίζος κύκλος). Το αστέρι αντιστοιχεί στο επίκεντρο που είχε προσδιοριστεί πριν τη γένεση των δύο αυτών σεισµών(από τη σχετική µελέτη της ερευνητικής οµάδας του Εργαστηρίου Γεωφυσικής του Α.Π.Θ. τον Απρίλιο του 2005). 58

59 3.5 Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης Η πρόδροµη επιταχυνόµενη σεισµική παραµόρφωση(αριστερά) στην κρίσιµη περιοχή του νοτιοδυτικού Αιγαίου(δεξιά) που κατέληξε στη γένεση του ισχυρού σεισµού(μ=6.9) στις 8 Ιανουαρίου2006(Papazachos et al., 2002). Το αστέρι αντιστοιχεί στο επίκεντρο του κύριου σεισµού που είχε προσδιοριστεί ενώ ο κόκκινος κύκλος στο επίκεντρο του σεισµού που έγινε. Επιβραδυνόµενη σεισµική παραµόρφωση που παρατηρήθηκε σε σεισµογόνες περιοχές πριν από ισχυρούς σεισµούς που έχουν γίνει στο Αιγαίο(αριστερά), την Καλιφόρνια(κέντρο) και την Ιαπωνία(δεξιά). Η αναδροµική πρόγνωση των σεισµών αυτών βοήθησε στη διαµόρφωση των σχέσεων της µεθόδου της επιβραδυνόµενης εντός-επιταχυνόµενης εκτός σεισµικής παραµόρφωσης(papazachos et al., 2005). 59

60 3.5 Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης γ)βραχυπρόθεσµη Πρόγνωση των Σεισµών Οι µέχρι τώρα προσπάθειες βραχείας διάρκειας πρόγνωσης των σεισµών βασίζονται στην αντίληψη ότι κατά τη διαδικασία γένεσης ενός σεισµού, του σταδίου διάρρηξης των πετρωµάτων προηγείται προπαρασκευαστικό στάδιο στον εστιακό(σει σµογόνο) χώρο του σεισµού. Συνέπεια των φυσικών διαδικασιών κατά το προπαρασκευαστικό στάδιο είναι η εµφάνιση προδρόµων φαινόµενων τα οποία όχι µόνον προηγούνται του σεισµού αλλά έχουν και αιτιακή σχέση µε αυτόν. Η κύρια επιστηµονική προσπάθεια επινόησης ασφαλούς και ακριβούς µεθόδου βραχυπρόθεσµης πρόγνωσης των σεισµών βασίζεται στη συνεχή και όσο το δυνατόν ακριβέστερη µέτρηση διαφόρων φυσικών παραµέτρων, ώστε να καθοριστούν οι κανονικές τιµές των παραµέτρω ν αυτών κα ι οι µεταβολές εκείνες που είναι αποτέλεσµα διαδικασιών που συµβαίνουν στους εστιακούς χώρους µεγάλων σεισµών πριν από τη γένεσή τους. Πρόδρ οµα Πρόδροµα Φαινόµενα παραµορφώσεις του φλοιού της Γης µεταβολές της σεισµικής δράσης µεταβολές γεωφυσικών παραµέτρων Οι παραµορφώσεις του φλοιού της Γης που έχουν παρατηρηθεί πριν από σεισµούς είναι: α) επιµηκύνσεις(ή επιβραχύνσεις) του εδάφους της τάξης του10-6 που µετριούνται συνεχώς µε επιµηκυνσιόµετρα ή ανά ορισµένα χρονικά διαστήµατα µε γεωδαιτικές µεθόδους, β) κατακόρυφες µεταβολές του εδάφους(ανυψώσεις, καθιζήσεις) της τάξης µερικών εκατοστών που έχουν προσδιορισθεί στην ξηρά µε την ανάγνωση κατακόρυφου κανόνα µε τηλεσκόπιο και στις ακτές µε µέτρηση των µεταβολών της µέσης στάθµης της θάλασσας, γ) µεταβολές της κλίσης του εδάφους της τάξης του rad/yr που µετριούνται µε κλισιόµετρα. Στο σχήµα φαίνονται οι κατακόρυφες µεταβολές του εδάφους πριν από το σεισµό της Niigata στην Ιαπωνία το 1964, όπως µετρήθηκαν σε διάφορες θέσεις της περιοχής αυτής(mogi, 1985). 60

61 3.5 Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης Η κύρια µεταβολή της σεισµικής δράσης η οποία έχει ενδιαφέρον για τη βραχυπρόθεσµη πρόγνωση των ισχυρών σεισµών είναι η γένεση των προσεισµών. Όµως, ο αριθµός και τα µεγέθη των προσεισµών είναι συνήθως µικρά και γι αυτό είναι δύσκολη η διάκριση των προσεισµών από τη συνηθισµένη σεισµική δράση και η αναγνώρισή τους. Οι µεταβολές γεωφυσικών παραµέτρων που έχουν παρατηρηθεί πριν από σεισµούς είναι: α) ελάττωση του λόγου, α/β, της ταχύτητας των επιµήκων κυµάτων προς την ταχύτητα των εγκαρσίων κυµάτων µέχρι 15% της κανονικής τιµής, β) µεταβολή στο µηχανισµό γένεσης των µικρών σεισµών(αλλαγή της διεύθυνσης της συνιστώσας θλίψης), γ) µεταβολή της ειδικής ηλεκτρικής αντίστασης των πετρωµάτων του εστιακού χώρου, δ) µεταβολή της περιεκτικότητας του ραδονίου στο µεταλλικό νερό και της έκλυσής του από το έδαφος κυρίως σε ρήγµατα, ε) πρόδροµα ηλεκτρικά και ηλεκτροµαγνητικά σήµατα που διαδίδονται κυρίως στη γη, και στ) µεταβολές της έντασης των διαφόρων γεωφυσικών πεδίων(µαγνητικού, ηλεκτρικού, βαρύτητας). Στο σχήµα δείχνεται σχηµατικά η χρονική µεταβολή των πέντε από τις παραµέτρους αυτές. Μακροσκοπικά πρόδροµα φαινόµενα είναι: α) µεταβολές στο θαλάσσιο νερό(απόσυρση ή εφόρµηση της θάλασσας) που παρατηρούνται από µερικές ώρες µέχρι µερικές µέρες πριν από τους σεισµούς και οφείλονται σε προσεισµική παραµόρφωση του υποθαλάσσιου σεισµογόνου χώρου, β) πρόδροµες µεταβολές στο υπόγειο νερό(µεταβολή της στάθµης, της θερµοκρασίας κλπ) που παρατηρείται συνήθως µερικές ώρες πριν από το σεισµό, γ) πρόδροµα ακουστικά φαινόµενα(υποχθόνιος θόρυβος κλπ), που οφείλονται σε µικρούς σεισµούς(οι οποίοι δεν γίνονται αισθητοί ως εδαφική ταλάντωση) και γίνονται αισθητά µερικές µέρες πριν από το σεισµό. Πολλές φορές, όµως, ακούγονται τέτοιοι θόρυβοι χωρίς να ακολουθεί σεισµός, δ) πρόδροµα οπτικά φαινόµενα που, πιθανώς, οφείλονται σε µεταβολή της έντασης του ηλεκτρικού πεδίου της Γης πριν από ισχυρούς σεισµούς, ε) ασυνήθιστη συµπεριφορά ζώων, που παρατηρείται 12 ώρες πριν από σεισµούς κατά µέσο όρο, και πιθανώς οφείλεται σε µικρούς σεισµούς, σε ερεθισµό των ζώων(φιδιών κλπ) από τοξικά αέρια που απελευθερώνονται στο σεισµογόνο χώρο κατά τη διάρκεια της φυσικής διαδικασίας προετοιµασίας γένεσης των σεισµών κλπ. 61

62 3.5 Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης ιάφορα πρόδροµα φαινόµενα του σεισµού της Izu ( , Μ=7.0) στην Ιαπωνία (Wakitaet al., 1988). Φυσική ερµηνεία ερµηνεία των προδρόµων φαινοµένων ιάφορες προσπάθειες έγιναν για την ερµηνεία των µεταβολών που παρατηρούνται πριν από τους σεισµούς µε θεωρητικά πρότυπα(µοντέλα). Από τις προσπάθειες αυτές εκείνες που βασίστηκαν σε εργαστηριακές έρευνες φαίνεται ότι σηµειώνουν κάποια επιτυχία. Συνέπεια των εργαστηριακών αυτών ερευνών είναι η διατύπωση της θεωρίας της διασταλτικότητας(dilatancy theory). Αν σε ορισµένο πέτρωµα(γρανίτη, κλπ) εφαρµόσουµε τάσεις συµπίεσης κατά τις διευθύνσεις ενός τρισορθογωνίου συστήµατος αξόνων και χαρτογραφήσουµε την ανηγµένη παραµόρφωση, V/V, δηλαδή το λόγο της µεταβολής του όγκου προς τον αρχικό όγκο του πετρώµατος σε συνάρτηση µε την τάση, pz, κατά τη διεύθυνση της µέγιστης συµπίεσης, θα παρατηρήσουµε ότι όταν αυξάνεται η τάση, αρχικά ελαττώνεται ο όγκος, δηλαδή, το πέτρωµα συστέλλεται και η ανηγµένη παραµόρφωση είναι σχεδόν γραµµική συνάρτηση της τάσης, όπως φαίνεται στο σχήµα(τµήµα ΑΒ). Μετά, η σχέση παύει να είναι γραµµική και το πέτρωµα διαστέλλεται παρά την αύξηση της τάσης, δηλαδή, έχουµε το φαινόµενο της διασταλτικότητας(τµήµα ΒΓ) µέχρις ότου το πέτρωµα υποστεί θραύση(σηµείο Γ). Η διασταλτικότητα οφείλεται στο γεγονός ότι κατά τη διάρκεια αυτής, δηµιουργούνται κενά στο πέτρωµα λόγω της δηµιουργίας µικρορωγµών µέσα σ αυτό. Ο µεγάλος άξονας των µικρορωγµών είναι παράλληλος προς τη διεύθυνση της 62

63 3.5 Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης µέγιστης συµπίεσης ενώ αυτές διογκώνονται κατά τη διεύθυνση της ελάχιστης συπίεσης. Αν υποθέσουµε ότι η διασταλτικότητα συµβαίνει και στον εστιακό χώρο πριν από τους σεισµ ού ς, τότε οι µικρορωγµ ές που δηµιουργούνται κατά τη διάρκεια αυτής αποτελούν τις εστίες των προσεισµών. Η πλήρωσ η, απ ό το άλλο µέρος, των µικρορωγµών µε νερό µπορεί να ερµηνεύσει τη µεταβολή του λόγου της ταχύτητας των επιµ ήκων κυµάτων προς την ταχύτητα των εγκαρσίων κυµάτων, α/β, που παρατηρείται πριν από τη γένεση του σεισµού, γιατί η ταχύτητα των επιµήκων κυµάτων είναι περισσότερο ευαίσθητη σε µεταβολές του βαθµού διαβροχής του πετρώµατος. Προσπάθειες, επίσης, καταβάλλονται για την ερµηνεία και των άλλων µεταβολών που παρατηρήθηκαν πριν από τους σεισµούς µε τη θεωρία της διασταλτικότητας. Βραχυπρόθεσµη πρόγνωση των σεισµών µε σεισµολογικά δεδοµένα Από µεγάλο αριθµό µελετών σεισµικών ακολουθιών κύριων σεισµών που έγιναν στην περιοχή του Αιγαίου προέκυψε το συµπέρασµα ότι υπάρχει δυνατότητα ελέγχου της εξέλιξης µιας σεισµικής ακολουθίας. Η διαδικασία αυτή βασίζεται στη µελέτη της χρονικής, χωρικής, χωροχρονικής και κατά µέγεθος κατανοµής των σεισµών µιας σεισµικής ακολουθίας και έχει ως στόχο την προεκτίµηση(πρόγνωση) των ισχυρών σεισµών της ακολουθίας. Με τη διαδικασία αυτή µπορεί να ελεγχθεί αν µια ακολουθία εξελίσσεται οµαλά, αν δηλαδή πρόκειται για µια κανονική µετασεισµική ακολουθία, οπότε δεν αναµένεται η γένεση άλλου σεισµού µε ανάλογο ή µεγαλύτερο µέγεθος από τον κύριο σεισµό που ήδη έγινε, ή αν η ακολουθία δεν εξελίσσεται οµαλά, οπότε αναµένεται σεισµός αναλόγου ή και µεγαλύτερου µεγέθους από όλους τους σεισµούς που ήδη έγιναν. Ακόµη και στην περίπτωση οµαλής εξέλιξης µιας µετασεισµικής ακολουθίας η µέθοδος παρέχει τη δυνατότητα εντοπισµού των εστιών των µεγαλύτερων µετασεισµών οι οποίοι πολλές φορές προκαλούν σηµαντικές πρόσθετες βλάβες στα ήδη καταπονηµένα από τον κύριο σεισµό κτίρια ή καταρρεύσεις τέτοιων κτιρίων. Για το σκοπό αυτό γράφτηκε απόσεισµολόγους του Τοµέα Γεωφυσικής του Α.Π.Θ. πρόγραµµα Η/Υ πουονοµάζεταιssp (Seismic Sequence Prediction). Μέγεθος µεγαλύτερου µετασεισµού: από µελέτες πολλών µετασεισµικών ακολουθιών έχει βρεθεί ότι το µέγεθος, Μ1, του µεγαλύτερου µετασεισµού είναι, κατά µέσο όρο, µικρότερο κατά1.1 µονάδες µεγέθους από το µέγεθος, Μ0, του κύριου σεισµού(bath 1971, Papazachos 1974, κλπ.). ηλαδή, είναι: Μ0 Μ1=

64 3.5 Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης Έχει δειχθεί ότι υπάρχει πιθανότητα 42% περίπου ένας ή περισσότεροι προσεισµοί µε µέγεθος Μ 4.4 να προηγηθούν ενός κύριου σεισµού µε µέγεθος 6.0 ή µεγαλύτερο(papazachos, 1975). Η πιθανότητα γένεσης του µεγαλύτερου µετασεισµού στο πρώτο 24ωρο µετά τον κύριο σεισµό είναι περίπου 53% (Papazachos 1974, Κουρουζίδης2003). Καθορίστηκε η διάρκεια, Τ(σε µέρες), και ο αριθµός, Ν, των µετασεισµών µε µέγεθοςμ 4.0, σε συνάρτηση µε το µέγεθος, Μ, του κύριου σεισµού(παπαζάχος& Παπαζάχου, 1989, Κουρουζίδης, 2003). ηλαδή, είναι: logt= M, logn= M Έχει βρεθεί ότι η τιµή της παραµέτρου b των προσεισµών είναι µικρότερη από αυτήν των µετασεισµών(papazachos et al., 1967). Στις 23 Μαίου 1978 έγινε σεισµός µε µέγεθος Μ=5.8 στη Μυγδονία λεκάνη. Από τη µελέτη της χρονικής κατανοµής του αριθµού των µετασεισµών του(µαύροι κύκλοι) προέκυψε ότι αυτοί δεν ελαττώνονταν οµαλά µε το χρόνο(λευκοί κύκλοι). Τελικά, βρέθηκε ότι ήταν προσεισµική ακολουθία που κατέληξε στη γένεση του σεισµού της Θεσσαλονίκης(20 Ιουνίου1978, Μ=6.5). Οι διακεκοµµένες γραµµές ορίζουν το διάστηµα εµπιστοσύνης 95% (Papazachos et al., 1983). Χρονική κατανοµή του αριθµού των µετασεισµών του σεισµού της 17 ης Αυγούστου1999 στο Izmit της Τουρκίας(Μ=7.5). Λίγες µέρες µετά από αυτόν φάνηκε ότι δεν υπήρχε µείωση του αριθµού τους µε το χρόνο. Στις12 Νοεµβρίου1999 έγινε σεισµός µε µέγεθος 7.2 στο ανατολικό άκρο της περιοχής του ρήγµατος(karakaisis, 2001). 64

65 3.5 Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης Από µελέτες της χωρικής κατανοµής των εστιών των µετασεισµών σεισµικών ακολουθιών(karakaisis et al., 1985), έχει βρεθεί ότι όταν η εστία του κύριου σεισµού βρίσκεται στο ένα άκρο του ρήγµατος(µονοκατευθυντική διάρρηξη) η µετασεισµική δράση επεκτείνεται αµέσως στο άλλο άκρο του ρήγµατος όπου γίνεται ο µεγαλύτερος µετασεισµός. Όταν ο κύριος σεισµός έχει την εστία του στο µέσο του ρήγµατος(δικατευθυντική διάρρηξη), η µετασεισµική δράση επεκτείνεται και προς τα δύο άκρα του ρήγµατος κοντά στο ένα από τα οποία γίνεται ο µεγαλύτερος µετασεισµός. Στο πάνω σχήµα φαίνονται τα επίκεντρα των σεισµών της µετασεισµικής ακολουθίας του σεισµού του Izmit (M=7.5, ). Οι µετασεισµοί επεκτάθηκαν αµέσως στα δύο άκρα του ρήγµατος, όπως αυτό φαίνεται στη χωροχρονική κατανοµή(κάτω σχήµα). Στις12 Νοεµβρίου1999 έγινε άλλος σεισµός στο Ducze, 150 km ανατολικά από τον προηγούµενο, µε µέγεθος7.2 (Karakaisis 2001). 65

66 3.5 Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης Έχει βρεθεί από παρατηρήσεις (Papazachos et al. 1967, Scholz 1968, κλπ.) ότι η τιµή της παραµέτρου b των προσεισµών είναι µικρότερη από αυτήν των µετασεισµών. Έχει δειχθεί ότι τόσο η παράµετρος b όσο και το µέσο µέγεθος, Μµ των µετασεισµών µιας µετασεισµικής ακολουθίας παραµένουν σταθερά κατά τη διάρκεια της χρονικής εξέλιξης της. Η ιδιότητα αυτή είναι εξαιρετικά χρήσιµη για τον έλεγχο της οµαλής εξέλιξης µιας µετασεισµικής ακολουθίας, γιατί σηµαντική από κλίση των Κατανοµή της αθροιστικής συχνότητας των προσεισµών(µαύροι κύκλοι) και των µετασεισµών(γαλάζιοι κύκλοι) του σεισµού που έγινε στη Μαγνησία στις 9 Ιουλίου1980 µε µέγεθος Μ=6.5 (Papazachos et al., 1983). παραµέτρων αυτών(ελάττωση της b και αύξηση του µέσου µεγέθους Μµ) σηµαίνει ανώµαλη εξέλιξη και τη γένεση, πιθανώς, προσεισµών (για τους οποίους η b έχει µικρές τιµές και το Μµ µεγάλες) οι οποίοι προµηνύουν τη γένεση ισχυρών σεισµών(παπαζάχος& Παπαζάχου2003). Χρονική µεταβολή του µέσου µεγέθους των µετασεισµών του κύριου σεισµού της στην Τουρκία(Μ=7.5). Υπήρξε αύξηση 10 µέρες πριν το σεισµό της 12 ης Νοεµβρίου(Karakaisis, 2001). 66

67 3.5 Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης Στις 4 Απριλίου 1995 έγινε ένας σεισµός µε µέγεθος 4.6 στην περιοχή της Αρναίας στη Χαλκιδική. Ο σεισµός αυτός ακολουθήθηκε από αρκετούς σεισµούς και στις 4 Μαΐου1995 έγινε ο κύριος σεισµός της ακολουθίας, µε µέγεθος Μ=5.8.Μεταβολή του µέσου µεγέθους των σεισµών της ακολουθίας του κύριου σεισµού που έγινε στις (Μ=5.8) στην περιοχή της Αρναίας(πάνω). Στο κάτω σχήµα φαίνεται η µεταβολή του µέσου µεγέθους 30 ώρες πριν και µετά τον κύριο σεισµό(κουρουζίδης, 2003). 67

68 3.5 Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης Πρόσφατες µελέτες πάνω στην πρόγνωση σεισµών Καθιερώθηκε πρόσφατα και αναγνωρίστηκε από την επιστηµονική κοινότητα ότι υπάρχει ηλεκτροµαγνητικό ταίριασµα µεταξύ των διαδικασιών µέσα στη γήινη κρούστα και της τροπόσφαιρας πάνω από τις περιοχές σεισµικής και ηφαιστειακής δραστηριότητας και ανώµαλες παραλλαγές µέσα στην ιονόσφαιρα αρκετές ηµέρες/ώρες πριν από τον ισχυρό σεισµό (ηφαιστειακές εκρήξεις). Τα πρώτα φυσικά πρότυπα εµφανίστηκαν εξηγώντας αυτό το φαινόµενο. Το πιο πιθανό από αυτά είναι βασισµένο στη χηµική επιρροή των εκπορεύσεων από τη γήινη κρούστα (ραδόνιο, ευγενή αέρια, και µεταλλικά αερολύµατα) στο οριακό στρώµα της ατµόσφαιρας. Αυτές οι εκπορεύσεις αλλάζουν την αγωγιµότητα του στρώµατος, και κατά συνέπεια, τροποποιούν την τιµή των ατµοσφαιρικών ηλεκτρικών πεδίων µέσα στην ενεργό περιοχή. Το σεισµικά προκληθέν κάθετο πεδίο τάξη του ενός ή παραπάνων kv/m στην επίγεια επιφάνεια µετρήθηκε πειραµατικά αρκετές ηµέρες/ώρες πριν από τον ισχυρό σεισµό αντίθετο προς την ανεπηρέαστη τιµή της τάξης των 100 V/m. Το ανώµαλο ηλεκτρικό πεδίο που διαπερνά στην ιονόσφαιρα δηµιουργεί τα διαφορετικά είδη παραλλαγών (ιονική σύνθεση, συγκέντρωση ηλεκτρονίων, ύψος κλίµακας, θερµοκρασία ηλεκτρονίων, κ.λπ...) τα οποία θα µπορούσαν να µετρηθούν πειραµατικά τόσο από το έδαφος, όσο και από τεχνητό δορυφόρο. Αυτές οι παραλλαγές καλούνται ιονοσφαιρικοί πρόδροµοι των σεισµών. Το πλεονέκτηµα των ιονοσφαιρικών προδρόµων είναι ότι η ιονόσφαιρα βλέπει τις ενεργές περιοχές συνολικά, όχι τη µέτρηση σηµείου όπως συµβαίνει στο έδαφος. Αυτό επιτρέπει την αποφυγή του µωσαϊκού χαρακτήρα των προδρόµων φαινόµενων που οδηγούν σε λάθη στις επίγειες µετρήσεις των φυσικών και γεωχηµικών πρόδροµων φαινοµένων. Το δεύτερο πλεονέκτηµα είναι, ότι οι ιονοσφαιρικοί πρόδροµοι έχουν το σταθερό χρονικό διάστηµα της εµφάνισης σε σύγκριση µε άλλο είδος προδρόµων, που τους καθιστά πολύ πολύτιµους σε πρακτική εφαρµογή στις βραχυπρόθεσµες προβλέψεις. Το παρόν επίπεδο γνώσης µας το καθιστά πιθανό να χρησιµοποιηθούν οι ιονοσφαιρικοί πρόδροµοι σε βραχυπρόθεσµη πρόβλεψη σεισµού. Η θέση του επικείµενου επίκεντρου µπορεί να υπολογιστεί από την προβολή των προδρόµων ιονόσφαιρας κατά µήκος του γεωµαγνητικού τοµέα γραµµών στο έδαφος. Το µέγεθος του µελλοντικού σεισµού µπορεί να υπολογιστεί από το µέγεθος τροποποιηµένης περιοχής στην ιονόσφαιρα. Ο χρόνος του σεισµού µπορεί να υπολογιστεί από τον χρόνο της εµφάνισης ιονοσφαιρικών προδρόµων. Εκτός από τις σεισµικές ταλαντώσεις που ελέγχονται από σεισµογράφους υπάρχει πολλές διαφορετικές γεωφυσικές παράµετροι που οι παραλλαγές τους συνδέονται µε τη σεισµική και ηφαιστειακή δραστηριότητα. Μία από αυτές είναι το ραδόνιο και άλλες γεωχηµικές παράµετροι που µετριούνται στις ενεργές περιοχές και που είναι χρησιµοποιηµένοι από µερικούς ερευνητές ως πρόδροµοι των σεισµών και της έκρηξης ηφαιστείων (Armienta et Al, 2002; Streil et Al, 2002). Καθιερώθηκε πρόσφατα η σχέση µεταξύ των γεωχηµικών διαδικασιών µέσα στο στρώµα ορίου της ατµόσφαιρας στον τοµέα της σεισµικής και ηφαιστειακής δραστηριότητας και οι παραλλαγές µέσα στην ιονόσφαιρα πέρα από αυτήν την περιοχή. Το σχήµα 1 καταδεικνύει το συσχετισµό της συγκέντρωση ραδονίου που µετριέται κοντά στο επίκεντρο του µελλοντικού σεισµού στο Ουζµπεκιστάν, κοντά στην Πόλη της Τασκένδης, και τη κρίσιµη συχνότητα της ιονόσφαιρας σε κλίµακα για συγκεκριµένες ώρες της τοπικής ώρας από 68

69 3.5 Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης ιονογράµµατα του ιονοσφαιρικού σταθµού της Τασκένδης (Pulinets et Al, 1999). Αυτά τα στοιχεία συλλέχθηκαν πριν από το σεισµό που συνέβη στις 13 του εκ κοντά στην Τασκένδη (ο χρόνος του κλονισµού είναι παρουσιασµένος στους Χ-άξονες από το έντονο τρίγωνο). ύο άλλες καµπύλες κατάδεικνύ-ουν σε κλίµακα (κατά µέσο όρο) παραλλαγές της κρίσιµης συχνό-τητας fof2 κατά τη διάρκεια αρκετών µη-νών για τις δύο επιλεγµένες τοπικής ώρας χρονικές στιγµές (6 η ώρα - παχιά γραµµή, και 18 η ώρα - λεπτή γραµµή µε τους κύκλους). Η έλλειψη συσχέτισης των δύο διαδικασιών είναι εµφανείς: αύξηση συγκέντρωσης ραδονίου (µε το αιχµηρό µέγιστο λίγες ηµέρες πριν από σεισµό) ενώ η συγκέντρωση, όπως στο πρωί έτσι κατά τη διάρκεια του απογεύµατος µειώνεται βαθµιαία µε αιχµηρή ταλάντωση (ελάχιστη πριν από τον κλονισµό και µέγιστη µετά ) κοντά στην στιγµή του σεισµού. Στη βραχυπρόθεσµη πρόβλεψη σεισµού δύο κύριες κατευθύνσεις µπορούν να διαχωριστούν. α) η αιτιοκρατική προσέγγιση η οποία µελετά τη χρονική και χωρική συµπεριφορά διανοµής από κάποιο πρόδροµο, παραδείγµατος χάριν, η εκπόρευση ραδονίου. β) τα στατιστικά σχέδια που επεξεργάζονται µε σκοπό να βρεθεί κάποια τακτικότητα µέσα στη συµπεριφορά των στατιστικών χαρακτηριστικών της δεδοµένης παραµέτρου. Καθορίστηκε πρόσφατα ότι η σεισµική δραστηριότητα είναι µια από τις πηγές της καθηµερινής ιονοσφαιρικής µεταβλητότητας. Η σύζευξη µεταξύ την επιφάνεια του εδάφους και την ιονόσφαιρα οφείλονται στο ανώµαλο ηλεκτρικό πεδίο που παράγεται στην περιοχή προετοιµασιών σεισµού. Η σύλληψη περιοχής προετοιµασιών σεισµού εισάχθηκε από τον Dobrovolsky (1979) χρησιµοποιώντας υπολογισµούς ελαστικής παραµόρφωσης. Το µέγεθος της περιοχής προετοιµασίας σεισµού εξαρτάται από το µέγεθος σεισµού. Οι ίδιες (ή οι πολύ παρόµοιες) εξαρτήσεις λήφθηκαν όχι µόνο περίπτωση των ελαστικών παραµορφώσεων, αλλά και σε αυτή της χωρικής διανοµής των διαφορετικών τύπων προδρόµων στη σεισµική ζώνη ενεργοποίησης, συµπεριλαµβανοµένων των γεωχηµικών προδρόµων και της τοπικής σεισµικότητας. ιαπερνώντας την ιονόσφαιρα το ανώµαλο ηλεκτρικό πεδίο προκαλεί την ιονική κλίση που οδηγεί στο σχηµατισµό των παρατυπιών πυκνότητας των ηλεκτρονίων. Αυτές οι ανωµαλίες που εµφανίζονται στην ιονόσφαιρα πριν από τον κύριο σεισµικό κλονισµό µπορούν να θεωρηθούν ως ιονοσφαιρικοί πρόδροµοι. Η ύπαρξη των ιονοσφαιρικών ανωµαλιών / ιονοσφαιρικών προδρόµων καθιερώνεται καλά όχι µόνο µε τη φυσική µοντελοποίηση αλλά στατιστικά επίσης. 69

70 3.5 Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης Για τους ιονοσφαιρικούς προδρόµους των σεισµών, και οι δύο προσεγγίσεις χρησιµοποιούνται. Ένας τρόπος είναι να ακολουθηθούν οι συγκεκριµένοι ιονοσφαιρικοί παράµετροι για τις οποίες γίνεται προσπάθεια να ανιχνευτούν στις µετρήσεις τα πρόσφατα αποκαλυφθέντα κύρια χαρακτηριστικά γνωρίσµατα του ιονοσφαιρικού προδρόµου. Ο άλλος τρόπος είναι να χρησιµοποιηθεί η στατιστικά καθιερωµένη συµπεριφορά κάποιας παραµέτρου (παραδείγµατος χάριν, η κρίσιµη συχνότητα fof2), σαν υπογραφή του επικείµενου σεισµού. Και οι δύο προσεγγίσεις έχουν τα πλεονεκτήµατά τους καθώς επίσης και τα µειονεκτήµατά τους. Η πρώτη µέθοδος θα µπορούσε να αποτύχει σε µαγνητικά διαταραγµένες συνθήκες, ενώ η δεύτερη απαιτεί µια a priori γνώση της συµπεριφοράς προδρόµων, η οποία πρέπει να αποκτηθεί µέσω πολλών ετών παρατηρήσεων. Προφανώς, αυτό το ποσό πληροφοριών θα είναι ανέφικτο για τις θέσεις µε εγκατεστηµένα πρόσφατα ionosonde ή δέκτη GPS. Για την παρούσα µελέτη, ένα από τα σηµαντικότερα χαρακτηριστικά των ιονοσφαιρικών προδρόµων των σεισµών είναι ο τοπικός τους χαρακτήρας. Το µέγεθος της τροποποιηµένης περιοχής στην ιονόσφαιρα είναι της ίδιας τάξης έντασης µε το µέγεθος της περιοχής προετοιµασιών σεισµού στην επίγεια επιφάνεια. Αυτό το γεγονός µας προσφέρει µια ευκαιρία να προταθεί µια πολύ απλή αλλά αρκετά αποτελεσµατική τεχνική εντοπισµού των ιονοσφαιρικών παραλλαγών που συνδέονται µε την διαδικασία προετοιµασίας σεισµού. Περιγραφή τεχνικής Στην απλούστερη διαµόρφωση δύο σηµεία µέτρησης χρησιµοποιούνται: ένα ("δέκτηαισθητήρα") που βρίσκεται µέσα στο σεισµό περιοχή προετοιµασιών (βλ. το παρακάτω σχήµα ), και άλλο "controlreceiver") τοποθετηµένο έξω από αυτή. Σχήµα 1: Η διαµόρφωση της µέτρησης δείχνει τις θέσεις και περιοχή προετοιµασιών σεισµού για την τεχνική συσχετισµού που περιγράφεται στο έγγραφο. ύο σηµαντικές εκτιµήσεις σχετικά µε τον εντοπισµό δεκτών λαµβάνονται υπόψη : 1. οι δέκτες πρέπει να είναι στο (ή πολύ κοντινό) γεωµαγνητικό µέγεθος, προκειµένου να εξασφαλιστεί η οµοιότητα τους στην αντίδραση στις γεωµαγνητικές διαταραχές. 70

71 3.5 Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης 2. το γεωγραφικό µήκος των δεκτών δεν πρέπει να διαφέρει πάρα πολύ λόγω της εξάρτησης τοπικής ώρας στην ιονοσφαιρικής αντίδραση στη γεωµαγνητική έναρξη θύελλας. Γενικά, η ιονοσφαιρική µεταβλητότητα από την άποψη των παραλλαγών της κρίσιµης συχνότητας είναι χαµηλότερη για εκείνες τις παραλλαγές που συνδέονται µε τη σεισµική δραστηριότητα απ'ό,τι για εκείνες που συνδέονται µε τις γεωµαγνητικές θύελλες. Εποµένως, οι σεισµικά παραγµένες παραλλαγές µπορεί να σκιαστούν από τις παραλλαγές θύελλας.εντούτοις, εάν δύο σηµεία µέτρησης χρησιµοποιούνται µε τη διαµόρφωση που παρουσιάζεται στο παραπάνω σχέδιο, οι παραλλαγές θύελλας µπορούν να αποκλειστούν από την ετεροσυσχέτιση των δειγµάτων στα δεδοµένα σηµεία αφού οι παραλλαγές θύελλας θα είναι σχεδόν ίδιες και για τους δύο σταθµούς. Έχει παρουσιαστεί (Szuszczewisz et Al, 1998) ότι σε µια µεγάλη σειρά των γεωγραφικών πλατών και των γεωγραφικών µηκών η ιονοσφαιρική αντίδραση στις γεωµαγνητικές διαταραχές είναι παρόµοια (βλ. το σχέδιο 3), και αυτό µπορεί να παρέχει υψηλό συσχετισµό στις καθηµερινές παραλλαγές µεταξύ των διαφορετικών ιονοσφαιρικών σταθµών. Σε µία δεδοµένη στιγµή, ο "αισθητήρας δεκτών" θα είναι πολύς πιό ευαίσθητος στις σεισµογενής παραλλαγές σε σύγκριση µε το "δέκτη ελέγχου". Αυτό το γεγονός χρησιµοποιείται στη προτεινόµενη τεχνική. Σχέδιο 2. Πάνω, µεσαίο και κάτω σχήµα: συντελεστής αυτοσυσχέτισης για τον Ιονοσφαιρικό σταθµό του Πετροπαβλόσκ, συντελεστής αυτοσυσχέτισης για Ιονοσφαιρικό σταθµό Magadan, συντελεστής συσχέτισης µεταξύ Σταθµών Πετροπαβλόσκ και Magadan για την περίοδο τον από Ιανουάριος - Απρίλιο 1974.Τα τρίγωνα δείχνουν τις ηµέρες µε τους σεισµούς, διαµάντια µαγνητικά διαταραγµένες ηµέρες. Για τον υπολογισµό των καθηµερινών συντελεστών συσχετισµού χρησιµοποιείται ο τυποποιηµένος καθορισµός του συντελεστή συσχέτισης(devore, 2000) όπου οι καταγραφές της κρίσιµης συχνότητας, ή της κάθετης συνολικής περιεκτικότητας σε ηλεκτρόνια (TEC), µε ίσα χρονικά διαστήµατα για τη δεδοµένη ηµέρα να χρησιµοποιούνται: Οι δείκτες 1 και 2 αντιστοιχούν στον πρώτο και δεύτερο στον ιονοσφαιρικό σταθµό (σ), f = fof2 (ωριαίες τιµές της κρίσιµης συχνότητας σε κλίµακα από 71

72 3.5 Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης ιονογράµµατα), k= 23 και af και σ καθορίζονται από τις ακόλουθες εκφράσεις (σε γενικές γραµµές, άλλα διαστήµατα δειγµατοληψίας µπορούν να χρησιµοποιηθούν, παραδείγµατος χάριν διαστήµατα 15 λεπτών όπως χρησιµοποιείται στους ιονοσφαιρικούς σταθµούς, ή διαστήµατα 10 λεπτών, τα οποία χρησιµοποιούµε για τους κάθετους υπολογισµούς TEC, αντίστοιχα, k αντιστοιχεί στον αριθµό εγγραφών): af είναι µια καθηµερινή µέση αξία της κρίσιµης συχνότητας, σ είναι η σταθερή απόκλιση. Σχέδιο 3. Πάνω σχήµα - συντελεστής συσχέτισης για Σταθµούς Πετροπαβλόσκ και Magadan για την περίοδο τον από Ιανουάριο Απρίλιος Κάτω σχήµα, M και m συντελεστές για τους ίδιους σταθµούς και η ίδια περίοδος. Τα τρίγωνα δείχνουν τις ηµέρες µε τους σεισµούς, σταυροί τις µαγνητικά διαταραγµένες ηµέρες. Η δοκιµή της υπόθεσης Η προτεινόµενη τεχνολογία εξετάστηκε στη σειρά σεισµών στη δυτική ειρηνική περιοχή (Ρωσία, Άπω Ανατολή, Ταϊβάν, Του Ιαπωνία). Για παράδειγµα θα εξετάσουµε τα στοιχεία δύο Ρωσικών σταθµών: Πετροπαβλόσκ-NA- Kamchatke (53,0 Ν, Ε) και Magadan (60,0 Ν, 151,0 Ε). Το πρώτο είναι µέσα στην κύρια ρωσική σεισµογενή περιοχή χερσόνησος kamchatka. Για να καταδείξουµε τη "διαδικασία ξεκαθαρίσµατος" παρουσιάζουµε τους συντελεστές αυτοσυσχέτισης και των δύο σταθµών για µια περίοδο 4 µηνών (Απρίλιος Ιανουαρίου, 1974) στα δύο πάνω σχήµατα από το σχέδιο 2. Αυτοσυσχέτιση σηµαίνει ότι κάθε επόµενη µέρα συσχετίστηκε µε την προηγούµενη. Κάθε µαγνητική διαταραχή που προκαλεί µια αλλαγή στην καθηµερινή διαφοροποίηση της κρίσιµης συχνότητας θα εντοπίζονταν από κάθε σταθµό στη µορφή πτώσης του συντελεστή αυτοσυσχέτισης. Εντούτοις, εξαιτίας της αυξανόµενης ιονοσφαιρικής µεταβλητότητας που προκαλείται από τη σεισµικό ενεργοποίηση, οι πρόσθετες πτώσεις του συντελεστή αυτοσυσχέτισης µόνο στις καταγραφές από το σταθµό του Πετροπαβλόσκ, λόγω της θέσης του µέσα περιοχή προετοιµασιών 72

73 3.5 Υπάρχουσες µέθοδοι πρόβλεψης σεισµού. Η συσχέτιση παρουσιάζεται στο κατώτερο σχέδιο του σχήµατος 2. Κάποιος µπορεί να δει ότι, τουλάχιστον κατά τη διάρκεια του πρώτου µέρους της παρατηρηθείσας περιόδου, µόνο οι πτώσεις που συνδέονται µε τα σεισµικά γεγονότα αφήνονται στους συντελεστές ετεροσυσχέτισης των εγγραφών σε σύγκριση µε την αυτοσυσχέτιση των εγγραφών. Ένα παρόµοιο σχέδιο µπορεί να παρατηρηθεί για µια άλλη περίοδο (Ιανουάριος Απρίλιος 1992) στο πάνωσχεδίο του σχήµατος 3. Και στις δύο περιπτώσεις (Σχήµατα 2 και 3) οι πτώσεις του συντελεστή συσχέτισης συνέβησαν από 5 έως 7 ηµέρες πριν από το χρόνο του σεισµικού κλονισµού. Μια άλλη παράµετρος που µπορεί να χρησιµοποιηθεί για τον υπολογισµό της ιονοσφαιρικής µεταβλητότητας είναι η καθηµερινή µέγιστη και ελάχιστη διαφορά των κρίσιµων συχνοτήτων εκτιµηµένων ανά µία ώρα και των δύο σταθµών (Gaivoronskaya και Pulinets, 2002): Είναι προφανές ότι η µεγαλύτερη διαφορά µεταξύ των δεικτών M και m υποδεικνύει την αυξανόµενη µεταβλητότητα. Μερικές φορές (όπως στις συνθήκες του ισηµερινού), όταν το καθηµερινό µέγιστο της κρίσιµης συχνότητας δεν εκφράζεται λόγω της επέκτασης των ωρών µε φως της ηµέρας, η χρήση αυτών των δεικτών της µεταβλητότητας µπορεί να είναι ακόµα αποτελεσµατικότερη, ένα γεγονός που καταδεικνύεται στο κατώ σχέδιο του σχήµατος 3. Μπορεί να φανεί από το σχήµα ότι η αστάθεια που παρατηρήθηκε τον Απρίλιο στο πάνω σχήµα εξαφανίστηκε στο κατω, αλλά τα προκαταρκτικά αποτελέσµατα φαίνονται στο σχήµα επίσης. Σχέδιο 4. Κάθετες παραλλαγές TEC (σηµεία) σε σύγκριση µε το µηνιαίο µέσο όρο (παχιά γραµµή). Λεπτή γραµµή Πάνω όριο υπολογισµένο όπως τον µηνιαίο µέσο όρο +σ. 73

74 4. Μελέτη πρόβλεψης σεισµών Κεφάλαιο 4 Η παρούσα διπλωµατική ασχολείται µε την πρόβλεψη σεισµού σε 2 µέρη της Ελλάδος. Τη Χίο(Σηµείο1), και τη Λευκάδα(Σηµείο 2). Τα σηµεία αυτά φαίνονται στο παραπάνω σχήµα. Για την πρόβλεψη θα χρησιµοποιήσουµε στοιχεία από ιονοσφαιρικές µεταβολές, σε χρονικό πλαίσιο γύρω από δεδοµένους σεισµούς που συνέβησαν στις 2 αυτές τοποθεσίες. Τα στοιχεία αυτά έχουν παρθεί από τη βάση δεδοµένων του Εθνικού Αστεροσκοπείου Αθηνών,και τη βάση δεδοµένων του Αριστοτελείου Πανεπιστηµιόυ Θεσσαλονόκης. 74

75 4. Μελέτη πρόβλεψης σεισµών Χίος Οι ακριβείς συντεταγµένες του σηµείου που έγινε ο σεισµός που θα µελετήσουµε κοντά στη Χίο είναι : Γεωγραφικό µήκος : Γεωγραφικό πλάτος : , ενώ ο σεισµός πραγµατοποιήθηκε στις 10 Ιουνίου 2001 µε µέγεθος 5.6 R και σε βάθος 33 χιλιοµέτρων. Το ακριβές σηµείο του σεισµού απεικονίζεται στο παρακάτω σχήµα. Η απόσταση του σηµείου αυτού από την Αθήνα όπου έγιναν οι µετρήσεις είναι περίπου km. 75

76 4. Μελέτη πρόβλεψης σεισµών Λευκάδα είναι : Οι ακριβείς συντεταγµένες της εστίας όπου έγινε ο σεισµός κοντά στη Λευκάδα Γεωγραφικό µήκος : Γεωγραφικό πλάτος : , ενώ ο σεισµός πραγµατοποιήθηκε στις 14 Αυγούστου 2003 µε µέγεθος 6.3 R και σε βάθος 11 χιλιοµέτρων. Το ακριβές σηµείο του σεισµού απεικονίζεται στο παρακάτω σχήµα. Η απόσταση του σηµείου αυτού από την Αθήνα όπου έγιναν οι µετρήσεις είναι περίπου km. 76

77 4.1 Ανάλυση µεθόδου πρόβλεψης παρούσας µελέτης 4.1 Ανάλυση µεθόδου που θα χρησιµοποιηθεί στην παρούσα διπλωµατική εργασία Για τον υπολογισµό των παραπάνω αποστάσεων και γενικά της ακριβής τοποθεσίας των σηµείων που µελετούµε πάνω στη γη, χρησιµοποιήθηκε το κλασσικό σύστηµα χαρτογράφησης, το οποίο αναλύεται στο παράρτηµα. Όπως αναφέρθηκε και παραπάνω, στις σύγχρονες µεθόδους πρόβλεψης σεισµών, χρησιµοποιείται η µελέτη των πρόδροµων φαινόµενων σε µια συγκεκριµένη περιοχή µε τη χρήση ενός συγκεκριµένου µεγέθους, το οποίο επηρεάζεται κάθε φορά µε τον ίδιο τρόπο στην περιοχή αυτή.η λογική της µεθοδολογίας αυτής είναι ότι κάθε περιοχή εφόσον χαρακτηρίζεται από τις γεωγραφικές και γεωφυσικές ιδιαιτερότητες της, το αποτύπωµα της περιοχής αυτής σε έναν επικείµενο σεισµό πρέπει να είναι συγκεκριµένο ή τουλάχιστον να ακολουθεί ένα συγκεκριµένο µοτίβο. Στην παρούσα εργασία επιλέγεται για µελέτη η κρίσιµη συχνότητα fof2 που χαρακτηρίζει την ιονόσφαιρα. Πιο συγκεκριµένα για την πραγµατοποίηση της µελέτης συγκεντρώνουµε όλες τις τιµές της fof2 για τους µήνες που ενδιαφέρουν(τον µήνα του σεισµού και αυτούς γύρω από τη στιγµή του σεισµού). ηλαδή η µελέτη θα πραγµατοποιηθεί σε πίνακες που θα περιέχουν τις τιµές αυτού του µεγέθους για κάθε µήνα ξεχωριστά, αλλά και µε συχνότητα δειγµατοληψίας ένα τέταρτο της ώρας. Ένα παράδειγµα µε αναφορά σε µερικά τέταρτα ενός 24ώρου απεικονίζεται παρακάτω. TIME 0:00 0:15 0:30 0:45 1:00 1:15 DATE 01/02/01 5,05 4,9 5,05 5,25 5,35 5,3 02/02/01 3,95 4,1 4,15 4,15 4,4 4,4 03/02/01 3,2 3,1 3,05 3,2 3,3 3,4 04/02/01 3,2 3,35 3,25 3,25 3,45 3,5 05/02/01 3,3 3,2 3,2 3,25 3,5 3,5 06/02/01 3,7 3,6 3,6 3,6 3,5 3,5 07/02/01 4,15 4,1 4,15 4,2 4,2 4,15 08/02/01 4,1 4,1 4,15 4,2 4,15 4,5 09/02/01 4,15 4,6 4,7 4,85 5,05 5,05 10/02/01 4,1 4,15 4,15 4,15 4,2 4,15 11/02/01 4,2 4,2 4,2 4,15 4,25 4,25 12/02/ ,95 3,9 3,85 3,75 13/02/01 3,75 4,1 4,15 4,15 4,15 4,15 14/02/01 5,35 5,15 5,4 4,75 5 4,85 15/02/01 4,85 4,9 4,95 4,85 5 4,9 16/02/01 4,15 4,2 4,2 4,2 4,2 4,2 17/02/01 3,95 3,2 3,85 3,9 4 3,95 18/02/01 5 4,75 4, ,8 19/02/01 4,15 4,2 4,2 3,9 4,25 4,2 20/02/01 4,7 4,7 4,75 4,65 4,5 4,65 21/02/01 4,95 4,95 5,05 5 5,05 5,25 22/02/01 4,9 4,9 4,9 4,85 4,75 4,75 23/02/01 4,95 4,95 4,85 4,55 4,8 4,9 24/02/ ,05 5,05 5,05 5,05 25/02/01 3,9 3,9 4,1 4,2 4,2 4,2 26/02/01 3,95 4,15 4,2 4,15 4,25 4,45 27/02/01 5,55 5,4 5,65 5,65 5,7 5,55 28/02/01 4,9 4,9 4,95 4,8 4,9 4,9 fof2median 4,15 4,2 4,2 4,2 4,25 4,425 Η συνέχεια της στατιστικής µας ανάλυσης θα είναι ο υπολογισµός της fof2median(δηλαδή της στατιστικής τιµής διαµέσου) σε κάθε στήλη του πίνακα. Με 77

78 4.1 Ανάλυση µεθόδου πρόβλεψης παρούσας µελέτης αυτόν τον τρόπο υπολογίζουµε τη στατιστική διάµεσο στις τιµές fof2 που αντιστοιχούν στη µέτρηση ενός συγκεκριµένου τετάρτου για όλες τις µέρες ενός µήνα. Η στατιστική διάµεσος Ν στοιχείων υπολογίζεται ως η µεσαία κατά σειρά τιµή των ταξινοµηµένων µε βάση την τιµή των Ν στοιχείων. Εάν Ν, περιττός ακέραιος τότε η µεσαία αυτή τιµή είναι το (Ν/2 + 1) κατά σειρά στοιχείο (εφόσον έχουν πρώτα ταξινοµηθεί µε βάση την τιµή τους), ενώ εάν Ν άρτιος ακέραιος τότε η µεσαία τιµή είναι ο µέσος όρος του Ν/2 και του (Ν/2+1) κατά σειρά στοιχείου. Οι τιµές της διαµέσου για τις διάφορες στήλες απεικονίζονται µε κόκκινο χρώµα στον παραπάνω πίνακα. Η στατιστική σηµασία της διαµέσου είναι πολύ σηµαντική, γιατί ουσιαστικά παραβλέπει τυχόν λάθη στην µέτρηση του µεγέθους fof2, τα οποία µπορούν να εκτοξεύσουν την τιµή του σε ακραίους αριθµούς, κάτι που θα προκαλούσε λάθος στον µέσο όρο των τιµών αυτών. Κατόπιν η διάµεσος αυτή χρησιµοποιείται για την κανονικοποίηση των τιµών fof2 για την ευκολότερη περαιτέρω στατιστική µελέτη τους. Οι κανονικοποιηµένες τιµές συµβολίζονται dfof2 και υπολογίζονται από τον εξής τύπο: df 0 F2 = f 0 F2 f 0 f 0 F2 F2 median median TIME 0:00 0:15 0:30 0:45 1:00 1:15 DATE 01/02/01 0, , , ,25 0, , /02/01-0,0482-0,0238-0,0119-0,0119 0, , /02/01-0,2289-0,2619-0,2738-0,2381-0,2235-0, /02/01-0,2289-0,2024-0,2262-0,2262-0,1882-0,209 05/02/01-0,2048-0,2381-0,2381-0,2262-0,1765-0,209 06/02/01-0,1084-0,1429-0,1429-0,1429-0,1765-0,209 07/02/01 0-0,0238-0, ,0118-0, /02/01-0,012-0,0238-0, ,0235 0, /02/01 0 0, , , , , /02/01-0,012-0,0119-0,0119-0,0119-0,0118-0, /02/01 0, , , /02/01-0,0361-0,0476-0,0595-0,0714-0,0941-0, /02/01-0,0964-0,0238-0,0119-0,0119-0,0235-0, /02/01 0, , , , , , /02/01 0, , , , , , /02/ ,0118-0, /02/01-0,0482-0,2381-0,0833-0,0714-0,0588-0, /02/01 0, , , , , , /02/ , , /02/01 0, , , , , , /02/01 0, , , , , , /02/01 0, , , , , , /02/01 0, , , , , , /02/01 0, , , , , , /02/01-0,0602-0,0714-0, ,0118-0, /02/01-0,0482-0, , , /02/01 0, , , , , , /02/01 0, , , , , ,

79 4.1 Ανάλυση µεθόδου πρόβλεψης παρούσας µελέτης Η εφαρµογή του τύπου στον αρχικό πίνακα απεικονίζεται στον παραπάνω πίνακα. Εάν απεικονίσουµε τις τιµές DfoF2 για έναν µήνα έχουµε την παρακάτω µορφή: DfoF Days of [Aug-2001] Πρέπει να σηµειωθεί ότι για πολλά τέταρτα της ώρας δεν βρέθηκαν τιµές από το Αστεροσκοπείο Αθηνών οπότε χρησιµοποιήθηκε γραµµική παρεµβολή για τον ορισµό των τιµών. Αυτός είναι και ο λόγος που στο παραπάνω σχήµα στην 23 η,24 η και 25 η µέρα έχουµε την πανοµοιότυπη περίπου κυµατοµορφή(καθώς λόγω της γραµµικής παρεµβολής αυξάνεται γραµµικά η τιµής της fof2 κατά τη διάρκεια κάθε µέρας, οπότε και µε την κανονικοποίηση έχουµε την παραπάνω µορφή). Πλέον µπορούµε να αναζητήσουµε την ύπαρξη κάποιου µοτίβου στην εµφάνιση των σεισµών. Για το λόγο αυτό θα χρησιµοποιήσουµε µέρη κάποιων κυµατοµορφών από τα διαγράµµατα των κανονικοποιηµένων τιµών DfoF2, για τα οποία υποψιαζόµαστε ότι αποτελούν ενδεικτικό στοιχείο της µορφής του «αποτυπώµατος» που µπορεί να αφήσει ένας σεισµός στο µέγεθος αυτό. Αναζητώντας λοιπόν στα διαγράµµατα των µηνών των σεισµών που µελετούµε έχουµε τα εξής 4 δείγµατα τα οποία θα χρησιµοποιήσουµε για την υπαρξη κάποιου επαναλαµβανόµενου µοτίβου. 79

80 4.2 Παρουσίαση δειγµάτων Κεφάλαιο 4.2 είγµα 1 Το δείγµα 1 πάρθηκε από την 11 η µέρα του µήνα Αυγούστου Εκείνο τον µήνα έγινε ο σεισµός στη Λευκάδα στις 14 Αυγούστου. Στο παρακάτω σχήµα το δείγµα είναι επιλεγµένο µέσα στο πλαίσιο Πιο συγκεκριµένα το δείγµα πάρθηκε από τις κανονικοποιηµένες τιµές της 11 ης Αυγούστου 2003, από το 46 ο τέταρτο µέχρι το 79 ο τέταρτο της συγκεκριµένης µέρας(κάθε µέρα αποτελείται από 96 τέταρτα). Η κυµατοµορφή αυτή µόνη της απεικονίζεται στο παρακάτω σχήµα DfoF Days of [Aug-2003] 80

81 4.2 Παρουσίαση δειγµάτων είγµα 2 Το δείγµα 2 πάρθηκε από την 7 η και 8 η µέρα του µήνα Αυγούστου Εκείνο τον µήνα έγινε ο σεισµός στη Λευκάδα στις 14 Αυγούστου. Στο παρακάτω σχήµα το δείγµα είναι επιλεγµένο µέσα στο πλαίσιο Πιο συγκεκριµένα το δείγµα πάρθηκε από τις κανονικοποιηµένες τιµές από το 74 ο τέταρτο της 7 ης Αυγούστου 2003, µέχρι το 48 ο τέταρτο της 8 ης Αυγούστου 2003 (Κάθε µέρα αποτελείται από 96 τέταρτα). Η κυµατοµορφή αυτή µόνη της απεικονίζεται στο παρακάτω σχήµα DfoF Days of [Aug-2003] 81

82 4.2 Παρουσίαση δειγµάτων είγµα 3 Το δείγµα 3 πάρθηκε από την 10 η του µήνα Ιουνίου Εκείνο τον µήνα έγινε ο σεισµός στη Χίο στις 10 Ιουνίου. ηλαδή το δείγµα είναι από το µήνα του σεισµού. Στο παρακάτω σχήµα το δείγµα είναι επιλεγµένο µέσα στο πλαίσιο Πιο συγκεκριµένα το δείγµα πάρθηκε από τις κανονικοποιηµένες τιµές της 10 ης Ιουνίου 2001, από το 4 ο τέταρτο µέχρι το 90 ο τέταρτο της συγκεκριµένης µέρας(κάθε µέρα αποτελείται από 96 τέταρτα). Η κυµατοµορφή αυτή µόνη της απεικονίζεται στο παρακάτω σχήµα DfoF Days of [Jun-2001] 82

83 4.2 Παρουσίαση δειγµάτων είγµα 4 Το δείγµα 4 πάρθηκε από την 3 η, 4 η και 5 η µέρα του µήνα Ιουνίου Εκείνο τον µήνα έγινε ο σεισµός στη Χίο στις 10 Αυγούστου. ηλαδή το δείγµα είναι από το µήνα του σεισµού. Στο παρακάτω σχήµα το δείγµα είναι επιλεγµένο µέσα στο πλαίσιο Πιο συγκεκριµένα το δείγµα πάρθηκε από τις κανονικοποιηµένες τιµές από το 1 ο τέταρτο της 3 ης Ιουνίου 2001, µέχρι το 18 ο τέταρτο της 5 ης Ιουνίου 2001 (Κάθε µέρα αποτελείται από 96 τέταρτα). Η κυµατοµορφή αυτή µόνη της απεικονίζεται στο παρακάτω σχήµα DfoF Days of [Jun-2001] 83

84 4.2 Παρουσίαση δειγµάτων Σε αυτό το σηµείο πρέπει να σηµειωθεί ότι τα παραπάνω δείγµατα θα χρησιµοποιηθούν για να βρεθεί κατά το πόσο κάνουν την εµφάνιση τους σε χρονικό διάστηµα γύρω από κάθε σεισµό. Για την ταυτοποίηση των δειγµάτων θα χρησιµοποιήσουµε την τεχνική της «ετεροσυσχέτισης», η οποία θα αποκαλύψει κατά πόσο «µοιάζει» το δείγµα µας µε την εκάστοτε κυµατοµορφή, παρµένη από τις κανονικοποιηµένες τιµές που αναφέραµε παραπάνω. 84

85 4.3 Μελέτη σεισµού Χίου 10/06/ Μελέτη σεισµού Χίου 10/06/2001 Πριν την εφαρµογή της ετεροσυσχέτισης πάνω στις κανονικοποιηµένες τιµές πρέπει να δούµε τις τιµές αυτές σε διαγράµµατα για τον µήνα του σεισµού, όπως επίσης για τους µήνες γύρω από τον σεισµό DfoF Days of [Apr-2001] DfoF Days of [May-2001] 85

86 4.3 Μελέτη σεισµού Χίου 10/06/ DfoF Days of [Jun-2001] DfoF Days of [Jul-2001] 86

87 Μελέτη σεισµού Χίου 10/06/ Μελέτη κανονικοποιηµένων διαγραµµάτων ετεροσυσχέτισης Dfof Μελέτη Αποτελέσµατος ετεροσυσχέτισης διαγραµµάτων Dfof2 Μετά από µελέτη των ετεροσυσχετίσεων όλων των κανονικοποιηµένων διαγραµµάτων Dfof2 που αφορούν το σεισµό της Χίου(2001) φτάσαµε στο συµπέρασµα πως οι ετεροσυσχετίσεις που αξίζουν περαιτέρω έρευνας είναι αυτές που πραγµατοποιήθηκαν µε βάση τα δείγµατα 1 και 3. Παρακάτω παρατίθενται πρώτα τα διαγράµµατα ετεροσυσχετίσεων για τους µήνες Απρίλιο, Μάιο, Ιούνιο και Ιούλιο του 2001 µε το δείγµα 1, ο συγκεντρωτικός πίνακας που αντιστοιχίζει τα παρατηρούµενα «ύποπτα σηµεία» των διαγραµµάτων για πρόδροµο φαινόµενο(προσεισµό) ή µετασεισµό µε πραγµατικά σεισµικά φαινόµεµα που έχουν καταγραφεί. Κατόπιν υπάρχουν για τους ίδιους µήνες τα διαγράµµατα ετεροσυσχετίσεων µε το δείγµα 3, και ο αντίστοιχος συγκεντρωτικός πίνακας. 87

88 Μελέτη σεισµού Χίου 10/06/ Μελέτη κανονικοποιηµένων διαγραµµάτων ετεροσυσχέτισης Dfof2 µε δείγµα Σηµείο Ετεροσυσχέτιση τιµών Dfof2 Απριλίου 2001 µε δείγµα 1 88

89 Μελέτη σεισµού Χίου 10/06/ Μελέτη κανονικοποιηµένων διαγραµµάτων ετεροσυσχέτισης Dfof2 µε δείγµα Σηµείο 2 Σηµείο 4 Σηµείο Ετεροσυσχέτιση τιµών Dfof2 Μάιου 2001 µε δείγµα 1 89

90 Μελέτη σεισµού Χίου 10/06/ Μελέτη κανονικοποιηµένων διαγραµµάτων ετεροσυσχέτισης Dfof2 µε δείγµα Σηµείο 5 Σηµείο Ετεροσυσχέτιση τιµών Dfof2 Ιουνίου 2001 µε δείγµα 1 90

91 Μελέτη σεισµού Χίου 10/06/ Μελέτη κανονικοποιηµένων διαγραµµάτων ετεροσυσχέτισης Dfof2 µε δείγµα Σηµείο Ετεροσυσχέτιση τιµών Dfof2 Ιουλίου 2001 µε δείγµα 1 91

92 Μελέτη σεισµού Χίου 10/06/ Συγκεντρωτικός πίνακας 1 Παρατηρηµένα σηµεία πάνω στα κανονικοποιηµένα διαγράµµατα Dfof2 Παρατηρηµένα σηµεία πραγµατικών σεισµικών δονήσεων Ηµέρα Ώρα Γεωγραφικό µήκος Γεωγραφικό πλάτος Ηµέρα Ωρα Βάθος(km) Ένταση M (Richter) Σηµείο 1 11/4/ : /4/ : Σηµείο 2 1/5/ : /5/2001 6: Σηµείο 3 24/5/2001 0: /5/2001 3: Σηµείο 4 25/5/ : /5/ : Σηµείο 5 6/6/ : /6/ : Σηµείο 6 10/6/2001 2: /6/ : Σηµείο 7 22/7/2001 0: /7/ :

93 Μελέτη σεισµού Χίου 10/06/ Μελέτη κανονικοποιηµένων διαγραµµάτων ετεροσυσχέτισης Dfof2 µε δείγµα Σηµείο 9 Σηµείο 11 Σηµείο 8 Σηµείο Ετεροσυσχέτιση τιµών Dfof2 Απριλίου 2001 µε δείγµα 3 93

94 Μελέτη σεισµού Χίου 10/06/ Μελέτη κανονικοποιηµένων διαγραµµάτων ετεροσυσχέτισης Dfof2 µε δείγµα Σηµείο Σηµείο Ετεροσυσχέτιση τιµών Dfof2 Ιουνίου 2001 µε δείγµα 3 94

95 Μελέτη σεισµού Χίου 10/06/ Μελέτη κανονικοποιηµένων διαγραµµάτων ετεροσυσχέτισης Dfof2 µε δείγµα Σηµείο Σηµείο Ετεροσυσχέτιση τιµών Dfof2 Ιουλίου 2001 µε δείγµα 3 95

96 Μελέτη σεισµού Χίου 10/06/ Συγκεντρωτικός πίνακας 2 Παρατηρηµένα σηµεία πάνω στα κανονικοποιηµένα διαγράµµατα Dfof2 Παρατηρηµένα σηµεία πραγµατικών σεισµικών δονήσεων Ηµέρα Ώρα Γεωγραφικό µήκος Γεωγραφικό πλάτος Ηµέρα Ωρα Βάθος(km) Ένταση M (Richter) Σηµείο 8 10/4/2001 0: /4/ : Σηµείο 9 11/4/ : /4/2001 8: Σηµείο 10 18/4/2001 0: /4/2001 0: Σηµείο 11 19/4/2001 4: /4/2001 0: Σηµείο 12 22/6/2001 1: /6/ : Σηµείο 13 23/6/ : /6/ : /6/2001 0: /6/2001 1: /6/2001 1: /6/2001 2: Σηµείο 14 26/7/2001 2: /6/2001 2: /6/2001 2: /6/2001 2: /6/2001 4: /6/ : Σηµείο 23 30/7/ : /6/ :

97 Μελέτη σεισµού Χίου 10/06/ Συµπεράσµτα µελέτης στη Χίο Απο τη µελέτη των παραπάνω συγκεντρωτικών πινάκων, εύκολα παρατηρούµε οτι τα περισσότερα πρόδροµα φαινόµενα τα οποία συσχετίζονται µε τις απότοµες µεταβολές της ετεροσυσχέτισης µε τα διάφορα δείγµατα, δεν έλαβαν χώρα στην ίδια σεισµική περιοχή µε το σεισµό που µελετούµε. Ερευνώντας λίγο πιο διεξοδικά βρέθηκε οτι οι σεισµικές αυτές δονήσεις οφείλονται στην πραγµατικότητα σε κάποιους άλλους κύριους σεισµούς που πραγµατοποιήθηκαν στο χρονικό πλαίσιο κοντά στο σεισµό υπό µελέτη. Πιο συγκεκριµένα παρατηρούµε κάποια πολύ ενδιαφέροντα φαινόµενα όσον αφορά τον κύριο σεισµό που έγινε κοντά στην Κρήτη στις 29 Μαίου 2001 στις 4:44 µε γεωγραφικό µήκος και πλάτος 27.81, σε βάθος 5 km και ένταση 5.1 Richter. Στο παραπάνω σχήµα απεικονίζεται στο γκρι πλαίσιο και µε τις ακριβείς συντεταγµένες το σηµείο του σεισµού αυτού. Απο τις παρατηρήσεις των ετεροσυσχετίσεων που κάναµε παραπάνω, παρατηρούµε οτι πράγµατι κοντά στο σηµείο αυτό πραγµατοποιήθηκαν πρόδροµα φαινόµενα τα οποία επιβεβαιώνονται και απο τα διαγράµµατα των ετεροσυσχετίσεων. Πιο συγκεκριµένα απο τα διαγράµµατα µε τη χρήση του δείγµατος 1 (βλ. παραπάνω), π.χ. τα σηµεία 2 και 4 (βλ. 1 ο συγκεντρωτικό πίνακα) συσχετίζονται µε δύο πρόδροµα φαινόµενα αυτού του σεισµού. 97

98 Μελέτη σεισµού Χίου 10/06/ Συµπεράσµτα µελέτης στη Χίο Σηµείο 2 Σηµείο 4 Συγκεντρώνοντας όλα τα σηµεία των προσεισµών που παρατηρήθηκαν απο τα διαγράµµατα των ετεροσυσχετίσεων, προκύπτει το παρακάτω σχήµα. 98

99 Μελέτη σεισµού Χίου 10/06/ Συµπεράσµτα µελέτης στη Χίο Στο παραπάνω σχήµα απεικονίζεται το τόξο του Ν. Αιγαίου. Σ αυτό το τόξο προφανώς εντάσσονται οι σεισµοί που έλαβαν χώρα στα σηµεία του παραπάνω σχήµατος. Είναι δηλαδή λογικό να έχουµε αναταραχή σε όλη την περιοχή του τόξου όταν επίκειται µεγάλος σεισµός. Επίσης παρατηρούµε κάποια πολύ ενδιαφέροντα φαινόµενα όσον αφορά τον κύριο σεισµό που έγινε κοντά στην Σκύρο στις 26 Ιουλίου 2001 στις 00:21 µε γεωγραφικό µήκος και πλάτος 24.35, σε βάθος 19 km και ένταση 5.3 Richter, 99

100 Μελέτη σεισµού Χίου 10/06/ Συµπεράσµτα µελέτης στη Χίο όπως φαίνεται και στο παραπάνω σχήµα. Όπως και στην προηγούµενη περίπτωση οι κατεγραµµένες προσεισµικές δονήσεις που σχετίζονται µε αυτό το σεισµό εύκολα εντοπίζονται από τα διαγράµµατα των ετεροσυσχετίσεων. ύο από αυτά τα σηµεία είναι τα παρακάτω(σηµείο12 και σηµείο 13). Σηµείο 12 Σηµείο 13 Συγκεντρώνοντας όλα τα σηµεία των προσεισµών και µετασεισµών που παρατηρήθηκαν απο τα διαγράµµατα των ετεροσυσχετίσεων, προκύπτουν τα παρακάτω σχήµατα. 100

101 Μελέτη σεισµού Χίου 10/06/ Συµπεράσµτα µελέτης στη Χίο Είναι φανερό ότι τα παραπάνω σηµεία ανήκουν στο ρήγµα της Βόρειας Ανατολίας, το οποίο απεικονίζεται στο παρακάτω σχήµα µε κίτρινο χρώµα. 101

102 4.4 Μελέτη σεισµού Λευκάδας 14/08/ Μελέτη σεισµού Λευκάδα 14/08/2003 Πριν την εφαρµογή της ετεροσυσχέτισης πάνω στις κανονικοποιηµένες τιµές πρέπει να δούµε τις τιµές αυτές σε διαγράµµατα για τον µήνα του σεισµού, όπως επίσης για τους µήνες γύρω από τον σεισµό DfoF Days of [Jun-2003] DfoF Days of [Jul-2003] 102

103 4.4 Μελέτη σεισµού Λευκάδας 14/08/ DfoF Days of [Aug-2003] DfoF Days of [Sep-2003] 103

104 Μελέτη σεισµού Λευκάδας 14/08/ Μελέτη κανονικοποιηµένων διαγραµµάτων ετεροσυσχέτισης Dfof2 Μελέτη Αποτελέσµατος ετεροσυσχέτισης διαγραµµάτων Dfof2 Μετά από µελέτη των ετεροσυσχετίσεων όλων των κανονικοποιηµένων δ ιαγραµµάτων Dfof2 που αφορούν το σεισµό της Λευκάδας(2003) φτάσαµε στο συµπέρασµα πως οι ετεροσυσχετίσεις που αξίζουν περαιτέρω έρευνας είναι αυτές που πραγµατοποιήθηκαν µε βάση τα δείγµατα 1,2 και 3. Παρακάτω παρατίθενται τα διαγράµµατα ετεροσυσχετίσεων για τους µήνες Ιούνιο, Ιούλιο και Αύγουστο του 2001 µε το δείγµα 1,2 και 3 όπως επίσης ο συγκεντρωτικός πίνακας που αντιστοιχίζει τα παρατηρούµενα «ύποπτα σηµεία» των διαγραµµάτων για πρόδροµο φαινόµενο(προσεισµό) ή µετασεισµό µε πραγµατικά σεισµικά φαινόµεµα που έχουν καταγραφεί. Πρέπει να σηµειωθεί πως εφόσον παρατηρήθηκαν πολλά σηµεία στα δ ιαγράµµατα των ετεροσυσχετίσεων τα οποία να απέχουν χρονική απόσταση λίγων ωρών και να συσχετίζονται τελικά µε την ίδια χρονική δόνηση, κρίθηκε φρόνιµο αυτά τα σηµεία να συµβολίζονται µε τον ίδιο αριθµό αλλά και µε δείκτη που να υποδηλώνει από ποιο δείγµα προέκυψε το συγκεκριµένο κάθε φορά διάγραµµα ετεροσυσχέτισης. Για παράδειγµα όταν υπάρχει ο δείκτης «α» τότε χρησιµοποιήθηκε το δείγµα 1,όταν υπάρχει ο δείκτης «β» χρησιµοποιήθηκε το δείγµα 2 και όταν υπάρχει ο δείκτης «γ» χρησιµοποιήθηκε το δείγµα 3. Το δείγµα 4 δεν χρησιµοποιήθηκε στα παρακάτω διαγράµµατα γιατί τα αποτελέσµατα που παράγει είναι τελικά σχεδόν πανοµοιότυπα µε αυτά του δείγµατος

105 Μελέτη σεισµού Λευκάδας 14/08/ Μελέτη κανονικοποιηµένων διαγραµµάτων ετεροσυσχέτισης Dfof2 µε δείγµα Σηµείο 4α Σηµείο 3α Σηµείο 5α Σηµείο 1α Ετεροσυσχέτιση τιµών Dfof2 Ιουνίου 2003 µε δείγµα 1 105

106 Μελέτη σεισµού Λευκάδας 14/08/ Μελέτη κανονικοποιηµένων διαγραµµάτων ετεροσυσχέτισης Dfof2 µε δείγµα Σηµείο 8α 0.5 Σηµείο 9α Σηµείο 10α Σηµείο 11α Ετεροσυσχέτιση τιµών Dfof2 Ιουλίου 2003 µε δείγµα 1 106

107 Μελέτη σεισµού Λευκάδας 14/08/ Μελέτη κανονικοποιηµένων διαγραµµάτων ετεροσυσχέτισης Dfof2 µε δείγµα Σηµείο 19α Ετεροσυσχέτιση τιµών Dfof2 Αυγούστου 2003 µε δείγµα 1 107

108 Μελέτη σεισµού Λευκάδας 14/08/ Μελέτη κανονικοποιηµένων διαγραµµάτων ετεροσυσχέτισης Dfof2 µε δείγµα Σηµείο 1β Σηµείο 6β Σηµείο 7β Σηµείο 2β -4 Σηµείο 4β Ετεροσυσχέτιση τιµών Dfof2 Ιουνίου 2003 µε δείγµα 2 108

109 Μελέτη σεισµού Λευκάδας 14/08/ Μελέτη κανονικοποιηµένων διαγραµµάτων ετεροσυσχέτισης Dfof2 µε δείγµα Σηµείο 10β Σηµείο 8β Ετεροσυσχέτιση τιµών Dfof2 Ιουλίου 2003 µε δείγµα 2 109

110 Μελέτη σεισµού Λευκάδας 14/08/ Μελέτη κανονικοποιηµένων διαγραµµάτων ετεροσυσχέτισης Dfof2 µε δείγµα Σηµείο 1γ Σηµείο 6γ 2 1 Σηµείο 5γ Σηµείο 3γ -3 Σηµείο 7γ -4 Σηµείο 2γ Σηµείο 4γ Ετεροσυσχέτιση τιµών Dfof2 Ιουνίου 2003 µε δείγµα 3 110

111 Μελέτη σεισµού Λευκάδας 14/08/ Μελέτη κανονικοποιηµένων διαγραµµάτων ετεροσυσχέτισης Dfof2 µε δείγµα Σηµείο 10γ Σηµείο 8γ Ετεροσυσχέτιση τιµών Dfof2 Ιουλίου 2003 µε δείγµα 3 111

112 Μελέτη σεισµού Λευκάδας 14/08/ Μελέτη κανονικοποιηµένων διαγραµµάτων ετεροσυσχέτισης Dfof2 µε δείγµα Σηµείο 20γ Σηµείο 12γ Ετεροσυσχέτιση τιµών Dfof2 Αυγούστου 2003 µε δείγµα 3 112

113 Μελέτη σεισµού Λευκάδας 14/08/ Συγκεντρωτικός Πίνακας Παρατηρηµένα σηµεία πάνω στα κανονικοποιηµένα διαγράµµατα Dfof2 Παρατηρηµένα σηµεία πραγµατικών σεισµικών δονήσεων Σηµείο 1α 9/6/2003 2:00 Ηµέρα Ώρα Γεωγραφικό µήκος Γεωγραφικό πλάτος Ηµέρα Ωρα Βάθος(km) Ένταση M (Richter) { } { } { } { { Σηµείο 1β 8/6/ : /6/ : Σηµείο 1γ 9/6/2003 4:00 Σηµείο 2β 12/6/2003 0:00 Σηµείο 2γ 12/6/2003 1:00 Σηµείο 3α 12/6/ :00 Σηµείο 3γ 12/6/ :00 Σηµείο 4α 13/6/ : /6/2003 0: /6/ : Σηµείο 4β 13/6/ : /6/ : Σηµείο 4γ 13/6/ :00 Σηµείο 5α 16/6/2003 1:30 Σηµείο 5γ 16/6/2003 1:30 { { { Σηµείο 6β 18/6/ :00 Σηµείο 6γ 18/6/2003 1:00 Σηµείο 7β 22/6/ :15 Σηµείο 7γ 22/6/ :30 Σηµείο 8α 3/7/ : /6/2003 8: /6/2003 5: /6/ : Σηµείο 8β 3/7/ : /7/ : Σηµείο 8γ 3/7/ :15 } } } } } Σηµείο 9α 9/7/ : /7/ : { } Σηµείο 10α 26/7/ :00 Σηµείο 10β 26/7/ : /7/2003 1: Σηµείο 10γ 27/7/2003 3:00 Σηµείο 11α 26/7/ :45 { /7/ : /8/2003 5: /8/2003 8: /8/ : Σηµεία 12γ 14/8/ : /8/ : /8/ : /8/ : /8/ : Σηµείο 19α 18/8/2003 1: /8/ : Σηµείο 20γ 10/8/ : /8/2003 9:

114 Μελέτη σεισµού Λευκάδας 14/08/ Συµπεράσµατα µελέτης σεισµού στη Λευκάδα Παρατηρώντας τα παραπάνω αποτελέσµατα, παρατηρούµε(πάλι όπως και στη µ ελέτη του προηγούµενου σεισµού) ότι τα πρόδροµα φαινόµενα που αντιστοιχίζονται µε απότοµες µεταβολές, τοπικά µέγιστα ή ελάχιστα των διαγραµµάτων των ετεροσυσχετίσεων αφορούν σεισµικές δονήσεις σε διαφορετικά σηµεία από την περιοχή του σεισµού που µελετούµε. Αυτό είναι λογικό καθώς οι µετρήσεις του Αστεροσκοπείου Αθηνών επηρεάζονται από όλες τις σεισµικές δονήσεις που συµβαίνουν πολύ συχνά στον Ελλαδικό χώρο, και όχι από µια µεµονωµένη περιοχή µόνο. Άλλωστε ψάχνωντας τις κατεγραµµένες σεισµικές δονήσεις της περιοχής της Λευκάδας για τον µήνα του σεισµού(αύγουστος 2003) δεν καταγράφονται προσεισµοί. Μελετώντας όµως άλλους κύριους σεισµούς που µπορεί να επηρέασαν τις µετρήσεις µας διαπιστώσαµε τα εξής: Κάποιες από τις σεισµικές δονήσεις οφείλονται στην πραγµατικότητα σε κάποιους άλλους κύριους σεισµούς που πραγµατοποιήθηκαν στο χρονικό πλαίσιο κοντά στο σεισµό υπό µελέτη. Πιο συγκεκριµένα παρατηρούµε κάποια πολύ ενδιαφέροντα φαινόµενα όσον αφορά τ ον κύριο σεισµό που έγινε κοντά στη Σαµοθράκη στις 9 Ιουλίου 2003 στις 22:31 µε γεωγραφικό µήκος και πλάτος 26.09, σε βάθος 33 km και ένταση 5.4 Richter(βλ. παρακ ταν σχήµα). 114

115 Μελέτη σεισµού Λευκάδας 14/08/ Συµπεράσµατα µελέτης σεισµού στη Λευκάδα Από τα διαγράµµατα των ετεροσυσχετίσεων έχει εντοπιστεί ένας µετασεισµός που πραγµατοποιήθηκε στην περιοχή, στις 9 Ιουλίου 2003 µε ένταση 4.6 Richter(βλ. σηµείο 9α). Επίσης από στα διαγράµµατα φαίνεται φανερά η επίδραση του σεισµού της Λευκάδας που µελετούµε(βλ. σηµείο 12γ) όπως επίσης και των µετασεισµών (βλ. σηµείο 19α). Παρακάτω απεικονίζονται και όλα τα σηµεία των µετασεισµών την ηµέρα του σεισµού(24/8/2003) αλλά και πιο µετά. 115

116 Μελέτη σεισµού Λευκάδας 14/08/ Συµπεράσµατα µελέτης σεισµού στη Λευκάδα Σηµείο 19α Σηµεία µετασεισµών 116

117 Μελέτη σεισµού Λευκάδας 14/08/ Συµπεράσµατα µελέτης σεισµού στη Λευκάδα Ρήγµατα στη Λευκάδα - Ζάκυνθο 117

118 5 Τελικά Συµπεράσµατα - Παρατηρήσεις 5. Συνολικές παρατηρήσεις Είναι φανερό ότι οι ισχυροί σεισµοί έχουν επίδραση στην ιονόσφαιρα και µάλιστα στην κρίσιµη συχνότητα fof2. Η αναζήτηση ενός συγκεκριµένου µοτίβου στις ιονοσφαιρικές µεταβολές αυτής της συχνότητας δεν είναι µάταιη. Αντίθετα µπορεί να βοηθήσει στην βραχυπρόθεσµη πρόγνωση ενός σεισµού, όταν εντοπιστεί ότι το συγκεκριµένο µοτίβο ιονοσφαιρικής µεταβολής, που ενδέχεται µάλιστα να χαρακτηρίζει µια συγκεκριµένη περιοχή, ξαναεπαναλαµβάνεται. Βέβαια το ζήτηµα δεν είναι τόσο απλό. Η ιονόσφαιρα επηρεάζεται άµεσα και από την επίδραση του ήλιου κατά τη διάρκεια της ηµέρας, και µάλιστα ιδιαίτερα τους καλοκαιρινούς µήνες. Επίσης ισχυρή επίδραση ασκούν οι διάφορες ηλεκτροµαγνητικές καταιγίδες, λόγω των θυελλών ή άλλων φυσικών φαινοµένων, που µπορεί να πλήττουν µια περιοχή. Επίσης το υπέδαφος, η γεωλογική κατασκευή, η ύπαρξη ραδιενεργών υλικών στο υπέδαφος µπορεί να επηρεάσουν την ιονόσφαιρα, δίνοντας σε µας λανθασµένη εντύπωση για πρόδροµα φαινόµενα σεισµών. Η µέθοδος που χρησιµοποιήθηκε παραπάνω είναι αρκετά ελπιδοφόρα για την βραχεία πρόγνωση ενός σεισµού καθώς παράγει κάποιες βάσιµες ενδείξεις. Εντούτοις για µια πιο επιστηµονικά βάσιµα πρόβλεψη απαιτείται περαιτέρω µελέτη των παραπάνω φαινοµένων(π.χ. ηλεκτροµαγνητικών καταιγίδων, επίδραση ήλιου, ραδιενεργά υλικά) σε µια συγκεκριµένη περιοχή στην οποία µας ενδιαφέρει να γίνει σωστή πρόβλεψη σεισµού. Φυσικά κάτι τέτοιο απαιτεί χρόνια µελέτης και έρευνας καθώς το ζήτηµα είναι χαοτικό, λόγω της ύπαρξης πολλών παραγόντων που πρέπει να ληφθούν υπόψην. Το σίγουρο πάντως είναι ότι η µελέτη της ιονόσφαιρας και του επηρεασµού της από τα διάφορα φυσικά φαινόµενα, είναι ελπιδοφόρα για την αποκόµιση χρήσιµων συµπερασµάτων για τη γένεση και την εκδήλωση των σεισµών εφόσον οι πρώτες ενδείξεις είναι θετικές προς την κατεύθυνση αυτή. 118

119 6. Παράρτηµα Παράρτηµα Χαρτογραφικό σύστηµα αναφοράς Το σύστηµα αναφοράς που χρησιµοποιείται στη χαρτογραφία είναι το σύστηµα των γεωγραφικών συντεταγµένων (διπλανό σχήµα 1.2), που αναφέρεται σε κάποιο από τα ελλειψοειδή που χρησιµοποιούνται στην πράξη ή σε µία σφαίρα. Πάνω σε αυτό το σύστηµα αναφοράς οι µεσηµβρινοί κάθε σηµείου είναι επίπεδα που περιλαµβάνουν την κάθετο στο σηµείο προς την επιφάνεια αναφοράς και τον άξονα περιστροφής, ενώ οι παράλληλοι είναι επίπεδα που περιλαµβάνουν το σηµείο και είναι κάθετα στον άξονα περιστροφής. Για το ελλειψοειδές εκ περιστροφής οι µεσηµβρινοί είναι ελλείψεις ίσες µεταξύ τους ενώ για τη σφαίρα κύκλοι. Οι παράλληλοι και στο ελλειψοειδές και στη σφαίρα είναι κύκλοι των οποίων η ακτίνα µειώνεται όσο πλησιάζουµε στους πόλους. Ο παράλληλος που διέρχεται από το κέντρο της γης ονοµάζεται ισηµερινός. Κάθε σηµείο του οποίου θέλουµε να προσδιορίσουµε τη θέση προβάλλεται από τη φυσική γήινη επιφάνεια πάνω στην επιφάνεια του ελλειψοειδούς ή της σφαίρας κατά τη διεύθυνση της καθέτου στην επιφάνεια αυτή. Το µήκος της καθέτου, δηλαδή η απόσταση του σηµείου από το ελλειψοειδές ή τη σφαίρα, ονοµάζεται γεωµετρικό υψόµετρο ή απλά υψόµετρο (h). Η θέση της προβολής του σηµείου πάνω στην επιφάνεια του ελλειψοειδούς ή της σφαίρας προσδιορίζεται µε τη βοήθεια δύο γωνιών. Η γωνία που σχηµατίζει η κάθετος από το σηµείο στην επιφάνεια του ελλειψοειδούς ή της σφαίρας µε το επίπεδο του ισηµερινού ονοµάζεται γεωγραφικό πλάτος (φ). Η δίεδρη γωνία που σχηµατίζεται από το επίπεδο του µεσηµβρινού που διέρχεται από το σηµείο και από έναν αυθαίρετα επιλεγµένο µεσηµβρινό ονοµάζεται γεωγραφικό µήκος (λ). Ο αυθαίρετα επιλεγµένος µεσηµβρινός συνήθως είναι ο µεσηµβρινός που διέρχεται από το Greenwich. Οι γεωγραφικές συντεταγµένες µετρώνται σε µοίρες. Το γεωγραφικό πλάτος κυµαίνεται από 0 ως 90 στο βόρειο ηµισφαίριο και από 0 ως -90 στο νότιο ηµισφαίριο της γης ενώ το γεωγραφικό µήκος κυµαίνεται από 0 ως 360. Το σύστηµα των γεωγραφικών συντεταγµένων είναι ουσιαστικά ένα σύστηµα επιφανειακών συντεταγµένων για την επιφάνεια αναφοράς (ελλειψοειδές ή σφαίρα). Το δίκτυο των συντεταγµένων αυτών (σχήµα 1.2) πάνω στο ελλειψοειδές ή τη σφαίρα είναι ένα δίκτυο µεσηµβρινών και παραλλήλων. Οι µεσηµβρινοί είναι γραµµές µε σταθερό γεωγραφικό µήκος (λ=c) και οι παράλληλοι γραµµές µε 119

120 6. Παράρτηµα σταθερό γεωγραφικό πλάτος (φ=c). Η θέση ενός σηµείου πάνω στην επιφάνεια αναφοράς (ελλειψοειδές ή σφαίρα) ή ακόµα και ενός σηµείου που βρίσκεται µεν πάνω στη φυσική γήινη επιφάνεια αλλά έχει προβληθεί πάνω στην επιφάνεια αναφοράς, µπορεί να προσδιοριστεί µε τη βοήθεια του δικτύου των µεσηµβρινών και παραλλήλων, δηλαδή µε γραµµικά µεγέθη και όχι γωνιακά. Το αντίστοιχο του γεωγραφικού µήκους θα µετρηθεί ως απόσταση πάνω στον ισηµερινό και το αντίστοιχο του γεωγραφικού πλάτους ως απόσταση πάνω στο µεσηµβρινό που διέρχεται από το σηµείο. Όλες αυτές οι αποστάσεις µετρώνται πάνω στην επιφάνεια αναφοράς (ελλειψοειδές ή σφαίρα). Παραµορφώσεις Επειδή η επιφάνεια του ελλειψοειδούς ή της σφαίρας δεν είναι αναπτυκτή επιφάνεια, η απεικόνιση πάντα συνοδεύεται από παραµορφώσεις. Πράγµατι, αν προσπαθήσουµε να φέρουµε σε επαφή µια ελαστική σφαίρα (µπάλα) µε ένα επίπεδο, δεν θα κατορθώσουµε να εφάπτονται όλα τα σηµεία της σφαίρας στο επίπεδο παρά µόνον αν την τεντώσουµε ή σχίσουµε, δηλαδή αν την παραµορφώσουµε. Η µελέτη των παραµορφώσεων γίνεται µε τη βοήθεια του τοµέα των µαθηµατικών της θεωρίας επιφανειών. Η επιφάνεια της γης στη µαθηµατική χαρτογραφία προσοµοιώνεται από την επιφάνεια ενός ελλειψοειδούς εκ περιστροφής που την προσεγγίζει όσο το δυνατόν καλύτερα. Η γεωµετρία του ελλειψοειδούς εκ περιστροφής είναι αρκετά πολύπλοκη και κατά συνέπεια το ίδιο πολύπλοκη γίνεται και η µελέτη των παραµορφώσεων στην επιφάνεια αυτή. Αν προσοµοιώσουµε κατά τη µελέτη των παραµορφώσεων την επιφάνεια της γης µε την επιφάνεια µιας σφαίρας, τότε µπορούµε να έχουµε µια συστηµατική εικόνα των παραµορφώσεων αξιοποιώντας απλές γεωµετρικές αρχές. Η βασική µελέτη αναφέρεται σε παραµορφώσεις στοιχειωδών µεγεθών αλλά στη χαρτογραφία µας ενδιαφέρουν κυρίως οι παραµορφώσεις που αναφέρονται σε πεπερασµένα µεγέθη. Οι παραµορφώσεις των πεπερασµένων µεγεθών µας χρειάζονται για τη µελέτη της απεικόνισης µεγεθών που βρίσκονται (έχουν µετρηθεί) στην επιφάνεια ενός ελλειψοειδούς εκ περιστροφής ή στην απλούστερη µορφή µιας σφαίρας στο επίπεδο του χάρτη. Μεταφέροντας τα µεγέθη στο επίπεδο της προβολής (απεικόνισης) µπορούµε να κάνουµε τους απαραίτητους υπολογισµούς εύκολα και απλά, χρησιµοποιώντας ως εργαλείο την Ευκλείδια και την επίπεδη αναλυτική γεωµετρία. Επίσης, αν αντιστρέψουµε το συλλογισµό, µπορούµε από αποτελέσµατα που έχουν προκύψει µε υπολογισµούς στο επίπεδο της προβολής (απεικόνισης) να αναχθούµε στα πραγµατικά µεγέθη επάνω στο ελλειψοειδές εκ περιστροφής ή στη σφαίρα. Οι απαραίτητες αναγωγές για τη µετάβαση µεγεθών από τη φυσική επιφάνεια της γης στην επιφάνεια του ελλειψοειδούς εκ περιστροφής ή της σφαίρας και αντίστροφα, είναι αντικείµενο της γεωδαισίας. Στοιχειώδεις γραµµές και επιφάνειες στο ελλειψοειδές εκ περιστροφής Θεωρούµε ένα σηµείο P πάνω στην επιφάνεια ενός ελλειψοειδούς εκ περιστροφής (σχήµα 1.3), που η θέση του ορίζεται από τις γεωγραφικές του συντεταγµένες (φ,λ). Κοντά στο σηµείο P θεωρούµε και ένα δεύτερο σηµείο P' µε γεωγραφικές συντεταγµένες (φ+dφ, λ+dλ). Ας θεωρήσουµε επίσης, ότι η απόσταση µεταξύ των δύο αυτών σηµείων πάνω στην επιφάνεια αναφοράς είναι ds και ότι το αζιµούθιο της στοιχειώδους γραµµής PP' είναι Α. Από τη γεωδαισία γνωρίζουµε ότι το αζιµούθιο µιας στοιχειώδους γραµµής στην επιφάνεια ενός ελλειψοειδούς είναι η γωνία που σχηµατίζεται από το µεσηµβρινό που διέρχεται από το σηµείο και τη γραµµή και 120

121 6. Παράρτηµα µετράται πάντα από το µεσηµβρινό και δεξιόστροφα. Θα προσπαθήσουµε, χρησιµοποιώντας απλές γεωµετρικές αρχές, να εκφράσουµε τις σχέσεις που προσδιορίζουν το µέγεθος της στοιχειώδους αυτής γραµµής, δηλαδή, την απόσταση ds καθώς και το αζιµούθιό της Α.Πρώτα, φέρνουµε τους µεσηµβρινούς και τους παράλληλους που διέρχονται από τα δύο αυτά σηµεία P και P'. Γνωρίζουµε επίσης, ότι η ακτίνα καµπυλότητας ενός µεσηµβρινού είναι: ρ και η ακτίνα καµπυλότητας ενός παράλληλου είναι: r, όπου: r=νcosφ, µε Ν: την ακτίνα της κυρίας καθέτου τοµής σε ένα σηµείο και φ: το γεωγραφικό του πλάτος. Η ακτίνα καµπυλότητας του µεσηµβρινού (ρ) και η ακτίνα της κυρίας καθέτου (N) είναι γνωστό από τη γεωµετρία του ελλειψοειδούς ότι δίνονται από τις σχέσεις: Όπου: a ο µεγάλος ηµιάξονας του ελλειψοειδούς και e η πρώτη εκκεντρότητα του ελλειψοειδούς που συνδέεται µε την επιπλάτυνση του ελλειψοειδούς (f) µε τη σχέση: Η ακτίνα του παράλληλου (r) ενός ελλειψοειδούς µεταβάλλεται ανάλογα µε το γεωγραφικό πλάτος του σηµείου (φ), δηλαδή στον ισηµερινό (φ=0 ) είναι ίση µε το µεγάλο ηµιάξονα του ελλειψοειδούς και όσο αυξάνει το γεωγραφικό πλάτος µειώνεται και στους πόλους τείνει στο µηδέν. Οι στοιχειώδεις συνιστώσες της γραµµής κατά µήκος των µεσηµβρινών (dm) και των παράλληλων (dp) µεταξύ των δύο σηµείων P και P' (σχήµα 1.3) εκφράζονται από τιςσχέσεις: Eποµένως, από το ορθογώνιο τρίγωνο που σχηµατίζεται (σχήµα 1.3) το µέγεθος της στοιχειώδους γραµµής PP', δηλαδή, η απόσταση ds θα δίνεται από τη σχέση: Από το ίδιο τρίγωνο προκύπτει και η σχέση που εκφράζει το αζιµούθιο Α της στοιχειώδους γραµµής PP', δηλαδή: 121

122 6. Παράρτηµα Τέλος, µεταξύ των µεσηµβρινών και των παραλλήλων που διέρχονται από τα σηµεία P και P' σχηµατίζεται ένα στοιχειώδες χωρίο, το εµβαδόν (dψ) του οποίου θα εκφράζεται από τη σχέση: Στις περιπτώσεις εκείνες που οι απαιτήσεις σε ακρίβειες είναι περιορισµένες, τότε οι σχέσεις απλουστεύονται αν θεωρήσουµε ως επιφάνεια αναφοράς την επιφάνεια της σφαίρας (ακτίνας R). Εύκολα προκύπτει ότι τα αντίστοιχα µεγέθη της στοιχειώδους γραµµής στην επιφάνεια της σφαίρας εκφράζονται από τις σχέσεις: Οπότε θα έχουµε για το µέγεθος της στοιχειώδους γραµµής (ds) και το αζιµούθιό (A) της: Επιπλέον για το εµβαδόν του στοιχειώδους χωρίου (dψ): 122

123 6. Παράρτηµα Παρουσίαση του προγράµµατος υπολογιστή σε Matlab Περιγραφή των εντολών 1. Επιλογή και ανάγνωση αρχείου επέκτασης.txt το οποίο περιέχει πληροφορίες για το µέγεθος fof2 της ιονόσφαιρας από τις µετρήσεις του Αστεροσκοπείου Αθηνών. Κατόπιν οι µετρήσεις αυτές θα υποστούν αυτόµατη επεξεργασία έτσι ώστε να ταξινοµηθούν σε πίνακες ανά χρονική διάρκεια ενός µήνα. Μετά τον υπολογισµό της fof2median (όπως έχει ήδη εξηγηθεί στην περιγραφή του αλγορίθµου παραπάνω) οι τιµές των πινάκων κανονικοποιούνται µε τη χρήση του προαναφερθέντα τύπου(σελ. 77) και αποθηκεύονται σε νέους πίνακες. Όλοι αυτοί οι πίνακες αποθηκεύονται αυτόµατα στο δίσκο σε κατάλληλο κάθε φορά φάκελο. Πιο διεξοδικά µε το πάτηµα του κουµπιού 1 εµφανίζεται το παρακάτω παράθυρο. Στον χρήστη δύναται να επλέξει ένα από τα δύο αρχεία, που αφορούν τις µετρήσεις των µεγεθών foe και fof2 της ιονόσφαιρας στην Αθήνα(εφόσον εκεί έχουν γίνει οι µετρήσεις) για το χρονικό διάστηµα που υποδηλώνει οι ονοµασίες των αρχείων(σεπτέµβριος 2000 έως Ιούλιος 2004). Εφόσον η παρούσα µελέτη αφορά την έρευνα πάνω στο µέγεθος fof2 επιλέγουµε το δεύτερο αρχείο. Μετά την επιλογή του κατάλληλου αρχείου αρκετός χρόνος καταναλώνεται έως ότου το πρόγραµµα υπολογίσει όλους τους πίνακες που αναφέραµε παραπάνω και τους αποθηκεύσει στον δίσκο. 123

124 6. Παράρτηµα Μετά το πέρας της διαδικασίας στον φάκελο Tables που δηµιουργείται αυτόµατα στον φάκελο όπου βρίσκεται το πρόγραµµά µας, αποθηκεύονται οι µετρήσεις ανά µήνα και ανά χρονικό τέταρτο(συχνότητα δειγµατοληψίας στις µετρήσεις) στην µορφή δηλαδή που αναφέρεται στη σελ. 76. Οµοίως αποθηκεύνται, στον φάκελο Norm-Tables, οι κανονικοποιηµένες τιµές σε µορφή όπως αναφέρεται στη σελ. 77. Μάλιστα τα αποθηκευµένα αρχεία είναι τύπου Excel και µπορεί κάποιος να τα απεικονίσει και να τα επεξεργαστεί στο Microsoft Excel. Η ονοµασία που έχει κάθε αρχείο αναφέρει το µήνα και τη χρονιά, ποιανού δηλαδή χρονικού διαστήµατος είναι οι µετρήσεις. Για παράδειγµα για τον Ιούνιο του 2001 το αρχείο θα έχει ονοµασία Jun-2001.xls. Παράλληλα στον φάκελο Diagrams αποθηκεύονται για κάθε µηνα οι µετρήσεις σε µορφή ώστε να µπορέσουµε αργότερα(σε επόµενη εντολή που θα περιγράψουµε παρακάτω) να απεικονίσουµε τα κανονικοποιηµένα ιονογράµµατα για οποιονδήποτε µήνα επιθυµούµε. 2. Επιλογή και απεικόνιση αρχείων επέκτασης.xls µε τις µετρήσεις του µέγεθους της ιονόσφαιρας που έχει ήδη επιλεγεί από το βήµα 1. Το αποτέλεσµα θα είναι η απεικόνιση ενός κανονικοποιηµένου ιονογράµµατος για τον µήνα που επιλέχθηκε. ηλαδή πρώτα επιλέγουµε το αρχείο (δηλαδή µήνα) που επιθυµούµε από το παρακάτω παράθυρο που εµφανίζεται: 124

125 6. Παράρτηµα Επιλέγοντας για παράδειγµα τον Ιούνιο του 2001( Jun-2001.xls) έχουµε το παρακάτω αποτέλεσµα: 3. Επιλογή δείγµατος µε το οποίο θα εφαρµοστεί η τεχνική της ετεροσυσχέτισης σε κανονικοποιηµένο ιονόγραµµα που πάλι πρέπει να επιλεγεί. Το αποτέλεσµα θα είναι η απεικόνιση του αποτελέσµατος της ετεροσυσχέτισης που επιλεγµένου δείγµατος µε όλες τις κυµατοµορφές του κανονικοποιηµένου ιονογράµµατος από το µήνα που επιλέχθηκε. Όπως έχει ήδη προαναφερθεί τα δείγµατα τα οποία θεωρήθηκαν άξια µελέτης είναι 4. Τα δείγµατα αυτά έχουν ήδη αποθηκευτεί σε µορφή.xls στoν φάκελο Samples. Οπότε το πρώτο παράθυρο επιλογής είναι αυτό που απεικονίζεται παρακάτω. Κατόπιν επιλέγουµε κατά τα γνωστά το µήνα µε τις κανονικοποιηµένες µετρήσεις πάνω στις οποίες θέλουµε να εφαρµόσουµε την τεχνική, οπότε το τελικο αποτέλεσµα επίσης απεικονίζεται παρακάτω. 4. Έξοδος από το πρόγραµµα. 125

126 6. Παράρτηµα Επιλογή δείγµατος Παράδειγµα τελικού αποτελέσµατος της τεχνικής της ετεροσυσχέτισης 126