ΣΕΙΣΜΙΚΗ ΕΠΙΚΙΝ ΥΝΟΤΗΤΑ ΤΟΥ ΕΥΡΩΠΑΪΚΟΥ ΧΩΡΟΥ

Transcript

1 ΑΡΙΣΤΟΤΕΛΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΑΝΝΑ Β. ΜΠΑΜΠΑ ΓΕΩΛΟΓΟΣ M.Sc. ΓΕΩΦΥΣΙΚΟΣ ΣΕΙΣΜΙΚΗ ΕΠΙΚΙΝ ΥΝΟΤΗΤΑ ΤΟΥ ΕΥΡΩΠΑΪΚΟΥ ΧΩΡΟΥ Ι ΑΚΤΟΡΙΚΗ ΙΑΤΡΙΒΗ ΠΟΥ ΥΠΟΒΛΗΘΗΚΕ ΣΤΟ ΓΕΩΛΟΓΙΚΟ ΤΜΗΜΑ ΤΗΣ ΣΧΟΛΗΣ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΟΥ Α.Π.Θ. ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗ 2003

2 ΤΡΙΜΕΛΗΣ ΣΥΜΒΟΥΛΕΥΤΙΚΗ ΕΠΙΤΡΟΠΗ Ε. ΠΑΠΑ ΗΜΗΤΡΙΟΥ Καθηγήτρια, Τµήµα Γεωλογίας, Α.Π.Θ. Χ. A. ΠΑΠΑΪΩΑΝΝΟΥ Κύριος Ερευνητής, Ι.Τ.Σ.Α.Κ. Π. ΧΑΤΖΗ ΗΜΗΤΡΙΟΥ Καθηγητής, Τµήµα Γεωλογίας, Α.Π.Θ. ΕΠΤΑΜΕΛΗΣ ΕΞΕΤΑΣΤΙΚΗ ΕΠΙΤΡΟΠΗ Ε. ΠΑΠΑ ΗΜΗΤΡΙΟΥ Καθηγήτρια, Τοµέας Γεωφυσικής, Α.Π.Θ. Π. ΧΑΤΖΗ ΗΜΗΤΡΙΟΥ Καθηγητής, Τοµέας Γεωφυσικής, Α.Π.Θ.. ΜΟΥΝΤΡΑΚΗΣ Καθηγητής, Τοµέας Γεωλογίας και Φυσικής Γεωγραφίας, Α.Π.Θ Α. ΚΥΡΑΤΖΗ Καθηγήτρια, Τοµέας Γεωφυσικής, Α.Π.Θ. Γ. ΚΑΡΑΚΑΪΣΗΣ Καθηγητής, Τοµέας Γεωφυσικής, Α.Π.Θ. Κ. ΠΑΠΑΖΑΧΟΣ Επ. Καθηγητής, Τοµέας Γεωφυσικής, Α.Π.Θ. Ε. ΣΚΟΡ ΥΛΗΣ Επ. Καθηγητής, Τοµέας Γεωφυσικής, Α.Π.Θ. Η έγκριση της διδακτορικής διατριβής από το Τµήµα Γεωλογίας της Σχολής Θετικών Επιστηµών του Αριστοτελείου Πανεπιστηµίου Θεσσαλονίκης δεν υποδηλώνει αποδοχή των γνωµών του συγγραφέα. (Ν. 5343/1932, 202 παρ.) Η διατριβή αυτή αποτελεί την υπ αριθµ. 628 δηµοσίευση του Τοµέα Γεωφυσικής του τµήµατος Γεωλογίας του Α.Π.Θ.

3 ΠΙΝΑΚΑΣ ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΩΝ ΠΡΟΛΟΓΟΣ... 1 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Ο ΕΙΣΑΓΩΓΗ Βασικές έννοιες και ορισµοί Προηγούµενες ερευνητικές προσπάθειες Σκοπός της διατριβής... 8 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Ο ΚΑΤΑΛΟΓΟΣ ΣΕΙΣΜΩΝ ΤΟΥ ΕΥΡΩΠΑΪΚΟΥ ΧΩΡΟΥ Εισαγωγή Οι συχνότερα χρησιµοποιούµενες κλίµακες µεγεθών Η κλίµακα του τοπικού µεγέθους M L, M WA Κλίµακα επιφανειακού µεγέθους, M, M, M LV Κλίµακα χωρικού µεγέθους, mb Κλίµακα µεγέθους διάρκειας σήµατος, M D Κλίµακα µεγέθους σεισµικής ροπής, M w Οµογενοποίηση καταλόγου του Ευρωπαϊκού χώρου που βρίσκεται βόρεια του παραλλήλου των 45 ο εδοµένα του καταλόγου σεισµών του ιεθνούς Σεισµολογικού Κέντρου (Ι.S.C.) Σχέσεις µετατροπής µεγεθών διαφορετικών κλιµάκων για σεισµούς της περιοχής της βόρειας Ευρώπης Συµπληρωµατική χρήση του καταλόγου σεισµών του ευρωπαϊκού χώρου Karnik (1996) Χρήση καταλόγου για την περιοχή της Ρουµανίας Κατάλογος σεισµών της Ιβηρικής και του δυτικού τµήµατος της Βόρειας Αφρικής (περιοχή Μάγκρεµπ) Κατάλογος σεισµών της περιοχής της Ιταλίας και της Νότιας Βαλκανικής Έλεγχος πληρότητας του καταλόγου σεισµών - Ποσοτικός καθορισµός της σεισµικότητας Μέτρα σεισµικότητας ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Ο ΣΕΙΣΜΙΚΕΣ ΠΗΓΕΣ ΤΟΥ ΕΥΡΩΠΑΪΚΟΥ ΧΩΡΟΥ Εισαγωγή Κύρια σεισµοτεκτονικά χαρακτηριστικά και σεισµική δραστηριότητα της περιοχής της Ευρώπης Περιοχή Ιβηρικής- Μάγκρεµπ Σεισµοτεκτονικά στοιχεία και σεισµικότητα της Ιβηρικής χερσονήσου και της περιοχής Μάγκρεµπ Σεισµικές πηγές στην περιοχή της Ιβηρικής Μάγκρεµπ Σεισµική πηγή ΙΒ Σεισµική πηγή ΙΒ Σεισµική πηγή ΙΒ S LH 13

4 Σεισµική πηγή MAG Σεισµική πηγή MAG Σεισµική πηγή MAG Σεισµική πηγή MAG Σεισµική πηγή MAG Σεισµική πηγή PYR Ιταλική χερσόνησος και Σικελία Σεισµοτεκτονικά στοιχεία και σεισµικότητα της Ιταλικής χερσονήσου και της Σικελίας Σεισµικές πηγές στην περιοχή της Ιταλικής χερσονήσου Σεισµική πηγή APEN Σεισµική πηγή ANCONA Σεισµική πηγή APEN Σεισµική πηγή APEN Σεισµική πηγή GARGANO Σεισµική πηγή APEN Σεισµική πηγή SIC Σεισµική πηγή TYR Σεισµική πηγή SIC Σεισµική πηγή SIC Σεισµική πηγή LIGURIA Η περιοχή των Άλπεων Σεισµοτεκτονικά στοιχεία και σεισµικότητα της περιοχής των Άλπεων Σεισµικές πηγές των Άλπεων Σεισµική πηγή W_ALPS Σεισµική πηγή W_ALP Σεισµική πηγή W_ALP Σεισµική πηγή C_ALPS Σεισµική πηγή C_ALPS Σεισµική πηγή FRIULI Σεισµική πηγή NE_ALPS Σεισµική πηγή VIE Περιοχή των ιναρίδων Σεισµοτεκτονικά στοιχεία και σεισµικότητα της περιοχής των ιναρίδων Σεισµικές πηγές της περιοχής των ιναρίδων- Παννονικής Σεισµική πηγή TRANS Σεισµική πηγή HUG Σεισµική πηγή EX_DIN Σεισµική πηγή EX_DIN Σεισµική πηγή EX_DIN Σεισµική πηγή IN_DIN Σεισµική πηγή BAR Σεισµική πηγή YUG Σεισµική πηγή BA Περιοχή Καρπαθίων Παννονικής πεδιάδας Σεισµοτεκτονικά στοιχεία και σεισµικότητα της περιοχής των Καρπαθίων Σεισµικές πηγές της περιοχή των Καρπαθίων Σεισµική πηγή CARP Σεισµική πηγή CARP Σεισµική πηγή OUTER_CARP

5 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Ο Σεισµική πηγή SHA Σεισµική πηγή GO Σεισµική πηγή VRΑNCEA Κύρια σεισµοτεκτονικά χαρακτηριστικά και σεισµικότητα της περιοχής του Αιγαίου Σεισµικές πηγές της υτικής και Κεντρικής Ευρώπης Σεισµικές πηγές FR1 και FR Σεισµική πηγή Braband Σεισµικές πηγές LRG και URG Μέγα-ζώνη GERM_POL Μεγάλη Βρετανία Σεισµοτεκτονικά στοιχεία και σεισµικότητα της Μεγάλης Βρετανίας Σεισµικές πηγές της Μεγάλης Βρετανίας Σεισµική πηγή ΒRITAIN Σεισµική πηγή BRΙTAIN Σεισµική πηγή BRITAIN Σεισµική πηγή BRITAIN Περιοχή της Σκανδιναβίας Κύρια σεισµοτεκτονικά στοιχεία και σεισµική δραστηριότητα της περιοχής της Σκανδιναβίας Σεισµικές πηγές της Σκανδιναβίας Σεισµική πηγή SKAN Σεισµική πηγή SKAN Σεισµική πηγή SKAN Σεισµική πηγή SKAN Σεισµική πηγή SKAN Σεισµική πηγή SKAN Σύνοψη αποτελεσµάτων για τις σεισµικές πηγές του Ευρωπαϊκού χώρου ΕΚΤΙΜΗΣΗ ΤΗΣ ΣΕΙΣΜΙΚΗΣ ΕΠΙΚΙΝ ΥΝΟΤΗΤΑΣ ΤΟΥ ΕΥΡΩΠΑΙΚΟΥ ΧΩΡΟΥ Εισαγωγή Εξάρτηση της σεισµικής κίνησης από τις παραµέτρους της εστίας Εξάρτηση της σεισµικής κίνησης από το δρόµο διάδοσης των σεισµικών κυµάτων Εξάρτηση της σεισµικής κίνησης από τις τοπικές εδαφικές συνθήκες Ορισµός σεισµικής επικινδυνότητας Σεισµική ένταση και µέτρα υπολογισµού των µέγιστων τιµών της Μέτρα σεισµικής επικινδυνότητας Μέθοδοι εκτίµησης της σεισµικής επικινδυνότητας O αλγόριθµος της πιθανολογικής µεθόδου Ο αλγόριθµος FRISK88M Η εφαρµογή του αλγόριθµου στην παρούσα εργασία Προηγούµενες µελέτες της σεισµικής επικινδυνότητας στον Ευρωπαϊκό χώρο Εκτίµηση της σεισµικής επικινδυνότητας µε χρήση των σχέσεων απόσβεσης της ισχυρής εδαφικής κίνησης που προτάθηκαν από τους Αmbraseys et al. (1996), Lungu et al. (1997) Theodoulidis and

6 Papazachos (1993) Σχέση απόσβεσης των Αmbraseys et al. (1996) Σχέσεις απόσβεσης της ισχυρής εδαφικής κίνησης για τους σεισµούς ενδιαµέσου βάθους της περιοχής Vrancea στη Ρουµανία και της περιοχής του Αιγαίου Περιγραφή της κατανοµής της µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης για την περιοχή του Ευρωπαϊκού χώρου Εκτίµηση της σεισµική επικινδυνότητας µε χρήση διαφορετικών σχέσεων απόσβεσης της ισχυρής εδαφικής κίνησης κατά περιοχή Εφαρµογή της σχέσης απόσβεσης της ισχυρής εδαφικής κίνησης των Cabanas et al. (1999) στην περιοχή της Ιβηρικής Εφαρµογή της σχέσης απόσβεσης της ισχυρής εδαφικής κίνησης του Hamdache (1998) στην περιοχή της Αλγερίας-Τυνησίας Εφαρµογή της σχέσης απόσβεσης της ισχυρής εδαφικής κίνησης των Sabetta and Pugliese (1987) στην περιοχή της Ιταλίας Εφαρµογή της σχέσης απόσβεσης της ισχυρής εδαφικής κίνησης του Manic (1999) στην περιοχή των βορειοδυτικών Βαλκανίων (πρώην Γιουγκοσλαβία) Εφαρµογή της σχέσης απόσβεσης της ισχυρής εδαφικής κίνησης του Μάργαρη και των συνεργατών του (2001) στην περιοχή των νοτίων Βαλκανίων Εφαρµογή της σχέσης απόσβεσης της ισχυρής εδαφικής κίνησης των Ambraseys and Bommer (1991) για τους επιφανειακούς σεισµούς της Ρουµανίας ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 Ο ΣΥΝΟΨΗ ΤΩΝ ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΩΝ ABSTRACT ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ

7 Πρόλογος ΠΡΟΛΟΓΟΣ Σκοπός της διατριβής αυτής είναι η µελέτη της σεισµικής επικινδυνότητας του ευρωπαϊκού χώρου. Ειδικότερα, µελετάται η κατανοµή των µεγίστων αναµενόµενων τιµών της εδαφικής επιτάχυνσης στην περιοχή µελέτης και τα αποτελέσµατα δίνονται σε χάρτες. Στο πρώτο κεφάλαιο, που αποτελεί την εισαγωγή, δίνονται οι ορισµοί βασικών όρων που χρησιµοποιούνται στην παρούσα µελέτη. Παρουσιάζονται τα προβλήµατα κατά τη µελέτη της σεισµικής επικινδυνότητας σε µεγάλη κλίµακα (πχ ευρωπαϊκός χώρος) και οι προηγούµενες σχετικές ερευνητικές προσπάθειες. Στο δεύτερο κεφάλαιο, µετά από µία ανασκόπηση των πιο συχνά χρησιµοποιούµενων κλιµάκων µεγεθών, περιγράφεται ο τρόπος της συλλογής δεδοµένων που αφορούν τους σεισµούς της περιοχής µελέτης. ίνονται σχέσεις µεταξύ των µεγεθών που υπολογίζονται από διαφορετικά ευρωπαϊκά Σεισµολογικά Κέντρα και τελικά περιγράφεται ο τρόπος δηµιουργίας του καταλόγου που χρησιµοποιείται για την παρούσα µελέτη, η πληρότητά του και ο τρόπος οµογενοποίησης του ως προς τη χρησιµοποιούµενη κλίµακα µεγέθους, που είναι ισοδύναµη µε την κλίµακα σεισµικής ροπής. Στο τρίτο κεφάλαιο, περιγράφονται τα κυριότερα σεισµοτεκτονικά χαρακτηριστικά της περιοχής µελέτης (γεωµετρία σηµαντικότερων ρηγµάτων, µηχανισµοί γένεσης σεισµών κ.α.). Γίνεται καθορισµός των σεισµικών πηγών και περιοχών και δίνονται πληροφορίες για κάθε µία από αυτές. Υπολογίζονται επίσης, οι παράµετροι σεισµικότητας a και b (Gutenberg and Richter 1944) σε κάθε µια από τις πηγές και τις περιοχές. Στο τέταρτο κεφάλαιο, γίνεται αναφορά στους παράγοντες που επηρεάζουν τη σεισµική κίνηση, περιγράφεται η µέθοδος µε βάση την οποία µελετήθηκε η σεισµική επικινδυνότητα και ο αλγόριθµος που χρησιµοποιήθηκε, παρουσιάζονται σχετικές έρευνες άλλων ερευνητών και περιγράφονται οι σχέσεις απόσβεσης της µέγιστης εδαφικής κίνησης που χρησιµοποιήθηκαν. Τέλος, δίνονται οι χάρτες κατανοµής της µέγιστης αναµενόµενης εδαφικής επιτάχυνσης και σχολιάζονται τα τελικά αποτελέσµατα. 1

8 Πρόλογος Στο πέµπτο κεφάλαιο γίνεται σύνοψιση των αποτελεσµάτων. Παρουσιάζεται περιληπτικά ο τρόπος δηµιουργίας της βάσης δεδοµένων καθώς και η µέθοδος που ακολουθήθηκε για τον χωρισµό του Ευρωπαϊκού χώρου σε σεισµικές πηγές και την εκτίµηση της κατανοµής των µέγιστων αναµενόµενων τιµών της εδαφικής επιτάχυνσης που αποτελεί µέτρο της σεισµικής επικινδυνότητας. Το θέµα της διδακτορικής διατριβής ανατέθηκε από τον Τοµέα Γεωφυσικής του Α.Π.Θ. µε επιβλέπουσα την Καθηγήτρια κ. Ε. Παπαδηµητρίου και µέλη της τριµελούς Συµβουλευτικής Επιτροπής τον Κύριο Ερευνητή του ΙΤΣΑΚ κ. Χ. Α. Παπαϊωάννου και τον Καθηγητή κ. Π. Χατζηδηµητρίου οι οποίοι µε καθοδήγησαν σε όλη τη διάρκεια της εκπόνησης της διατριβής αυτής. Τους ευχαριστώ θερµά για την επιστηµονική και ηθική βοήθεια που µου προσέφεραν. Ευχαριστώ επιπλέον την κ. Ε. Παπαδηµητρίου για την οικονοµική ενίσχυση που µου παρείχε. Ευχαριστώ θερµά τον Οµότιµο Καθηγητή του Τοµέα Γεωφυσικής κ. Β. Παπαζάχο για την επιστηµονική του συµπαράσταση και το ενδιαφέρον του για την πρόοδο της διατριβής αυτής. Ευχαριστώ τον Επ. Καθηγητή κ. Β. Καρακώστα, τον Επ. Καθηγητή Ε. Σκορδύλη και τον Καθηγητή Γ. Καρακαϊση για τις ενδιαφέρουσες συζητήσεις σε θέµατα που σχετίζονται µε τη διατριβή αυτή και για τη βοήθειά τους. Ευχαριστώ όλα τα µέλη του εργαστηρίου Γεωφυσικής για την συνεργασία και συµπαράστασή τους. Για τις πολύτιµες πληροφορίες που µου παρείχαν οφείλω τις ευχαριστίες µου στους ερευνητές: Bormann P., Gutdeutsch R., Bruno Feignier, Ines Ivancic, Aranchqa Izquierdo, Fernando Carrilho, Xavier Goula, Pavel Wiejacz, Hilmar Bungum, Soren Gregersen, Jens Havskov, Maria Uski, Paevi Mantyniemi, Luminita Ardeleanu Barbara Guterch, Kouteva Mihaela Petrova, Alena Bouskova και R.M.W. Musson, οι οποίοι εργάζονται σε διάφορα ευρωπαϊκά Σεισµολογικά Κέντρα. Ευχαριστώ ιδιαιτέρως τον κ. Karel Klima ερευνητή της Ακαδηµίας Επιστηµών της Πράγας, ο οποίος µου παρείχε την εργασία του V. Karnik Seismicity of Europe and the Mediterranean (Akademy of Sciences of Czech Republic Geophysical Institute, Praha 1996). 2

9 Κεφάλαιο 1 ο ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο ΕΙΣΑΓΩΓΗ 1.1. Βασικές έννοιες και ορισµοί Είναι γνωστό ότι οι µεγάλοι σεισµοί που συµβαίνουν σε κατοικηµένες περιοχές προκαλούν θανάτους, τραυµατισµούς ανθρώπων και ζώων, καταστροφές σε τεχνικά έργα και στο φυσικό περιβάλλον. Οι οικονοµικές συνέπειες των σεισµών δεν οφείλονται µόνο στις βλάβες των τεχνικών κατασκευών αλλά και στο γεγονός ότι για σηµαντικό χρονικό διάστηµα κατά τη διάρκεια της σεισµικής έξαρσης ορισµένα µέσα παραγωγής δεν λειτουργούν και οι άνθρωποι δεν εργάζονται. Η Σεισµολογία ως εφαρµοσµένη επιστήµη, µελετά τα ελαστικά κύµατα, µε σκοπό να χρησιµοποιήσει τα αποτελέσµατα της µελέτης αυτής στη λύση προβληµάτων που παρουσιάζουν πρακτικό για τον άνθρωπο ενδιαφέρον. Ένας από τους κύριους στόχους της Σεισµολογίας είναι να συµβάλει στην προστασία του ανθρώπου από τις σεισµικές καταστροφές. Μελετάται έτσι, η γεωγραφική κατανοµή των σεισµικών εστιών, ο τρόπος ακτινοβολίας της σεισµικής ενέργειας και η επίδραση στα σεισµικά κύµατα του µέσου διάδοσης αυτών και του εδάφους θεµελίωσης των τεχνικών έργων, ώστε να δοθούν χρήσιµες πληροφορίες στους µηχανικούς για την κατασκευή κτιρίων που να υφίστανται τις µικρότερες δυνατές βλάβες κατά τη σεισµική κίνηση. Με την εισαγωγή και εξέλιξη της θεωρίας των λιθοσφαιρικών πλακών, δόθηκε νέα ώθηση στη µελέτη της σεισµικότητας σε παγκόσµια κλίµακα. Σήµερα, είναι γνωστό ότι οι σεισµοί όπως και τα άλλα γεωδυναµικά φαινόµενα (ορογένεση, ηφαιστειότητα, κλπ) γίνονται κατά κύριο λόγο κατά µήκος δύο συστηµάτων ζωνών διάρρηξης: του «ηπειρωτικού συστήµατος διάρρηξης» και του «συστήµατος µέσοωκεάνιων ράχεων». Στις µέσο-ωκεάνιες ράχες σχηµατίζεται φλοιός µε έξοδο υλικού από το εσωτερικό της γης, ενώ στο ηπειρωτικό σύστηµα διάρρηξης ο φλοιός καταστρέφεται µε πλάγια βύθιση µέσα στο µανδύα. Η σεισµική δραστηριότητα δεν είναι οµοιόµορφη σε όλα τα βάθη. Η µεγαλύτερη σεισµική δραστηριότητα παρατηρείται στα επιφανειακά στρώµατα της Γης και ελαττώνεται µε το βάθος. Με βάση την κατακόρυφη κατανοµή των εστιών 3

10 Κεφάλαιο 1 ο τους, οι σεισµοί διακρίνονται σε «επιφανειακούς», όταν τα εστιακά βάθη είναι µικρότερα των 60km, σε «ενδιαµέσου βάθους» όταν τα εστιακά βάθη κυµαίνονται από 60 ως 300km και σε «σεισµούς βάθους» των οποίων τα εστιακά βάθη ξεπερνούν τα 300km. Το µεγαλύτερο εστιακό βάθος σεισµού που υπολογίστηκε είναι 848km (7 Μαϊου 1971, νησιά Fidji). Η µελέτη της εκλυόµενης µέσης ετήσιας σεισµικής ενέργειας της Γης δείχνει ότι το 80% οφείλεται σε επιφανειακούς σεισµούς, το 17% σε ενδιαµέσου βάθους σεισµούς και το 3% σε σεισµούς βάθους (Παπαζάχος, 1993). Η ανάγκη για τον ποσοτικό προσδιορισµό της σεισµικής δραστηριότητα οδήγησε στον ορισµό της «σεισµικότητας» ως µια συνάρτηση αύξουσα του µεγέθους και της συχνότητας των σεισµών. Ως µέτρα σεισµικότητας έχουν ορισθεί διάφορες ποσότητες, όπως ή ενέργεια που εκλύεται ανά µονάδα χρόνου και µονάδα επιφανείας από τους σεισµούς ή άλλα µέτρα που είναι συναρτήσεις των παραµέτρων a και b της σχέσης µεταξύ της συχνότητας των σεισµών και του µεγέθους που όρισαν οι Gutenberg and Richter (1944). Για την εκτίµηση του κινδύνου από τους σεισµούς είναι απαραίτητος ο χωρισµός των µεγάλων περιοχών που εξετάζονται σε µικρότερα τµήµατα µε διάφορα σεισµολογικά, σεισµοτεκτονικά και γεωλογικά κριτήρια. Τέτοιοι τρόποι διαχωρισµού είναι ο καθορισµός των «σεισµικών ζωνών», των «σεισµικών περιοχών» και των «σεισµικών πηγών» (Χατζηδηµητρίου, 1984). Ο όρος «σεισµική ζώνη» αναφέρεται σε µία περιοχή που χαρακτηρίζεται από κοινές σεισµοτεκτονικές ιδιότητες (πεδίο τάσεων, είδη ρηγµάτων κλπ.) Ως «σεισµική περιοχή» ορίζεται µια περιοχή στην οποία η τιµή της παραµέτρου b διατηρείται σταθερή και χαρακτηρίζεται από κάποια γεωλογική οµοιογένεια. Τέλος, «σεισµική ή σεισµογόνος πηγή» ονοµάζεται µια περιοχή περιορισµένων διαστάσεων µέσα στην οποία επικρατούν κοινά σεισµοτεκτονικά στοιχεία και η σεισµικότητα σε όλη την έκτασή της έχει σταθερή τιµή. Εκτός από τις παραπάνω έννοιες, που σχετίζονται κυρίως µε θέµατα γένεσης των σεισµών και κατανοµής των εστιών τους, υιοθετήθηκαν όροι που σχετίζονται µε τις βλάβες που προκαλούνται από τους σεισµούς. Τέτοιοι όροι είναι η «σεισµική επικινδυνότητα», η «σεισµική διακινδύνευση» µιας περιοχής και η «τρωτότητα» των κατασκευών της. 4

11 Κεφάλαιο 1 ο Το 1979 τα Ηνωµένα Έθνη (UNDRO 1979) προσπαθώντας να συµβάλουν στο πρόβληµα της διευθέτησης των όρων, όρισαν ως «σεισµική επικινδυνότητα» (seismic hazard) την πιθανότητα που έχει µια συγκεκριµένη παράµετρος της εδαφικής κίνησης να υπερβεί µια δοσµένη τιµή σε χρονικό διάστηµα Τ ετών. Επίσης, όρισαν ως «στοιχεία της σεισµικής διακινδύνευσης» (elements of seismic risk) τον πληθυσµό, τα κτίρια και τα τεχνικά έργα γενικά, τις οικονοµικές δραστηριότητες, τις δηµόσιες και κοινωφελείς υπηρεσίες, κλπ, που σε µια συγκεκριµένη περιοχή εκτίθενται στη σεισµική διακινδύνευση. Ως «τρωτότητα» (vulnerability) το βαθµό απωλειών από δεδοµένο σεισµό, σε συγκεκριµένα στοιχεία της σεισµικής διακινδύνευσης ή στο σύνολο τέτοιων στοιχείων και ως «συγκεκριµένη σεισµική διακινδύνευση» (specific seismic risk), τον αναµενόµενο βαθµό απωλειών που οφείλονται στο συγκεκριµένο σεισµό και είναι συνάρτηση της σεισµικής επικινδυνότητας και τρωτότητας. O υπολογισµός της διακινδύνευσης προκύπτει από την συνέλιξη της σεισµικής επικινδυνότητας και του παράγοντα τρωτότητας (Sandi 1982). Συχνοί και ισχυροί σεισµοί σε αποµακρυσµένες περιοχές δίνουν µεγάλες τιµές σεισµικής επικινδυνότητας αλλά µηδενική διακινδύνευση. Σε αντίθεση, ενδιάµεσης ισχύος σεισµοί σε πυκνοκατοικηµένες περιοχές δίνουν µικρές τιµές σεισµικής επικινδυνότητας αλλά µεγάλες τιµές διακινδύνευσης. Όλες οι τιµές της σεισµικής διακινδύνευσης βασίζονται σε ακριβείς µετρήσεις της επικινδυνότητας. Τα αποτελέσµατα των µελετών σεισµικής επικινδυνότητας δίνονται µε τη µορφή χαρτών ή καµπυλών. Οι χάρτες αυτοί δίνουν την κατανοµή του µέτρου εδαφικής κίνησης που επιλέχθηκε και την πιθανότητα να υπερβληθεί ή να µην υπερβληθεί αυτό σε ορισµένο χρονικό διάστηµα. Συνήθως γίνεται εκτίµηση της κατανοµής της πιθανότητας του 10% υπέρβασης (ή 90% µη υπέρβασης) µιας ορισµένης τιµής της εδαφικής κίνησης για το χρονικό διάστηµα των 50 ετών ή ισοδύναµα, για µέση περίοδο επανάληψης 475 έτη. Οι σεισµοί αποτελούν έκφραση της συνεχιζόµενης εξέλιξης του πλανήτη της Γης και της παραµόρφωσης του φλοιού που συµβαίνει σε παγκόσµια κλίµακα. Οι ισχυρότεροι σεισµοί (Μ>7.5) σηµειώνονται στα όρια των λιθοσφαιρικών πλακών και σε ενεργές περιοχές στο εσωτερικό των λιθοσφαιρικών πλακών, ενώ οι λιγότερο ισχυροί σεισµοί (6.0<Μ<7.5) είναι δυνατό να σηµειωθούν και σε άλλες περιοχές. Οι µελέτες σεισµικής επικινδυνότητας θα πρέπει να εστιάζονται όχι µόνο στα όρια των 5

12 Κεφάλαιο 1 ο λιθοσφαιρικών πλακών αλλά και στις υπόλοιπες περιοχές αφού ακόµα και ένας σεισµός µεγέθους 5.0<Μ<6.5 είναι δυνατό να προκαλέσει σηµαντικές καταστροφές και βλάβες σε κατασκευές που δεν πληρούν τις απαραίτητες προϋποθέσεις, όπως προκύπτει από τις µέχρι τώρα µελέτες και παρατηρήσεις. Ο κίνδυνος αυξάνει καθώς αναπτύσσονται και αυξάνουν οι κατοικηµένες περιοχές κοντά σε θέσεις που παρουσιάζουν σεισµική δραστηριότητα. Αξιόπιστες µελέτες σεισµικής επικινδυνότητας µπορούν να βοηθήσουν καθοριστικά στη µείωση των ανθρώπινων απωλειών, στον περιορισµό των διαταραχών της κοινωνικής και οικονοµικής ζωής καθώς και την ελαχιστοποίηση των επιπτώσεων στις τεχνικές κατασκευές. Οι µελέτες αυτές επιπλέον βοηθούν στη βελτίωση του κτιριακού σχεδιασµού, µέσω των αντισεισµικών κανονισµών Προηγούµενες ερευνητικές προσπάθειες Οι περισσότερες από τις µελέτες σεισµικής επικινδυνότητας περιορίζονται κατά κύριο λόγο, στην έκταση που καταλαµβάνει µία χώρα και οι γειτονικές της περιοχές ή σε µικρές σε έκταση περιοχές που αποτελούν γεωτεκτονικές ενότητες. Οι προσπάθειες που έγιναν για την µελέτη της σεισµικής επικινδυνότητας σε µεγαλύτερης έκτασης περιοχές και συγκεκριµένα σε όλο τον ευρωπαϊκό χώρο, βασίστηκαν στην ενοποίηση των επιµέρους εργασιών που έγιναν από ερευνητές σε τοπική κλίµακα. Η µελέτη της σεισµικής επικινδυνότητας σε µεγάλη κλίµακα παρακωλύεται από τεχνικούς περιορισµούς και βρίσκει ασυνέχειες στα σύνορα των κρατών (McGuire, 1993α). Αυτό συµβαίνει για διάφορους λόγους, όπως το ότι τα διάφορα Σεισµολογικά Κέντρα του Ευρωπαϊκού χώρου δεν ακολουθούν κοινό σύστηµα καταγραφής των σεισµών, ο προσδιορισµός του επικέντρου και του µεγέθους δεν γίνεται µε τον ίδιο τρόπο και κατά συνέπεια οι κατάλογοι σεισµών δεν είναι οµογενείς. Ακόµα, δεν ακολουθείται από τους διάφορους ερευνητές κοινός τρόπος καθορισµού των σεισµογόνων περιοχών. Ένας δεύτερος περιορισµός στην ποιότητα της µελέτης της σεισµικής επικινδυνότητας σχετίζεται µε τη διαθεσιµότητα όλων των απαραίτητων δεδοµένων, η οποία µεταβάλλεται από περιοχή σε περιοχή. Ενόργανες καταγραφές των σεισµών υπάρχουν για τα τελευταία 30 χρόνια σε όλες τις περιοχές του κόσµου, αλλά η ακρίβεια του καθορισµού του επικέντρου και ειδικά του προσδιορισµού του µεγέθους 6

13 Κεφάλαιο 1 ο του σεισµού (υπάρχουν τουλάχιστον 10 κλίµακες µεγέθους που είναι σε ευρεία χρήση και µερικές δεκάδες σχέσεων µετατροπής από τη µια σχέση στην άλλη) εξαρτάται σε µεγάλο βαθµό από τα συστήµατα καταγραφής που χρησιµοποιούνται. Για τους σεισµούς ενδιάµεσου µεγέθους η πληρότητα των καταλόγων εξαρτάται από την κάλυψη των περιοχών από σταθµούς. Πλήρεις κατάλογοι σεισµών υπάρχουν µόνο για τις τελευταίες δεκαετίες, ενώ ισχυροί σεισµοί είναι καταγεγραµµένοι για µεγάλο χρονικό διάστηµα στο παρελθόν. Για παράδειγµα, η σύγκριση των καταλόγων των τελευταίων δεκαετιών για την περιοχή της Μεσογείου µε τις αναφορές των ισχυρών σεισµών του παρελθόντος δείχνει ότι υπάρχουν περιοχές που, αν και σήµερα δείχνουν µέτρια ή χαµηλή σεισµική δραστηριότητα, σηµειώθηκε σε αυτές αξιοσηµείωτη δραστηριότητα παλιότερα. Παρά το ότι υπάρχει ανάγκη να συγκεντρωθούν τα διαθέσιµα ιστορικά στοιχεία σε καταλόγους όσο το δυνατό πληρέστερους για µεγάλο χρονικό διάστηµα, αυτό καθίσταται δυσχερές τις περισσότερες φορές γιατί οι πηγές στοιχείων για τους παλιούς σεισµούς δεν είναι το ίδιο αξιόπιστες για όλες τις περιπτώσεις και γιατί είναι δύσκολη η ανεύρεση των πηγών αυτών. Τέλος, ακόµα και οι πιο πλήρεις κατάλογοι δεν µπορούν να περιγράψουν τη δραστηριότητα περιοχών που βρίσκονται κυρίως στο εσωτερικό των λιθοσφαιρικών πλακών, όπου σηµειώνονται ισχυροί σεισµοί µε µεγάλη όµως περίοδο επανάληψης. Ο χωρισµός µιας περιοχής σε σεισµογόνες πηγές χωρίς πρόσθετες πληροφορίες για τη γεωλογία της περιοχής οδηγεί σε εσφαλµένα αποτελέσµατα. Η γεωλογία µιας περιοχής παρέχει στοιχεία που βοηθούν στην ερµηνεία της παλαιότερης και πρόσφατης σεισµικής δραστηριότητας και στη συσχέτισή της µε σεισµογόνες δοµές (µελέτη σεισµοτεκτονικών στοιχείων, παλαιοσεισµολογίας, γεωµορφολογίας, χαρτογράφηση ενεργών ρηγµάτων, γεωδαιτικές µετρήσεις της παραµόρφωσης του φλοιού). Οι εργασίες των τελευταίων χρόνων για τη µελέτη της σεισµικής επικινδυνότητας στην περιοχή της Ευρώπης και την ευρύτερη περιοχή της Μεσογείου έγιναν στα πλαίσια ακόλουθων ερευνητικών προγραµµάτων: (1) Το πρόγραµµα GSHAP (Global Seismic Hazard Assesent Programm - UN/IDNDR) που έδωσε τον πρώτο χάρτη σεισµικής επικινδυνότητας σε παγκόσµια κλίµακα. (2) Το πρόγραµµα SESAME (Seismotectonic and Seismic Hazard Assessment of the Mediterranean Basin IGCP-382) που εστίασε στην περιοχή της Μεσογείου και αργότερα επεκτάθηκε από οµάδα µελέτης της σεισµικής επικινδυνότητας της 7

14 Κεφάλαιο 1 ο Ευρωπαϊκής Επιτροπής Σεισµολογίας (ΕSC, European Seismological Commission ESC/WG-SHA), µε σκοπό την ανάπτυξη ενός οµογενούς χάρτη σεισµικής επικινδυνότητας που προέκυψε από την εφαρµογή της πιθανολογικής µεθόδου, για την όλη την Ευρώπη και την περιοχή της Μεσογείου. Ο χάρτης σεισµικής επικινδυνότητας του προγράµµατος GSHAP βασίστηκε στην ενοποίηση των διαφορετικών χαρτών σεισµικής επικινδυνότητας, όπως αυτοί κατασκευάστηκαν από διάφορους µελετητές και κυρίως αφορούν περιοχές που περιορίζονται από όρια κρατών. Όπως, όµως, αποδείχθηκε από τους Grunthal et al. (1999) αν και όλοι αυτοί οι χάρτες κατασκευάστηκαν µε βάση την ίδια προσέγγιση όσο αφορά τα σεισµοτεκτονικά στοιχεία, λόγω των διαφορών κατά µήκος των ορίων των σεισµικών πηγών ή λόγω της υιοθέτησης διαφορετικών σχέσεων απόσβεσης, παρουσιάστηκαν ασυνέχειες στο τελικό αποτέλεσµα κατά µήκος των συνόρων των κρατών και κυρίως για την περιοχή της Μεσογείου. Για το λόγο αυτό χρειάστηκε να γίνει ειδική επεξεργασία των διαφόρων αποτελεσµάτων. Το πρόγραµµα του SESAME το 2001 βελτίωσε τα αποτελέσµατα του προηγούµενου προγράµµατος στην περιοχή της Μεσογείου, ενώ η οµάδα µελέτης της Ευρωπαϊκής Σεισµολογικής Επιτροπής (ESC) για τη σεισµική επικινδυνότητα ολοκλήρωσε ένα καλύτερα οµογενοποιηµένο µοντέλο σεισµικών πηγών για όλη την περιοχή µε την προσθήκη κάποιων σεισµογόνων πηγών στο ήδη υπάρχον µοντέλο, κυρίως στις περιοχές όπου µε τις προηγούµενες εργασίες υπήρχαν κενά, µε σκοπό την πληρέστερη γεωγραφική κάλυψη όλης της περιοχής µελέτης Σκοπός της παρούσας διατριβής Σε αντίθεση µε τις προηγούµενες µελέτες σεισµικής επικινδυνότητας οι οποίες προέκυψαν από τη συλλογή και το συνδυασµό τοπικών σχετικών εργασιών που καλύπτουν περιορισµένη έκταση, στα πλαίσια της παρούσας εργασίας, έγινε προσπάθεια ενιαίας αντιµετώπισης του προβλήµατος σε όλη την περιοχή µελέτης µε σκοπό την συγκριτική, κυρίως, κατανοµή των µέγιστων αναµενόµενων τιµών των παραµέτρων της σεισµικής κίνησης. Έτσι, έγινε συλλογή δεδοµένων και κατασκευή ενός καταλόγου σεισµών του Ευρωπαϊκού χώρου, του οποίου η πληρότητα είναι κατάλληλη για τη µελέτη της σεισµικής επικινδυνότητας στην περιοχή αυτή. Ο κατάλογος είναι οµογενής ως προς την κλίµακα µεγέθους που είναι ισοδύναµη µε την κλίµακα σεισµικής ροπής ενώ έχει 8

15 Κεφάλαιο 1 ο γίνει προσπάθεια να υιοθετηθούν οι πιο αξιόπιστοι από τους υπολογισµούς των επικέντρων, των χρόνων γένεσης και των εστιακών βαθών που δίνονται από διάφορα σεισµολογικά κέντρα. Επίσης, έγινε καθορισµός των σεισµικών πηγών και περιοχών µε κοινά κριτήρια (σεισµοτεκτονικά, γεωµορφολογικά κλπ) για όλη την περιοχή µελέτης. Τέλος, εκτιµήθηκε η γεωγραφική κατανοµή της µέγιστης οριζόντιας αναµενόµενης εδαφικής επιτάχυνσης µε χρήση της ίδιας σχέσης απόσβεσης της ισχυρής εδαφικής κίνησης για όλο τον Ευρωπαϊκό χώρο και έγινε σύγκριση των αποτελεσµάτων που προκύπτουν µε τη χρήση διαφορετικών σχέσεων απόσβεσης της ισχυρής εδαφικής κίνησης για διάφορες επιµέρους περιοχές. 9

16 10 Κεφάλαιο 1 ο

17 Κεφάλαιο 2 ο ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 ο ΚΑΤΑΛΟΓΟΣ ΣΕΙΣΜΩΝ ΤΟΥ ΕΥΡΩΠΑΪΚΟΥ ΧΩΡΟΥ 2.1. Εισαγωγή H µελέτη της σεισµικής επικινδυνότητας µιας περιοχής, προϋποθέτει την ύπαρξη καταλόγου σεισµών οι οποίοι έγιναν στην περιοχή αυτή σε µια ορισµένη χρονική περίοδο. Ο κατάλογος θα πρέπει να περιλαµβάνει τις παραµέτρους της εστίας, την ηµεροµηνία και το χρόνο γένεσης, το µέγεθος των σεισµών και να είναι πλήρης για το χρονικό διάστηµα που καλύπτει για σεισµούς όσο το δυνατό µικρότερων µεγεθών. Θα πρέπει, επιπλέον, να είναι οµογενής ως προς τις τιµές των µεγεθών, δηλαδή τα µεγέθη να υπολογίζονται µε οµοιόµορφο τρόπο και να ανήκουν στην ίδια κλίµακα. Κατάλογοι σεισµών µε τα προηγούµενα χαρακτηριστικά δίνονται από διάφορα σεισµολογικά κέντρα και στις περισσότερες περιπτώσεις αναφέρονται στη σεισµικότητα της χώρας που ανήκει το κάθε κέντρο και τις γύρω από αυτή περιοχές. Έχουν γίνει προσπάθειες οµογενοποίησης διαφορετικών εθνικών καταλόγων από διάφορους ερευνητές µε την εφαρµογή διαφορετικών µεθόδων (Vanek et al. 1962, Karnik et al. 1962, Karnik 1968, 1969, Duda and Nortman 1983, Ambraseys 1985, 1990, Papazachos et al κ.α.). Οι κατάλογοι σεισµών που εκπονούνται από διάφορα σεισµολογικά κέντρα είναι πιθανό να περιλαµβάνουν σεισµούς που καλύπτουν µεγάλο χρονικό διάστηµα αλλά η ακρίβεια των εστιακών παραµέτρων και των µεγεθών ποικίλει κυρίως για την περίοδο πριν από το πρώτο ήµισυ του 20ου αιώνα. Ενόργανες καταγραφές υπάρχουν κυρίως για τις τελευταίες δεκαετίες, ενώ για παλαιότερους σεισµούς υπάρχουν µακροσεισµικές πληροφορίες, δηλαδή, πληροφορίες που αφορούν τις βλάβες που προκλήθηκαν από τους σεισµούς και από τις οποίες προκύπτουν συµπεράσµατα για το επίκεντρο και το µέγεθός τους. Αυτό σηµαίνει ότι για τους ισχυρούς σεισµούς του παρελθόντος, οι οποίοι είναι πολύ σηµαντικοί για τις µελέτες σεισµικής επικινδυνότητας, υπάρχουν συχνά περισσότερες από µία εκτιµήσεις. Τα πιο πρόσφατα τµήµατα των καταλόγων είναι συνήθως πιο οµογενή. Παρόλα αυτά όµως 11

18 Κεφάλαιο 2 ο συχνά περιλαµβάνουν πληροφορίες από διαφορετικά σεισµολογικά κέντρα που παρουσιάζουν µεταξύ τους αποκλίσεις. Στην παρούσα εργασία γίνεται προσπάθεια συλλογής δεδοµένων σε ένα κατάλογο σεισµών στον οποίο οι τιµές των µεγεθών δίνονται στην κλίµακα σεισµικής ροπής, M W. Οι σεισµοί αυτοί σηµειώθηκαν στην περιοχή της Ευρώπης και συγκεκριµένα την περιοχή που ορίζουν οι συντεταγµένες από 30 ο Β ως 72 ο Β και από 12 ο ως 30 ο Α µέχρι το γεωγραφικό πλάτος των 45 ο ενώ βορειότερα περιλαµβάνονται δεδοµένα µέχρι τον 40 ο Α µεσηµβρινό. Χρησιµοποιήθηκαν οι λύσεις που δηµοσιεύονται από το ιεθνές Σεισµολογικό Κέντρο (ISC) και οι τιµές των µεγεθών που δίνονται από τα διάφορα σεισµολογικά κέντρα της Ευρώπης, όπως αυτές δηµοσιεύονται από το ISC. Χρησιµοποιείται επιπλέον ο κατάλογος που προτάθηκε από τον Vit Karnik στην εργασία του Seismicity of Europe and the Mediterranean (1996), καθώς και ο εθνικός κατάλογος σεισµών της Ρουµανίας. Για την περιοχή της Ιταλίας και των νοτίων Βαλκανίων χρησιµοποιήθηκαν κατάλογοι οι οποίοι εκπονήθηκαν από Εργαστήριο Γεωφυσικής του Α.Π.Θ. (Papazachos et al. 2002, Scordilis et al. 2003). Στη συνέχεια γίνεται µια συνοπτική περιγραφή των κλιµάκων µεγεθών και του τρόπου µε τον οποίο χρησιµοποιούνται από τα διάφορα Ευρωπαϊκά σεισµολογικά κέντρα Οι συχνότερα χρησιµοποιούµενες κλίµακες µεγεθών Το µέγεθος, ως µέτρο της ισχύος ενός σεισµού, αποτελεί µια από τις βασικές παραµέτρους αναφοράς στα δελτία των διεθνών και εθνικών σεισµολογικών κέντρων. Έχουν προταθεί και χρησιµοποιούνται από τα διάφορα ευρωπαϊκά κέντρα, διάφορες κλίµακες µεγεθών µε βάση το διαφορετικό τύπο οργάνων που χρησιµοποιεί το κάθε κέντρο, το εύρος συχνοτήτων στα σεισµογράµµατα και τη µέθοδο που ακολουθείται για τον υπολογισµό του µεγέθους (Gutenberg 1945a,b, Gutenberg and Richter 1954, Richter 1958, Karnik 1968, 1969, Abe and Kanamori 1980, Abe 1981, Okal 1992). Οι συχνότερα χρησιµοποιούµενες κλίµακες µεγεθών από τα διάφορα ευρωπαϊκά σεισµολογικά κέντρα περιγράφονται στη συνέχεια Η κλίµακα του τοπικού µεγέθους M L, M WA Είναι η πρώτη κλίµακα µεγέθους που ορίστηκε από τον Richter το 1935 και αποτελεί µέχρι σήµερα την πιο διαδεδοµένη κλίµακα παγκοσµίως (Heaton et al. 1986, 12

19 Κεφάλαιο 2 ο Boore 1989). Αναφέρεται σε επιφανειακούς σεισµούς, η επικεντρική απόσταση των οποίων δεν ξεπερνά τα 600km. Αρχικά, ορίστηκε για καταγραφές από βραχείας περιόδου σεισµόµετρο στρέψης Wood-Anderson και για κύµατα περιόδου της τάξης του 1sec. Το µέγεθος που υπολογίζουν και δηµοσιεύουν τα περισσότερα κέντρα είναι το τοπικό µέγεθος, M L. Λίγα όµως από αυτά τα κέντρα διαθέτουν σεισµογράφους Wood-Anderson από τις καταγραφές των οποίων ορίστηκε το M L. Τα περισσότερα διαθέτουν άλλου τύπου σεισµόµετρα και µε µαθηµατικές σχέσεις µετατρέπουν το µέγεθος που υπολογίζουν σε µέγεθος ισοδύναµο µε το σύµβολο «M L. Σε πολλές περιπτώσεις όµως» χρησιµοποιείται ως ένας γενικός τύπος µεγέθους και µε αυτό χαρακτηρίζεται το µέγεθος που υπολογίζεται από το εκάστοτε κέντρο (Giardini et al. 1997). Στην ανατολική Ευρώπη το σύµβολο «M L» χρησιµοποιείται για µέγεθος που υπολογίζεται από µακράς περιόδου σεισµόµετρα, ενώ όταν πρόκειται για καταγραφές από Wood-Anderson χρησιµοποιούνται τα σύµβολα «M» και «M». M L WA AW Κλίµακα επιφανειακού µεγέθους, M, M, S LH M LV Έχουν οριστεί διάφορες κλίµακες µεγεθών µε βάση τη µελέτη των επιφανειακών κυµάτων. Η πιο συχνά χρησιµοποιούµενη είναι η παραδοσιακή κλίµακα επιφανειακού µεγέθους που ορίστηκε από τον Gutenberg (1945) για επιφανειακούς σεισµούς, µε επικεντρικές αποστάσεις µεγαλύτερες από 600 km και για κύµατα περιόδου της τάξης των 20sec. Αργότερα προτάθηκε ο Τύπος της Πράγας (Vanek et al. 1962, Karnik et al. 1962) ο οποίος έδωσε τη δυνατότητα υπολογισµού του µεγέθους από κύµατα οποιασδήποτε περιόδου και για επικεντρικές αποστάσεις µεγαλύτερες από 200km. µέγεθος, Τα ιεθνή Κέντρα (ISC και NEIC) υπολογίζουν συστηµατικά το επιφανειακό, µε βάση τον Τύπο της Πράγας. Επιφανειακό µέγεθος δίνεται και από άλλα Κέντρα (π.χ. BJI, MOS, PAS) κυρίως για τους ισχυρούς σεισµούς. Στην ανατολική Ευρώπη χρησιµοποιείται επίσης ο Τύπος της Πράγας για τον υπολογισµό του επιφανειακού µεγέθους που δίνεται µε τα σύµβολα M και M (Giardini et al. 1997). M S LH LV 13

20 Κεφάλαιο 2 ο Κλίµακα χωρικού µεγέθους, mb Η κλίµακα αυτή ορίστηκε για τον υπολογισµό µεγέθους των επιφανειακών σεισµών και των σεισµών βάθους από καταγραφές κυµάτων χώρου περιόδου 1sec, από βραχείας περιόδου σεισµόµετρα. Το µειονέκτηµα της κλίµακας αυτής είναι η εξάρτησή της από το µηχανισµό γένεσης του σεισµού και το χαµηλό όριο κορεσµού της (Giardini et al. 1997). Αρχικά ορίστηκε επίσης από τον Gutenberg το 1945 µε το σύµβολο «m B» για κύµατα χώρου περιόδων 1-10sec. Λόγω όµως της περιορισµένης χρήσης των σεισµοµέτρων ευρέος φάσµατος, η κλίµακα m B χρησιµοποιήθηκε µόνο για ερευνητικούς λόγους (π.χ. Abe 1981). Χρησιµοποιήθηκε, επίσης, το σύµβολο «M» για τα µεγέθη που προέρχονται από µετατροπή των m σε M (Gutenberg B B S and Richter 1956). Το ιεθνές Σεισµολογικό Κέντρο (I.S.C.) υπολογίζει συστηµατικά το m b (Gutenberg and Richter 1956) µε βάση τη σχέση: όπου m = n 1 b n 1 Q =παράγοντας βάθους-απόστασης [ Q(, h) + q ] 3 (2.1) i i q i =δεκαδικός λογάριθµος του λόγου του πλάτους (σε nm) του κύµατος προς την αντίστοιχη περίοδο (σε sec) για τον i-στό σταθµό και n=αριθµός των παρατηρήσεων Οι µετρήσεις των πλατών και των περιόδων αναφέρονται σε P-κύµατα µε Τ<3.0 sec, όταν οι καταγραφές γίνονται από βραχείας περιόδου κατακόρυφα σεισµόµετρα, για = ο. Το Εθνικό Σεισµολογικό Κέντρο των Η.Π.Α. (N.E.I.C.) υπολογίζει το 25% ενός «διορθωµένου» µέσου των τιµών που αναφέρονται σε αυτό από τα διάφορα σεισµολογικά κέντρα για επικεντρικές αποστάσεις > 5 ο (Giardini et al. 1997) Τέλος, µεγέθη m b m b υπολογίζονται από διάφορα Σεισµολογικά Κέντρα της Ευρώπης όπως της Μόσχας (MOS), της Σουηδίας (HFS), και της Νορβηγίας (NAO) Κλίµακα Μεγέθους ιάρκειας Σήµατος, M D Τα τελευταία χρόνια, ιδρύθηκαν πολλά τοπικά δίκτυα για τη µελέτη των µικρών σεισµών. Πολλά από αυτά τα δίκτυα δεν είναι εξοπλισµένα µε σεισµόµετρα Wood-Anderson αλλά µε σεισµόµετρα βραχείας περιόδου µε µεγάλη µεγέθυνση. 14

21 Κεφάλαιο 2 ο Έτσι, οι σεισµικές αναγραφές έχουν µεγάλα πλάτη που πολλές φορές υπερβαίνουν τα περιθώρια αναγραφής µε αποτέλεσµα να είναι αδύνατη η µέτρησή τους. Για τη λύση του προβλήµατος αυτού προτάθηκε από τον Bosztriscany (1958), η κλίµακα του µεγέθους διάρκειας σήµατος,. Βασίζεται στη γενική σχέση M D 2 M D a + a log D + a (log D + a (2.2) = ) 4 όπου,,, a σταθερές, είναι η επικεντρική απόσταση και D η διάρκεια µέχρι το πλάτος καταγραφής να ελαττωθεί ως µία ορισµένη τιµή (π.χ. 2mm). Για την εφαρµογή της σχέσης αυτής απαιτείται διόρθωση της σταθεράς του σταθµού µε βάση τις τοπικές συνθήκες για διάφορες επικεντρικές αποστάσεις και καθορισµός του επιπέδου θορύβου του σταθµού. Η κλίµακα αυτή χρησιµοποιείται ευρύτατα στα δίκτυα µε βραχείας περιόδου σεισµόµετρα και ανακοινώνεται από πολλά Ευρωπαϊκά κέντρα. a1 a2 a Κλίµακα µεγέθους σεισµικής ροπής, M w Ο Aki (1967) πρότεινε µια νέα κλίµακα που δεν αφορά κύµατα περιορισµένου φάσµατος συχνοτήτων αλλά βασίζεται στην έννοια της σεισµικής ροπής, οποία ορίζεται από τη σχέση: M 0, η M 0 = µlwu (2.3) όπου µ είναι το µέτρο δυσκαµψίας του υλικού, L και w είναι το µήκος και το πλάτος του ρήγµατος, αντίστοιχα, και u είναι η µετάθεση στην επιφάνεια του ρήγµατος κατά τη γένεση ενός σεισµού. Η µέτρηση της σεισµικής ροπής βασίζεται στην ανάλυση του φάσµατος µακρινού πεδίου. Με ανάλυση των σεισµογραµµάτων είναι δυνατό να πάρουµε το φάσµα µετάθεσης των σεισµικών κυµάτων µακρινού πεδίου (για µεγάλες αποστάσεις από την εστία του σεισµού). Το φάσµα αυτό είναι η γραφική παράσταση των πλατών που είναι δυνατό να µετρηθούν από τα σεισµογράµµατα, σε συνάρτηση µε τις αντίστοιχες περιόδους (ή µε τις αντίστοιχες συχνότητες). Στο σχήµα 2.1. δίνονται τα φάσµατα µετάθεσης για 11 σεισµούς διαφόρων µεγεθών, όπως υπολογίστηκαν από τα σεισµογράµµατα σε µεγάλες αποστάσεις από τις εστίες των σεισµών. Με βάση το µοντέλο εξάρµωσης της πηγής (Brune 1970), το φάσµα είναι οριζόντιο (παράλληλο προς τον άξονα των περιόδων) για περιόδους µεγαλύτερες µιας ορισµένης τιµής που ονοµάζεται γωνιακή περίοδος, Τ 0, και ελαττώνεται για µικρές 15

22 Κεφάλαιο 2 ο περιόδους. Η γωνιακή περίοδος και το αντίστροφό της που λέγεται γωνιακή συχνότητα, f 0, είναι πολύ σηµαντικές ποσότητες γιατί µπορούµε µε αυτές εύκολα και αξιόπιστα να υπολογίσουµε διάφορες από τις παραµέτρους της εστίας του σεισµού. Η σεισµική ροπή υπολογίζεται εύκολα από την τιµή, Ψ 0, του φάσµατος του µακρινού πεδίου των εγκαρσίων κυµάτων η οποία αντιστοιχεί στη γωνιακή συχνότητα, f 0, µε τη σχέση (Madariaga 1976): M 0 4 0R 3 = πρβ Ψ / 0.85 (2.4) όπου ρ είναι η πυκνότητα του υλικού στην περιοχή του σεισµογόνου ρήγµατος, β, η ταχύτητα διάδοσης των εγκαρσίων κυµάτων και R, η υποκεντρική απόσταση. Σχήµα 2.1. Φάσµατα µακρινού πεδίου για διάφορα µεγέθη σεισµών (Αki 1967). Η στικτή γραµµή τέµνει τις καµπύλες στα σηµεία που αντιστοιχούν στις αντίστοιχες γωνιακές περιόδους. Βλέπουµε ότι η σεισµική ροπή υπολογίζεται από την τιµή Ψ 0 του φάσµατος, η οποία διατηρείται σταθερή για όλο το φάσµα των µεγάλων περιόδων και έτσι δεν επηρεάζεται από την ελάττωση της φασµατικής τιµής που παρατηρείται για τις µικρές περιόδους. Αυτή η ανεξαρτησία της σεισµικής ροπής από την περίοδο, που δεν ισχύει για τις προαναφερόµενες κλίµακες µεγεθών, είναι ο βασικός λόγος για τον οποίο η σεισµική ροπή θεωρείται αξιόπιστο µέτρο της ολικής ενέργειας του σεισµού. 16

23 Κεφάλαιο 2 ο Από το σχήµα 2.1. φαίνεται ότι η γραµµική σχέση µεταξύ της κλίµακας επιφανειακού µεγέθους,, και της ποσότητας log M διατηρείται για τον κλάδο εκείνο της γραφικής παράστασης που είναι παράλληλος προς τον άξονα των περιόδων. Αυτό συµβαίνει για µεγέθη περίπου ίσα µε 7.0 για την περίπτωση που µετράµε τη σεισµική ενέργεια που αντιστοιχεί σε κύµατα περιόδου 20sec. Για ισχυρότερους σεισµούς η κλίµακα M S 0 M S οδηγεί σε υποεκτίµηση του µεγέθους του σεισµού. Το φαινόµενο αυτό λέγεται «κορεσµός της κλίµακας». Το φαινόµενο του κορεσµού επηρεάζει επίσης την κλίµακα του χωρικού µεγέθους, m, και ξεκινά από µικρές τιµές µεγεθών, περίπου m =6.0. b b Σχήµα 2.2. Γραφικές παραστάσεις των µεγεθών m, M και M σε σχέση µε το µέγεθος M w, της σεισµικής ροπής. Η συνεχής γραµµή αντιστοιχεί την ισότητα των µεγεθών των δύο αξόνων (Heaton et al. 1986) b S L Σύµφωνα µε τα παραπάνω, το ισχυρό πλεονέκτηµα της σεισµικής ροπής είναι ότι δεν παθαίνει κορεσµό, αφού πάντα υπολογίζεται από τον κλάδο εκείνο της γραφικής παράστασης που είναι παράλληλος προς τον άξονα των περιόδων, δηλαδή ανεξάρτητος από την περίοδο. Το ίδιο ισχύει για την κλίµακα µεγέθους σεισµικής ροπής που καθιερώθηκε από τους Kanamori (1977) και Hanks και Kanamori (1979) και δίνεται από τη σχέση: MW = (log M 16.05) /1.5 (2.5) 0 17

24 Κεφάλαιο 2 ο Για τα προαναφερόµενα πλεονεκτήµατά της η κλίµακα αυτή είναι η πιο αποδεκτή. Μειονέκτηµά της είναι ότι χρησιµοποιείται µόνο τις τελευταίες δύο δεκαετίες και συνήθως για M >5.0. Από το 1977 ως σήµερα τα µεγέθη M των w σεισµών για όλο τον κόσµο υπάρχουν στον κατάλογο του Harvard υπολογισµένα µε τη µέθοδο CMT Centroid Moment Tensor (Dziewonski et al και επόµενες δηµοσιεύσεις). Η σχέση της κλίµακας M µε τις κλίµακες M, M και m φαίνεται στο σχήµα 2.2. Το M συµφωνεί µε το M για τιµές µεγεθών µεταξύ 6.0< M <8.0 και w µε το M για τιµές M <6.0 (Kanamori 1983, Heaton et al. 1983) L L w S S L b S w 2.3. Οµογενοποίηση καταλόγου του ευρωπαϊκού χώρου που βρίσκεται βόρεια του παραλλήλου των 45 ο Οι περιοχές της Ευρώπης που βρίσκονται βόρεια από τη Μεσόγειο χαρακτηρίζονται γενικά από χαµηλή σεισµικότητα. Εξαίρεση αποτελεί η περιοχή Vrancea της Ρουµανίας στην οποία κατά το παρελθόν έγιναν αρκετοί καταστροφικοί σεισµοί και αποτελεί περιοχή µέσης έως υψηλής σεισµικότητας. Για το λόγο αυτό, µόνο για την περιοχή αυτή και µε σκοπό την όσο το δυνατό λεπτοµερέστερη µελέτη επικινδυνότητας χρησιµοποιήθηκε ο εθνικός κατάλογος σεισµών της Ρουµανίας. Παρά το χαµηλό επίπεδο σεισµικότητας στις περιοχές αυτές υπάρχουν πολλά σεισµολογικά κέντρα εξοπλισµένα µε όργανα που ακολουθούν τις εξελίξεις της τεχνολογίας και µε συνεχή καταγραφή κυρίως κατά τις τελευταίες 2-3 δεκαετίες. Η ανάπτυξη της έρευνας στην περιοχή αυτή οφείλεται κατά ένα µεγάλο µέρος στην παρουσία πυρηνικών εργοστασίων η εγκατάσταση και λειτουργία των οποίων απαιτεί όσο το δυνατό λεπτοµερέστερη µελέτη της σεισµικής επικινδυνότητας στην περιοχή που βρίσκονται. Το µέγεθος που υπολογίζουν και δηµοσιεύουν τα περισσότερα από αυτά τα κέντρα είναι το τοπικό µέγεθος, M L. Όπως προαναφέρθηκε, λίγα σεισµολογικά κέντρα διαθέτουν σεισµογράφους Wood-Anderson από τις καταγραφές των οποίων ορίστηκε το τοπικό µέγεθος. Για το λόγο αυτό, τα µεγέθη που υπολογίζονται µετατρέπονται σε ισοδύναµα του. M L Σε πολλές περιπτώσεις όµως το σύµβολο «M L» χρησιµοποιείται ως ένας γενικός τύπος µεγέθους διαφορετικός από το τυπικό M L. Η οµογενοποίηση ενός 18

25 Κεφάλαιο 2 ο καταλόγου σεισµών όλης της περιοχής µελέτης απαιτεί τη χρήση των µεγεθών των διαφόρων αυτών κέντρων (της περιοχής) και τη σύγκρισή τους µε ένα αξιόπιστο µέγεθος που να παρουσιάζει συνέπεια για ένα µεγάλο χρονικό διάστηµα. Ως µέτρο σύγκρισης για τα µεγέθη που δίνονται από διάφορους σταθµούς της περιοχής χρησιµοποιήθηκε το που υπολογίζεται από το ISC και το NEIC αφού πρώτα µετατράπηκε σε µέγεθος ισοδύναµο του µεγέθους σεισµικής ροπής,. Πολλοί από τους ερευνητές αµφιβάλλουν για την ακρίβεια αυτού του χωρικού µεγέθους. Έχει δειχθεί όµως από άλλους ότι το µέγεθος που υπολογίζεται από το ISC και το NEIC, αποτελεί ικανοποιητικό µέτρο της ενέργειας που εκλύεται από ένα σεισµό και είναι το καλύτερο από τα διαθέσιµα µεγέθη για συσχετίσεις µε το µέγεθος σεισµικής ροπής 1997). M W m b M W, για τους σεισµούς του Ευρωπαϊκού χώρου (Giardini et al. m b εδοµένα του καταλόγου σεισµών του ιεθνούς Σεισµολογικού Κέντρου (Ι.S.C.) Το ιεθνές Σεισµολογικό Κέντρο (International Seismological Centre, I.S.C.) ιδρύθηκε το 1964 στη Μεγάλη Βρετανία, µε σκοπό την συλλογή δεδοµένων που αφορούν την παγκόσµια σεισµική δραστηριότητα από σεισµολογικά κέντρα σε όλο τον κόσµο και επιπρόσθετα, την επεξεργασία τους µε ορισµένη µεθοδολογία και τον υπολογισµό εκ νέου των παραµέτρων των σεισµών. Τα διάφορα σεισµολογικά κέντρα ενηµερώνουν το I.S.C. για τις αρχικές εκτιµήσεις τους για τις παραµέτρους ενός σεισµού, αµέσως µόλις αυτές υπολογιστούν, καθώς και για άλλα δεδοµένα παρατήρησης. Οι συντεταγµένες των επικέντρων δίνονται σύµφωνα µε το παγκόσµιο σύστηµα συντεταγµένων χωρίς διορθώσεις που αφορούν µικρές κινήσεις της Γης σε σχέση µε τον άξονα περιστροφής της ή µε εποχικές διαφοροποιήσεις. Οι χρόνοι γένεσης δίνονται µε κοινό σηµείο αναφοράς το χρόνο Greenwich (Greenwich Mean Time, GMT). Θεωρείται ότι ανακοινώσεις διαφορετικών κέντρων που αφορούν τον ίδιο σεισµό είναι αυτές στις οποίες οι προσδιορισµοί των επικέντρων δεν διαφέρουν περισσότερο από 1 ο και ως προς το γεωγραφικό πλάτος και ως προς το γεωγραφικό µήκος και οι προσδιορισµοί των χρόνων γένεσης δεν διαφέρουν περισσότερο από 60sec. 19

26 Κεφάλαιο 2 ο Όταν συγκεντρωθούν όλες οι αρχικές εκτιµήσεις, τότε όλες οι παρατηρήσεις (ως παρατήρηση ορίζεται το σύνολο των πληροφοριών που δίνονται από ένα κέντρο για ένα σεισµό) που ακολουθούν την πρώτη εκτίµηση και µέσα σε χρονικό διάστηµα 40 λεπτών από αυτή, ελέγχονται ξεχωριστά ως προς τις αφίξεις των διαφόρων φάσεων για να επιβεβαιωθεί η σχέση τους µε το συγκεκριµένο σεισµό. Στη συνέχεια υπολογίζονται εκ νέου οι εστιακές παράµετροι αφού εφαρµοστεί συντελεστής βαρύτητας σε κάθε µια από τις επιµέρους παρατηρήσεις των διαφόρων σεισµολογικών κέντρων. Η επεξεργασία αυτή γίνεται µε βάση τη µέθοδο των ελαχίστων τετραγώνων. Τέλος, υπολογίζεται το 90% διάστηµα εµπιστοσύνης για κάθε µια εστιακή παράµετρο. Το εστιακό βάθος εκφράζεται σε km από την επιφάνεια. Το I.S.C. κατά κανόνα υπολογίζει και ανακοινώνει µέγεθος στις κλίµακες του χωρικού, m και του επιφανειακού,, µεγέθους. Το χωρικό µέγεθος,, b M S m b(isc ) βρίσκεται σε συµφωνία µε τον αρχικό ορισµό της κλίµακας από τους Gutenbetg- Richter (1956). Αφορά τις καταγραφές των Ρ κυµάτων µε περίοδο <3sec, που γίνονται από κατακόρυφα σεισµόµετρα βραχείας περιόδου και γίνεται µε εφαρµογή της σχέσης (2.1). Στον κατάλογο σεισµών του I.S.C. που διατίθεται στο διαδίκτυο δίνονται πληροφορίες για τις εστιακές παραµέτρους και τα µεγέθη που υπολογίζονται από το I.S.C. καθώς και για τις εστιακές παραµέτρους και τα µεγέθη που υπολογίζονται από τα επιµέρους σεισµολογικά κέντρα. Για την παρούσα εργασία ο κατάλογος αυτός αποτέλεσε µια από τις βασικές πηγές δεδοµένων για το χρονικό διάστηµα Για το χρονικό διάστηµα χρησιµοποιήθηκαν στοιχεία του καταλόγου σεισµών του Εθνικού Σεισµολογικού Κέντρου των Η.Π.Α. (National Earthquake Information Centre, N.E.I.C.) που είναι ανάλογος µε αυτόν του Ι.S.C. Όσο αφορά το χρόνο γένεσης, τις συντεταγµένες των επικέντρων και το εστιακό βάθος χρησιµοποιήθηκαν οι παράµετροι αυτές που προτείνονται από τα κέντρα I.S.C. και N.E.I.C., αφού ο τρόπος υπολογισµού τους που γίνεται µε συνέπεια τις καθιστά αρκετά αξιόπιστες. Για το µέγεθος όµως των σεισµών χρησιµοποιήθηκαν όλες οι πληροφορίες που δίνονται από τα επιµέρους κέντρα καθώς και το χωρικό µέγεθος που υπολογίζεται από το I.S.C. και το N.E.I.C. που αποτέλεσε, όπως προαναφέρθηκε, µέτρο σύγκρισης µε τα υπόλοιπα µεγέθη. εν χρησιµοποιήθηκαν οι τιµές του επιφανειακού µεγέθους που υπολογίζεται από το I.S.C. και το N.E.I.C. 20

27 Κεφάλαιο 2 ο αφού αυτό είναι λιγότερο συχνό από το χωρικό µέγεθος, ενώ για τους σεισµούς που είναι διαθέσιµο, υπολογίζεται επίσης και το χωρικό µέγεθος του σεισµού Σχέσεις µετατροπής µεγεθών διαφορετικών κλιµάκων για σεισµούς της περιοχής της βόρειας Ευρώπης Αρχικά επιλέχθηκαν από τον κατάλογο του ISC, ο οποίος διατίθεται στο διαδίκτυο, οι σεισµοί της περιοχής µελέτης (45 ο Β/72 ο Β, 12 ο /40 ο Α) για το χρονικό διάστηµα Το έτος έναρξης της παρούσας εργασίας είναι το 1999 και στόχος ήταν να χρησιµοποιηθούν όλα τα µέχρι τότε διαθέσιµα δεδοµένα. Ο κατάλογος του I.S.C. που θεωρήθηκε ως βασική πηγή δεδοµένων, αφού όλα σχεδόν τα ευρωπαϊκά κέντρα διαθέτουν τα περισσότερα από τα στοιχεία τους σε αυτό, συµπληρώνεται έως δύο έτη πριν από την εκάστοτε χρονολογία. Έτσι, η συµπλήρωση των δύο επόµενων ετών έγινε από τους καταλόγους του N.E.I.C. που επίσης διαθέτει σε αρκετά καλό ποσοστό πληρότητα στα δεδοµένα του. Στο αρχικό αυτό σύνολο δεδοµένων βρέθηκαν 369 σεισµοί που καλύπτουν τη χρονική περίοδο και για τους οποίους υπάρχει υπολογισµένο χωρικό µέγεθος τόσο από το I.S.C.,, όσο και από το N.E.I.C.,. Στο σχήµα 2.3. φαίνεται η χαρτογράφηση των τιµών σε συνάρτηση µε τις τιµές για τα 369 ζεύγη. Η σχέση που προέκυψε είναι: m b(isc) m b( NEIC ) m b( NEIC) m b(isc ) m m 0.04 (2.6) b( NEIC) = b( ISC) + µε συντελεστή συσχέτισης R=0.95 και τυπική απόκλιση SD=0.21 Οι τιµές των µεγεθών που χρησιµοποιήθηκαν και από τα δύο Κέντρα κυµαίνονται µεταξύ 3.0 και 6.0. εν χρησιµοποιήθηκαν τιµές µεγεθών µικρότερες του 3.0 αφού ασθενέστεροι σεισµοί δεν προκαλούν βλάβες και κατά συνέπεια είναι έξω από τα όρια ενδιαφέροντος µιας µελέτης σεισµικής επικινδυνότητας. Με βάση το γεγονός ότι και ο συντελεστής συσχέτισης της σχέσης (2.6) είναι πολύ υψηλός (R=0.95) ενώ η τιµή της τυπικής απόκλισης χαµηλή (SD=0.21), θεωρήθηκε ότι τα δύο µεγέθη είναι ισοδύναµα µεταξύ τους. Στη συνέχεια, έγινε δεκτό το σύνολο όλων των σεισµών του αρχικoύ καταλόγου, για τους οποίους υπάρχουν µεγέθη m b ( >3.0) υπολογισµένα είτε από το ΙSC είτε από το NEIC ή στην περίπτωση όπου υπήρχαν και τα δύο µεγέθη υπολογίστηκε ο µέσος όρος τους. O αριθµός των σεισµών αυτών είναι 862 µε τιµές που κυµαίνονται από 3.0 ως 6.1 και καλύπτουν το χρονικό διάστηµα

28 Κεφάλαιο 2 ο mb (NEIC) mb (ISC) Σχήµα 2.3. Χαρτογράφηση των τιµών του χωρικού µεγέθους,,, που υπολογίστηκαν από το ιεθνές Σεισµολογικό Κέντρο (ISC) σε συνάρτηση µε τις αντίστοιχες τιµές του χωρικού µεγέθους,, που υπολογίστηκαν από το Εθνικό Σεισµολογικό Κέντρο των Η.Π.Α. (NEIC) για 369 σεισµούς του ευρωπαϊκού χώρου. m b( NEIC) m b(isc) Με σκοπό ο τελικός κατάλογος να είναι οµογενής ως προς την κλίµακα µεγέθους (κλίµακα σεισµικής ροπής), χρησιµοποιήθηκε σχέση µετατροπής των τιµών αυτών,, σε µέγεθος ισοδύναµο της σεισµικής ροπής. m b Πρέπει να σηµειωθεί ότι δεν ήταν δυνατό να γίνει συσχέτιση µεταξύ των τιµών m µε τιµές µεγέθους ροπής M για σεισµούς της εξεταζόµενης περιοχής b αφού το δεύτερο υπολογίζεται µόνο πρόσφατα από λίγα ευρωπαϊκά κέντρα και στον κατάλογο του Πανεπιστηµίου του Harvard δεν υπάρχει καµία τιµή για σεισµό της περιοχής. Αυτό οφείλεται στο γεγονός ότι το µέγεθος ροπής δεν υπολογίζεται για µεγέθη µικρότερα του = και κατά συνέπεια δεν είναι δυνατό να περιγράψει τους σεισµούς µιας περιοχής µε τόσο χαµηλή σεισµικότητα όπως είναι αυτή της Β. Ευρώπης. M W W M W 22

29 Κεφάλαιο 2 ο * Έτσι, για την µετατροπή των 862 τιµών σε χρησιµοποιήθηκε δηµοσιευµένη σχέση των Papazachos et al. (1997). Η σχέση αυτή είναι: m b M W * M 1.28* m 1.12 (2.7) w = b * Χρησιµοποιήθηκε ο συµβολισµός M αντί του M για να δηλωθεί ότι το χρησιµοποιούµενο µέγεθος ροπής δεν προήλθε από µετρήσεις της σεισµικής ροπής, όπως απαιτεί ο ορισµός του, αλλά είναι µέγεθος ισοδύναµο µε το υπολογίστηκε µε σχέσεις µετατροπής µεγεθών άλλων κλιµάκων σε αυτό. W Η σχέση (2.7) είναι εµπειρική. Έλεγχός της έγινε από τον Παπαζάχο και τους συνεργάτες του (1997), µε υπολογισµό των διαφορών των τιµών W * M W M W που από τις τιµές του M W, όπως υπολογίζεται από το Πανεπιστήµιο του Harvard, για σεισµούς του ελληνικού χώρου. Προέκυψε ότι οι διαφορές αυτές έχουν µέση τιµή περίπου ίση µε µηδέν και τιµή τυπικής απόκλισης, σ, ίση µε Θεωρήθηκε έτσι, ότι οι τιµές που υπολογίζονται από την παραπάνω σχέση βρίσκονται σε πολύ καλή συµφωνία µε τις τιµές M W. Πρέπει να σηµειωθεί ότι ο έλεγχος έγινε για τιµές * M W M >4.8 αφού δεν υπήρχαν µικρότερες τιµές M W. Για τη διατύπωση όµως της εµπειρικής αυτής σχέσης, έγινε χρήση µεγεθών µε τιµές µεγαλύτερες ή ίσες µε 3.0. Για το λόγο αυτό χρησιµοποιήθηκε και για τη µετατροπή τιµών χαµηλότερων από το όριο του 4.8, M W σε. Ένα στοιχείο που επιβεβαιώνει την ισχύ της σχέσης (2.7), προκύπτει από τη συσχέτιση των τιµών m b m b που υπολογίζονται από το ISC ή το NEIC µε τις τιµές του µεγέθους ροπής, όπως αυτό δίνεται στον κατάλoγο του Harvard για όλους τους διαθέσιµους σεισµούς (188 συνολικά) του ελληνικού χώρου. Οι αντίστοιχες γραφικές παραστάσεις φαίνονται στο σχήµα που ακολουθεί. Η σχέση που προέκυψε από τη χαρτογράφηση των µεγεθών m σε συνάρτηση µε τα µεγέθη M µε τη µέθοδο των ελαχίστων τετραγώνων (σχήµα 2.4.α) είναι : b m.69* 1.43 (2.8) b = 0 M W ( HRV ) + µε συντελεστή συσχέτισης R=0.68, ενώ η αντίστροφη συσχέτιση φαίνεται στο σχήµα 2.4.β και η σχέση που προκύπτει είναι µε συντελεστή συσχέτισης R=0.66. M 0.99* m 0.35 (2.9) W ( HRV ) = b + W 23

30 Κεφάλαιο 2 ο 8.0 (III) 8.0 (III) (II) (I) mb (II) (I) Mw(HRV) Mw (HRV) (α) Σχήµα 2.4. Χαρτογράφηση των τιµών του χωρικού µεγέθους, mb (β), που υπολογίστηκε από το ISC και το NEIC για 188 σεισµούς του Ελληνικού χώρου σε συνάρτηση µε τα αντίστοιχα µεγέθη σεισµικής ροπής,, που υπολογίστηκαν από το Harvard (α) και το αντίστροφο για το σχήµα (β). Στο σχήµα (α) η ευθεία (Ι) αντιστοιχεί στη σχέση (2.8), η ευθεία (ΙΙ) αντιστοιχεί στη σχέση (2.7 ) όταν λυθεί ως προς επίσης ως προς το µέγεθος και η ευθεία (ΙΙΙ) αντιστοιχεί στη σχέση (2.9) όταν αυτή λυθεί Στο σχήµα (β) η ευθεία (Ι) αντιστοιχεί στη σχέση (2.9), η (ΙΙ) στη σχέση (2.7) και η (ΙΙΙ) στη σχέση (2.8) όταν αυτή λυθεί ως προς m b M W. m. b M W m b Από το σχήµα 2.4. προκύπτει ότι η σχέση (2.7) αντιστοιχεί στην ευθεία που είναι ανάµεσα σε αυτές των σχέσεων (2.8) και (2.9). Κατά συνέπεια µπορούµε να θεωρήσουµε ότι η σχέση (2.7) είναι πιο αξιόπιστη για τη µετατροπή του ενός τύπου µεγέθους στον άλλο. 1 ο στάδιο συσχετίσεων: Από τις µετατροπές µε τη σχέση (2.7) των 862 τιµών χωρικού µεγέθους, m b, για τους σεισµούς των περιοχών της Ευρώπης µε γεωγραφικό πλάτος βορειότερο των 45 ο προέκυψε κατάλογος 836 σεισµών µε τιµές * M W >3.0. Oι τιµές αυτές συσχετίστηκαν µε τις αντίστοιχες τιµές των τοπικών µεγεθών, M L, που υπολογίζονται από διάφορα Ευρωπαϊκά κέντρα, όπως δίνονται από τον κατάλογο του ISC µέχρι το 1997 ή του NEIC για την περίοδο Χρησιµοποιήθηκαν οι * περιπτώσεις όπου υπήρχαν τουλάχιστον 30 σεισµοί µε µέγεθος M και M ( >3.0) W L 24

31 Κεφάλαιο 2 ο από κάποιο σεισµολογικό κέντρο. Οι περιπτώσεις αυτές ήταν 10 και αφορούν τα εξής σεισµολογικά κέντρα: Πίνακας 2.1. Πληροφορίες για Σεισµολογικά ίκτυα και Σταθµούς των οποίων τα δεδοµένα χρησιµοποιήθηκαν στο πρώτο στάδιο συσχετίσεων µεγεθών * M W και. M L Κωδικός Σεισµολογικού ικτύου/σταθµού VIE LDG EIDC GRF FUR SZGRF STR VKA WAR KBA Πληροφορίες για τα Σεισµολογικά ίκτυα και τους Σταθµούς Viena/ Austria/ o N o E ίκτυο Γαλλίας Experimental International Data Centre USA Grafenberg Ar./ Bayern/ o N o E Ανήκει στο δίκτυο SZGRF Fuerstenfeldbruck/Germany/48.16 o N o E Ανήκει στο δίκτυο GRSN ίκτυο Γερµανίας Strabourg / Alcace/ o N 7.77 o E Vienna/Austria/48.26 o N o E Warszwa/ Poland/52.24 o N o E Ανήκει στο δίκτυο PAS Kolnbeinsperre/ Austria/47.08 o N o E Ανήκει στο δίκτυο ZAMG µεγεθών, Στο σχήµα 2.5(α-ι) φαίνονται οι χαρτογραφήσεις των τιµών των τοπικών M L, για τα διάφορα κέντρα σε σχέση µε τις αντίστοιχες τιµές ισοδύναµων µεγεθών ροπής, * M W. Από τις χαρτογραφήσεις αυτές προκύπτει ότι η τυπική απόκλιση για αρκετές περιπτώσεις είναι αρκετά µεγάλη. Με βάση το γεγονός αυτό, και έχοντας υπόψη το σχήµα 2.2. θεωρήθηκε ότι οι διαφορές των τιµών M L και * M W είναι σταθερές για όλο το διάστηµα των τιµών το οποίο δεν είναι ιδιαίτερα µεγάλο (για τις περισσότερες περιπτώσεις 3.0 < L M <5.5). Έτσι, οι σχέσεις που είναι της * µορφής (σταθµού)= b* +a υπολογίστηκαν έχοντας ορισµένη την παράµετρο M L b και ίση µε 1. Οι σχέσεις που προέκυψαν και οι αντίστοιχοι συντελεστές συσχέτισης δίνονται στον πίνακα 2.2. Στον πίνακα αυτό δίνονται επιπλέον τα διαστήµατα των * τιµών M και M για τα οποία προέκυψαν οι αντίστοιχες σχέσεις και το χρονικό W διάστηµα που καλύπτουν. L M W 25

32 Κεφάλαιο 2 ο ML (VIE) Mw* (α) ML (LDG) Mw* (β) ML (EIDC) ML (GRF) Mw* (γ) Mw* Σχήµα 2.5. Χαρτογραφήσεις των τοπικών µεγεθών που υπολογίζονται από 10 Ευρωπαϊκά Σεισµολογικά Κέντρα (Πίνακας 2.1.) σε συνάρτηση µε τις τιµές µεγεθών * M W. α) συσχέτιση των τιµών ML(VIE) µε τις αντίστοιχες τιµές β) το ίδιο για ML(LDG), γ) το ίδιο για ML(EIDC),δ) το ίδιο για ML(GRF), ε) το ίδιο για ML(FUR), στ) το ίδιο για ML(SZGRF), ζ) το ίδιο για ML( STR), η) το ίδιο για ML(VKA), θ) το ίδιο για ML(WAR), ι) το ίδιο για ML(KBA) M L (δ) * M W, 26

33 Κεφάλαιο 2 ο ML (FUR) Mw* (ε) ML(SZGRF) Mw* (στ) ML (STR) Mw* (ζ) ML (VKA) Mw* (η) ML (WAR) Mw* Σχήµα 2.5. (Συνέχεια) (θ) ML (KBA) Mw* (ι) 27

34 Κεφάλαιο 2 ο Πίνακας 2.2. Οι σχέσεις µεταξύ των τιµών των τοπικών µεγεθών, M L, που υπολογίζονται από 10 Ευρωπαϊκά Σεισµολογικά Κέντρα (VIE, LDG, EIDC, GRF, FUR, SZGRF, STR, VKA, WAR, KBA) σε συνάρτηση µε τις τιµές µεγεθών * M W και οι αντίστοιχοι συντελεστές συσχέτισης. ίνονται τα διαστήµατα των τιµών Μw * και Μ L για τα οποία προέκυψαν οι αντίστοιχες σχέσεις, το χρονικό διάστηµα που καλύπτουν και ο αριθµός των ζευγών αυτών. Σχέσεις µεταξύ Μ L(κέντρου) και Μ w * * M M ( 0.03) 80 L( VIE) = w ± Συν/της συσ/σης Τυπική απόκλιση /µα τιµών * Μ w /µα τιµών Μ L Χρονικό ιάστηµα Αριθµός Ζευγών R = * M M 0.14( 0.05) R = L( LDG) = w ± * M M ( 0.04) R = L( EIDC) = w ± * M M ( 0.04) R = L( GRF ) = w ± * M M ( 0.06) R = L( FUR) = w ± * M M ( 0.05) R = L( SZGRF ) = w ± * M M ( 0.09) R = L( STR) = w ± * M M 0.29( 0.08) R = L( VKA) = w ± * M M 0.1( 0.06) R = L( WAR) = w ± * M M 0.38( 0.11) R = L( KBA) = w ± Με βάση τις σχέσεις αυτές µετατράπηκαν τα τοπικά µεγέθη M L που δίνονται από τους παραπάνω 10 σταθµούς (και µόνο για τις περιπτώσεις όπου M > 3.0) σε L * M W και υπολογίστηκε ο µέσος όρος για τις περιπτώσεις εκείνες όπου για τον ίδιο σεισµό δίνονται περισσότερες από µία τιµές του * M W. Με τα µεγέθη αυτά συµπληρώθηκε ο κατάλογος των 836 αρχικών 5552 σεισµών µε µεγέθη 3.0< M <6.7. * W * M W µε αποτέλεσµα ένα κατάλογο 2 0 στάδιο συσχετίσεων: Ακολούθησε δεύτερο στάδιο συσχετίσεων του νέου δείγµατος δεδοµένων 5552 * M W µε τα M L >3.0 των σταθµών του αρχικού καταλόγου 28

35 Κεφάλαιο 2 ο σεισµών για τις περιπτώσεις εκείνες όπου τα κοινά ζεύγη είναι περισσότερα από 30. Οι περιπτώσεις αυτές αναφέρονται για τα παρακάτω 10 κέντρα: Πίνακας 2.3. Πληροφορίες για Σεισµολογικά ίκτυα και Σταθµούς των οποίων τα * δεδοµένα χρησιµοποιήθηκαν στο δεύτερο στάδιο συσχετίσεων µεγεθών µε M L. M W Κωδικός Σεισµολογικού ικτύου/σταθµού ZUR MOX BGS CLL BNS ZAG TRI BRA LEDBW LJU Πληροφορίες για τα Σεισµολογικά ίκτυα και τους Σταθµούς Zurich/Switzerland/42.36 o N 8.58 o E Moxa/Thuringen//50.66 o N o E ίκτυο της Βρετανικής Γεωλογικής Υηρεσίας Collmberg/Germany/51.31 o N o E Bensberg/Nordrhein-Westfalen/50.96 o N 7.18 o E Zagreb/Croatia/45.83 o N o E Trieste/Italy/45.71 o N o E Bratislava/Slovakia/48.17 o N o E ίκτυο της Γερµανίας Ljubljiana/Slovenia/46.04 o Ν o E Στο σχήµα 2.6. (α-ι) φαίνονται οι χαρτογραφήσεις των τοπικών µεγεθών,, για τον καθένα από τους 10 σταθµούς του πίνακα 2.3. σε συνάρτηση µε τις τιµές * M W M L. Για το λόγο που προαναφέρθηκε καθορίστηκαν οι σχέσεις της µορφής: (σταθµού)= b* * M W +a µεταξύ των µεγεθών διατηρώντας σταθερή την τιµή της κλίσης b και ίση µε 1. Οι σχέσεις που προέκυψαν δίνονται στον πίνακα 2.4. Με βάση τις σχέσεις του πίνακα 2.4. ακολουθήθηκε άλλη µια φορά η * προηγούµενη διαδικασία µετατροπής των σε. ηλαδή µετατράπηκαν τα M L M W M L µεγέθη M L που δίνονται από τους παραπάνω 10 σταθµούς (και µόνο για τις περιπτώσεις όπου M L >3.0) σε * M W και υπολογίστηκε ο µέσος όρος για τις περιπτώσεις εκείνες όπου για τον ίδιο σεισµό δίνονται περισσότερες από µία τιµές M W * του. Με τα µεγέθη αυτά συµπληρώθηκε ο κατάλογος των 5552 σεισµών µε µε αποτέλεσµα ένα κατάλογο 5850 σεισµών µε µεγέθη 3.0< M <6.7. * W * M W 29

36 Κεφάλαιο 2 ο ML (ZUR) Mw* (α) ML (MOX) Mw* (β) ML (BGS) Mw* (γ) ML (CLL) Mw* (δ) Σχήµα 2.6. Χαρτογραφήσεις των τοπικών µεγεθών που υπολογίζονται από 10 Ευρωπαϊκά Σεισµολογικά Κέντρα (Πίνακας 2.3.) σε συνάρτηση µε τις τιµές * µεγεθών. a) συσχέτιση των τιµών ML(ZUR) µε τις αντίστοιχες τιµές M W β) το ίδιο για ML(MOX), γ) το ίδιο για ML(BGS), δ) το ίδιο για ML(CLL), ε) το ίδιο για ML(BNS), στ) το ίδιο για ML(ZAG), ζ) το ίδιο για ML(TRI), η) το ίδιο για ML(BRA), θ) το ίδιο για ML(LEDBW), ι) το ίδιο για ML(LJU) M L * M W, 30

37 Κεφάλαιο 2 ο ML (LEDBW) ML (TRI) ML (BNS) Mw* (ε) Mw* (ζ) Mw* (θ) ML (LJU) ML (BRA) ML (ZAG) Mw* (στ) Mw* (η) Mw* (ι) Σχήµα 2.6. (Συνέχεια) 31

38 Κεφάλαιο 2 ο Πίνακας 2.4. Οι σχέσεις µεταξύ των τιµών των τοπικών µεγεθών, M L, που υπολογίζονται από 10 Ευρωπαϊκά Σεισµολογικά Κέντρα (ΖUR, MOX, CLL, BGS, BNS, ZAG, TRI, BRA, LEDBW, LJU) σε συνάρτηση µε τις τιµές µεγεθών * M W και οι αντίστοιχοι συντελεστές συσχέτισης. ίνονται τα διαστήµατα των τιµών Μw * και Μ L για τα οποία προέκυψαν οι αντίστοιχες σχέσεις, το χρονικό διάστηµα που καλύπτουν και ο αριθµός των ζευγών αυτών. Σχέσεις µεταξύ Μ L(σταθµού) και Μ w * * M M 0.21( 0.03) 76 L( ZUR) = w ± Συν/της συσ/σης Τυπική απόκλιση /µα τιµών * Μ w /µα τιµών Μ L Χρονικό ιάστηµα Αριθµός Ζευγών R = * M M 0.06( 0.03) R = L( MOX ) = w ± * M M 0.34( 0.05) R = L( BGS ) = w ± * M M 0.12( 0.03) R = L( CLL) = w ± * M M 0.17( 0.03) R = L( BNS ) = w ± * M M 0.15( 0.05) R = L( ZAG) = w ± * M M 0.43( 0.04) R = L( TRI ) = w ± * M M 0.19( 0.04) R = L( BRA) = w ± * M M ( 0.05) R = L( LEDBW ) = w ± * M M 0.46( 0.10) R = L( LJU ) = w ± 3 ο στάδιο συσχετίσεων: Με σκοπό την συµπλήρωση του τελικού καταλόγου χρησιµοποιήθηκαν όλα τα διαθέσιµα, από το I.S.C. και το N.E.I.C., στοιχεία που περιλαµβάνονται στον αρχικό κατάλογο. Έτσι, χρησιµοποιήθηκαν και οι τιµές των χωρικού µεγέθους, Κέντρα: m b, που δίνονται από το USCGS και από τα παρακάτω τέσσερα 32

39 Κεφάλαιο 2 ο Πίνακας 2.5. Πληροφορίες για Σεισµολογικά ίκτυα και Σταθµούς των οποίων τα δεδοµένα χρησιµοποιήθηκαν στο τρίτο στάδιο συσχετίσεων. Κωδικός Σεισµολογικού ικτύου/σταθµού NAO MOS EIDC HFS Πληροφορίες για τα Σεισµολογικά ίκτυα και τους Σταθµούς NORSAR 1A/Norway/B/60.82 o N o E Moscow/Moskovskaya/B/55.74 o N o E Experimental International Data Centre USA Hagfors/Sweden//60.13 o N o E Στο σχήµα 2.7. (α-δ) φαίνονται οι χαρτογραφήσεις των τιµών, δίνονται από τα παραπάνω κέντρα σε συνάρτηση µε τις αντίστοιχες τιµές, m b m b, που, που υπολογίζονται από το I.S.C. και το N.E.I.C. Οι σχέσεις που προέκυψαν είναι οι εξής: Πίνακας 2.6. Οι σχέσεις µεταξύ των τιµών των χωρικών µεγεθών m b που υπολογίζονται από 4 Ευρωπαϊκά Σεισµολογικά Κέντρα (NAO, MOS, EIDC, HFS) σε συνάρτηση µε τις τιµές µεγεθών m. b( ISC& NEIC) Σχέσεις µεταξύ και mb( σταθµο ύ) m b( ISC& NEIC) Συν/στης συσ/σης Τυπική απόκλιση ιάστηµα Τιµών m b(isc&neic) Χρονικό ιάστηµα Αριθµός Ζευγών m m 0.26( 0.03) R = b( NAO) = b( ISC& NEIC) ± m m ( 0.02) R = b( MOS ) = b( ISC& NEIC) ± m m 0.09( 0.01) R = b( EIDC) = b( ISC& NEIC) ± m m 0.02( 0.05) R = b( HFS ) = b( ISC& NEIC) ± Με βάση τις προηγούµενες σχέσεις µετατράπηκαν οι τιµές m b από τα τέσσερα κέντρα σε m b ( ISC& NEIC) και στη συνέχεια εφαρµόστηκε η σχέση (2.7) για τη µετατροπή των τιµών αυτών σε * M W. Υπολογίστηκε ο µέσος όρος τους για τις περιπτώσεις όπου υπήρχαν περισσότερες από µία τιµές για τον ίδιο σεισµό. 33

40 Κεφάλαιο 2 ο mb(nao) mb(isc&neic) (α) mb(mos) mb (ISC&NEIC) (β) mb (EIDC) mb(hfs) mb (ISC&NEIC) (γ) mb(isc&neic) Σχήµα 2.7. Χαρτογραφήσεις των τοπικών µεγεθών που υπολογίζονται από 4 Ευρωπαϊκά Σεισµολογικά Κέντρα (ΝΑΟ, MOS, EIDC, HFS ) σε συνάρτηση µε τις τιµές µεγεθών m b m b (δ) που υπολογίζονται από το ISC και το NEIC Χρησιµοποιήθηκαν επίσης, οι τιµές των m b που δίνονται από το κέντρο USCGS ως ισοδύναµες µε αυτές του NEIC (αφού πρόκειται για παλαιότερη ονοµασία του ίδιου κέντρου) και µετασχηµατίστηκαν µε τη σχέση (2.7) σε * M W. Με τις νέες αυτές τιµές συµπληρώθηκε ο προηγούµενος κατάλογος των 5852 σεισµών µε * M W >3.0 µε αποτέλεσµα να προστεθούν άλλοι 151 σεισµοί µε τιµές * M W >3.0. εν χρησιµοποιήθηκαν άλλες από τις διαθέσιµες στο ISC και στο NEIC τιµές m b που 34

41 Κεφάλαιο 2 ο υπολογίζονται από άλλα κέντρα γιατί αυτές δεν ήταν αρκετές για τον υπολογισµό m b ( ISC& NEIC) σχέσεων σε συνάρτηση µε το. Με την διαδικασία αυτή των µετατροπών των µεγεθών M και m που δίνονται στους καταλόγους του ISC και του NEIC από τα διάφορα ευρωπαϊκά κέντρα M W * σε προέκυψε ένας κατάλογος που περιλαµβάνει 6001 σεισµούς µε τιµές * M W >3.0, για τον Ευρωπαϊκό χώρο που βρίσκεται βόρεια του παραλλήλου των 45 ο. Σύµφωνα µε τα παραπάνω, το σύνολο αυτό των δεδοµένων είναι οµογενές ως προς την κλίµακα µεγέθους, ενώ τα υπόλοιπα στοιχεία (χρόνος γένεσης, επίκεντρο, εστιακό βάθος) είναι αυτά που προτείνονται από τα κέντρα I.S.C. (για τη χρονική περίοδο ) και N.E.I.C. (για τη χρονική περίοδο ). L b Συµπληρωµατική χρήση του καταλόγου σεισµών του ευρωπαϊκού χώρου του Karnik (1996). Με τη διαδικασία που περιγράφηκε στην προηγούµενη παράγραφο έγινε συλλογή δεδοµένων και οµογενοποίηση του καταλόγου για το χρονικό διάστηµα από το 1964 (έναρξη λειτουργίας του ISC) ως Για σεισµούς προηγούµενων χρόνων χρησιµοποιήθηκε κατάλογος σεισµών του Ευρωπαϊκού χώρου και της περιοχής της Μεσογείου που εκπονήθηκε από τον V. Karnik και δηµοσιεύτηκε από την Ακαδηµία Επιστηµών της Πράγας το Συγκεκριµένα, καλύπτει τη γεωγραφική περιοχή που ορίζεται από τις συντεταγµένες 26 ο Β - 74 ο Β, 26 ο - 60 ο Α, ενώ στο βόρειο τµήµα της περιοχής επεκτείνεται µέχρι 30 ο µε σκοπό να συµπεριλάβει και τη Γροιλανδία. Αποτελείται από δύο τµήµατα. Το πρώτο, που αφορά σεισµούς του 19 ου αιώνα (860 σεισµοί) και το δεύτερο µε σεισµούς της χρονικής περιόδου (14885 σεισµοί). Ο διαχωρισµός αυτός υπαγορεύτηκε από το γεγονός της ανάπτυξης σεισµολογικών δικτύων και χρήσης ενόργανων καταγραφών από τις αρχές του 20 ου αιώνα. Στο δεύτερο αυτό τµήµα, ο αριθµός σεισµών ανά έτος κυµαίνεται από 57 για το 1945 ως 333 για το Περιλαµβάνει 6364 σεισµούς του πρώτου µισού του 20 ου αιώνα, δηλαδή 127 σεισµούς κατά µέσο όρο το χρόνο και 8521 σεισµούς για τα επόµενα 40 χρόνια, δηλαδή 213 σεισµούς κατά µέσο όρο το χρόνο. Κύριος στόχος της εργασίας αυτής του V. Karnik ήταν ο κατάλογος των σεισµών να παρουσιάζει οµοιογένεια ως προς το µέγεθος. Παράµετροι όπως ο χρόνος γένεσης, οι συντεταγµένες των επικέντρων, το εστιακό βάθος και η µέγιστη ένταση 35

42 Κεφάλαιο 2 ο υιοθετήθηκαν όπως δίνονται από διάφορα σεισµολογικά κέντρα αφού πρώτα ελέγχθηκαν. Ιδιαίτερη προσοχή δόθηκε στον τρόπο καθορισµού του µεγέθους των σεισµών του καταλόγου ώστε να είναι οµογενής. Για τον υπολογισµό του µεγέθους των επιφανειακών σεισµών χρησιµοποιήθηκαν οι καταγραφές των επιφανειακών κυµάτων (LR, Lg/Sg), ενώ για σεισµούς µεγαλύτερου βάθους χρησιµοποιήθηκαν τα πλάτη των κυµάτων χώρου (P, S). Συγκεκριµένα εφαρµόστηκαν οι εξής σχέσεις (Karnik 1968): M S m = A T D) B δm h log( / ) max + σ ( + (LR, Sg κύµατα) (2.10) = A T D) δm h log( / ) max + σ ( + (P,S κύµατα) (2.11) Πρέπει να σηµειωθεί ότι οι καµπύλες βαθµολόγησης για τα LR και Sg κύµατα για µικρές αποστάσεις (D<200km) σχετίζονται µε την σχέση υπολογισµού του επιφανειακού µεγέθους, M S, της IASPEI και κατά συνέπεια τα µεγέθη του καταλόγου αυτού είναι συνεπή µε την κλίµακα M S. Το γεγονός αυτό είναι σηµαντικό, ειδικά για την περίπτωση των βραχείας περιόδου Sg (Lg) κυµάτων, τα οποία χρησιµοποιήθηκαν για τον υπολογισµό µεγεθών της κλίµακας ευρωπαϊκά κέντρα κατά τις τελευταίες δεκαετίες. M L σε πολλά Μεγάλες διαφορές ως προς τον υπολογισµό του µεγέθους µπορούν να προκληθούν από τη χρήση διαφορετικών µεθόδων βαθµολόγησης (Karnik 1977). Αντίθετα, αν χρησιµοποιηθεί η ίδια καµπύλη βαθµολόγησης, σ (D), οι ασυµφωνίες σχεδόν εξαφανίζονται. Σύµφωνα µε τα παραπάνω, η διαδικασία που ακολουθήθηκε από τον Karnik για τον υπολογισµό του µεγέθους επέτρεψε τη σύγκριση µεταξύ της σεισµικής δραστηριότητας διαφορετικών περιοχών του Ευρωπαϊκού χώρου. Έγιναν επίσης, διάφορες στατιστικές µελέτες και κατασκευάστηκαν χάρτες σεισµικότητας και έκλυσης σεισµικής ενέργειας. Το ελάχιστο µέγεθος των σεισµών του πρώτου µισού του 20 ου αιώνα είναι το 4.5 ενώ για τα επόµενα 40 χρόνια ως το 1990 το ελάχιστο µέγεθος είναι αρκετά χαµηλότερο και ίσο µε 3.8. Υπολογίστηκαν µε τη µέθοδο των ελαχίστων τετραγώνων οι παρακάτω σχέσεις µεταξύ του µεγέθους του καταλόγου του Κarnik, µεγέθη M S( KRK), µε τα αντίστοιχα * M W, του καταλόγου του Εργαστηρίου Γεωφυσικής του Α.Π.Θ. για διάστηµα µεγεθών 3.0< M * W <6.0 και για 4463 συνολικά σεισµούς του ελληνικού χώρου: 36

43 Κεφάλαιο 2 ο M * S( KRK) 0.99* MW 0.23 =, R = 0.68 M * W = 0.69* M , R = 0.67 S( KRK) Από τις παραπάνω, προέκυψε µια µέση σχέση ενώ για M > 6.0 * W θεωρήθηκε ότι τα δύο µεγέθη M S( KRK) και * MW είναι µεταξύ τους ισοδύναµα (σχέσεις 2.12): M * =, για M 6.0 και * S( KRK) 1.23* MW 1.38 W M S( KRK) * = M για M > 6.0 (2.12) * W W Η συσχέτιση των µεγεθών αυτών φαίνεται στο σχήµα Ms (KRK) Mw* Σχήµα 2.8. Επιφανειακό µέγεθος που υπολογίστηκε από τον Karnik (1996) σε συνάρτηση µε τα µεγέθη του καταλόγου του Εργαστηρίου Γεωφυσικής του Α.Π.Θ. για 4463 σεισµούς του Ελληνικού χώρου. Οι σεισµοί του καταλόγου του Karnik που αφορούν την περιοχή µελέτης της παρούσας εργασίας, αφού πρώτα µετατράπηκαν τα µεγέθη τους σε µεγέθη * M W µε τις σχέσεις (2.12), προστέθηκαν µε τη βοήθεια κατάλληλων προγραµµάτων Η/Υ, στον κατάλογο των 6001 σεισµών του βόρειου ευρωπαϊκού χώρου (βλ. Παράγραφο 2.3.2) και προέκυψε τελικά κατάλογος 7828 σεισµών µε µέγεθος περίοδο * M W για τη χρονική Χρήση καταλόγου για την περιοχή της Ρουµανίας 37

44 Κεφάλαιο 2 ο Η περιοχή της Ρουµανίας χαρακτηρίζεται από εντονότερη σεισµική δραστηριότητα σε σχέση µε τις άλλες περιοχές της Ευρώπης που βρίσκονται βορειότερα της Μεσογείου. Για τη δηµιουργία ενός καταλόγου µε όσο το δυνατό περισσότερα στοιχεία για τη σεισµικότητα της περιοχής µελέτης, στον κατάλογο που προέκυψε από τη διαδικασία που περιγράφηκε παραπάνω, προστέθηκαν πληροφορίες του τοπικού καταλόγου σεισµών της Ρουµανίας ROMPLUS3, που ανήκει στο Εθνικό Ινστιτούτο Φυσικής της Γης του Βουκουρεστίου και περιγράφεται στην εργασία των Onsescu και των συνεργατών του (1999) Mw (ROM) Mw* Σχήµα 2.9. Μεγέθη του καταλόγου ROPLUS3 σε συνάρτηση µε τα αντίστοιχα µεγέθη που υπολογίστηκαν στην παρούσα εργασία (βλ. Παρ ) για 243 σεισµούς της περιοχής της Ρουµανίας. Ο κατάλογος αυτός περιλαµβάνει 514 επιφανειακούς σεισµούς και 2211 σεισµούς βάθους της χρονικής περιόδου Τα µεγέθη των σεισµών αυτών δίνονται στην κλίµακα M W, προέκυψαν όµως µε µαθηµατικές σχέσεις µετατροπών από µεγέθη άλλων κλιµάκων, όπως M, m, M µε σκοπό την οµογενοποίηση του τελικού καταλόγου (Onsescu et al. 1999). S b D Η συσχέτιση των µεγεθών του καταλόγου αυτού µε τα µεγέθη * M W που υπολογίστηκαν από την παραπάνω διαδικασία για 243 σεισµούς της Ρουµανίας φαίνεται στο σχήµα 2.9. Η σχέση που προέκυψε είναι: 38

45 Κεφάλαιο 2 ο * M M ( 0.03) (2.13) W ( ROMPLUS 3) = w ± µε τυπική απόκλιση SD=0.6 και συντελεστή συσχέτισης R=0.64. Οι τιµές αυτές των στατιστικών παραµέτρων δείχνουν ότι τα δύο αυτά µεγέθη είναι σε καλή συµφωνία µεταξύ τους. Έτσι, χωρίς να γίνει καµία µετατροπή στα µεγέθη του καταλόγου ROMPLUS3 προστέθηκαν στον αρχικό µας κατάλογο όλοι οι επιπλέον σεισµοί. Τελικά, προέκυψε για την περιοχή της Ευρώπης που βρίσκεται βόρεια του γεωγραφικού πλάτους των 45 ο, κατάλογος 9661 σεισµών µε µεγέθη οµογενοποιηµένος ως προς την χρησιµοποιούµενη κλίµακα µεγεθών. * M W >3.0, 2.4. Κατάλογος σεισµών της Ιβηρικής και του δυτικού τµήµατος της Βόρειας Αφρικής (περιοχή Μάγκρεµπ) Η περιοχή της Ιβηρικής και του δυτικού τµήµατος της Βόρειας Αφρικής (περιοχή Μάγκρεµπ) χαρακτηρίζονται από ενδιάµεση έως υψηλή σεισµικότητα. Για τη δηµιουργία ενός οµογενούς καταλόγου σεισµών της περιοχής αυτής ακολουθήθηκε διαδικασία παρόµοια µε αυτή του καταλόγου της περιοχής της Ευρώπης που βρίσκεται βόρεια του παράλληλου των 45 ο. Χρησιµοποιήθηκαν αρχικά δεδοµένα των καταλόγων του ιεθνούς Σεισµολογικού Κέντρου (ISC) και του Εθνικού Σεισµολογικού Κέντρου των Η.Π.Α. (NEIC) για την περιοχή που ορίζεται από τους µεσηµβρινούς 20 ο ως 6.5 ο Α και από τους παράλληλους από 30 ο Β ως 45 ο Β. Από τα στοιχεία των καταλόγων αυτών χρησιµοποιήθηκαν τα µεγέθη m, m του Σεισµολογικού Κέντρου της b( ISC& NEIC) blg Μαδρίτης (MDD), και τα τοπικά µεγέθη M L, που υπολογίζονται από τα Σεισµολογικά Κέντρα της Λισσαβόνας (LIS), του Στρασβούργου (STR) και του δικτύου της Γαλλίας (LDG). Πρόκειται για 5021 σεισµούς που έγιναν κατά τη χρονική περίοδο Όπως και προηγούµενα, έγινε δεκτό το σύνολο όλων των σεισµών του καταλόγου, για τους οποίους υπάρχουν µεγέθη m ( >3.0) υπολογισµένα είτε από το ΙSC είτε από το NEIC ή στην περίπτωση όπου υπήρχαν και τα δύο µεγέθη υπολογίστηκε ο µέσος όρος τους. Έτσι, συνολικά προέκυψαν 739 σεισµοί µε µεγέθη m >3.0. Το δείγµα αυτό συσχετίστηκε µε τις αντίστοιχες τιµές που b( ISC& NEIC) υπολογίζονται από το Σεισµολογικό Κέντρο της Μαδρίτης. b m blg 39

46 Κεφάλαιο 2 ο Το Εθνικό Σεισµολογικό Κέντρο της Μαδρίτης υπολογίζει το µέγεθος των σεισµών της περιοχής της Ιβηρικής στην κλίµακα m blg µε βάση τις σχέσεις: o m blg = log D + log( A/ T ), για D > 3 (2.14) o m blg = log D + log( A/ T ), για D < 3 (2.15) όπου D είναι η επικεντρική απόσταση και A / T είναι ο λόγος του µέγιστου πλάτους προς την περίοδο της φάσης Lg mblg (MDD) ML(LIS) ML (LDG) mb (ISC&NEIC) (α) Mw* (γ) Σχήµα (α) Χαρτογράφηση των µεγεθών ML(STR) Mw* (β) Mw* m blg (δ) του Σεισµολογικού Κέντρου της Μαδρίτης σε συνάρτηση µε τα µεγέθη m b που υπολογίζονται από το ISC και το NEIC (β) τα τοπικά µεγέθη, M L, που υπολογίζονται από τα κέντρα LIS σε * συνάρτηση µε τα µεγέθη για σεισµούς της περιοχής της Ιβηρικής - M W Μάγκρεµπ, (γ) το ίδιο για τα τοπικά µεγέθη που υπολογίζονται από το LDG και (δ) το ίδιο για τα τοπικά µεγέθη που υπολογίζονται από το STR. 40

47 Κεφάλαιο 2 ο Από τα δεδοµένα του ISC και NEIC προέκυψαν 207 σεισµοί µε µεγέθη και m blg m b ( ISC& NEIC) στις δύο κλίµακες και. Η χαρτογράφηση των µεγεθών αυτών φαίνεται στο σχήµα 2.10 (α) και η σχέση που προέκυψε είναι: m ( ) = m ( & ) 0.07( ± 0.03) (2.16) blg MDD b ISC NEIC µε συντελεστή συσχέτισης R=0.74 και τυπική απόκλιση SD=0.38, για διάστηµα µεγεθών 3.0< m & ) <5.6. b( ISC NEIC Πίνακας 2.7. Οι σχέσεις µεταξύ των τιµών των τοπικών µεγεθών, M L, που υπολογίζονται από Σεισµολογικά Κέντρα (LIS, LDG, STR) σε συνάρτηση µε τις τιµές µεγεθών * M W για σεισµούς της περιοχής της Ιβηρικής και οι αντίστοιχοι συντελεστές συσχέτισης. Σχέσεις µεταξύ * Μ L(σταθµού) και Μ w Συν/της συσ/σης Τυπική απόκλιση /µα τιµών * Μ w /µα τιµών Μ L Χρονικό ιάστηµα Αριθµός Ζευγών M * M ( 0.05) R= L( LIS ) = W ± * M M 0.04( 0.03) R= L( LDG) = W ± * M M ( 0.09) R= L( STR) = W ± Στη συνέχεια το δείγµα των 739 σεισµών µε µέγεθος m b υπολογισµένο από το ISC ή το NEIC µετατράπηκε σε µεγέθη * M W µε χρήση της σχέσης (2.7) και συσχετίστηκε µε τα τοπικά µεγέθη που υπολογίστηκαν από τα Κέντρα LIS, LDG και STR. Οι γραφικές παραστάσεις των συσχετίσεων αυτών φαίνονται στο σχήµα 2.10.(β), (γ), (δ), αντίστοιχα. Οι σχέσεις που προέκυψαν δίνονται στην πρώτη στήλη του πίνακα 2.6. ενώ στη δεύτερη στήλη δίνονται οι αντίστοιχοι συντελεστές συσχέτισης. Στην τρίτη στήλη δίνεται το διάστηµα µεγεθών του των δεδοµένων που χρησιµοποιήθηκαν στην συσχέτιση, στη τέταρτη στήλη το διάστηµα τιµών των M L, στην πέµπτη στήλη το χρονικό διάστηµα που καλύπτουν τα δεδοµένα και στην τελευταία στήλη ο αριθµός των κοινών ζευγών από τα οποία προέκυψαν οι αντίστοιχες σχέσεις. * M W Όπως και στην περίπτωση των συσχετίσεων των µεγεθών για την περιοχή της Ευρώπης που βρίσκεται βορειότερα του παραλλήλου των 45 ο, έτσι και στην περίπτωση των χαρτογραφήσεων του σχήµατος θεωρήσαµε ότι οι διαφορές 41

48 Κεφάλαιο 2 ο µεταξύ των µεγεθών που χαρτογραφούνται είναι σταθερές για όλο το διάστηµα των τιµών, αφού η τυπική απόκλιση είναι αρκετά µεγάλη. Έτσι, οι προηγούµενες σχέσεις είναι της µορφής * M L ( ύ) = b * M W + a, όπου b =. ταθµο 1 Με βάση τις προηγούµενες σχέσεις τα µεγέθη m και ) blg M L(LIS µετατράπηκαν στα ισοδύναµά τους * M W. Για τις περιπτώσεις των σεισµών για τους m blg M L(LIS ) οποίους δίνονται και το µέγεθος και το υπολογίστηκε ο µέσος όρος M W * των που προέκυψαν από τις µετατροπές τους. Το σύνολο αυτών των δεδοµένων συµπλήρωσε τον κατάλογο σεισµών µε υπολογισµένες τις τιµές * M W που προέκυψαν από τη µετατροπή των m b ( ISC& NEIC) για την περιοχή της Ιβηρικής-Μάγκρεµπ. Η ίδια διαδικασία ακολουθήθηκε και µε τα µεγέθη και. Με τις σχέσεις που υπολογίστηκαν, όπως περιγράφηκε προηγούµενα, υπολογίστηκαν τα M W * * ισοδύναµά τους. Στην περίπτωση όπου υπήρχαν τιµές και από τις δύο αυτές µετατροπές υπολογίστηκε ο µέσος όρος τους. Τα πρόσθετα αυτά δεδοµένα * συµπλήρωσαν τον κατάλογο της Ιβηρικής µε τις τιµές από το, το m blg M L(LIS ) και το. M L(LDG) M L(STR ) M W M W m b ( ISC& NEIC) Το αποτέλεσµα της προηγούµενης διαδικασίας είναι η δηµιουργία ενός καταλόγου 2039 σεισµών της περιοχής Ιβηρικής-Μάγκρεµπ µε µεγέθη καλύπτουν το χρονικό διάστηµα * M W >3.0 που Στη συνέχεια προστέθηκαν και 1297 σεισµοί του καταλόγου από την εργασία * του Karnik (1996) για την περιοχή αφού πρώτα τα µεγέθη µετατράπηκαν σε µε εφαρµογή της σχέσης (2.12). Στο τέλος, ο νέος αυτός κατάλογος των 3336 σεισµών της περιοχής Ιβηρικής Μάγκρεµπ καθώς και ο προηγούµενος για την περιοχή της Ευρώπης που βρίσκεται βόρεια του παραλλήλου των 45 ο, συγκρίθηκε µε τον κατάλογο του Πανεπιστηµίου του Harvard ο οποίος, όπως προαναφέρθηκε, περιλαµβάνει αυθεντικά υπολογισµένο µέγεθος της σεισµικής ροπής. Στους σεισµούς για τους οποίους υπήρχαν δεδοµένα από τον κατάλογο του Harvard χρησιµοποιήθηκαν οι τιµές µεγέθους του τελευταίου. M W 2.5. Κατάλογος σεισµών της περιοχής της Ιταλίας και της Νότιας Βαλκανικής 42

49 Κεφάλαιο 2 ο Για τις περιοχές της Ιταλίας και της Ελλάδας χρησιµοποιήθηκαν κατάλογοι σεισµών, οµογενοποιηµένων ως προς το µέγεθος, που έγιναν από ερευνητές του Εργαστηρίου Γεωφυσικής του Α.Π.Θ. Συγκεκριµένα, για την περιοχή της Ιταλίας χρησιµοποιήθηκε κατάλογος σεισµών η περιγραφή του οποίου δίνεται στην εργασία των Scordilis et al., Ο κατάλογος αυτός περιλαµβάνει σεισµούς της περιοχής που ορίζεται από τους παραλλήλους 33 ο Β 50 ο Β και τους µεσηµβρινούς 5 ο Α - 21 ο Α. Χρησιµοποιούνται αρχικά δεδοµένα από (α) τον Ιταλικό κατάλογο για την χρονική περίοδο (Postpischl 1985) µε την συµπλήρωσή του µέχρι το 1998 από το Ινστιτούτο Γεωφυσικής της Ρώµης (Instituto Nationale di Geofisica, Roma-ING). Τα µεγέθη των σεισµών στον κατάλογο αυτό δίνονται στην κλίµακα τοπικού µεγέθους, (β) τον κατάλογο του Karnik (1996), (γ) τον κατάλογο των Papazachos et al. (2000), (δ) τους καταλόγους του Εργαστηρίου Γεωφυσικής του Α.Π.Θ. και του Εθνικού Αστεροσκοπείου της Αθήνας, (ε) και τους καταλόγους του I.S.C., του N.E.I.C. και του Πανεπιστηµίου του Harvard. M ITL Τα επίκεντρα, οι χρόνοι γένεσης και τα βάθη είναι αυτά που προτείνονται κατά προτεραιότητα τον Ιταλικό κατάλογο, από το ιεθνές Σεισµολογικό Κέντρο (για το διάστηµα µέχρι το 1998), από το Εθνικό Σεισµολογικό Κέντρο των Η.Π.Α. (για το διάστηµα ) και για τις περιπτώσεις όπου δεν υπάρχουν από τις προηγούµενες πηγές χρησιµοποιούνται οι παράµετροι που δίνονται στην εργασία των Karnik (1996) για τη χρονική περίοδο Τα µεγέθη των σεισµών που δίνονται στους παραπάνω καταλόγους-πηγές ανήκουν σε διαφορετικές κλίµακες. Για τις περιπτώσεις όπου υπήρχε µέγεθος σεισµικής ροπής υπολογισµένο από το Πανεπιστήµιο του Harvard, επιλέχτηκε αυτό, ενώ για τις υπόλοιπες περιπτώσεις υπολογίστηκε µια µέση τιµή των τιµών * M W προήλθαν από τις διάφορες µετατροπές, αφού εφαρµόστηκε ένας συντελεστής βαρύτητας σε κάθε µία από αυτές. Από τον κατάλογο αυτό, χρησιµοποιήθηκε στην παρούσα εργασία τµήµα του που αφορά την περιοχή από 33 ο Β ως 45 ο Β και από 6.5 ο Α ως 19 ο Α και περιλαµβάνει σεισµούς µε µεγέθη * M W >3.0. Με ανάλογο τρόπο έγινε και ο κατάλογος των σεισµών της Ελλάδας και των γύρω περιοχών (Papazachos et al, 2000), από τον οποίο χρησιµοποιήθηκαν οι σεισµοί της περιοχής που ορίζεται από τις συντεταγµένες 33 ο Β ως 45 ο Β και από 19 ο Β ως 30 ο Β που έγιναν κατά το χρονικό διάστηµα που 43

50 Κεφάλαιο 2 ο Τα µεγέθη δίνονται σε κλίµακα ισοδύναµη µε την κλίµακα του µεγέθους σεισµικής ροπής. Μετατράπηκαν σε αυτή την κλίµακα από άλλες κλίµακες στις οποίες υπολογίστηκαν αρχικά (τοπικό µέγεθος, επιφανειακό µέγεθος, χωρικό µέγεθος, µέγεθος διάρκειας σήµατος, µακροσεισµικό µέγεθος) µε τη χρήση δηµοσιευµένων εµπειρικών σχέσεων (Papazachos et al. 1997, Papazachos and Papaioannou 1997, Margaris and Papazachos 1999). Για την συµπλήρωση του καταλόγου αυτού χρησιµοποιήθηκαν πληροφορίες προγενέστερων καταλόγων (Ergin et al. 1967, Galanopoulos 1963, 1977, Karnik 1969, Sulstarova et al. 1971, Papazachos and Comninakis 1972, Shebalin et al. 1974, Alsan et al. 1975, Comninakis and Papazachos 1978, 1986, Makropoulos 1978, Glancheva 1993, Papazachos and Papazachou 1997, ISC, NEIC, CSEM). Με τους δύο αυτούς καταλόγους συµπληρώθηκε ο κατάλογος σεισµών για όλη την περιοχή της Ευρώπης. Περιλαµβάνει συνολικά σεισµούς και καλύπτει το χρονικό διάστηµα Στον κατάλογο δίνονται πληροφορίες για την ηµεροµηνία και το χρόνο γένεσης, τις επικεντρικές συντεταγµένες (γεωγραφικό πλάτος και γεωγραφικό µήκος), το εστιακό βάθος και το µέγεθος του σεισµού στην κλίµακα * M W που είναι ισοδύναµη µε την κλίµακα σεισµικής ροπής Έλεγχος πληρότητας του καταλόγου σεισµών - Ποσοτικός καθορισµός της σεισµικότητας Με τον όρο σεισµικότητα µιας περιοχής εννοούµε µια ποσότητα η οποία είναι τόσο µεγαλύτερη και όσο µεγαλύτερα είναι τα µεγέθη των σεισµών που γίνονται στην περιοχή αυτή και όσο µεγαλύτερη είναι η συχνότητα γένεσής τους (π.χ. ο ετήσιος αριθµός των σεισµών κάθε µεγέθους). Αντί για το µέγεθος µπορούν να χρησιµοποιηθούν άλλες ποσότητες, όπως είναι η σεισµική ροπή, κ.λ.π. (Παπαζάχος 1989). Με την επινόηση της έννοιας του µεγέθους των σεισµών και µεθόδων υπολογισµού του έγινε δυνατός ο ποσοτικός καθορισµός της σεισµικότητας των διαφόρων περιοχών της Γης. Βάση για τον ποσοτικό καθορισµό των µέτρων σεισµικότητας σε µια περιοχή αποτελεί η σχέση των Gutenberg και Richter (1944) µεταξύ του αριθµού, Ν, των σεισµών οι οποίοι γίνονται στην περιοχή αυτή σε χρόνο t ετών και έχουν µεγέθη ίσα ή µεγαλύτερα του µεγέθους Μ. log N = a bm (2.17) 44

51 Κεφάλαιο 2 ο όπου α και b παράµετροι που µπορούν να υπολογιστούν σε µια περιοχή µε βάση τις διαθέσιµες παρατηρήσεις. Η παράµετρος b σχετίζεται µε την οµοιογένεια του υλικού την κατάσταση του πεδίου των τάσεων στην εστιακή περιοχή (Mogi 1963, Scholz 1968, Gibowicz 1973, Long 1974) καθώς και µε την σεισµικότητα της περιοχής (Allen et al. 1965, Karnik 1969). Η τιµή της παραµέτρου b αυξάνεται µε το βαθµό ανοµοιογένειας του υλικού (Μοgi 1963) και ελαττώνεται µε την αύξηση των εξωτερικών τάσεων µέχρι τη θραύση του υλικού. Εποµένως, µπορεί να θεωρηθεί ότι χαµηλές τιµές της παραµέτρου b είναι ένδειξη υψηλών τάσεων (Scholz 1968). Μερικοί ερευνητές θεωρούν ότι η παράµετρος b εξαρτάται από το γεωτεκτονικό χαρακτήρα της περιοχής και εποµένως µπορεί να θεωρηθεί χαρακτηριστική παράµετρος αυτής (Welkner 1967, Kaila and Narain 1971 µεταξύ άλλων). Η παράµετρος α εξαρτάται από τη χρονική περίοδο των σεισµικών παρατηρήσεων, την έκταση και το επίπεδο σεισµικότητας της περιοχής µελέτης (Karnik 1964, Nagumo 1969). Παριστάνει µαθηµατικά το λογάριθµο του αριθµού των σεισµών που έχουν µέγεθος µηδέν ή µεγαλύτερο. Έτσι, η παράµετρος α µπορεί να θεωρηθεί σαν ποσοτικό µέτρο της σεισµικότητας µιας περιοχής. Η σχέση (2.17) ισχύει όχι µόνο για τους κύριους σεισµούς αλλά και για τους προσεισµούς, µετασεισµούς και µικροσεισµούς, καθώς και για µικροδονήσεις που παράγονται τεχνητά στο εργαστήριο σε εύθραυστα υλικά (Mogi 1962 a, b, Scholtz 1968). Η απλούστερη µέθοδος προσδιορισµού των παραµέτρων α και b είναι η γραφική παράσταση του logn σε συνάρτηση µε το µέγεθος και την προσαρµογή ευθείας στα ζεύγη (logn-m) µε τη µέθοδο των ελαχίστων τετραγώνων. Για τον ακριβή υπολογισµό των παραµέτρων α και b πρέπει τα µεγέθη που χρησιµοποιούνται να ανήκουν στην ίδια κλίµακα µεγεθών και επίσης τα δεδοµένα που χρησιµοποιούνται να είναι πλήρη. Αυτό σηµαίνει ότι ο κατάλογος που θα χρησιµοποιηθεί να περιέχει όλους τους σεισµούς µε µέγεθος µεγαλύτερο από µια ορισµένη τιµή για ορισµένη χρονική περίοδο στην περιοχή µελέτης. Επειδή, για µεγάλες χρονικές περιόδους το δείγµα είναι πλήρες µόνο για µεγάλες τιµές µεγεθών, χωρίζεται η συνολική χρονική περίοδος σε υποπεριόδους πλήρων δεδοµένων και γίνεται στη συνέχεια αναγωγή των σεισµών ορισµένου µεγέθους κάθε υποπεριόδου στην ολική περίοδο, πολλαπλασιάζοντας µε το λόγο της 45

52 Κεφάλαιο 2 ο διάρκειας της ολικής περιόδου προς τη διάρκεια της υποπεριόδου. Έτσι, προκύπτει ο αριθµός των σεισµών µεγέθους Μ+ Μ (συνήθως Μ=0,05) που έγιναν σε όλη την περίοδο και υπολογίζεται κατόπιν ο αθροιστικός αριθµός Ν(Μ), δηλαδή ο αριθµός των σεισµών µεγέθους ίσου ή µεγαλύτερου του Μ. Η µέθοδος αυτή είναι γνωστή ως «µέθοδος της µέσης τιµής» (Milne and Davenport 1969). Για τον υπολογισµό της παραµέτρου b έχουν προταθεί και άλλες µέθοδοι (όπως Utsu 1965, Page 1968). Μια άλλη µέθοδος προσδιορισµού των τιµών α και b προτάθηκε από τους Lomnitz and Epstein (1966) οι οποίοι επέκτειναν τη θεωρία του Gumbel (1958) στη στατιστική των ακραίων τιµών. Σύµφωνα µε τη µέθοδο αυτή δεν είναι απαραίτητη η γνώση όλων των σεισµών που έγιναν στην περιοχή µελέτης σε ορισµένη χρονική περίοδο αλλά µόνο της µέγιστης τιµής του µεγέθους που καταγράφηκε. Στην παρούσα εργασία, προκειµένου να µελετηθεί η πληρότητα του καταλόγου που έγινε σύµφωνα µε τη διαδικασία που περιγράφηκε στις προηγούµενες παραγράφους, η περιοχή µελέτης, που είναι όλος ο Ευρωπαϊκός χώρος, διαχωρίστηκε σε 15 µικρότερες περιοχές (Σχήµα 2.11.). Ο διαχωρισµός αυτός έγινε µε βάση σεισµοτεκτονικά στοιχεία αλλά και ιστορικά στοιχεία που βασίζονται στην κάλυψη των διαφόρων περιοχών από σεισµολογικά κέντρα. Το χρονικό διάστηµα που καλύπτουν τα δεδοµένα για κάθε περιοχή χωρίστηκε σε µικρότερες υποπεριόδους οι οποίες φτάνουν µέχρι το 1999 αλλά ξεκινούν από διαφορετικές χρονολογίες. Ορίστηκε για κάθε υποπερίοδο ένα ελάχιστο µέγεθος, του οποίου η τιµή είναι τόσο µεγαλύτερη όσο περισσότερο εκτείνεται χρονικά προς το παρελθόν η αρχή της αντίστοιχης υποπεριόδου, έτσι ώστε το δείγµα κάθε υποπεριόδου να είναι πλήρες. Με βάση τα στοιχεία αυτά υπολογίστηκαν οι παράµετροι της σχέσης Gutenberg και Richter για κάθε µια από τις περιοχές αυτές και µε βάση τους επιφανειακούς σεισµούς της περιοχής µελέτης (εστιακό βάθος <60km). Υπολογίστηκαν έτσι οι παράµετροι α και b για κάθε µια από τις 15 περιοχές οι τιµές των οποίων δίνονται στον Πίνακα 2.8. Στον ίδιο πίνακα δίνονται και τα χρονικά διαστήµατα για τα οποία ο κατάλογος θωρείται πλήρης για ορισµένες τιµές µεγεθών καθώς και οι τιµές αυτές. Οι αντίστοιχες γραφικές παραστάσεις δίνονται στο σχήµα

53 Κεφάλαιο 2 ο Σχήµα Οι 15 περιοχές στις οποίες χωρίστηκε ο Ευρωπαϊκός χώρος για τη µελέτη της πληρότητας των δεδοµένων των σεισµών. Το σύνολο των πλήρων δεδοµένων χρησιµοποιήθηκε για την κατασκευή χάρτη µε την κατανοµή των επικέντρων των σεισµών που έγιναν κατά την περίοδο 47

54 Κεφάλαιο 2 ο στον ευρωπαϊκό χώρο. Ο χάρτης αυτός (σχήµα 2.13.) δίνει µια ποιοτική αντίληψη της γεωγραφικής κατανοµής της σεισµικότητας. Η εικόνα αυτής της χωρικής µεταβολής είναι αντικειµενική αφού τα δεδοµένα που χρησιµοποιήθηκαν είναι πλήρη. Από το χάρτη αυτό φαίνεται ότι η σεισµική δραστηριότητα είναι εντονότερη στην περιοχή της Μεσογείου παρά στον βόρειο ευρωπαϊκό χώρο. Ο Karnik (1969) µελέτησε τη χωρική κατανοµή της παραµέτρου b και βρήκε ότι η τιµή αυτή κυµαίνεται µεταξύ 0.4 και 1.8 και ότι εξαρτάται από τη γεωλογική ηλικία της σεισµοτεκτονικής ζώνης. Υψηλές τιµές ( ) βρέθηκαν στην Περιειρηνική και την Αλπική ορογενετική ζώνη, ενώ µικρότερες τιµές βρέθηκαν σε ηπειρωτικές ρηξιγενείς ζώνες. Οι χαµηλές τιµές τις παραµέτρου b είναι χαρακτηριστικές των ηπειρωτικών ασπίδων. Πίνακας 2.8. Πληροφορίες για την πληρότητα των µεγεθών των 15 περιοχών του ευρωπαϊκού χώρου και για τις τιµές των παραµέτρων α και b της σχέσης Gutenberg και Richter (1944). ΠΕΡΙΟΧΉ ΠΛΗΡΟΤΗΤΕΣ b a IBERIA ITALY CORSICA TUNISIA W_ALPS DINAR PANNON M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M>

55 Κεφάλαιο 2 ο ΠΕΡΙΟΧΉ ΠΛΗΡΟΤΗΤΕΣ b a ROMANIA (Επιφανειακοί) S_BALKAN (Επιφανειακοί) W_FRANCE RHINE GERM_POL BRITAIN SKANDINAVIA DENMARK M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> M> logn 2.0 logn IBERIA Mw* (α) ITALY Mw* (β) Σχήµα Η µεταβολή του λογαρίθµου της αθροιστικής συχνότητας σε συνάρτηση µε το µέγεθος του σεισµού (σχέση 2.17) για τις 15 περιοχές του ευρωπαϊκού χώρου όπως αυτές φαίνονται στο σχήµα

56 Κεφάλαιο 2 ο logn 1.0 logn 1.0 CORSICA Mw* 4.0 (γ) TUNISIA Mw* 3.0 (δ) logn 2.0 logn W_ALPS Mw* (ε) DINAR Mw* (στ) logn 2.0 logn PANNON Mw* (ζ) ROMANIA Mw* (η) Σχήµα (Συνέχεια) 50

57 Κεφάλαιο 2 ο logn S_BALKAN Mw* 3.0 (θ) logn W_FRANCE Mw* 3.0 (ι) logn logn RHINE Mw* 3.0 (ια) GERM_POL Mw* 3.0 (ιβ) logn logn BRITAIN Mw* (ιγ) DENMARK Mw* (ιδ) Σχήµα (Συνέχεια) 51

58 Κεφάλαιο 2 ο logn 1.0 SKANDINAVIA Mw* (ιε) Σχήµα (Συνέχεια) 2.7. Μέτρα σεισµικότητας ιατυπώθηκε η άποψη ότι ως µέτρο σεισµικότητας είναι προτιµότερο να χρησιµοποιείται κάποιος συνδυασµός των παραµέτρων α και b αφού από µόνες τους δεν µπορούν να περιγράψουν τη σεισµική δραστηριότητα µιας περιοχής. Προτάθηκαν έτσι κάποιες στατιστικές σχέσεις που είναι συναρτήσεις των α και b (Curtis 1973). Ο ετήσιος αριθµός, Ν 1, σεισµών µεγέθους Μ ή µεγαλυτέρου που γίνονται (έχουν επίκεντρα) στην επιφάνεια S, µε βάση τη σχέση (2.17) ορίζεται ως όπου a1 = a log N a bm (2.18) 1 = 1 logt, ενώ ο ετήσιος αριθµός, Ν*, των σεισµών ανά µονάδα επιφάνειας δίνεται από τη σχέση log N * = a * bm (2.19) * όπου: a = a log St (2.20) Η σχέση (2.18) µπορεί να πάρει τη µορφή: a 10 1 N1 = (2.21) bm 10 ενώ η µέση περίοδος επανάληψης, Τ, των σεισµών αυτών δίνεται από τη σχέση: bm 10 T = (2.22) a

59 Κεφάλαιο 2ο Σχήµα Η κατανοµή των επικέντρων των σεισµών στον ευρωπαϊκό χώρο (πλήρη δεδοµένα) 53

60 Κεφάλαιο 2 ο Σχήµα Η κατανοµή των τιµών του πιθανού µέγιστου ετήσιου µεγέθους σεισµών στον ευρωπαϊκό χώρο 54

61 Κεφάλαιο 2 ο Το πιθανότερο µέγιστο µέγεθος, Μ t, το οποίο γίνεται σε µία περιοχή σε χρόνο t δίνεται από τη σχέση: M t a1 logt = + (2.23) b ενώ το πιθανότερο µέγιστο µέγεθος σε διάστηµα ενός έτους δίνεται από τη σχέση a M = 1 1 b (2.24) Από άλλους ερευνητές ορίστηκαν µέτρα σεισµικότητας που δίνουν πληροφορίες όχι µόνο για το ποσό της εκλυόµενης ενέργειας αλλά και για τη συχνότητα των σεισµών (π.χ. Riznichenko 1959) Στο σχήµα φαίνεται ο χάρτης κατανοµής των τιµών του πιθανότερου µέγιστου ετήσιου µεγέθους Μ 1 (σχέση 2.24) µε υπολογισµένη την τιµή της παραµέτρου α ανά µονάδα επιφάνειας. Για την κατασκευή του χάρτη αυτού χρησιµοποιήθηκαν κατάλληλα προγράµµατα ηλεκτρονικού υπολογιστή του εργαστηρίου Γεωφυσικής του ΑΠ.Θ. Υπολογίστηκαν αρχικά τα σφαιρικά εµβαδά των περιοχών του χάρτη του σχήµατος Οι τιµές αυτών των εµβαδών χρησιµοποιήθηκαν για τον υπολογισµό της ανηγµένης τιµής των παραµέτρων α στη µονάδα επιφανείας σύµφωνα µε τη σχέση (2.20). Οι τιµές αυτές των α* χρησιµοποιήθηκαν σε συνδυασµό µε τα πλήρη δεδοµένα του καταλόγου σεισµών, που έγινε όπως περιγράφηκε παραπάνω στα πλαίσια της παρούσας εργασίας και τις τιµές των παραµέτρων b του πίνακα

62 56 Κεφάλαιο 2 ο

63 Κεφάλαιο 3 ο KΕΦΑΛΑΙΟ 3 ο ΣΕΙΣΜΙΚΕΣ ΠΗΓΕΣ ΤΟΥ ΕΥΡΩΠΑΪΚΟΥ ΧΩΡΟΥ 3.1. Εισαγωγή Ο καθορισµός σεισµικών πηγών σε µια περιοχή στηρίζεται στην κατανοµή της σεισµικής δραστηριότητας και στη µελέτη των σεισµοτεκτονικών χαρακτηριστικών του συγκεκριµένου χώρου. Οι σεισµικές πηγές πρέπει να οριοθετούνται µε τέτοιο τρόπο ώστε να παρουσιάζουν εσωτερική οµοιογένεια ως προς τα τεκτονικά τους χαρακτηριστικά. Ο κάθε σεισµός που σηµειώθηκε σε κάποιο σηµείο µιας πηγής θεωρείται ότι έχει τις ίδιες πιθανότητες να συµβεί σε οποιοδήποτε άλλο σηµείο της ίδιας πηγής (Cornell 1968, McGuire 1976). Πολλοί ερευνητές ασχολήθηκαν µε το χωρισµό επιµέρους περιοχών του Ευρωπαϊκού χώρου σε σεισµικές πηγές. Ορισµένες από τις πιο πρόσφατες µελέτες δίνονται στις εργασίες των Papaioannou and Papazachos (2000) για την περιοχή του νότιου Βαλκανικού χώρου, Van Eck and Stoyanov (1996) για την περιοχή της Βουλγαρίας, Markusic and Herak (1999) για την περιοχή της Κροατίας, Zivcic et al. (2000) για την περιοχή της Σλοβενίας, Bus et al. (2000) για την περιοχή της Παννονικής πεδιάδας, Radulian et al. (2000a) για την περιοχή της Ρουµανίας, Bormann (1994) για την περιοχή της Γερµανίας, Terrier et al. (2000) για την περιοχή της Γαλλίας, Lopez Casado et al. (2001) για την περιοχή της νότιας Ιβηρικήςβορειοδυτικής Αφρικής, Scandone et al. (1992) για την περιοχή της Ιταλίας, Hamdache (1998) για την περιοχή της Αλγερίας, Bungum et al. (2000) για την περιοχή της Νορβηγίας και της Βρετανίας, Musson (1997) για την περιοχή της Βρετανίας, Wahlstrom and Grunthal (2000) για την περιοχή της Σκανδιναβίας, Στα πλαίσια της παρούσας εργασίας η περιοχή της Ευρώπης χωρίστηκε σε 58 σεισµικές πηγές µε βάση τη σεισµική δραστηριότητα και την τεκτονική, ενώ για την περιοχή του Αιγαίου χρησιµοποιήθηκε το µοντέλο των σεισµικών πηγών που καθορίστηκε στην εργασία των Papaioannou and Papazachos (2000). Στη συνέχεια δίνονται τα κύρια σεισµοτεκτονικά χαρακτηριστικά του Ευρωπαϊκού χώρου και γίνεται η περιγραφή των σεισµικών πηγών. 57

64 Κεφάλαιο 3 ο 3.2. Κύρια σεισµοτεκτονικά χαρακτηριστικά και σεισµική δραστηριότητα της περιοχής της Ευρώπης Το σύνολο σχεδόν των σεισµών της Ευρώπης οφείλουν την γένεσή τους στη σχετική κίνηση µεταξύ των λιθοσφαιρικών πλακών της Ευρασίας και της Αφρικής. Το όριο των πλακών αυτών εκτείνεται από τα νησιά των Αζορών, στα δυτικά µέχρι τα όρη του Καυκάσου, στα ανατολικά (Σχ. 3.1). Από τις Αζόρες µέχρι το Γιβραλτάρ το όριο αυτό είναι µεταξύ ωκεάνιων φλοιών, ενώ ανατολικά του Γιβραλτάρ παρεµβάλλεται ηπειρωτικός φλοιός. Η επαφή των δύο πλακών στην περιοχή της Μεσογείου είναι περίπλοκη λόγω της παρουσίας µικρών λιθοσφαιρικών τεµαχών, ενώ η περιοχή της προκαλούµενης παραµόρφωσης είναι αρκετά εκτεταµένη. Το όριο των δύο πλακών, δηλαδή, αποτελεί µια ζώνη στην οποία µετέχουν αρκετά περίπλοκα συστήµατα ηπειρωτικών τεµαχών, λεκανών και οροσειρών. Το δυτικό όριο της πλάκας της Ευρασίας µε την πλάκα της βόρειας Αµερικής αποτελεί η µεσοατλαντική ράχη, η οποία στην περιοχή των Αζορών σχηµατίζει το σηµείο τριπλής συνάντησης µεταξύ των πλακών Ευρώπης, Αφρικής και Αµερικής και το οποίο χαρακτηρίζεται από δοµές ράχεων και στους τρεις κλάδους του. Από το σηµείο αυτό και µέχρι το Γιβραλτάρ το όριο αποτελείται από σύστηµα διηπειρωτικών ρηγµάτων, οριζόντιας µετατόπισης, που τέµνουν τον ηπειρωτικό φλοιό σε όλο του το πάχος και έχουν διεύθυνση Α-. Ανατολικά του Γιβραλτάρ τµήµα της ζώνης επαφής αποτελεί το βορειότερο τµήµα της Αφρικανικής πλάκας που είναι τα όρη Riff και αποτελούν το νότιο τµήµα του τόξου του Γιβραλτάρ. Το όριο των δύο πλακών συνεχίζει ανατολικότερα µε τα όρη του Άτλαντα που καταλαµβάνουν τις βόρειες ακτές του Μαρόκου, της Αλγερίας και της Τυνησίας για να καταλήξει στο τόξο της Καλαβρίας και του Αιγαίου. Η λεκάνη της Μεσογείου µεταξύ των ηπειρωτικών φλοιών της Αφρικής και της Ευρώπης αποτελείται από µια σειρά λεκανών, οι οποίες από τα δυτικά προς τα ανατολικά είναι η Alboran, η Baelearic, οι λεκάνες της Λιγγουρίας, της Τυρρηνικής, του Ιονίου και του Αιγαίου. Το δυτικότερο ηπειρωτικό τέµαχος της Ευρασιατικής πλάκας είναι η Ιβηρική χερσόνησος, στην οποία βρίσκονται οι αλπικοί σχηµατισµοί της οροσειράς των Πυρηναίων και της οροσειράς Betics. Κατά µήκος της χερσονήσου της Ιταλίας βρίσκεται η οροσειρά των Απεννίνων η οποία καταλήγει προς το νότο, στο τόξο της Σικελίας-Καλαβρίας. Βόρεια της χερσονήσου αυτής βρίσκεται η οροσειρά των Άλπεων, η οποία κάµπτεται προς το νότο και συνεχίζει κατά µήκος των ανατολικών 58

65 59 Κεφάλαιο 3 ο

66 Κεφάλαιο 3 ο ακτών της Αδριατικής για να συναντήσει τελικά, τη ζώνη κατάδυσης του Ελληνικού τόξου. Το τόξο αυτό περικλείει τη λεκάνη του Αιγαίου. Άλλη µια λεκάνη πίσω από τόξο είναι η Παννονική που εκτείνεται δυτικά του τόξου των Καρπαθίων. Η οροσειρά των Καρπαθίων µπορεί να θεωρηθεί συνέχεια των Άλπεων προς τα ανατολικά. Ανατολικότερα κυριαρχούν ο νότιος και ο ανατολικός κλάδος του ρήγµατος της Ανατόλιας. Ορισµένες από τις εργασίες που αναφέρονται στα σεισµοτεκτονικά χαρακτηριστικά της περιοχής αυτής είναι αυτές των Constantinescou et al. 1966, Ritsema 1969, McKenzie 1972, Papazachos 1973, Udias et al. 1976, McKenzie 1978, Jackson and Mckenzie 1984, 1988, Udias 1985, Anderson and Jackson 1987, Buforn et al. 1988). Η κατανοµή των σεισµών ακολουθεί τις κύριες τεκτονικές δοµές, όπως ήδη περιγράφηκαν περιληπτικά (Σχ.2.13). Ισχυροί σεισµοί γίνονται κατά µήκος του ρήγµατος Αζόρες-Γιβραλτάρ. Ένας δευτερεύων κλάδος του ρήγµατος αυτού έχει φορά από 20 ο προς τις ακτές του Agadir (Β. Αφρική), και συνδέεται µε τη σεισµικότητα της οροσειράς του Άτλαντα. Κοντά στις ακτές της Ιβηρικής η σεισµικότητα εµφανίζεται σε µια ευρύτερη περιοχή που χαρακτηρίζεται από ένα σύστηµα ρηγµάτων τα οποία συνδέονται µε την γενικότερη τεκτονική της περιοχής του Γιβραλτάρ. Γενικά, η σεισµική δραστηριότητα συγκεντρώνεται περιφερειακά της Ιβηρικής, συνεχίζοντας ανατολικά του Γιβραλτάρ ως το βορρά, περιλαµβάνει τους σεισµούς των Πυρηναίων και συνεχίζει δυτικά στις ακτές της Πορτογαλίας και νότια µε τους σεισµούς της λεκάνης του Γουαδαλκιβίρ, της οροσειράς Riff και της θάλασσας Alboran η οποία χαρακτηρίζεται και από σεισµούς ενδιαµέσου και µεγάλου βάθους. Η σεισµική δραστηριότητα συνεχίζεται παράλληλα προς τις ακτές του Μαρόκου, της Αλγερίας και της Τυνησίας, κατά µήκος της οροσειράς του Άτλαντα. Η σεισµική δραστηριότητα ανατολικότερα συνεχίζεται στο τόξο της Καλαβρίας, µε σεισµούς επιφανειακούς αλλά και ενδιαµέσου βάθους και βόρειοδυτικά, κατά µήκος της οροσειράς των Απεννίνων. Η σεισµικότητα των Άλπεων ακολουθεί την τοξοειδή µορφή της οροσειράς µε το κυρτό τµήµα προς το βορρά και συνεχίζει νότια µε τους σεισµούς στις ανατολικές ακτές της Αδριατικής. Νοτιότερα κατανέµεται κυρίως στην περιοχή της βόρειας Ελλάδας και του Ελληνικού τόξου. Το τόξο αυτό αποτελεί την πιο ενεργή σεισµικά περιοχή όλης της Ευρώπης µε πολλούς και ισχυρούς σεισµούς, τόσο επιφανειακούς όσο και ενδιαµέσου βάθους. Οι σεισµοί που σχετίζονται µε τη λεκάνη πίσω από το τόξο κατανέµονται στην κεντρική και 60

67 Κεφάλαιο 3 ο βόρεια Ελλάδα καθώς και στη δυτική Τουρκία. Ανατολικότερα η σεισµικότητα κατανέµεται κατά µήκος του ρήγµατος της Ανατολίας και φτάνει ως τον Καύκασο. Βόρεια της Ελλάδας η σεισµικότητα χαρακτηρίζεται λιγότερο έντονη µέχρι το τόξο των Καρπαθίων όπου σηµειώνονται ισχυροί σεισµοί ενδιαµέσου βάθους. Βόρεια της λεκάνης της Μεσογείου η σεισµική δραστηριότητα περιορίζεται σε µεγάλο βαθµό. Η σηµαντικότερη συγκέντρωση βρίσκεται κατά µήκος της τεκτονικής τάφρου του Ρήνου (Rhinegraben) στην περιοχή της κεντρικής Ευρώπης. Η περιοχή της Σκανδιναβίας αποτελεί ενδοπλακική περιοχή και χαρακτηρίζεται γενικά από χαµηλή σεισµικότητα. Εξαίρεση αποτελούν η περιοχή της τεκτονικής τάφρου του Όσλο, όπου εµφανίζεται συγκέντρωση σεισµών και ο θαλάσσιος χώρος ανοιχτά της Νορβηγίας µε αρκετούς ισχυρούς σεισµούς. Συνοπτικά, σεισµοί ενδιαµέσου και µεγάλου βάθους στην περιοχή της Ευρώπης σηµειώνονται στις περιοχές του ελληνικού τόξου, του τόξου των Καρπαθίων, της Καλαβρίας και στην περιοχή του Γιβραλτάρ, ενώ οι ισχυρότεροι επιφανειακοί σεισµοί γίνονται στην περιοχή της λεκάνης της Μεσογείου. Στη συνέχεια, δίνονται λεπτοµερέστερες περιγραφές των σεισµοτεκτονικών στοιχείων και της κατανοµής της σεισµικής δραστηριότητας σε επιµέρους περιοχές του ευρωπαϊκού χώρου Περιοχή Ιβηρικής- Μάγκρεµπ Σεισµοτεκτονικά στοιχεία και σεισµικότητα της Ιβηρικής χερσονήσου και της περιοχής Μάγκρεµπ Η περιοχή µελέτης καλύπτει την Ιβηρική χερσόνησο και το βορειοδυτικό τµήµα της Αφρικής µέχρι την οροσειρά του Άτλαντα. Με τη σεισµικότητα και τα σεισµοτεκτονικά στοιχεία της περιοχής ασχολήθηκαν πολλοί µελετητές, µεταξύ των οποίων οι: Montessus de Ballore (1894), Inglada (1921), Rey-Pastor (1927), Munuera (1963), McKenzie (1972), Udias et al. (1976), Ben Sari (1978), Hatzfeld (1978), Deschamps et al. (1982), Udias and Buforn (1985), Vidal (1986), Meghraoui (1988), Medina and Cherkaoui (1988), Galindo-Zaldivar et al. (1993), Buforn at al. (1995), Kiratzi and Papazachos (1995), Bezzeghoud at al. (1996) και Borges at al. (2001). 61

68 62 Κεφάλαιο 3 ο

69 Κεφάλαιο 3 ο Στην περιοχή διακρίνονται τριών ειδών γεωτεκτονικοί σχηµατισµοί: (α) ορεινοί όγκοι (massifs) και οροπέδια (platforms), (β) αλπικές περιοχές, (γ) λεκάνες Tριτογενούς (κυρίως Νεογενούς) ηλικίας. Υπάρχουν επίσης, περιοχές ωκεάνιου ή λεπτού ηπειρωτικού φλοιού σχηµατισµένου κατά το Νεογενές στη δυτική Μεσόγειο. Η σεισµική δραστηριότητα των περιοχών Ιβηρικής και Μάγκρεµπ, όπως αναφέρθηκε και προηγούµενα, συνδέεται µε το δυτικό τµήµα του ορίου επαφής της Αφρικανικής µε την Ευρωπαϊκή λιθοσφαιρική πλάκα. Το όριο αυτό εκτείνεται από τις Αζόρες µέχρι τα στενά του Γιβραλτάρ και συνεχίζεται ανατολικά, νότια της Ισπανίας (θάλασσα Alboran) και βόρεια του Μαρόκου, στην Αλγερία και την Τυνησία. Η επαφή αυτή είναι ανάµεσα σε πλάκες ωκεάνιας σύστασης για το τµήµα από τις Αζόρες ως το Γιβραλτάρ και ανάµεσα σε ηπειρωτικό και ωκεάνιο φλοιό από το Γιβραλτάρ ως την Τυνησία. Η περιοχή Αζόρες Γιβραλτάρ καλύπτει τη ζώνη 30 ο Β - 45 ο Β και 35 ο 5 ο και διαιρείται σε τρία τµήµατα, σύµφωνα µε την τεκτονική και την υποθαλάσσια τοπογραφία (Buforn at al. 1988) τα οποία είναι (Σχ. 3.1.): α) Τo τµήµα Αζορών (35 ο - 24 ο ), το οποίο περιλαµβάνει το σηµείο συνάντησης της Αµερικανικής µε την Ευρασιατική και την Αφρικανική πλάκα (triple junction). Το όριο της Ευρωπαϊκής µε την Αφρικανική πλάκα αποτελεί ράχη (Terceira ridge) που ανυψώνεται πάνω από το επίπεδο της θάλασσας και δίνει τα νησιά των Αζορών µε ηφαιστειακή δραστηριότητα. β) Το κεντρικό τµήµα (24 ο 13 ο ), το οποίο αποτελεί µια ευθύγραµµη ζώνη διάρρηξης, το ανατολικό τµήµα της οποίας λέγεται ρήγµα Gloria (Σχ. 3.2.) και χαρακτηρίζεται από µεγάλη συγκέντρωση σεισµών. γ) Το ανατολικό τµήµα (13 ο 5 ο ), το οποίο χαρακτηρίζεται από πολύπλοκη τοπογραφία και δοµές όπως υψώµατα και πεδιάδες. Συνέχεια των υποθαλάσσιων αυτών δοµών αναγνωρίζεται στις γειτονικές χερσαίες περιοχές της Πορτογαλίας, της Ισπανίας και του Μαρόκου. υτικά του Γιβραλτάρ η περιοχή της επαφής αποτελεί ζώνη παραµόρφωσης µε µεγάλο εύρος, το νότιο τµήµα της οποίας οριοθετείται από τα όρη του Άτλαντα (High και Saharian), ενώ το βόρειο όριό της αποτελεί η µάζα της Ιβηρικής µε τους σχηµατισµούς των Κορδιλιέρων Betics και Iberic και βορειότερα µε το σχηµατισµό των Πυρηναίων (Σχ.3.2). Πρέπει να σηµειωθεί ότι το τεκτονικό τέµαχος της Ιβηρικής χερσονήσου εµφανίζει στοιχεία ανεξάρτητης κίνησης σε σχέση µε την κίνηση της πλάκας της Ευρασίας (Βuforn et al. 1995). 63

70 Κεφάλαιο 3 ο Στο δυτικό τµήµα της Ιβηρικής υπάρχουν σηµαντικά ρήγµατα που συγκλίνουν προς το νότιο τµήµα της ζώνης επαφής, όπως τα ρήγµατα Nazare, Bajo-Tajo και Plasencia-Alentejo (Vegas 1975). Στην περιοχή της οροσειράς Βetics υπάρχουν διάφορες ζώνες ρηγµάτων, στις οποίες οφείλεται µεγάλο µέρος της σεισµικής δραστηριότητας. Η κυριότερη από αυτές τις ζώνες είναι η Cadiz-Alicante, η οποία χαρακτηρίζεται από ρήγµατα που µέχρι το Μειόκαινο ήταν οριζόντιας µετατόπισης, δεξιόστροφα, ενώ από τότε λειτουργούν ως κανονικά ή ανάστροφα (Sanz de Galdeano 1983). Τα πιο σηµαντικά από τα ρήγµατα της ζώνης αυτής ΒΑ-Ν διεύθυνσης, είναι τα Alhama de Murcia, Palomares, και Carboneras. Τα ρήγµατα αυτά συνεχίζονται στη θάλασσα Alboran (Larouziere et al. 1988, Sanz de Galdeano 1990) και ενώνονται µε ρήγµατα της ίδιας διεύθυνσης της βόρειας Αφρικής, µε κυριότερο το ρήγµα Agadir-Nekor που ακολουθεί τη διεύθυνση του Μέσου και Άνω Άτλαντα (Jacobshagen 1992). Ανατολικότερα, στις ακτές της βόρειας Αφρικής, τα ρήγµατα βρίσκονται κατά µήκος της οροσειράς του Tell, µε κυριότερη διεύθυνση ΒΑ-Ν, και συνεχίζουν νότια ως το Νότιο Άτλαντα. Στην περιοχή κυριαρχούν συµπιεστικές τάσεις µεταξύ της Αφρικής και της Ιβηρικής η κύρια διεύθυνση των οποίων από το Άνω Μειόκαινο είναι ΒΒ -ΝΝΑ, ενώ σηµειώνεται και εφελκυσµός Α- διεύθυνσης (Ott d Estevou and Montenat 1985). Σε αυτό το διάστηµα και κυρίως από το Πλειόκαινο µέχρι σήµερα παρατηρείται µια ανοδική κίνηση των περιοχών Βetics και Rif, η οποία φαίνεται να επηρεάζει την ευρύτερη περιοχή από τη νότια Γαλλία ως την οροσειρά του Άτλαντα (Simon Gomez 1989, Sanz de Galdeano and Lopez Garrido 1991). Το γενικό πεδίο τάσεων στην περιοχή µελέτης έχει διεύθυνση Β-Ν ως Β -ΝΑ και προσδιορίστηκε µε βάση τους µηχανισµούς γένεσης των ισχυρότερων σεισµών µε επίκεντρα στο υποθαλάσσιο ύψωµα Gorringe, στον κόλπο του Cadiz και στην Αλγερία (Buforn et al. 1995) (Σχ. 3.3.). H διεύθυνση αυτή του άξονα συµπίεσης είναι χαρακτηριστική για όλους του σεισµούς από τις Αζόρες µέχρι την Τυνησία και αποτελεί µία από τις κύριες διευθύνσεις τάσεων στο όριο της Αφρικανικής µε την Ευρασιατική πλάκα (Udias and Buforn 1991). Η τεκτονική που επικρατεί σε µεγαλύτερα βάθη είναι δύσκολο να συσχετιστεί µε τα επιφανειακά στοιχεία. Η σεισµική δραστηριότητα σε βάθος km υποδηλώνει την εκεί ύπαρξη ενός τεµάχους φλοιού. Η κατανοµή των επικέντρων στο τέµαχος αυτό δείχνει ότι ένα τµήµα του έχει διεύθυνση Β-Ν, από τη Γρανάδα προς τις ακτές του Μαρόκου και µε συνέχεια προς τον Άνω Άτλαντα, ενώ το ένα άλλο 64

71 Κεφάλαιο 3 ο τµήµα έχει διεύθυνση Α- και εκτείνεται από τον κόλπο του Cadiz προς τις ακτές Gorringe. Η ύπαρξη του δευτέρου από τα δύο αυτά τεµάχη εξηγείται εύκολα από το καθεστώς της κατάδυσης της Αφρικανικής πλάκας κάτω από την Ευρασιατική. Η ύπαρξη όµως του πρώτου τµήµατος µπορεί να ερµηνευτεί µόνο αν δεχτούµε ότι υπάρχουν συµπιεστικές τάσεις στην περιοχή από ανατολικά και από δυτικά. Κάτι τέτοιο όµως δεν προκύπτει από τις µέχρι τώρα µελέτες των µηχανισµών γένεσης των σεισµών ενδιαµέσου βάθους, οι οποίοι δείχνουν ότι ο άξονας µέγιστης συµπίεσης έχει κλίση 45 ο και διεύθυνση δυτική ως βορειοδυτική (Buforn et al. 1991b). Πρέπει να σηµειωθεί ότι η κατανοµή των εστιών στο τµήµα αυτό βρίσκεται σε συµφωνία µε το τόξο του Γιβραλτάρ. Σχήµα 3.3. Οι µηχανισµοί γένεσης των σεισµών µε Μ>4.5 που έγιναν στην περιοχή της Ιβηρικής-Μάγκρεµπ κατά το χρονικό διάστηµα [Harvard (κόκκινο), Borges et al (κίτρινο), Bufforn et al (µαύρο), Bezzeghoud and Buforn 1999 (µπλε), Delouis et al (πράσινο), Nicolas et al (πορτοκαλί).] H επικρατούσα θεωρία δέχεται την ύπαρξη συµπιεστικών δυνάµεων από ανατολικά και νοτιοανατολικά που έχουν ως συνέπεια την κατάδυση τµήµατος του 65

72 Κεφάλαιο 3 ο φλοιού της θάλασσας Alboran στον µανδύα σχηµατίζοντας έτσι ένα µέτωπο µε διεύθυνση Β-Ν. Είναι γνωστό ότι κατά το άνω και µέσο Μειόκαινο συνδυασµός συµπιεστικών δυνάµεων στο όριο της Αφρικανικής µε την Ευρασιατική πλάκα προκάλεσε την προς τα δυτικά µετάθεση της περιοχής Alboran και αυτό πιθανά είχε ως αποτέλεσµα την κατάδυση ενός τεµάχους της. Έτσι, ορισµένοι ερευνητές υποστηρίζουν ότι η περιοχή της θάλασσας Alboran που χαρακτηρίζεται από λιθόσφαιρα µε µικρό πάχος, αποτελεί µικροπλάκα. Η ερµηνεία των σεισµών µεγάλου βάθους (h>640km) είναι περισσότερο δύσκολη. Η απουσία σεισµών σε βάθη από 150 ως 640km και η διαφορά στο µηχανισµό γένεσης µεταξύ των σεισµών ενδιαµέσου βάθους, στους οποίους ο άξονας µέγιστης συµπίεσης κλίνει δυτικά νοτιοδυτικά, και των σεισµών µεγάλου βάθους, µε τον άξονα µέγιστης συµπίεσης να κλίνει ανατολικά, δηλώνει ότι η προέλευση τους είναι διαφορετική (Buforn et al. 1991a). Ορισµένοι µελετητές (Udias et al. 1976, Chung and Kanmori 1976, Grimison and Cheng 1986) θεώρησαν ότι υπάρχει ένα επιπλέον τέµαχος φλοιού µικρών διαστάσεων σε αυτά τα βάθη. Οι µελέτες της τεκτονικής της περιοχής συνεχίζονται και διατυπώνονται συνεχώς διάφορες γνώµες για την ερµηνεία των διαφόρων στοιχείων της. Στα σχήµατα 2.13 και 3.4 δίνεται η κατανοµή των επικέντρων των σεισµών στην περιοχή. Με βάση τις κύριες σεισµοτεκτονικές δοµές µπορούµε να διακρίνουµε τις εξής περιοχές ( Lopez Casado et al. 2001): α) Την περιοχή από 18 ο ως 10 ο περίπου, που βρίσκεται στο όριο των λιθοσφαιρικών πλακών το οποίο πιθανά συνεχίζει στον κόλπο του Cadiz ή κάµπτεται προς το Μαρόκο. Η σεισµική ενέργεια εκλύεται από µεγάλου µεγέθους χαρακτηριστικούς σεισµούς. Μεγάλη συγκέντρωση επικέντρων βρίσκεται στην περιοχή του υποθαλάσσιου υψώµατος Corringe. Οι περισσότεροι µηχανισµοί γένεσης είναι οριζόντιας µετατόπισης ή έχουν συνιστώσα οριζόντιας µετατόπισης (Σχ. 3.3) και δείχνουν ότι η διεύθυνση των συµπιεστικών τάσεων είναι Β -ΑΝΑ. β) Η προηγούµενη διεύθυνση των επικέντρων µεταβάλλεται από Α- σε ΑΒΑ- Ν για την περιοχή από 10 ο ως 3 ο και διέρχεται από τον κόλπο του Cadiz και τµήµα των Κορδιλιέρων Betics. Η περιοχή κοντά στον έκτο δυτικό µεσηµβρινό χαρακτηρίζεται από τη χαµηλότερη σεισµικότητα. Γενικά στην περιοχή αυτή η σεισµική δραστηριότητα αυξάνει αλλά οι σεισµοί είναι λιγότερο ισχυροί από ότι στην προηγούµενη περιοχή. Οι µηχανισµοί γένεσης ποικίλλουν. Αντιστοιχούν σε ρήγµατα οριζόντιας µετατόπισης, κανονικά αλλά και ανάστροφα. γ) Από 3 ο η κατανοµή των επικέντρων ακολουθεί διεύθυνση ΒΒΑ-ΝΝ για την ζώνη 66

73 Κεφάλαιο 3 ο που ορίζεται από τους παράλληλους 30 ο Β - 39 ο Β. Η διεύθυνση αυτή χαρακτηρίζει το ΝΑ τµήµα της Ιβηρικής, τη θάλασσα Alboran και τα όρη του Άτλαντα. Η σεισµική δραστηριότητα είναι παρόµοια µε αυτή της προηγούµενης περιοχής. Οι µηχανισµοί γένεσης ποικίλουν και δίνουν διάφορες διευθύνσεις συµπιεστικών τάσεων, µε πιο συχνή τη Β-Ν. δ) Από την περιοχή 1 ο ως 10 ο Α η κατανοµή των επικέντρων έχει διεύθυνση Α- ως ΑΒΑ- Ν και διασχίζει τις βόρειες ακτές της Αλγερίας και της Τυνησίας. Οι µηχανισµοί γένεσης αντιστοιχούν κυρίως σε ανάστροφα ρήγµατα, λιγότερο σε οριζόντιας µετατόπισης και πιο σπάνια σε κανονικά. Οι περισσότεροι δείχνουν ότι η επικρατούσα συµπιεστική τάση έχει διεύθυνση ΑΒΑ- Ν. Στην περιοχή της Αλγερίας η σεισµική δραστηριότητα είναι ενδιάµεση (Μ<6.5) και οφείλεται στα ρήγµατα της οροσειράς του Άτλαντα. Οι κυριότεροι σεισµοί της περιοχής κατά τον παρόντα αιώνα είναι ο σεισµός της περιοχής Orleansville που έγινε στις 9 Σεπτεµβρίου 1954, µε µέγεθος =6.5 (CRAAG 1994), ο σεισµός του El Asnam, στις 10 Οκτωβρίου 1980, µε µέγεθος =7.3 (Ouyed et al. 1982, Deschamps et al. 1982, Yielding et al. 1989), ο σεισµός στην περιοχή Costantine στις 27 Οκτωβρίου 1985, µε µέγεθος =5.9 (Deschamps et al. 1991), ο σεισµός στην περιοχή Mont Chenoua-Tipaza στις 29 Οκτωβρίου 1989, µε µέγεθος =6.0 (Bezzeghoud et al. 1990) και ο σεισµός στις 21 Μαϊου 2003, µε µέγεθος M S M W =6.8. M S M S M S Σεισµικές πηγές στην περιοχή της Ιβηρικής Μάγκρεµπ Στην Ιβηρική και την περιοχή Μάγκρεµπ διακρίθηκαν 9 σεισµικές πηγές συνολικά (Σχ. 3.4.) µε βάση τα σεισµοτεκτονικά τους στοιχεία και την κατανοµή της σεισµικότητας. Οι παράµετροι σεισµικότητας b και α, υπολογίστηκαν µε βάση την σχέση των Gutenberg-Richter για κάθε µια από αυτές τις πηγές. Οι πηγές ΙΒ2, ΙΒ3 και PYR χωρίστηκαν σε δύο επιµέρους υπο-περιοχές η κάθε µία (IB2a, IB2b, IB3a, IB3b, PYRa, PYRb) µε βάση την κατανοµή της σεισµικότητας. ιατηρώντας σταθερή την τιµή της παραµέτρου b και ίση µε την τιµή που υπολογίζεται για την πηγή στο σύνολό της υπολογίστηκαν οι τιµές των παραµέτρων a για κάθε µια από τις υπο-περιοχές (Πίνακας 3.1.). Υπολογίστηκαν επίσης οι παράµετροι b και α για την περιοχή της Ιβηρικής στην οποία δεν καθορίστηκαν σεισµικές πηγές αφού η σεισµική δραστηριότητα είναι χαµηλή (σεισµικότητα υποβάθρου). Τα αντίστοιχα διαγράµµατα 67

74 Κεφάλαιο 3 ο των δίνονται στο σχήµα 3.5 (σχέση Gutenberg-Richter). Στη συνέχεια γίνεται η περιγραφή των σεισµοτεκτονικών χαρακτηριστικών των πηγών αυτών Σεισµική πηγή Ιβηρική-1 (ΙΒ1). Περιλαµβάνει το κεντρικό και το νότιο τµήµα της Πορτογαλίας. Η Πορτογαλία αποτελεί περιοχή ενδιάµεσης σεισµικότητας. Σεισµοί µε µεγέθη Μ>5 συµβαίνουν πολύ σπάνια. Το βόρειο και κεντρικό τµήµα χαρακτηρίζεται από χαµηλή σεισµικότητα µε εξαίρεση την περιοχή Lower Tejo Valley όπου υπάρχει συγκέντρωση επικέντρων. Σχήµα 3.4. Οι σεισµικές πηγές της Ιβηρικής και της περιοχής Μάγκρεµπ και η κατανοµή των επικέντρων των σεισµών. Υπάρχουν πληροφορίες για τουλάχιστον 3 ισχυρούς σεισµούς στην περιοχή αυτή και είναι για το σεισµό του 1344 ( M =6.0) και του 1531 ( M =7.1) (Martins and Mendes Victor 1990, Sousa et al. 1992) καθώς και το σεισµό της 23 Απριλίου M W 1909 ( =6.0) (Teves-Costa et al. 1999). Το νότιο τµήµα της Πορτογαλίας χαρακτηρίζεται από εντονότερη σεισµικότητα. Οι δύο ισχυρότεροι σεισµοί της περιοχής έγιναν στην 1 Νοεµβρίου 1755 (Io=X-XI) και στις 28 Φεβρουαρίου 1969, στην περιοχή Sao Vicent, ( M S =8.0, Buforn at al. 1988). Το επίκεντρο του πρώτου σεισµού (που λέγεται και σεισµός της Λισσαβόνας), δεν έχει προσδιοριστεί µε S S 68

75 Κεφάλαιο 3 ο ακρίβεια. Ο σεισµός αυτός συνοδεύτηκε από τη δηµιουργία κυµάτων tsunamis που δηµιούργησαν µεγάλες καταστροφές στην πόλη της Λισσαβόνας (Baptista et al. 1988). Τα ρήγµατα που κυριαρχούν στην περιοχή αυτή είναι τα Nazare, Bajo-Tajo και Plasencia-Alentejo (Σχ 3.2.). Οι µηχανισµοί γένεσης, που δείχνουν στην πλειοψηφία τους οριζόντιας µετατόπισης και ανάστροφες διαρρήξεις αλλά και γεωφυσικά και γεωλογικά στοιχεία οδηγούν στο συµπέρασµα ότι η Πορτογαλία βρίσκεται σε καθεστώς οριζόντιας συµπίεσης µε διεύθυνση ΒΒ -ΝΝΑ (Borges et al. 2001) (Σχ. 3.3.) Σεισµική πηγή Ιβηρική-2 (ΙΒ2). Περιλαµβάνει το ανατολικότερο τµήµα του ρήγµατος Azores-Gibraltar που αποτελεί τη ζώνη επαφής µεταξύ της Αφρικανικής µε την Ευρωπαϊκή πλάκα (Σχ 3.2). Στο δυτικότερο όριο της ζώνης αυτής βρίσκεται ο σχηµατισµός Corringe Bank, σε ορισµένα σηµεία του οποίου η απόσταση από την επιφάνεια της θάλασσας φτάνει τα 25m. Αποτελεί µία από τις κύριες σεισµικές πηγές της περιοχές της Ιβηρικής και της Β. Αφρικής (Moreira 1985, Buforn et al. 1988). Η υπόλοιπη περιοχή της πηγής χαρακτηρίζεται από διάσπαρτη σεισµικότητα, πολύπλοκη δοµή του πυθµένα της θάλασσας και µεγάλη θετική βαρυτική ανωµαλία (Souriau 1984). Αποτελεί ζώνη σύγκρουσης µεταξύ ωκεάνιων φλοιών µε ταχύτητα 4mm/yr (Argous et al. 1989). Τα σηµαντικότερα ρήγµατα διεύθυνσης ΒΑ-Ν, στην πηγή αυτή µπορεί να θεωρηθούν συνέχεια των ρηγµάτων της Πορτογαλίας που έχουν την ίδια διεύθυνση. Οι µηχανισµοί γένεσης της περιοχής αυτής αντιστοιχούν σε ανάστροφες διαρρήξεις (Σχ. 3.3.) (Borges et al. 2001) Σεισµική πηγή Ιβηρική-3 (ΙΒ3): Πρόκειται για την περιοχή της οροσειράς Betics, της λεκάνης του Guadalquivir, που βρίσκεται ανάµεσα στην οροσειρά αυτή και την µάζα της Ιβηρικής και το βόρειο τµήµα της θάλασσας Alboran (Σχ. 3.2.). Οι οροσειρές Betics και Rif που βρίσκονται εκατέρωθεν του Γιβραλτάρ αποτελούν τµήµα της Αλπικής ορογένεσης που οφείλεται στη σύγκρουση της πλάκας της Αφρικής µε την Ευρώπη. Η σεισµική δραστηριότητα της περιοχής αυτής οφείλεται στο σύστηµα ρηγµάτων Cadiz-Alicante, που αποτελείται από ρήγµατα διεύθυνσης Β -ΝΑ και ΒΑ-Ν. Τα σηµαντικότερα από τα ρήγµατα µε διεύθυνση ΒΑ-Ν είναι τα Alhama de Murcia, Palomares, και Carboneras. Η περιοχή νότια του ρήγµατος Cadiz-Alicante, χαρακτηρίζεται από εφελκυσµό, ο κύριος άξονας του οποίου έχει διεύθυνση Β -ΑΝΑ ως Α-, όπως 69

76 Κεφάλαιο 3 ο προκύπτει από τους µηχανισµούς γένεσης των επιφανειακών σεισµών µε µεγέθη Μ<5.0 (Buforn at al. 1995) (Σχ. 3.3.). Η οριζόντια εφελκυστική τάση διεύθυνσης Α-, στην περιοχή µεταξύ του ρήγµατος Cadiz-Alicante και των ρηγµάτων της βόρειας Αφρικής συµφωνεί µε την συµπίεση, ΒΒ -ΝΝΑ διεύθυνσης, που παρατηρήθηκε στην περιοχή. Η περιοχή Betics και η θάλασσα Alboran µπορεί να θεωρηθεί ότι αποτελούν ένα σφηνοειδούς σχήµατος τµήµα του φλοιού που συµπιέζεται κατά διεύθυνση ΒΒ -ΝΝΑ και εκτείνεται κατά διεύθυνση Α-. logn 2.5 logn = * Mw IB Mw* (α) logn 3.0 logn = * Mw IB Mw* (β) logn = * Mw logn = * Mw logn logn IB Mw* (γ) 0.5 MAG Mw* (δ) Σχήµα 3.5. Ο λογάριθµος της αθροιστικής συχνότητας σε συνάρτηση µε το µέγεθος για τις σεισµικές πηγές της Ιβηρικής και του δυτικού τµήµατος της Β. Αφρικής. α) σεισµική πηγή ΙΒ1, β) σεισµική πηγή ΙΒ2, γ) σεισµική πηγή ΙΒ3, δ) σεισµική πηγή ΜAG1, ε) σεισµική πηγή MAG2, στ) σεισµική πηγή MAG3, ζ) σεισµική πηγή MAG4, η) σεισµική πηγή ΤUN, θ) σεισµική πηγή PYR, ι) µεγαζώνη ΤUN_B, κ) µεγαζώνη IB_B 70

77 Κεφάλαιο 3 ο logn 2.5 logn = * Mw MAG Mw* (ε) logn 3.0 logn = * Mw MAG Mw* (στ) logn = * Mw logn = * Mw logn MAG Mw* (ζ) logn TUN Mw* (η) logn 3.5 logn = * Mw PYR Mw* (θ) logn 2.5 logn = * Mw TUN_B Mw* (ι) Σχήµα 3.5. (Συνέχεια). 71

78 Κεφάλαιο 3 ο logn = * Mw Σχήµα 3.5. (Συνέχεια). logn IB_B Mw* (κ) Σεισµική πηγή Μάγκρεµπ-1 (MAG1): Η ζώνη αυτή περιλαµβάνει την περιοχή της οροσειράς Rif (Σχ 3.2.). Τα ρήγµατα µε διεύθυνση ΒΑ-Ν του συστήµατος ρηγµάτων Cadiz-Alicante συνεχίζονται πιθανά στη θάλασσα Alboran και ενώνονται µε το σύστηµα ρηγµάτων Agadir Nekor της Β. Αφρικής (Larouziere et al. 1988, Sanz de Galdeano 1990). Το σύστηµα αυτό ακολουθεί τη διεύθυνση του Μέσου και Υψηλού Άτλαντα που εκτείνεται από την Μεσογειακή ακτή του Μαρόκου µέχρι τις ακτές του Ατλαντικού (Jakobshagen 1992). Η περιοχή επηρεάζεται επίσης από ρήγµατα ίδιας διεύθυνσης µε αυτά που σχετίζονται µε την οροσειρά του Tell Άτλαντα, αφού µπορεί να θεωρηθεί ότι η οροσειρά Rif αποτελεί το δυτικότερο άκρο του Άτλαντα. Τα ρήγµατα αυτά έχουν διεύθυνση Α- και συνεχίζονται µέχρι την Τυνησία. Το πεδίο τάσεων της πηγής ακολουθεί το γενικότερο πεδίο τάσεων της περιοχής, που είναι συµπιεστικό µε διεύθυνση Β-Ν ως Β -ΝΑ (Βuforn et al. 1995). Κυριαρχούν οι µηχανισµοί γένεσης οριζόντιας µετατόπισης (Σχ. 3.3.) Σεισµική πηγή Μαγκρεµπ-2 (MAG2): Η πηγή αυτή καταλαµβάνει το δυτικό τµήµα της οροσειράς του Tell Άτλαντα στην Αλγερία (Σχ. 3.2.). Η σεισµική δραστηριότητα οφείλεται σε µια ευρεία ζώνη διάρρηξης που ξεκινά από το νοτιοδυτικό άκρο του Tell Άτλαντα και συνεχίζει ΒΑ µέχρι τις ακτές. Η περιοχή καλύπτεται από αποθέσεις του Νεογενούς και του Τεταρτογενούς και εκτείνεται ως την λεκάνη Messeta στο δυτικό τµήµα της oροσειράς (Hamdache 1998). Η σεισµική δραστηριότητα είναι περιορισµένη σε σχέση µε τις γειτονικές της περιοχές. Κατά τον 20 ο αιώνα δεν έχει σηµειωθεί κανένας ισχυρός σεισµός (Μ>6.0). 72

79 Κεφάλαιο 3 ο Ο πιο αξιοσηµείωτος σεισµός έγινε στις 9 Οκτωβρίου 1790, είχε µέγιστη ένταση Ι ο =Χ και θεωρείται ο πιο καταστροφικός της περιοχής (Marinas and Salord 1997). Ο πιο ισχυρός πρόσφατος σεισµός έγινε στις 28 Αυγούστου 1994, στην περιοχή της Mascara και είχε µέγεθος Μ L =5.7. Οι µηχανισµοί γένεσης της πηγής αυτής είναι σε συµφωνία µε τους µηχανισµούς γένεσης σε όλο το δυτικό τµήµα των ακτών της Αλγερίας και δείχνουν ανάστροφες διαρρήξεις (Σχ 3.3.) Σεισµική πηγή Μάγκρεµπ-3 (MAG3): Είναι η σεισµική πηγή µε τη µεγαλύτερη σεισµική δραστηριότητα στην Αλγερία. ύο από τους πιο καταστροφικούς σεισµούς κατά τον 20 ο αιώνα, έγιναν στις 9 Σεπτεµβρίου 1954 ( M =6.5) και στις 10 Οκτωβρίου 1980 ( M =7.3) (Meghraoui 1988). Ο τελευταίος S ονοµάζεται και σεισµός του El Asnam (Benouar 1994, CRAAG 1994). Πριν το σεισµό αυτό δεν είχαν σηµειωθεί στην περιοχή ανάλογου µεγέθους σεισµοί για το χρονικό διάστηµα των 300 τελευταίων ετών (CRAAG 1994). Είχαν σηµειωθεί, όµως, αρκετοί σεισµοί ενδιαµέσου µεγέθους (Μ<6.0) βορειοδυτικά του ρήγµατος του El Asnam. Ο τελευταίος καταστροφικός σεισµός της περιοχής έγινε στις 21 Μαϊου 2003 (36.9 ο Β-3.71 ο Ε) και είχε µέγεθος M W =6.8 (ETH, INGV, CPPT). S Γενικά, οι ισχυρότεροι σεισµοί γίνονται κατά µήκος µια ζώνης ανάστροφων διαρρήξεων, η οποία έχει διεύθυνση Α- και δείχνει συµπίεση ΒΒ -ΝΝΑ διεύθυνσης (Σχ. 3.2.). Στη ζώνη αυτή οφείλεται το έντονο ανάγλυφο (Lammali et al. 1997). Συγκεντρώσεις σεισµών ενδιαµέσου µεγέθους, υπάρχουν επίσης ανατολικότερα, στην περιοχή Mont-Chenoua-Tipaza που αποτελεί τµήµα του Tell Άτλαντα και στη λεκάνη Mitidja µεταξύ της οροσειράς αυτής και των βόρειων ακτών (Meghraoui 1988) Σεισµική πηγή Μάγκρεµπ-4 (MAG4): Αρκετοί καταστροφικοί σεισµοί έχουν γίνει κατά το παρελθόν, µε κυριότερους α) το σεισµό στην περιοχή Kherrata, στις 17 Φεβρουαρίου 1949 (Ιο =VΙΙΙ) (Rothe 1950), ο οποίος σχετίζεται µε διάρρηξη διεύθυνσης Β75, β) το σεισµό της 13 Ιανουαρίου 1901 (Ιο=ΙΧ), γ) το σεισµό στις 8 Ιανουαρίου 1887 (Ιο=ΙΧ), δ) το σεισµό της 25 Φεβρουαρίου 1865 (Ιο- VΙΙΙ) και ε) το σεισµό της 9 Φεβρουαρίου 1850 (Ιο=ΙΧ) (CRAAG 1994). Στην περιοχή παρατηρούνται ανάστροφα ρήγµατα µε διεύθυνση Α- και ο σχηµατισµός τους οφείλεται στην εξάσκηση συµπιεστικών τάσεων κατά το Τεταρτογενές. 73

80 Κεφάλαιο 3 ο Σεισµική πηγή Μάγκρεµπ-5 (MAG5): Περιλαµβάνει την περιοχή Constantine στην ανατολική Αλγερία και το τµήµα της οροσειράς του Tell Άτλαντα που βρίσκεται στο τµήµα της Τυνησίας. Εδώ γίνεται συνένωση των δύο κλάδων του Άτλαντα, του Tell και του Saharian (Σχ. 3.2.). Η περιοχή χαρακτηρίζεται από νεοτεκτονικά ρήγµατα που κόβουν τις αποθέσεις Τεταρτογενούς ηλικίας, το ρήγµα Ain Smara µε διεύθυνση ΒΑ-Ν, και το ρήγµα Sigus µε διεύθυνση Α- (Meghraoui 1988, Dechamps et al. 1991). Πολλά από τα νεοτεκτονικά ρήγµατα µε διευθύνσεις ΒΑ-Ν είναι πιθανά συνέχεια του ρήγµατος Ain Smara. Από τους µηχανισµούς γένεσης φαίνεται ότι στην πηγή αυτή η συµπιεστική τάση έχει διεύθυνση ΒΒΑ-ΝΝ και αριστερόστροφη συνιστώσα (Meghraoui 1988) (Σχ. 3.3.). Οι ισχυρότεροι σεισµοί της περιοχής είναι (CRAAG 1994) ο σεισµός της 4 Αυγούστου 1908 (Ιο=VΙΙΙ), ο σεισµός της 6 Αυγούστου 1947 (Io=VII-IX) και ο σεισµός της 27 Οκτωβρίου του 1985 ( M S =6.0) Σεισµική πηγή Πυρηναία (PYR): Ο σχηµατισµός των Πυρηναίων οφείλεται στη διάνοιξη του Ατλαντικού ωκεανού και του κόλπου Gascogne κατά το Κρητιδικό. Η διάνοιξη αυτή συνοδεύτηκε από την προς τα ανατολικά κίνηση της Αφρικής και από µια δεξιόστροφη κίνηση οριζόντιας µετατόπισης µεταξύ της Ιβηρικής και της Ευρώπης. Από τις αρχές του Τριτογενούς η κίνηση της Αφρικής γίνεται µε κατεύθυνση προς το βορρά και αυτό είχε ως αποτέλεσµα τη µετατροπή του ρήγµατος οριζόντιας µετατόπισης µεταξύ της Ιβηρικής και της Ευρώπης σε ανάστροφο ρήγµα µε διεύθυνση Α-, λόγω των συµπιεστικών τάσεων. Η µεταβολή αυτή διαδίδεται µε αργό ρυθµό από ανατολικά προς δυτικά (Choukroune 1976). Εντονότερη παραµόρφωση εµφανίζεται προς τη νότια πλευρά της Παλαιοζωικής ζώνης, όπου κυριαρχεί το ρήγµα των βορείων Πυρηναίων (Σχ. 3.2.) το οποίο «κόβει» το φλοιό σε όλο του το βάθος. Το ρήγµα αυτό σχηµατίστηκε κατά την δεξιόστροφη οριζόντιας µετατόπισης κίνηση µεταξύ της Ιβηρικής και της Ευρώπης (Le Pichon et al. 1970, Choukroune 1976, Choukroune and Mattauer 1978). Σεισµικές διασκοπήσεις έδειξαν ότι λαµβάνει χώρα σε περιορισµένη έκταση κατάδυση της Ιβηρικής πλάκας κάτω από την Ευρωπαϊκή, ως συνέπεια της προς βορρά κίνησης της Αφρικανικής πλάκας (Daignieres 1982, Mattaeur 1985, Roure et al. 1989). Η σεισµική δραστηριότητα εµφανίζεται στη στενή ζώνη της επαφής µεταξύ της Ευρωπαϊκής και της Ιβηρικής πλάκας. Υπάρχει δυσκολία στον καθορισµό του 74

81 Κεφάλαιο 3 ο πεδίου των τάσεων στην περιοχή αυτή της έντονης παραµόρφωσης. Οι µηχανισµοί γένεσης των µικρών σεισµών αντιστοιχούν κυρίως σε κανονικά ρήγµατα σε αντίθεση µε τους µηχανισµούς γένεσης των ισχυρότερων σεισµών αναδεικνύουν ανάστροφα και οριζόντιας µετατόπισης ρήγµατα (Σχ. 3.3.). Από το σύνολο των στοιχείων φαίνεται ότι η περιοχή των δυτικών Πυρηναίων βρίσκεται υπό το καθεστώς συµπίεσης Β -ΝΑ διεύθυνσης, το οποίο συνυπάρχει µε οριζόντιες εφελκυστικές τάσεις (Gallart et al. 1985, Gagnepain-Beyneix 1987, Rivera and Cisternas 1990). Πρέπει να σηµειωθεί ότι η χαµηλή, σε γενικές γραµµές, σεισµική δραστηριότητα σε συνδυασµό µε την ελλειπή, µέχρι πρόσφατα, κάλυψη της περιοχής από σεισµολογικό δίκτυο, έχουν ως αποτέλεσµα να µην υπάρχει αξιόπιστη σεισµοτεκτονική ανάλυση της περιοχής των Πυρηναίων (Delouis et al. 1993) Ιταλική χερσόνησος και Σικελία Σεισµοτεκτονικά στοιχεία και σεισµικότητα της Ιταλικής Χερσονήσου και της Σικελίας Η χερσόνησος της Ιταλίας, συµπεριλαµβανοµένης και της Σικελίας, αποτελεί περιοχή µε µεγάλο ενδιαφέρον όσον αφορά στα γεωδυναµικά της χαρακτηριστικά. Βρίσκεται στο κέντρο της Μεσογείου, σε ζώνη συµπίεσης, που οφείλεται στην προς βορρά κίνηση της Αφρικανικής λιθοσφαιρικής πλάκας και τη σύγκρουσή της µε την πλάκα της Ευρώπης. Γεωλογικά και γεωφυσικά στοιχεία οδηγούν στο συµπέρασµα ότι η τεκτονική της περιοχής κυριαρχείται από εφελκυστικές τάσεις κατά µήκος της σεισµικής περιοχής των Απεννίνων (Ritsema 1971, McKenzie 1972, Taponnier 1977, Scandone 1979, Gasparini et al. 1982, Mantovani and Boschi 1983), ενώ το νότιο τµήµα, στο τόξο της Καλαβρίας, χαρακτηρίζεται από την ύπαρξη ζώνης Benioff που είναι ενεργή από το Ολιγόκαινο (πριν 30 εκ. έτη). Σύµφωνα µε τους Scandone et al. (1992) και Meletti et al. (1998) η περιοχή Πάδου-Αδριατικής αποτελεί µικροπλάκα. Περιβάλλεται από τις οροσειρές των Αλβανίδων, ιναρίδων, Αλπεων και Απεννίνων (Σχ. 3.6.). Νότιο άκρο της µικροπλάκας αποτελεί το όριο µε την Αφρικανική πλάκα το οποίο δεν έχει ακόµα καθοριστεί µε ακρίβεια. Οι Slejko et al. (1999) προτείνουν ένα µοντέλο επέκτασης της Αδριατικής προς το νότο µέχρι το πρανές της Μάλτας όπου ενεργά ρήγµατα εφελκυσµού κόβουν όλο το φλοιό και όπου έχουν γίνει πολλοί καταστροφικοί σεισµοί κατά το παρελθόν. 75

82 Κεφάλαιο 3 ο Σχήµα 3.6. Η τεκτονική και η κινηµατική της Ιταλίας και των γύρω περιοχών. Φαίνονται τα διανύσµατα µετάθεσης της Αφρικής ως προς την Ευρώπη (Livermore and Smith 1985) και της Αδριατικής ως προς την Ευρώπη (από Meletti et al. 2000) Στην περιοχή της Ιταλίας παρατηρούνται τέσσερις δοµές σε διαφορετικό στάδιο εξέλιξης η κάθε µία, που σχετίζονται µε διαδικασίες σύγκρουσης και καταβύθισης λιθοσφαιρικών τεµαχών: α) Το τόξο των Άλπεων, στο οποίο από γεωλογικές µελέτες και από µελέτες σεισµικής τοµογραφίας προκύπτει ότι υπήρξε κατά το παρελθόν καταβύθιση η οποία όµως σταµάτησε µερικά εκατοµµύρια χρόνια πριν και έτσι σήµερα δεν σηµειώνονται σεισµοί ενδιαµέσου ή µεγάλου βάθους. β) Το τόξο των βόρειων Απεννίνων όπου η διαδικασία καταβύθισης ωκεάνιας λιθόσφαιρας συνεχίστηκε από σύγκρουση µεταξύ ηπειρωτικών τεµαχών και πιθανή 76

83 Κεφάλαιο 3 ο καταβύθιση ηπειρωτικής λιθόσφαιρας. Στοιχεία που συνηγορούν σε αυτή την τελευταία άποψη προκύπτουν από µελέτες σεισµικής τοµογραφίας (Amato et al. 1993, Spakman et al. 1993) αλλά και από το γεγονός ότι τα εστιακά βάθη σεισµών των βόρειων Απεννίνων φτάνουν τα 40-50km και είναι µεγαλύτερα από αυτά των γύρω περιοχών (Selvaggi and Amato 1992). δ) Η περιοχή των νοτίων Απεννίνων στην οποία από σεισµική τοµογραφία προκύπτει ότι υπάρχει ένα αποκοµµένο τέµαχος µικρής πυκνότητας. Στην περιοχή αυτή επικρατεί σήµερα εφελκυστικό πεδίο τάσεων (Anderson and Jackson 1987, Amato and Montone 1997). γ) Το τόξο της Καλαβρίας στο οποίο η καταβύθιση είναι ενεργή και σήµερα µε τη ζώνη Benniof να αποτελείται από ωκεάνια λιθόσφαιρα µήκους 500km (Caputo et al. 1970, Caputo and Postpische 1973, Gasperini et al. 1985, Anderson and Jackson 1987). Η κατανοµή της σεισµικότητας της Ιταλικής χερσονήσου φαίνεται στο σχήµα 3.9. Η περιοχή των βορείων Απεννίνων χαρακτηρίζεται από σεισµούς που σπάνια ξεπερνούν σε µέγεθος την τιµή Μ=6.0. Κυριαρχούν οι ανάστροφες διαρρήξεις όπως προκύπτει και από τους µηχανισµούς γένεσης της περιοχής (Σχ. 3.8.). Η σεισµική δραστηριότητα ακολουθεί την τοξοειδή ζώνη που είναι κυρτή προς την Αδριατική και συγκεντρώνεται κατά κύριο λόγο στον άξονα της οροσειράς (Amato et al. 1997a). Η περιοχή των κεντρικών Απεννίνων αποτελείται από σειρά εφιππεύσεων και επωθήσεων ηλικίας Μειοκαίνου-Πλειστοκαίνου που ακολουθούν την διάδοση της τεκτονικής της Αδριατικής (Σχ. 3.7). Νεότερα Πλειο-Πλειστοκαινικά κανονικά ρήγµατα «κόβουν» τις ζώνες επώθησης. Αυτές οι δοµές συµπίεσης και εφελκυσµού διατηρούνται ταυτόχρονα ενεργές και µετακινούνται µε το χρόνο από δυτικά προς ανατολικά. Η εξέλιξη αυτή σχετίζεται µε την περιστροφή της µικροπλάκας της Αδριατικής που γίνεται µε φορά αριστερόστροφη και µε πόλο που βρίσκεται βόρεια από το νησί Elba. Η κίνηση αυτή προκαλεί λέπτυνση του φλοιού δυτικά στην περιοχή της Τυρρηνικής-Τοσκάνης, πάχυνση του φλοιού προς τα ανατολικά και συνέχιση του σχηµατισµού της οροσειράς (Elter et al. 1975, Scandone 1979, Anderson and Jackson 1987). Κατά µήκος των Απεννίνων µε βάση τη σεισµική δραστηριότητα διακρίνεται α) η περιοχή κατά µήκος των ακτών της Τυρρηνικής µε µικρά εστιακά βάθη (έως 7km) και ασθενείς σεισµούς που τα µεγέθη τους δεν ξεπερνούν συχνά την τιµή Μ=4.5, β) την περιοχή των Απεννίνων µε ισχυρούς σεισµούς µε µεγέθη ως Μ=7.0, 77

84 Κεφάλαιο 3 ο µεγαλύτερα εστιακά βάθη (ως 20km), και µηχανισµούς γένεσης που δείχνουν κανονικές κυρίως διαρρήξεις και γ) η προ-ταφρική περιοχή της Αδριατικής µε µικρότερη σεισµική δραστηριότητα και µηχανισµούς γένεσης που δείχνουν ανάστροφες και οριζόντιας µετατόπισης διαρρήξεις (Amato et al. 1997a). Οι ισόσειστες των κύριων σεισµών στην περιοχή των Απεννίνων αναπτύσσονται παράλληλα προς τον άξονα της οροσειράς δείχνοντας έτσι ότι η τεκτονική των δοµών της περιοχής καθορίζει την διάδοση της σεισµικής ενέργειας (Baratta 1901, Postpischl 1985). Σχήµα 3.7. Τεκτονικός χάρτης της Ιταλίας και των γύρω περιοχών. 1: ανάστροφα ρήγµατα, 2: κανονικά ρήγµατα, 3: οριζόντιας µετατόπισης ρήγµατα, 4: Πλειοκαινικά-Τεταρτογενή αντίκλινα, 5: Πλειοκαινικά-Τεταρτογενή σύγκλινα, 6: οπισθότοξες λεκάνες που χαρακτηρίζονται από ωκεάνιο φλοιό (από Meletti et al. 2000) 78

85 Κεφάλαιο 3 ο Ρήγµατα ανάστροφα και οριζόντιας µετατόπισης βρίσκονται στην περιοχή επαφής της Αδριατικής µικροπλάκας µε τις δυτικές Άλπεις (Σχ. 3.7.) (Εva et al µεταξύ άλλων). Νότια από τις Άλπεις κυριαρχούν ανάστροφες διαρρήξεις µε την εντονότερη συµπίεση διεύθυνσης Β-Ν να εµφανίζεται στην περιοχή του Friuli (Bressan et al µεταξύ άλλων). Μείωση της σεισµικότητας παρατηρείται στην περιοχή της Βόρειας αλµατίας. Το τόξο της Καλαβρίας είναι η περιοχή της Ιταλίας που χαρακτηρίζεται από την πιο έντονη σεισµικότητα και αυτό αποδεικνύεται και από στοιχεία του παρελθόντος αλλά και από µελέτη της νεοτεκτονικής της περιοχής (Armodio et al. 1976, Ghisetti and Vezzani 1979, De Vivo et al. 1979). H περιοχή αποτελείται από µια στενή ορεινή ζώνη που χωρίζει την Τυρρηνική από την Ιόνιο θάλασσα. Οι λεκάνες αυτές χαρακτηρίζονται από υψηλή ανωµαλία Bouguer (260 και 310mGal αντίστοιχα). Τα Αιόλια νησιά που βρίσκονται στο νοτιοανατολικό Τυρρηνικό πέλαγος οφείλουν τη δηµιουργία τους στο νεότερο ασβεσταλκαλικό µαγµατισµό. Τα εστιακά βάθη των σεισµών ενδιάµεσου και µεγάλου βάθους, µε τους οποίους πρώτοι ασχολήθηκαν οι Gutenberg και Richter (1948), βρίσκονται µεταξύ των 250 και 340Km και µεταξύ των 400 και 500Km (Caputo and Postpischi 1973, Ritsema 1979). Oι µηχανισµοί γένεσης των σεισµών αυτών (Σχ.3.8.) δείχνουν ότι ο άξονας συµπίεσης έχει κλίση 60 ο και διεύθυνση B, παράλληλη µε τη ζώνη Benioff, ενώ ο άξονας εφελκυσµού έχει κλίση 30 ο και διεύθυνση ΑΝΑ (Ritsema 1972). Λόγω του µεγάλου εστιακού βάθους τους οι σεισµοί αυτοί δεν προκαλούν σηµαντικές βλάβες και έτσι έχουν εξαιρεθεί από την παρούσα µελέτη σεισµικής επικινδυνότητας. Σύµφωνα µε τα γεωφυσικά και ηφαιστειακά χαρακτηριστικά της περιοχής του νοτίου Τυρρηνικού πελάγους, το τόξο της Καλαβρίας είναι παρόµοιο µε το τόξο των νησιών του Ειρηνικού και το Τυρρηνικό πέλαγος είναι παρόµοιο µε την αντίστοιχη περιθωριακή θάλασσα των νησιών του Ειρηνικού (Boccaletti and Guazzone 1972, Barberi et al. 1977). Υπάρχουν όµως και αρκετές διαφορές ανάµεσα στις δύο περιπτώσεις που αφορούν και την έκταση αλλά και το είδος του φλοιού που συµµετέχει στη σύγκλιση (Scandone 1979, Calcagnile et al. 1981). Οι µηχανισµοί γένεσης των σεισµών στο κοίλο τµήµα του τόξου δείχνουν ότι κυριαρχεί καθεστώς συµπίεσης παράλληλα προς την κλίση της ζώνης Benioff (Gasparini 1982, Ritsema 1972, Riuscetti and Schick 1975). Οι σεισµοί στο βόρειο και νότιο τµήµα του τεµάχους φαίνεται ότι οφείλονται σε κινήσεις οριζόντιας µετατόπισης και αυτό είναι σύµφωνο µε την υπόθεση της πλευρικής καµπύλωσης του 79

86 Κεφάλαιο 3 ο τόξου. Βόρεια του στενού της Μεσσίνα οι σεισµοί ενδιάµεσου βάθους δείχνουν ότι η διεύθυνση των αξόνων µέγιστης συµπίεσης είναι ΑΒΑ- Ν, δηλαδή σχεδόν παράλληλη µε τη διεύθυνση της ζώνης Benioff (Gasparini 1982). Το γεγονός αυτό συνηγορεί στον ισχυρισµό της αύξησης της κυρτότητας της ζώνης Benioff, η οποία προκαλεί συµπίεση στο εσωτερικό τµήµα του τόξου και εφελκυσµό στο εξωτερικό τµήµα, όπως έχει παρατηρηθεί και στην περίπτωση άλλων τόξων (Strobach 1973, Richter and Strobach 1978). O καταστροφικός σεισµός της Μεσσίνα το 1908 (Μ=7.0) οφείλεται ακριβώς σε αυτές τις εφελκυστικές τάσεις του εξωτερικού τµήµατος του τόξου. Σχήµα 3.8. Μηχανισµοί γένεσης της περιοχής της Ιταλίας για Μ>4.0 [Harvard (κόκκινο), Gasparini et al (µπλε)]. 80

87 Κεφάλαιο 3 ο Κατά µήκος των Ιονίων ακτών της Καλαβρίας η διεύθυνση των αξόνων µέγιστης συµπίεσης είναι Β -ΑΝΑ. Στη Σικελία κυριαρχούν τα ρήγµατα οριζόντιας µετατόπισης. Στο σχήµα 3.6. φαίνονται οι κύριες τεκτονικές δοµές της περιοχής της Ιταλίας, οι οποίες είναι : 1. Η µικροπλάκα της Αδριατικής και τα ίχνη των διανυσµάτων ολίσθησης που περιγράφουν την κίνηση σε σχέση µε την Ευρώπη. 2. Ο πόλος περιστροφής της Αδριατικής (RP). 3. To βόρειο τµήµα της Αφρικανικής πλάκας και τα ίχνη των διανυσµάτων ολίσθησης που περιγράφουν τη σύγκλιση της Αφρικανικής µε την Ευρωπαϊκή πλάκα. Τα µαύρα βέλη αντιστοιχούν στα διανύσµατα ολίσθησης στην Matera (Adria) και Noto (Αφρική). 4. Την ευρωπαϊκή πλάκα που περιλαµβάνει το τέµαχος της Κορσικής και της Σαρδηνίας καθώς και την. Μεσόγειο και την Τυρρηνική λεκάνη πίσω από το τόξο. 5. Το escarpment της Μάλτας που ερµηνεύεται ως όριο των πλακών Αφρικής και Adria. 6. Τις ζώνες πτυχώσεων και ανάστροφων ρηγµάτων µαζί µε τα όρια των λιθοσφαιρικών πλακών. 7. Η ύπαρξη ασθενοσφαιρικού υλικού σε µικρά βάθη (στιγµένες περιοχές) στο βόρειο και στο νότιο τόξο των Απεννίνων. 8. Το µέτωπο συµπίεσης της Ευρώπης που δίνουν το σύστηµα των Άλπεων. 9. Τα µέτωπα συµπίεσης της Αδριατικής που δίνουν τα εξωτερικά συστήµατα των ανάστροφων ρηγµάτων (Ν. Άλπεις, ιναρίδες). 10. Την Περιαδριατική γραµµή (insubric-line) η οποία κατά προσέγγιση χωρίζει το τµήµα της Ευρωπαϊκής πλάκας που δίνει τους αλπικούς σχηµατισµούς από το τµήµα της Αδριατικής που δίνει το κάλυµµα των ανάστροφων ρηγµάτων στις Ν. Άλπεις. 11. Τα µέτωπα συµπίεσης της Αδριατικής που δίνει το εσωτερικό σύστηµα ανάστροφων διαρρήξεων (σύστηµα των Β. Απεννίνων και του τόξου της Καλαβρίας) Το τόξο συµπίεσης είναι ανενεργό στα Ν. Απέννινα. 12. Το νέο σύστηµα ρηγµάτων που δηλώνει επέκταση µεταξύ της Αδριατικής και της ευρωπαϊκής πλάκας στα νότια Απέννινα. 13. Τη ζώνη Wadatti- Benioff στη Ν. Τυρρηνική. 14. Το µέτωπο συµπίεσης της Αφρικής που έδωσε τις Maghrebides. 81

88 Κεφάλαιο 3 ο Σεισµικές πηγές στην περιοχή της Ιταλικής χερσονήσου Στην περιοχή της Ιταλικής χερσονήσου διακρίθηκαν 11 σεισµικές πηγές (Σχ. 3.9.) για τις οποίες υπολογίστηκαν οι παράµετροι της σχέσης των Gutenberg-Richter. Στο σχήµα φαίνονται οι χαρτογραφήσεις του λογαρίθµου της αθροιστικής συχνότητας των σεισµών σε συνάρτηση µε το µέγεθος των σεισµών. Για τον καθορισµό αυτών των σεισµικών πηγών λήφθηκε υπόψη η κατανοµή των µέγιστων εντάσεων που παρατηρήθηκαν στην περιοχή. Σε µία από τις πηγές (πηγή LIGURIA) διακρίθηκαν µε βάση την κατανοµή της σεισµικής δραστηριότητας, δύο επιµέρους υπο-περιοχές για τις οποίες υπολογίστηκαν οι παράµετροι a διατηρώντας σταθερή την τιµή της παραµέτρου b και ίση µε αυτή που υπολογίστηκε για ολόκληρη τη ζώνη (Πίνακας 3.1.). Υπολογίστηκαν επίσης, οι τιµές των παραµέτρων b και α για δύο µέγα-ζώνες (ΙΤ_ΒΝ, ΙΤ_ΒS) που αντιστοιχούν στη σεισµικότητα υποβάθρου για την περιοχή των Απεννίνων και την περιοχή της Σικελίας. Στη συνέχεια γίνεται η περιγραφή των πηγών αυτών Σεισµική πηγή Απέννινα-1 (APEN1): Η περιοχή χαρακτηρίζεται από το καθεστώς συµπίεσης κατά µήκος του περιθωρίου της Αδριατικής πλάκας σε αντίθεση µε τις υπόλοιπες πηγές των κεντρικών και νοτίων Απεννίνων στις οποίες επικρατούν εφελκυστικές τάσεις (Frepoli and Amato 1997). Η συµπίεση αυτή οφείλεται στην κάµψη της Αδριατικής µικροπλάκας κάτω από την αλυσίδα των Απεννίνων (Scandone 1996). Το γεγονός ότι πρόκειται για µια περιοχή συµπίεσης φαίνεται και από τους µηχανισµούς γένεσης των σεισµών του 1983 (Σχ. 3.8.)στην περιοχή της Parma και του 1996 στην περιοχή Reggio Emilia, οι οποίοι δείχνουν ανάστροφες διαρρήξεις (Haessler et al. 1988, Harvard s CMT για το σεισµό της Reggio Emilia). Το εστιακό βάθος των σεισµών στην περιοχή φτάνει µέχρι τα 40-50km σε αντίθεση µε τις υπόλοιπες περιοχές των Απεννίνων όπου οι σεισµοί είναι πιο επιφανειακοί και αυτό σχετίζεται µε πιθανή κάµψη της λιθόσφαιρας (Gasparini et al. 1985) Σεισµική πηγή ANCONA: Η περιοχή χαρακτηρίζεται από ενδιάµεση σεισµική δραστηριότητα που κατανέµεται κοντά στις ακτές της Αδριατικής (Σχ. 3.9.). Από την ανάλυση των σεισµολογικών δεδοµένων προκύπτει ότι η περιοχή χαρακτηρίζεται από πρόσφατες ανάστροφες διαρρήξεις και αυτό δείχνει τη συµµετοχή των Πλειστοκαινικών στρωµάτων στις διαδικασίες παραµόρφωσης του µετώπου της Αδριατικής (Ori et al. 1986). 82

89 Κεφάλαιο 3 ο Στο βόρειο τµήµα της πηγής έγιναν καταστροφικοί σεισµοί στην περιοχή Rimini στις 25 εκεµβρίου 1786, µε µέγεθος Μ=6.3, Ιο=VIII-IX (44.0 o Ν 12.6 ο Ε) (Westaway 1992), στην περιοχή Cattolica στις 16 Αυγούστου 1916, µε µέγεθος Μ=6.3 (44.10 ο Ν ο Ε) (Berardi et al. 1991) και πιο πρόσφατα σηµειώθηκε στην Ancona µια ακολουθία που διάρκεσε από το Φεβρουάριο µέχρι το Μάρτιο του 1972, µε µέγιστο µέγεθος Μ=5.0. Σχήµα 3.9. Οι σεισµικές πηγές της περιοχής της Ιταλικής χερσονήσου και η κατανοµή των επικέντρων των σεισµών. Οι δύο περιοχές µε µαύρο χρώµα αντιστοιχούν στα ηφαίστεια της Αίτνας και του Βεζούβιου. 83

90 Κεφάλαιο 3 ο Οι δύο πιο ισχυροί σεισµοί στο νότιο τµήµα της ζώνης σηµειώθηκαν το 1540 (43.10 ο Ν, ο Ε) µε µέγεθος 5.0 και Ιο=VIII MCS, στην περιοχή Fermo και το 1943 (42.85 ο Ν, ο Ε) µε µέγεθος 5.7, Ιο=VIII στην περιοχή Castignano. Ο πιο πρόσφατος σεισµός σηµειώθηκε το 1987, στην περιοχή του Porto San Giorgio (43.17 o N o E) και είχε µέγεθος 4.9 (Riguzzi et al. 1989, Console et al. 1989) logn = * Mw logn = * Mw logn logn logn 0.5 APEN Mw* (α) 3.5 logn = * Mw APEN Mw* (γ) logn 0.5 ANCONA Mw* (β) 2.5 logn = * Mw APEN Mw* (δ) Σχήµα Ο λογάριθµος της αθροιστικής συχνότητας σε συνάρτηση µε το µέγεθος για τις σεισµικές πηγές της περιοχής της Ιταλικής χερσονήσου. α) σεισµική πηγή APEN1, β) σεισµική πηγή ANCONA, γ) σεισµική πηγή APEN2, δ) σεισµική πηγή APEN3, ε) σεισµική πηγή GARGANO, στ) σεισµική πηγή APEN4, ζ) σεισµική πηγή SIC1, η) σεισµική πηγή ΤYR, θ) σεισµική πηγή SIC2, ι) σεισµική πηγή SIC3, κ) σεισµική πηγή LIGURIA, κα) σεισµική πηγή CORSICA, κβ) µεγαζώνη IT_BN, κγ) µεγαζώνη IT_BS 84

91 Κεφάλαιο 3 ο logn 2.5 logn = * Mw GARGANO Mw* (ε) logn 3.0 logn = * Mw APEN Mw* (στ) 2.5 logn = * Mw logn = * Mw logn logn SIC Mw* (ζ) 0.5 TYR Mw* (η) logn = * Mw logn = * Mw logn 1.5 logn SIC Mw* (θ) 0.5 SIC Mw* (ι) Σχήµα 3.10.(Συνέχεια) 85

92 Κεφάλαιο 3 ο logn = * Mw logn = * Mw logn LIGURIA Mw* (κ) logn CORSICA Mw* (κα) logn = * Mw logn = * Mw logn logn IT_BN Mw* (κβ) Σχήµα 3.10.(Συνέχεια) 0.5 IT_BS Mw* (κγ) Οι µηχανισµοί γένεσης (Σχ. 3.8.) βρίσκονται σε συµφωνία µε το πεδίο τάσεων του Πλειο-Πλειστοκαίνου και αντιστοιχούν σε ανάστροφες και οριζόντιας µετατόπισης διαρρήξεις. Ο άξονας συµπίεσης είναι υπο-οριζόντιος και έχει διεύθυνση Ν -ΑΒΑ. Οι ισόσειστες των κυρίων σεισµών αναπτύσσονται επίσης σύµφωνα µε αυτή τη διεύθυνση δείχνοντας ότι οι κύριες τεκτονικές γραµµές της περιοχής ελέγχουν την διεύθυνση διάδοσης της σεισµικής ενέργειας (Postpischl 1985) Σεισµική πηγή Απέννινα-2 (APEN2): Η σεισµική δραστηριότητα της πηγής αυτής οφείλεται στο σύστηµα ρηγµάτων που ανήκει στον άξονα της αλυσίδας των Απεννίνων, στην περιοχή Umbria-Marche. Η τεκτονική της περιοχής σχετίζεται µε το εφελκυστικό πεδίο τάσεων που χαρακτηρίζει τα Απέννινα, αλλά δεν είναι απόλυτα γνωστή. Καταγεγραµµένα ενεργά ρήγµατα υπάρχουν µόνο για το νότιο τµήµα της ζώνης (περιοχές Colfiorito και Norcia) (Galadini et al. 1999). Τα κύρια 86

93 Κεφάλαιο 3 ο ρήγµατα έχουν διεύθυνση Β -ΝΑ ως Β-Ν και είναι κανονικά ή πλάγιο-κανονικά (Σχ. 3.7.) (Calamita et al. 1982, Calamita and Pizzi 1992, Blumetti 1995, Cello at al. 1997). Καλύπτουν µια περιοχή κατά µήκος των Απεννίνων εύρους 15-20km και διακρίνονται σε αυτά επιµέρους τµήµατα. ιαρρήξεις σε κάποια από αυτά τα τµήµατα είναι υπεύθυνες για σεισµούς µεγέθους , ενώ ισχυρότεροι σεισµοί καθώς και σεισµικές ακολουθίες που διαρκούν µεγάλα χρονικά διαστήµατα δείχνουν ότι είναι δυνατό να δραστηριοποιηθούν ρήγµατα στο σύνολο του µήκους τους σε περιόδους σεισµικής έξαρσης. Οι µηχανισµοί γένεσης της περιοχής δείχνουν επίσης κανονικές ή πλάγιο- κανονικές διαρρήξεις (Σχ. 3.8.). Προκύπτει ότι η διεύθυνση του άξονα εφελκυσµού είναι Ν -ΑΒΑ (Lavecchia et al. 1994). Οι κυριότεροι πρόσφατοι σεισµοί στην περιοχή σηµειώθηκαν στις 26 Σεπτεµβρίου 1997 ( =5.7 και 6.0, Amato et al. 1997), στις 14 Οκτωβρίου 1997 ( M =5.7, Amato et al. 1997) και στις 3 Απριλίου 1998 ( M =5.0, Boschi 1998). Οι W M W προηγούµενοι σεισµοί µε ένα πλήθος άλλων µικρότερου µεγέθους αποτελούν µια ακολουθία που έχει µελετηθεί εκτενώς και είναι γνώστη ως «Umbria-Marche crisis». Υπάρχει επίσης πλούσια βιβλιογραφία για παλαιότερους ισχυρούς σεισµούς της περιοχής. Σύµφωνα µε τους Camassi and Stucchi (1997) η σεισµική δραστηριότητα εµφανίζει µέγιστα κατά τον 13 ο L και 14 ο αιώνα (Ι max =10 και M S max =6.7). Ακολουθούν 4 αιώνες µικρής σεισµικής δραστηριότητας µέχρι το 1703 οπότε και σηµειώθηκε σεισµική ακολουθία µε δύο κύριους σεισµούς (M s =6.7 και 6.6) (Boschi et al. 1997), που προκάλεσε εκτεταµένες καταστροφές. Ακολούθησαν 3 ισχυροί σεισµοί το 1730 στην περιοχή Norcia, το 1747 στην περιοχή Nocera Umbra και το 1751 στην περιοχή Gualdo Tadino. Και οι τρεις αυτοί σεισµοί είχαν εντάσεις Ι max >8-9 MCS και µεγέθη M s >5.9. Άλλοι σεισµοί µε µεγέθη M s µεταξύ των τιµών 5.5 και 6.0 σηµειώθηκαν το 1791, το 1859 και το Ο τελευταίος είναι γνωστός και ως σεισµός της Norcia Σεισµική πηγή Απέννινα-3 (APEN3): Περιλαµβάνει την περιοχή της πεδιάδας του Fucino. Η πεδιάδα αυτή δηµιουργήθηκε κατά τα τελικά στάδια σχηµατισµού της αλυσίδας των Απεννίνων και οφείλεται σε πρόσφατα ενεργοποιηµένα κανονικά ρήγµατα διεύθυνσης ΒΑ (Cavinato et al. 1999). Ο σηµαντικότερος σεισµός της ζώνης αυτής έγινε το 1915 και οφείλεται σε διάρρηξη µε διεύθυνση Β, κλίση Ν και µέγεθος που έφτασε το µέγιστο 87

94 Κεφάλαιο 3 ο παρατηρούµενο µέγεθος για την Ιταλία (Μ s =6.9) (Serva et al. 1986, Ward and Valensise 1989). Η διάρρηξη αυτή προκάλεσε περαιτέρω βάθυνση του πυθµένα της λίµνης του Fucino που βρίσκεται στην περιοχή (Cavinato et al. 1999) Σεισµική πηγή GARGANO: Βορειοανατολικά της κύριας σεισµογόνου γραµµής των Απεννίνων που έδωσε τους σεισµούς της Irpinia και Potenza υπάρχει συγκέντρωση επικέντρων σεισµών ενδιάµεσου µεγέθους. Οι συγκεντρώσεις αυτές, που βρίσκονται στην περιοχή της Ancona και του ακρωτηρίου Gargano, δείχνουν ότι πρόκειται για περιοχή της Αδριατικής µικροπλάκας όπου επικρατεί καθεστώς συµπίεσης. Σηµειώνεται, έτσι, µια απότοµη αλλαγή του γεωδυναµικού καθεστώτος από καθαρά εφελκυστικό, κατά µήκος του άξονα της οροσειράς, σε συµπιεστικό κατά µήκος του εξωτερικού περιθωρίου (Frepoli and Amato 1997, Montone et al. 1999) Σεισµική πηγή Απέννινα-4 (APEN4): Η πηγή αυτή καλύπτει τη σεισµική δραστηριότητα των νοτίων Απεννίνων. Η τεκτονική της περιοχής χαρακτηρίζεται από εφελκυστικό πεδίο τάσεων (Pondrelli et al. 1995, Selvaggi 1998, Frepoli and Amato 2000). Η ταχύτητα της επεκτατικής αυτής κίνησης είναι 1.6 mm/yr και η διεύθυνση της ΒΑ-Ν (Selvaggi 1998). Γεωλογικές µελέτες έδειξαν ότι το τέλος του συµπιεστικού πεδίου τάσεων που ήταν υπεύθυνο για το σχηµατισµό της αλυσίδας των Απεννίνων και η έναρξη του εφελκυστικού έγινε πριν από 0.8 εκ. χρόνια (Scandone et al. 1990). Τα σεισµικά ενεργά ρήγµατα έχουν διεύθυνση Β -ΝΑ και εκτείνονται κατά µήκος των Απεννίνων (Σχ. 3.7.). Έχουν γίνει αρκετοί ισχυροί σεισµοί κατά το παρελθόν, όπως αυτοί του 1561, 1694, 1857 και 1930 µε µεγέθη 6.4, 6.9, 7.0 και 6.5, αντίστοιχα (Boschi et al. 1995, Martini and Scarpa 1982). Ο πιο πρόσφατος ισχυρός σεισµός της ζώνης είναι ο σεισµός της Irpinia, το 1980 ( M S =6.9), προκάλεσε το θάνατο 3000 ανθρώπων και εκτεταµένες καταστροφές (Bernard and Zollo 1989). Ο σεισµός αυτός οφείλεται σε ένα πολύπλοκο σύστηµα ρηγµάτων οι διευθύνσεις των οποίων κυµαίνονται από ο και οι κλίσεις τους από 53 ο -63 ο ΒΑ, ενώ το επιφανειακό ίχνος της διάρρηξης έφτασε τα 35km (Giardini 1993). Τα χαρακτηριστικά της διάρρηξης αυτής έδωσαν νέα οπτική στη µελέτη της τεκτονικής της περιοχής αφού µέχρι τότε επικρατούσε η άποψη ότι τα η αναµενόµενη κλίση των κανονικών ρηγµάτων της περιοχής θα πρέπει να είναι Ν λόγω της επέκτασης της λεκάνης της Τυρρηνικής θάλασσας (Boschi et al. 1993). ο 88

95 Κεφάλαιο 3 ο Μια πιο πρόσφατη σεισµική ακολουθία έγινε κοντά στην πόλη Potenza, µε τον κύριο σεισµό της 5 Μαΐου 1990 ( M W =5.8). Οφείλεται σε ρήγµα οριζόντιας µετατόπισης που «κόβει» την αλυσίδα των Απεννίνων. Υπάρχει σειρά τέτοιων ρηγµάτων κατά µήκος της οροσειράς αυτής. Τα ρήγµατα αυτά έχουν διπλό ρόλο: α) οριοθετούν τα σεισµογόνα κανονικά ρήγµατα κατά µήκος της αλυσίδας και β) είναι τα ίδια ενεργά σεισµικά µε σηµαντικά ποσά έκλυσης σεισµικής ενέργειας (Valensise and Pantosti 2001) Σεισµική πηγή Σικελία-1 (SIC1): Η σεισµική δραστηριότητα της πηγής αυτής οφείλεται κυρίως στις δοµές τύπου graben (τεκτονική καταβύθιση) που είναι παράλληλες προς το τόξο και την περιοχή των στενών της Messina (Messina straits). Τα στενά της Messina αποτελούν την νοτιότερη δοµή του τόξου της Καλαβρίας. Είναι µια ζώνη έντονης τεκτονικής που βρίσκεται µεταξύ των δοµών της Τυρρηνικής και του Ιονίου όπου πιθανά γίνεται επώθηση του φλοιού της Τυρρηνικής πάνω στο φλοιό του Ιονίου σε βάθος 20km (Σχ. 3.7.) (Ghisetti 1984). Το ποσό σεισµικής ενέργειας που εκλύεται στην περιοχή είναι µερικές δεκάδες φορές µεγαλύτερο από αυτό που εκλύεται στα όρια του τόξου (Guerra 1986) και οφείλεται στο ότι παράλληλα µε την προηγούµενη κίνηση γίνεται και η κατάδυση του τεµάχους του Ιονίου κάτω από την Τυρρηνική (Patacca and Scandone 1989). ηλαδή στην περιοχή των στενών της Messina συνυπάρχουν οι δύο αυτές κινήσεις µε αντίθετη κατεύθυνση και αυτό έχει ως αποτέλεσµα σε µικρά βάθη (<20km) να κυριαρχούν δοµές τύπου graben (Patacca et al. 1990), στις οποίες οφείλεται και η έκλυση του µεγαλύτερου ποσού σεισµικής ενέργειας. Υπάρχουν διάφορες απόψεις σχετικά µε το µηχανισµό γένεσής του ισχυρότερου σεισµού της ζώνης αυτής πουέγινε το 1908 στην περιοχή της Messina (Μ=7.0). Ορισµένοι µελετητές (π.χ. Schick 1979, Mulagria and Boschi 1982, Capuano et al. 1988) θεωρούν ότι οφείλεται σε κανονική διάρρηξη και το εστιακό του βάθος ήταν 10km ενώ άλλοι ότι οφείλεται σε ρήγµα οριζόντιας µετατόπισης, σε µικρό επίσης εστιακό βάθος (9km), αφού σε µεγαλύτερα βάθη κυριαρχούν οι ανάστροφες διαρρήξεις. Στην περιοχή αυτή δεν καταγράφηκαν σεισµοί µε µέγεθος Μ>4.5 κατά τα τελευταία 30 χρόνια. 89

96 Κεφάλαιο 3 ο Βορειότερα το 1905 έγινε ένας ακόµα ισχυρός σεισµός για τον οποίο υπάρχουν περιορισµένες πληροφορίες. Η γένεση του σεισµού αυτού θεωρείται ότι οφείλεται σε ρήγµα που δεν έχει επιφανειακή εκδήλωση (Valensise et al. 1993) Σεισµική πηγή Τυρρηνική (TYR): Η σεισµική δραστηριότητα της πηγής αυτής οφείλεται κυρίως στα ρήγµατα Sisifo και Vulcano, τα οποία είναι οριζόντιας µετατόπισης. Οι σεισµοί µε µεγέθη Μ>5.5 συγκεντρώνονται στην επαφή φλοιού και µανδύα, αλλά οι σεισµοί µε µικρότερα µεγέθη συγκεντρώνονται σε βάθη 8-15km. Η σεισµική δραστηριότητα είναι έντονη αλλά τα µεγέθη των σεισµών είναι ενδιάµεσα (Neri et al. 1996). Οι µηχανισµοί γένεσης των σεισµών µε µεγέθη Μ>4.0 δείχνουν δεξιόστροφη συνιστώσα (Σχ. 3.8.). Σεισµοί µε µικρότερα µεγέθη παρουσιάζουν ετερογένεια ως προς τους µηχανισµούς γένεσής τους και είναι πιο επιφανειακοί. Οι δοµές των δύο ρηγµάτων Sisifo και Vulcano που διατρέχουν την θάλασσα των Αιόλιων νησιών, σε συνδυασµό µε τους µηχανισµούς γένεσης των σεισµών και την χωρική τους κατανοµή, ενισχύουν την άποψη της προς τα νοτιοανατολικά µετάθεσης της λιθόσφαιρας της περιοχής της νότιας Τυρρηνικής (Neri at al. 1996) Σεισµική πηγή Σικελία-2 (SIC2): Η περιοχή ανήκει στο βόρειο τµήµα του ηπειρωτικού φλοιού της αφρικανικής πλάκας το οποίο συνορεύει προς το βορρά µε το επωθηµένο µέτωπο των αλλόχθονων ενοτήτων των Απεννίνων (Σχ. 3.6.). Οι ενότητες αυτές είναι τµήµα της ζώνης επώθησης που συνεχίζεται από την Τυνησία προς την Σικελία και δηλώνει τη σύγκλιση µεταξύ της Ευρασιατικής µε την Αφρικανική πλάκα (Maghrebides). Το µέτωπο των ενοτήτων αυτών είναι µη ενεργό σεισµικά από το Πλειστόκαινο (Argani 1987, Likorish et al. 1999) αλλά η περιοχή όπου λαµβάνει χώρα η επώθηση έχει µετακινηθεί εσωτερικά (Likorish et al. 1999) όπου οι µηχανισµοί γένεσης των σεισµών δηλώνoυν ότι επικρατεί συµπίεση µε διεύθυνση του κύριου άξονα παρόµοια µε τη διεύθυνση της σύγκλισης των δύο πλακών (Anderson and Jckson 1987, Pondrelli et al. 1995, Kiratzi and Papazachos 1995) Σεισµική πηγή Σικελία-3 (SIC3): Η περιοχή ανήκει επίσης στην επαφή της Ευρασιατικής πλάκας που βρίσκεται δυτικά, µε την Αφρικανική πλάκα στα ανατολικά. Οι σεισµοί χαρακτηρίζονται από µηχανισµούς γένεσης που δείχνουν διαρρήξεις κλίσης και οριζόντιας µετατόπισης (Romeo and Pugliese 2000). Η πηγή χαρακτηρίζεται από ενδιάµεση σεισµικότητα και τα εστιακά βάθη των σεισµών φτάνουν τα 25km (Frepoli and Amato 2000). 90

97 Κεφάλαιο 3 ο Σεισµική πηγή LIGURIA: Περιλαµβάνει τη σεισµική δραστηριότητα της περιοχής της Λιγκουρίας. Η θάλασσα της Λιγκουρίας σχηµατίστηκε λόγω της περιστροφής κατά 30 ο του τεκτονικού τεµάχους της Κορσικής-Σαρδηνίας σε σχέση µε την Ευρασιατική πλάκα, η οποία συνδέεται µε τη σύγκρουση µεταξύ της Ευρασιατικής µε την Αφρικανική πλάκα. Τα τεκτονικά της χαρακτηριστικά είναι το πολύ µικρό βάθος (20km) της ασυνέχειας Moho (Giese and Buness 1992, Ginburg et al. 1986) και το πολύ απότοµο περιθώριο που διασχίζεται από canyons (υποθαλάσσια φαράγγια) και χαρακτηρίζεται από την παρουσία πολύ επιφανειακών κανονικών ρηγµάτων, παράλληλων προς της ακτές (Chaumillon et al., 1994). Από γεωφυσικές µελέτες προκύπτει η παρουσία ωκεάνιου φλοιού στην περιοχή (Wonik et al κ.α.). Οι δύο πιο πρόσφατοι ισχυροί σεισµοί έγιναν στις 19 Ιουλίου του 1963 (Μ=6.0) και δείχνουν συµπιεστικό πεδίο τάσεων, σε αντίθεση µε τα προηγούµενα τεκτονικά στοιχεία, ενώ η διεύθυνση του κύριου άξονα τάσης είναι Β -ΝΑ (Eva and Solarino 1998). O Bethoux µε τους συνεργάτες του (1992) προτείνουν ένα µοντέλο κατά το οποίο η θάλασσα της Λιγκουρίας «κλείνει» κάτω από το καθεστώς επαναδραστηριοποίησης συµπιεστικών τάσεων. Η σεισµική δραστηριότητα συγκεντρώνεται κατά κύριο λόγο στο δυτικό τµήµα της µε µεγέθη που σπάνια ξεπερνούν την τιµή Μ=5.0 (Capponi et al. 1980) (Σχ. 3.9.) Η περιοχή των Άλπεων Σεισµοτεκτονικά στοιχεία και σεισµικότητα της περιοχής των Άλπεων Η περιοχή της κεντρικής Ευρώπης σχηµατίστηκε κατά την Ερκύνια και την Αλπική ορογένεση. Η τεκτονική της περιοχής καθορίζεται από τη σύγκρουση της Αφρικανικής µε την Ευρασιατική πλάκα που ξεκίνησε κατά το κάτω Παλαιοζωικό (Ziegler 1982 κ.α.). Κατά την Ερκύνια ορογένεση, από το εβόνιο Κάτω Λιθανθρακοφόρο, οι δύο πλάκες κινούνταν µε αντίθετη κατεύθυνση και ταχύτητα περίπου ίση µε 25mm/yr (Roth 1987). Κατά την Αλπική ορογένεση, που ξεκίνησε περίπου πριν από 100 εκ.χρόνια, η Αφρικανική ήπειρος ως τµήµα της Αφρικανικής λιθοσφαιρικής πλάκας κινήθηκε προς το βορρά πιέζοντας την σχετικά σταθερή, λόγω της θέσης της ως προς τον άξονα της Γης, Ευρασία (Krs 1982). Από την αρχή της σύγκρουσης η 91

98 Κεφάλαιο 3 ο Αφρικανική πλάκα άσκησε υπο-οριζόντια συµπιεστική τάση στην Ευρασία µε αποτέλεσµα τον σχηµατισµό της σηµερινής Ευρωπαϊκής ηπείρου (Bergerat 1987 κ.α.). Σε µια ζώνη εύρους περίπου 1500km (Prochazova and Roth 1993) πραγµατοποιούνται παραµορφώσεις, µεταφορές υλικών και κινήσεις µεταξύ τεκτονικών τεµαχών. Η ζώνη αυτή οριοθετείται Β και ΒΑ από το σύστηµα των ρηγµάτων Tornquist και νότια από το σύστηµα των ρηγµάτων Agadir που βρίσκεται στη βόρεια Αφρική. Η ζώνη αυτή, που προήλθε από τη Βαρίσκια και την Αλπική σύγκρουση, διαχωρίζεται: α) στις Αλπίδες (Άλπεις και Καρπάθια) που επικρατούν στο µεγαλύτερο τµήµα της και β) στην Γερµανικού τύπου (German-type) ζώνη που αποτελεί επι-παλαιοζωική πλατφόρµα, η οποία επηρεάστηκε τεκτονικά από την Αλπική ορογένεση (Prochazova 1995). Σχήµα Η Περιαδριατική γραµµή και τα σχετιζόµενα µε αυτή ρήγµατα (από Schmidt et al. 1989, Polinski and Eisbacher 1992.) Η περιοχή αυτή είναι χαµηλής σεισµικότητας στο µεγαλύτερο τµήµα της. Η ποσοτική ανάλυση των σεισµών της περιοχής έδειξε ότι η ίδια εστιακή περιοχή µπορεί να δίνει σεισµούς µε διαφορά στο µηχανισµό γένεσης, το βάθος και τη 92

99 Κεφάλαιο 3 ο διάσταση της πηγής. Συνοπτικά προκύπτουν τα ακόλουθα συµπεράσµατα (Prochazova 1995): - Η µέγιστη ένταση φτάνει τα X MSK (π.χ. ο σεισµός του Friuli, το 1976). Τα εστιακά βάθη είναι µικρότερα από 10km. Στο νοτιότερο τµήµα, όµως, της περιοχής, το σεισµογόνο στρώµα είναι παχύτερο φτάνοντας τα 25-30km. - Στην ίδια εστιακή περιοχή εµφανίζονται διαφορετικοί µηχανισµοί γένεσης. Η µεγαλύτερη διαφορά σε ότι αφορά τους µηχανισµούς γένεσης παρατηρήθηκε στο Friuli περιοχή Villach όπου φαίνεται υπο-οριζόντια συµπίεση µε δ/ση Β- Ν, ενώ λίγο βορειότερα, στην περιοχή Mur-Murtz-Leitha, οι µηχανισµοί γένεσης δείχνουν καθαρά ότι η επικρατεί η αριστερόστροφη µετάθεση σε µια σχεδόν κατακόρυφη ζώνη. Στις δυτικές Άλπεις οι µηχανισµοί γένεσης δείχνουν διεύρυνση της περιοχής, διεύθυνσης Β -ΝΑ. To σύστηµα ρηγµάτων της Περιαδριατικής γραµµής (Σχ. 3.11) αποτελεί τη σηµαντικότερη δοµή των Άλπεων (Suess 1885, Argand 1916, Gansser 1968, Laubscher 1988, Schmid et al. 1989, 1996). Έχει διεύθυνση περίπου Α-, µήκος 700km και εκτείνεται από τη Β Ιταλία µέχρι τη Σλοβενία. Εµφανίζει κάµψη στη θέση του ρήγµατος Canavese, που αποτελεί το πιο δυτικό άκρο του συστήµατος ρηγµάτων της Περιαδριατικής, και στη θέση του ρήγµατος Giudicarie-Mauls, που βρίσκεται στις κεντρικές Άλπεις. Η Περιαδριατική γραµµή χωρίζει τις δυτικές, κεντρικές και ανατολικές Άλπεις σε βόρειες και νότιες µε βάση την τεκτονική. Οι βόρειες Άλπεις χαρακτηρίζονται από µεγάλης κλίµακας επωθήσεις που κλίνουν Β, ενώ στις νότιες Άλπεις οι επωθήσεις και οι πτυχώσεις είναι µικρότερης κλίµακας και κλίνουν προς το νότο. Επίσης, στις νότιες Άλπεις λείπουν οι Αλπικής ηλικίας µεταµορφωµένοι σχηµατισµοί που υπάρχουν στις βόρειες Άλπεις (Schmid et al. 1989). Η περιοχή των κεντρικών Άλπεων είναι µια από τις καλύτερα µελετηµένες περιοχές. Ο Amplefer (1906) πρώτος διατύπωσε την άποψη ότι υπάρχει ενεργή κατάδυση του ευρωπαϊκού φλοιού κάτω από την Απούλια πλάκα στην περιοχή αυτή. Το µοντέλο αυτό συµπληρώθηκε από αρκετές νεότερες µελέτες (Laubscher 1970, 1971, Panza et al. 1980, Muller 1984, 1989, Kissling 1993) και σήµερα είναι αποδεκτό από πολλούς ότι η κατάδυση γίνεται χωρίς παραµόρφωση του καταδυόµενου τεµάχους µε κλίση 15 ο µέχρι το βάθος των 70 km ενώ στη συνέχεια η κλίση αυξάνει µέχρι το βάθος των 300km, µε ταχύτητα τέτοια ώστε πιθανά η πάχυνση του φλοιού να εξισορροπείται από την καταστροφή του φλοιού λόγω διάβρωσης. 93

100 Κεφάλαιο 3 ο Ο σχηµατισµός των δυτικών Άλπεων οφείλεται στην προς βορρά κίνηση της Ιταλίας όταν κατά το Ιουρασικό έκλεισε ο ωκεανός που υπήρχε µεταξύ της δυτικής Ευρώπης και της Απουλίας πλάκας. Κατά το Άνω Κρητιδικό και το Παλαιόκαινο ο ωκεανός αυτός έκλεισε τελείως µε τη σύγκρουση των πλακών και µε την προς τα ανατολικά κατάδυση. Με τη διαδικασία αυτή προκλήθηκε έντονη παραµόρφωση στην περιοχή του µετώπου της σύγκρουσης (Ιnner Domain) (Σχ. 3.29). Με την πάροδο του χρόνου η παραµόρφωση επεκτάθηκε προς τα δυτικά (External Domain) επηρεάζοντας ένα µεγάλο τµήµα της λιθόσφαιρας. Tα µεγάλα, σε βάθος, ανάστροφα ρήγµατα και τα επιφανειακά τεκτονικά στοιχεία που συνδέονται µε αυτά, οδήγησαν σε σηµαντική αύξηση του πάχους του φλοιού. Κατά το τέλος του Τριτογενούς η παραµόρφωση επεκτάθηκε κυρίως προς το εξωτερικό όριο των δυτικών Άλπεων. Στο Τεταρτογενές η τεκτονική δραστηριότητα χαρακτηρίζεται από περαιτέρω συµπίεση, κατακόρυφες κινήσεις, ανοδικές κινήσεις και καταπτώσεις που σε συνδυασµό µε τη διάβρωση συνθέτουν την σηµερινή εικόνα (Mattauer and Tapponier 1978, Debelmas 1980). Οι µηχανισµοί γένεσης (Σχ.3.12) στην περιοχή των Άλπεων παρουσιάζουν διαφοροποίηση κατά θέσεις. Υπάρχει σηµαντική και προοδευτική µεταβολή της διεύθυνσης του άξονα µέγιστης συµπίεσης (Frechet 1978, Menard and Frechet 1987, Menard 1988). Επιτόπιες µετρήσεις δείχνουν ότι η οριζόντια συµπιεστική τάση στις βόρειες Άλπεις έχει διεύθυνση Β -ΝΑ ως ΒΒ -ΝΝΑ (Baumann 1981, Illies et al., 1981). Τα ίδια αποτελέσµατα έδωσαν µελέτες της µικροτεκτονικής της περιοχής, οι οποίες σε συνδυασµό µε νεοτεκτονικές µελέτες, έδειξαν επιπρόσθετα ότι υπάρχει σηµαντική µεταβολή της διεύθυνσης της συµπιεστικής τάσης στην περιοχή των νοτίων Άλπεων και την περιοχή της Provence (Bergerat 1987, Labaume et al. 1989, Combes 1984, Bethoux et al. 1988). To τόξο των Άλπεων µαζί µε την επαφή των δύο πλακών στα Πυρηναία και το τόξο του Γιβραλτάρ είναι µερικές από τις λίγες περιοχές της δυτικής Μεσογείου, στις οποίες ο άξονας της µέγιστης τάσης είναι µεταβαλλόµενος σε σύγκριση µε τις περισσότερες περιοχές στις οποίες παρουσιάζει µια σταθερότητα και συνήθως είναι παράλληλος προς το διάνυσµα µετάθεσης της σχετικής κίνησης της Αφρικανικής ως προς την Ευρασιατική πλάκα. Πιο συγκεκριµένα ο άξονας οριζόντιας συµπίεσης έχει διεύθυνση Β-Ν ως ΒΒΑ-ΝΝ στις νότιες Άλπεις και στην περιοχή Provence, µεταβάλλεται σε Α- στην µάζα Belledone για να καταλήξει σε Β -ΝΑ στην περιοχή Jura και τις Ελβετικές Άλπεις. Σε όλη την περιοχή συχνότερα είναι τα ρήγµατα οριζόντιας µετατόπισης (Delouis et al. 1993). 94

101 Κεφάλαιο 3 ο Σχήµα Μηχανισµοί γένεσης της περιοχής των Άλπεων για Μ>4.5 [Harvard (κόκκινο), Delouis et al (πράσινο) και Reinecker and Lenhαrdt 1999 (πορτοκαλί)]. Το καθεστώς των τάσεων στις Ανατολικές Άλπεις είναι ετερογενές και αποτελεί µεταβατική ζώνη µεταξύ: - της υτικής Ευρώπης, όπου η διεύθυνση συµπιεστικής τάσης είναι Β ως ΒΒ και κυριαρχούν τα ρήγµατα οριζόντιας µετατόπισης - της περιοχής της Αδριατικής, όπου οι διευθύνσεις των συµπιεστικών τάσεων αναπτύσσονται ακτινικά και κυριαρχούν ρήγµατα ανάστροφα και οριζόντιας µετατόπισης - και της περιοχής ιναρίδων-πανοννικής πεδιάδας, όπου η συνιστώσα τάσεων έχει διεύθυνση ΒΑ και κυριαρχούν τα ρήγµατα οριζόντιας µετατόπισης (Reinecker and Lenhαrdt 1999). Ένα τµήµα της υτικής Παννονικής πεδιάδας φαίνεται να είναι τµήµα της µεταβατικής αυτής ζώνης. 95

102 Κεφάλαιο 3 ο Σεισµικές πηγές των Άλπεων Στην περιοχή των Άλπεων διακρίθηκαν 7 σεισµικές πηγές (Σχ ) των οποίων τα χαρακτηριστικά περιγράφονται στη συνέχεια. Στο σχήµα φαίνονται οι χαρτογραφήσεις του λογαρίθµου της αθροιστικής συχνότητας των σεισµών µεγέθους Μ ή µεγαλύτερου σε συνάρτηση µε την τιµή του µεγέθους Μ. ίνονται επίσης οι τιµές των παραµέτρων a και b της σχέσης Gutenberg-Richter. Σε µία από τις πηγές (πηγή W_ALPS3) διακρίθηκαν τρεις επιµέρους υπο-περιοχές (a, b, c) µε βάση την κατανοµή της σεισµικής δραστηριότητας. Για κάθε µια από τις υπο-περιοχές αυτές υπολογίστηκαν οι τιµές της παραµέτρου a για την ίδια τιµή της παραµέτρου b που είναι ίση µε την τιµή που υπολογίστηκε για ολόκληρη την πηγή (Πίνακας 3.1.) Σεισµική πηγή W_ALPS1: Η σεισµική δραστηριότητα στην περιοχή των δυτικών Άλπεων συγκεντρώνεται κυρίως κατά µήκος του Πεννινικού µετώπου στην εξωτερική ζώνη και κατά µήκος του Αύστρο-Αλπικού µετώπου στην εσωτερική ζώνη (Σχ. 3.11). Οι δύο αυτές τεκτονικές γραµµές συναντώνται σε δύο σηµεία όπου και παρατηρείται εντονότερη σεισµική δραστηριότητα. Η πηγή W_ALPS1 καλύπτει την περιοχή που βρίσκεται νότια από τη δοµή που λέγεται Couloir de la Stura (Horrenberg et al. 1978). Η δοµή αυτή έχει µήκος 40km, εύρος 5-7km, διεύθυνση Ν100 ο -110 ο και λειτουργεί ως αριστερόστροφο ρήγµα οριζόντιας µετατόπισης (Giglia et al. 1996). Άλλες δοµές που εµφανίζουν σεισµική δραστηριότητα είναι τα ρήγµατα Β - ΝΑ διεύθυνσης που ξεκινούν Β από το Stura Couloir και αντιστοιχούν στο εξωτερικό µέτωπο των Πεννινικών Άλπεων, καθώς και η δοµή µε διεύθυνση Α- που βρίσκεται νότια του Torino και είναι γνωστή ως µαγνητική ανωµαλία Torino-Asti- Alessandria. Η γραµµή αυτή αποτελεί το ίχνος του σχηµατισµού της Ivrea (Ivrea geophysical body) το οποίο οριοθετεί τις νότιες Άλπεις κατά µήκος της τεκτονικής γραµµής Canavese (Σχήµα 3.11.) (Giglia et al. 1996). Οι µηχανισµοί γένεσης (Σχ. 3.12) βόρεια του Stura couloir, στο Πεννινικό µέτωπο, δείχνουν κατά κύριο λόγο καθεστώς συµπίεσης και διαρρήξεις οριζόντιας µετατόπισης, µε µικρή κλίση των Ρ-αξόνων που έχουν διεύθυνση ΒΑ-Ν (Giglia et al. 1996) Σεισµική πηγή W_ALP2: Η σεισµική δραστηριότητα της πηγής αυτής είναι από τις πιο χαµηλές σε σύγκριση µε τις υπόλοιπες πηγές της περιοχής των Άλπεων και κατανέµεται κατά µήκος της επαφής των Πεννινικών Άλπεων µε τις ενότητες της Προβηγκίας. 96

103 Κεφάλαιο 3 ο Σχήµα Σεισµικές πηγές της περιοχής των Άλπεων και η κατανοµή των επικέντρων των σεισµών Σεισµική πηγή W_ALP3: Η σεισµική δραστηριότητα της πηγής αυτής οφείλεται στις τεκτονικές γραµµές Simplon και Centovalli που αποτελούν την περιοχή επαφής του Πεννινικού µε το Αυστρο-Αλπικό µέτωπο (Σχ. 3.11). Η γραµµή Simplon αποτελεί σύστηµα που βοηθά τη δεξιόστροφη µετατόπιση και παραµόρφωση τµηµάτων των Άλπεων (Mancktelow 1992, Hubbard and Mancktelow 1992). Συνδέεται πιθανά µε την γραµµή Tonale-Centovalli που έχει χαρακτήρα δεξιόστροφου ρήγµατος οριζόντιας µετατόπισης (Giglia et al. 1996). Οι µηχανισµοί γένεσης των σεισµών της περιοχής (Σχ. 3.12) συµφωνούν µε τα στοιχεία που προκύπτουν από τη γεωλογική µελέτη (Pavoni and Roth 1990). Είναι πιθανό το σύστηµα Simplon-Centovali-Tonale και το Stura couloir που προαναφέρθηκε, να αποτελούν δοµές που οδηγούν στην µετατόπιση µαζών των Άλπεων προς τα δυτικά αυξάνοντας έτσι την κυρτότητα των δυτικών Άλπεων (Giglia et al. 1996). 97

104 Κεφάλαιο 3 ο Άλλη σηµαντική τεκτονική γραµµή της ζώνης αυτής είναι η Canavese, κατά µήκος της οποίας βρίσκονται σε επαφή οι Πεννινικές ενότητες µε τις ενότητες των νοτίων Άλπεων. Ο σχηµατισµός της Ivrea αποτελεί στο σηµείο αυτό το νότιο τµήµα του φλοιού των νοτίων Άλπεων και µπορεί να θεωρηθεί ότι είναι το ακρότατο σηµείο της πλάκας της Αδριατικής (Wagner 1984, Giglia et al. 1996) Σεισµική πηγή C_ALPS1: Η σεισµική δραστηριότητα της ζώνης αυτής οφείλεται στο σύστηµα ρηγµάτων της Περιαδριατικής γραµµής (Σχ 3.11.), η οποία χαρακτηρίζεται από διαφορετική κινηµατική σε διάφορες θέσεις της. Στο δυτικότερο τµήµα της, δυτικά του πλουτωνίτη Bergell έχει απότοµη κλίση προς το βορρά και λειτουργεί και ως ρήγµα οριζόντιας µετατόπισης αλλά και ως ανάστροφο σε άλλες θέσεις της, όπως είδαµε παραπάνω. logn 3.0 logn = * Mw W_ALPS Mw* (α) logn 2.5 logn = * Mw W_ALPS Mw* (β) Σχήµα Ο λογάριθµος της αθροιστικής συχνότητας σε συνάρτηση µε το µέγεθος για τις σεισµικές πηγές της περιοχής των Άλπεων. α) σεισµική πηγή W_ALPS1, β) σεισµική πηγή W_ALPS2, γ) σεισµική πηγή W_ALPS3, δ) σεισµική πηγή C_ALPS1, ε) σεισµική πηγή C_ALPS2, στ) σεισµική πηγή FRIULI, ζ) σεισµική πηγή NE_ALPS, η) σεισµική πηγή VIE. 98

105 Κεφάλαιο 3 ο logn = * Mw logn = * Mw logn logn logn logn 0.5 W_ALPS Mw* (γ) 3.0 logn = * Mw C_ALPS Mw* (ε) 2.5 logn = * Mw NE_ALPS Mw* (ζ) logn logn C_ALPS Mw* (δ) 3.0 logn = * Mw FRIULI Mw* (στ) 3.0 logn = * Mw VIE Mw* (η) Σχήµα (Συνέχεια) Ανατολικά του πλουτωνίτη, στην περιοχή της παρούσας ζώνης, διακρίνονται δύο κλάδοι: α) ο ένας έχει κατεύθυνση προς το βορρά και αποτελεί το ενδο-αυστροαλπικό 99

106 Κεφάλαιο 3 ο σύστηµα ρηγµάτων, µε κυριότερα τα ρήγµατα Pejo, DAV και Brennero, στα οποία κυριαρχούν οι αριστερόστροφες και οι κατακόρυφες κινήσεις και ο άλλος αποτελεί το σύστηµα ρηγµάτων Tonale και Pustertal στα οποία κυριαρχούν οι δεξιόστροφες κινήσεις (Wiedenbeck, 1986, Mancktelow et al., 2001) Σεισµική πηγή C_ALPS2: Η πηγή αυτή καλύπτει την περιοχή του επιπέδου του Πάδου που αποτελεί την προταφρική περιοχή µεταξύ των νοτίων Άλπεων και την βορείων Απεννίνων. Πραγµατοποιείται εδώ η διαδικασία της επώθησης και προς τα βόρεια Απέννινα και προς τις νότιες Άλπεις, µε αποτέλεσµα το επίπεδο του Πάδου να αυξάνεται από το Τριαδικό µέχρι και σήµερα (Schmidt et al. 1989). Στην περιοχή επικρατούν συµπιεστικές τάσεις και αυτό φαίνεται και από τους µηχανισµούς γένεσης των σεισµών. Η σεισµική δραστηριότητα στην περιοχή είναι ενδιάµεση Σεισµική πηγή FRIULI: Η περιοχή καταλαµβάνει το µέτωπο επώθησης των νοτίων Άλπεων πάνω στις εξωτερικές ιναρίδες και χαρακτηρίζεται από έντονη παραµόρφωση. Κυριαρχούν ανάστροφα ρήγµατα µε διεύθυνση Α- ( Σχ. 3.7) (Tollman 1986, Slejko et al. 1987). Γεωφυσικές έρευνες δείχνουν ότι τα ανάστροφα ρήγµατα Β -ΝΑ διεύθυνσης, που βρίσκονται νότια των νοτίων Άλπεων και ανήκουν στις ιναρίδες, έγιναν πάνω στο υπόβαθρο Μεσοζωικής ηλικίας και επεκτάθηκαν νοτιοδυτικά (Cati et al. 1989). Τα ρήγµατα αυτά αλλάζουν τη διεύθυνσή τους δυτικά του ποταµού Tagliamento και αποκτούν διεύθυνση ΒΑ-Ν, συνεχίζοντας προς τις νότιες Άλπεις. Η τοµή µεταξύ των δύο αυτών διαφορετικών οµάδων ρηγµάτων είναι η τάφρος κατά µήκος της κοιλάδας του βόρειου τµήµατος του ποταµού Tagliamento, η οποία οριοθετείται από ρήγµατα ΒΒΑ-ΝΝ και ΒΒ -ΝΝΑ, δηλώνοντας έτσι οριζόντια µετατόπιση. Τα ρήγµατα αυτά συνεχίζουν στις νότιες Άλπεις. Η πηγή αυτή εµφανίζει την υψηλότερη σεισµικότητα στην περιοχή. Η σεισµική δραστηριότητα είναι συνεχής, µε µέγιστη ένταση ΙΧ MCS. Ορισµένοι από τους ισχυρότερους σεισµούς προηγούµενων αιώνων όπως οι σεισµοί Vilach το 1348 και το 1690, καθώς και ο σεισµός της Idrija, το 1511, είναι πιθανό να έγιναν στην ζώνη αυτή. Ο πιο πρόσφατος καταστροφικός σεισµός έγινε το 1976 και είχε µέγεθος M LH =6.2. Οι µηχανισµοί γένεσης (Σχ ) δείχνουν ανάστροφη κίνηση, µε εξαίρεση τους µηχανισµούς γένεσης της περιοχή της τάφρου του Tagliamento όπου δείχνουν διαρρήξεις οριζόντιας µετατόπισης. Τα εστιακά βάθη φτάνουν τα 15km. Ο κύριος άξονας τάσης έχει διεύθυνση 340 ο και κλίση 21 ο (Renner and Slejko 1997). 100

107 Κεφάλαιο 3 ο Σεισµική πηγή NE_ALPS: Στην περιοχή των ανατολικών Άλπεων διακρίνονται κυρίως οι εξής τεκτονικές ενότητες: οι Αύστρο-Αλπικοί σχηµατισµοί (υπόβαθρο και ιζηµατογενές στρώµα), οι σχηµατισµοί των Ελβετικών Άλπεων (ιζηµατογενές στρώµα) και των Πεννινικών Άλπεων (υπόβαθρο) (Σχ ). Οι δύο τελευταίες ενότητες υπόκεινται των Αυστρο-αλπικών σχηµατισµών. Στο βόρειο τµήµα των ανατολικών Άλπεων βρίσκεται ο σχηµατισµός των Βόρειων Ασβεστολιθικών Άλπεων (Nothern Calcareous Alps) ο οποίος υπόκειται του σχηµατισµού του φλύσχη Rhenodanubian των Ελβετικών ενοτήτων και της µολάσσας. Η περιοχή που καλύπτεται από τη µολάσσα οριοθετείται κατά προσέγγιση από την πηγή NE_ALPS. Αποτελεί µια περιοχή κυρίως αυτόχθονη στην προταφρική περιοχή της Ευρωπαϊκής πλάκας και αλλόχθονη στο νότιο τµήµα της που βρίσκεται κάτω από τους Αλπικούς σχηµατισµούς (Reinecker and Lenhardt 1999). Η σεισµική δραστηριότητα είναι πιο µεγάλη στην περιοχή αυτή από τις γειτονικές της και τα εστιακά βάθη µεγαλύτερα (φτάνουν τα 16km) Σεισµική πηγή Βιέννη (VIE): Στην ανατολική Αυστρία η σηµαντικότερη σεισµική δραστηριότητα συγκεντρώνεται στην περιοχή που εκτείνεται από το νότιο τµήµα της λεκάνης της Βιέννης ως το Jedenburg διαµέσου της περιοχής Semmering και της λεκάνης Mur-Murz (Viena Thermal Line). Οι µηχανισµοί γένεσης δείχνουν κυρίως οριζόντιας µετατόπισης κινήσεις (Reinecker and Lenhardt 1999). Τα εστιακά βάθη φτάνουν µέχρι τα 10km, ενώ τα µεγέθη των σεισµών σπάνια ξεπερνούν την τιµή Μ=5.0. Η κύρια τεκτονική δοµή της περιοχής αυτής είναι η South Bohemian Basement Spur (Σχ ) και χαρακτηρίζεται από έντονο πεδίο συµπιεστικών τάσεων και κατά συνέπεια συγκεντρώνεται εκεί το µεγαλύτερο τµήµα της σεισµικής δραστηριότητας. Από τους µηχανισµούς γένεσης (Σχ ) της περιοχής προκύπτει ότι οι άξονες συµπίεσης έχουν διεύθυνση κάθετη προς το νότιο τµήµα της κρυσταλλοσχιστώδους µάζας της Βοηµίας. Η µάζα της Βοηµίας αποτέλεσε κατά το Μεσοζωικό παθητικό ηπειρωτικό περιθώριο µε ιδιότητες ως προς τη ρεολογία σηµαντικά διαφορετικές από αυτές των γειτονικών περιοχών (Lankreijer 1998). 101

108 102 Κεφάλαιο 3 ο

109 Κεφάλαιο 3 ο 3.6. Περιοχή των ιναρίδων Σεισµοτεκτονικά στοιχεία και σεισµικότητα της περιοχής των ιναρίδων Τα στρώµατα που αναδύθηκαν µε την αλπική ορογένεση διαρθρώθηκαν σε πολύπλοκο σύστηµα οροσειρών που ονοµάστηκε αλπικό σύστηµα αλύσεων ορέων. Στον Ευρωπαϊκό χώρο διακρίνονται δύο κλάδοι αυτού του συστήµατος: 1) ο Αλπιδικός κλάδος που περιλαµβάνει τις οροσειρές Ελβετίδες, Πεννίδες, Καρπάθια, Βαλκάν και συνεχίζεται στην Ποντιακή άλυσο και 2) ο ιναρικός κλάδος που περιλαµβάνει µέρος των Απεννίνων, τις νότιες Άλπεις, τις ιναρικές Άλπεις και συνεχίζεται στην Ασία µε τις Ταυρίδες οροσειρές και τα όρη Zagros (Ιράν). Οι παραπάνω δύο βασικοί κλάδοι περιλαµβάνουν µεγάλες οροσειρές και συνιστούν µεγάλες γεωτεκτονικές µονάδες. Μεταξύ των δύο κλάδων βρίσκεται η µάζα της Ροδόπης που αποτελείται κυρίως από παλιά κρυσταλλικά πετρώµατα. Πολλοί είναι οι ερευνητές που ασχολήθηκαν µε την τεκτονική της περιοχής. Μεταξύ αυτών οι Kossmat (1924), Brunn (1964), Aubuin (1959), Boccaletti et al. (1974). Οι ιναρικές Άλπεις που ανήκουν στον ιναρικό κλάδο του Αλπικού συστήµατος αλύσεων ορέων, περιλαµβάνουν τις ιναρίδες οροσειρές που εκτείνονται σε όλες τις δηµοκρατίες της πρώην Γιουγκοσλαβίας και στην Αλβανία και συνεχίζουν µε τις Ελληνίδες οροσειρές στην Ελλάδα (Σχ. 3.16). Οι ιναρίδες µε τις Ελληνίδες οροσειρές αποτελούν ένα ΒΑ-Ν σύστηµα επωθήσεων µε κλίση προς το νότο. Οι εξωτερικές (νότιες) ιναρίδες είναι παρόµοιες µε τις Άλπεις και χαρακτηρίζονται από Μεσοζωικής ηλικίας ανθρακικά πετρώµατα που πτυχώθηκαν κατά το Ηώκαινο και σήµερα φαίνεται ότι επικάθονται τεκτονικά πάνω στην πλάκα της Αδριατικής. Οι εσωτερικές ιναρίδες καλύπτουν τρεις κυρίως τεκτονικές ενότητες που από το νότο προς το βορρά είναι: η ωκεάνια περιοχή της Πίνδου, µια παρεµβαλλόµενη ανθρακικής σύστασης πλατφόρµα και η ωκεάνια περιοχή Vardar, ενώ προς το βορρά εκτείνονται ως την Παννονική πεδιάδα.. Η περιοχή νότια της Περιαδριατικής γραµµής ανήκει στην µικροπλάκα της Αδριατικής, της οποίας το βόρειο όριο (Νότιες Άλπεις, ιναρίδες) είναι ισχυρά παραµορφωµένο, µε παρουσία συνεχών επωθήσεων µέχρι το κέντρο της πλάκας της Αδριατικής. Η Περιαδριατική γραµµή αποτελεί το όριο µεταξύ της µικροπλάκας της Αδριατικής και της Ευρασιατικής πλάκας. 103

110 Κεφάλαιο 3 ο Σχήµα Κύριοι γεωλογικοί σχηµατισµοί της περιοχής των Άλπεων, των ιναρίδων και των Απεννίνων (από Aubouin 1963). Με βάση την κλασική θεωρία του Kober (Kober 1921, 1931) για το αµφίπλευρο του Αλπικού ορογενούς, όλη η περιοχή νότια της Περιαδριατικής γραµµής ανήκει στις ιναρίδες και βόρεια από αυτή τη γραµµή στις Άλπεις. Η Περιαδριατική γραµµή, σύµφωνα µε τον ίδιο συγγραφέα, είναι η ζώνη από την οποία άρχισε η συµµετρική ανάπτυξη των δύο κλάδων του Αλπικού ορογενούς εκατέρωθεν αυτής. Αντίθετα, αρκετοί γεωλόγοι (Lemoin et al. 1978) χαρακτηρίζουν την περιοχή νότια από την Περιαδριατική ως νότιες Άλπεις χωρίς να διευκρινίζουν το όριο από τις ιναρίδες. O Buser (1989) µε σκοπό να αποσαφηνιστούν αυτοί οι όροι, τουλάχιστον για την περιοχή της Σλοβενίας, πρότεινε για την περιοχή νότια από την Περιαδριατική τον όρο ιναρίδες «sensu lato» (µε την ευρεία έννοια) µε υποδιαίρεση σε Ν. Άλπεις, εξωτερικές και εσωτερικές ιναρίδες. Στην παρούσα εργασία χρησιµοποιήθηκε ο διαχωρισµός που έγινε από τον Poljiak και τους συνεργάτες του (Poljak et al. 2000), ο οποίος µε βάση τη δοµή, διέκρινε την περιοχή νότια της Περιαδριατικής σε Ν. Αλπεις και εξωτερικές ιναρίδες (Σχ. 3.17). 104

111 Κεφάλαιο 3 ο Σχήµα Γεωτεκτονική θέση συνάντησης Αδριατική και την Tisza (από Poljak et al. 2000). της πλάκας της Ευρώπης µε την Το ανατολικό όριο των νοτίων και ανατολικών Άλπεων µε την Παννονική λεκάνη δεν έχει επίσης διευκρινιστεί. Κάτω από τα Νεογενή ιζήµατα του υτικού ορίου της λεκάνης υπάρχουν ως υπόβαθρο τα πετρώµατα των δύο προηγούµενων ενοτήτων. Για την αποφυγή περαιτέρω σύγχυσης, χρησιµοποιήθηκε ο όρος Παννονική λεκάνη για την περιοχή που καλύπτεται από µολάσσα, ηλικίας Νεογενούς. Η Σλοβενία και οι γύρω από αυτή περιοχές βρίσκονται στο χώρο συνάντησης των Άλπεων, των ιναρίδων και της Παννονικής. Οι σχηµατισµοί αυτοί βρίσκονται αντίστοιχα στις πλάκες Ευρωπαϊκή, Αdria και Tisza (Σχ ). Τα ρήγµατα των εξωτερικών ιναρίδων έχουν διεύθυνση Β -ΝΑ και είναι οριζόντιας µετατόπισης δεξιόστροφα (Plenicar, 1969) όµοια µε τα ρήγµατα που σχετίζονται µε την Περιαδριατική γραµµή (Bemmelen 1970) (Σχ και 3.22.). Αντίθετα, τα ρήγµατα της Παννονικής είναι αριστερόστροφα (Rumpler and Horvath 1988). Παρά τις γεωλογικές µαρτυρίες για µεταθέσεις κατά µήκος τεκτονικών στοιχείων κατά το παρελθόν, δεν υπάρχουν επιφανειακές εκδηλώσεις που να οφείλονται σε ανάλογες πρόσφατες κινήσεις. 105

112 Κεφάλαιο 3 ο Σχήµα Μηχανισµοί γένεσης της περιοχής των Βορείων Βαλκανίων του καταλόγου του Harvard. Το κόκκινο χρώµα αντιστοιχεί στους επιφανειακούς σεισµούς και το κίτρινο στους σεισµούς ενδιαµέσου βάθους Σεισµικές πηγές της περιοχής των ιναρίδων-παννονικής Στην περιοχή των ιναρίδων διακρίθηκαν 9 σεισµικές πηγές (Σχ ) των οποίων τα χαρακτηριστικά περιγράφονται στη συνέχεια. Οι σχέσεις Gutenberg Richter και οι τιµές των παραµέτρων b και α για κάθε µια από αυτές τις πηγές φαίνονται στο σχήµα Σεισµική πηγή Transdanubian (TRANS): Περιλαµβάνει την περιοχή σύγκλισης µεταξύ της µικροπλάκας Tisza µε την Ευρωπαϊκή πλάκα (Σχ. 3.17, 3.21.). Χαρακτηριστικές είναι οι πτυχώσεις, τα ρήγµατα και οι επωθήσεις µε κυρίαρχη διεύθυνση ΒΑ-Ν. Τα ρήγµατα θεωρείται ότι είναι οριζόντιας µετατόπισης αριστερόστροφα (Rumpler and Horvath 1988), γεγονός που αποδείχθηκε για την λεκάνη Krsko (Poljak And Riznar 1996). Η σεισµική δραστηριότητα είναι συνεχής, µε κυριότερους σεισµούς το 1459 και το 1640, έντασης ΧΙ στην κλίµακα MSK. Οι πιο πρόσφατοι ισχυροί σεισµοί ( =6.1) σηµειώθηκαν το 1880 και το 1906 βόρεια του Zagreb. Τα εστιακά βάθη M LH είναι µικρά, µε την εξαίρεση λίγων σεισµών που φτάνουν τα 30km. Οι διαθέσιµοι 106

113 Κεφάλαιο 3 ο µηχανισµοί γένεσης αντιστοιχούν σε κανονικές ή ανάστροφες διαρρήξεις µε συνιστώσα οριζόντιας µετατόπισης (Σχ ) (Poljak et al. 2000). Σχήµα Οι σεισµικές πηγές της περιοχής των ιναρίδων-παννονικής και η κατανοµή των επικέντρων των σεισµών. Το ανατολικότερο τµήµα της Περιαδριατικής γραµµής διέρχεται από το βόρειο τµήµα της πηγής αυτής η οποία περιλαµβάνει και ένα τµήµα των ανατολικών Άλπεων (Σχ. 3.17) που χαρακτηρίζεται από ανάστροφα ρήγµατα που κλίνουν προς βορρά. Το γεγονός αυτό βρίσκεται σε συµφωνία µε την άποψη ότι η Περιαδριατική γραµµή αποτελεί µια στενή ζώνη καταστροφής της λιθόσφαιρας µεταξύ της Ευρωπαϊκής πλάκας και της Αδριατικής µικροπλάκας (Pfiffner 1992) Σεισµική πηγή Ουγγαρία (HUG): Το τµήµα της Παννονικής που καλύπτεται από την Ουγγαρία δεν χαρακτηρίζεται από έντονη σεισµική δραστηριότητα. Ένας από τους πιο σηµαντικούς σεισµούς κατά τον 20 ο αιώνα έγινε σε απόσταση περίπου 20 km από τη Βουδαπέστη και είχε µέγεθος =5.1 (Szeidovitz 1986). Κανένας σεισµός µεγέθους Μ>5.5 δεν έγινε κατά τους τελευταίους τέσσερις αιώνες. Λόγω των λίγων σχετικά ισχυρών σεισµών και λόγω της έλλειψης ικανοποιητικού αριθµού αξιόπιστων µηχανισµών γένεσης, δεν είναι M W 107

114 Κεφάλαιο 3 ο εύκολο να γίνει συσχέτιση των ρηγµάτων, όπως αυτά καθορίστηκαν από τους γεωλόγους, µε τα παρατηρούµενα επίκεντρα των σεισµών (Gutdeutsch and Aric 1988). Με βάση πρόσφατες έρευνες προκύπτει ότι υπάρχει µεγάλη πιθανότητα ένα µεγάλο ποσοστό των σεισµών της Ουγγαρίας να σχετίζεται µε την υπερφόρτωση των λεκανών κατά την ιζηµατογένεση Σεισµική πηγή EX_DIN1: Το κύριο χαρακτηριστικό των Εξωτερικών ιναρίδων είναι ένα πυκνό δίκτυο ρηγµάτων µε διεύθυνση Β -ΝΑ, σε συνδυασµό µε επωθήσεις Ν διεύθυνσης. Το δυτικό τµήµα των Εξ. ιναρίδων καταλαµβάνει το νοτιοδυτικό τµήµα της Σλοβενίας µέχρι το ρήγµα Idrija και περιλαµβάνει σειρά ρηγµάτων µεταξύ των πόλεων Trieste και Rijeka (Σχ ). Ορισµένοι µελετητές (Aljinovic et al. 1989) θεωρούν ότι υπάρχει ασυνέχεια µεταξύ των Εξ. ιναρίδων και της Αδριατικής λεκάνης. Πρόσφατες, όµως, έρευνες (Poljak and Riznar 1996) έδειξαν ότι υπάρχει συνέχεια ως προς τη δοµή και την παλαιογεωγραφία των δύο αυτών ενοτήτων. Η ζώνη επαφής αποτελείται από σειρά πτυχών µε εµφάνιση επωθήσεων σε µικρή έκταση. Το βορειοδυτικό τµήµα των Εξ. ιναρίδων καλύπτεται από τα Τριαδικά και Τεταρτογενή ιζήµατα του λεκάνης του Πάδου που συναντάµε στην Ιταλία. Γεωφυσικές έρευνες (Cati et al. 1989) έδειξαν ότι υπάρχει συνέχεια µεταξύ των ανάστροφων ρηγµάτων των ιναρίδων µε το µέτωπο επώθησης των Ν. Άλπεων. Το ανατολικό τµήµα των Εξ. ιναρίδων εκτείνεται ως το ρήγµα Zuzenberk και χαρακτηρίζεται από ηπιότερες επωθήσεις καθώς και από ρήγµατα µε δεξιόστροφη µετατόπιση ως προς την οριζόντια συνιστώσα κίνησης τους. Υπάρχουν ακόµα και ρήγµατα ΒΑ-Ν διεύθυνσης που σχετίζονται µε τα αντίστοιχα ρήγµατα της Trandanubian range και παρουσιάζουν αριστερόστροφη µετατόπιση (Poljak et al. 2000). Η σεισµικότητα της περιοχής είναι ενδιάµεση. Στο δυτικό τµήµα τα εστιακά βάθη φτάνουν µέχρι και 30km. Οι περισσότεροι από τους διαθέσιµους µηχανισµούς γένεσης δείχνουν δεξιόστροφες διαρρήξεις, οριζόντιας µετατόπισης, ενώ υπάρχουν και ορισµένοι που αντιστοιχούν σε κανονικές διαρρήξεις (Σχ ) (Poljak et al. 2000). Ο ισχυρότερος σεισµός στο ανατολικό τµήµα έγινε το 1916, νοτιοανατολικά της πόλης Rijeka και είχε µέγεθος M LH =

115 Κεφάλαιο 3 ο Στο ανατολικό τµήµα δεν υπάρχουν πρακτικά καθόλου αναφορές σε παλιούς σεισµούς. Τα εστιακά βάθη των πρόσφατων σεισµών φτάνουν τα 15km και το µέγιστο καταγεγραµµένο µέγεθος είναι Μ LH =5.6. Οι διαθέσιµοι µηχανισµοί γένεσης δείχνουν ανάστροφα ρήγµατα. Η διεύθυνση του κύριου άξονα συµπιεστικής τάσης είναι 183 ο και η κλίση του 11 ο. Το ρήγµα Idrija (Σχ ) χωρίζει τις Εξ. ιναρίδες σε ανατολικές και δυτικές στην περιοχή της νότιας Σλοβενίας. Πρόκειται για ένα σχεδόν κατακόρυφο ρήγµα στο οποίο έχουν παρατηρηθεί κατακόρυφες αλλά και οριζόντιες κινήσεις (Mlakar 1964, Placer 1981). 2.0 logn = * Mw logn=-1.23 * Mw logn 1.0 logn EX_DIN Mw* (α) EX_DIN Mw* (β) Σχήµα Ο λογάριθµος της αθροιστικής συχνότητας σε συνάρτηση µε το µέγεθος για τις σεισµικές πηγές της περιοχής των ιναρίδων-παννονικής. α) σεισµική πηγή EX_DIN1, β) σεισµική πηγή EX_DIN2, γ) σεισµική πηγή EX_DIN3, δ) σεισµική πηγή TRANS, ε) σεισµική πηγή HUG, στ) σεισµική πηγή IN_DIN, ζ) σεισµική πηγή BAR, η) σεισµική πηγή YUG, θ) σεισµική πηγή BA,, ι) µεγαζώνη ΡΑΝ_B 109

116 Κεφάλαιο 3 ο logn= * Mw logn = * Mw logn 1.5 logn EX_DIN Mw* (γ) 0.5 TRANS Mw* (δ) logn = * Mw logn = * Mw logn 1.0 logn HUG Mw* (ε) 0.5 IN_DIN Mw* (στ) 1.5 logn = * Mw logn = * Mw logn logn BAR Mw* (ζ) 0.5 YUG Mw* (η) Σχήµα (Συνέχεια) 110

117 Κεφάλαιο 3 ο 3.0 logn = * Mw logn = * Mw logn logn BA Mw* (θ) PAN_B Mw* (ι) Σχήµα (Συνέχεια) Ο ισχυρότερος σεισµός της περιοχής, έγινε το 1511, είχε πιθανό µέγεθος 6.8, σχετίζεται µε αυτό το ρήγµα και ονοµάζεται σεισµός του Idrija (Ribaric 1979). Κατά τον 20 ο αιώνα η σεισµική δραστηριότητα που σχετίζεται µε αυτό το ρήγµα είναι χαµηλή. O ισχυρότερος σεισµός έγινε το 1926 στο νότιο-ανατολικό άκρο του ρήγµατος και είχε µέγεθος 5.6 (Poljak et al. 2000) Σεισµική πηγή EX_DIN2: Υπάρχουν ιστορικές πληροφορίες για σεισµούς από το 12 ο αιώνα. Κατά τον 20 ο αιώνα έχουν καταγραφεί µόνο ενδιάµεσης ισχύος σεισµοί (µε εντάσεις που δεν ξεπερνούν την τιµή Ι=VII MCS) και οφείλονται στο σύστηµα ρηγµάτων Dugi Otok (Σχ ). Ο µόνος µηχανισµός γένεσης που είναι διαθέσιµος αντιστοιχεί σε σεισµό του 1963 ( =4.8) και είναι µια σπάνια λύση που δείχνει κανονική διάρρηξη µε τον άξονα συµπιεστικής τάσης να έχει διεύθυνση Β -ΝΑ. Είναι αµφίβολο κατά πόσο η λύση αυτή µπορεί να είναι αντιπροσωπευτική για όλη την περιοχή. Τα πιο αξιόπιστα εστιακά βάθη κυµαίνονται από 4-18km Σεισµική πηγή EX_DIN3: Με βάση τη συχνότητα γένεσης των σεισµών είναι η πιο ενεργή πηγή. Γενικά η σεισµική δραστηριότητα γίνεται εντονότερη από ΒΑ προς Ν. Ιστορικές αναφορές δείχνουν ότι έγιναν τουλάχιστο 4 σεισµοί µε εντάσεις Ι>VIII της κλίµακας MKS. Τα επίκεντρα ανήκουν σε δύο συστήµατα ρηγµάτων: το νότιο τµήµα του ρήγµατος Trieste-Duki Otok Is, που βρίσκεται παράλληλα και κοντά προς τις ακτές και το σύστηµα ρηγµάτων Sinj- Imotski, που εκτείνεται εσωτερικά. Μια ακόµα συγκέντρωση επικέντρων βρίσκεται στη ζώνη Mosor -Biokovo (Σχ. 3.22). Η σεισµική δραστηριότητα κατά τον 20 ο αιώνα είναι αρκετά καλά γνωστή γύρω από την περιοχή του όρους Dinara. M L 111

118 Κεφάλαιο 3 ο Βέβαιο ρήγµα Πιθανό ρήγµα Κανονικό ρ. Ορ. µετατόπ. Επωθήσεις Πιθανές επωθ. Μολάσσα Νεογενούς Σχήµα Τεκτονικός χάρτης της Σλοβενίας (Buser and Draksler, 1990). Κύρια ρήγµατα: 1.Divasa, 2.Rasa, 3. Predjama, 4. Idrija, 5. Borovnica, 6. Zelimlje, 7. Zuzenberg, 8. Sava, 9. Sostanj, 10. Smrekovec, 11. Labod, 12. Kungota, 13. Ljutomer, 14. Donat, 15. Orlica. Κύριες επωθήσεις: 16. Julian Alps, 17. Trnovski Gozd, 18. Nanos, 19. Sneznik, 20. Kamnik-Savinja Alps, 21. Southern Karavanke, 22. Nothern Karavanke. Τα ρήγµατα από 1 ως 7 και οι επωθήσεις από 17 ως 19 ανήκουν στις Εξωτ. ιναρίδες. Οι επωθήσεις 16, 20 και 21 ανήκουν στις Νότιες Άλπεις, τα ρήγµατα 9 ως 11 στην Περιαδριατική γραµµή και τα ρήγµατα από 12 ως 15 ανήκουν στην προς το νότο συνέχεια της Transdanubian Range της Κεντρικής Ουγγαρίας (από Poljak et al. 2000) Ο ισχυρότερος σεισµός έγινε το 1898 κοντά στο Sinj και είχε ένταση ΙΧ της κλίµακας MCS. Ένας καταστροφικός σεισµός έγινε το 15 ο αιώνα, του οποίου η ένταση και το επίκεντρο δεν έχουν ακόµα προσδιοριστεί (Kispatic 1981a-c). Κατά τον 20 ο αιώνα ο ισχυρότερος σεισµός ήταν µεγέθους Μ= 6.2 και έγινε το Κατά το έγιναν πολλοί σεισµοί στην περιοχή Sibenic, το µέγεθος των οποίων δεν ξεπέρασε το 5.3. Αρκετά ισχυροί σεισµοί ανήκουν στην ακολουθία της περιοχής 112

119 Κεφάλαιο 3 ο του όρους Biokovo Hvar, που ξεκίνησε το 1962, µε δύο κύριους σεισµούς µε µεγέθη 5.9 και 6.1. Οι µηχανισµοί γένεσης των 3 ισχυρότερων σεισµών της ακολουθίας αυτής είναι παρόµοιοι και δείχνουν ανάστροφα ρήγµατα µε συνιστώσα οριζόντιας µετατόπισης. Ο άξονας µέγιστης συµπίεσης, Ρ, είναι υπο-οριζόντιος µε διεύθυνση Ν -ΒΑ. Εδώ οι ισχυρότεροι σεισµοί έχουν εστιακά βάθη 9-20Km (Σχ. 3.18). Σχήµα Χάρτης των πιο σηµαντικών ρηγµάτων της Κροατίας (από Markusic and Herak 1999) Το δεύτερο µισό του 20 ου αιώνα χαρακτηρίζεται από πολλούς σεισµούς ενδιάµεσου µεγέθους (το µέγεθος δεν ξεπερνά την τιµή 5.6). Οι σηµαντικότεροι από αυτούς είναι ο σεισµός του 1986, στο νότιο τµήµα της πηγής (Μ=5.5) και οι δύο σεισµοί του 1990 στο κεντρικό τµήµα της ζώνης ( =5.6 και 5.5). Οι µηχανισµοί γένεσης για τους σεισµούς του 1990 δείχνουν επίσης ανάστροφη διάρρηξη µε σηµαντική συνιστώσα οριζόντιας µετατόπισης, µε δ/ση ρήγµατος Β -ΝΑ, και µε το άξονα Ρ σχεδόν κάθετο στην δ/ση των κυριοτέρων τεκτονικών δοµών (Markusic and M L 113

120 Κεφάλαιο 3 ο Herak 1999). Η λύση του CMT για το σεισµό του 1986 δείχνει ανάστροφο ρήγµα κλίσης µε διεύθυνση του άξονα Ρ, Β-Ν Σεισµική πηγή IN_DIN: Η ζώνη καλύπτει σηµαντικό τµήµα των Εσωτερικών ιναρίδων. Αποτελεί περιοχή παλιότερης σύγκλισης και καταβύθισης µεταξύ της πλάκας της Αδριατικής και του τεµάχους της Παννονικής. Έτσι τα εστιακά βάθη στη ζώνη αυτή είναι µεγαλύτερα από τα εστιακά βάθη των άλλων ζωνών των ιναρίδων. Σηµαντικό ρήγµα της περιοχής είναι αυτό της Banja Luka (Σχ. 3.22) το οποίο παρουσίασε έντονη δραστηριότητα κατά το χρονικό διάστηµα Ισχυρότερος ήταν ο σεισµός του 1969 µε Μ= 6.4. ύο ακόµα ισχυροί σεισµοί έγιναν το 1981 και Η χωρική κατανοµή των επικέντρων δείχνει διεύθυνση Β-Ν. Ο µηχανισµός γένεσης για το σεισµό του 1969 δείχνει ανάστροφη διάρρηξη στο ρήγµα της Banja Luka. Tα εστιακά βάθη των ισχυρότερων σεισµών κυµαίνονται από 4-25 km (Markusic and Herak 1999) Σεισµική πηγή Baragnia (BAR): Η πηγή αυτή περιλαµβάνει τo ρήγµα Baragnia και τα ρήγµατα της περιοχής Dilj Gara Mt (Σχ. 3.22). Η περιοχή Dilj Gara Mt χαρακτηρίζεται από ενδιάµεση σεισµικότητα. Ο ισχυρότερος σεισµός έγινε το 1964, µε Μ=5.7 και ακολουθήθηκε από µεγάλο αριθµό µικρότερων σεισµών. Οι µηχανισµοί γένεσης ποικίλλουν (Herak et al. 1995). Πιθανά κυριαρχεί κίνηση οριζόντιας µετατόπισης µε ανάστροφη συνιστώσα, σε ένα αριστερόστροφο ρήγµα µε διεύθυνση Α-. Η κίνηση αυτή βρίσκεται σε συµφωνία µε τη γενικότερη τεκτονική της περιοχής (Prelogovic et al. 1985). Ο κύριος συµπιεστικός άξονας είναι οριζόντιος και µε διεύθυνση ΝΝ -ΒΒΑ.. Η σεισµική δραστηριότητα στην περιοχή του ρήγµατος Baranja ήταν ιδιαίτερα έντονη κατά τη χρονική περίοδο , οπότε και έγινε ένας αρκετά ισχυρός σεισµός βόρεια της πόλης Osijek (Io=VII-VIII MCS) (Markusic and Herak 1999) Σεισµική πηγή Γιουγκοσλαβία (YUG): Η περιοχή χαρακτηρίζεται από δοµές που ξεκινούν κοντά από τη λεκάνη Banat µε διεύθυνση Β-Ν και ακολουθούν τα όρια της πλατφόρµας Moesian. Έτσι, η διεύθυνση τους µετατρέπεται σε Β -ΝΑ για να καταλήξει σε Α- στην περιοχή της κεντρικής Βουλγαρίας. Η τεκτονική της ζώνης είναι πολύπλοκη και η σεισµική δραστηριότητα σχετικά υψηλή. Περιλαµβάνεται τµήµα της Βαρύσκιας Συρραφής στη Ν. Ευρώπη, καθώς και τµήµα του µέγα-αντικλίνου της Starayana Planina. 114

121 Κεφάλαιο 3 ο Σεισµική πηγή Banat (BA): Η επαφή µεταξύ της Παννονικής και του ορογενούς των Καρπαθίων βρίσκεται εξ ολοκλήρου κατά µήκος των δυτικών συνόρων της Ρουµανίας. Αν και δεν έχουν βρεθεί αντίστοιχες τεκτονικές δοµές, έχουν σηµειωθεί δύο σεισµικές ακολουθίες στις δύο αυτές περιοχές. Η σεισµική δραστηριότητα στη ζώνη Banat χαρακτηρίζεται από πολλούς σεισµούς µε µεγέθη 5<M<5.6. Ιστορικές πληροφορίες δείχνουν ότι έγιναν σεισµοί µε Μ>6.0 στην περιοχή Crisana-Maramures, αλλά στον 20 o αιώνα έγινε µόνο ένας σεισµός µε µέγεθος περίπου 5.0. Σε αντίθεση µε ότι παρατηρήθηκε στην προταφρική περιοχή των Καρπαθίων (εκτός από την περιοχή της Vrancea) και στα νότια Καρπάθια όπου δεν υπήρχαν ανάστροφα ρήγµατα, αυτή η περιοχή κυριαρχείται από ανάστροφα και οριζόντιας µετατόπισης ρήγµατα (Radulian et al. 2000b). Οι µηχανισµοί γένεσης δείχνουν συµπιεστικό πεδίο τάσεων και αυτό βρίσκεται σε συµφωνία µε την εργασία των Grunthal and Stromeyer (1992) που έδειξαν ότι το ακτινικά ανεπτυγµένο εφελκυστικό πεδίο στο εσωτερικό της Παννονικής λεκάνης έχει ως αποτέλεσµα να εµφανίζεται συµπίεση διεύθυνσης Α- ανατολικά της λεκάνης στην περιοχή που περικλείεται από τα Καρπάθια Περιοχή Καρπαθίων Παννονικής πεδιάδας Σεισµοτεκτονικά στοιχεία και σεισµικότητα της περιοχής των Καρπαθίων Η γεωτεκτονική εξέλιξη των Καρπαθίων και των ιναρίδων καθορίστηκε από την αλληλεπίδραση της Αφρικανικής µε την Ευρασιατική πλάκα. Το άνοιγµα του Ατλαντικού κατά το Ιουρασικό - Κάτω Κρητιδικό οδήγησε σε αριστερόστροφη κίνηση µεταξύ των δύο πλακών, µε συνέπεια τη σύγκλιση του Ιταλο- ιναρικού τεµάχους και της περιοχής των Καρπαθίων. Η τεκτονική αυτή καθόρισε την έναρξη της ορογένεσης στην περιοχή. Η σύγκλιση µεταξύ της Ευρωπαϊκής µε την Αφρικανική πλάκα, που άρχισε το Άνω Κρητιδικό επέτεινε τις διαδικασίες στην περιοχή των Άλπεων και των Καρπαθίων. Η οροσειρά των Καρπαθίων εκτείνεται σε µήκος 1500 km και έχει τοξοειδές σχήµα (µε καµπύλωση 250 ο ). Η ανάπτυξή της ξεκίνησε από δυτικά κατά το Ολιγόκαινο και συνεχίστηκε ανατολικά µε σχηµατισµό ηφαιστειακού τόξου κατά το Νεογενές. 115

122 Κεφάλαιο 3 ο Το σύνολο σχεδόν της σεισµικής δραστηριότητας στα Καρπάθια συγκεντρώνεται στην περιοχή της Ρουµανίας. Η απότοµη κάµψη των Καρπαθίων στην περιοχή Vrancea της Ρουµανίας (Σχ. 3.23, 3.24), φανερώνει µια πολύπλοκη διαδικασία ενδοηπειρωτικής σύγκλισης (τη συνάντηση της πλάκας της Α. Ευρώπης µε τις υπο-πλάκες Moesian και Ιntra-Alpine), που τώρα βρίσκεται στο τελευταίο στάδιο. Η σεισµική δραστηριότητα στην περιοχή της Vrancea είναι καλά καθορισµένη και περικλείεται από τις συντεταγµένες φ=45-46 ο λ=26-28 ο. Σχετίζεται µε µια σχεδόν κατακόρυφη ζώνη που έχει διάσταση 10 km κατά διεύθυνση Β -ΝΑ και 60 km κατά τη διεύθυνση ΒΑ-Ν. Θεωρείται ότι η σεισµική ζώνη της Vrancea αποτελεί ένα αποκολληµένο τµήµα λιθόσφαιρας που πιθανά είναι η τελική έκφραση της καταβύθισης κατά µήκος του ευρωπαϊκού περιθωρίου (Fucks et al. 1979). Πολλοί είναι οι ερευνητές που ασχολήθηκαν µε την περιοχή της Vrancea µεταξύ των οποίων οι Constantinescu and Enescu (1964), Radu and Purcaru (1964), Roman (1970), Bleahu et al. (1973), Mueller et al. (1978), Radu and Oncescu (1985), Kiratzi (1993). Σχήµα Τεκτονικός χάρτης της περιοχής των Καρπαθίων (από Horvath 1993) Σειρά µεγάλων ρηγµάτων διασχίζει την προταφρική περιοχή και διαχωρίζει µεταξύ τους τις τεκτονικές ενότητες (πλατφόρµες): Α. Ευρώπης, Moesian και Tisia- Darcia (Σχ ). ύο από αυτά τα ρήγµατα, το Intramoesian και το Trotus- Pecenega-Camena οριοθετoύν την περιοχή της Vrancea, από ΒΑ και Ν (Sandulescu 116

123 Κεφάλαιο 3 ο 1984). Ο ακριβής προσδιορισµός της θέσης των δύο αυτών συστηµάτων ρηγµάτων είναι δύσκολος, κυρίως κάτω από τα Νεογενή ιζήµατα. Η σεισµική δραστηριότητα είναι ασθενής αλλά δηλώνει ενεργό τεκτονική κατά µήκος αυτών των ρηγµάτων (δεν είναι διαθέσιµη καµιά πληροφορία για τις ταχύτητες κίνησης). Αποδείχθηκε ότι το ρήγµα Trotus είναι αριστερόστροφο και το Intramoesian δεξιόστροφο (Girbacea 1997, Matenco 1997). Ένα άλλο σύστηµα ρηγµάτων εκτείνεται παράλληλα προς την οροσειρά και σχετίζεται µε τη βαθµιαία καταβύθιση της πλατφόρµας κάτω από την προταφρική περιοχή των Καρπαθίων. Το εξωτερικό τµήµα των Α. Καρπαθίων (Carpathian foredeep) είναι µεταορογενετική ζώνη καθίζησης, Νεογενούς ηλικίας, που είναι πληρωµένη µε µολάσσα (Σχ ). Το πιο καταβυθισµένο τµήµα της προταφρικής (foredeep) περιοχής βρίσκεται ακριβώς κάτω από την περιοχή της Vrancea-Foscani Depression. Το πάχος των ιζηµάτων εκεί που φτάνει τα 18 km, είναι το µεγαλύτερο κατά µήκος της αλυσίδας των Καρπαθίων και χαρακτηρίζεται από αρνητική βαρυτική ανωµαλία (Diaconescou et al. 1993). Η Παννονική πεδιάδα είναι µια πολύπλοκη τεκτονικά περιοχή που περικλείεται από τα Καρπάθια, τις ιναρίδες και τις ανατολικές και νότιες Άλπεις (Σχ ). Αποτελείται από ένα σύνολο µικρότερων και µεγάλου βάθους λεκανών, των οποίων το βάθος συχνά ξεπερνά τα 5km, και είναι πληρωµένες µε Νεογενή- Τεταρτογενή ιζήµατα (Stegeva et al. 1975). Ανάµεσα στις υπολεκάνες αυτές διακρίνεται, σε ορισµένα σηµεία, το προτριτογενές υπόβαθρο. Πρακτικά, όλη η περιοχή της Ουγγαρίας βρίσκεται στην Παννονική πεδιάδα. Η Παννονική και οι οροσειρές που την περιβάλουν είναι αποτέλεσµα της σύγκρουσης της Ευρωπαϊκής πλάκας µε µικρά τµήµατα πλακών που ξεκίνησαν κατά το Κρητιδικό να κινούνται από το νότο. Κατά το µέσο Μειόκαινο η περιοχή που περικλείεται από τα Καρπάθια υπέστη εφελκυσµό που οφείλεται στην καταβύθιση του φλοιού της Ευρωπαϊκής πλάκας, ο οποίος βρίσκεται εξωτερικά των Καρπαθίων κάτω από τον φλοιό της σηµερινής λεκάνης (Csontos et al. 1992, Horvath 1995). Υπάρχει πλούσια βιβλιογραφία για τη σεισµικότητα της περιοχής της Ρουµανίας. Ενδεικτικά αναφέρονται οι εργασίες των: Stefanescou (1901), Montessus de Ballore (1906), Anestin (1916), Atanasiu (1961), Evseev (1961), Petrescu and Radu (1963), Radu (1974), Karnik (1968), Shebalin et al. (1974), Kondorskaia and Shebalin (1977), Purcaru (1979), Constantinescu and Marza (1984), Radu and Polonic (1982), Chiper (1993). 117

124 Κεφάλαιο 3 ο Σχήµα Οι κύριες τεκτονικές ενότητες της περιοχής συνάντησης της Ευρωπαϊκής προ-ταφρικής περιοχής µε τις οροσειρές των Άλπεων-Καρπαθίων- ιναρίδων και οι διάφορες λεκάνες µεταξύ αυτών των οροσειρών (από Horvath 1993). Η σεισµική δραστηριότητα και των επιφανειακών αλλά και των σεισµών ενδιαµέσου βάθους συγκεντρώνεται στο σηµείο κάµψης του τόξου των Καρπαθίων (Σχ.3.24, 3.25, 3.26). Οι επιφανειακοί σεισµοί είναι ενδιάµεσου µεγέθους ( <5.6) και πιο διάσπαρτοι σε σχέση µε τους σεισµούς ενδιαµέσου βάθους, αλλά συγκεντρωµένοι κατά κύριο λόγο στις περιοχές Fagaras-Campulung, Banat, Crisana- Maramures (Radulian et al. 2000b). Ανατολικά, η σεισµικότητα σχετίζεται µε τη διαδικασία καταβύθισης στην περιοχή κάµψης του τόξου των Καρπαθίων (περιοχή Vrancea), ενώ δυτικά ακολουθεί την επαφή της Παννονικής λεκάνης µε το ορογενές των Καρπαθίων. Το ανατολικότερο τµήµα των Καρπαθίων στην Ρουµανία είναι πρακτικά ασεισµικό, εκτός από το νοτιότερο τµήµα (περιοχή Vrancea). Το δυτικό τµήµα (όρη Apuseni) είναι επίσης ασεισµικό. Τα νότια Καρπάθια είναι αρκετά περισσότερο ενεργά σεισµικά, ειδικά στο ανατολικό και δυτικό τµήµα. Η περιοχή της πλατφόρµας είναι σταθερή εκτός από ένα µικρό τµήµα που διασχίζει την προταφρική περιοχή των Καρπαθίων µε δ/ση Ν -ΒΑ και περνά µπροστά από την περιοχή της Vrancea. Η λεκάνη Transylvanian είναι σχεδόν ασεισµική. M S 118

125 Κεφάλαιο 3 ο Οι σεισµοί ενδιάµεσου βάθους συγκεντρώνονται στην περιοχή της Vrancea σε βάθη km. Υπάρχει ένα αινιγµατικό κενό σεισµικής δραστηριότητας, στη ζώνη αυτή, σε βάθος km. Κάθε αιώνα σηµειώνονται 1-5 σεισµοί ενδιάµεσου βάθους, µεγέθους M W >7.0 οι οποίοι γίνονται αισθητοί από τα νησιά του Αιγαίου ως τη Σκανδιναβία και από την κεντρική Ευρώπη ως τη Μόσχα. Οι ισχυρότεροι σεισµοί από το 19 ο αιώνα έγιναν στις 26 Οκτωβρίου 1802 ( =7.9), στις 26 Νοεµβρίου 1829 ( M =7.3), στις 11 Ιανουαρίου 1838 ( M =7.5), στις 10 Νοεµβρίου 1940 W M W ( M =7.7) και στις 4 Μαρτίου 1977 ( M =7.4) (Oncescu et al. 1999). W W Στην περιοχή της Vrancea επικρατεί πεδίο συµπίεσης. Η παραµόρφωση µειώνεται έντονα µε τη µείωση του βάθους. Η µέγιστη τιµή του µεγέθους των επιφανειακών σεισµών στην περιοχή της Ρουµανίας είναι 6.5 (εκτός από τη ζώνη Shalba της Βουλγαρίας). Το σύστηµα των κυριοτέρων ρηγµάτων έχει διεύθυνση Β - ΝΑ στην προταφρική περιοχή των Καρπαθίων και σχετίζεται µε τη διαδικασία καταβύθισης στην Vrancea, η οποία δεν φαίνεται σήµερα να είναι ενεργή. Τα σηµερινά δεδοµένα δηλώνουν εφελκυστικό πεδίο πάνω από την προταφρική περιοχή των Ν. Καρπαθίων, ενώ συµπίεση παρατηρείται στην περιοχή επαφής µεταξύ του ανατολικού ορίου της Παννονικής λεκάνης µε το ορογενές των Καρπαθίων. Η παρατήρηση αυτή βρίσκεται σε συµφωνία µε τη µεταβολή της διεύθυνσης του µέγιστου οριζόντιου άξονα συµπίεσης από ΒΑ-Ν που είναι στη. και Κ. Ευρώπη σε Α- που είναι στην περιοχή που περικλείεται από τα Καρπάθια (Grunthal and Stromeyer 1992). Η έκλυση της σεισµικής ενέργειας για την περιοχή αυτή είναι εξαιρετικά µεγαλύτερη έστω και αν λάβουµε υπόψη τους λίγους σεισµούς του παρόντα αιώνα (Popescu and Radulian 2001). Είναι διαρκής η προσπάθεια να βρεθεί η σχέση µεταξύ των σεισµών αυτών και των επιφανειακών έτσι ώστε να αποσαφηνιστούν τα πολύπλοκα σεισµοτεκτονικά χαρακτηριστικά της περιοχής της Vrancea. W Σεισµικές πηγές της περιοχή των Καρπαθίων Στην περιοχή των Καρπαθίων διακρίθηκαν έξι σεισµικές πηγές (Σχ. 3.25, 3.26.) των οποίων τα χαρακτηριστικά περιγράφονται στη συνέχεια. Στο σχήµα φαίνεται η µεταβολή του λογαρίθµου του αριθµού των σεισµών µεγέθους ίσου ή µεγαλύτερου του Μ σε συνάρτηση µε το µέγεθος και δίνονται οι τιµές των παραµέτρων b και α (σχέση Gutenberg-Richter). 119

126 Κεφάλαιο 3 ο Σχήµα Σεισµικές πηγές της περιοχής των Καρπαθίων και η κατανοµή των επικέντρων των σεισµών Σεισµική πηγή Καρπάθια-1 (CARP1): Περιλαµβάνει τµήµα του ρήγµατος Intramoesian και την περιοχή Fagaras-Cumpulung. Το ρήγµα Intramoesian οριοθετεί την περιοχή της πλατφόρµας Moesian από ΝΑ-Β και διαχωρίζει δύο περιοχές µε διαφορετική δοµή του υποβάθρου. Είναι ρήγµα που φτάνει σε µεγάλο βάθος, µέχρι το όριο της λιθόσφαιρας (Enescu and Enescou 1993) και έχει µεγάλο µήκος αφού συναντά την περιοχή του ρήγµατος της Ανατολίας (Sandulescu 1984). Χαρακτηρίζεται, όµως, από χαµηλή σεισµικότητα στο τµήµα της Ρουµανίας, µε µόνο δύο σεισµούς ισχυρότερους από 5.0. H περιοχή Fagaras-Cumpulung η οποία βρίσκεται στο ανατολικό τµήµα των Ν. Καρπαθίων, χαρακτηρίζεται από σεισµούς µε µέγεθος έως M W =6.4 (1916), που 120

127 Κεφάλαιο 3 ο είναι το µεγαλύτερο µέγεθος για επιφανειακούς σεισµούς στην Ρουµανία. Ένα σηµαντικό ποσοστό της σεισµικότητας εµφανίζεται στο δυτικό τµήµα της ζώνης και περιλαµβάνει τους πιο ισχυρούς σεισµούς (Μ~6.0) ενώ υπάρχει και µια άλλη συγκέντρωση επικέντρων στο ανατολικό τµήµα της ζώνης (περιοχή Sinaia) µε µικρότερα µεγέθη (Μ~5.0). Παρατηρούµε ότι τα επίκεντρα βρίσκονται σε περιοχή επέκτασης του ρήγµατος Intramoesian και πιθανά το ρήγµα αυτό να φτάνει στη περιοχή της πηγής. Κυριαρχούν τα ρήγµατα οριζόντιας µετατόπισης µε διεύθυνση ολίσθησης Β - ΝΑ ενώ το πεδίο τάσεων είναι εφελκυστικό (Εnescu et al. 1996) Σεισµική πηγή Καρπάθια-2 (CARP2): Περιλαµβάνει την περιοχή της ανατολικής Vrancea και τις λεκάνες Barlad και Predobrogean. Η επιφανειακή σεισµική δραστηριότητα που σχετίζεται µε την περιοχή της Vrancea επεκτείνεται περισσότερο ανατολικά, σε ένα µικρό χώρο που οριοθετείται από το ρήγµα Peceneaga-Camena στο βορρά και από το ρήγµα Intramoesian στο νότο (η περιοχή αυτή λέγεται και υποπλάκα της Μαύρης Θάλασσας). Χαρακτηρίζεται µόνο από ενδιάµεσου µεγέθους σεισµούς (Μ<5.6) οι οποίοι συγκεντρώνονται συνήθως στις περιοχές Ramnicu Sarat στα ανατολικά και Vrancioaia βόρεια. Οι διαρρήξεις είναι ανάστροφες, όπως συµβαίνει και µε τους σεισµούς ενδιαµέσου βάθους, αλλά υπάρχουν και κανονικές διαρρήξεις καθώς και διαρρήξεις οριζόντιας µετατόπισης. Το πεδίο των τάσεων είναι περίπλοκο και παρουσιάζει µετάβαση από το καθεστώς συµπίεσης στο βάθος, σε καθεστώς εφελκυσµού στην επιφάνεια που χαρακτηρίζει την Moesian platfοrm (Radulian et al. 1996). Οι ισχυρότεροι σεισµοί ανήκουν στις ακολουθίες του Φεβρουαρίου του 1983, του Απριλίου του 1986 και του Σεπτεµβρίου του 1991 που εκδηλώθηκαν στην περιοχή Ramnicu Sarat. H λεκάνη Barlad (Barlad Depression) βρίσκεται ΒΑ από την περιοχή Vrancea στην περιοχή της πλατφόρµας Scythian και αποτελεί την επέκταση προς Β της λεκάνης Predobrogean (Predobrogean Depression). Η σεισµογόνος περιοχή της λεκάνης Predobrogean ανήκει στο νοτιότερο τµήµα της και χαρακτηρίζεται από το ρήγµα Sfantul Gheorghe. Παρατηρούνται µόνο ενδιάµεσου µεγέθους σεισµοί (Μ<5.6). Το πεδίο τάσεων είναι εφελκυστικό (Mutihac and Ionesi 1974). 121

128 Κεφάλαιο 3 ο Σχήµα Οι σεισµοί ενδιαµέσου βάθους (h>60km) της περιοχής της Vrancea Σεισµική πηγή OUTER_CARP: Η περιοχή αποτελεί το βόρειο όριο του τεµάχους της Παννονικής λεκάνης στην επαφή της µε την Ευρασιατική πλάκα (Gutdeutsch and Aric 1988). H δοµή της λεκάνης Mur-Muerz (Σχ. 3.15) που διέρχεται από την Αυστρία µε διεύθυνση Ν -ΒΑ και χαρακτηρίζεται από αξιοσηµείωτη σεισµική δραστηριότητα, συνεχίζεται κατά µήκος της Περιπεννινικής δοµής (Peripieninian lineament) στην περιοχή που καταλαµβάνει η παρούσα σεισµική πηγή (Μusson 1999) Σεισµική πηγή Shalba (SHA): Σηµαντική αύξηση της σεισµικότητας παρατηρείται στην περιοχή Shalba της Βουλγαρίας, όπου έγινε ο σεισµός του 1901 µε µέγεθος 7.2. Το εστιακό του βάθος υπολογίζεται στα 35km και αυτό σηµαίνει ότι υπάρχει ενεργός τεκτονική στα όρια της λιθόσφαιρας. Πολλοί ερευνητές θεωρούν ότι ο σεισµός αυτός σχετίζεται µε την επέκταση του ρήγµατος Intramoesian προς το νότο. Η άποψη αυτή όµως δεν έχει τεκµηριωθεί (Radulian et al. 2000b). 122

129 Κεφάλαιο 3 ο Σεισµική πηγή Gorno-Oriakhovitsa (GO): Η σεισµική δραστηριότητα στην πηγή αυτή οφείλεται στο σύστηµα ρηγµάτων Gorno Orjakhovitsa. Το πεδίο των τάσεων συµφωνεί µε αυτό της βόρειας Ελλάδας (Mercier et al. 1989, Taymaz et al. 1991). Ο ισχυρότερος σεισµός του 20 ου αιώνα σηµειώθηκε το 1913 και είχε µέγεθος 7.3 (Karnik 1968), ενώ το 1986 έλαβε χώρα σεισµική ακολουθία, ο µεγαλύτερος σεισµός της οποίας είχε µέγεθος logn = * Mw logn = * Mw logn logn CARP Mw* (α) 0.5 CARP Mw* (β) 2.0 logn = * Mw logn= -0.37* Mw logn 1.0 logn OUTER_CARP Mw* (γ) SHALBA Mw* (δ) Σχήµα Ο λογάριθµος της αθροιστικής συχνότητας σε συνάρτηση µε το µέγεθος για τις σεισµικές πηγές της περιοχής των Καρπαθίων. α) σεισµική πηγή CARP1, β) σεισµική πηγή CARP2, γ) σεισµική πηγή OUTER_CARP, δ) σεισµική πηγή SHALBA, ε) σεισµική πηγή GO, στ) σεισµική πηγή VRANCEA, ζ) µεγαζώνη ROM_B. 123

130 Κεφάλαιο 3 ο 1.5 logn = -0.39* Mw logn = * Mw logn logn GO Mw* (ε) VRANCEA Mw* (στ) logn = * Mw logn ROM_B Mw* (ζ) Σχήµα (Συνέχεια) Σεισµική πηγή VRΑNCEA: Η περιοχή της Vrancea είναι µια περιοχή ιδιαίτερα περίπλοκη και χαρακτηρίζεται από την επαφή τουλάχιστον 3 τεκτονικών ενοτήτων: ευρωπαϊκή πλάκα, ενδοαλπική (intra-alpine) υποπλάκα και υποπλάκα Moesian (Constantinescu et al. 1976). Η εντονότερη σεισµική δραστηριότητα συγκεντρώνεται σε ενδιάµεσα βάθη (60-200km) σε ένα παλιό, σχεδόν κατακόρυφο, βυθιζόµενο τέµαχος. Σηµειώνονται 1-6 σεισµοί µε µέγεθος Μ>7.0 κάθε αιώνα και αυτό προκαλεί έντονη παραµόρφωση στο βυθιζόµενο τέµαχος (3.5x10-7 yr -1 ) η οποία δεν παρατηρείται στο φλοιό. Οι µηχανισµοί γένεσης των σεισµών ενδιαµέσου βάθους της Vrancea (Σχ. 3.18) είναι το αντικείµενο πολλών µελετών. Όλοι οι ισχυροί σεισµοί ( >6.0) χαρακτηρίζονται από σχεδόν κατακόρυφο Τ-άξονα και σχεδόν οριζόντιο Ρ-άξονα, αλλά το ίδιο ισχύει για το 90% όλων των σεισµών ανεξαρτήτως του µεγέθους τους M W 124

131 Κεφάλαιο 3 ο (Enescu and Zugranescu 1990, Oncescu and Trifu 1987). ύο τύποι µηχανισµών γένεσης κυριαρχούν ως προς τη διεύθυνση του άξονα Ρ: (Ι) το επίπεδο του ρήγµατος έχει διεύθυνση ΒΑ-Ν και ο Ρ-άξονας είναι κάθετος προς το τόξο της οροσειράς, (ΙΙ) η διεύθυνση του ρήγµατος είναι Β -ΝΑ και ο Ρ-άξονας είναι παράλληλος προς το τόξο της οροσειράς. Υπάρχουν λίγοι µόνο µηχανισµοί γένεσης που αντιστοιχούν σε διαρρήξεις οριζόντιας µετατόπισης ή κανονικές που βρίσκονται στο πάνω ή στο κάτω τµήµα του τεµάχους που βυθίζεται Κύρια σεισµοτεκτονικά χαρακτηριστικά και σεισµικότητα της περιοχής του Αιγαίου Το Αιγαίο και η γειτονική περιοχή παρουσιάζουν την πιο έντονη τεκτονική παραµόρφωση κατά µήκος όλης της ζώνης σύγκρουσης Αφρικής-Ευρασίας. Περισσότερο από το 60% της Ευρωπαϊκής σεισµικότητας εκδηλώνεται σε αυτό το χώρο µε σεισµούς µεγέθους ως Μ w =8.3 (Papazachos 1990). Αυτή η παραµόρφωση είναι αποτέλεσµα τριών βασικών γεωδυναµικών αιτίων: α) της προς βορρά κίνησης της Αφρικής που έχει ως αποτέλεσµα την κατάδυση της λιθόσφαιρας της Ανατολικής Μεσογείου κάτω από το χώρο του Αιγαίου (Papazachos and Comninakis 1970, Le Pichon and Angelier 1979), β) της προς δυσµάς κίνηση της Τουρκίας κατά µήκος του ρήγµατος της Ανατόλιας και της προέκτασής του στο βόρειο Αιγαίο (McKenzie 1970, 1972) και γ) της περιστροφικής κίνησης (µε φορά αριστερόστροφη) της Απούλιας µικροπλάκας κατά µήκος του ρήγµατος µετασχηµατισµού της Κεφαλλονιάς (Scordilis et al. 1983). Τα κύρια µορφοτεκτονικά χαρακτηριστικά του χώρου του Αιγαίου είναι η Ελληνική τάφρος, ο κύριος άξονας της Αλπικής πτύχωσης στον ελληνικό χώρο, το πρίσµα επαύξησης κατά µήκος του Ελληνικού τόξου, το ηφαιστειακό τόξο κι η τάφρος του Β. Αιγαίου (Σχ ). Η Ελληνική τάφρος αποτελείται από µία σειρά θαλασσίων λεκανών µε βάθος µέχρι 5km. Είναι παράλληλη προς το ελληνικό τόξο και περιλαµβάνει µικρότερες τάφρους, όπως αυτές του Πλινίου και του Στράβωνα, ΝΑ της Κρήτης καθώς και την τάφρο του Ιονίου Πελάγους. Το ελληνικό τόξο αποτελείται από το εξωτερικό ιζηµατογενές τόξο, το οποίο συνδέει τις ιναρικές Άλπεις µε τις Τουρκικές Ταυρίδες και το εσωτερικό ηφαιστειακό τόξο το οποίο είναι παράλληλο προς το ιζηµατογενές τόξο και βρίσκεται σε απόσταση 200km από αυτό. Το ιζηµατογενές τόξο (Ελληνίδες οροσειρές, Ιόνια νησιά, Κρήτη, Ρόδος) αποτελείται 125

132 Κεφάλαιο 3 ο από Παλαιοζωικά µέχρι Τριτογενή πετρώµατα, ενώ το ηφαιστειακό τόξο αποτελείται από ηφαιστειακά νησιά (Μέθανα, Σαντορίνη, Νίσυρος) και θειονίες. Μεταξύ του ιζηµατογενούς και του ηφαιστειακού τόξου βρίσκεται η λεκάνη του Κρητικού πελάγους µε βάθος µέχρι 2km. Στο Β. Αιγαίο υπάρχει η τάφρος του Β. Αιγαίου µε βάθος µέχρι 1500m. Σχήµα Γενικά µορφοτεκτονικά χαρακτηριστικά της ευρύτερης περιοχής του Αιγαίου (Παπαζάχος και συνεργάτες 1998) Η εξέταση των µηχανισµών γένεσης των σεισµών οδηγεί στον καθορισµό πέντε περιοχών µε παρόµοιο τρόπο και αιτίες διάρρηξης (Παπαζάχος και συνεργάτες 1998). Οι πρώτες περιοχές είναι αυτές της Αδριατικής και του Εξωτερικού Ελληνικού τόξου, οι οποίες παρουσιάζουν ανάστροφα ρήγµατα λόγω της σύγκλισης της λιθόσφαιρας της Απούλιας και της Ανατολικής Μεσογείου, αντίστοιχα, µε την πλάκα του Αιγαίου. Η πλάκα της Αν. Μεσογείου βυθίζεται κάτω από το Αιγαίο ενώ η σχετιζόµενη ζώνη Βenioff παρουσιάζει ρήγµατα οριζόντιας µετατόπισης µε ανάστροφη συνιστώσα. Στην οπισθότοξη περιοχή του Αιγαίου έχουµε την κυριαρχία δύο εφελκυστικών ζωνών, µιας εκτεταµένης µε διεύθυνση περίπου Β-Ν και µιας ζώνης που αναπτύσσεται παράλληλα προς τις Ελληνίδες η οποία παρουσιάζει εφελκυσµό Α-. Κατά µήκος της τάφρου του Β. Αιγαίου και της επαφής Απουλίας 126

133 Κεφάλαιο 3 ο Αν. Μεσογείου και στην περιοχή της Κεφαλονιάς εκτείνεται η πέµπτη ζώνη µε χαρακτηριστικά δεξιόστροφα ρήγµατα οριζόντιας µετατόπισης. Η κινηµατική εικόνα του Αιγαίου παρουσιάζει µια σταδιακή αύξηση των ταχυτήτων παραµόρφωσης σε σχέση µε την Ευρώπη, από 10mm/year στην τάφρο του Β. Αιγαίου σε 35-40mm/year στο νοτιότερο Αιγαίο, µε διεύθυνση η οποία µεταβάλλεται από ΑΒΑ- Ν στα κεντρικά παράλια της Μικράς Ασίας, σε ΒΒΑ- ΝΝ στο νότιο Αιγαίο. Η σεισµική δράση κατανέµεται κατά µήκος δύο ευρέων ζωνών οι οποίες συναντώνται στα Ιόνια νησιά. Η πρώτη ακολουθεί τη δυτική και νότια παράκτια περιοχή (Αλβανία -. Ελλάδα - Ιόνια νησιά - περιοχή νότια της Πελλοπονήσσου Κρήτη Ρόδος) και η δεύτερη έχει µια βορειοανατολική-νοτιοδυτική διεύθυνση (βορειοδυτική Ανατόλια περιοχή του Β. Αιγαίου κεντρική Ελλάδα Ιόνια νησιά). Κατά συνέπεια η υψηλότερη σεισµική δραστηριότητα συγκεντρώνεται στα Ιόνια νησιά. Το πάχος του επιφανειακού σεισµογόνου στρώµατος καλύπτει τα πρώτα 20km του φλοιού. Από αυτό το βάθος κατά µήκος του εξωτερικού τµήµατος του ελληνικού τόξου, αρχίζει να σχηµατίζεται µια ζώνη Benioff, το επιφανειακό τµήµα της οποίας (20-100km) βυθίζεται µε µικρή γωνία προς το Αιγαίο. Στο εύρος αυτών των βαθών λαµβάνει χώρα σύζευξη µεταξύ του παλιού ωκεάνιου φλοιού της Ανατολικής Μεσογείου και της λιθόσφαιρας του Αιγαίου, η οποία εφιππεύει πάνω σε αυτόν. Το µέγιστο µέγεθος των σεισµών ενδιαµέσου βάθους µέχρι το βάθος των 100km είναι 8.2, ενώ δεν ξεπερνά την τιµή 7.0 για µεγαλύτερα βάθη. Για την περιοχή των νοτίων Βαλκανίων χρησιµοποιήθηκε το µοντέλο σεισµικών πηγών που προτάθηκε από τους Papaioannou and Papazachos (1997) καθώς επίσης και οι τιµές των παραµέτρων της σεισµικότητας a και b όπως υπολογίστηκαν από τους ίδιους ερευνητές Σεισµογόνες πηγές της υτικής και Κεντρικής Ευρώπης Η επίδραση της προς βορρά κίνησης της Αφρικανικής πλάκας στη δυτική Ευρώπη είναι πολύ µικρότερη από ότι στη νότια. Η περιοχή που καλύπτει τη Γαλλία και τις γύρω από αυτή περιοχές, παρουσιάζει διαφορές ως προς την κατανοµή της σεισµικότητας. Οι περιοχές µε την εντονότερη σεισµική δραστηριότητα βρίσκονται περιµετρικά της Γαλλίας και πιο συγκεκριµένα είναι οι οροσειρές των Άλπεων και των Πυρηναίων και η τεκτονική τάφρος του Ρήνου που σχετίζονται µε την Αλπική 127

134 Κεφάλαιο 3 ο ορογένεση, η Κεντρική και η Αρµορικανική µάζα, µε ηπιότερη αλλά όχι αµελητέα σεισµική δραστηριότητα. Οι δύο τελευταίες περιοχές είναι ερκύνιας ηλικίας και υπέστησαν πολύ περιορισµένη επίδραση από την ορογένεση του Τριτογενούς. Όλες αυτές οι ζώνες περιβάλλουν τα ασεισµικά τεµάχη της Παρισινής λεκάνης και της λεκάνης Aquitan (Σχ ). Για τη σεισµική δράση στην περιοχή των Άλπεων και των Πυρηναίων έγινε αναφορά σε προηγούµενες παραγράφους. Στην περιοχή αυτή διακρίθηκαν 5 επιπλέον σεισµικές πηγές (Σχ ) τα χαρακτηριστικά των οποίων περιγράφονται στη συνέχεια. Στο σχήµα δίνονται οι γραφικές παραστάσεις του αριθµού των σεισµών µεγέθους ίσο ή µεγαλύτερο του Μ σε συνάρτηση µε το µέγεθος Μ και δίνονται οι τιµές των παραµέτρων a και b για κάθε µια πηγή και για τη σεισµικότητα υποβάθρου της περιοχής της Γαλλίας (FR_B). Σχήµα Απλοποιηµένος τεκτονικός χάρτης της περιοχής της Γαλλίας. 1=Ρήγµα, 2=τεκτονική τάφρος, 3=Μέτωπο επώθησης, 4=Κρυσταλλική µάζα, 5= Ηφαιστειακοί σχηµατισµοί Τριτογενούς ή Τεταρτογενούς, 6= Εσωτερικό µέτωπο (I.D.) επώθησης των Άλπεων και E.D.= Εξωτερικό µέτωπο επώθησης των Άλπεων (από Delouis et al. 1993) 128

135 Κεφάλαιο 3 ο Σχήµα Οι µηχανισµοί γένεσης για την περιοχή της Γαλλίας για σεισµούς µε Μ>4.5 [Harvard (κόκκινο), Delouis et al. (1993) (πράσινο), Nicolas et al (πορτοκαλί)] Σεισµικές πηγές FR1 και FR2: Οι µάζες Κεντρική και Αρµορικανική παρουσιάζουν οµοιότητες ως προς τη γεωλογία και τη δοµή τους (Σχ ). Το υπόβαθρό τους είναι κρυσταλλικό ερκύνιας ηλικίας. Το πάχος του φλοιού στις δύο περιοχές δεν παρουσιάζει σηµαντικές διαφοροποιήσεις, µε εξαίρεση το ανατολικό τµήµα της Κεντρικής µάζας, το οποίο επηρεάστηκε από τον σχηµατισµό της τάφρου κατά το Ολιγόκαινο και από την ηφαιστειότητα της περιοχής Auvergne. Γεωφυσικές µελέτες έδειξαν ότι δύο αυτές µάζες παρουσιάζουν τα ίδια χαρακτηριστικά ως προς το βαρυτικό και µαγνητικό τους πεδίο. Παρουσιάζουν επίσης, οµοιότητες ως προς την τεκτονική τους (Lorentz 1980). 129

136 Κεφάλαιο 3 ο Σχήµα Σεισµικές πηγές της περιοχής της Γαλλίας και η κατανοµή των επικέντρων των σεισµών. H σεισµική δραστηριότητα παρουσιάζει συνέχεια από το νότιο άκρο της Αρµορικανικής µάζας ως το βορειοδυτικό άκρο της Κεντρικής Μάζας (Σχ ). Αρκετές µελέτες (Godefroy 1979, Nicolas et al. 1990) δείχνουν ότι στην κεντρική και δυτική Γαλλία κυριαρχούν τα κανονικά και τα ρήγµατα οριζόντιας µετατόπισης (Σχ ). ύο από τα πιο σηµαντικά συστήµατα διάρρηξης στην περιοχή είναι η Ζώνη ιάτµηση Νότιας Αρµορικανικής (South Armorican Shear Zone) και η Ζώνη ιάτµησης της Κεντρικής Αρµορικανικής (Central Armorican Shear Zone). Η πρώτη καθορίζει τα όρια της πηγής FR1 και η δεύτερη τα όρια της πηγής και FR2 (Σχ. 130

137 Κεφάλαιο 3 ο 3.31.) (FR2). Στις δύο αυτές ζώνες παρατηρείται ασθενής σεισµική δραστηριότητα και παρόµοια χαρακτηριστικά. Το πεδίο των τάσεων είναι γενικά εφελκυστικό, µε έντονη παρουσία διατµητικών τάσεων. Ο σ 3 είναι οριζόντιος και η διεύθυνσή του (Β35 ο Α και Β45 ο Α) είναι σε συµφωνία µε τα κανονικά ρήγµατα των µικρών τεκτονικών τάφρων της περιοχής, που έχουν διεύθυνση Β -ΝΑ και ΒΒ -ΝΝΑ (Philip 1987). Οι σ 1 και σ 2 έχουν παρόµοιες τιµές (Β125 ο Α) αλλά ο πρώτος είναι σχεδόν κατακόρυφος και ο δεύτερος οριζόντιος (Delouis et al. 1993) Σεισµικές πηγές Braband: Η ζώνη αυτή χαρακτηρίζεται από διάσπαρτη σεισµικότητα που καλύπτει την περιοχή δυτικά των Βρυξελλών µέχρι τη Βόρεια θάλασσα. Παρατηρείται βαρυτική και µαγνητική ανωµαλία. Σε αυτή βρίσκεται το όριο της Βαρύσκιας ορογένεσης βόρεια της Γαλλίας, µε τους σχηµατισµούς Κάµβριας ηλικίας να επωθούνται πάνω στην πλατφόρµα Brabantd που εκτείνεται βόρεια (Autran et al. 1998). Η πρόσφατη σεισµική δραστηριότητα είναι µάλλον ασθενής, έχουν όµως σηµειωθεί ισχυρότεροι σεισµοί στις 6 Απριλίου 1580 (Μ S = ) και στις 11 Ιουνίου 1938 (Μ S =5.0). Ο τελευταίος σεισµός προκάλεσε αρκετές βλάβες στο Βέλγιο (Mihailov et al. 1998) Σεισµικές πηγές LRG και URG: H τεκτονική τάφρος του Ρήνου αποτελεί τµήµα του συστήµατος της ηπειρωτικής τάφρου της δυτικής Ευρώπης (West European continental rift system), η οποία έχει ολιγοκαινική ηλικία και εκτείνεται από τις Γαλλικές ακτές της Μεσογείου (Camargue) µέχρι τη Βόρεια θάλασσα. Ο σχηµατισµός της τάφρου αυτής σχετίζεται πιθανά µε την Αλπική ορογένεση και την αλληλεπίδραση µεταξύ της Αφρικανικής και της Ευρωπαϊκής πλάκας. Ο Tapponier (1977) διατύπωσε την άποψη ότι η Ανατολική και η Κεντρική Ευρώπη πιθανά κινήθηκαν ανατολικά µε µεγαλύτερη ταχύτητα από ότι η δυτική και έτσι διαχωρίστηκαν µεταξύ τους σχηµατίζοντας την τάφρο του Ρήνου. Πιθανά, υπήρξαν διεργασίες στο µανδύα, ακριβώς κάτω από την τάφρο, που έδρασαν βοηθητικά. Έχει αποδειχθεί η ύπαρξη δύο διαφορετικών τεκτονικών καθεστώτων στην περιοχή αυτή της βορειοανατολικής Γαλλίας και τις γειτονικές της (Αhorner et al. 1983). To άνω τµήµα της τεκτονικής τάφρου του Ρήνου (Upper Rhinegraben) µε τις µάζες Vosges και Black Forest εκατέρωθεν και την περιοχή Swabian Jura (Σχ ) παρουσιάζει οµοιογένεια ως προς την κατανοµή των τάσεων, όπως αυτές προκύπτουν από τους µηχανισµούς γένεσης µικρού µεγέθους σεισµών (Μ<2) (Σχ ) (Nicolas et al. 1990). 131

138 Κεφάλαιο 3 ο logn = * Mw logn = * Mw logn 1.5 logn FR Mw* (α) 0.5 FR Mw* (β) logn = *Mw logn = * Mw logn LRG Mw* (γ) logn BRABAND Mw* (δ) logn = * Mw logn = * Mw logn logn URG 0.5 FR_B Mw* Mw* (ε) (στ) Σχήµα Ο λογάριθµος της αθροιστικής συχνότητας σε συνάρτηση µε το µέγεθος για τις σεισµικές πηγές της περιοχής της υτικής και της Κεντρικής Ευρώπης. α) σεισµική πηγή FR1, β) σεισµική πηγή FR2, γ) σεισµική πηγή LRG, δ) σεισµική πηγή BRABAND, ε) σεισµική πηγή URG, στ) µεγαζώνη FR_B 132

139 Κεφάλαιο 3 ο Η δοµή της τάφρου δεν είναι ιδιαίτερα ορατή στην περιοχή της µάζας Rhenish, αλλά παρουσιάζεται ξανά βορειότερα (Lower Rhinegraben) και φτάνει µέχρι τη Βόρεια θάλασσα, όπου και αλλάζει η διεύθυνση της από από Ν20 ο Α σε Β - ΝΑ. Στην περιοχή των Upper Rhinegraben, Vosges και Black Forest επικρατούν τα ρήγµατα οριζόντιας µετατόπισης, ενώ το πεδίο γίνεται εφελκυστικό στην περιοχή Rhenish και Lower Rhinegraben. Σύµφωνα µε τον Larroque και τους συνεργάτες του (1987) οι άξονες σ 1 και σ 2 για την περιοχή Upper Rhinegraben είναι οριζόντιοι και η διεύθυνση του σ 1 είναι Β150 ο Α, ενώ βορειότερα στην περιοχή Rhenish ο σ 1 γίνεται κατακόρυφος και ο σ 3 έχει διεύθυνση Β40 ο Α. Η σεισµική πηγή URG που αντιστοιχεί στην περιοχή Upper Rhinegraben, Vosges και Black Forest, χωρίστηκε σε τρεις επιµέρους περιοχές (URGa, URGb, URGc) µε βάση την κατανοµή της σεισµικής δραστηριότητας στην περιοχή. Για την ίδια τιµή της παραµέτρου b (σχέση Gutenberg-Richter) που είναι ίση µε την τιµή που υπολογίστηκε για όλη τη ζώνη URG, υπολογίστηκαν οι τιµές των παραµέτρων a για κάθε µια από τις επιµέρους αυτές πηγές, οι οποίες δίνονται στον Πίνακα 3.1. Σεισµική δραστηριότητα σηµειώνεται στο βορειοανατολικότερο άκρο της Γαλλίας και τις γειτονικές περιοχές της Γερµανίας και του Βελγίου, καθώς και στην περιοχή των Αρδενών (δυτικά της µάζας Rhenish). Οι εξαιρετικά λίγοι ασθενείς σεισµοί στην Rhenish Massif σχετίζονται κατά κύριο λόγο µε την εκεί παρουσία ανθρακωρυχείων (Delouis et al. 1993) Μέγα-ζώνη GERM_POL: Η σεισµικότητα της Κεντρικής Ευρώπης είναι χαρακτηριστική για ηπειρωτικές πλατφόρµες. Σύµφωνα µε τον Johnston (1994) συνεισφέρει µόλις κατά το 0.5% της παγκόσµιας έκλυσης σεισµικής ενέργειας. Η Γερµανία όπως και όλη η κεντρική Ευρώπη, βρίσκεται δυτικά-νοτιοδυτικά από την ασπίδα της Βαλτικής, που είναι προκάµβριας ηλικίας, και από την πλατφόρµα της ανατολικής Ευρώπης. Ανήκει στην πλατφόρµα της υτικής Ευρώπης που σχηµατίστηκε κατά το Παλαιοζωικό µε τις τεκτονικές φάσεις Καληδονική και Ερκύνια.Τα ενεργά ρήγµατα της περιοχής οφείλονται στις τάσεις που δηµιουργούναι κατά την σύγκρουση της Αφρικανικής µε την Ευρωπαϊκή πλάκα και στην Αλπική ορογένεση (Ανω Μεσοζωικό-Καινοζωικό). Το κυρίαρχο πεδίο τάσεων στην περιοχή είναι οριζόντιο, συµπιεστικό, µε διεύθυνση ΒΒ. Η παραµόρφωση της περιοχής καθορίζεται από την διάνοιξη στην Μεσοατλανική ράχη που βρίσκεται δυτικά, από την κίνηση της Αφρικανικής πλάκας προς βορρά, και από το γεγονός ότι η 133

140 Κεφάλαιο 3 ο πλατφόρµα της Ανατολικής Ευρώπης αποτελεί «εµπόδιο» στην κίνηση της κεντρικής Ευρώπης. Παρουσιάζει ενδιαφέρον το γεγονός ότι η οριζόντια συµπιεστική τάση είναι σχεδόν κάθετη προς την παράταξη των Ερκυνίδων, καθώς επίσης και προς την διεύθυνση της ανισοτροπίας των S-κυµάτων στο όριο ασθενόσφαιρας-λιθόσφαιρας στην κεντρική Ευρώπη, ενώ είναι σχεδόν παράλληλη προς την ισχύουσα διεύθυνση της συµπίεσης της περιοχής (Bormann et al. 1994, Vinnik et al. 1994). Η σεισµική δραστηριότητα είναι εντονότερη στην περιοχή των Άλπεων και ως προς την συχνότητα γένεσης των σεισµών αλλά και ως προς την µέγιστη παρατηρούµενη ένταση, η οποία είναι I 0 >9 στην κλίµακα MSK, ενώ βόρεια των Άλπεων δεν υπάρχουν καταγεγραµµένες, κατά τους ιστορικούς χρόνους, εντάσεις µεγαλύτερες από 8. Οι παράµετροι της σχέσης Gutenberg-Richter για τη µέγα-ζώνη αυτή δίνονται στον πίνακα Μεγάλη Βρετανία Σεισµοτεκτονικά στοιχεία και σεισµικότητα της Μεγάλης Βρετανίας Η Μεγάλη Βρετανία χαρακτηρίζεται γενικά από χαµηλή σεισµικότητα. Οι µελέτες σεισµικής επικινδυνότητας ξεκίνησαν κατά τη δεκαετία του 70 αλλά σηµαντική πρόοδος σηµειώθηκε κατά τη δεκαετία του 80. Γίνονται για την ασφαλή λειτουργία της χηµικής βιοµηχανίας και των εργοστασίων πυρηνικής ενέργειας. Η έρευνα της σεισµικής επικινδυνότητας µε το συµβατικό τρόπο της πιθανολογικής µεθόδου, αντιµετωπίζει το πρόβληµα της συσχέτισης των δεδοµένων των σεισµών µε τις γεωλογικές δοµές και τα ρήγµατα στην περιοχή. Σύµφωνα µε τον Musson (1996) στη Μεγάλη Βρετανία δεν µπορεί να γίνει καµία συσχέτιση µεταξύ της σεισµικής δραστηριότητας και των γεωλογικών δοµών, αλλά και δεν έχουν βρεθεί ρήγµατα που να είναι σεισµικά ενεργά. Είναι πιθανό, ότι η σεισµική δραστηριότητα οφείλεται στην ανοδική ισοστατική κίνηση µετά την τελευταία παγετώδη περίοδο. Ένδειξη για την ισχύ της τελευταίας άποψης αποτελεί το γεγονός ότι στη Σκωτία η συγκέντρωση των επικέντρων παρατηρείται στις περιοχές που καλύφθηκαν µε πάγο. Πιθανά, η µεταβολή του πεδίου της τάσης µετά το τέλος της παγετώδους περιόδου οδήγησε σε αύξηση της σεισµικότητας (Davenport et al. 1989) και επαναδραστηριοποίηση προϋπαρχόντων ρηγµάτων, τα οποία παρέµειναν ενεργά 134

141 Κεφάλαιο 3 ο σε ορισµένα µόνο τµήµατά τους κάτω από την επίδραση του σηµερινού πεδίου τάσεων. Σχήµα Τεκτονικός χάρτης της Μεγάλης Βρετανίας Η µεγάλη διαφορά της σεισµικότητας στην Ιρλανδία από αυτή της Μεγάλης Βρετανίας δηµιουργεί ερωτηµατικά. Με βάση τα γεωλογικά χαρακτηριστικά η Ιρλανδία αποτελεί συνέχεια της Μεγάλης Βρετανίας (Σχ ) και όπως και η Μεγάλη Βρετανία, καλύφθηκε επίσης από παγετώνες κατά την τελευταία παγετώδη περίοδο. Πρακτικά όµως δεν σηµειώνονται καθόλου σεισµοί στην Ιρλανδία (Musson 135

142 Κεφάλαιο 3 ο 1997). Για την ερµηνεία της διαφοράς αυτής ο Muir Wood (1993a) διατύπωσε την άποψη ότι η µεταβολή της τάσης σε τοπική κλίµακα µετά την τελευταία παγετώδη περίοδο είναι πολύ µικρή σε σχέση µε την µεταβολή της τάσης που οφείλεται στην ανοδική ισοστατική κίνηση του όγκου της Σκανδιναβίας. Έτσι, η σεισµική δραστηριότητα που οφείλεται σε αυτή είναι εντονότερη στη γειτονική Μεγάλη Βρετανία, ενώ απουσιάζει από την Ιρλανδία. Με βάση τα παραπάνω ο χωρισµός σε ζώνες της περιοχής έγινε λαµβάνοντας υπόψη κυρίως την κατανοµή της σεισµικότητας και λιγότερο τη γεωλογία της περιοχής και αυτό µπορεί να δικαιολογηθεί από το γεγονός ότι για το άµεσα επόµενο χρονικό διάστηµα, είναι πιο πιθανό ότι η κατανοµή της σεισµικής δραστηριότητας θα παραµείνει σταθερή Σεισµικές πηγές της Μεγάλης Βρετανίας. Στην περιοχή της µεγάλης Βρετανίας καθορίστηκαν 4 σεισµικές πηγές (Σχ. 3.34) η περιγραφή των οποίων γίνεται στη συνέχεια. Στο σχήµα φαίνεται ο λογάριθµος του αριθµού των σεισµών µεγέθους ίσου ή µεγαλύτερου του Μ σε συνάρτηση µε το µέγεθος Μ και δίνονται οι τιµές των παραµέτρων σεισµικότητας a και b για κάθε µια από τις πηγές και για τη σεισµικότητα υποβάθρου (BR_B) Σεισµική πηγή ΒRITAIN1: Περιλαµβάνει τους σεισµούς της βόρειας Σκωτίας που έχουν τα επίκεντρά τους στις περιοχές Inverness, Ullapool και Dunoon. Η σεισµική δραστηριότητα στη δυτική βόρεια Σκωτία είναι αξιοσηµείωτη αλλά τα µεγέθη των σεισµών είναι µικρά. Το 1880 και 1901 σηµειώθηκαν εδώ δύο σεισµοί που πλησιάζουν την τιµή M L =5.0. Σηµαντική ήταν η ακολουθία στην περιοχή Comrie µε µέγεθος Μ=4.7 (Musson 1996). Στη ζώνη αυτή βρίσκεται ένα από τα µεγαλύτερα ρήγµατα της περιοχής, το Great Glen που εκτείνεται από την περιοχή Inverness µέχρι την περιοχή Fort William της βόρειας Σκωτίας. Είναι κατακόρυφο, οριζόντιας µετατόπισης και δεν υπάρχει γεωλογική µαρτυρία ότι είναι ενεργό µετά το Μεσοζωικό (Johnstome and Mykura 1989). Επειδή είναι η πιο σηµαντική δοµή της περιοχής, του αποδόθηκε η γένεση πολλών από τους σεισµούς της πηγής αυτής Σεισµική πηγή BRΙTAIN2: Περιλαµβάνει την περιοχή των βόρειων Πεννίνων στην περιοχή της βόρειας Αγγλίας που εµφανίζει αρκετά αξιοσηµείωτη σεισµική δραστηριότητα (Bungum et al. 2000). Οι σεισµοί 136

143 Κεφάλαιο 3 ο συγκεντρώνονται µεταξύ των πόλεων Leicester και Carlisle. Ιδιαίτερες συγκεντρώσεις παρατηρούνται βόρεια του Wensleydale και στην περιοχή Skipton (Musson 1996). Σχήµα Σεισµικές πηγές της περιοχής της Βρετανίας και η κατανοµή των επικέντρων των σεισµών. 137

144 Κεφάλαιο 3 ο 1.5 logn = * Mw logn = -0.73* Mw logn logn BRITAIN Mw* (α) 0.5 BRITAIN Mw* (β) 2.0 logn = * Mw logn = * Mw logn 1.0 logn BRITAIN Mw* (γ) BRITAIN Mw* (δ) logn = * Mw logn BRITAIN_B Mw* (ε) Σχήµα Ο λογάριθµος της αθροιστικής συχνότητας σε συνάρτηση µε το µέγεθος για τις σεισµικές πηγές της περιοχής της Βρετανίας.α) σεισµική πηγή BRITAIN1, β) σεισµική πηγή BRITAIN2, γ) σεισµική πηγή BRITAIN3, δ) σεισµική πηγή BRITAIN4, ε) µεγαζώνη BRITAIN_B 138

145 Κεφάλαιο 3 ο Σεισµική πηγή BRITAIN3: Η νότια Ουαλία εµφανίζει σεισµική δραστηριότητα από την περιοχή Pemproke µέχρι το Newport µε ιδιαίτερη συγκέντρωση στην περιοχή Swansea. Ο πιο ισχυρός σεισµός στην περιοχή έγινε το 1906, ενώ άλλοι αξιοσηµείωτοι έγιναν στην περιοχή Hereford-Shropshire το 1863, 1896, 1926 και το 1990 (Musson 1996). Ο πιο πρόσφατος σεισµός της πηγής αυτής έγινε στις 22 Σεπτεµβρίου 2002 και είχε µέγεθος =4.8 (BGS). Σεισµοί τέτοιου µεγέθους σηµειώνονται κάθε 8-10 χρόνια στην περιοχή της Μεγάλης Βρετανίας Σεισµική πηγή BRITAIN4: Η περιοχή αυτή της βορειοδυτικής Ουαλίας είναι µία από τις πιο ενεργές σεισµικά περιοχές της Βρετανίας. Σε τακτά χρονικά διαστήµατα σηµειώνονται ασθενείς αλλά και µέτριου µεγέθους σεισµοί µε αξιοσηµείωτες µετασεισµικές ακολουθίες (Musson 1996). M L Περιοχή της Σκανδιναβίας Κύρια σεισµοτεκτονικά στοιχεία και σεισµική δραστηριότητα της περιοχής της Σκανδιναβίας Η σεισµικότητα της περιοχής της Σκανδιναβίας είναι χαµηλή, µε βάση την παγκόσµια κλίµακα, αλλά αρκετά πιο σηµαντική αν συγκριθεί µε τη σεισµικότητα άλλων περιοχών που βρέχονται επίσης από τον Ατλαντικό (Sykes 1978). Η µελέτη της σεισµικής επικινδυνότητας είναι αναγκαία για την ασφαλή εγκατάσταση των πυρηνικών εργοστασίων στην περιοχή και των χώρων αποθήκευσης των αποβλήτων τους, καθώς επίσης για την κατασκευή διαφόρων τεχνικών έργων. Η γένεση των σεισµών στην περιοχή οφείλεται: (1) στο πεδίο των τάσεων που δηµιουργείται λόγω της Μεσο-Ατλαντικής ράχης, (2) στο πεδίο των τάσεων που συνδέεται µε την ανοδική κίνηση της περιοχής κατά την µεταπαγετώδη περίοδο (Wahlstrom and Grunthal 2000). Πρόκειται για µία τυπική ενδοπλακική περιοχή, για την οποία οι γνώσεις, όσο αφορά την τεκτονική, είναι ηµιτελείς. Οι σεισµοί είναι επιφανειακοί και ενδιάµεσου µεγέθους (Μ<6.0 και Ι max = VIII). Καταγραφές των σεισµών από όργανα υπάρχουν µόνο για τα τελευταία 35 περίπου χρόνια. Το χρονικό αυτό διάστηµα δεν είναι αρκετό για την µελέτη των ισχυρότερων σεισµών. Θεωρείται ότι η περίοδος επανάληψης των σεισµών µε µέγεθος Μ>5.5 είναι της τάξης των 500 ετών, τουλάχιστον (Gregersen et al. 1991). 139

146 Κεφάλαιο 3 ο ύο από τις πιο αξιοσηµείωτες ζώνες σεισµικότητας βρίσκονται κατά µήκος των ακτών της Νορβηγίας και κατά µήκος της ανατολικής Σουηδίας. Η σεισµικότητα αυτή οφείλεται στο ότι οι αντίστοιχες περιοχές χαρακτηρίζονται από µικρού πάχους φλοιό. Σχήµα Οι διευθύνσεις της µέγιστης οριζόντιας συνιστώσας τάσης (από Gregersen et al. 1991) Γενικά, η σεισµική δραστηριότητα των περιοχών της Σκανδιναβίας, µε εξαίρεση τη Νορβηγία, χαρακτηρίζεται από σεισµούς µε µεγέθη Μ<4.0, αλλά η µεγάλη πλειοψηφία έχει µεγέθη που κυµαίνονται από Οι ισχυρότεροι σεισµοί εµφανίζουν µεγάλη διασπορά στο χώρο και το χρόνο και είναι υπό µελέτη το αν η εµφάνισή τους ακολουθεί µη-γραµµική σχέση (Gregersen et al. 1991). Στη Νορβηγία 140

147 Κεφάλαιο 3 ο οι µικροσεισµοί είναι λιγότεροι, ενώ πιο συχνοί είναι οι σεισµοί που εµφανίζουν µεγαλύτερα µεγέθη (Mantyniemi et al. 1993). Οι σεισµοί στην περιοχή της λίµνης Vanern και της τεκτονικής τάφρου του Όσλο οφείλονται σε σηµαντικές ζώνες ρηγµάτων. Στη βόρεια Φινλανδία η µεγαλύτερη συγκέντρωση σεισµικής δραστηριότητας παρατηρείται σε περιοχή που συναντώνται ζώνες ρηγµάτων. Ανάλογα µπορεί να εξηγηθεί η σεισµική δραστηριότητα στο Skagerrak, όπου συναντιέται η λεκάνη Νορβηγίας- ανίας µε την τεκτονική τάφρο του Όσλο, η οποία χαρακτηρίζεται από επέκταση µε διεύθυνση προς το νότο. Οι δύο ισχυρότεροι σεισµοί της Σκανδιναβίας είναι: ο σεισµός του 1904 στην περιοχή της τεκτονικής τάφρου (graben) του Όσλο και ο σεισµός του 1819 στις ακτές της Νορβηγίας (Gregersen et al. 1991). Μελέτες της σεισµικής δραστηριότητας της Σκανδιναβίας µε βάση δεδοµένα από καταγραφές αλλά και παλαιότερα ιστορικά δεδοµένα έχουν γίνει από διάφορους ερευνητές (Bath 1953, Miyamura 1962, Husebye at al. 1978, Bungum and Fyen 1979, Gregersen et al. 1991, Ahjos and Uski 1991, Hicks et al κ.α.). Το γενικό πεδίο τάσεων στην περιοχή δείχνει ότι επικρατεί οριζόντια συµπίεση Β -ΝΑ διεύθυνσης (Slunga 1981). Το πεδίο αυτό µε ελάχιστες εξαιρέσεις είναι πολύ σταθερό σε όλη την περιοχή µελέτης και είναι συνεπές µε την γεωδυναµική, όπως αυτή καθορίζεται από τη διάνοιξη στην Μέσο-Ατλαντική ράχη (Gregersen et al. 1991). Είναι, επίσης, σε συµφωνία µε το πεδίο τάσεων σε όλη τη βόρεια Ευρώπη. Ο Gregersen (1991) έδειξε ότι το συµπιεστικό πεδίο τάσεων της Σκανδιναβίας ενισχύεται και από το γεγονός της σύγκρουσης της Ευρωπαϊκής µε την Αφρικανική πλάκα. Οι Larsen and Gregersen (1990) έδειξαν ότι το συµπιεστικό πεδίο τάσεων Β - ΝΑ διεύθυνσης φανερώνεται και από τους µηχανισµούς γένεσης όχι µόνο των ανάστροφων ρηγµάτων αλλά και των οριζόντιας µετατόπισης, των πλαγιοκανονικών και των κανονικών, αν και οι δύο τελευταίες οµάδες εµφανίζουν µεγάλη διασπορά. Το 50% των µηχανισµών γένεσης αντιστοιχούν σε ρήγµατα οριζόντιας µετατόπισης, και τα ποσοστά 10%, 10% και 30% σε ανάστροφα, κανονικά και πλάγια. Ο Gregersen µε τους συνεργάτες του (1991) χρησιµοποίησε όλους τους µέχρι τότε διαθέσιµους µηχανισµούς γένεσης, µελέτησε το πεδίο των τάσεων της περιοχής και κατέληξε στο χάρτη του σχήµατος

148 Κεφάλαιο 3 ο Σχήµα Κύρια ρήγµατα κατά µήκος του ηπειρωτικού περιθωρίου της Νορβηγίας και οι κύριες τεκτονικές ενότητες του φλοιού της Βαλτικής (από Bungum et al. 1998) 142

149 Κεφάλαιο 3 ο Έντονη τεκτονική παραµόρφωση της περιοχής προκαλείται από την κατακόρυφη ανοδική κίνησή της, που ξεκίνησε πριν περίπου χρόνια, µετά το τέλος της τελευταίας παγετώδους περιόδου. Η κίνηση αυτή έφτασε τα 900m στην περιοχή βόρεια του κόλπου Bothnia. Οι Lagerback (1988) και Muir Wood (1989) µελέτησαν τα µεγάλα νεοτεκτονικά ρήγµατα της περιοχής. Τα ρήγµατα αυτά αποδεικνύουν ότι έγιναν πολύ ισχυροί σεισµοί ακριβώς µετά το τέλος της παγετώδους περιόδου. Το µεγαλύτερο από αυτά είναι το ρήγµα Parve στη βόρεια Σουηδία το µήκος του οποίου φτάνει τα 150km και η µετατόπιση τα 10-12m. Παράλληλες µελέτες στη Σκωτία (Davenport et al. 1989) έδειξαν ότι το πεδίο των τάσεων και στις δύο περιοχές µεταβλήθηκε µε παρόµοιο τρόπο και άλλαξε κατά πολύ µε το χρόνο. Αµέσως µετά την παγετώδη περίοδο η ανοδική κίνηση ήταν πολύ έντονη και πολύ πιο σηµαντική από τις οριζόντιες. Η κίνηση αυτή συνοδεύτηκε από έντονη σεισµική δραστηριότητα. Η σεισµικότητα όµως της περιοχής µειώθηκε σηµαντικά κατά τα τελευταία χρόνια και αυτό φαίνεται και από το πλήθος των σεισµών αλλά και από τα µεγέθη τους. Μια πιθανή φυσική ερµηνεία αυτού του γεγονότος του περιορισµού της σεισµικής δραστηριότητας είναι ότι το µεγαλύτερο ποσό της ενέργειας που είχε συσσωρευτεί κατά την παγετώδη περίοδο εκτονώθηκε ήδη µε τις τεκτονικές παραµορφώσεις και µε την ανοδική κίνηση της περιοχής (Johnston 1989). Μελέτες έδειξαν ότι η πρόσφατη σεισµική δραστηριότητα είναι πολύ περιορισµένη στην περιοχή των νεοτεκτονικών αυτών ρηγµάτων (Hankel and Walberg 1987, Slunga 1989, Wahlstrom 1989). Πολλές λεπτοµέρειες για τη σεισµικότητα της Σκανδιναβίας δεν έχουν ακόµα διευκρινιστεί. Το κυριότερο πρόβληµα είναι οι διαφοροποιήσεις που παρατηρούνται σε πολλές περιοχές του πεδίου των τάσεων, παρά τη σταθερότητα των γενικών του χαρακτηριστικών. Ορισµένες από τις µελέτες σεισµικής επικινδυνότητας στη Σκανδιναβία έχουν γίνει χωρίς να προηγηθεί χωρισµός της περιοχής σε σεισµικές πηγές. Τέτοιες τεχνικές έχουν προταθεί από τους Frankel (1995), Ruttener (1995), Woo (1996) κ.α. και εφαρµόζονται κυρίως σε περιοχές που δεν είναι γνωστά τα σεισµοτεκτονικά τους χαρακτηριστικά. Χωρισµός σε ζώνες έγινε από τους Mantyniemi et al. (1993), Lindholm et al. (2000), Wahlstrom and Grunthal (2000). Το πρόγραµµα για τον υπολογισµό της σεισµικής επικινδυνότητας που χρησιµοποιείται στην παρούσα εργασία προϋποθέτει περιοχές διαχωρισµένες σε ζώνες που παρουσιάζουν οµοιογένεια ως προς την κατανοµή της σεισµικής 143

150 Κεφάλαιο 3 ο δραστηριότητας. Το επιθυµητό είναι οι ζώνες αυτές να αποτελούν γεωλογικές ενότητες, η κάθε µια από τις οποίες να χαρακτηρίζεται από σταθερότητα ως προς την κατανοµή της σεισµικότητας για µεγάλη χρονική διάρκεια και αυτό να ισχύει ανεξάρτητα από το αν τα διαθέσιµα δεδοµένα είναι σε θέση να αποδείξουν τη σταθερότητα αυτή (Adams et al. 1995). Σχήµα Οι σεισµικές πηγές της περιοχής της Σκανδιναβίας και η κατανοµή των επικέντρων των σεισµών. Έτσι µε βάση τις γεωλογικές ενότητες της Σκανδιναβίας (Σχ ) διακρίθηκαν πέντε µεγαζώνες (SK-B1, SK-B2, SK-B3, SK-B4 και DNMK) για κάθε µια από τις οποίες υπολογίζονται οι παράµετροι σεισµικότητας υποβάθρου. Η µεγαζώνη SK-B1 εκτείνεται παράλληλα προς τις ακτές της Νορβηγίας και αποτελεί την περιοχή που σχηµατίστηκε κατά την Καληδονική τεκτονική φάση του Σιλουρίου. Η µεγαζώνη SK-B4 εκτείνεται στην περιοχή της κεντρικής Σουηδίας και της νότιας 144

151 Κεφάλαιο 3 ο Φιλανδίας και σχηµατίστηκε πριν από 1.8 εκ. χρόνια (Sveko-Karelian τεκτονική φάση) ενώ οι µεγαζώνες SK-B2 και SK-B3 καταλαµβάνoυν τον Αρχαϊκής ηλικίας φλοιό της Σκανδιναβίας. H SΚ-Β2 αντιστοιχεί στην περιοχή του ορογενούς Lapland- Kola και η δεύτερη στις Καρελίδες (Karelian province) που αποτελεί το νότιο περιθώριο του ορογενούς αυτού. Η περιοχή γύρω από το Oslo και τη ανία πιθανά σχηµατίστηκε κατά τη Βαρύσκια φάση του Περµίου (Muir Wood 1993a). Στην περιοχή του Όσλο οριοθετήθηκε µία σεισµική πηγή (SKAN5) ενώ η ευρύτερη περιοχή της ανίας αποτέλεσε µια επιπλέον µεγαζώνη (DNMK). Η λεκάνη Νορβηγίας- ανίας παρουσιάζει σεισµική δραστηριότητα που πιθανά σχετίζεται µε τη σύστηµα ρηγµάτων Fjerritslev-Tornquist (Pegrum 1984). H «ζώνη Tornquist» που έχει ηλικία >1000εκ. χρόνια, εκτείνεται Ν από τη βόρεια ανία µέχρι τη νότια Πολωνία (Watson 1976). ιακόπτεται από το ρήγµα Fjerritslev στο βορειότερο άκρο της λεκάνης Νορβηγίας- ανίας (Vejbaek and Britze 1994). Η σεισµικότητα κατανέµεται παράλληλα προς τη ζώνη Τοrnquist και κατά µήκος του άξονα της λεκάνης Νορβηγίας- ανίας (Gregersen 1979, Bungum et al. 1991, Vejbaek and Britze 1994). Επί µέρους πηγές διακρίθηκαν µόνο στη µεγαζώνη SK-B1 όπου η σεισµική δραστηριότητα είναι πιο έντονη. Τα διαθέσιµα δεδοµένα και οι γνώσεις της σεισµοτεκτονικής δεν επιτρέπουν διάκριση σε επιµέρους ζώνες και στις άλλες περιοχές Σεισµικές πηγές της Σκανδιναβίας Στην περιοχή της Σκανδιναβίας διακρίθηκαν 6 πηγές µε βάση τα γεωλογικά και τα σεισµολογικά δεδοµένα (Σχ ) και η σεισµικότητα υποβάθρου χωρίστηκε σε πέντε τµήµατα. Η περιγραφή των πηγών αυτών γίνεται στη συνέχεια και στο σχήµα 3.39 δίνεται ο λογάριθµος της αθροιστικής συχνότητας των σεισµών µεγέθους ίσου ή µεγαλύτερου του Μ σε συνάρτηση µε το µέγεθος Μ, καθώς και οι παράµετροι a και b της σχέσης Gutenberg-Richter για κάθε µια από αυτές τις πηγές. Οι σεισµικές πηγές SKAN2, SKAN3, SKAN5 διαχωρίστηκαν σε επιµέρους περιοχές (SKAN2a, SKAN2b, SKAN3a, SKAN3b, SKAN5a, SKAN5b) µε βάση την κατανοµή της σεισµικής δράσης. Για τις επιµέρους αυτές περιοχές υπολογίστηκαν οι τιµές των παραµέτρων a (σχέση Gutenberg-Richter) ενώ διατηρήθηκε σταθερή η τιµή της παραµέτρου b και ίση µε την τιµή που βρέθηκε σε κάθε µια από τις τρεις αυτές πηγές από το σύνολο των σεισµών της πηγής. Τα αποτελέσµατα δίνονται στον πίνακα

152 Κεφάλαιο 3 ο Σεισµική πηγή SKAN1: Αφορά στη σεισµικότητα της λεκάνης Voring. Η λεκάνη Voring σχηµατίστηκε κατά το εφελκυστικό πεδίο του Άνω Ιουρασικού - Κάτω Κρητιδικού. Πολλά από τα ρήγµατα που διασχίζουν τη λεκάνη δραστηριοποιήθηκαν κατά το Κρητιδικό, το Τριτογενές και το Τεταρτογενές, µε συνεχόµενη εµφάνιση σεισµικής δραστηριότητας (Gabrielsen and Grunnaleite 1995) Σεισµική πηγή SKAN2: Η περιοχή κατά µήκος των ακτών της Νορβηγίας παρουσιάζει αξιοσηµείωτη σεισµική δραστηριότητα. Στη ζώνη αυτή σηµειώθηκε ο ισχυρότερος σεισµός της Β Ευρώπης ( M S =5.8, 1819, 66.5 o N-14.5 o E). Η περιοχή αυτή εµφανίζει από τις πιο έντονες δραστηριότητες, µε επέκταση προς το νότο κατά µήκος του Rana Fault Complex (Bungum et al. 1991) Σεισµική πηγή SKAN3: Από τη λεκάνη More ξεκινά το σύστηµα ρηγµάτων More-Trondelag (Σχ. 3.37), που παρουσιάζει αξιοσηµείωτη σεισµική δραστηριότητα µε κατεύθυνση βορειοανατολική. Μια άλλη ενεργή σεισµικά ζώνη ρηγµάτων (KLAKKS fault system) ξεκινά από την περιοχή µε συντεταγµένες 64 ο Ν- 6 ο Ε και συνεχίζει βoρειοανατολικά προς τα νησιά Lafoten (Bungum et al. 1991) Σεισµική πηγή SKAN4: Η σεισµική δραστηριότητα της πηγής αυτής που βρίσκεται στις Ν ακτές της Νορβηγίας σχετίζεται µε την τεκτονική τάφρο Viking (Viking Graben). Tο δεξιό όριο της τάφρου αυτής για το οποίο γεωλογικές µελέτες δείχνουν ότι είναι ιδιαίτερα ενεργό (Gabrielsen 1989) αποτελεί (µέχρι το πλάτος των 61 ο 30 ) το ανατολικό όριο της λεκάνης Faeroy/Shetland, τα ρήγµατα της οποίας διακόπτουν τις δοµές του βορείου τµήµατος της Βόρειας θάλασσας (Bungum et al. 1998). Οι σεισµοί στη ζώνη αυτή είναι αρκετά συχνοί µε ισχυρότερο τον σεισµό του 1927 µε µέγεθος M S = Σεισµική πηγή SKAN5: Η σεισµική δραστηριότητα της πηγής αυτής σχετίζεται µε την τεκτονική τάφρο του Όσλο (Σχ. 3.37). Η δοµή αυτή σχηµατίστηκε κατά το καθεστώς εφελκυσµού και ηφαιστειακής δραστηριότητας του Περµίου και αποτελείται από επιµέρους τεκτονικές τάφρους που συνδέονται µεταξύ τους (Ramberg and Larsen 1978, Neumann et al. 1992, Olaussen et al. 1994). Μέχρι σήµερα διατηρείται ως ζώνη που δίνει σεισµούς µικρού κυρίως µεγέθους. Οι ισχυρότεροι πρόσφατοι σεισµοί έγιναν το 1904, M S =4.4 (Bungum et al. 1998). M S =5.4 και το 1953 µε µέγεθος 146

153 Κεφάλαιο 3 ο Σεισµική πηγή SKAN6: Η σεισµική δραστηριότητα στην πηγή αυτή πιθανά σχετίζεται µε το σύστηµα ρηγµάτων Fjerritslev (Σχ. 3.37) που, όπως προαναφέρθηκε, τέµνει τη ζώνη Τοrnquist στο βόρειο άκρο της Βόρειας θάλασσας. 2.0 logn = * Mw logn = * Mw logn 1.0 logn 0.5 SKAN Mw* (α) 0.5 SKAN Mw* (β) 2.0 logn = -1.02* Mw logn = * Mw logn 1.0 logn SKAN Mw* (γ) SKAN Mw* (δ) Σχήµα Ο λογάριθµος της αθροιστικής συχνότητας σε συνάρτηση µε το µέγεθος για τις σεισµικές πηγές της περιοχής της Σκανδιναβίας α) σεισµική πηγή SKAN11, β) σεισµική πηγή SKAN2, γ) σεισµική πηγή SKAN3, δ) σεισµική πηγή SKAN4, ε) σεισµική πηγή SKAN5, στ) σεισµική πηγή SKAN6, ζ) µεγαζώνη SK- B1 η) µεγαζώνη SK-B2, θ) µεγαζώνη SK-B3, ι) µεγαζώνη SK-B4 147

154 Κεφάλαιο 3 ο 2.0 Mw = * Mw logn = * Mw logn 1.0 logn SKAN Mw* (ε) SKAN Mw* (στ) logn = * Mw logn = * Mw logn SK-B Mw* (ζ) logn SK-B Mw* (η) 2.0 logn = * Mw logn = * Mw logn 1.0 logn SK-B Mw* (θ) SK-B Mw* (ι) Σχήµα (Συνέχεια) 148

155 Κεφάλαιο 3 ο Σύνοψη αποτελεσµάτων για τις σεισµικές πηγές του Ευρωπαϊκού χώρου Στην περιοχή του Ευρωπαϊκού χώρου καθορίστηκαν 58 σεισµικές πηγές και 15 µεγαζώνες στα πλαίσια της παρούσας εργασίας (Σχ. 3.40). Σε αυτές προστέθηκε το µοντέλο σεισµικών πηγών που προτάθηκε από τους Papaioannou and Papazachos (1997) για την περιοχή των νοτίων Βαλκανίων. Οι παράµετροι σεισµικότητας a και b (σχέση Gutenberg-Richter) των πηγών και των µέγα-ζωνών αυτών δίνονται στον πίνακα 3.1. Στην πρώτη στήλη του πίνακα δίνεται ο αύξων αριθµός των πηγών. Η ίδια αρίθµηση χρησιµοποιήθηκε και στο σχήµα Για τις µεγαζώνες χρησιµοποιήθηκε η λατινική αρίθµηση. Στην δεύτερη στήλη του πίνακα δίνονται οι κωδικοί των πηγών και των µεγαζωνών, στην τρίτη στήλη οι συντεταγµένες των ορίων των µεγαζωνών και των πηγών (µε αρνητικό πρόσηµο σηµειώνονται τα δυτικά γεωγραφικά µήκη), στην τέταρτη και πέµπτη στήλη οι τιµές των παραµέτρων σεισµικότητας a και b, στην έκτη στήλη η ανηγµένη τιµή της παραµέτρου a για το διάστηµα ενός έτους, ενώ στην τελευταία στήλη του πίνακα δίνεται το µέγιστο παρατηρούµενο µέγεθος στην αντίστοιχη πηγή ή µεγαζώνη. 149

156 Κεφάλαιο 3 ο Σχήµα Οι 58 σεισµικές πηγές και οι 15 µεγαζώνες του ευρωπαϊκού χώρου που καθορίστηκαν στα πλαίσια της παρούσας εργασίας. Για την περιοχή των νοτίων Βαλκανίων δίνεται το µοντέλο πηγών των Papaioannou and Papazachos (2000). 150

157 Κεφάλαιο 3 ο Πίνακας 3.1. Οι παράµετροι σεισµικότητας των σεισµικών πηγών και των µεγαζωνών του σχήµατος Στην πρώτη στήλη δίνεται ο αύξων αριθµός των σεισµικών πηγών και των µεγαζωνών (χρησιµοποιείται η ίδια αρίθµηση µε αυτή του σχήµατος 3.40.), στη δεύτερη ο κωδικός τους, στην τρίτη στήλη δίνονται οι συντεταγµένες των σεισµικών πηγών και µέγα-ζωνών, στην τέταρτη στήλη δίνονται οι τιµές της παραµέτρου b που υπολογίστηκαν για κάθε πηγή και µέγαζώνη, στην πέµπτη στήλη οι τιµές της παραµέτρου a, στην έκτη στήλη η ανηγµένη τιµή της παραµέτρου α για το διάστηµα του ενός έτους και στην τελευταία στήλη η µέγιστη παρατηρούµενη τιµή του µεγέθους για την κάθε πηγή και µεγαζώνη. α/α Ζώνες λ φ b(l.s.) a a 0 M max 1. IB IB a IB2 a b IB2 b IB a IB3 a b IB3 b

158 Κεφάλαιο 3 ο α/α Ζώνες λ φ b(l.s.) a a 0 M max MAG MAG MAG MAG TUN PYR a PYR a b PYR b APEN ANCONA

159 Κεφάλαιο 3 ο α/α Ζώνες λ φ b(l.s.) a a 0 M max APEN APEN GARGANO APEN SIC TYR SIC SIC LIGURIA

160 Κεφάλαιο 3 ο α/α Ζώνες λ φ b(l.s.) a a 0 M max 20a LIGURIA a b LIGURIA b W_ALPS W_ALPS W_ALPS a W_ALPS3 a b W_ALPS3 b c W_ALPS3 c C_ALPS C_ALPS

161 Κεφάλαιο 3 ο α/α Ζώνες λ φ b(l.s.) a a 0 M max FRIULI EX_DIN EX_DIN EX_DIN NE_ALPS VIE TRANS HUG

162 Κεφάλαιο 3 ο α/α Ζώνες λ φ b(l.s.) a a 0 M max 34. IN_DIN BAR YUG BA OUTER_CARP CARP CARP VRANCEA SHALBA GO

163 Κεφάλαιο 3 ο α/α Ζώνες λ φ b(l.s.) a a 0 M max 44. URG a URG a b URG b c URG c LRG BRABAND FR FR BRITAIN

164 Κεφάλαιο 3 ο α/α Ζώνες λ φ b(l.s.) a a 0 M max BRITAIN BRITAIN BRITAIN SKAN SKAN a SKAN5 a b SKAN5 b SKAN SKAN

165 Κεφάλαιο 3 ο α/α Ζώνες λ φ b(l.s.) a a 0 M max a SKAN3 a b SKAN3 b SKAN a SKAN2 a b SKAN2 b SKAN Ι IB_B ΙΙ TUN_B III COR_B

166 Κεφάλαιο 3 ο α/α Ζώνες λ φ b(l.s.) a a 0 M max IV IT_BN V IT_BS VI FR_B VII CE_B VIII PAN_B IX ROM_B

167 Κεφάλαιο 3 ο α/α Ζώνες λ φ b(l.s.) a a 0 M max X BR_B XI DMNK XII SK_B XIII SK_B XIV SK_B XV SK_B

168 Κεφάλαιο 3 ο α/α Ζώνες λ φ b(l.s.) a a 0 M max

169 Κεφάλαιο 4 ο ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 ο ΕΚΤΙΜΗΣΗ ΤΗΣ ΣΕΙΣΜΙΚΗΣ ΕΠΙΚΙΝ ΥΝΟΤΗΤΑΣ ΤΟΥ ΕΥΡΩΠΑΪΚΟΥ ΧΩΡΟΥ 4.1. Εισαγωγή Στην ενότητα αυτή γίνεται εκτίµηση της σεισµική επικινδυνότητα στην περιοχή του ευρωπαϊκού χώρου, µε όρους µέγιστης αναµενόµενης οριζόντιας εδαφικής επιτάχυνσης και 10% πιθανότητα υπέρβασης σε χρονική διάρκεια 50 ετών ή ισοδύναµα, για µέση περίοδο επανάληψης 475 ετών. Για το σκοπό αυτό χρησιµοποιείται ο κατάλογος σεισµών και το µοντέλο σεισµικών πηγών που προτάθηκε στα πλαίσια της παρούσας εργασίας (Βλ. Κεφ. 2 ο και 3 ο, αντίστοιχα). Πριν την παράθεση των αποτελεσµάτων που δίνονται µε την µορφή χαρτών κατανοµής της µέγιστης αναµενόµενης εδαφικής επιτάχυνσης, περιγράφονται ορισµένες βασικές έννοιες καθώς και η µέθοδος που εφαρµόστηκε Εξάρτηση της σεισµικής κίνησης από τις παραµέτρους της εστίας Οι σεισµικές βλάβες που υφίσταται η τεχνική κατασκευή εξαρτώνται τόσο από τα στοιχεία της σεισµικής κίνησης όσο και από τις παραµέτρους που αφορούν την τεχνική κατασκευή. Τα βασικά στοιχεία της σεισµικής κίνησης είναι η µετάθεση, η ταχύτητα και η επιτάχυνση των υλικών σηµείων του εδάφους, καθώς και η περίοδος και η διάρκεια της ισχυρής κίνησης. Τα στοιχεία της σεισµικής κίνησης σε µια τοποθεσία καθορίζονται από διάφορους παράγοντες που αφορούν: (α) Τις ιδιότητες της σεισµικής εστίας (µέγεθος, σεισµική ροπή, µηχανισµός γένεσης, κλπ). (β) Τις ιδιότητες του δρόµου διάδοσης των σεισµικών κυµάτων, ο οποίος βρίσκεται µεταξύ της εστίας του σεισµού και της τοποθεσίας (µήκος δρόµου, απόσβεση σεισµικών κυµάτων κλπ). (γ) Από τις ιδιότητας της ίδιας της τοποθεσίας (σκληρότητα του εδάφους θεµελίωσης, εδαφικά ρήγµατα, µορφολογία, κλπ) (Σχήµα 4.1). Παράµετροι της εστίας, οι οποίες επηρεάζουν την ισχυρή σεισµική κίνηση είναι το µέγεθος του σεισµού, η σεισµική ροπή, η πτώση τάσης στην εστία του, ο µηχανισµός γένεσης και το φάσµα της σεισµικής κίνησης στην εστία του σεισµού. 163

170 Κεφάλαιο 4 ο Σχήµα 4.1. Σχηµατική παράσταση σεισµικής εστίας, δρόµου διάδοσης των σεισµικών κυµάτων και της τοποθεσίας της τεχνικής κατασκευής (Παπαζάχος, 1990) Η εξάρτηση των παραµέτρων της ισχυρής σεισµικής κίνησης από την ισχύ του σεισµού προκύπτει από τον ορισµό του µεγέθους, σε οποιαδήποτε από τις κλίµακες µεγεθών και αν αναφερόµαστε. Ο ορισµός αυτός (π.χ. Richter 1935) δείχνει ότι το µέγεθος είναι γραµµική συνάρτηση του λογαρίθµου του πλάτους των παραµέτρων της σεισµικής κίνησης και κατά συνέπεια, το πλάτος της σεισµικής κίνησης αυξάνεται εκθετικά µε το µέγεθος του σεισµού. Η µετάθεση κοντά στην εστία συνδέεται µε τη µέση µετάθεση στο σεισµογόνο ρήγµα, η οποία καθορίζει και την τιµή της σεισµικής ροπής (Aki 1967), αλλά και την τιµή της πτώσης τάσης (Yamashita 1976). Έτσι, είναι προφανής η εξάρτηση των παραµέτρων της σεισµικής κίνησης από την σεισµική ροπή και από την πτώση τάσης. Ο µηχανισµός γένεσης επηρεάζει σε σηµαντικό βαθµό της παραµέτρους της σιεσµικής κίνησης σε ορισµένη θέση, γιατί από το µηχανισµό αυτό (προσανατολισµός ρήγµατος, διεύθυνση κίνησης, διεύθυνση διάδοσης της διάρρηξης κλπ.) εξαρτάται ο τρόπος ακτινοβολίας της ενέργειας από την εστία του σεισµού. Ακόµα και στην περίπτωση κατά την οποία η σεισµική πηγή θεωρηθεί σηµειακή, η σεισµική ενέργεια που ακτινοβολείται είναι µεγάλη προς ορισµένες διευθύνσεις και µικρή προς άλλες (Stauder 1964). Περισσότερο ασύµµετρα ακτινοβολείται η σεισµική ενέργεια, αν θεωρηθεί διάδοση της σεισµικής ενέργειας προς ορισµένη κατεύθυνση που ανταποκρίνεται καλύτερα προς την πραγµατικότητα. Αποδεικνύεται ότι τα πλάτη των σεισµικών κυµάτων κατά την κατεύθυνση διάδοσης της διάρρηξης 164

171 Κεφάλαιο 4 ο έχουν εξαιρετικά µεγάλες τιµές (Knopoff 1958). Ενόργανες καταγραφές από πρόσφατους σεισµούς (Αθήνα 1999, Taiwan 1999) συνηγορούν στο γεγονός αυτό Εξάρτηση της σεισµικής κίνησης από το δρόµο διάδοσης των σεισµικών κυµάτων Τα σεισµικά κύµατα υφίστανται γεωµετρική διασπορά, κατά την οποία η σεισµική ενέργεια που περνάει ανά µονάδα χρόνου και ανά µονάδα επιφανείας είναι θεωρητικά αντιστρόφως ανάλογη του τετραγώνου της απόστασης. Επειδή η ενέργεια του κύµατος είναι ανάλογη του τετραγώνου το πλάτους της µετάθεσης, το πλάτος αυτό είναι θεωρητικά, αντιστρόφως ανάλογο της απόστασης από την εστία. Τα σεισµικά κύµατα χάνουν ενέργεια κατά τη διάδοσή τους και από το γεγονός ότι τα πετρώµατα υφίστανται πλαστική παραµόρφωση µε συνέπεια τη µετατροπή της σεισµικής ενέργειας σε θερµότητα. Λόγω αυτής της απώλειας, το πλάτος της µετάθεσης είναι ανάλογο της ποσότητας exp( qr) όπου r η απόσταση που µετριέται κατά µήκος του δρόµου του κύµατος και q ο συντελεστής απόσβεσης του κύµατος, που εξαρτάται από το µέσο διάδοσης και είναι αντιστρόφως ανάλογος της περιόδου του κύµατος. Έτσι, η βαθµίδα µεταβολής (ελάττωσης) των πλατών των κυµάτων µε την απόσταση είναι µεγαλύτερη για κύµατα βραχείας περιόδου από ότι για τα κύµατα µακράς περιόδου. σχέση όπου Το πλάτος της µετάθεσης A 0 A, σε απόσταση r από την πηγή δίνεται από τη A0 A = exp( qr) (4.1) r είναι το αρχικό πλάτος. Ο συντελεστής απόσβεσης είναι αντιστρόφως ανάλογος της περιόδου. ηλαδή ισχύει: π q = (4.2) QTc όπου Q σταθερά που εξαρτάται από το υλικό µέσο και c η ταχύτητα διάδοσης του κύµατος. Από τις δύο τελευταίες σχέσεις προκύπτει: A0 πr A = exp( ) (4.3) r QTc 165

172 Κεφάλαιο 4 ο Η τελευταία σχέση δείχνει την έντονη εξάρτηση του πλάτους της σεισµικής κίνησης από την απόσταση. Όσο µικρότερη είναι η περίοδος του κύµατος, τόσο εντονότερη είναι η απόσβεση µε την απόσταση. Πολύ σηµαντική είναι η απόσβεση της σεισµικής ενέργειας, όταν ο δρόµος διάδοσης των σεισµικών κυµάτων συναντά ασυνέχειες της λιθόσφαιρας, όπως είναι οι περιοχές κατάδυσης των λιθοσφαιρικών πλακών. Ανώµαλες µεταβολές της ταχύτητας διάδοσης των σεισµικών κυµάτων έχουν πολύ σηµαντική επίδραση στα πλάτη των κυµάτων Εξάρτηση της σεισµικής κίνησης από τις τοπικές εδαφικές συνθήκες. Το είδος και το µέγεθος των σεισµικών βλαβών εξαρτώνται από τις µηχανικές ιδιότητες του εδάφους θεµελίωσης των τεχνικών κατασκευών. Το είδος θεµελίωσης επηρεάζει τη µορφή και το πλάτος του σεισµικού κύµατος, καθώς και το συντελεστή απόσβεσης των κατασκευών. Επίσης, η αντοχή και η δυσκαµψία των διαφόρων εδαφικών στρώσεων µεταβάλλονται κατά διαφορετικό τρόπο όταν ταλαντώνονται οι στρώσεις αυτές. Γενικά, παρατηρήθηκε ότι όταν η κατασκευή έχει µεγάλο βάρος και βρίσκεται σε χαλαρό έδαφος ή είναι εύκαµπτη, οι σηµαντικότερες βλάβες είναι η ολική κλίση, µετάθεση ή ανατροπή αυτής, ενώ όταν η κατασκευή είναι δύσκαµπτη και βρίσκεται σε στέρεο έδαφος, οι βλάβες είναι κατά κύριο λόγο οριζόντιες µεταθέσεις στο τµήµα της κατασκευής που συνδέει αυτή µε το έδαφος, καθώς και ρωγµές στο κύριο µέρος της κατασκευής (Παπαζάχος 1993). Το πάχος και η δυσκαµψία του επιφανειακού ιζηµατογενούς στρώµατος επηρεάζει αποφασιστικά της ισχυρή σεισµική κίνηση. Η κλίση των διαφόρων στρωµάτων και η τοπογραφία γενικότερα είναι από τους σηµαντικούς παράγοντες που διαµορφώνουν τη σεισµική κίνηση στα θεµέλια της κατασκευής. Γενικά, έχει µεγάλη σηµασία η γεωλογική µελέτη των επιφανειακών στρωµάτων στη θέση όπου πρόκειται να γίνει µια κατασκευή, γιατί οι µηχανικές βλάβες εξαρτώνται από τις µηχανικές ιδιότητες των στρωµάτων αυτών. 166

173 Κεφάλαιο 4 ο 4.2. Ορισµός σεισµικής επικινδυνότητας Καθορίστηκαν τρεις όροι οι οποίοι αντιπροσωπεύουν τα αναµενόµενα αποτελέσµατα των σεισµών στις κατασκευές, την αναµενόµενη απόκριση των κατασκευών στη σεισµική κίνηση και τις αναµενόµενες σεισµικές κινήσεις στα θεµέλια των κατασκευών. Οι όροι αυτοί καθιερώθηκαν ως: «σεισµική διακινδύνευση», «σεισµική επικινδυνότητα» και «τρωτότητα» και συνδέονται µεταξύ τους µε τη σχέση (Sandi 1982) R = H * V (4.4) Σεισµική διακινδύνευση, R (seismic risk), ονοµάζουµε τον αναµενόµενο βαθµό σεισµικής βλάβης τον οποίο πρόκειται να υποστεί µια σεισµική κατασκευή. Σεισµική επικινδυνότητα, H (seismic hazard) ενός τόπου είναι η αναµενόµενη σε αυτό τον τόπο τιµή της σεισµικής έντασης Υ, σε καθορισµένο χρονικό διάστηµα και µε ορισµένη πιθανότητα υπέρβασης της τιµής αυτής. Ο όρος σεισµική ένταση µπορεί να αντιστοιχεί στην µακροσεισµική ένταση ή στο µέτρο µιας από τις παραµέτρους της σεισµικής κίνησης (π.χ. ο λογάριθµος της εδαφικής επιτάχυνσης, ταχύτητας, µετάθεσης). Ο αναµενόµενος τρόπος απόκρισης µιας τεχνικής κατασκευής στις σεισµικές κινήσεις ονοµάζεται συνήθως τρωτότητα, V (Vulnerability), της τεχνικής κατασκευής. Η τρωτότητας της κατασκευής εξαρτάται από την ποιότητα των υλικών της κατασκευής, από την ιδιοπερίοδό της, τον παράγοντα απόσβεσης κ.α. Από τη σχέση (4.4) προκύπτει ότι για να µειωθεί η σεισµική διακινδύνευση θα πρέπει να µειωθεί η τρωτότητα των κατασκευών. Για να κατασκευαστούν τεχνικά έργα µειωµένης τρωτότητας, δηλαδή, τέτοια ώστε να έχουν την καλύτερη δυνατή απόκριση στις σεισµικές κινήσεις, θα πρέπει οι µηχανικοί να έχουν όσο το δυνατό περισσότερες πληροφορίες για τις ιδιότητες των κινήσεων αυτών. Πρέπει, δηλαδή, οι σεισµολόγοι να τους παρέχουν όσο το δυνατό περισσότερες πληροφορίες για τη σεισµική επικινδυνότητα. Αντίστοιχα µε την προηγούµενη σχέση ισχύει (Sandi 1982): H = S * P * SE (4.5) όπου S είναι η σεισµικότητα, P είναι η ο παράγοντας που εκφράζει το δρόµο διάδοσης των σεισµικών κυµάτων (απόσβεση) και SE είναι η επίδραση των τοπικών συνθηκών (εδαφικών και τοπογραφικών). Για την ακριβή εκτίµηση των 167

174 Κεφάλαιο 4 ο παραγόντων P και SE απαιτείται η χρήση µεγάλου όγκου διαθέσιµων ενόργανων καταγραφών. Για το σκοπό αυτό αναπτύσσονται δίκτυα επιταχυνσιογράφων. Στις µελέτες σεισµικής επικινδυνότητας, η σεισµικότητα εισάγεται µε διάφορα στοχαστικά µοντέλα για την κατανοµή των σεισµών στο χώρο και το χρόνο, οι οποίοι θεωρούνται ως σηµειακές, γραµµικές ή επιφανειακές σεισµικές πηγές. Στις πρώτες εργασίες η απόσβεση των παραµέτρων της ισχυρής σεισµικής κίνησης περιελάµβανε κυρίως τη µακροσεισµική ένταση και τη µέγιστη επιτάχυνση, ενώ σε µεταγενέστερες χρησιµοποιήθηκαν οι µέγιστες τιµές της οριζόντιας και της κατακόρυφης εδαφικής επιτάχυνσης, ταχύτητας και µετάθεσης, η διάρκεια της ισχυρής εδαφικής κίνησης και φασµατικές τιµές των παραµέτρων αυτών. Οι πρόσφατες εργασίες κάνουν επίσης χρήση συνθετικών ή τεχνητών επιταχυνσιογραµµάτων, όπου δεν υπάρχουν διαθέσιµα δεδοµένα. Χρησιµοποιούνται επίσης µοντέλα στοχαστικών προσεγγίσεων των αναµενόµενων εδαφικών κινήσεων. 4.3.Σεισµική ένταση και µέτρα υπολογισµού των µέγιστων τιµών της Με τον όρο σεισµική ένταση, Υ, εννοούµε ένα µέτρο των σεισµικών βλαβών. εν είναι δυνατός ο καθορισµός ενός µόνο φυσικού µεγέθους ως µέτρου των σεισµικών βλαβών, αφού οι σεισµικές βλάβες εξαρτώνται από διάφορα στοιχεία της σεισµικής κίνησης (επιτάχυνση, ταχύτητα, µετάθεση, περίοδο, διάρκεια) και της κατασκευής (ιδιοπερίοδος, συντελεστής απόσβεσης, πλαστιµότητα), αλλά και από την ιστορία της εδαφικής κίνησης στα θεµέλια του κτιρίου κατά τη διάρκεια του σεισµού. Φαίνεται ότι ορισµένα από τα στοιχεία της σεισµικής κίνησης έχουν µεγαλύτερη σηµασία για τις σεισµικές βλάβες από άλλα στοιχεία, γι αυτό και χρησιµοποιούνται ως µέτρα των σεισµικών βλαβών. Τέτοια στοιχεία είναι η µέγιστη εδαφική ταχύτητα αλλά κυρίως, η µέγιστη εδαφική επιτάχυνση. Ακριβής προσδιορισµός της εδαφικής σεισµικής επιτάχυνσης σε µια θέση είναι δυνατός µόνο µε τη χρήση επιταχυνσιογραµµάτων του σεισµού που λήφθηκε µε επιταχυνσιόµετρο στη θέση αυτή. Η εγκατάσταση δικτύων επιταχυνσιοµέτρων γίνεται όλο και σε µεγαλύτερο βαθµό από διάφορους φορείς για τον ακριβή υπολογισµό των επιταχύνσεων. Για τον υπολογισµό των µεγίστων τιµών της εδαφικής επιτάχυνσης σε ορισµένη θέση (αλλά και των άλλων παραµέτρων της σεισµικής κίνησης) χρησιµοποιούνται τόσο οι γενικές γνώσεις για την επίδραση των ιδιοτήτων της 168

175 Κεφάλαιο 4 ο εστίας, του τρόπου διάδοσης των σεισµικών κυµάτων και του εδάφους θεµελίωσης όσο και σε δεδοµένα παρατήρησης (π.χ. επιταχυνσιογράµµατα) τα οποία αφορούν την περιοχή όπου βρίσκεται η θέση αυτή. Για το σκοπό αυτό, ορίζεται η µορφή της σχέσης που πρόκειται να χρησιµοποιηθεί για τον υπολογισµό των µεγίστων τιµών των παραµέτρων της σεισµικής κίνησης και µε βάση τα διαθέσιµα στοιχεία ορίζονται οι σταθερές της σχέσης αυτής. Οι σχέσεις αυτές έχουν τη µορφή εξισώσεων ή καµπύλων ή πινάκων. Σχήµα 4.2. Μεταβολή της µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης, γ m (σε βράχο), µε την απόσταση από το σεισµικό ρήγµα και το µέγεθος του σεισµού (Cambell 1981). Η µέγιστη εδαφική επιτάχυνση, η µέγιστη εδαφική ταχύτητα και η µέγιστη εδαφική µετάθεση αυξάνουν όταν αυξάνει το µέγεθος του σεισµού και ελαττώνονται µε τη αύξηση της εστιακής απόστασης. Στο σχήµα (4.2.) φαίνεται η µεταβολή της µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης, γ m, µε την απόσταση,, για εφτά τιµές του µεγέθους, Μ, του σεισµού. Έχουν προταθεί διάφορες ηµιεµπειρικές σχέσεις για τον υπολογισµό των µεγίστων τιµών των τριών αυτών παραµέτρων όταν γνωρίζουµε την απόσταση και το µέγεθος. Οι σχέσεις αυτές έχουν συνήθως την εξής µορφή (Campbell 1985): y = b f M ) f ( R) f ( M, R) f ( P)ε (4.6) 1 1( i 169

176 Κεφάλαιο 4 ο όπου y παριστάνει ένα από τα στοιχεία της σεισµικής κίνησης, f ( M 1 ) αποτελεί συνάρτηση της χρησιµοποιούµενης κλίµακας µεγέθους, f ( R 2 ) συνάρτηση της εστιακής απόστασης, f ( M, 3 R ) συνάρτηση συνδυασµού των δύο προηγούµενων ποσοτήτων, f ( P) 4 i συνάρτηση που σχετίζεται µε το δρόµο διάδοσης, τις τοπικές εδαφικές συνθήκες και τη δοµή και ε είναι τυχαία µεταβλητή που εκφράζει την αβεβαιότητα της παραµέτρου y. Πολλές φορές η προηγούµενη σχέση εµφανίζεται µε τη µορφή: ; Y = lnb1 + ln[ f1( M )] + ln[ f2( R)] + ln[ f3( M, R)] + ln[ f4( Pi )] + ε (4.7) όπου Y = log y, και ε ' είναι τυχαία µεταβλητή µε τυπική απόκλιση ίση µε σ για την οποία ισχύει ε ' = lnε Μέτρα σεισµικής επικινδυνότητας Έστω ότι Υ είναι η ένταση σε ορισµένο τόπο, η οποία παίρνει διάφορες τιµές ανάλογα µε το µέγεθος του σεισµού και την απόσταση της εστίας από το σηµείο παρατήρησης. Η ένταση αυτή µπορεί να είναι η µακροσεισµική ένταση, Ι, ή µέτρο της µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης, γ m, ή της µέγιστης εδαφικής ταχύτητας, υ m, ή της µέγιστης εδαφικής µετάθεσης, S m. Η ένταση ακολουθεί τον εξής στατιστικό νόµο log N = a by (4.8) t ο οποίος είναι ανάλογος µε το νόµο των Gutenberg και Richter που ακολουθούν τα µεγέθη των σεισµών. N t t είναι ο αριθµός των σεισµών που η ένταση στο συγκεκριµένο τόπο και σε χρονικό διάστηµα t (σε έτη) αποκτά τιµές ίσες ή µεγαλύτερες του Y και a t,b είναι σταθερές που υπολογίζονται συνήθως µε τη µέθοδο των ελαχίστων τετραγώνων, αφού τα ζεύγη ( log N t,y ) είναι γνωστά από παρατηρήσεις. Με αναγωγή της προηγούµενης σχέσης σε χρονικό διάστηµα ενός έτους προκύπτει: ή συνηθέστερα log N a by (4.9) N 1 = 0 by 1 = N 0 e (4.10) 170

177 Κεφάλαιο 4 ο όπου N 1 είναι ο αριθµός των περιπτώσεων που η ένταση σε ορισµένο τόπο και σε χρονικό διάστηµα ενός έτους υπερβαίνει την τιµή Y. Η παράµετρος a 0 δίνεται από τη σχέση: a = at logt (4.11) 0 και παριστάνει το δεκαδικό λογάριθµο του ετήσιου αριθµού, N 0, των σεισµών που προκαλούν στον τόπο αυτό ένταση µηδέν ή µεγαλύτερη. ηλαδή a0 log N = a ή N = 10 (4.12) Η µέση περίοδος επανάληψης, T (Y ), των σεισµών που προκαλούν ένταση Y ή µεγαλύτερη θα είναι το αντίστροφο της συχνότητας των σεισµών N ( Y 1 ). Έτσι ισχύει: by e T ( Y ) = (4.13) N Για τον καθορισµό της πιθανότητας υπέρβασης ορισµένης τιµής Y σε ορισµένο χρονικό διάστηµα, t, δηλαδή, για τον καθορισµό της σεισµικής επικινδυνότητας είναι απαραίτητο ένα µοντέλο κατανοµής του αριθµού, n, των σεισµών οι οποίοι προκαλούν ένταση ορισµένης τιµής σε ένα έτος. Συνήθως υποθέτουµε κατανοµή Poisson, η οποία δίνεται από τη σχέση: 0 όπου n ( t) f ( nt) = e (4.14) n! λt λ f (n) είναι η πιθανότητα ένας αριθµός n σεισµών να συµβεί στη µονάδα του χρόνου και λ είναι ο µέσος αριθµός σεισµών στη µονάδα του χρόνου. Για να ισχύει η κατανοµή Poisson πρέπει οι σεισµοί να θεωρηθούν ως γεγονότα χρονικά και χωρικά ανεξάρτητα και η πιθανότητα δύο σεισµοί να συµβούν στην ίδια θέση και στον ίδιο χρόνο να τείνει στο µηδέν. Με συνδυασµό της τελευταίας σχέσης και της (4.10) προκύπτει: by P = exp( N te ) (4.15) t 1 0 όπου P t είναι η πιθανότητα υπέρβασης ορισµένης τιµής έντασης σε χρόνο t ετών. Η τελευταία σχέση µπορεί να χρησιµοποιηθεί για τον υπολογισµό της σεισµικής επικινδυνότητας, όταν αυτή µετριέται µε την πιθανότητα. P t Η ετήσια πιθανότητα υπέρβασης, P 1, δίνεται από την τελευταία σχέση αν θέσουµε t=1 έτος. ηλαδή, 171

178 Κεφάλαιο 4 ο ενώ οι δύο τελευταίες σχέσεις δίνουν P 1 P t by = exp( N e ) (4.16) 1 0 = exp[ t ln(1 P )] (4.17) 1 1 Η σχέση (4.10) και η τελευταία δίνουν: P 1 N t t = 1 e (4.18) Η σχέση αυτή δίνει την πιθανότητα, P, υπέρβασης ορισµένης τιµής της έντασης, Y, t σε χρόνο t όταν γνωρίζουµε την ετήσια συχνότητα, N 1, των σεισµών οι οποίοι προκαλούν ένταση µεγαλύτερη της Y. Σηµαντική ποσότητα στη µελέτη σεισµικής επικινδυνότητας είναι η συχνότερα παρατηρούµενη µέγιστη ένταση, Y, σε ένα τόπο σε χρονικό διάστηµα t. Αυτή είναι η ένταση για την οποία η παράγωγος df / dy της συνάρτησης F by = P = exp( N e ) γίνεται µέγιστη, δηλαδή η τιµή Y της Y για την οποία 1 t 0 ισχύει d 2 F / dy 2 = 0. ηλαδή ισχύει: Y t a logt = 0 + (4.19) b b Η τιµή της έντασης, Y, που έχει πιθανότητα P να υπερβληθεί σε ορισµένο χρόνο t, προκύπτει από την (4.15) και είναι: t Y t t ln N 0 t ln[ ln(1 Pt )] = (4.20) b b 4.5. Μέθοδοι εκτίµησης της σεισµικής επικινδυνότητας Ο σκοπός της εκτίµησης της σεισµικής επικινδυνότητας σε µια συγκεκριµένη περιοχή είναι, αφού συγκεντρωθούν όλα τα δεδοµένα για τη σεισµολογία και τη γεωλογία της περιοχής µελέτης, να υπολογιστούν οι παράµετροι που δίνουν τη µέγιστη σεισµική κίνηση και να χρησιµοποιηθούν έτσι αυτά τα στοιχεία από τους µηχανικούς για τον σχεδιασµό ασφαλών κατασκευών. Υπάρχουν δύο κυρίως µέθοδοι για τον υπολογισµό της σεισµικής επικινδυνότητας: η αιτιοκρατική (deterministic) και η πιθανολογική (probabilistic). Η αιτιοκρατική µέθοδος (ΑΕΣΕ) είναι απλή και για το λόγο αυτό µπορεί να ελεγχθεί σε όλα της τα στάδια. Λόγω, όµως, των περιορισµών της χρησιµοποιείται λιγότερο από την πιθανολογική (ΠΕΣΕ). Η ΑΕΣΕ βασίζεται στην επιλογή ενός ή περισσοτέρων σεισµών από τους οποίους καθορίζεται ο σεισµός «σχεδιασµού» που 172

179 Κεφάλαιο 4 ο χρησιµοποιείται για τον αντισεισµικό σχεδιασµό. Ο σεισµός «σχεδιασµού» για κρίσιµες κατασκευές συνήθως καθορίζεται από σεισµολογικές καταγραφές ιστορικών σεισµών και φυσικές ιδιότητες των σεισµικών πηγών. Από την άλλη πλευρά, η ΠΕΣΕ συνδυάζει πληροφορίες οι οποίες σχετίζονται µε το µέγεθος των σεισµών, την εξεταζόµενη θέση και την ετήσια πιθανότητα επανάληψης των σεισµών που απειλούν τη θέση. Στην κλασσική πιθανολογική µέθοδο, όπως αυτή ορίστηκε από τον Cornell (1968) και µετατράπηκε σε αλγόριθµο από τον McGuire (1976), η αναµενόµενη σεισµική κίνηση υπολογίζεται µε βάση ένα µοντέλο πρόγνωσης, όπου η σεισµική δραστηριότητα χαρακτηρίζεται από ένα αριθµό παραµέτρων. Κάθε µια από τις παραµέτρους µπορεί να προσδιοριστεί µε εµπειρικό τρόπο και τελικά η αναµενόµενη εδαφική κίνηση (π.χ. µέγιστη εδαφική επιτάχυνση) δίνεται µε την αντίστοιχη τιµή της πιθανότητάς της. Η κλασσική αρχική προσέγγιση επεκτάθηκε έτσι, ώστε κάθε παράµετρος του µοντέλου να δίνεται µε την αντίστοιχη κατανοµή πιθανότητας, ενώ αυτό που καθιστά την µέθοδο αυτή ευρέως αποδεκτή είναι το γεγονός ότι κάθε παράµετρος του µοντέλου σεισµικότητας µπορεί να εισαχθεί στον κώδικα µε το αντίστοιχο σφάλµα το οποίο και λαµβάνεται υπόψη κατά τον τελικό υπολογισµό (Logic trees, Monte Carlo, κ.α. παρόµοιες προσεγγίσεις). To γεγονός όµως αυτό δηλώνει και το µειονέκτηµα της µεθόδου. Ο αριθµός των παραµέτρων µε τις αβεβαιότητές τους, που συχνά εκφράζουν ελλειπή γνώση, δίνουν την εικόνα ενός πολύπλοκου σεισµικού µοντέλου που συχνά καθιστά τα τελικά αποτελέσµατα τέτοια ώστε να συγκλίνουν και να συνεισφέρουν σε ένα συγκεκριµένο εύρος τιµών εδαφικής κίνησης και πρέπει να σηµειωθεί ότι το γεγονός αυτό δεν είναι εύκολο να εξακριβωθεί χωρίς συστηµατική ανάλυση. Από τον Cornell (1968) και τον McGuire (1976) χρησιµοποιήθηκε το κλασσικό µοντέλο κατανοµής Poisson. Ο σχετικός αλγόριθµος χρησιµοποιεί το µοντέλο των σεισµικών ζωνών, τις παραµέτρους που χαρακτηρίζουν την σεισµική δραστηριότητα (εστιακό βάθος, ρυθµός σεισµικότητας, τιµές της παραµέτρου b, µέγιστο µέγεθος κ.α.) και την εξίσωση που δίνει την απόσβεση της ισχυρής εδαφικής κίνησης. Συγκεκριµένα, τα βασικά βήµατα εργασίας της πιθανολογικής µεθόδου δίνονται στο σχήµα (4.3) και µπορούν να συνοψιστούν στα παρακάτω: 173

180 Κεφάλαιο 4 ο Σχήµα 4.3. Βήµατα εργασίας για την εκτίµηση της σεισµικής επικινδυνότητας (Παπαϊωάννου 1984) Α. Καθορισµός των σεισµικών πηγών. Καθορίζονται οι σεισµικές πηγές, οι οποίες πιθανά να επηρεάσουν την εξεταζόµενη θέση. Οι πηγές αυτές καθορίζονται µε βάση σεισµολογικά και σεισµοτεκτονικά στοιχεία της περιοχής. Οι σεισµικές 174

181 Κεφάλαιο 4 ο πηγές καθορίζονται ως οµοιόµορφες σεισµικά περιοχές, όπου η πιθανότητα να συµβεί ένα σεισµός δεδοµένου µεγέθους είναι ίδια σ ολόκληρη την πηγή. Β. Καθορισµός µοντέλου σεισµικότητας. Στο βήµα αυτό καθορίζεται το µοντέλο ρυθµού επανάληψης των σεισµών σε κάθε σεισµική πηγή. Σε αντίθεση µε την ΑΕΣΕ, όπου επιλέγεται ένα χαρακτηριστικός σεισµός για κάθε σεισµική πηγή, στην ΠΕΣΕ κάθε σεισµική πηγή χαρακτηρίζεται από µία σεισµική πιθανοτική κατανοµή ή ένα µοντέλο ρυθµού επανάληψης. Το µοντέλο επανάληψης παρουσιάζει την πιθανότητα ενός σεισµού δεδοµένου µεγέθους, ο οποίος µπορεί να συµβεί παντού µέσα στην σεισµική πηγή για δεδοµένο χρονικό διάστηµα, συνήθως ενός έτους. Για κάθε σεισµική πηγή επιλέγεται και ένας µέγιστος σεισµός, ο οποίος, σε αντίθεση µε την ΑΕΣΕ που χρησιµοποιείται ως ο µοναδικός σεισµός της ανάλυσης, στην ΠΕΣΕ αποτελεί το ανώτερο όριο µεγέθους σεισµού το οποίο πρέπει να ληφθεί υπόψη. Το µοντέλο του ρυθµού επανάληψης κάθε σεισµικής πηγής µπορεί να απεικονισθεί µε µία ευθεία γραµµή η οποία καθορίζεται από τα δεδοµένα παρατήρησης και η κλίση της εξαρτάται από τη σεισµικότητα της εξεταζόµενης πηγής. Κατά την ΠΕΣΕ συνήθως υιοθετούνται δύο µοντέλα εµφάνισης σεισµών στις διάφορες σεισµικές πηγές. Τα µοντέλα αυτά είναι το χρονικά ανεξάρτητο (χωρίς µνήµη) και το χρονικά εξαρτηµένο. Το µοντέλο χωρίς µνήµη υποθέτει ότι κάθε σεισµός που συµβαίνει σε µία σεισµική πηγή δεν έχει καµία απολύτως επίδραση στη θέση και το µέγεθος του επόµενου σεισµού. Η υπόθεση χωρίς µνήµη ονοµάζεται µοντέλο Poisson βασίζεται στην πιθανοτική κατανοµή Poisson (Benjamin and Cornell 1970) και µπορεί να χρησιµοποιηθεί για να γίνουν µερικές χρήσιµες προσεγγίσεις. Αντίθετα, το χρονικά εξαρτηµένο µοντέλο θεωρεί βασική προϋπόθεση την εξάρτηση του µεγέθους και της γένεσης των επόµενων σεισµών από τους προηγούµενους (Papaioannou and Papazachos 2000). Γ. Καθορισµός σχέσεων πρόβλεψης της ισχυρής κίνησης. Οι σχέσεις πρόβλεψης της ισχυρής κίνησης περιγράφουν την µεταβολή του πλάτους των παραµέτρων της εδαφικής κίνησης (µέγιστη εδαφική επιτάχυνση, ταχύτητα, µετάθεση, διάρκεια της ισχυρής κίνησης, φασµατικές τιµές της ψευδο-ταχύτητας και ενέργειας) σε συνάρτηση µε το µέγεθος του σεισµού, την απόσταση (σεισµικής πηγής σταθµού καταγραφής) και τις τοπικές εδαφικές συνθήκες 175

182 Κεφάλαιο 4 ο της θέσης του επιταχυνσιοµέτρου. ιάφορες σχέσεις πρόβλεψης της ισχυρής σεισµικής κίνησης έχουν προταθεί, υιοθετώντας διαφορετικούς ορισµούς του µεγέθους, της απόστασης και των τοπικών εδαφικών συνθηκών. Οι σχέσεις αυτές έχουν επίσης αναπτυχθεί για καταγραφές που προέρχονται από διάφορα σεισµοτεκτονικά περιβάλλοντα και διάφορους µηχανισµούς γένεσης σεισµών (ρήγµατα ανάστροφα, κανονικά, διεύθυνσης).. Καθορισµός πιθανολογικής ανάλυσης της σεισµικής επικινδυνότητας. Η ΠΕΣΕ είναι διαφορετική από τη διαδικασία η οποία υιοθετείται κατά την ΑΕΣΕ. Στην συγκεκριµένη περίπτωση η συνολική επίδραση των διαφορετικών µεγεθών σεισµών που συµβαίνουν σε διαφορετικές θέσεις σε διάφορες σεισµικές πηγές µε διαφορετικές πιθανότητες επανάληψης, δίνονται γραφικά σε µία καµπύλη. Ο αλγόριθµος της πιθανολογικής µεθόδου είναι εύκολος στην εφαρµογή του και δίνει αποτελέσµατα ακόµα και όταν οι πληροφορίες για την σεισµική δραστηριότητα της περιοχής είναι περιορισµένη O αλγόριθµος της πιθανολογικής µεθόδου Ο αλγόριθµος που χρησιµοποιήθηκε βασίζεται στη µέθοδο Cornell (1968) και τις τροποποιήσεις της, η οποία περιλαµβάνει τα προγράµµατα EQRISK (McGuire, 1976), FRISK (McGuire, 1978), SEISRISK III, SEISRISK IIID (Bender and Perkins, 1987) και FRISK88M (1996).Στα προγράµµατα αυτά οι διαφοροποιήσεις έγκεινται στο τρόπο θεώρησης των σεισµικών πηγών. Ο McGuire (1976) ανέπτυξε ένα πρόγραµµα Η/Υ εκτίµησης της σεισµικής επικινδυνότητας χρησιµοποιώντας ως σεισµικές πηγές επιφάνειες και αργότερα (McGuire 1978) µόνο ρήγµατα. Στη πρώτη περίπτωση, η βασική παραδοχή είναι ότι η σεισµικότητα µέσα σε κάθε σεισµική πηγή είναι οµογενής, δηλαδή, ανεξάρτητα από την κατανοµή των επικέντρων, η πιθανότητα να συµβεί ένας σεισµός µέσα σε µία σεισµική πηγή είναι ίδια για όλες τις θέσεις. Βασικός νόµος, ο οποίος ισχύει για την κατανοµή των µεγεθών σε κάθε σεισµική πηγή, είναι ο νόµος των Gutenberg- Richter. Η πιθανότητα υπέρβασης µίας ορισµένης τιµής της εδαφικής κίνησης για ένα συγκεκριµένο σεισµό υπολογίζεται από το θεώρηµα της ολικής πιθανότητας: ( Y y ) = P ( Y > y x ) P > / f ( x ) dx (4.21) 176

183 Κεφάλαιο 4 ο όπου Ρ είναι η πιθανότητα, Υ η ένταση της εδαφικής κίνησης, y το επίπεδο έντασης της εδαφικής κίνησης για το οποίο εκτιµάται η πιθανότητα υπέρβασης, x είναι το άνυσµα των τυχαίων µεταβλητών που επηρεάζουν τις τιµές του Υ και η ολοκλήρωση γίνεται για όλα τα δυνατά αποτελέσµατα της x. Για τον προσδιορισµό της πιθανότητας υπέρβασης της συγκεκριµένης εδαφικής κίνησης κατά τη διάρκεια ενός χρονικού διαστήµατος, η παραπάνω πιθανότητα προσδιορίζεται µε το µοντέλο εµφάνισης των σεισµικών συµβάντων στο χρόνο. Η πλέον κοινή επιλογή των µεταβλητών x είναι το µέγεθος του σεισµού, Μ, και η απόσταση από την εστία, R. Με αυτή την υπόθεση, η προηγούµενη σχέση γίνεται: P ( Y y ) = P ( Y > y / m, r ) f ( m ) f ( r ) dmdr > (4.22) RM η οποία χρησιµοποιείται για την εκτίµηση της σεισµικής επικινδυνότητας σε µία θέση. Για να ληφθούν υπόψη νεότερες απόψεις για την κατανοµή των ισχυρών σεισµών πάνω σε µεγάλες ρηξιγενείς ζώνες και ότι στην περίπτωση αυτή η σεισµική ενέργεια εκλύεται από ζώνη διάρρηξης και όχι ένα σηµείο, ο McGuire (1978) εκπόνησε ένα πρόγραµµα στο οποίο ως χώρος γένεσης ενός µελλοντικού ισχυρού σεισµού θεωρείται ένα ολόκληρο ρήγµα, ενώ η διάρρηξη σχετίζεται µε τµήµα του ρήγµατος, το οποίο ολισθαίνει κατά την διάρκεια γένεσης του σεισµού. Θεωρείται ότι τo κάθε ρήγµα αποτελείται από άθροισµα τεµαχών και ο σεισµός µπορεί να γίνει σε οποιαδήποτε θέση του. Επίσης οι εστίες, τα µεγέθη και οι άλλες παράµετροι των διαδοχικών σεισµών οι οποίοι µπορεί να γίνουν είναι ανεξάρτητες µεταξύ τους. Οι βασικοί νόµοι, οι οποίοι ισχύουν στην περίπτωση αυτή, είναι ο νόµος των Gutenberg- Richter και σχέσεις οι οποίες συνδέουν το µέγεθος µε το µήκος διάρρηξης. Στην περίπτωση αυτή το θεώρηµα της ολικής πιθανότητας εφαρµόζεται από τη σχέση: P ( Y > y ) = P ( Y > y m, l r ( m ), r ) f M (m)f L(l r )f R (r)dmdl r dr RM M R / (4.23) όπου P[Y>y/m, l r (m),r] είναι η δεσµευµένη πιθανότητα να εµφανιστεί η τιµή Υ µίας παραµέτρου µεγαλύτερης από µία δοσµένη τιµή, y, λαµβάνοντας υπόψη σεισµό µεγέθους m, ο οποίος αντιστοιχεί σε µήκος διάρρηξης l r και σε απόσταση r. Το βασικότερο από τα δεδοµένα σε οποιοδήποτε από τα προγράµµατα σεισµικής επικινδυνότητας, είναι η υιοθέτηση του µοντέλου των σεισµικών πηγών. Επειδή η πιθανότητα γένεσης ισχυρών (Μ 6.0) σεισµών εκτός των σεισµικών πηγών 177

184 Κεφάλαιο 4 ο δεν είναι µηδενική σε κανένα µοντέλο και λαµβάνοντας υπόψη ότι η υιοθέτηση οποιουδήποτε µοντέλου επιφανειακών σεισµικών πηγών περιέχει αβεβαιότητες σχετικά µε την γεωµετρία των πηγών, υπάρχει η πιθανότητα να προταθεί ένα µοντέλο υψηλών συντελεστών ασφαλείας (συντηρητικό µοντέλο) µε εκτενείς σεισµικές πηγές, το οποίο, όµως, θα εξοµαλύνει τα αποτελέσµατα σε µία ευρεία περιοχή µελέτης µε σχετική αύξηση των αποτελεσµάτων σε περιοχές χαµηλής σεισµικότητας στα όρια των πηγών, σε σχέση µε τις θέσεις οι οποίες είναι κοντά σε µεγάλες ρηξιγενείς ζώνες. Στην περίπτωση της υιοθέτησης ενός µοντέλου µε χαµηλότερους συντελεστές τότε οδηγούµαστε σε έντονες διαφοροποιήσεις των αποτελεσµάτων µε βαθµίδα µεταβολής στα όρια των σεισµικών πηγών σηµαντικά αυξηµένη. Επίσης, η εµπειρία τόσο από την χρήση των προγραµµάτων EQRISK και FRISK σε διεθνές επίπεδο αλλά και η δηµοσίευση εργασιών σε θέµατα ανάλυσης σφαλµάτων και των αβεβαιοτήτων στα αποτελέσµατα σεισµικής επικινδυνότητας, οδήγησε στην εκπόνηση του προγράµµατος FRISK88Μ (McGuire 1996) το οποίο κάνει χρήση ταυτόχρονα επιφανειακών σεισµικών πηγών και ρηγµάτων, πραγµατοποιεί ανάλυση σφαλµάτων και µπορεί να δώσει εκτενή αποτελέσµατα στα οποία περιλαµβάνεται η διερεύνηση της επίδρασης όλων των δεδοµένων του προγράµµατος (παράµετροι σεισµικότητας, γεωµετρία σεισµικών πηγών, σχέσεων απόσβεσης) στο τελικό αποτέλεσµα. Είναι, έτσι, δυνατόν οι ισχυροί σεισµοί να συσχετιστούν µε ρήγµατα αλλά και ταυτόχρονα να ληφθεί υπόψη και η γένεση σεισµών ενδιαµέσου µεγέθους (5.0 Μ 5.9) οι οποίοι µπορεί να έχουν µία οµογενή κατανοµή µέσα σε µία πηγή και να προκαλέσουν βλάβες σε κατοικηµένες περιοχές. Το πρόγραµµα περιλαµβάνει επίσης τη δυνατότητα συνδυασµών των διαφόρων παραδοχών για τις τιµές των παραµέτρων και δίνει αναλυτικά τα αποτελέσµατα υπό την µορφή λογικών διαγραµµάτων (:logical trees) (Kulkarni et al. 1986). Για την κατανοµή των µεγεθών των σεισµών, ειδικά για τα ρήγµατα, παρέχεται η δυνατότητα είτε να γίνει χρήση της εκθετικής κατανοµής των µεγεθών είτε να χρησιµοποιηθεί το χαρακτηριστικό µοντέλο (Youngs and Coppersmith 1985). Το τελικό αποτέλεσµα για µία θέση δεν είναι µία µοναδική καµπύλη σεισµικής επικινδυνότητας αλλά ένα σύνολο ανάλογα µε τις αβεβαιότητες των δεδοµένων. Η ταυτόχρονη χρήση ρηγµάτων και επιφανειακών σεισµικών πηγών παρέχει αποδεκτό επίπεδο ασφαλείας, τόσο για τις θέσεις κοντά σε ρήγµατα, όσο και για όσες είναι σε µεγαλύτερες αποστάσεις. 178

185 Κεφάλαιο 4 ο Στη συνέχεια, περιγράφεται εκτενέστερα ο αλγόριθµος FRISK88M που χρησιµοποιήθηκε στην παρούσα εργασία και η εφαρµογή του στο µοντέλο επιφανειακών σεισµικών πηγών Ο αλγόριθµος FRISK88M Ο αλγόριθµος FRISK88M που χρησιµοποιείται για την εκτίµηση της σεισµικής επικινδυνότητας βασίζεται στην κλασσική µεθοδολογία των Cornell (1968), McGuire (1976), Der Kiureghian and Ang (1975, 1977). Όταν οι τιµές των δεδοµένων εισαγωγής στον αλγόριθµο, είναι γνωστές µε µια σχετική και όχι απόλυτη ακρίβεια, τότε στην ανάλυση της σεισµικής επικινδυνότητας χρησιµοποιείται η προσέγγιση των λογικών διαγραµµάτων (Kulkarni et al. 1986, EPRI 1986, McGuire et al. 1986, Toro and McGuire 1987). Η εκτίµηση της σεισµικής επικινδυνότητας γίνεται µε βάση την ακόλουθη σχέση που αποτελεί εφαρµογή του θεωρήµατος ολικής πιθανότητας. όπου κίνησης H ( a) = v P[ A > a m, r] f ( r m) f ( m drdm (4.24) i i R M M ) I i i H (a)είναι ο ετήσιος αριθµός των σεισµών που προκαλούν πλάτος εδαφικής A ίσο ή µεγαλύτερο του α. H παράµετρος A µπορεί να αντιστοιχεί στη µέγιστη εδαφική επιτάχυνση, ταχύτητα ή µετάθεση. Το άθροισµα της σχέσης της σχέσης (4.24) αναφέρεται στον ετήσιο ρυθµό σεισµών (µε µέγεθος µεγαλύτερο µιας δοσµένης τιµής ) για την πηγή i που εκτείνεται για όλες τις οµάδες σεισµικών πηγών. Μία οµάδα πηγών µπορεί να αποτελείται από µία ή περισσότερες πηγές, µε σκοπό να παρουσιάσει την αβεβαιότητα ως προς την οριζόντια γεωµετρία των σεισµογόνων δοµών. (m) και f ( r m είναι οι συναρτήσεις πυκνότητας πιθανότητας και P [ A > a m, r] είναι η πιθανότητα ένας σεισµός µεγέθους m σε απόσταση του a. f M i (m) M 0i f M ) i R i M i r να προκαλέσει πλάτος εδαφικής κίνησης σε µία θέση ίσο ή µεγαλύτερο Ο καθορισµός της γεωµετρίας των πηγών και ο υπολογισµός της συνάρτησης γίνεται µε διαφορετικό τρόπο για την περίπτωση των πηγών από ότι στην περίπτωση των ρηγµάτων. Για την περίπτωση των πηγών η πιθανότητα P [ A > a m, r] κίνησης: υπολογίζεται µε βάση την εξής σχέση απόσβεσης της σεισµικής 179

186 Κεφάλαιο 4 ο 2 ln = C + C M + C ln( R + RZEROA + C R + ε ε ~ N(0, ) (4.25) A ) 4 όπου R είναι η εστιακή απόσταση (θεωρώντας σηµειακή εστιακή πηγή), η οποία υπολογίζεται από την οριζόντια απόσταση και το βάθος της εστίας, h. Στην προηγούµενη εξίσωση οι σταθερές των ποσοτήτων M και R. σ ε C1, C2, C3, C4 RZEROA και σ ε είναι ανεξάρτητες Η παραπάνω εξίσωση µπορεί να πάρει τη µορφή: ln a ln A( m, r) P [ A > a m, r] = Φ (4.26) σ ε όπου Φ είναι η συµπληρωµατική αθροιστική κανονική κατανοµή και ln A ( m, r) είναι η τιµή της ποσότητα ε = 0. ln A που προκύπτει από την εξίσωση (4.25) αν θέσουµε Η κατανοµή των τιµών του µεγέθους θεωρείται ότι δίνεται από τη σχέση: f M i ( m) = ki i exp( β i ( m M 0 i )), β ε M ( 0 m M i ) maxi (4.27) 1 όπου k = ( a exp( ( M M και είναι η τιµή του µεγέθους όπως i β i max i 01))) M 0 i προαναφέρθηκε και M maxi είναι το µέγιστο πιθανό µέγεθος της πηγής. Ως σεισµική πηγή θωρούµε ένα πολύγωνο καθορισµένου βάθους, h. Τα επίκεντρα των σεισµών κατανέµονται οµοιόµορφα µέσα στην επιφάνεια του πολυγώνου αυτού (Σχ. 4.4.) του οποίου οι κορυφές έχουν γνωστές συντεταγµένες Χ(1), Υ(1) Χ(2), Υ(2) Η απόσταση R από την εστία υπολογίζεται θεωρώντας το σηµειακό (η διάρρηξη δεν έχει διαστάσεις) µε ορισµένο βάθος h. Οι υπολογισµοί για τη σεισµική επικινδυνότητα της σεισµικής πηγής j γίνονται µε βάση την παρακάτω σχέση η οποία προκύπτει από τη (4.24) arc j ( ρ) H j ( a) = v j [ P[ A > a m, r( p)] FM ( m) dm] dρ j Areaj 0 m (4.28) όπου ρ είναι η οριζόντια απόσταση από την θέση arc (ρ) είναι το µήκος της τοµής µεταξύ του πολυγώνου της πηγής και ενός κύκλου µε κέντρο το σηµείο µελέτης και ακτίνα ρ, Area = r arc ( ρ dρ είναι το εµβαδόν της σεισµικής πηγής. ρ j j ) Ο αλγόριθµος FRISK88Μ υπολογίζει την σεισµική επικινδυνότητα θεωρώντας σεισµικές πηγές για όλους τους συνδυασµούς των εστιακών παραµέτρων. j 180

187 Κεφάλαιο 4 ο X(NPTS),Y(NPTS) X(1),Y(1) X(NPTS-1),Y(NPTS-1) X(2),Y(2) X(3),Y(3) X(4),Y(4) Σχήµα 4.4. Η γεωµετρία της σεισµικής πηγής, η οποία απεικονίζεται ως πολύγωνο και ορίζονται οι συντεταγµένες των κορυφών του. Με µια σχέση απόσβεσης της γενικής µορφής, το ολοκλήρωµα του µεγέθους αναπτύσσεται αναλυτικά ως εξής (Cornell 1971, Merz and Cornell 1973, McGuire 1976): P A > a R] = (1 k) Φ *( z σ ) + kφ *( z' σ ) [ ε ε όπου + kr C3 C2 β 2 z βσ ε C [ Φ * ( σ ln aβ βc exp( + C C ε β M 2 z' βσ ε C ) Φ * ( σ ε i β σ + 2C )] 2 ln a 2 2 ) (4.29) R = ( R + RZEROA)exp( RC 4 C ) (4.30) ' 3 z = ln a C1 C2M max C3 ln R' (4.31) z = ln a C C M C ln ' (4.32) ' R το k καθορίζεται στην εξίσωση (4.27) και Φ * είναι η συµπληρωµατική αθροιστική συνάρτηση κανονικής κατανοµής. Στην παραπάνω ανάλυση θεωρείται ότι δεν υπάρχει περιορισµός στο πλάτος της εδαφικής κίνησης. ίνεται η δυνατότητα της επιλογής ή όχι της εφαρµογής φραγµών περιορισµών στα υπόλοιπα της σχέσης απόσβεσης, για ορισµένη τιµή Μ και R (έτσι ώστε ο λογάριθµος του πλάτους της εδαφικής κίνησης να µην υπερβεί ορισµένη τιµή του πλάτους ) µε τους εξής τρόπους: ln a trun 181

188 Κεφάλαιο 4 ο - Χωρίς φραγή: a ) = ln( trun - Φραγή σε ορισµένο πλάτος: ln( a trun ) = const. - Φραγή σε έναν αριθµό µε τυπική απόκλιση πάνω από τη διάµεσο του µη φραγµένου πλάτους: ln( a trun ) = ln A( m, r) + const. σ. - Φραγή σε ένα ορισµένο πολλαπλάσιο της µη φραγµένης διαµέσου: ln( a trun ) = ln A( m, r) + ln( const.) Στον αλγόριθµο του FRISK88M, η ποσότητα const. αντιστοιχεί σε συγκεκριµένη παράµετρο που καθορίζεται στα δεδοµένα εισαγωγής του αλγορίθµου. Στην περίπτωση εφαρµογής φραγής η σχέση (4.26) γίνεται: ε 1 ln a ln a( m, r) P A > a m, r] = { [ Φ *( ) K 1 K στην οποία [ Φ Φ σ ε ]} a a trun (4.33) ln ln A( m, r) K Φ = Φ *( ) (4.34) trun σ ε Τέλος, ο αλγόριθµος FRISK88M σχεδιάστηκε για να λαµβάνει υπόψη τις αβεβαιότητες στις εκτιµήσεις των παραµέτρων. Για παράδειγµα, στην περίπτωση του µεγίστου µεγέθους, M max, στην εξίσωση (4.27), που αποτελεί θέµα διαµάχης µεταξύ των ερευνητών, παρέχεται η δυνατότητα να δοθούν περισσότερες από µία τιµές και η ανάλογη βαρύτητα σε κάθε µια από τις τιµές αυτές. Γενικά, η εκτίµηση της σεισµικής επικινδυνότητας δεν γίνεται µονοσήµαντα. Η δυσκολία έγκειται στην επιλογή των δεδοµένων εισαγωγής. Είναι καταλληλότερο να ορίζεται ένα εύρος στα δεδοµένα αυτά, αφού µπορεί να χρησιµοποιηθούν περισσότερα από ένα µοντέλα και το ίδιο ισχύει για τις τιµές των παραµέτρων. Έτσι, τα διαθέσιµα δεδοµένα θα πρέπει να χρησιµοποιούνται µε τρόπο ώστε να λαµβάνονται υπόψη όλες τις διαθέσιµες πληροφορίες Η εφαρµογή του αλγόριθµου στην παρούσα εργασία. Ο αλγόριθµος FRISK88M εφαρµόστηκε στην παρούσα εργασία για τον εκτίµηση της σεισµικής επικινδυνότητας της περιοχής µελέτης, που είναι ο Ευρωπαϊκός χώρος, µε όρους µέγιστης αναµενόµενης εδαφικής επιτάχυνσης, µε 182

189 Κεφάλαιο 4 ο πιθανότητα υπέρβασης 10% σε 50 χρόνια, ή, ισοδύναµα, για µέση περίοδο επανάληψης 475 ετών. Τα δεδοµένα εισαγωγής στον αλγόριθµο περιλαµβάνουν τις συντεταγµένες των 58 σεισµογόνων πηγών και των 15 ζωνών σεισµικότητας υποβάθρου, έτσι όπως αυτές ορίστηκαν στα πλαίσια της παρούσας εργασίας (βλ. Κεφ 3 ο ). Σε αυτές προστέθηκαν οι 74 σεισµογόνες πηγές που καθορίστηκαν από τους Papaioannou and Papazachos (2000) για την περιοχή των νοτίων Βαλκανίων. Από αυτές τις πηγές οι 151 καθορίστηκαν µε βάση τους επιφανειακούς σεισµούς και οι 7 µε βάση τους σεισµούς ενδιαµέσου βάθους (6 για την περιοχή του Αιγαίου και 1 για την περιοχής Vrancea της Ρουµανίας). Τα δεδοµένα εισαγωγής περιλαµβάνουν, επίσης, το ελάχιστο και το µέγιστο µέγεθος που λαµβάνονται υπόψη για τον υπολογισµό της σεισµικής επικινδυνότητας. Ως ελάχιστο µέγεθος χρησιµοποιήθηκε η τιµή Μ=4.0, αφού µικρότερες τιµές µεγέθους δεν προκαλούν σηµαντικές βλάβες, ενώ ως µέγιστο µέγεθος χρησιµοποιήθηκε η τιµή του µεγίστου µεγέθους που παρατηρήθηκε σε κάθε µία από τις σεισµογόνες πηγές ή τις ζώνες. Η µέγιστη εδαφική επιτάχυνση εκτιµήθηκε για κάναβο σηµείων (0.20 ο x 0.20 ο ). Για τον υπολογισµό της τιµής σε κάθε σηµείο λαµβάνονται υπόψη πηγές που βρίσκονται σε απόσταση έως 150km από αυτό. Έγινε επιλογή αυτής της απόστασης για το λόγο ότι µέχρι 150km περίπου, είναι δυνατό να σηµειωθούν σοβαρές βλάβες στις κατασκευές από επιφανειακούς σεισµούς. Τα δεδοµένα εισαγωγής πρέπει, επιπλέον, να περιλαµβάνουν τις τιµές των παραµέτρων M > M min N και β = bln10 όπου είναι ο αριθµός των σεισµών µεγέθους 1 N 1 που γίνονται κατά τη διάρκεια ενός έτους (Σχέση 4.10) και η τιµή της παραµέτρου b καθορίζεται µε βάση τη σχέση (4.8). Πρέπει, επιπρόσθετα, να καθοριστεί η σχέση απόσβεσης που αφορά τη µεταβολή των παραµέτρων της ισχυρής σεισµικής κίνησης (µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης) µε την απόσταση από την εστία και το µέγεθος. Η σχέση αυτή, σύµφωνα µε τις απαιτήσεις του αλγόριθµου, επιλέγηκε να είναι της µορφής (4.25) και τα δεδοµένα εισαγωγής πρέπει να περιλαµβάνουν τις τιµές των παραµέτρων C 1, C2, C3, C4, h, RZERO,ε. Στην παρούσα εργασία χρησιµοποιήθηκαν διάφορες σχέσεις απόσβεσης που έχουν προταθεί για τον Ευρωπαϊκό χώρο και συγκρίθηκαν τα αποτελέσµατά τους. 183

190 Κεφάλαιο 4 ο Ανάµεσα σε πλήθος προτεινόµενων από τη βιβλιογραφία σχέσεων επιλέχθηκαν από τις πιο πρόσφατες, εκείνες που έχουν ήδη δοκιµαστεί από διάφορους ερευνητές και αποδείχθηκε ότι τα αποτελέσµατά τους είναι αξιόπιστα. Έτσι, συγκεκριµένα για τους επιφανειακούς σεισµούς χρησιµοποιήθηκαν οι σχέσεις απόσβεσης που προτάθηκαν από τις εργασίες των: - Αmbraseys N., Simpson και A. Bommer J.J (1996) για όλη την περιοχή του Ευρωπαϊκού χώρου και της Μέσης Ανατολής - Μάργαρης Β., Παπαζάχος Κ., Παπαϊωάννου Χ., Θεοδουλίδης Ν., Καλογεράς Ι, Σκαρλατούδης Α. (2001) για την περιοχή των νοτίων Βαλκανίων - Manic M.I. (1998) για την περιοχή των βόρειο-ανατολικών Βαλκανίων - Αmbraseys N., and Bommer J.J. (1991) για την περιοχή της Ρουµανίας - Sabetta F. and Pugliese A. (1987) για την περιοχή της Ιταλίας - Cabanas L., Benito B., Cabanas C., Lopez M., Gomez P., Jimenez M.E., and Alvarez S. (1999) για την περιοχή της Ιβηρικής - Hamdache Η. (1998) για την περιοχή της Αλγερίας και της Τυνησίας Για τους σεισµούς ενδιαµέσου βάθους του Αιγαίου χρησιµοποιήθηκε η σχέση που προτάθηκε από τους Theodoulidis and Papazachos (1990) και για τους σεισµούς βάθους της περιοχής Vrancea στη Ρουµανία η σχέση των Lungu D., Cornea A., Aldea and A., Zaicenco A. (1997). Στη συνέχεια, µετά από µια αναφορά στις κυριότερες µελέτες σεισµικής επικινδυνότητας που έγιναν από διάφορους ερευνητές για τον Ευρωπαϊκό χώρο, εξετάζεται κάθε µία από τις σχέσεις απόσβεσης που χρησιµοποιήθηκαν στην παρούσα εργασία καθώς και η εφαρµογή και τα αποτελέσµατά της στην περιοχή µελέτης Προηγούµενες µελέτες της σεισµικής επικινδυνότητας στον Ευρωπαϊκό χώρο Κατά τα τελευταία χρόνια έχουν γίνει διάφορες εργασίες για τη µελέτη σεισµικής επικινδυνότητας. Για την Ευρώπη και την ευρύτερη περιοχή της Μεσογείου υπήρξαν συνεργασίες επιστηµόνων από διαφορετικά κράτη για την παραγωγή καταλόγων σεισµών, για την οριοθέτηση σεισµογόνων πηγών και τη µελέτη της σεισµικής επικινδυνότητας. Τα κύρια ερευνητικά προγράµµατα που εκπονήθηκαν είναι: (1) Το πρόγραµµα GSHAP (Global Seismic Hazard Assesent 184

191 Κεφάλαιο 4 ο Programm) που έδωσε τον πρώτο χάρτη σεισµικής επικινδυνότητας σε παγκόσµια κλίµακα. Το πρόγραµµα αυτό για την περιοχή της Ευρώπης κατέληξε στους χάρτες µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης που φαίνονται στο σχήµα 4.5., (2) Το πρόγραµµα SESAME (Seismotectonic and Seismic Hazard Assessment of the Mediterranean Basin) που εστίασε στην περιοχή της Μεσογείου και το οποίο επεκτάθηκε από την οµάδα µελέτης της σεισµικής επικινδυνότητας της Ευρωπαϊκής Επιτροπής Σεισµολογίας (ΕSC, European Seismological Commission), µε σκοπό την ανάπτυξη ενός οµογενούς χάρτη σεισµικής επικινδυνότητας υπολογισµένο µε την πιθανολογική µέθοδο για την όλη την Ευρώπη και την περιοχή της Μεσογείου (Σχήµα 4.6). Ο χάρτης του προγράµµατος GSHAP βασίστηκε στην ενοποίηση των διαφορετικών χαρτών σεισµικής επικινδυνότητας όπως αυτοί κατασκευάστηκαν από διάφορους ερευνητές και κυρίως αφορούν περιοχές που περιορίζονται από όρια κρατών. Όπως όµως αποδείχθηκε από τους Grunthal et al. (1999) αν και όλοι αυτοί οι χάρτες κατασκευάστηκαν µε βάση την ίδια προσέγγιση σε ότι αφορά τα σεισµοτεκτονικά στοιχεία, λόγω των διαφορών κατά µήκος των ορίων των σεισµικών πηγών ή λόγω της υιοθέτησης διαφορετικών σχέσεων απόσβεσης, παρουσιάστηκαν ασυνέχειες στο τελικό αποτέλεσµα κατά µήκος των συνόρων των κρατών και κυρίως για την περιοχή της Μεσογείου. Για το λόγο αυτό χρειάστηκε να γίνει ειδική επεξεργασία των διαφόρων αποτελεσµάτων. Το πρόγραµµα του SESAME το 2000 βελτίωσε τα αποτελέσµατα του (GSHAP) στην περιοχή της Μεσογείου, όπου και εστίασε µια λεπτοµερέστερη µελέτη. Σε αυτό ολοκληρώθηκε ένα καλύτερα οµογενοποιηµένο µοντέλο σεισµικών πηγών για όλη την περιοχή και µε οµογενή διαδικασία υπολογισµού. Η επεξεργασία της οµογενοποίησης αυτής εστιάστηκε επίσης στην περιοχή των ορίων των κρατών και αφορά τους τοπικούς εθνικούς χάρτες σεισµικής επικινδυνότητας. Επιπλέον, προτάθηκαν κάποιες σεισµογόνες πηγές στο ήδη υπάρχον µοντέλο, κυρίως στις περιοχές όπου µε τις προηγούµενες εργασίες υπήρχαν κενά, µε σκοπό την πληρέστερη γεωγραφική κάλυψη όλης της περιοχής µελέτης. Αυτό το µοντέλο έδωσε τη δυνατότητα να δηµιουργηθούν χάρτες που δίνουν τη µέγιστη σεισµική κίνηση σε διαφορετικούς όρους, µε διαφορετικές παραµέτρους και για διαφορετικές εδαφικές συνθήκες. Έτσι σειρά χαρτών σεισµικής επικινδυνότητας για την Ευρώπη και τη Μεσόγειο δηµοσιεύτηκε το 2002 υπό την αιγίδα της ESC. 185

192 Κεφάλαιο 4 ο Σχήµα 4.5. Οι χάρτες κατανοµής της µέγιστης αναµενόµενης τιµής της εδαφικής επιτάχυνσης, σε, για 10% πιθανότητα υπέρβασης σε 50 χρόνια για την περιοχή της κεντρικής και βόρειας Ευρώπης, της Ιβηρικής και της Ιταλίας. (GSHAP 1999). 2 m/ s 186

193 Κεφάλαιο 4ο Σχήµα 4.6. Ο χάρτης κατανοµής των µέγιστων αναµενόµενων τιµών της εδαφικής επιτάχυνσης, σε g, για 10% πιθανότητα υπέρβασης σε χρονική περίοδο 50 ετών (ESC WG-SHA). 187

194 Κεφάλαιο 4 ο Εκτός από αυτά τα ερευνητικά προγράµµατα που έγιναν σε µεγάλη κλίµακα και µε τη συνεργασία πολλών επιστηµόνων από διαφορετικά κράτη, υπήρξαν πάρα πολλά προγράµµατα εκτίµησης της σεισµικής επικινδυνότητας που καλύπτουν µικρότερες γεωγραφικά περιοχές. Συνήθως, αναφέρονται στην επικράτεια µιας χώρας και των γύρω από αυτήν περιοχών, ή ακόµα σε κάποιο τµήµα µιας χώρας που αποτελεί γεωτεκτονική ενότητα. Οι εργασίες αυτές έγιναν µε διάφορες µεθόδους και δίνουν πληροφορίες για την κατανοµή διαφόρων µέτρων σεισµικής επικινδυνότητας: µακροσεισµική ένταση (Ι), µέγιστη εδαφική επιτάχυνση (PGA), µέγιστη εδαφική ταχύτητα (PGV), µέγιστη εδαφική µετάθεση (PGS). Στη συνέχεια παρατίθενται ορισµένες από αυτές τις εργασίες, οι πιο πρόσφατες και η περιοχή στην οποία αναφέρονται. Η εργασία του Musson (2000) αναφέρεται στην εκτίµηση της σεισµικής επικινδυνότητας στην περιοχή της Παννονικής πεδιάδας µε χρήση της πιθανολογικής µεθόδου. Ο χωρισµός των ζωνών που χρησιµοποιούνται στην εργασία αυτή βασίστηκε στις µελέτες των Mandrescu and Radulian (1996), Suhadolc (1996), Suhadolc and Panza (1996), Zivcic et al. (1996), Mandrescu et al. (1997) και Zivcic and Poljak (1997). Οι Lapajne et al. (1995) συνέταξαν τον πρώτο χάρτη της περιοχής της Σλοβενίας µε βάση τις προδιαγραφές του Ευρωκώδικα 8. Ο Zsiros (1985) µελέτησε µε βάση την πιθανολογική µέθοδο, την κατανοµή της µακροσεισµικής έντασης στην περιοχή της Ουγγαρίας. Οι Zsiros and Monus (1984) συνέταξαν ένα χάρτη των µέγιστων αναµενόµενων µακροσεισµικών εντάσεων και επιταχύνσεων για την ίδια περιοχή. Οι Van Eck and Stoyanov (1996) µε βάση την πιθανολογική µέθοδο, εκτίµησαν τη σεισµική επικινδυνότητα στην περιοχή της Νότιας Βουλγαρίας. Άλλες εργασίες για την περιοχή της Βουλγαρίας είναι αυτές των Grigorova et al. 1980, Bonchev et al και Orozova-Stanishkova and Slejko Για την περιοχή της Ελλάδας πραγµατοποιήθηκαν διάφορες µελέτες σεισµικής επικινδυνότητας. Οι Galanopoulos and Delibasis (1972), Papazachos et al. (1985), Papaioannou (1986) Papulia and Slejko (1997) µελέτησαν την κατανοµή της µακροσεισµικής έντασης. Αλλες εργασίες έγιναν από τους Drakopoulos and Makropoulos (1983), Papazachos et al. (1990, 1992, 1993), Θεοδουλίδης (1991) Μάργαρης (1994) και Papaioannou and Papazachos (2000). 188

195 Κεφάλαιο 4 ο Με βάση την αιτιοκρατική µέθοδο έγιναν επίσης αρκετές µελέτες στην περιοχή των Βαλκανίων και της Παννονικής, όπως η εργασία των Bus et al. (2000) για την περιοχή της Ουγγαρίας, των Markusic et al. (2000) για την περιοχή της Κροατίας που χρησιµοποίησε τον µοντέλο σεισµικών πηγών των Markusic and Herak (1999), των Zivcic et al. (2000) για την περιοχή της Σλοβενίας, των Radulian et al. (2000a) για την περιοχή της Ρουµανίας. Οι Reisner and Sholpo (1975) έδωσαν από τις πρώτες εργασίες της µελέτης της σεισµικής επικινδυνότητας της περιοχής της ανατολικής Ευρώπης. Στα πλαίσια προγράµµατος που έγινε υπό την αιγίδα της UNESCO µελετήθηκε η σεισµική επικινδυνότητα όλης της περιοχής της Βαλκανικής χερσονήσου (Algermissen et al. 1976). Για την περιοχή της Ιταλίας έχουν γίνει διάφορες µελέτες σεισµικής επικινδυνότητας. Ανάµεσα στις οποίες είναι η εργασία του Gruppo di Lavoro Scuotibilita (1979) µε τη µέθοδο των ακραίων τιµών, ενώ µε βάση την πιθανολογική µέθοδο οι Faccioli (1979), Giorgetti et al. (1980), Barbano et al. (1986), Romeo and Pugliese (2000). Οι Slejko and Kijko (1991) εργάστηκαν µε τη µέθοδο των Kijko and Sellevoll (1987, 1989) για την περιοχή των ανατολικών Άλπεων. Για την Ιβηρική από τις πιο πρόσφατες µελέτες σεισµικής επικινδυνότητας είναι αυτή των Pelaez Montilla and Lopez Casado (2002) και για την περιοχή της Πορτογαλίας η εργασία των Teves-Costa et al. (2002). Για την εκτίµηση της σεισµικής επικινδυνότητας στην περιοχή της Αλγερίας έχουν γίνει διάφορες προσπάθειες. Με βάση την αιτιοκρατική µέθοδο εργάστηκαν οι Roussel (1973a, b) και Bezzeghoud et al. (1996). Με την πιθανολογική µέθοδο εργάστηκαν οι Hamdache at al. (1995, 1997). H πρώτη από αυτές τις εργασίες βασίστηκε στη µέθοδο των Kijko and Sellevoll (1989, 1992) και η δεύτερη βασίστηκε στη µέθοδο των ακραίων τιµών. Οι Hamdache and Retief (2001) εκτίµησαν τη σεισµική επικινδυνότητα της περιοχής της Αλγερίας µε τη µέθοδο των Kijko and Sellevoll (1989, 1992) και Kijko and Graham (1998, 1999). Με βάση την πιθανολογική µέθοδο οι Martin et al. (2002) εκτίµησαν την κατανοµή της µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης στην περιοχή της Γαλλίας. Μια διαφορετική προσέγγιση, µε την ίδια µέθοδο, για την περιοχή της Γαλλίας έγινε από τους Dominique et al. (1998), ενώ οι Bour et al. (2000) εργάστηκαν µε την αιτιοκρατική µέθοδο για την ίδια περιοχή. 189

196 Κεφάλαιο 4 ο Στην περιοχή της Γερµανίας εφάρµοσαν την πιθανολογική µέθοδο οι Shenk et al. (1984), Ahorner and Rosenhauer (1986), Shenk et al. (1989) και Bormann (1994). Οι περισσότερες από τις µελέτες σεισµικής επικινδυνότητας στην περιοχή της Βρετανίας αφορούν εγκατάσταση βιοµηχανιών και γίνονται για µικρές σε έκταση περιοχές. Οι Musson and Winter (1997) εργάστηκαν για µια σειρά χαρτών σεισµικής επικινδυνότητας της περιοχής της Βρετανίας. Με βάση την πιθανολογική µέθοδο, πιο πρόσφατες εργασίες είναι αυτές των Μusson (1997) για την Βρετανία και των Bungum et al. (2000) για την περιοχή της Νορβηγίας-Βρετανίας. Με βάση τη µέθοδο των Kijko and Sellevoll (1990), οι Kijko et al. (1993) µελέτησαν τη σεισµική επικινδυνότητα της περιοχής της Σουηδίας και οι Mantyniemi et al. (1993) γενικότερα την περιοχή της Σκανδιναβίας µε την ίδια µέθοδο. Η µέθοδος αυτή είναι πιθανολογική αλλά σχετίζεται µε καταλόγους σεισµών που δεν είναι πλήρεις για κάποιες χρονικές περιόδους. Η περιοχή της Νορβηγίας πρόσφατα µελετήθηκε από τους Bungum and Dahle (1998), ενώ στα πλαίσια του προγράµµατος GSHAP µελετήθηκε όλη η περιοχή της Σκανδιναβίας µε βάση την πιθανολογική µέθοδο από τους Lindholm et al. (2000). Επίσης, µε την πιθανολογική µέθοδο οι Wahlstrom and Grunthal (2000) µελέτησαν τη σεισµική επικινδυνότητα της Σουηδίας, της Φιλανδίας και της ανίας Εκτίµηση της σεισµικής επικινδυνότητας µε χρήση των σχέσεων απόσβεσης της ισχυρής εδαφικής κίνησης που προτάθηκαν από τους Αmbraseys et al. (1996), Lungu et al. (1997) και Theodoulidis and Papazachos (1990) Στην ενότητα αυτή δίνονται πληροφορίες για τις σχέσεις απόσβεσης της ισχυρής εδαφικής κίνησης που χρησιµοποιήθηκαν στην παρούσα εργασία για τη εκτίµηση της κατανοµής της µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης στον ευρωπαϊκό χώρο καθώς επίσης και οι χάρτες των κατανοµών αυτών Σχέση απόσβεσης των Αmbraseys et al Σκοπός της εργασίας των Αmbraseys, Simpson and Bommer (1996) ήταν να παρέχει σχέσεις χρήσιµες για τον αντισεισµικό σχεδιασµό στην Ευρώπη και τη Μέση Ανατολή. Προηγούµενες ανάλογες εργασίες για σχέσεις των φασµατικών συνιστωσών που εξαρτώνται από τη συχνότητα, έχουν δοθεί από διάφορους 190

197 Κεφάλαιο 4 ο ερευνητές κυρίως από τις Ηνωµένες Πολιτείες και από την Ιαπωνία. Ορισµένες από αυτές συγκεντρώνονται στην εργασία των Joyner and Boore (1988). Τα δεδοµένα που χρησιµοποιήθηκαν στην εργασία των Αmbraseys, Simpson and Bommer (1996), προέρχονται από 422 καταγραφές τριών συνιστωσών που οφείλονται σε 157 σεισµούς της Ευρώπης και γειτονικών περιοχών, µε µεγέθη που δίνονται στην κλίµακα του επιφανειακού µεγέθους, και κυµαίνονται από 4.0 ως 7.9, ενώ τα εστιακά βάθη δεν ξεπερνούν τα 30 km. Τα δεδοµένα ισχυρής εδαφικής κίνησης που χρησιµοποιήθηκαν στην εργασία αυτή, ανήκουν στην ευρωπαϊκή τράπεζα δεδοµένων που παρουσιάστηκε στις εργασίες των Ambraseys and Bommer (1991) και Bommer and Ambraseys (1992). Σε αυτό το σύνολο δεδοµένων το εστιακό βάθος, το µεγέθος, οι τοπικές γεωλογικές συνθήκες και η απόσταση της πηγής από τη θέση ελέγχθηκαν και σε πολλές περιπτώσεις υπολογίστηκαν εκ νέου. Ο υπολογισµός αυτός θεωρήθηκε αναγκαίος, αφού οι πηγές προέλευσης των δεδοµένων είναι διάφορες και δίνονται από αυτές µε διαφορετική ακρίβεια και αξιοπιστία. Ο υπολογισµός της απόστασης από την πηγή προϋποθέτει ακριβή καθορισµό των επικέντρων και αξιόπιστες θέσεις των σταθµών. Ως απόσταση από την πηγή θεωρήθηκε η πιο κοντινή απόσταση από την προβολή του ρήγµατος στην επιφάνεια, σύµφωνα µε τον ορισµό των Joyner and Boore (1981). Για τους περισσότερους από M S τους ισχυρούς σεισµούς ( >6.0) υπάρχουν αρκετά στοιχεία για να εκτιµηθεί µε αποδεκτή ακρίβεια η απόσταση των σταθµών καταγραφής ισχυρής εδαφικής κίνησης από την πηγή. Για τους µικρού µεγέθους επιφανειακούς σεισµούς η απόσταση από την πηγή πρακτικά ισοδυναµεί µε την επικεντρική απόσταση. Το σφάλµα που προκύπτει από την παραπάνω προσέγγιση δεν είναι µεγαλύτερο από το σφάλµα προσδιορισµού του επικέντρου. M S Χρησιµοποιήθηκε η κλίµακα του Επιφανειακού µεγέθους, για όλους τους σεισµούς που χρησιµοποιήθηκαν στην παρούσα µελέτη. Για µεγέθη µικρότερα της τιµής 6.0 στην Αµερική χρησιµοποιείται η κλίµακα του Τοπικού µεγέθους, αντίθεση µε την πρακτική που χρησιµοποιείται στην Ευρώπη. Σύµφωνα µε τους Ambraseys et al. (1996), η κλίµακα του Επιφανειακού µεγέθους περιγράφει µε τον καλύτερο τρόπο τους επιφανειακούς σεισµούς όχι µόνο γιατί είναι διαθέσιµα πολλά δεδοµένα αλλά και γιατί συσχετίζεται µε τον καλύτερο δυνατό τρόπο µε τη σεισµική M S M L, σε 191

198 Κεφάλαιο 4 ο ροπή M. Με βάση τα παραπάνω, χρησιµοποιήθηκε η κλίµακα M για τη 0 S προτεινόµενη από τους συγγραφείς σχέση απόσβεσης. ε χρησιµοποιήθηκε η κλίµακα Τοπικού Μεγέθους M L, αφού σε ορισµένα τµήµατα (Αλγερία, Ιράν, Τουρκία και πρώην ΕΣΣ ) του Εύρω-Μεσογειακού χώρου και των γύρω περιοχών δεν χρησιµοποιείται αυτή η κλίµακα, αλλά και γιατί στους σταθµούς που είναι αποδεκτή, χρησιµοποιούνται µέθοδοι βαθµολόγησης, οι οποίες καθιστούν τα αποτελέσµατα µη αξιόπιστα. ε χρησιµοποιήθηκε επίσης η κλίµακα του µεγέθους ροπής αφού µόνο για το ένα τρίτο των δεδοµένων υπήρχε υπολογισµένο αυτό το µέγεθος από το Πανεπιστήµιο του Harvard ή από άλλες πηγές. Το επιφανειακό µέγεθος στον κατάλογο που χρησιµοποιήθηκε από τους Ambraseys et al. (1996), υπολογίστηκε µε βάση τον τύπο της Πράγας (Vanek et al. 1962), µε περιορισµό στην περίοδο που εξαρτάται από την απόσταση (Karnik 1969) για κοντινούς σταθµούς και για πλάτη και περιόδους της Lg φάσης. Θεωρήθηκε ότι το µέσο πάχος του φλοιού στην περιοχή µελέτης είναι 30 km το οποίο είναι και το όριο για την ισχύ του τύπου της Πράγας, πέρα από το οποίο, δηλαδή για µεγαλύτερα βάθη, ο υπολογισµός του µεγέθους χρειάζεται διόρθωση. Για µερικούς µικρού µεγέθους σεισµούς δεν ήταν δυνατό να βρεθούν αρκετές καταγραφές και έτσι το επιφανειακό µέγεθος υπολογίστηκε από άλλες κλίµακες µε σχέσεις µετατροπής. Η γενική µορφή της εξίσωσης είναι: log( y) = C1 + C2M + C3r + C4 log( r) + σp (4.35) Όπου y είναι η µέγιστη εδαφική επιτάχυνση σε µονάδες g, µέγεθος και όπου d 2 r d M είναι το επιφανειακό = h (4.36) είναι η µικρότερη απόσταση από προβολή της διάρρηξης του ρήγµατος στην επιφάνεια, σε km. Η τυπική απόκλιση της ποσότητας log(y) είναι σ και η σταθερά P παίρνει την τιµή 0 όταν λαµβάνονται υπόψη οι µέσες τιµές της ποσότητας log(y) και 1 όταν λαµβάνεται υπόψη το 84% της ποσότητας log( y). Ο όρος h0 στην εξίσωση (4.36) δεν αναπαριστά µε ακρίβεια το αποτέλεσµα του βάθους στην επιτάχυνση, αλλά αφορά το γεγονός ότι η πηγή της µέγιστης εδαφικής κίνησης δεν είναι υποχρεωτικά το κοντινότερο σηµείο από την επιφανειακή προβολή του 192

199 Κεφάλαιο 4 ο ρήγµατος ή από το επίκεντρο. Οι παράγοντες και C αντιστοιχούν στην C3 4 ανελαστική απόσβεση και τη γεωµετρική διασπορά, αντίστοιχα. Η τελική µορφή της εξίσωσης (4.35) είναι: log( a) = M S log( r) S A S S P (4.37) όπου η µέγιστη εδαφική επιτάχυνση µετριέται σε µονάδες g, h 0 = 3. 5 και συντελεστές για σκληρά-στιφρά εδάφη και µαλακά ως χαλαρά εδάφη, αντίστοιχα. Συγκεκριµένα, διακρίθηκαν τέσσερις κατηγορίες εδαφών µε βάση την ταχύτητα V S διάδοσης των εγκαρσίων κυµάτων, : 1 - Βράχος: V S > 750ms και S 0, S = 0 για 106 καταγραφές A = S S A, S S Στιφρά εδάφη: 360ms < VS < 750ms και S 1, S = 0 για 226 καταγραφές A = S Χαλαρά εδάφη: 180ms < VS < 360ms και S 0, S = 1 για 81 καταγραφές A = S 1 - Πολύ χαλαρά εδάφη: V S < 180ms, και S 0, S = 1, για 3 καταγραφές A = S Η προηγούµενη σχέση δείχνει ότι οι αναµενόµενες τιµές της µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης είναι 32% µεγαλύτερες για την περίπτωση των χαλαρών εδαφών παρά για την περίπτωση του βράχου. Η σχέση απόσβεσης αυτή επιλέχθηκε στην παρούσα εργασία για τη µελέτη της σεισµικής επικινδυνότητας που αναφέρεται στους επιφανειακούς σεισµούς, για όλο τον Ευρωπαϊκό χώρο. Μετασχηµατίστηκε στην µορφή (4.38) ώστε να είναι σύµφωνη µε την γενική µορφή εξίσωσης που απαιτεί ο αλγόριθµος FRISK88M ln( a) = M S ln( r ) + ε (4.38) όπου η µέγιστη εδαφική επιτάχυνση µετριέται σε σφάλµατος είναι ίση µε cm / s και η τυπική απόκλιση του Ο αλγόριθµος τροποποιήθηκε κατάλληλα έτσι ώστε τα µεγέθη της κλίµακας Σεισµικής Ροπής του χρησιµοποιούµενου καταλόγου να µετατραπούν σε ισοδύναµα Επιφανειακά µεγέθη. Για την µετατροπή των µεγεθών χρησιµοποιήθηκε η σχέση του Παπαζάχου και των συνεργατών του (2002). M S = M W, σ = 0. 23, M W 6.0 (4.39) M 1.44M 2.64, σ = 0. 30, < 6.0 (4.40) S = W M W 193

200 Κεφάλαιο 4 ο όπου σ η τυπική απόκλιση. Οι παραπάνω σχέσεις προέκυψαν από 329 σεισµούς του Ελληνικού χώρου (33 o Β-44 o Β, 17 o Α-31 o Α) που έγιναν κατά τη χρονική περίοδο Το µέγεθος Σεισµικής Ροπής για τους σεισµούς αυτούς προήλθε µε βάση τις µετρήσεις της σεισµικής ροπής, M 0, και µε εφαρµογή της µεθοδολογίας των Hanks and Kanamori (1979). Οι τιµές της Σεισµικής Ροπής είναι κατά κύριο λόγο αυτές που δίνονται στον κατάλογο του Πανεπιστηµίου του Harvard. Οι τιµές του Επιφανειακού µεγέθους είναι αυτές που δίνονται για τους σεισµούς αυτούς από το ιεθνές Σεισµολογικό Κέντρο (ISC) ή το Εθνικό Σεισµολογικό Κέντρο των Η.Π.Α. (NEIC) Σχέσεις απόσβεσης της ισχυρής εδαφικής κίνησης για τους σεισµούς ενδιαµέσου βάθους της περιοχής Vrancea στη Ρουµανία και της περιοχής του Αιγαίου Η εκτίµηση της σεισµικής επικινδυνότητας σε περιοχές κατάδυσης του ηπειρωτικού φλοιού (π.χ. Αιγαίο), πρέπει να λαµβάνει υπόψη την εδαφική κίνηση που οφείλεται στους σεισµούς ενδιαµέσου ή µεγάλου βάθους. Τα χαρακτηριστικά αυτής της εδαφικής κίνησης διαφέρουν συστηµατικά από την εδαφική κίνηση που οφείλεται στους επιφανειακούς σεισµούς και γι αυτό το λόγο όλο και περισσότεροι ερευνητές ασχολούνται µε αυτή (π.χ. Iwasaki et al. 1978, Katayama 1982, Mori et al. 1984, Crouse et al. 1988). Οι σχέσεις απόσβεσης της σεισµικής κίνησης στις περιοχές κατάδυσης γενικά δείχνουν ότι σε αποστάσεις µεγαλύτερες των 50km οι αναµενόµενες τιµές είναι µεγαλύτερες από τις αντίστοιχες των επιφανειακών σεισµών. Στην περιοχή µελέτης της παρούσας εργασίας αξιοσηµείωτη σεισµική δραστηριότητα ενδιαµέσου βάθους σηµειώνεται, όπως προαναφέρθηκε, στην περιοχή Vrancea της Ρουµανίας και στην περιοχή του Νοτίου Αιγαίου. Η απόσβεση της σεισµικής κίνησης που οφείλεται στους σεισµούς αυτούς µελετάται από κατάλληλες σχέσεις και συνυπολογίζεται από τον αλγόριθµο FRISK88M στην διαµόρφωση της κατανοµής της τελικής µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης. Για τους σεισµούς ενδιαµέσου βάθους της περιοχής του Αιγαίου χρησιµοποιήθηκε η σχέση απόσβεσης που προτάθηκε από τους Θεοδουλίδη και Παπαζάχο (1990): ln a = M 0.85ln RCEP S + σp (4.41) 194

201 Κεφάλαιο 4 ο 2 όπου a είναι η µέγιστη εδαφική επιτάχυνση σε cm / s, R είναι η απόσταση από τη θέση παρατήρησης µέχρι το κέντρο της έκλυσης της ενέργειας, η µεταβλητή ισούται µε 0 στην περίπτωση βράχου και 1 στην περίπτωση των χαλαρών εδαφικών συνθηκών και σ = 0.27 είναι η τετραγωνική ρίζα των υπολοίπων της εξίσωσης (4.41) και η παράµετρος P παίρνει την τιµή 0 για 50% επίπεδο µη υπέρβασης και 1 για 84% επίπεδο µη υπέρβασης. Η σχέση αυτή προέκυψε για σεισµούς µεγέθους από 5.2 ως 7.9, τα εστιακά βάθη των οποίων κυµαίνονται από 37 ως 159 km. Η απόσβεση της ισχυρής εδαφικής κίνησης για σεισµούς ενδιαµέσου βάθους στην περιοχή της Vrancea µελετήθηκε από τους Lungu et al. (1997), µε βάση τα επιταχυνσιογράµµατα που προέρχονται από τρεις σεισµούς της περιοχής αυτής που έγιναν το 1977, το 1986 και το Η µελέτη έγινε για τρεις διευθύνσεις (Moldova, Chernavoda, Βουκουρέστι) ενώ δόθηκε και µία γενική σχέση, η οποία και χρησιµοποιήθηκε στα πλαίσια της παρούσας εργασίας. Η σχέση αυτή είναι: CEP S M w ln A = M S 1.256ln R h (4.42) 2 όπου Α είναι η µέγιστη οριζόντια εδαφική επιτάχυνση σε cm / s, R η επικεντρική απόσταση και h το εστιακό βάθος. Ο αλγόριθµος FRISK88M προτάθηκε αρχικά για τη µελέτη της σεισµικής επικινδυνότητας της περιοχής της Καλιφόρνια των Η.Π.Α., περιοχή η οποία δεν απειλείται από ενδιάµεσου ή µεγάλου βάθους σεισµούς. Έτσι, η χρήση του αλγορίθµου αυτού στην περιοχή της Ευρώπης προϋποθέτει την κατάλληλη τροποποίησή του, ώστε να λαµβάνει υπόψη την σεισµικότητα ενδιαµέσου βάθους των περιοχών της Vrancea στη Ρουµανία και του Αιγαίου. Για την µετατροπή των µεγεθών Σεισµικής Ροπής του χρησιµοποιούµενου καταλόγου σε Επιφανειακά µεγέθη (για την περίπτωση της σχέση απόσβεσης των Lungu et al. 1997) χρησιµοποιήθηκε επίσης η σχέση των Papazachos et al. (2002) και τροποποιήθηκε κατάλληλα ο αλγόριθµος, όπως και στην περίπτωση της σχέσης των Ambraseys et al. (1996) για τους επιφανειακούς σεισµούς Περιγραφή της κατανοµής της µέγιστης οριζόντιας εδαφικής επιτάχυνσης για την περιοχή του Ευρωπαϊκού χώρου Mε βάση τις παραπάνω σχέσεις απόσβεσης προέκυψε ο χάρτης του σχήµατος (4.7.) που παρουσιάζει την κατανοµή της µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης για 10% 195

202 Κεφάλαιο 4 ο πιθανότητα υπέρβασης σε 50 χρόνια, µε περίοδο επανάληψης 475 έτη, για την περιοχή του ευρωπαϊκού χώρου. Πρέπει να σηµειωθεί ότι οι υπολογισµοί έγιναν για την περίπτωση του βράχου ( S = 0 ) δηλαδή δεν λήφθηκαν υπόψη οι τοπικές εδαφικές συνθήκες. Οι µεγαλύτερες τιµές της αναµενόµενης εδαφικής επιτάχυνσης βρέθηκαν για την περιοχή της Μεσογείου και συγκεκριµένα στα νότια Βαλκάνια και κυρίως στο Ελληνικό τόξο, στην Ιταλική χερσόνησο και στις βόρειες ακτές της Αλγερίας. Βορειότερα, µεγάλες τιµές µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης παρατηρούνται κυρίως στην Vrancea, στη Ρουµανία και στα βορειοανατολικά παράλια της Αδριατικής. Αξιοσηµείωτες είναι οι τιµές που προκύπτουν για την περιοχή της τεκτονικής τάφρου του Ρήνου. Πολύ µικρότερες είναι οι αναµενόµενες τιµές µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης για την Μεγάλη Βρετανία και τις Σκανδιναβικές χώρες. Πιο αναλυτικά, στην Ιβηρική χερσόνησο µεγάλες τιµές µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης (ως 142 cm / s 2 ) παρουσιάζονται στην περιοχή της σεισµογόνου πηγής IB2 (σχ. 3.4) η οποία περιλαµβάνει το ανατολικό τµήµα του ρήγµατος Azores- Gibraltar. Στην πηγή αυτή έγιναν ισχυροί σεισµοί, όπως ο σεισµός του 1969 M S ( =8.0, Buforn et al. 1988). Μικρότερες τιµές, αλλά επίσης σηµαντικές (ως 2 117,72 cm / s ) προκύπτουν για τη σεισµογόνο πηγή IB3, η έντονη σεισµική δραστηριότητα της οποίας οφείλεται στο σύστηµα ρηγµάτων Cadiz Alicante. Οι δυτικές ακτές της Ιβηρικής και το ανατολικό τµήµα των Πυρηναίων εµφανίζουν χαµηλές τιµές ενώ στο δυτικό τµήµα των Πυρηναίων η αναµενόµενη µέγιστη 2 εδαφική επιτάχυνση είναι µεγαλύτερη και φτάνει την τιµή cm / s. Στις βορειοδυτικές ακτές της Αφρικής οι µεγαλύτερες τιµές (ως cm / s ) προκύπτουν για την πηγή MAG3 και αυτό οφείλεται στους ισχυρούς σεισµούς της περιοχής του El Asnam που έγιναν το 1954 (Ms=6.5, Benouar 1994, CRAAG 1994) και το 1980 (Ms=7.3, Benouar 1994, CRAAG 1994). Μικρότερες τιµές εκτιµήθηκαν για την περιοχή της πηγής MAG4, που περιλαµβάνει επίσης τµήµα των ανάστροφων ρηγµάτων του Άτλαντα, ενώ ακόµα µικρότερες για την περιοχή της Τυνησίας και του Μαρόκου. Στην Ιταλική χερσόνησο οι µεγαλύτερες τιµές µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης (ως cm / s 2 ) προκύπτουν για την περιοχή της πηγής SIC1 (Σχ. 3.9), που περιλαµβάνει τα στενά της Messina και στην οποία έγιναν αρκετοί ισχυροί σεισµοί µε κυριότερο αυτό του 1908 µεγέθους Μ=

203 Κεφάλαιο 4 ο Σχήµα 4.7. Η κατανοµή της µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης για 10% πιθανότητα υπέρβασης σε 50 χρόνια (µέση περίοδος επανάληψης 475 έτη) για την περιοχή του ευρωπαϊκού χώρου µε βάση τη σχέση απόσβεσης των Ambraseys et al. (1996) για τους επιφανειακούς σεισµούς και τις σχέσεις Lungu et al. (1997) και Theodoulidis and Papazachos (1990) για τους σεισµούς ενδιαµέσου βάθους για τις περιοχές της Vrancea και του Αιγαίου, αντίστοιχα. 197

204 Κεφάλαιο 4 ο Στην υπόλοιπη περιοχή της Σικελίας και της Τυρρηνικής µεγάλες τιµές προκύπτουν για την πηγή TYR ως ( cm / s ) και µικρότερες για τις άλλες πηγές. Πολύ µεγάλες επίσης τιµές προκύπτουν για τις πηγές ΑΡΕΝ3 και ΑΡΕΝ4 (>200) όπου σηµειώθηκαν οι ισχυροί σεισµοί του 1915 µε =6.9 (Serva et al. 1986, Ward and Valensise 1989) και του 1980 (σεισµός της Irpinia) µε =6.9 2 (Bernard and Zollo 1989), αντίστοιχα. Υψηλές επίσης, τιµές (ως 185 cm / s ) παρατηρήθηκαν για τις πηγές ΑΡΕΝ1 και ΑΡΕΝ2, ενώ οι χαµηλότερες τιµές για την Ιταλική χερσόνησο προκύπτουν για τις πηγές ANCONA και GARGANO. Στη Λιγγουρία οι τιµές τις µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης είναι αρκετά πιο χαµηλές σε σύγκριση µε την Ιταλική χερσόνησο (ως cm / s 2 M S M S ). Στις Άλπεις (Σχ. 3.13) οι µεγαλύτερες τιµές παρουσιάζονται στο ανατολικό τµήµα της πηγής W_ALPS3 (ως cm / s ). Η τιµή αυτή οφείλεται στη σεισµική δραστηριότητα της τεκτονικής γραµµής Simplon-Tonale-Centovalli της περιοχής αυτής. Οι κεντρικές Άλπεις παρουσιάζουν χαµηλές τιµές, ενώ µεγαλύτερες είναι οι τιµές στις ανατολικές Άλπεις. Μεγαλύτερη τιµή αναµενόµενης επιτάχυνσης (ως cm / s ) προκύπτει για την πηγή Friuli η οποία παρουσιάζει και την υψηλότερη σεισµική δραστηριότητα στην περιοχή, µε ισχυρότερο πρόσφατο σεισµό αυτόν του 1976, µε = Αρκετά σηµαντικές τιµές προκύπτουν επίσης για τις πηγές VIE (ως cm / s ) 2 και NE_ALPS (ως cm / s ) M LH Ανατολικότερα, η πηγή TRANS (Σχ. 3.19) µε αξιοσηµείωτη σεισµική δραστηριότητα παρουσιάζει τιµές ως cm / s, ενώ η πηγή HUG που καλύπτει περιοχή της Παννονικής και χαρακτηρίζεται από χαµηλότερη σεισµικότητα, παρουσιάζει µικρότερη τιµή αναµενόµενης µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης (Σχ. 3.25). Στην περιοχή των βορειοανατολικών ακτών της Αδριατικής, η αναµενόµενη µέγιστη εδαφική επιτάχυνση που προκύπτει, παρουσιάζει σηµαντικές τιµές, µε µεγαλύτερη αυτή που προκύπτει για την πηγή EX_DIN3. Στην υπόλοιπη περιοχή των ιναρίδων οι µέγιστες τιµές προκύπτουν για τις πηγές ΙΝ_DIN και YUG οι οποίες 2 ξεπερνούν τα 120 cm / s. Στην περιοχή της Ρουµανίας και βόρειας Βουλγαρίας οι αναµενόµενες τιµές της µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης καθορίζονται κυρίως από τους σεισµούς ενδιάµεσου βάθους της Vrancea (όπου φτάνουν στην τιµή cm / s 2 2 ) και από τη 198

205 Κεφάλαιο 4 ο δραστηριότητα την περιοχής Shalba και του συστήµατος ρηγµάτων Gorno Orjakhovitsa (πηγές SHALBA και GO, αντίστοιχα). Η περιοχή των νοτίων Βαλκανίων χαρακτηρίζεται από µεγάλες τιµές αναµενόµενης επιτάχυνσης (στην µεγαλύτερη έκταση διατηρείται σε τιµές 2 >100 cm / s ). Οι µεγαλύτερες από αυτές τις τιµές παρουσιάζονται στο δυτικό τµήµα του ρήγµατος της Ανατολίας αλλά και κατά µήκος των ακτών του Ιονίου, τις ακτές της Αλβανίας, τις δυτικές ακτές της Ελλάδας, στην περιοχή του Κορινθιακού και κυρίως παράλληλα προς το Ελληνικό τόξο, όπου επιδρά σηµαντικά και η σεισµικότητα των σεισµών ενδιαµέσου βάθους. Η µεγαλύτερη τιµή αναµενόµενης 2 εδαφικής επιτάχυνσης στην περιοχή αυτή φτάνει τα 512 cm / s. Οι υπόλοιπες περιοχές της κεντρικής και βόρειας Ευρώπης χαρακτηρίζονται από πολύ χαµηλότερες τιµές µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης. Σηµαντικές τιµές προκύπτουν για την περιοχή της τεκτονικής τάφρου του Ρήνου και κυρίως στο ανατολικό τµήµα της πηγής URG στην περιοχή του Άνω Ρήνου (Σχ. 3.31), όπου φτάνει την τιµή cm / s 2, ενώ στη πηγή LRG στην περιοχή του κάτω Ρήνου η τιµή είναι αρκετά χαµηλότερη. Στη δυτική Γαλλία για τις πηγές FR1 και FR2 η 2 µέγιστη τιµής της αναµενόµενης επιτάχυνσης κυµαίνεται µεταξύ 55 και 60 cm / s. Για τις περιοχές της Γερµανίας, της Πολωνίας, της Τσεχίας και της υπόλοιπης Ανατολικής Ευρώπης εκτιµήθηκε η µέγιστη εδαφική επιτάχυνση που οφείλεται στη σεισµικότητα υποβάθρου η οποία είναι πολύ χαµηλή. Η σεισµική δραστηριότητα της περιοχής αυτής είναι πολύ περιορισµένη, όπως προαναφέρθηκε. Οι σεισµοί µικρού και ενδιαµέσου µεγέθους που σηµειώνονται στις περιοχές των συντεταγµένων 51.5 ο Β / 16 ο Α, 50.2 ο Β / 18.9 ο Α και 50.8 ο Β / 10 ο Α (Σχ. 2.11) οφείλονται σε λειτουργία ορυχείων στις θέσεις αυτές και για το λόγο αυτό δεν λήφθηκαν υπόψη στην εκτίµηση της σεισµικής επικινδυνότητας (Bormann 1994, Guterch B. προσωπική επικοινωνία). Στην Μεγάλη Βρετανία οι τιµές της αναµενόµενης µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης για τις τέσσερις ζώνες κυµαίνονται από 50 ως 59 cm / s. Μεγαλύτερη τιµή προκύπτει για την πηγή BRITAIN4 (Σχ. 3.34). Στη Σκανδιναβία οι µεγαλύτερες τιµές αναµενόµενης µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης (ως 73 cm / s 2 ) προκύπτουν για τις πηγές SKAN2 και SKAN3 στα παράλια της Νορβηγίας (Σχ.3.38), εκεί όπου συγκεντρώνεται και η πιο αξιοσηµείωτη σεισµική δραστηριότητα. Στις υπόλοιπες πηγές οι τιµές κυµαίνονται από 55 ως 2 60 cm / s. Οι τιµές που προκύπτουν για τις µεγαζώνες SK_B1, SK_B2, SK_B3 και 2 199

206 Κεφάλαιο 4 ο SK_B4 και βασίζονται στην σεισµικότητα υποβάθρου είναι γενικά µικρές, µε µεγαλύτερες στην SK_B4 λόγω της συγκέντρωσης αξιοσηµείωτου αριθµού επικέντρων στην περιοχή της χερσονήσου Kola. Για την περιοχή της ανίας οι τιµές 2 είναι επίσης χαµηλές (ως 22 cm / s ) Εκτίµηση της σεισµική επικινδυνότητας µε χρήση διαφορετικών σχέσεων απόσβεσης της ισχυρής εδαφικής κίνησης κατά περιοχή Η κατανοµή της αναµενόµενης µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης για την περιοχή της Μεσογείου και τη Ρουµανία (περιοχές µε την εντονότερη σεισµικότητα στην Ευρώπη) µελετήθηκε και µε τη χρήση σχέσεων απόσβεσης της ισχυρής εδαφικής κίνησης που προτάθηκαν από διάφορους ερευνητές για τοπικές κλίµακες (π.χ. έκταση µιας χώρας). Τα αποτελέσµατα που προέκυψαν συγκρίνονται µε τα αντίστοιχα αποτελέσµατα που προέκυψαν µε τη χρησιµοποίηση της σχέσης (4.38) (Ambraseys et al. 1996), όπως αυτά περιγράφηκαν παραπάνω. Υπολογίστηκαν, επίσης, οι διαφορές των τιµών µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης που προκύπτουν σε κάθε περίπτωση από διαφορετικές σχέσεις για την ίδια περιοχή. Στη συνέχεια, δίνονται ορισµένα στοιχεία των σχέσεων απόσβεσης της ισχυρής εδαφικής κίνησης που χρησιµοποιήθηκαν για κάθε περιοχή και τα αποτελέσµατα της εφαρµογής τους Εφαρµογή της σχέσης απόσβεσης της ισχυρής εδαφικής κίνησης των Cabanas et al (1999) στην περιοχή της Ιβηρικής Για την περιοχή της Ιβηρικής χρησιµοποιήθηκε η σχέση απόσβεσης που προτάθηκε από τον Cabanas και τους συνεργάτες του (1999): ln( PGA ) M ( R + 20) 2.206ln( R + 20) (4.43) H = S ep ep όπου PGA H είναι η οριζόντια συνιστώσα της µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης, σε 2 cm / s και Rep είναι η επικεντρική απόσταση, σε km. Για τον καθορισµό της σχέσης αυτής χρησιµοποιήθηκαν δεδοµένα της Τράπεζας εδοµένων Ισχυρής Εδαφικής Κίνησης της Πολυτεχνικής Σχολής της Μαδρίτης, η οποία διαθέτει επιταχυνσιογράµµατα και φάσµατα για όλο τον κόσµο καθώς και αρκετές πληροφορίες για τους αντίστοιχους σεισµούς. Συνολικά, βρίσκονται συγκεντρωµένα σε αυτή την τράπεζα επιταχυνσιογράµµατα, πολλά από τα οποία καταγράφηκαν από αναλογικά όργανα η λειτουργία των οποίων ήταν 200

207 Κεφάλαιο 4 ο (α) Cabanas et al., 1999 Ambraseys et al., PGA 10.0 M=7.0 M=6.0 M= R (km) Σχήµα 4.8. (α): Χάρτης των µέγιστων εδαφικών επιταχύνσεων, σε cm/s 2, για 10% (β) πιθανότητα υπέρβασης σε χρονική περίοδο 50 έτη (µέση περίοδος επανάληψης 475 έτη), που υπολογίζονται µε βάση τη σχέση απόσβεσης των Cabanas et al. (1999) για την περιοχή της Ιβηρικής. (β): σύγκριση της σχέσης αυτής µε τη σχέση των Ambraseys et al. (1996) για διαφορετικές τιµές µεγέθους. 201

208 Κεφάλαιο 4 ο (α) PGA(1):Cabanas et al., 1999 PGA(2):Ambraseys et al., N PGA(1)-PGA(2) (β) Σχήµα 4.9. (α): Χάρτης της κατανοµής των διαφορών των µέγιστων εδαφικών επιταχύνσεων, σε cm/s 2, που υπολογίζονται µε βάση τη σχέση απόσβεσης των Cabanas et al. (1999) και τη σχέση των Ambraseys et al. (1996) για την περιοχή της Ιβηρικής. (β): Το ιστόγραµµα συχνοτήτων των διαφορών αυτών (υπολογίστηκε για την περιοχή του κόκκινου πλαισίου). 202

209 Κεφάλαιο 4 ο τµηµατική από το 1933 ως το Αφορούν 1414 σεισµούς οι οποίοι καταγράφηκαν από 1639 σταθµούς. Από αυτά τα δεδοµένα, το 20.2% των σεισµών και το 12.8% των επιταχυνσιογραµµάτων αφορούν την περιοχή της Μεσογείου. Για την εκτίµηση της σεισµικής επικινδυνότητας µε βάση την παραπάνω σχέση, τροποποιήθηκε ο αλγόριθµός του FRISK88M έτσι ώστε τα µεγέθη σεισµικής Ροπής του χρησιµοποιούµενου καταλόγου να µετατρέπονται στα ισοδύναµά τους Επιφανειακά µεγέθη, κατά τον ίδιο τρόπο που εφαρµόστηκε η αλλαγή αυτή και στην περίπτωση της σχέσης απόσβεσης των Ambraseys et al. (1996) (Βλ. Παρ.4.8.1). Ο χάρτης σεισµικής επικινδυνότητας που προέκυψε δίνεται στο σχήµα (4.8.α.). Οι µέγιστες αναµενόµενες τιµές των εδαφικών επιταχύνσεων στην περίπτωση αυτή, είναι γενικά µικρότερες από τις αντίστοιχες τιµές που προκύπτουν στην περίπτωση που χρησιµοποιείται η σχέση απόσβεσης των Ambraseys et al. (1996) (Σχ. 4.8.β.) Οι διαφορές των τιµών µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης που υπολογίζονται από τις δύο σχέσεις για την περιοχή της Ιβηρικής και του Μαρόκου δίνονται στο σχήµα (4.9.β.). Ο χάρτη του σχήµατος (4.9.α.) δείχνει την κατανοµή των διαφορών αυτών για τις διάφορες περιοχές της Ιβηρικής και του Μαρόκου Εφαρµογή της σχέσης απόσβεσης της ισχυρής εδαφικής κίνησης του Hamdache (1998) στην περιοχή της Αλγερίας-Τυνησίας Η περιοχή της βόρειας Αλγερίας παρουσιάζει οµοιότητες µε την Καλιφόρνια και τη Νεβάδα στις υτικές Η.Π.Α. Σύµφωνα µε τους Buforn et al. (1995) το πεδίο των τάσεων είναι κυρίως συµπιεστικό και η διεύθυνση του κύριου άξονα είναι σχεδόν Βορράς-Νότος. Τα χαρακτηριστικά αυτά είναι παρόµοια µε αυτά των ακτών της Καλιφόρνια. Παρόµοια χαρακτηριστικά εµφανίζονται στις δύο περιοχές ως προς της ταχύτητα διάδοσης των Pg και Pn κυµάτων, καθώς και ως προς το εστιακό βάθος των σεισµών και κατά συνέπεια ως προς την απόσβεση των εντάσεων (Benhallou 1985). Σύµφωνα µε τα παραπάνω στην Αλγερία χρησιµοποιήθηκαν σχέσεις απόσβεσης που είχαν προταθεί για την περιοχή της Καλιφόρνιας όπως αυτές που προτάθηκαν από τους Joyner and Boore (1981), Cambell (1981), Joyner and Fumal (1985), Woodward-Clyde-Consultants (1978) και Mohammadium and Pecker (1983). Οι σχέσεις αυτές απόσβεσης έχουν την γενική µορφή: am k dm β k A = ce ( R + ae ) exp[ γ ( R + b) 1 k ] (4.44) 203

210 Κεφάλαιο 4 ο όπου το A είναι η µέγιστη εδαφική επιτάχυνση, και R η επικεντρική απόσταση. M είναι το Επιφανειακό µέγεθος Ο σχέσεις που προτάθηκαν από τους Joyner and Boore (1981), και Joyner and Fumal (1985) παρουσιάζουν κατά την εφαρµογή τους στην περιοχή της βόρειας Αλγερίας οµοιότητες. Ο συνδυασµός των σχέσεων αυτών οδήγησε τον Hamdache (1998) στην ακόλουθη σχέση: ln( A ) = M ( r ) ln( r ) + ε (4.45) όπου ε είναι το σφάλµα που παρουσιάζει κανονική κατανοµή και τυπική απόκλιση σ LnA ίση µε Στη σχέση αυτή η µέγιστη εδαφική επιτάχυνση µετριέται σε g. Για την εφαρµογή της σχέσης αυτής για την εκτίµηση της σεισµικής επικινδυνότητας στην περιοχή της Αλγερίας-Τυνησίας χρειάστηκε τροποποίηση του αλγορίθµου του FRISK88M σε ότι αφορά τη µετατροπή των µέγιστων και των ελάχιστων τιµών µεγεθών σεισµικής Ροπής που παρατηρούνται σε κάθε πηγή σε ισοδύναµα Επιφανειακά µεγέθη. Η τροποποίηση αυτή έγινε µε τον ίδιο τρόπο, όπως και στην περίπτωση που χρησιµοποιήθηκε η σχέση απόσβεσης των Ambraseys et al. (1996). Τροποποιήθηκαν επίσης οι συντελεστές της σχέσης, ώστε η µέγιστη εδαφική επιτάχυνση να δίνεται σε µονάδες 2 cm / s και όχι σε g, όπως αρχικά ορίστηκε. Η κατανοµή της αναµενόµενης µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης για την περιοχή της βόρειας Αλγερίας και Τυνησίας που προέκυψε µε εφαρµογή αυτής της σχέσης φαίνεται στο σχήµα (4.10.α.). Οι τιµές που προέκυψαν είναι αρκετά µεγαλύτερες από τις αντίστοιχες τιµές που προκύπτουν από την εφαρµογή της σχέσης (4.38). Το ίδιο συµπέρασµα προκύπτει και από το διάγραµµα του σχήµατος (4.10.β.) στο οποίο φαίνεται ότι η σχέση του Hamdache (1998) προβλέπει µεγαλύτερες τιµές µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης µέχρι την επικεντρική απόσταση των 100km. Οι διαφορές στις αναµενόµενες τιµές της µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης που προκύπτουν από την εφαρµογή των δύο αυτών σχέσεων φαίνεται στο διάγραµµα του σχήµατος (4.11.β) και η γεωγραφική κατανοµή τους στον χάρτη του σχήµατος (4.11.α.). Οι τιµές των διαφορών αυτών δείχνουν ότι η σχέση απόσβεσης που προτάθηκε από τον Hamdache (1998) για την περιοχή αυτή είναι πιο συντηρητική σε σύγκριση µε τη σχέση των Ambraseys et al

211 Κεφάλαιο 4 ο (α) Hamdache, 1998 Ambraseys et al., PGA 10.0 M=7.0 M=6.0 M= R(km) (β) Σχήµα (α): Χάρτης των µέγιστων εδαφικών επιταχύνσεων, σε cm/s 2, για 10% πιθανότητα υπέρβασης σε χρονική περίοδο 50 έτη (µέση περίοδος επανάληψης 475 έτη), που υπολογίζονται µε βάση τη σχέση απόσβεσης του Hamdache (1998) για την περιοχή της Αλγερίας και Τυνησίας. (β): σύγκριση της σχέσης αυτής µε τη σχέση των Ambraseys et al. (1996) για διαφορετικές τιµές µεγέθους. 205

212 Κεφάλαιο 4 ο (α) 200 PGA(1):Hamdache M., 1998 PGA(2):Ambraseys et al., N PGA(1)-PGA(2) (β) Σχήµα (α): Χάρτης της κατανοµής των διαφορών των µέγιστων εδαφικών επιταχύνσεων, σε cm/s 2, που υπολογίζονται µε βάση τη σχέση απόσβεσης του Hamdache (1998) και τη σχέση των Ambraseys et al. (1996) για την περιοχή της Αλγερίας-Τυνησίας. (β): Το ιστόγραµµα συχνοτήτων των διαφορών αυτών (υπολογίστηκε για την περιοχή του κόκκινου πλαισίου). 206

213 Κεφάλαιο 4 ο Εφαρµογή της σχέσης απόσβεσης της ισχυρής εδαφικής κίνησης των Sabetta and Pugliese (1987) στην περιοχή της Ιταλίας Για τον καθορισµό της σχέσης απόσβεσης από τους Sabetta και Pugliese (1987), χρησιµοποιήθηκαν δεδοµένα από καταγραφές ισχυρής κίνησης της Ιταλίας. Συγκεκριµένα, χρησιµοποιήθηκαν 190 επιταχυνσιογράµµατα (οριζόντιες συνιστώσες) για 17 σεισµούς που σηµειώθηκαν στην Ιταλία µετά το 1976 και για τιµές µεγεθών Η µορφή της σχέσης απόσβεσης για την περίπτωση που χρησιµοποιείται µοντέλο σεισµικών πηγών είναι: log A = M log( R ) S (4.46) όπου το Α µετριέται σε g, M είναι το µέγεθος του σεισµού, R είναι η κοντινότερη απόσταση από την προβολή της επιφάνειας της διάρρηξης σε km. Η λογαριθµική κατανοµή της µέγιστης οριζόντιας επιτάχυνσης παρουσιάζει σταθερό σφάλµα ίσο µε σ = S είναι µεταβλητή µε τιµές 0 ή 1, ανάλογα µε την γεωλογία της θέσης. Και συγκεκριµένα: - S = 0 : για σκληρά πετρώµατα και ιζήµατα που βρίσκονται σε µεγάλο βάθος: Ασβεστόλιθους, ψαµµίτες, σχιστόλιθους, κροκαλοπαγή, συµπαγείς ιλυόλιθους και 1 µάργες ( > 800ms ), ή όταν τα ιζήµατα βρίσκονται σε βάθος µεγαλύτερο των 20µ. V S (74 καταγραφές) - S = 1 για ιζήµατα µικρού βάθους (21 καταγραφές). Έγινε έλεγχος για το κατά πόσο η συµπεριφορά των βράχων είναι ίδια µε αυτή των ιζηµάτων σε µεγάλο βάθος και βρέθηκε ότι η διάφορά τους είναι µικρή και όχι αξιοσηµείωτη. Η επιλογή των καταγραφών έγινε µε βάση τα εξής κριτήρια. - Μέγεθος σεισµού µεγαλύτερο από 4.5 που να έχει καταγραφεί από δύο τουλάχιστον σταθµούς - Ο προσδιορισµός των επικέντρων να γίνεται µε ακρίβεια µικρότερη ή ίση των 5km. - Το µέγεθος του σεισµού να έχει υπολογιστεί µε ακρίβεια +0.3 της µονάδας µεγέθους. - Επιταχυνσιογράµµατα που να προέρχονται από ανοιχτό πεδίο. Τα βάθη των σεισµών κυµαίνονται από 5.0 ως 16.0km µε µέσο βάθος 8.5km. Οι µηχανισµοί γένεσης αντιστοιχούν σε κανονικές και πλαγιοκανονικές διαρρήξεις (7 207

214 Κεφάλαιο 4 ο σεισµοί 48 καταγραφές), ανάστροφες διαρρήξεις (9 σεισµοί-43 καταγραφές) και διαρρήξεις οριζόντιας µετατόπισης (1 σεισµός, 4 καταγραφές) Η κλίµακα του µεγέθους που χρησιµοποιείται στην παραπάνω σχέση απόσβεσης είναι κλίµακα του Επιφανειακού µεγέθους M, για τιµές M 5. 5 και η S κλίµακα Τοπικού µεγέθους M L, για µικρότερες τιµές. Η αντικατάσταση της κλίµακας M από την M για τους ισχυρούς σεισµούς µειώνει τα αρνητικά L S αποτελέσµατα του φαινοµένου του κορεσµού που παρουσιάζει η πρώτη και έτσι διατηρείται η γραµµική σχέση µεταξύ του λογαρίθµου της µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης και του µεγέθους. Ο υπολογισµός των µεγεθών M L έγινε από τη Σεισµολογικό Κέντρο της Τεργέστης και των M S από το ιεθνές Σεισµολογικό Κέντρο. Ο αλγόριθµος του FRISK88M τροποποιήθηκε κατάλληλα έτσι ώστε οι µέγιστες και οι ελάχιστες τιµές µεγεθών σεισµικής Ροπής που παρατηρούνται σε κάθε πηγή να µετατρέπονται σε ισοδύναµα Επιφανειακά µεγέθη για τιµές Μ>5.5. Για µικρότερες τιµές µεγεθών τα µεγέθη του χρησιµοποιούµενου καταλόγου σεισµών µετατράπηκαν σε ισοδύναµα µε τα Τοπικά µεγέθη που υπολογίζονται από το Σεισµολογικό Κέντρο της Τεργέστης µε τη σχέση (Πίνακας 2.3) που υπολογίστηκε κατά την παρούσα εργασία. Τροποποιήθηκαν επίσης οι συντελεστές της σχέσης ώστε η µέγιστη εδαφική επιτάχυνση να δίνεται σε µονάδες αρχικά ορίστηκε. 2 cm / s και όχι σε g, όπως Στο σχήµα (4.12.α) φαίνεται η κατανοµή των τιµών της αναµενόµενης µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης που υπολογίστηκε µε αυτή τη σχέση απόσβεσης της ισχυρής κίνησης. Οι τιµές αυτές είναι γενικά µεγαλύτερες από τις τιµές που προκύπτουν µε τη σχέση των Ambraseys et al. (1996). Έτσι, για παράδειγµα η µέγιστη εδαφική επιτάχυνση που προκύπτει για την περιοχή των στενών της Messina (πηγή SIC1) είναι cm / s για την ίδια πηγή µε την προηγούµενη σχέση απόσβεσης. 2 και συνεπώς µεγαλύτερη από την τιµή που προκύπτει 208

215 Κεφάλαιο 4 ο (α) Sabetta & Pugliese, 1985 Ambraseys et al., PGA M= M=6.0 M= R (km) Σχήµα (α): Χάρτης των µέγιστων εδαφικών επιταχύνσεων, σε cm/s 2, για 10% (β) πιθανότητα υπέρβασης σε χρονική περίοδο 50 έτη (µέση περίοδος επανάληψης 475 έτη), που υπολογίζονται µε βάση τη σχέση απόσβεσης των Sabetta and Pugliese (1987) για την περιοχή της Ιταλίας. (β): σύγκριση της σχέσης αυτής µε τη σχέση των Ambraseys et al. (1996) για διαφορετικές τιµές µεγέθους. 209

216 Κεφάλαιο 4 ο (α) PGA(1):Sabetta & Pugliese, 1987 PGA(2):Ambraseys et al., N PGA(1)-PGA(2) (β) Σχήµα (α): Χάρτης της κατανοµής των διαφορών των µέγιστων εδαφικών επιταχύνσεων, σε cm/s 2, που υπολογίζονται µε βάση τη σχέση απόσβεσης των Sabetta and Pugliese (1987) και τη σχέση των Ambraseys et al. (1996) για την περιοχή της Ιταλίας. (β): Το ιστόγραµµα συχνοτήτων των διαφορών αυτών (υπολογίστηκε για την περιοχή του κόκκινου πλαισίου). 210

217 Κεφάλαιο 4 ο Η σύγκριση των δύο αυτών σχέσεων φαίνεται στο διάγραµµα του σχήµατος (4.12.β.). Από τη σύγκριση αυτή φαίνεται ότι η σχέση των Sabetta και Pugliese (1987) προβλέπει µεγαλύτερες τιµές επιτάχυνσης από ότι η σχέση τωνambraseys et al. (1996) για µεγέθη Μ=6.0 και Μ=7.0, όχι όµως και για την τιµή µεγέθους Μ=5.0. Το γεγονός αυτό εξηγεί και την κατανοµή των διαφορών που υπολογίζονται από τις δύο σχέσεις (Σχ α.). Οι διαφορές είναι αρνητικές για τη µεγαζώνη που σχετίζεται µε τη σεισµικότητα υποβάθρου, όπου κυριαρχούν σεισµοί µικρού ως ενδιάµεσου µεγέθους, και θετικές για τις περιοχές των πηγών όπου οι σεισµοί είναι ισχυροί. Το διάγραµµα συχνοτήτων των διαφορών αυτών φαίνεται στο σχήµα (4.13.β.) Εφαρµογή της σχέσης απόσβεσης της ισχυρής εδαφικής κίνησης του Manic (1998) στην περιοχή των βορειοδυτικών Βαλκανίων (πρώην Γιουγκοσλαβία) Καταγραφές ισχυρών εδαφικών κινήσεων από 56 σεισµούς µεγέθους χρησιµοποιήθηκαν από τον Manic (1998) ο οποίος πρότεινε την παρακάτω σχέση απόσβεσης της οριζόντιας συνιστώσας της µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης για την περιοχή των βόρειο-δυτικών Βαλκανίων (πρώην Γιουγκοσλαβία); όπου 2 2 log( a) = M S 1.093log( R ) S P (4.47) A είναι η µέγιστη τιµή της οριζόντιας συνιστώσας της εδαφικής επιτάχυνσης σε g, Μ είναι η τιµή του Επιφανειακού µεγέθους M S και R είναι η επικεντρική ή η υποκεντρική απόσταση. Η παράµετρος S παίρνει τις εξής τιµές: 1 -Βράχος: S = 0 και > 750ms (92 καταγραφές) V S 1 -Στιφρά εδάφη: S = 1και ms (184 καταγραφές) V S το σφάλµα σ = είναι η τυπική απόκλιση του log(a) και η τιµή του µε 0 για 50% και 1 για 84% πιθανότητα να µην υπερβληθεί η τιµή του log(a). P είναι ίση Από την εξίσωση (4.47) φαίνεται ότι η αναµενόµενη τιµή της µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης είναι 1.7 φορές µεγαλύτερη για την περίπτωση του εδάφους σε σχέση µε την αντίστοιχη τιµή για την περίπτωση του βράχου. Χρησιµοποιήθηκε η ίδια κατηγοριοποίηση των εδαφών όπως και στην εργασία του Ambraseys et al. (1996) (βράχος, στιφρά, χαλαρά και πολύ χαλαρά 211

218 Κεφάλαιο 4 ο εδάφη) αλλά τα διαθέσιµα δεδοµένα που χρησιµοποιήθηκαν ανήκουν µόνο στις δύο πρώτες κατηγορίες. Για περισσότερο αξιόπιστα αποτελέσµατα χρησιµοποιήθηκαν και οι δύο τιµές των µέγιστων εδαφικών επιταχύνσεων που προέρχονται από τις δύο οριζόντιες συνιστώσες σε αντίθεση µε άλλες περιπτώσεις που χρησιµοποιήθηκε µόνο η µία από τις δύο συνιστώσες (πχ. Sabetta and Pugliese 1987). Για την εφαρµογή της σχέσης αυτής για την εκτίµηση της σεισµικής επικινδυνότητας στην περιοχή των βορειοδυτικών Βαλκανίων χρειάστηκε τροποποίηση του αλγορίθµου του FRISK88M όσον αφορά τη µετατροπή των χρησιµοποιούµενων µέγιστων και ελάχιστων τιµών των µεγεθών σεισµικής Ροπής που παρατηρούνται σε κάθε σεισµική πηγή, σε ισοδύναµα Επιφανειακά µεγέθη. Η τροποποίηση αυτή έγινε µε τον ίδιο τρόπο όπως και στην περίπτωση που χρησιµοποιήθηκε η σχέση απόσβεσης των Ambraseys et al. (1996). Τροποποιήθηκαν επίσης οι συντελεστές της σχέση ώστε η µέγιστη εδαφική επιτάχυνση να δίνεται σε µονάδες 2 cm / s και όχι σε g, όπως αρχικά ορίστηκε. Σε σύγκριση µε τη σχέση Ambraseys et al. (1996) η σχέση απόσβεσης του Manic για την περιοχή της Γιουγκοσλαβίας δίνει µικρότερες τιµές µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης (Σχ β.). Η διαφορά αυξάνει µε τη µείωση της απόστασης και µειώνεται µε την αύξηση του µεγέθους. Το αποτέλεσµα αυτό της σύγκρισης πιθανά οφείλεται στο γεγονός ότι οι ενδοπλακικοί σεισµοί (π.χ. Κεντρική Ευρώπη) δίνουν µεγαλύτερες τιµές µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης από ότι οι οριοπλακικοί σεισµοί (Kanamori 1979). Στο σχήµα (4.14.α.) φαίνεται η κατανοµή των µέγιστων εδαφικών επιταχύνσεων όπως εκτιµούνται µε αυτή τη σχέση απόσβεσης. Η κατανοµή των διαφορών των µέγιστων εδαφικών επιταχύνσεων που προκύπτουν από τις σχέσεις των Manic (1998) και Ambraseys et al. (1996) φαίνεται στο σχήµα (4.15.α.) και το διάγραµµα συχνοτήτων στο σχήµα (4.15.β.). 212

219 Κεφάλαιο 4 ο (α) Manic, 1998 Ambraseys et al., PGA 10.0 M=7.0 M=6.0 M= R(km) Σχήµα (α): Χάρτης των µέγιστων εδαφικών επιταχύνσεων, σε cm/s 2, για 10% (β) πιθανότητα υπέρβασης σε χρονική περίοδο 50 έτη (µέση περίοδος επανάληψης 475 έτη), που υπολογίζονται µε βάση της σχέση απόσβεσης του Manic (1998) για την περιοχή της πρώην Γιουγκοσλαβίας. (β): σύγκριση της σχέσης αυτής µε τη σχέση των Ambraseys et al. (1996) για διαφορετικές τιµές µεγέθους. 213

220 Κεφάλαιο 4 ο (α) 400 PGA(1): Manic M.I., 1998 PGA(2): Ambraseys et al., N PGA(1)-PGA(2) (β) Σχήµα (α): Ο χάρτης της κατανοµής των διαφορών των µέγιστων εδαφικών επιταχύνσεων, σε cm/s 2, που υπολογίζονται µε βάση τη σχέση απόσβεσης των Manic (1998) και τη σχέση των Ambraseys et al. (1996) για την περιοχή της πρώην Γιουγκοσλαβίας. (β): Το ιστόγραµµα συχνοτήτων των διαφορών αυτών (υπολογίστηκε για την περιοχή του κόκκινου πλαισίου). 214

221 Κεφάλαιο 4 ο Εφαρµογή της σχέσης απόσβεσης της ισχυρής εδαφικής κίνησης του Μάργαρη και των συνεργατών του (2001) στην περιοχή των νοτίων Βαλκανίων Χρησιµοποιήθηκαν 474 καταγραφές ισχυρής κίνησης από 142 επιφανειακούς σεισµούς της Ελλάδας, οι διαρρήξεις των οποίων είναι κυρίως κανονικές. Τα δεδοµένα προέρχονται από όλα τα διαθέσιµα επιταχυνσιογράµµατα για την περίοδο µε την προϋπόθεση να πληρούν τουλάχιστο ένα από τα παρακάτω κριτήρια: (α) Να αντιστοιχούν σε σεισµούς µεγέθους Μ>4.5, (β) Η µέγιστη εδαφική επιτάχυνση να έχει τιµή PGA>0.05g ανεξάρτητα από το µέγεθος του σεισµού, (γ) Μέγιστη εδαφική επιτάχυνση µε τιµή PGA<0.05g γίνεται δεκτή µε την προϋπόθεση ότι ο ίδιος σεισµός έχει δώσει έστω µία τιµή PGA>0.05g. Όλες οι καταγραφές πριν χρησιµοποιηθούν ψηφιοποιήθηκαν και το σύνολο των δεδοµένων οµογενοποιήθηκε. Τελικά επιλέχθηκαν 744 οριζόντιες συνιστώσες ενώ ο προσδιορισµός των επικέντρων των σεισµών έγινε από το Εργαστήριο Γεωφυσικής του Α.Π.Θ. Το µέγεθος των σεισµών σε αυτό τον κατάλογο είναι ισοδύναµο µε το µέγεθος σεισµικής ροπής,, και χρησιµοποιήθηκε ως ανεξάρτητη µεταβλητή στην προτεινόµενη σχέση απόσβεσης: ln PGA = M W 1.24 ln( R + 6) S ± 0.70 (4.48) 2 όπου PGA είναι η µέγιστη εδαφική επιτάχυνση σε cm / s, R είναι η επικεντρική απόσταση και S είναι µια µεταβλητή που παίρνει την τιµή 0 για κατηγορία εδάφους Β, την τιµή 1 για κατηγορία εδάφους C και 2 για κατηγορία εδάφους D. Η τιµή 6 που προστίθεται στην επικεντρική απόσταση σχετίζεται µε τον κορεσµό στο κοντινό πεδίο. Η κατανοµή της µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης που προβλέπεται µε τη σχέση του Μάργαρη και των συνεργατών του (2001) φαίνεται στο σχήµα (4.16.α.). Για τους σεισµούς ενδιαµέσου βάθους χρησιµοποιήθηκε η σχέση των Θεοδουλίδη και Παπαζάχου (1990). M W 215

222 Κεφάλαιο 4 ο (α) Margaris et al., 2001 Ambraseys et al., PGA 10.0 M=7.0 M=6.0 M= R(km) Σχήµα (α): Χάρτης των µέγιστων εδαφικών επιταχύνσεων, σε cm/s 2, για 10% (β) πιθανότητα υπέρβασης σε χρονική περίοδο 50 έτη (µέση περίοδος επανάληψης 475 έτη), που υπολογίζονται µε βάση τη σχέση απόσβεσης των Μάργαρη και συν. (2001) για την περιοχή των Ν. Βαλκανίων (για τους σεισµούς ενδιαµέσου βάθους χρησιµοποιήθηκε η σχέση των Theodoulidis and Papazachos.1990). (β): σύγκριση της σχέσης αυτής µε τη σχέση των Ambrαseys et al. (1996) για διαφορετικές τιµές µεγέθους. 216

223 Κεφάλαιο 4 ο (α) 700 PGA(1):Margaris et al., 2001 PGA(2):Ambraseys et al., N PGA(1)-PGA(2) (β) Σχήµα (α): Χάρτης της κατανοµής των διαφορών των µέγιστων εδαφικών επιταχύνσεων, σε cm/s 2, που υπολογίζονται µε βάση τη σχέση απόσβεσης των Μάργαρη και συν, (2001) και τη σχέση των Ambraseys et al. (1996) για την περιοχή των Ν. Βαλκανίων (Για τους σεισµούς ενδιαµέσου βάθους χρησιµοποιήθηκε η σχέση των Theodoulidis and Papazachos (1990). (β): Το ιστόγραµµα συχνοτήτων των διαφορών αυτών (υπολογίστηκε για την περιοχή του κόκκινου πλαισίου). 217

224 Κεφάλαιο 4 ο Σε σύγκριση αυτής της σχέσης απόσβεσης µε τη σχέση απόσβεσης των Ambraseys et al. (1996) προκύπτει ότι η δεύτερη προβλέπει µεγαλύτερες τιµές µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης από αυτές που προβλέπει η πρώτη (Σχ β.) για αποστάσεις µεγαλύτερες των 60Κm. Ωστόσο, οι υψηλές τιµές οι οποίες προκύπτουν µε εφαρµογή της σχέσης 4.48 θα πρέπει να αποδοθούν στον συνδυασµό της µεγαλύτερης τιµής του σφάλµατος και τον υψηλό ρυθµό γένεσης σεισµών σε συγκεκριµένες περιοχές. Η κατανοµή των διαφορών τους και το διάγραµµα συχνοτήτων των διαφορών αυτών, φαίνονται στο σχήµα (4.17.α.) και (4.17.β.), αντίστοιχα Εφαρµογή της σχέσης απόσβεσης της ισχυρής εδαφικής κίνησης των Ambraseys and Bommer (1991) για τους επιφανειακούς σεισµούς της Ρουµανίας Με βάση 500 καταγραφές ισχυρής εδαφικής κίνησης από επιφανειακούς σεισµούς όλου του Ευρωπαϊκού χώρου, συµπεριλαµβανοµένων και των Βαλκανίων, οι Ambraseys and Bommer (1991) πρότειναν την ακόλουθη σχέση απόσβεσης της µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης: log A = M S log R R (4.49) όπου Α είναι η µέγιστη οριζόντια συνιστώσα της εδαφικής επιτάχυνσης σε g, και R η υποκεντρική απόσταση σε km. Τα µεγέθη των σεισµών που χρησιµοποιήθηκαν για τη σχέση αυτή είναι στην κλίµακα M S και κυµαίνονται από 4.0 ως 7.3 ενώ τα εστιακά βάθη είναι µικρότερα των 25km. Οι αποστάσεις για το 70% των σεισµών είναι µικρότερες από 40km. Η σχέση αυτή χρησιµοποιείται συχνά για την εκτίµηση της σεισµικής δραστηριότητας της περιοχής των βορείων Βαλκανίων από πολλούς ερευνητές. Για το λόγο αυτό επιλέχθηκε για την εκτίµηση της σεισµικής επικινδυνότητας που οφείλεται στους επιφανειακούς σεισµούς της περιοχής της Ρουµανίας. Οι συντελεστές της σχέσης αυτής τροποποιήθηκαν κατάλληλα έτσι ώστε 2 τα αποτελέσµατα να δίνονται σε µονάδες cm / s. Η κατανοµή των τιµών της µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης φαίνεται στο σχήµα (4.18.α.). Η σύγκριση της σχέσης αυτής µε τη µεταγενέστερη σχέση των Ambraseys et al. (1996) φαίνεται στο σχήµα (4.18.β.). Από το σχήµα αυτό προκύπτει ότι η δεύτερη προβλέπει χαµηλότερες τιµές µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης για αποστάσεις ως 100km. 218

225 Κεφάλαιο 4 ο (α) Ambreseys & Bommer, 1991 Ambraseys et al., PGA 10.0 M=7.0 M=6.0 M= R(km) Σχήµα (α): Χάρτης των µέγιστων εδαφικών επιταχύνσεων, σε cm/s 2, για 10% (β) πιθανότητα υπέρβασης σε χρονική περίοδο 50 έτη (µέση περίοδος επανάληψης 475 έτη), που υπολογίζονται µε βάση τη σχέση απόσβεσης των Ambraseys and Bommer (1991) για την περιοχή της Ρουµανίας (για τους σεισµούς βάθους χρησιµοποιήθηκε η σχέση των Lungu et al. 1997) (β): σύγκριση της σχέσης 219

226 Κεφάλαιο 4 ο αυτής µε τη σχέση των Ambraseys et al. (1996) για διαφορετικές τιµές µεγέθους. (α) PGA(1): Ambraseys and Bommer, 1991 PGA(2): Ambraseys et al., N PGA(1)-PGA(2) (β) Σχήµα (α): Χάρτης της κατανοµής των διαφορών των µέγιστων εδαφικών επιταχύνσεων, σε cm/s 2, που υπολογίζονται µε βάση τη σχέση απόσβεσης των Ambraseys and Bommer (1991) και τη σχέση των Ambraseys et al. (1996) για την περιοχή της Ρουµανίας (για τους σεισµούς βάθους χρησιµοποιήθηκε η σχέση των Lungu et al. 1997) (β): Το ιστόγραµµα συχνοτήτων των διαφορών αυτών (υπολογίστηκε για την περιοχή του κόκκινου πλαισίου). 220

227 Κεφάλαιο 4 ο Η κατανοµή των διαφορών της µέγιστης αναµενόµενης εδαφικής επιτάχυνσης που προκύπτουν από τις δύο αυτές σχέσεις φαίνεται στο σχήµα (4.19.α.) και το διάγραµµα συχνοτήτων στο σχήµα (4.19.β.). Σχήµα Κατανοµή της µέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης, σε cm/s 2, για περίοδο επανάληψης 475 έτη, στην περιοχή του Ευρωπαϊκού χώρου. Για τους επιφανειακούς σεισµούς της Ιβηρικής χρησιµοποιήθηκε η σχέση απόσβεσης των Cabanas et al. 1999, της βόρειας Αλγερίας και Τυνησίας η σχέση του Hamdache 1998, της Ιταίας η σχέση των Sabetta& Pugliese 1987, της πρώην Γιουγκοσλαβίας η σχέση του Manic 1998, των νοτίων Βαλκανίων η σχέση των Μάργαρη και συν. 2001, της Ρουµανίας η σχέση των Ambraseys and Bommer 1991, και για τις υπόλοιπες περιοχές η σχέση των Ambraseys et al Για τους σεισµούς ενδιάµεσου βάθους του Αιγαίου χρησιµοποιήθηκε η σχέση των Theodoulidis and Papazachos 1990 και της Vrancea (Ρουµανία) η σχέση των Lungu et al