ΤΟΜΕΑΣ ΤΗΛΕΠΙΚΟΙΝΩΝΙΩΝ

Transcript

1 ΑΡΙΣΤΟΤΕΛΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΠΟΛΥΤΕΧΝΙΚΗ ΣΧΟΛΗ ΤΜΗΜΑ ΗΛΕΚΤΡΟΛΟΓΩΝ ΜΗΧΑΝΙΚΩΝ ΚΑΙ ΜΗΧΑΝΙΚΩΝ Η/Υ ΤΟΜΕΑΣ ΤΗΛΕΠΙΚΟΙΝΩΝΙΩΝ ΣΥΣΧΕΤΙΣΗ ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΙΚΗΣ ΔΡΑΣΤΗΡΙΟΤΗΤΑΣ ΚΑΙ ΠΡΟΔΡΟΜΩΝ ΣΕΙΣΜΙΚΩΝ ΦΑΙΝΟΜΕΝΩΝ ΕΥΘΥΜΙΟΥ ΑΘΑΝΑΣΙΟΣ ΑΕΜ 4573 ΜΠΕΖΙΡΓΙΑΝΝΙΔΗΣ ΝΙΚΟΛΑΟΣ ΑΕΜ 4474 ΕΠΙΒΛΕΠΩΝ ΚΑΘΗΓΗΤΗΣ : ΘΩΜΑΣ ΞΕΝΟΣ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗ ΙΟΥΛΙΟΣ 2006

2 1 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ 1. ΣΕΙΣΜΟΙ ΕΙΔΗ ΣΕΙΣΜΩΝ ΓΕΝΝΗΣΗ ΣΕΙΣΜΟΥ ΛΙΘΟΣΦΑΙΡΑ ΘΕΩΡΙΑ ΛΙΘΟΣΦΑΙΡΙΚΩΝ ΠΛΑΚΩΝ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΣΕΙΣΜΩΝ ΜΕΤΡΗΣΗ ΣΕΙΣΜΩΝ ΣΕΙΣΜΟΙ ΚΑΙ ΕΛΛΑΔΙΚΟΣ ΧΩΡΟΣ ΓΕΝΙΚΕΣ ΜΕΘΟΔΟΙ ΠΡΟΓΝΩΣΗΣ ΣΕΙΣΜΩΝ ΖΩΙΚΗ ΣΥΜΠΕΡΙΦΟΡΑ ΣΥΝΝΕΦΑ ΣΕΙΣΜΩΝ ΣΤΑΘΜΗ ΥΠΟΓΕΙΩΝ ΥΔΑΤΩΝ ΧΗΜΙΚΕΣ ΑΛΛΑΓΕΣ ΤΩΝ ΥΠΟΓΕΙΩΝ ΥΔΑΤΩΝ ΡΑΔΟΝΙΟ ΣΤΑ ΥΠΟΓΕΙΑ ΥΔΑΤΑ ΚΛΙΣΗ ΥΔΑΤΩΝ VLF ΠΑΡΑΣΙΤΙΚΟΣ ΘΟΡΥΒΟΣ ΘΕΡΜΙΚΕΣ ΑΝΩΜΑΛΙΕΣ ΠΡΟΔΡΟΜΑ ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΙΚΑ ΦΑΙΝΟΜΕΝΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΑΣ ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΑ - ΣΤΡΩΜΑΤΩΣΗ ΚΑΙ ΔΙΑΔΟΣΗ ΠΕΡΙΓΡΑΦΗ ΒΑΣΙΚΩΝ ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΙΚΩΝ ΠΑΡΑΜΕΤΡΩΝ- ΜΕΛΕΤΗ ΤΗΣ ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΑΣ ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΠΛΑΣΜΑΤΟΣ ΚΡΙΣΙΜΗ ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΑΝΑΚΛΑΣΗ ΚΑΙ ΔΙΑΘΛΑΣΗ ΣΤΗΝ ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΑ ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΙΚΕΣ ΜΕΤΑΒΟΛΕΣ ΗΜΕΡΙΣΙΕΣ ΜΕΤΑΒΟΛΕΣ ΕΠΟΧΙΑΚΕΣ ΜΕΤΑΒΟΛΕΣ ΗΛΙΑΚΕΣ ΚΗΛΙΔΕΣ ΚΑΙ ΗΛΙΑΚΟΣ ΚΥΚΛΟΣ ΜΕΤΑΒΟΛΕΣ ΣΤΟ ΣΤΡΩΜΑ F ΓΕΩΓΡΑΦΙΚΕΣ ΜΕΤΑΒΟΛΕΣ α Επίδραση γεωγραφικού πλάτους β Επίδραση γεωγραφικού μήκους ΕΠΙΔΡΑΣΗ ΤΟΥ ΓΗΙΝΟΥ ΜΑΓΝΗΤΙΚΟΥ ΠΕΔΙΟΥ IONOΣΦAIΡIKEΣ ΔΙΑΤΑΡΑΧΕΣ ΜΕΘΟΔΟΙ ΜΕΛΕΤΗΣ ΤΗΣ ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΑΣ ΚΑΙ ΚΑΤΑΓΡΑΦΗΣ ΤΩΝ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΩΝ ΤΗΣ ΛΕΙΤΟΥΡΓΙΑ ΤΗΣ ΙΟΝΟΣΟΝΤΑΣ ΜΕΤΑΒΛΗΤΟΤΗΤΑ fof2...27

3 2 3. ΜΕΛΕΤΗ ΠΡΟΔΡΟΜΩΝ ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΙΚΩΝ ΦΑΙΝΟΜΕΝΩΝ ΣΧΕΣΗ ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΙΚΩΝ ΜΕ ΥΠΟΛΟΙΠΑ ΠΡΟΔΡΟΜΑ ΦΥΣΙΚΗ ΕΡΜΗΝΕΙΑ ΠΕΡΙΓΡΑΦΗ ΠΡΟΔΡΟΜΩΝ ΦΑΙΝΟΜΕΝΩΝ ΕΠΙΔΡΑΣΗ ΣΕΙΣΜΟΥ ΣΤΗΝ ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΑ ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ ΣΤΗΝ F ΠΕΡΙΟΧΗ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΙΚΩΝ ΠΡΟΔΡΟΜΩΝ ΤΕΧΝΙΚΕΣ ΠΡΟΒΛΕΨΗΣ ΣΕΙΣΜΩΝ ΑΠΟ ΤΑ ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΙΚΑ ΠΡΟΔΡΟΜΑ ΦΑΙΝΟΜΕΝΑ Η ΜΕΘΟΔΟΣ ΤΗΣ ΠΑΡΟΥΣΑΣ ΔΙΠΛΩΜΑΤΙΚΗΣ ΕΡΓΑΣΙΑΣ ΓΕΝΙΚΗ ΠΕΡΙΓΡΑΦΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΔΕΔΟΜΕΝΩΝ ΔΙΑΓΡΑΜΜΑΤΑ dfof ΔΙΑΓΡΑΜΜΑΤΑ ΕΤΕΡΟΣΥΣΧΕΤΙΣΗΣ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ...77 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ...78

4 3 ΠΡΟΛΟΓΟΣ Οι σεισμοί είναι ένα συχνότατο φυσικό φαινόμενο καθημερινής εμφάνισης το οποίο έχει προσπαθήσει ο άνθρωπος να κατανοήσει από αρχαιοτάτων χρόνων. Οι συνέπειες ενός σεισμού συχνά αποδεικνύονται καταστροφικές και επομένως έχουν γίνει πολλές προσπάθειες πρόβλεψης από πολλούς επιστήμονες παγκοσμίως. Μέχρι σήμερα δεν έχει αναπτυχθεί μία αξιόπιστη μέθοδος σεισμικής πρόβλεψης κοινής αποδοχής. Παρ όλα αυτά πριν από κάποιο ισχυρό σεισμό εμφανίζονται κάποια φαινόμενα τα οποία οφείλονται στην προεργασία της εμφάνισης του επερχόμενου σεισμού, τα πρόδρομα σεισμικά φαινόμενα. Ένα από αυτά έχει αποδειχτεί ότι είναι η χαρακτηριστική μεταβολή της κρίσιμης συχνότητας του στρώματος F2 της ιονόσφαιρας. Στην παρούσα διπλωματική εργασία μελετούμε τη διακύμανση της κρίσιμης συχνότητας fof2 κατά τη διάρκεια δύο σεισμών, το σεισμό μεγέθους 6.3 R που συνέβη στις 14/08/2003 στη Λευκάδα και το σεισμό μεγέθους 5.7 R που συνέβη στις 11/04/2006 στη Ζάκυνθο. Τα δεδομένα που χρησιμοποιούμε προέρχονται από 6 μήνες του 2003 και 4 μήνες του Στη συνέχεια κανονικοποιούμε τη συχνότητα fof2 και προσπαθούμε να αντιστοιχίσουμε σε κάθε εκδήλωση σεισμικής δόνησης μία χαρακτηριστική μεταβολή αυτής. Τέλος, προσπαθούμε να εντοπίσουμε κάποια κοινή μορφή διακύμανσης της dfof2 πριν από τις ισχυρότερες σεισμικές δονήσεις αυτών των περιόδων, εφαρμόζοντας μία συνάρτηση ετεροσυσχέτισης. Τελειώνοντας θα θέλαμε να ευχαριστήσουμε τον επιβλέποντα καθηγητή κ.κ. Θωμά Ξένο, για την εμπιστοσύνη που μας έδειξε αναθετοντάς μας την παρούσα διπλωματική εργασία καθώς και για την πολύτιμη συμβολή του στην διεκπεραίωσή της. Επίσης θα θέλαμε να εκφράσουμε τις ευχαριστίες μας στον φοιτητή του τμήματος Γεωλογίας του Α.Π.Θ. Δημάκη Ευθύμη για την υποστήριξή του και τις πολύτιμες πληροφορίες που μας παραχώρησε.

5 4 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ΣΕΙΣΜΟΙ Σεισμός είναι η εδαφική δόνηση που γεννιέται κατά τη διατάραξη της μηχανικής ισορροπίας των πετρωμάτων από φυσικές αιτίες που βρίσκονται στο εσωτερικό της γης. Ο σεισμός είναι ένα φυσικό φαινόμενο -άρρηκτα συνδεδεμένο με τη ζωή και την ιστορία της γης- που εκδηλώνεται τις περισσότερες φορές, ξαφνικά και χωρίς προειδοποίηση ενώ συνήθως δεν υπάρχουν πολλά περιθώρια για προφύλαξη και δράση. 1.1 ΕΙΔΗ ΣΕΙΣΜΩΝ Οι σεισμοί κατατάσσονται σε τρεις μεγάλες κατηγορίες: τους κατακριμνησιγενείς, τους ηφαιστειογενείς και τους τεκτονικούς. Κατακρημνησιγενείς Σεισμοί Κατακριμνησιγενείς είναι οι σεισμοί που πραγματοποιούνται από την πτώση μεγάλων πετρωμάτων πάνω στη Γη λόγω βαρύτητας. Τα πετρώματα αυτά είναι συνήθως οροφές διαφόρων σπηλαίων που πέφτουν και τους προκαλούν. Οι σεισμοί αυτοί έχουν μικρό μέγεθος και διαρκούν τόσο χρονικό διάστημα όσο απαιτείται για την πτώση των πετρωμάτων. Επιπλέον είναι τοπικοί σεισμοί και καλύπτουν το 3% περίπου των σεισμών που πραγματοποιούνται πάνω στη Γη. Ηφαιστειογενείς Σεισμοί Οι ηφαιστειογενείς σεισμοί προηγούνται των ηφαιστειακών εκρήξεων ή και τις συνοδεύουν. Η αιτία που τους προκαλεί πιστεύεται ότι είναι η απελευθέρωση των αερίων του μάγματος το οποίο τροφοδοτεί τα ηφαίστεια μέσα από τους πόρους ή τις ρωγμές που φτάνουν έως και την επιφάνεια της Γης. Οι ηφαιστειογενείς σεισμοί είναι και αυτοί κυρίως μικροί σεισμοί οι οποίοι έχουν την εστία τους σε μεγάλη απόσταση από το ηφαίστειο αλλά με την πάροδο του χρόνου πλησιάζει συνέχεια προς αυτό με όλο και μικρότερο βάθος, ενώ ταυτόχρονα γίνονται συχνότεροι. Το μέγεθός τους γενικά εξαρτάται από την αντίσταση που συναντάει το μάγμα κατά την ανύψωσή του προς την επιφάνεια της Γης. Οι ηφαιστειογενείς σεισμοί καλύπτουν το 7% περίπου του συνολικού αριθμού των σεισμών που πραγματοποιούνται στον πλανήτη μας.

6 5 Τεκτονικοί σεισμοί Τέλος έχουμε τους τεκτονικούς σεισμούς που είναι και η μεγαλύτερη κατηγορία των σεισμικών δονήσεων. Είναι οι σεισμοί που οφείλονται σε καταπόνηση της λιθόσφαιρας εξαιτίας κινήσεων των λιθοσφαιρικών πλακών. Οι σεισμοί αυτοί έχουν συνήθως μεγάλο μέγεθος και η εστία τους μπορεί να βρίσκεται σε βάθος 700 χιλιομέτρων από την επιφάνεια της Γης. Είναι οι μεγάλοι σεισμοί που πραγματοποιούνται στον πλανήτη μας. Καλύπτουν περίπου το 90% των σεισμικών δονήσεων σε ολόκληρο τον κόσμο. 1.2 ΓΕΝΝΗΣΗ ΣΕΙΣΜΟΥ ΛΙΘΟΣΦΑΙΡΑ Η Γη αποτελείται από τρία διαφορετικά στρώματα, το φλοιό, το μανδύα και τον πυρήνα, συνολικού πάχους 6.370km περίπου. Ο φλοιός είναι το στερεό, εξωτερικό περίβλημα της Γης. Υπάρχουν δύο είδη φλοιού, ο ηπειρωτικός και ο ωκεάνιος. Το μέσο πάχος του ηπειρωτικού είναι περίπου 35km, κάτω όμως από τις μεγάλες οροσειρές μπορεί να φτάσει τα 60-70km. Το μέσο πάχος του ωκεάνιου είναι 7km. Ο μανδύας είναι το αμέσως επόμενο στρώμα και φτάνει μέχρι το βάθος των 2.900km. Ως λιθόσφαιρα χαρακτηρίζεται ένα δύσκαμπτο στρώμα, μέσου πάχους 80km περίπου, που αποτελείται από το στερεό φλοιό και μέρος του στερεού ανώτερου μανδύα. Το τμήμα του μανδύα που βρίσκεται κάτω από τη λιθόσφαιρα είναι γνωστό ως ασθενόσφαιρα. Κάτω από το μανδύα υπάρχει ο πυρήνας που φτάνει έως το κέντρο της γης. Ο πυρήνας διακρίνεται σε εξωτερικό (υγρή/ρευστή κατάσταση) και σε εσωτερικό (στερεή κατάσταση). Η λιθόσφαιρα δεν είναι ενιαία αλλά απαρτίζεται από ένα σύνολο μεγάλων και μικρότερων πλακών που ολισθαίνουν πάνω στο υποκείμενο παχύρρευστο μανδυακό υλικό (ασθενόσφαιρα) πραγματοποιώντας σχετικές μεταξύ τους κινήσεις. Οι πλάκες αυτές λέγονται λιθοσφαιρικές πλάκες. Τα αίτια κίνησής τους πιθανόν να είναι οι οριζόντιες εφαπτομενικές κινήσεις που ασκούνται στον πυθμένα τους από τα θερμικά ρεύματα μεταφοράς τα οποία δημιουργούνται στον ασθενοσφαιρικό μανδύα ΘΕΩΡΙΑ ΛΙΘΟΣΦΑΙΡΙΚΩΝ ΠΛΑΚΩΝ Η θεωρία που ερμηνεύει ικανοποιητικά το σύνολο των γεωλογικών και γεωφυσικών παρατηρήσεων, που σχετίζονται με την ενεργό τεκτονική δράση και κατά συνέπεια και με τη σεισμική δράση, είναι αυτή που περιγράφει την κίνηση των λιθοσφαιρικών πλακών. Οι λιθοσφαιρικές πλάκες αλλού αποκλίνουν, αλλού συγκλίνουν και αλλού η μία κινείται παράλληλα - εφαπτομενικά σε σχέση με τη διπλανή της. Στις περιοχές που αποκλίνουν οι λιθοσφαιρικές πλάκες, στις μεσοωκεάνιες ράχεις (Σχ. 1.1), θερμό ασθενοσφαιρικό υλικό βγαίνει στην επιφάνεια, ψύχεται, στερεοποιείται και οδηγεί έτσι στη δημιουργία νέας λιθόσφαιρας κατά μήκος των δύο πλευρών των ράχεων (π.χ. μεσοωκεάνια ράχη Ατλαντικού ωκεανού, απομάκρυνση Αμερικανικής - Αφρικανικής πλάκας).

7 6 Σχήμα 1.1: Απόκλιση των λιθοσφαιρικών πλακών στις μεσοωκεάνιες ράχεις Στις περιοχές που ολισθαίνουν οριζόντια η μία πλάκα σε σχέση με την άλλη, η κίνηση γίνεται κατά μήκος κατακόρυφων ρηγμάτων μετασχηματισμού (Σχ. 1.2). Στην περίπτωση της σύγκλισης των πλακών η πυκνότερη από τις δύο βυθίζεται κάτω από την άλλη μέχρις ότου λιώσει η πρώτη μέσα στο θερμό μανδυακό υλικό κι έτσι καταστρέφεται λιθοσφαιρικό υλικό. Σχήμα 1.2: Σύγκλιση των λιθοσφαιρικών πλακών

8 7 Η δημιουργία νέου ωκεάνιου φλοιού στις μεσοωκεάνιες ράχεις αντισταθμίζεται λοιπόν με την καταστροφή αντίστοιχης ποσότητας στις περιοχές σύγκλισης πλακών, οπότε η συνολική επιφάνεια της Γης παραμένει "σταθερή". Αποτέλεσμα της σχετικής κίνησης των λιθοσφαιρικών πλακών είναι η αργή παραμόρφωση των πετρωμάτων στις παρυφές τους. Για το λόγο αυτό, στα πετρώματα που βρίσκονται κοντά στις περιοχές αυτές συσσωρεύονται τεράστια ποσά δυναμικής ενέργειας (ενέργεια ελαστικής παραμόρφωσης πετρωμάτων), και αναπτύσσονται μεγάλες τάσεις που συνεχώς αυξάνουν. Όταν οι τάσεις αυξηθούν τόσο πολύ, ώστε να υπερβούν το όριο αντοχής του λιθοσφαιρικού υλικού στο σημείο αυτό επέρχεται θραύση. Ταυτόχρονα πραγματοποιείται απότομη σχετική κίνηση των δύο τμημάτων που έχουν προκύψει κατά μία επιφάνεια έως ότου ισορροπήσουν σε νέες θέσεις. Η επιφάνεια αυτή είναι το σεισμικό ρήγμα. Τη χρονική αυτή στιγμή γεννιέται ένας σεισμός. 1.3 ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΣΕΙΣΜΩΝ Κάθε σεισμός έχει τα δικά του χαρακτηριστικά και τις δικές του ιδιαιτερότητες. Έτσι λοιπόν το μέγεθος, η ένταση, η ενέργεια και η επιτάχυνση είναι τέσσερις παράμετροι οι οποίοι χαρακτηρίζουν τους σεισμούς. Συνεπώς καθένα από αυτά είναι ανεξάρτητο του τόπου στον οποίο παίρνεται το σεισμογράφημα. Σε κάθε σεισμό απελευθερώνεται ενέργεια στην εστία του, μέτρο της οποίας αποτελεί το μέγεθος του σεισμού όπως το όρισε ο Richter το Σχήμα 1.3: Η τοπολογία ενός σεισμού

9 8 Ο χώρος που πρωτοεκδηλώνεται η διάρρηξη των πετρωμάτων (σεισμογόνος χώρος) μπορεί κατά προσέγγιση να θεωρηθεί ως σημείο και ονομάζεται εστία ή υπόκεντρο του σεισμού. Το ίχνος της κατακόρυφης προβολής της εστίας πάνω στην επιφάνεια της γης είναι το επίκεντρο, ενώ η απόστασή του από την εστία (βάθος της εστίας) λέγεται εστιακό βάθος. Ανάλογα με το εστιακό τους βάθος οι σεισμοί διακρίνονται σε: Επιφανειακούς σεισμούς με εστιακό βάθος μικρότερο από 60Km Σεισμούς ενδιάμεσου βάθους με εστιακό βάθος μεταξύ Km. Σεισμούς μεγάλου βάθους με εστιακό βάθος μεγαλύτερο από 300Km. Οι σεισμοί ενδιάμεσου και μεγάλου βάθους καλούνται πλουτώνιοι σεισμοί. Στις μεσο-ωκεάνιες ράχεις παρατηρούνται μόνο επιφανειακοί σεισμοί, ενώ στις περιοχές σύγκλισης των πλακών γεννιούνται και σεισμοί ενδιάμεσου ή μεγάλου βάθους. 1.4 ΜΕΤΡΗΣΗ ΣΕΙΣΜΩΝ Για να υπάρχει κάποιο μέτρο σύγκρισης των σεισμών δημιουργήθηκε η ανάγκη υπολογισμού μίας ποσότητας που να τους χαρακτηρίζει. Έτσι ορίστηκε το μέγεθος (Μ) του σεισμού που είναι το μέτρο της ενέργειας που εκλύεται από την εστία κατά τη διάρκεια της σεισμικής δόνησης.το μέγεθος προσδιορίζεται με μετρήσεις διαφόρων παραμέτρων των σεισμικών κυμάτων όπως το πλάτος, η περίοδος και η διάρκεια. Για τον υπολογισμό του μεγέθους των σεισμών επινοήθηκαν διάφορες κλίμακες. Οι πιο γνωστές είναι: η κλίμακα τοπικού μεγέθους Μ L (κλίμακα Richter - το όνομά της το πήρε από τον Ch. Richter to 1935) και η κλίμακα επιφανειακού μεγέθους Μ S ενώ υπάρχουν και οι κλίμακες: χωρικού μεγέθους m b, μεγέθους διάρκειας Μ Τ, μεγέθους σεισμικής ροπής Μ W. Στην Ελλάδα, συνήθως, οι αναφορές στο μέγεθος γίνονται σε Μ S. Οι σεισμοί που προκαλούν βλάβες έχουν τις περισσότερες φορές μέγεθος μεγαλύτερο από 5 βαθμούς της κλίμακας Richter. Το μεγαλύτερο μέγεθος σεισμού που έχει μετρηθεί έως σήμερα σε παγκόσμια κλίμακα είναι 8,9 (κατά άλλους 9,2). Ο μεγαλύτερος ίσως σεισμός (Μ=8,2) που έπληξε τον ελληνικό χώρο στις 21 Ιουλίου του 365μ.Χ. προκάλεσε μεγάλες καταστροφές σε περιοχές της Μεσογείου (Πελοπόννησο, Κρήτη, Αίγυπτο, Σικελία, Δαλματία). Το συχνότερα παρατηρούμενο μέγιστο μέγεθος σεισμού -ετησίως- στη χώρα μας είναι το 6,3. Μία άλλη ποσότητα που αποτελεί μέτρο των μακροσεισμικών αποτελεσμάτων και πιο συγκεκριμένα μέτρο των βλαβών της σεισμικής δόνησης στους ανθρώπους και στις τεχνικές κατασκευές, είναι η ένταση του σεισμού. Οι εμπειρικές κλίμακες που χρησιμοποιούνται για τον υπολογισμό της έντασης είναι: η τροποποιημένη 12βάθμια κλίμακα Mercalli (MM, 1931), η επίσης 12βάθμια MSK (1964) που προτάθηκε από τους Medvedev, Sponheuer, Karnik και η 8βάθμια JMA (Japanese Meteorological Agency) που χρησιμοποιείται από τους Ιάπωνες. Το 1992 το Συμβούλιο της Ευρώπης υιοθέτησε μία νέα κλίμακα που αποτελεί εξέλιξη της MSK

10 9 και έχει προσαρμοστεί σε ευρωπαϊκά δεδομένα. Η κλίμακα αυτή είναι η EMS (European Macroseismic Scale). 1.5 ΣΕΙΣΜΟΙ ΚΑΙ ΕΛΛΑΔΙΚΟΣ ΧΩΡΟΣ Σχήμα 1.4: Κατανομή των επικέντρων των επιφανειακών σεισμών στον ελληνικό χώρο(παπαζάχος Β., 1997) Ο ελληνικός χώρος βρίσκεται στα όρια επαφής και σύγκλισης της Ευρασιατικής πλάκας με την Αφρικανική, γι αυτό και είναι χώρος μεγάλης σεισμικότητας. Η σεισμικότητα ενός τόπου καθορίζεται από τη συχνότητα εμφάνισης των σεισμών και τα μεγέθη τους. Σύμφωνα με στατιστικά στοιχεία η Ελλάδα, από άποψη σεισμικότητας, κατέχει την πρώτη θέση στη Μεσόγειο και την Ευρώπη καθώς και την έκτη θέση σε παγκόσμιο επίπεδο, μετά την Ιαπωνία, Νέες Εβρίδες, Περού, νησιά Σολομώντα και Χιλή. Βασικό τεκτονικό γνώρισμα του Ελληνικού χώρου είναι το Ελληνικό τόξο. Το Ελληνικό τόξο (τόξο του Αιγαίου) αποτελεί το όριο επαφής της Ευρασιατικής λιθοσφαιρικής πλάκας, τμήμα της οποίας είναι το Αιγαίο, και της Αφρικανικής πλάκας, τμήμα της οποίας είναι η λιθόσφαιρα της Ανατ. Μεσογείου. Οι δύο λιθοσφαιρικές πλάκες συγκλίνουν στην περιοχή αυτή με σχετική ταχύτητα 2,5 εκατοστά το χρόνο, με συνέπεια την καταβύθιση της ωκεάνιας πλάκας της Ανατ. Μεσογείου, λόγω μεγαλύτερης πυκνότητας, κάτω από την ηπειρωτική πλάκα του Αιγαίου.

11 10 Σχήμα 1.5: Το Ελληνικό τόξο (Παπανικολάου Δ., 1998). Το τόξο που δημιουργείται στην περίπτωση αυτή αποτελείται από την ελληνική τάφρο, το νησιωτικό τόξο, την οπισθοτάφρο και το ηφαιστειακό τόξο. Η τάφρος δημιουργείται κατά μήκος της επαφής των δύο πλακών. Πρόκειται για ένα σύστημα τάφρων, μία σειρά από βαθιές θαλάσσιες λεκάνες από τη Ρόδο έως και την Κεφαλλονιά (γνωστή και ως ελληνική δίαυλος) Το μέγιστο βάθος της εντοπίστηκε νοτιοδυτικά της Πελοποννήσου στο Ιόνιο πέλαγος (βάθος περίπου 4.500m). Αυτό είναι το βαθύτερο σημείο της Μεσογείου. Το νησιωτικό τόξο αποτελείται από μία σειρά διαδοχικών νησιών όπως η Ρόδος, η Κρήτη, τα Κύθηρα και από την Πελοπόννησο. Τοποθετείται παράλληλα ως προς την τάφρο και σε μικρή απόσταση από αυτήν. Το τόξο αυτό δημιουργείται από την παραμόρφωση και ανύψωση πετρωμάτων (κυρίως ιζηματογενών) του περιθωρίου της Ευρασιατικής πλάκας και περιλαμβάνει πολύ παραμορφωμένα πετρώματα της Αλπικής πτύχωσης. Η οπισθοτάφρος είναι μία θαλάσσια λεκάνη (Κρητικό πέλαγος), μικρότερου βάθους από την τάφρο. Το μέγιστο βάθος της φτάνει τα 2.000m περίπου. Η λεκάνη αυτή βρίσκεται μπροστά από το νησιωτικό τόξο και πάνω στην Ευρασιατική πλάκα. Το ηφαιστειακό τόξο αποτελείται από διαδοχικά ηφαίστεια (ενεργά και ανενεργά) Σουσάκι, Μέθανα, Μήλος, Σαντορίνη, Νίσυρος. Η δημιουργία τους οφείλεται σε ανάτηξη υλικού της υποβυθιζόμενης Αφρικανικής πλάκας. Κατά την άνοδό του το υλικό αυτό διαπερνά την Ευρασιατική πλάκα και σχηματίζει τα ηφαίστεια. Όσον αφορά την περιοχή του Β. Αιγαίου, βασικό της μορφολογικό χαρακτηριστικό είναι η τάφρος του Βορείου Αιγαίου, με βάθος 1.500m περίπου.

12 11 Μία γεωγραφική κατανομή των επικέντρων των σεισμών στον ελληνικό χώρο οδηγεί στα ακόλουθα: τα επίκεντρα των επιφανειακών σεισμών στον ελληνικό χώρο και στις γύρω περιοχές εμφανίζουν σημαντική διασπορά. Παρόλα αυτά όμως, τα περισσότερα διατάσσονται κατά μήκος μίας τοξοειδούς ζώνης στην περιοχή του ελληνικού τόξου (Δ. Αλβανία νησιά Ιονίου πελάγους Κρήτη Κάρπαθος Ρόδος Ν.Δ. Τουρκία). Σημαντική σεισμική δραστηριότητα παρατηρείται επίσης και στην περιοχή του Β. Αιγαίου και της Β.Δ. Ανατολίας οι σεισμοί ενδιάμεσου βάθους εκδηλώνονται στην περιοχή του Ν. Αιγαίου. Τα επίκεντρα διατάσσονται σε μία ζώνη παράλληλη με το ελληνικό τόξο, ενώ οι εστίες βρίσκονται πάνω στη ζώνη Benioff η οποία κλίνει με γωνία περίπου 35 ο από το κυρτό προς το κοίλο μέρος του τόξου, από την Ανατ. Μεσόγειο προς το Αιγαίο πέλαγος. Τα εστιακά τους βάθη φτάνουν έως 160km περίπου. Σχήμα 1.6: Σχηματική αποτύπωση των δυνάμεων που ασκούνται στη λιθόσφαιρα του Αιγαίου. Οι συμπιεστικές δυνάμεις που ασκούν οι γειτονικές λιθοσφαιρικές πλάκες στη λιθόσφαιρα του Αιγαίου απεικονίζονται με τα μαύρα βέλη. Το θέμα της σεισμικής δραστηριότητας στο Αιγαίο και των αιτίων της είναι αρκετά πολύπλοκο. Πρόσφατα στοιχεία δείχνουν ότι η σεισμική δραστηριότητα στο Αιγαίο είναι αυξημένη εξαιτίας: συμπιεστικής δύναμης που οφείλεται στη σύγκλιση της Αφρικανικής Ανατ. Μεσογείου λιθοσφαιρικής πλάκας με την αντίστοιχη Ευρασιατική Αιγαίο. Η σύγκλιση αυτή προκαλεί τους επιφανειακούς σεισμούς κατά μήκος του Ελληνικού τόξου καθώς και τους σεισμούς ενδιάμεσου βάθους στο Ν. Αιγαίο.

13 12 συμπιεστικής δύναμης που οφείλεται στην αριστερόστροφη περιστροφή της Αδριατικής Απουλίας πλάκας. Η περιστροφή προκαλεί τη γένεση επιφανειακών σεισμών κατά μήκος των δυτικών ακτών της Κεντρικής Ελλάδας, της Αλβανίας και της πρώην Γιουγκοσλαβίας. συμπιεστικής δύναμης που οφείλεται κυρίως στην κίνηση της Τουρκικής Ανατολίας λιθοσφαιρικής πλάκας προς τα δυτικά, που με τη σειρά της η κίνηση αυτή οφείλεται στην προς Βορρά κίνηση της Αραβικής πλάκας. οριζόντιων εφελκυστικών δυνάμεων που έχουν διεύθυνση βορρά νότου και αναπτύσσονται στην κάτω επιφάνεια της λιθόσφαιρας του Αιγαίου εξαιτίας της οριζόντιας κίνησης των ρευμάτων μεταφοράς. 1.6 ΓΕΝΙΚΕΣ ΜΕΘΟΔΟΙ ΠΡΟΓΝΩΣΗΣ ΣΕΙΣΜΩΝ Λόγω της καταστοφικής φύσης του σεισμού ο άνθρωπος έχει προσπαθήσει από την αρχαιότητα ακόμα να προβλέψει την εκδήλωση ενός σεισμού ώστε να πάρει τα κατάλληλα μέτρα για να προστατευθεί. Παρά το ποσό έρευνας που αναλαμβάνεται κατά τη διάρκεια του τελευταίου αιώνα, η πρόβλεψη των σεισμών παραμένει ακόμα τόσο μια τέχνη όσο και μια επιστήμη.μερικές μέθοδοι είναι βασισμένοι σε πολλές καλά τεκμηριωμένες μετρήσεις με έναν υψηλό βαθμό δυνατότητας αναπαραγωγής. Άλλες βασίζονται στις μετρήσεις από ένα μόνο όργανο για ένα συγκεκριμένο σεισμό. Εντούτοις, με τις αβεβαιότητες που συνδέονται με την πρόβλεψη σεισμού, καμία εύλογη τεχνική δεν έχει απορριφθεί, αλλά παρουσιάζεται αντ' αυτού μαζί με κάποια ιδέα της ποιότητας στην οποία η εργασία είναι βασισμένη ΖΩΙΚΗ ΣΥΜΠΕΡΙΦΟΡΑ Για αιώνες έχουν υπάρξει απολογισμοί της ανώμαλης ζωικής συμπεριφοράς πριν από τους σεισμούς. Η πλειοψηφία των ανώμαλων ζωικών εκθέσεων συμπεριφοράς είναι ανέκδοτη, και στερείται μιας ποσοτικής αξιολόγησης. Εντούτοις, δεδομένου ότι αυτή η συμπεριφορά είναι διαδεδομένη και επίμονη, είναι πιθανό ότι υπάρχει κάποια φυσική βάση πίσω από την εμφάνισή της. Μια πρόσφατη εξήγηση (Kirschvink, 2000) είναι ότι τα ζώα έχουν αναπτύξει μια υψηλότερη ευαισθησία στα προκαταρκτικά σήματα σεισμού μέσω των εξελικτικών διαδικασιών. Τα ζώα που ζουν μέσα στις σεισμικά ενεργές περιοχές είναι πιό ευαίσθητα στην κατάρρευση λαγουμιών που απειλούν την ζωή τους. Επομένως, τα ζώα που έχουν τη δυνατότητα να ανιχνεύσουν τους προδρόμους σεισμού θα επιλέγονταν φυσικά από εκείνα τα ζώα που δεν την έχουν. Εάν τα ζώα είναι πιό ευαίσθητα στα πρόδρομα σήματα σεισμού, ίσως οι παρατηρήσεις της ζωικής συμπεριφοράς μπορούν να χρησιμοποιηθούν ως προφητικό εργαλείο. Εντούτοις, οι ερμηνείες της ανώμαλης ζωικής συμπεριφοράς σταθμίζονται βαριά από την ανθρώπινη ερμηνεία. Δεδομένου ότι δεν μπορούμε να επικοινωνήσουμε με τα ζώα δεν μπορούμε να ξέρουμε εάν η παρατηρηθείσα ανώμαλη συμπεριφορά ενός ιδιαίτερου ζώου προκαλείται από έναν επερχόμενο σεισμό, ή κάποιον άλλο εξωτερικό παράγοντα. Στις περισσότερες περιπτώσεις η ανώμαλη συμπεριφορά σημειώνεται μόνο αφότου έχει εμφανιστεί ο σεισμός, έτσι δεν υπάρχει κανένας επιστημονικός έλεγχος όπως ένα πλήρες αρχείο της συμπεριφοράς

14 13 του ζώου κατά τη διάρκεια των χρονικών διαστημάτων όταν δεν υπήρξε κανένας σεισμός ΣΥΝΝΕΦΑ ΣΕΙΣΜΩΝ Όταν ένας τεράστιος βράχος τονίζεται από τις εξωτερικές δυνάμεις, τα αδύνατα μέρη του σπάζουν αρχικά και οι μικροί σεισμοί εμφανίζονται. Δεδομένου ότι ένας ισχυρός σεισμός παράγει ένα τεράστιο χάσμα, είναι πιθανό ότι οι προσεισμοί παράγουν τις μικρές ρωγμές, οι οποίες μειώνουν τη συνοχή του βράχου. Στη συνέχεια, υπόγειο ύδωρ συμπληρώνει τις ρωγμές. Η επέκταση, η συστολή, και η χημεία της μειώνουν περαιτέρω τη συνοχή. Οι εξωτερικές δυνάμεις μεταξύ των γειτονικών μορίων του βράχου που κινείται η μια ενάντια στην άλλη, και η προκύπτουσα τριβή παράγουν τη θερμότητα. Το ποσό θερμότητας μπορεί να είναι εκπληκτικά μεγάλο. Η υψηλή θερμοκρασία κάνει τα υπόγεια νερά να γίνουν ατμός.. Είναι εύλογο ότι το υπόγειο νερό στις θερμοκρασίες 300~1500 ο C βράζει στα μεγάλα βάθη, όπου η τριβή ενεργεί πριν από έναν σεισμό. Η τεράστια πίεση του ατμού τον αναγκάζει να βγει στην επιφάνεια μέσω των πόρων και των ρωγμών στο έδαφος. Η υψηλή θερμοκρασία του ατμού τον καθιστά δύσκολο να παρατηρηθεί καθώς δραπετεύει από το έδαφος. Ο ατμός μεταφέρεται στη συνέχεια από τους ανέμους επιφάνειας. Καθώς αυξάνεται και συναντά τον πιό κρύο αέρα, συμπυκνώνεται για να διαμορφώσει ένα σύννεφο. Έτσι, η πιό κοινή μορφή ενός σεισμικού σύννεφου-γραμμή διαμορφώνεται. Λόγω ποικίλων παραγόντων, όπως η διανομή των πηγών ατμού και των ανέμων επιφάνειας, η μορφή μπορεί να μοιάσει με μια γραμμή, ένα φίδι, μερικές παράλληλες γραμμές, δεσμεύστε των παράλληλων κυμάτων, ενός φτερού, μιας ακτινοβολίας ή ενός σχεδίου φαναριών. Είναι σαφώς ευδιάκριτοι από τα καιρικά σύννεφα. Αυτά τα ειδικά σύννεφα είναι χρήσιμα στην πρόβλεψη των σεισμών για τρεις λόγους. Κατ' αρχάς, δεδομένου ότι η ουρά του σύννεφου δείχνει προς τη θέση του ελαττώματος, είναι δυνατό να βρεθεί το επίκεντρο. Δεύτερον, το μέγεθος του σύννεφου απεικονίζει την πίεση γύρω από το σημείο πρόκλησης του επικείμενου σεισμού, και μπορεί να χρησιμεύσει ως ένας δείκτης του μεγέθους του. Τέλος, δεδομένου ότι ένας σεισμός εμφανίζεται γενικά μέσα σε 49 ημέρες από την πρώτη εμφάνιση του σύννεφου, ο χρόνος του σεισμού μπορεί να υπολογιστεί. Αυτά τα σύννεφα είναι επομένως "σύννεφα σεισμού" ΣΤΑΘΜΗ ΥΠΟΓΕΙΩΝ ΥΔΑΤΩΝ Η αλλαγή των σταθμών ύδατος στα βαθιά φρεάτια αναγνωρίζεται ως σημαντικός πρόδρομος στους σεισμούς. Σε ένα βάθος 3.900μ ερευνητές στη Γερμανία χτύπησαν μια βαριά άλμη με μια αλατότητα δύο φορές από αυτή του θαλάσσιου νερού, σε μια θερμοκρασία 118 ο C και περιείχε 80% κατ όγκο αέρια σε διάλυση, κυρίως Ν2 (70%) και CH4 (29%). Η ανακάλυψη αυτής της άλμης οδήγησε τους ερευνητές να θέσουν ως αίτημα έναν "ωκεανό" του γήινου φλοιού, με παλίρροιες, ρεύματα και ροές, οι οποίες θα μπορούσαν πιθανά να αντιδράσουν στη σεισμική δραστηριότητα. Κανένα απλό πρότυπο δεν υπάρχει για να συνδέσει προσεισμική διακύμανση των επιπέδων υπόγειων νερών με αυτόν τον "ωκεανό" του γήινου φλοιού. O Lomnitz θεωρεί ότι τελικά, θα βρεθεί μηχανισμός που αφορά τις αλλαγές πίεσης, παρά τις

15 14 αλλαγές στον όγκο στην εστιακή περιοχή (όπως οι περισσότεροι γεωφυσικοί θεωρούν αυτήν την περίοδο). Τέτοιες περιφερειακές αλλαγές πίεσης, μπορούν να ανιχνευθούν στα βαθιά φρεάτια. Η ευαισθησία των βαθιών φρεατίων στη σεισμική δραστηριότητα είναι εντυπωσιακά ποικίλη. Διάφορα βαθιά φρεάτια στην Κίνα αναφέρονται να είναι εξαιρετικά ευαίσθητα στις αλλαγές στις πιέσεις και μπορούν να ανιχνεύσουν την εμφάνιση σεισμών στη μισή υφήλιο. Αυτή η παρατηρηθείσα ευαισθησία οφείλεται πιθανώς στην προστασία τους από το θόρυβο επιφάνειας (βροχοπτώσεις, εποχιακά αποτελέσματα, κ.λπ.). Κατά συνέπεια, η Κίνα στηρίζεται πολύ στα βαθιά φρεάτια για την πρόβλεψη σεισμού. Πράγματι, πάνω από 100 ερευνητικά φρεάτια παραπάνω από 1000μ βαθιά έχουν τρυπηθεί με τρυπάνι απλώς για λόγους πρόβλεψης σεισμού. Σε αυτά τα φρεάτια, οι στάθμες ύδατος ελέγχονται συνεχώς ±0.5 στο εκατ. και οι θερμοκρασίες σε ±0.01 ο C. Στην Ιαπωνία στηρίζονται επίσης ως ένα ορισμένο βαθμό σε τέτοια φρεάτια περίπου 93 φρεάτια ελέγχονται για τους σεισμούς. Γενικά οι προσεισμικές παραλλαγές στα φρεάτια παρατήρησης ακολουθούν αυτήν την ακολουθία: Ένα βαθμιαίο χαμήλωμα των σταθμών ύδατος μιας περιόδου μηνών ή ετών Ένα επιταχυνόμενο χαμήλωμα των σταθμών ύδατος (ποσοστό συχνά εκθετικό) σε τελικό λίγες μήνες ή εβδομάδες που προηγούνται του σεισμού. Μια "αναπήδηση" όπου οι στάθμες ύδατος αρχίζουν να αυξάνονται γρήγορα στις τελευταίες ημέρες ή τις ώρες πριν από τον κύριο κλονισμό. Στον έλεγχο των σταθμών ύδατος στα βαθιά φρεάτια, η προσοχή πρέπει να ληφθεί για να διορθώσει τα στοιχεία για τις "γήινες παλίρροιες". Αυτό οφείλεται είτε στις αλλαγές όγκου που προκαλούνται στα σπασμένα υδροφόρα στρώματα από την παλιρροιακή πίεση, είτε ίσως από τις αλλαγές στη επιτάχυνση βαρύτητας. Σε καθεμία περίπτωση, είναι σημαντικό ότι τα δεδομένα διορθώνονται για αυτό το φαινόμενο. Επιπλέον η εξαγωγή ύδατος από το υδροφόρο στρώμα πρέπει επίσης να εξεταστεί. Σε μεγάλο μέρος του πλανήτη η στάθμη νερού πέφτει οφειλόμενη στην αφαίρεση ύδατος για την κατανάλωση και την άρδευση. Είναι αρκετά δυνατό ότι τέτοιες πτώσεις θα μπορούσαν να μπερδευτούν με έναν μακροπρόθεσμο σεισμικό πρόδρομο φαινόμενο ΧΗΜΙΚΕΣ ΑΛΛΑΓΕΣ ΤΩΝ ΥΠΟΓΕΙΩΝ ΥΔΑΤΩΝ Οι αλλαγές που παρατηρήθηκαν στον όγκο του υπόγειου νερού πριν από τους σεισμούς προέτρεψαν τους ερευνητές στο πανεπιστήμιο του Τόκιο να εξετάσουν τη δυνατότητα η χημική σύσταση του υπόγειου νερού να επηρεάζεται από τα σεισμικά γεγονότα. Κατόπιν του σεισμού μεγέθους M=7.2 στο Kobe στις 17 Ιανουαρίου 1995, οι ερευνητές ήταν τυχεροί να είναι σε θέση να λάβουν τα χρονολογημένα δείγματα του μεταλλικού νερού που λήφθηκαν από τις κοντινές πηγές. Το νερό εμφιαλώνεται εμπορικά για την πώληση ως πόσιμο, και έτσι οι ερευνητές ήταν σε θέση να συγκεντρώσουν μια χρονική ακολουθία ύδατος από τα αποθέματα που ίσχυσαν στις αποθήκες εμπορευμάτων σε όλη την Ιαπωνία (συνολικά 59 διαφορετικά χρονολογημένων μπουκαλιών και 11 αντιγράφων για την περίοδο 5 Ιουνίου 1993 μέχρι τις 13 του Ιαν. 1995).

16 15 Τα αποτελέσματα της μελέτης έδειξαν ότι η χημική σύσταση του νερού άλλαξε σημαντικά στην περίοδο γύρω από το σεισμό Kobe. Από τον Ιούνιο του 1993 μέχρι Ιούλιο 1994 οι συγκεντρώσεις χλωριδίου ήταν σχεδόν σταθερές. Μεταξύ του Ιουλίου του 1994 και του Ιαν. του 1995 παρατηρήθηκε μια σταθερή άνοδος. Τα επίπεδα θειικού άλατος παρουσίασαν επίσης παρόμοια άνοδο. Εντούτοις, η άνοδος δεν είναι ιδιαίτερα χρήσιμη από άποψη πρόγνωσης, δεδομένου ότι τα επίπεδα χλωριδίου και θειικού άλατος δεν οξύνθηκαν παρά στο τέλος του Φεβρουαρίου του 1995, για να μειωθούν το Μάρτιο στα προηγούμενα επίπεδά τους ΡΑΔΟΝΙΟ ΣΤΑ ΥΠΟΓΕΙΑ ΥΔΑΤΑ Τα αυξανόμενα επίπεδα αερίου ραδονίου (222Rn) στα φρεάτια είναι ένας πρόδρομος των σεισμών. Tο ραδόνιο έχει μια σχετικά σύντομη μισή ζωή (t 1/2 =98h), και είναι επομένως απίθανο να διαρρεύσει στην επιφάνεια μέσω των βράχων από τα βάθη στα οποία η σεισμική δραστηριότητα εμφανίζεται. Εντούτοις, το ραδόνιο είναι πολύ διαλυτό στο νερό και μπορεί συνήθως να ελεγχθεί στα φρεάτια και τις πηγές. Συχνά τα επίπεδα ραδονίου σε τέτοιες πηγές παρουσιάζουν ευαισθησία στα σεισμικά γεγονότα και ελέγχονται για τις προβλέψεις σεισμού. Οι ερευνητές έχουν εξετάσει και άλλους πιθανούς λόγους για την παρατηρηθείσα αύξηση στα επίπεδα ραδονίου, αλλά καμία ικανοποιητική εναλλακτική εξήγηση δεν θα μπορούσε να βρεθεί. Κατά τη διάρκεια των περιόδων ελέγχου η θερμοκρασία υπόγειου νερού παραμένει σχεδόν σταθερή (±0.2 ο C) και δεν υπάρχει καμία σημαντική βροχόπτωση που να έχει επιπτώσεις στο υδροφόρο στρώμα. Η ατμοσφαιρική πίεση είναι γνωστό ότι έχει λίγη επίδραση στις συγκεντρώσεις ραδονίου, τόσο οι μετεωρολογικές εξηγήσεις είναι επίσης απίθανες ΚΛΙΣΗ ΥΔΑΤΩΝ Στη Χιλή, ερευνητές έχουν εκθέσει ότι, για ορισμένους τύπους σεισμών, η μεταβολή της κλίσης σε δεξαμενές υδάτων μπορεί να παρατηρηθεί κοντά στο επίκεντρο μερικούς μήνες πριν από τον κύριο κλονισμό. Ενώ η χρήση του προδρόμου φαινομένου αυτής της κλίσης στην πρόβλεψη του ακριβούς χρονισμού των σεισμών είναι ασαφής από την μελέτη, είναι σαφές ότι ως γενικευμένο σήμα είναι χρήσιμη στον προσδιορισμό μιας περιοχής στην οποία η πίεση και η φόρτιση συσσωρεύονται γρήγορα VLF ΠΑΡΑΣΙΤΙΚΟΣ ΘΟΡΥΒΟΣ Ο θόρυβος VLF θεωρείται ότι αντιπροσωπεύει έναν σημαντικό πρόδρομο που μπορεί να βρει εφαρμογή στην πρόβλεψη σεισμών. Η τεχνική ΒΑΝ υποστηρίζει ότι συμβαίνουν αλλαγές στο γήινο ηλεκτρικό πεδίο πριν από έναν σεισμό. Ομάδα ερευνητών από τη Ρωσία και την Ιαπωνία θεωρούν ότι οι παρόμοιες αλλαγές μπορούν να σημειωθούν στο γήινο παρασιτικό θόρυβο στις χαμηλές (LF), πολύ χαμηλές (VLF), και τις εξαιρετικά χαμηλές ζώνες συχνότητας (ELF). Σε υψηλά επίπεδα της ατμόσφαιρας κάποιος μπορεί να αναμείνει τα ακόλουθα αποτελέσματα. Μικρής κλίμακας ανωμαλίες διαδίδονται σύμφωνα με τις

17 16 γεωμαγνητικές γραμμές στη μαγνητόσφαιρα δημιουργώντας σ'αυτήν ευθυγραμμισμένους αγωγούς όπου οι εκπομπές VLF διαφορετικής προέλευσης διασκορπίζονται (Kim και Hegai 1997 Sorokin et Al 2000 McCormick et Al 2002). Αυτό οδηγεί σε αυξανόμενα επίπεδα εκπομπής VLF μέσα στους μαγνητικούς αγωγούς κατά μήκος των περιοχών ανώμαλης παραγωγής ηλεκτρικών πεδίων (Shklyar και Nagano 1998). Ακριβώς αυτή η VLF ενίσχυση εκπομπής μέσα στον τροποποιημένο μαγνητικό αγωγό καταχωρήθηκε αρχικά από τους δορυφόρους τα πρώτα έτη ηλεκτρομαγνητικών δορυφορικών μελετών προδρόμων φαινομένων. Λόγω των διαδικασιών κλίσης πλάσματος η μορφή της τροποποιημένης περιοχής στα μαγνητοσφαιρικά ύψη δεν θα είναι ακριβώς η ίδια με αυτήν στη γήινη επιφάνεια, αλλά επιμηκυμένη στη ζωνική κατεύθυνση (Larkina et al 1989, Kim and Hegai 1997) ΘΕΡΜΙΚΕΣ ΑΝΩΜΑΛΙΕΣ Μια από τον πιό ενδιαφέρουσες, αλλά λιγότερο καλά τεκμηριωμένες, προτάσεις για την πρόβλεψη σεισμού, είναι η ιδέα ότι οι ανωμαλίες στην επίγεια θερμοκρασία μπορούν να συνδεθούν με τη σεισμική δραστηριότητα. Η ιδέα ότι οι ανωμαλίες επίγειας θερμοκρασίας είναι σημαντικό πρόδρομο φαινόμενο είναι ενδιαφέρουσα, δεδομένου ότι η θερμοκρασία του εδάφους είναι μια παράμετρος που μπορεί εύκολα και χωρίς μεγάλο κόστος να ελεγχθεί σε απέραντες περιοχές μέσω δορυφόρων. Εντούτοις λίγα άρθρα έχουν δημοσιευθεί για τη χρήση τέτοιων θερμικών ανωμαλιών, και αυτά εξετάζουν μόνο ένα σεισμικό γεγονός που περιέχει λίγα ικανοποιητικά στοιχεία ΠΡΟΔΡΟΜΑ ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΙΚΑ ΦΑΙΝΟΜΕΝΑ Καθιερώθηκε πρόσφατα και αναγνωρίστηκε από την επιστημονική κοινότητα ότι υπάρχει ηλεκτρομαγνητική σύζευξη μεταξύ των διαδικασιών μέσα στο γήινο υπέδαφος, από τις περιοχές της σεισμικής και ηφαιστειακής δραστηριότητας και την τροπόσφαιρα, των ανώμαλων μεταβολών μέσα στην ιονόσφαιρα. Αυτό συμβαίνει αρκετές ημέρες/ώρες πριν από τον ισχυρό σεισμό. Εμφανίστηκαν αρκετά φυσικά πρότυπα που εξηγούν αυτό το φαινόμενο. Το πιο διαδεδομένο από αυτά είναι βασισμένο στη χημική επιρροή των αποβολών της γήινης κρούστας (ραδόνιο, ευγενή αέρια και μεταλλικά αερολύματα) στο στρώμα ορίου της ατμόσφαιρας. Αυτές οι εκπομπές αλλάζουν την αγωγιμότητα του στρώματος, και κατά συνέπεια, τροποποιούν την ατμοσφαιρική αξία ηλεκτρικών πεδίων μέσα στην ενεργό περιοχή. Το σεισμικά προκληθέν κάθετο πεδίο αρκετών kv/m στην επίγεια επιφάνεια μετρήθηκε πειραματικά αρκετές ημέρες/ώρες πριν από τον ισχυρό σεισμό αντίθετο προς την σταθερή αξία των 100 V/m. Το ανώμαλο ηλεκτρικό πεδίο που διαπερνά στην ιονόσφαιρα δημιουργεί διαφορετικά είδη μεταβολών (σύνθεση ιόντων, συγκέντρωση ηλεκτρονίων, θερμοκρασία ηλεκτρονίων) που μπορούν να μετρηθούν πειραματικά είτε από το έδαφος, είτε από τεχνητούς δορυφόρους. Αυτές οι μεταβολές που προκαλούνται στην ιονόσφαιρα καλούνται ιονοσφαιρικοί πρόδρομοι των σεισμών.

18 Ένα πλεονέκτημα των ιονοσφαιρικών προδρόμων φαινομένων είναι ότι η ιονόσφαιρα βλέπει τις ενεργές περιοχές συνολικά, και όχι ως μεμονωμένο σημείο όπως συμβαίνει στην επιφάνεια του εδάφους. Αποφεύγει το χαρακτήρα μωσαϊκού των προδρόμων φαινομένων που οδηγούν σε λάθη στις επίγειες μετρήσεις των φυσικών και γεωχημικών προδρόμων. Το δεύτερο πλεονέκτημα είναι, ότι τα ιονοσφαιρικά πρόδρομα φαινόμενα έχουν σταθερό χρονικό διάστημα εμφάνισης σε αντίθεση με άλλα είδη πρόδρομων φαινομένων που τους καθιστά πολύ πολύτιμους στην πρακτική εφαρμογή στις βραχυπρόθεσμες προβλέψεις. 17

19 18 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 ΣΤΟΙΧΕΙΑ ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΑΣ 2.1 ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΑ - ΣΤΡΩΜΑΤΩΣΗ ΚΑΙ ΔΙΑΔΟΣΗ Ιονόσφαιρα, είναι η περιοχή της ατμόσφαιρας μεταξύ 80 και 1000 km πάνω από τη γη. Σχηματίζεται από τον ιονισμό των συστατικών της ανώτερης ατμόσφαιρας εξαιτίας της ηλιακής ακτινοβολίας, κυρίως τις υπεριώδεις ακτίνες και τις ακτίνες Χ. Η υψηλή πυκνότητα ιόντων που σχηματίζεται έχει σαν αποτέλεσμα τη διάθλαση και ανάκλαση ραδιοκυμάτων με συχνότητες μεταξύ 3 και 30 MHz, ενώ προκαλεί τη σκέδαση ραδιοκυμάτων υψηλότερων συχνοτήτων (40-70 MHz). Μελετώντας την καμπύλη της πυκνότητας των ηλεκτρονίων συναρτήσει του ύψους, (σχ. 2.1) διακρίνονται χαρακτηριστικά μέγιστα τα οποία εύκολα μας οδηγούν στο συμπέρασμα ότι η ιονόσφαιρα παρουσιάζει στρωμάτωση. Σχήμα 2.1: Κατανομή της πυκνότητας των ηλεκτρονίων με το ύψος, κατά τη διάρκεια της ημέρας και της νύχτας. Τα στρώματα που σχηματίζονται είναι τα D, E, F1, F2. Tα στρώματα F1 και F2, σε ύψος 140 km και 300 km περίπου, συγκεντρώνουν τη μέγιστη πυκνότητα ηλεκτρονίων και είναι αυτά που είναι ουσιαστικά υπεύθυνα για την διάθλαση, ανάκλαση και διάδοση των ραδιοκυμάτων στην ιονόσφαιρα. Κατά τη διάρκεια της νύχτας τα στρώματα αυτά συγχωνεύονται σε ένα στρώμα, το F, ενώ το στρώμα D, το οποίο προκαλεί κυρίως απορρόφηση των ραδιοκυμάτων, εξαφανίζεται. Τέλος, σημειώνεται ότι έντονος ιονισμός, οπότε και έντονα φαινόμενα διάθλασης - ανάκλασης, παρουσιάζονται την ημέρα και ειδικά τις μεσημεριανές ώρες.

20 19 Η στρωμάτωση της ιονόσφαιρας οφείλεται στα εξής: Ατμοσφαιρική πυκνότητα Ένταση της ιονίζουσας ακτινοβολίας Σύσταση της ατμόσφαιρας 2.2 ΠΕΡΙΓΡΑΦΗ ΒΑΣΙΚΩΝ ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΙΚΩΝ ΠΑΡΑΜΕΤΡΩΝ ΜΕΛΕΤΗ ΤΗΣ ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΑΣ ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΠΛΑΣΜΑΤΟΣ - ΚΡΙΣΙΜΗ ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ Ως συχνότητα πλάσματος ορίζεται η συχνότητα του κύματος που μηδενίζει τη σχετική διηλεκτρική σταθερά ε r, και δίνεται από τη σχέση: f p = 9N (2.1) όπου Ν είναι η πυκνότητα των ηλεκτρονίων. Εύκολα αποδεικνύεται ότι ισχύει η εξής σχέση: 2 N f p 2 2 η = f = f (2.2) όπου η ο δείκτης διάθλασης. Aπό την παραπάνω σχέση βλέπουμε ότι ο δείκτης διάθλασης μηδενίζεται αν το κύμα έχει συχνότητα ίση με τη συχνότητα πλάσματος. Τότε το προσπίπτον κύμα απαλείφεται από το ανακλώμενο. Η μεγαλύτερη συχνότητα που ανακλάται από δεδομένο ιονοσφαιρικό στρώμα (για κύμα που προσπίπτει κάθετα σε αυτό), καθορίζεται από την μέγιστη πυκνότητα ηλεκτρονίων του, και δίνεται από τη σχέση: f c = 9 N max (2.3) f c Η συχνότητα oνομάζεται κρίσιμη συχνότητα για το δεδομένο στρώμα, αφού συχνότητες μεγαλύτερες από αυτή δεν ανακλώνται ΑΝΑΚΛΑΣΗ ΚΑΙ ΔΙΑΘΛΑΣΗ ΣΤΗΝ ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΑ Είναι φανερό ότι οι διαθλαστικές και ανακλαστικές ιδιότητες της ιονόσφαιρας εξαρτώνται από τη συχνότητα του ραδιοκύματος. Ο δείκτης διάθλασης μειώνεται καθώς το κύμα εισέρχεται σε περιοχές όπου η πυκνότητα των ηλεκτρονίων είναι μεγαλύτερη, ενώ αντίστοιχα αυξάνεται η γωνία διάθλασης. Ετσι το κύμα υφίσταται καμπύλωση. Από το νόμο του Snell προκύπτει ότι το ψηλότερο σημείο στο οποίο φτάνει το κύμα είναι εκείνο για το οποίο η πυκνότητα των ηλεκτρονίων Ν ικανοποιεί τη σχέση: 81N f 2 cos 2 ϕ η = 1 = sinϕ 2 o ή N = o, (2.4) f 81

21 20 όπου φ ο γωνία της πρόσπτωσης στην ιονόσφαιρα στο σημείο ανάκλασης. Αν η πυκνότητα των ηλεκτρονίων σε ορισμένο ύψος του στρώματος είναι τέτοια ώστε να ικανοποιείται η προηγούμενη σχέση, το κύμα επιστρέφει στη γη, ενώ σε αντίθετη περίπτωση εισχωρεί στο εσωτερικό του στρώματος. Όταν το κύμα που επιστρέφει στη γη, προσπίπτει κάθετα στην ιονόσφαιρα (φ ο =0), και έχει συχνότητα f ν, ισχύει: η = 81N 1 = 0 2 f ν (2.5) Σχήμα 2.2: Διάθλαση ιονοσφαιρικού κύματος Από τις σχέσεις 2.4 και 2.5, προκύπτει η ακόλουθη σχέση, η οποία συσχετίζει μία πλαγίως προσπίπτουσα ακτίνα (φ ο 0) συχνότητας f ν με μια καθέτως προσπίπτουσα ακτίνα στο ιονοσφαιρικό στρώμα συχνότητας f : fν f =, ( 2.6 ) cosϕ o Από τη σχέση 2.6 προκύπτει ότι η κρίσιμη συχνότητα δεν είναι η μέγιστη χρησιμοποιήσιμη συχνότητα (Maximum Usable Frequency, MUF), αφού το ύψος στο οποίο φτάνει το κύμα εξαρτάται και από τη γωνία φ ο (γενικά, το κύμα προσπίπτει πλάγια). Έτσι έχουμε: f MUF 81N, ( max = 2.7) cosϕ o Παρατηρούμε πως η f MUF είναι εν γένει μεγαλύτερη της κρίσιμης συχνότητας και αυξάνεται με τη γωνία πρόσπτωσης φo, η οποία δεν υπερβαίνει μια μέγιστη τιμή εξαιτίας τόσο της σφαιρικότητας της γης, όσο και της καμπυλότητας του ιονοσφαιρικού στρώματος. Το σχήμα που ακολουθεί αποδεικνύει ότι η μέγιστη γωνία πρόσπτωσης φ o,max, προκύπτει κατά την εφαπτόμενη στη γη εκπομπή.

22 21 Σχήμα 2.3 Μέγιστη γωνία πρόσπτωσης Για το στρώμα F, το οποίο αποτελεί και το αντικείμενο αυτής της O διπλωματικής εργασίας, η φ o,max είναι περίπου 74, επομένως ισχύει: f MUF fc = = 3.6 fc, (2.8) cos 74 Ειδικά νομογράμματα παρέχουν τις τιμές των f MUF για τα διάφορα ιονοσφαιρικά στρώματα. Υπό ομαλές συνθήκες η μέγιστη χρησιμοποιήσιμη συχνότητα εξασφαλίζει αποτελεσματική ζεύξη για το 50% του χρόνου λειτουργίας. Στην πράξη όμως χρησιμοποιείται μία συχνότητα λίγο μικρότερη από αυτή, η λεγόμενη f ( Frequence Optimum de Travail ), γιατί η f παρουσιάζει πολύ FOT έντονες μεταβολές ως προς τη μεσαία μηνιαία τιμή της. Η λειτουργίας: FOT f MUF MUF f FOT καλείται συχνότητα f = (2.9) Όπως ξέρουμε, γενικά, αυξανομένης της συχνότητας μειώνεται η εξασθένιση, επομένως η συχνότητα λειτουργίας θα πρέπει να είναι όσο το δυνατό μεγαλύτερη, χωρίς όμως να ξεπερνά ποτέ τη. Ορίζεται έτσι και μία ελάχιστη f MUF χρησιμοποιήσιμη συχνότητα f LUF (Lowest Usable Frequency), με την οποία πραγματοποιείται ικανοποιητική λήψη για δεδομένες συνθήκες. Έτσι η συχνότητα λειτουργίας επιλέγεται τελικά μεταξύ των εξής ορίων: f f FOT f LUF (2.10)

23 ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΙΚΕΣ ΜΕΤΑΒΟΛΕΣ Έπειτα από συνεχείς παρατηρήσεις, έχει διαπιστωθεί ότι η ιονοσφαιρική στρωμάτωση και συμπεριφορά παρουσιάζει διαφόρων ειδών μεταβολές ανάλογα με τους παράγοντες που επιδρούν κάθε φορά σε αυτή. Οι κυριότερες από αυτές είναι: 1) Ημερήσιες μεταβολές 2) Εποχιακές μεταβολές 3) Μεταβολές που οφείλονται στην ηλιακή δραστηριότητα 4) Γεωγραφικές μεταβολές 5) Μεταβολές που οφείλονται στο γήινο μαγνητικό πεδίο Παρακάτω παρουσιάζονται πιο αναλυτικά αυτές οι μεταβολές, όπως επίσης η επίδρασή τους στα στρώματα Ε και F ΗΜΕΡΗΣΙΕΣ ΜΕΤΑΒΟΛΕΣ Το στρώμα F1 κατά τη διάρκεια της νύχτας εξαφανίζεται. Το στρώμα Ε εμφανίζεται την αυγή και εξαφανίζεται τη δύση, ενώ η πυκνότητα των ηλεκτρονίων είναι γενικά μεγαλύτερη κατά τη διάρκεια της ημέρας σε όλα τα ύψη εξαιτίας της ηλιακής δραστηριότητας. Το ύψος στο οποίο παρουσιάζεται το μέγιστο της πυκνότητας στο στρώμα F2, μεταβάλλεται και αυτό κατά τη διάρκεια της ημέρας ΕΠΟΧΙΑΚΕΣ ΜΕΤΑΒΟΛΕΣ Το καλοκαίρι, η πυκνότητα των ηλεκτρονίων, όπως επίσης και το ύψος του στρώματος F, είναι σαφώς αυξημένα κατά τη διάρκεια της νύχτας σε σχέση με τις χειμωνιάτικες τιμές τους. Σε μεσαία πλάτη, πολλές φορές, το μέγιστο της πυκνότητας είναι μεγαλύτερο το χειμώνα απ ότι το καλοκαίρι, φαινόμενο το οποίο καλείται εποχιακή ανωμαλία. Σε αυτά τα πλάτη, τους καλοκαιρινούς μήνες το στρώμα F διαχωρίζεται στα F1 και F ΗΛΙΑΚΕΣ ΚΗΛΙΔΕΣ ΚΑΙ ΗΛΙΑΚΟΣ ΚΥΚΛΟΣ Βασική αιτία του ιονισμού της ιονόσφαιρας είναι, όπως ήδη αναφέρθηκε, η ακτινοβολία του ήλιου. Στην επιφάνειά του παρατηρήθηκαν ηλιακές κηλίδες για πρώτη φορά το 325 π.χ. από το Θεόφραστο. Πρόκειται για σκοτεινές κηλίδες στην επιφάνεια του ήλιου οι οποίες εμφανίζονται και εξαφανίζονται περιοδικά, με χρόνο ζωής που ποικίλει από λίγες ημέρες ως 27 περίπου ημέρες. Το σκοτεινό τους χρώμα οφείλεται στη χαμηλή τους θερμοκρασία. Ο αριθμός των ηλιακών κηλίδων παριστάνεται από το δείκτη R. O κύκλος περιοδικότητας των ηλιακών κηλίδων διαρκεί 11 χρόνια. Κατά τη διάρκεια αυτού του κύκλου, ο αριθμός των κηλίδων είναι αρχικά μικρός για 1 ή 2 συνεχόμενα έτη, έπειτα αυξάνει για τα επόμενα 4 χρόνια, μέχρι να φτάσει κάποια μέγιστη τιμή. Στη συνέχεια τα επόμενα 6 χρόνια ελαττώνεται μέχρι το ελάχιστο. Τα χαρακτηριστικά της ιονόσφαιρας μεταβάλλονται ανάλογα με τη μεταβολή του αριθμού των ηλιακών κηλίδων. Πιο συγκεκριμένα, το μέγιστο της ηλεκτρονιακής πυκνότητας και αυτό του ύψους αυξάνονται, καθώς ο αριθμός των κηλίδων μεγαλώνει.

24 ΜΕΤΑΒΟΛΕΣ ΣΤΟ ΣΤΡΩΜΑ F2 To στρώμα F2 είναι το πιο σημαντικό για τις HF επικοινωνίες, αλλά και το πιο ευμετάβλητο. Η συχνότητα fof2 βρίσκεται σε αντίφαση με την ηλιακή ένταση, σε αντίθεση με τις fof1 και foε. Αν και η ηλιακή ένταση είναι υποτονική τον Ιανουάριο σε σχέση με τον Ιούνιο, παρατηρείται πως η τιμή της το χειμώνα κατά τη διάρκεια της ημέρας, είναι μεγαλύτερη από την αντίστοιχη του καλοκαιριού (χειμερινή ανωμαλία), ενώ συνήθως παρατηρείται ένα μέγιστο της τιμής της το χειμώνα και ένα το καλοκαίρι, και υπό άλλες συνθήκες ένα ακόμη μέγιστο την άνοιξη ή το φθινόπωρο. Το καλοκαίρι η fof2 παρουσιάζει μικρότερες ημερήσιες μεταβολές, ενώ αξιοσημείωτη είναι και η συμπεριφορά του στρώματος F1 το οποίο απουσιάζει τις καλοκαιρινές νύχτες. Το χειμώνα η fof2 αυξάνεται με μέγιστη τιμή τις μεσημβρινές ώρες. Όμως, για ελαττωμένη ηλιακή δραστηριότητα κατά τη διάρκεια του ηλιακού κύκλου παρατηρείται και ένα μέγιστο τη νύχτα, ενώ το ελάχιστο εμφανίζεται κοντά στην ανατολή. Το καλοκαίρι ένα ελάχιστο εμφανίζεται το μεσημέρι με μέγιστα εκατέρωθεν, και ισχυρότερο από αυτά, αυτό που παρουσιάζεται το απόγευμα. Το χειμώνα, παρατηρείται ένα μικρότερο ελάχιστο τα ξημερώματα σε σχέση με το καλοκαίρι. Την άνοιξη και το φθινόπωρο η συμπεριφορά του στρώματος F2 είναι ένας συνδυασμός της συμπεριφοράς του για το χειμώνα και το καλοκαίρι, με διαφορές όμως μεταξύ των δύο. Στη συνέχεια παρατίθενται διαγράμματα, τα οποία παραστατικά αποδίδουν όλα τα παραπάνω. Σχήμα2.4 Μεσαίες μηνιαίες τιμές των κρίσιμων συχνοτήτων foe, fof1, fof2 για ΓΕΩΓΡΑΦΙΚΕΣ ΜΕΤΑΒΟΛΕΣ Τα ποσοστά ιονισμού της ιονόσφαιρας μεταβάλλονται σημαντικά με την περιοχή, τόσο με το γεωγραφικό πλάτος όσο και με το γεωγραφικό μήκος.

25 24 Σχήμα 2.5 Εποχιακή μεταβολή των κρίσιμων συχνοτήτων foe, fof1, fof2, στη διάρκεια της ημέρας Σχήμα 2.6: Μεταβολή της fof2 σε σχέση με την ηλιακή δραστηριότητα κατά τη διάρκεια του χειμώνα.

26 α Επίδραση γεωγραφικού πλάτους Η επίδραση του γεωγραφικού πλάτους είναι σημαντική αφού για διαφορετικά πλάτη, η γωνία εισόδου των ηλιακών ακτινών στην ατμόσφαιρα διαφέρει. Πλησιάζοντας προς τον ισημερινό, οι ακτίνες του ήλιου προσπίπτουν πιο κάθετα, με αποτέλεσμα τον εντονότερο ιονισμό και επομένως την αύξηση της συχνότητας αποκοπής. Ωστόσο, περιοχές του ίδιου πλάτους δεν παρουσιάζουν παρόμοιες τιμές της fof2 εξαιτίας κυρίως της επίδρασης του μαγνητικού πεδίου της γης, αλλά και των άλλων πλανητών. Το καλοκαίρι, σε μεσαία πλάτη 20 < φ < 80, οι μεσημεριανές τιμές της fof2 είναι μικρότερες από τις αντίστοιχες του χειμώνα. Τη χειμερινή νύχτα αντίθετα, οι τιμές της είναι μικρότερες σε σχέση με τις αντίστοιχες του καλοκαιριού. Όσον αφορά τις μεταβολές ανά ημισφαίριο, τις χειμερινές νύχτες οι τιμές της fof2 στο Νότιο ημισφαίριο είναι μεγαλύτερες από τις αντίστοιχες στο Βόρειο ημισφαίριο, σε αντίθεση με ό,τι συμβαίνει την ημέρα. Οι εποχιακές μεταβολές όμως στο Νότιο ημισφαίριο είναι μικρότερες. Τέλος, στον ισημερινό, το χειμώνα αλλά και το καλοκαίρι, η fof2 είναι σημαντικά υψηλότερη, με μοναδική εξαίρεση το καλοκαιρινό μεσημέρι, όπου εξαιτίας της ιδιαίτερα αυξημένης θερμοκρασίας η ιονόσφαιρα διαστέλλεται με αποτέλεσμα η κρίσιμη συχνότητα να μην αυξάνει, διατηρώντας την καμπύλη μεταβολής της σχεδόν οριζόντια. Επιπλέον, η κλίση της fof2 σε σχέση με το γεωγραφικό πλάτος μεταβάλλεται για τις διάφορες ώρες της ημέρας, τις εποχές και την ηλιακή δραστηριότητα στο εξής διάστημα: ff o 2 3 = [ 1 5] 10 MHz / km (2.11) φ To μέγιστο της κλίσης εμφανίζεται το χειμώνα κοντά στον ισημερινό, για πλάτη μεταξύ 60 < φ < 70 την ημέρα, και 30 < φ < 40 τη νύχτα. Το καλοκαίρι η κλίση είναι μέγιστη για 30 < φ < 40. Σε γενικές γραμμές, οι μεγαλύτερες σε μέγεθος μεταβολές εμφανίζονται στα μεσαία πλάτη 40 < φ < β Επίδραση γεωγραφικού μήκους Οι τιμές τις fof2 σε περιοχές ίδιου πλάτους αλλά διαφορετικού μήκους, είναι αρκετά διαφορετικές, όπως επίσης διαφορετικός είναι και ο τρόπος που μεταβάλλονται, αν και η γωνία πρόσπτωσης των ηλιακών ακτινών είναι η ίδια. Χαμηλότερες τιμές παρατηρούνται γενικά στα δυτικά πλάτη. Η κλίση της fof2 σε σχέση με το γεωγραφικό μήκος μεταβάλλεται στο εξής διάστημα: ff o 2 3 = [ ] 10 (2.12) φ To μέγιστο της κλίσης εμφανίζεται στα μεσαία πλάτη το χειμώνα, κυρίως κοντά στον ισημερινό. Τέλος, τόσο η κλίση της fof2 με το γεωγραφικό πλάτος, όπως και η κλίση της με το γεωγραφικό μήκος, αυξάνονται γενικά με την αύξηση της ηλιακής δραστηριότητας.

27 ΕΠΙΔΡΑΣΗ ΤΟΥ ΓΗΙΝΟΥ ΜΑΓΝΗΤΙΚΟΥ ΠΕΔΙΟΥ Οι σημαντικότερες επιδράσεις του γεωμαγνητικού πεδίου στο ιονοσφαιρικό στρώμα είναι οι εξής: 1) η απόσβεση που υφίσταται το κύμα που οδεύει εντός αυτού, εξαιτίας της γυροσυχνότητας, η οποία αναγκάζει τα ηλεκτρόνια να ακολουθούν ευρείες τροχιές. 2) διπλή διάθλαση 3) περιστροφή του επιπέδου πόλωσης. Η επίδραση που αφορά το στρώμα F2 είναι η διπλή διάθλαση που υφίσταται το ραδιοκύμα από το πλάσμα, φαινόμενο το οποίο έχει σαν αποτέλεσμα την ύπαρξη δύο κυμάτων, του συνήθους και του ασυνήθους κύματος, τα οποία ακολουθούν διαφορετικές διαδρομές με διαφορετικές φασικές ταχύτητες. Έτσι στην περιοχή F2 υπάρχουν δύο συχνότητες αποκοπής: η fof2 για το σύνηθες κύμα (ordinary wave), και μία, fxf2, για το ασύνηθες (extraordinary wave). 2.4 IONOΣΦAIΡIKEΣ ΔΙΑΤΑΡΑΧΕΣ Ως διαταραχές στην ιονόσφαιρα, χαρακτηρίζονται οι απότομες μεταβολές στην συμπεριφορά της, όπως αυτή διαμορφώνεται από παράγοντες που επιδρούν πάνω σε αυτή, και ξεφεύγουν από το πλαίσιο των συνηθισμένων και αναμενόμενων μεταβολών της. Τέτοιες διαταραχές οφείλονται σε φαινόμενα όπως: 1.Ιονοσφαιρικές καταιγίδες 2.Αιφνίδιες ιονοσφαιρικές διαταραχές 3.Οδεύουσες ιονοσφαιρικές διαταραχές 4.Ανέμους- ρεύματα 5.Επιδράσεις από πυρηνικές εκρήξεις 6.Ηχώ με μεγάλη καθυστέρηση 7.Εκλείψεις 2.5 ΜΕΘΟΔΟΙ ΜΕΛΕΤΗΣ ΤΗΣ ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΑΣ ΚΑΙ ΚΑΤΑΓΡΑΦΗΣ ΤΩΝ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΩΝ ΤΗΣ Οι μετρήσεις των τιμών διαφόρων χαρακτηριστικών γίνονται ανά μία ώρα ή κλάσματά της. Για αυτές τις μετρήσεις έχει καθιερωθεί μία σειρά από διεθνή σύμβολα, τα οποία δηλώνουν, όταν αυτό είναι απαραίτητο, τις συνθήκες ή άλλα χαρακτηριστικά της μέτρησης ΛΕΙΤΟΥΡΓΙΑ ΤΗΣ ΙΟΝΟΣΟΝΤΑΣ Το σύστημα περιλαμβάνει πομπό και δέκτη. Εκπέμπεται ένας παλμός και μετράται το χρονικό διάστημα έως τη λήψη. Από αυτό υπολογίζεται το υποθετικό ύψος ανάκλασης, h = c T/2.

28 27 Οι μετρήσεις καταγράφονται σε ιονογράμματα, τα οποία στον οριζόντιο άξονα δίνουν τη μεταβολή ως προς τη συχνότητα, και στον κατακόρυφο τη μεταβολή με το χρόνο. Στέλνοντας ένα σήμα λαμβάνεται στο δέκτη ένα ίχνος S1S2 για το απευθείας κύμα και ένα Ε1Ε2 για το ανακλώμενο, τα οποία απέχουν μεταξύ τους διάστημα Τ. Έπειτα, στέλνοντας σήμα υψηλότερης συχνότητας παίρνονται αντίστοιχα ίχνη. Το υποθετικό ύψος είναι περίπου σταθερό και αντιστοιχεί στο στρώμα Ε. Με την αύξηση της συχνότητας, σε κάποια στιγμή παρουσιάζεται κάποια άλλη ηχώ από μεγαλύτερο ύψος (του στρώματος F), ενώ η ηχώ του στρώματος Ε σταματά απότομα. Η συχνότητα στην οποία παρουσιάζεται αυτό, είναι και η συχνότητα αποκοπής του στρώματος Ε. Η φωτογραφική έξοδος της ιονοσόντας δίνει το ιονόγραμμα, το οποίο εμφανίζει τα ίχνη των ανακλώμενων παλμών σε συνάρτηση με το ύψος ανάκλασης και τη συχνότητα, απ όπου συμπεραίνονται τα εξής: Αν ένα σύνολο κυμάτων, με συχνότητες μικρότερες από μία τιμή f1, ανακλώνται στο ίδιο ύψος, αυτές είναι μικρότερες της κρίσιμης συχνότητας του στρώματος Η ύπαρξη πολλών μεγίστων στην πυκνότητα οφείλεται στην ανομοιογενή σύσταση της ατμόσφαιρας Η ταυτόχρονη ύπαρξη ηχούς από δύο στρώματα, είναι αποτέλεσμα περιοχών υψηλού ιονισμού, και κενών ασθενούς ιονισμού. Σε χαμηλές συχνότητες όπου δεν έχουμε ηχώ, συμβαίνει απορρόφηση από τα χαμηλότερα στρώματα. 2.6 ΜΕΤΑΒΛΗΤΟΤΗΤΑ fof2 Με τον όρο μεταβλητότητα ενός ιονοσφαιρικού στρώματος εννοούμε τη μεταβολή της κρίσιμης συχνότητας του στρώματος αυτού στο χώρο και στο χρόνο, ως προς τις αντίστοιχες μηνιαίες συνθήκες, που είναι διαφορετικές για κάθε ώρα του 24ώρου, και οι οποίες εκλαμβάνονται ως επίπεδο αναφοράς, δηλαδή μέτρο «ήρεμης» ιονόσφαιρας. Προκειμένου τώρα να μελετηθεί η μεταβλητότητα της fof2 και παράλληλα για να είναι εφικτή η σύγκριση δεδομένων σε διαφορετικές ώρες της ημέρας, εποχές, στάθμες ηλιακής δραστηριότητας και σε διαφορετικούς σταθμούς είναι ανάγκη να χρησιμοποιηθεί μια τιμή αναφοράς που να ενσωματώνει την πληροφορία όλων των παραπάνω παραγόντων και επιπλέον να μην επηρεάζεται από ακραίες τιμές (όπως συμβαίνει λ.χ. με τις ωριαίες μέσες μηνιαίες τιμές της fof2). Μια τέτοια τιμή αναφοράς είναι η μεσαία μηνιαία τιμή για κάθε ώρα (monthly median value) και η οποία ορίζεται ως η τιμή για την οποία οποιαδήποτε μέτρηση έχει την ίδια πιθανότητα (50%) να είναι μικρότερη ή μεγαλύτερη από την τιμή αυτή. Συνεπώς ένας τρόπος για να μελετηθεί η μεταβλητότητα διαφορετικών ιονοσφαιρικών παραμέτρων είναι η μελέτη των σχετικών αποκλίσεων των ημερησίων ωριαίων τιμών από την αντίστοιχη μεσαία μηνιαία τιμή τους. Έτσι η από ώρα σε ώρα και η από ημέρα σε ημέρα μεταβολή των σχετικών αποκλίσεων των ωριαίων ημερήσιων τιμών της κρίσιμης συχνότητας του στρώματος F2 από την αντίστοιχη μεσαία μηνιαία τιμή τους Df = fof2 ( fof2) median μας παρέχει ένα επαρκές και κατάλληλο μέτρο της μεταβλητότητας της fof2.

29 28 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 ΜΕΛΕΤΗ ΠΡΟΔΡΟΜΩΝ ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΙΚΩΝ ΦΑΙΝΟΜΕΝΩΝ 3.1 ΣΧΕΣΗ ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΙΚΩΝ ΜΕ ΥΠΟΛΟΙΠΑ ΠΡΟΔΡΟΜΑ Τα πρόδρομα φαινόμενα που εμφανίζονται στην ιονόσφαιρα δεν θεωρούνται αποκομμένα από τα άλλα πρόδρομα φαινόμενα. Τρεις απολύτως διαφορετικές φυσικές εκδηλώσεις της προετοιμασίας σεισμού όπως η μηχανική παραμόρφωση, οι γεωχημικές εκπομπές από το φλοιό και τα ιονοσφαιρικά φαινόμενα έχουν την ίδια βαρύτητα όσον αφορά τη χωρική κλίμακα και την εξάρτηση σε ένα μελλοντικό μέγεθος σεισμού. Αυτό σημαίνει ότι είναι διαφορετικές πτυχές μιας κοινής διαδικασίας και ότι τα ιονοσφαιρικά πρόδρομα δεν είναι κάποιο διαφορετικό είδος φαινομένων αλλά συνδέεται πολύ με όλες τις φυσικές και χημικές διαδικασίες που πραγματοποιούνται κατά τη διάρκεια της προετοιμασίας σεισμού. Έτσι τα ιονοσφαιρικά πρόδρομα φαινόμενα των σεισμών μπορούν να θεωρηθούν ως μέλος της οικογένειας των συνηθισμένων γεωφυσικών προδρόμων που περιγράφονται σε πολλές δημοσιεύσεις (Scholz et al 1973), τα οποία έχουν μια παρόμοια χωρική και χρονική κλίμακα. Το ίδιο πράγμα μπορεί να διατυπωθεί για άλλα ηλεκτρομαγνητικά πρόδρομα σεισμών επειδή όλα μπορούν να εξηγηθούν στα πλαίσια του παρουσιασμένου προτύπου της σεισμο-ιονοσφαιρικής σύζευξης. Τα σεισμοηλεκτρομαγνητικά φαινόμενα είναι απλά τα μέρη μιας σύνθετης αλυσίδας των διαδικασιών που συνδέονται μεταξύ τους. Συμπεραίνουμε λοιπόν ότι δεν υπάρχει καμία χωριστή κατηγορία ηλεκτρομαγνητικών προδρόμων, η ιονοσφαιρική κατηγορία προδρόμων, η γεωφυσική κατηγορία προδρόμων, αλλά όλα εντάσσονται στα γενικά βραχυπρόθεσμα πρόδρομα φαινόμενα σεισμού και πρέπει να θεωρηθούν από τους σεισμολόγους ως μια οικογένεια. 3.2 ΦΥΣΙΚΗ ΕΡΜΗΝΕΙΑ Η φυσική ερμηνεία των παρατηρηθεισών ιονοσφαιρικών μεταβολών δεν έχει εξηγηθεί επαρκώς μέχρι σήμερα. Εντούτοις, είναι δυνατό να δοθεί μια προσεγγιστική ερμηνεία που υποστηρίζεται από τα πειραματικά στοιχεία. Μια από τις κύριες πηγές τροποποίησης της ατμόσφαιρας-ιονόσφαιρας πάνω από τις περιοχές της προετοιμασίας των σεισμών είναι η εκπομπή από τη γη των διαφορετικών χημικών ουσιών. Μεταξύ τους περιλαμβάνονται το ραδόνιο, τα ελαφριά αέρια (υδρογόνο και ήλιο) και τα μικροσωματικά αερολύματα με υψηλή περιεκτικότητα σε μέταλλα (Alekseev και Alekseeva, 1992 Alekseev et al., 1995). Η εκπομπή αυτή οδηγεί στις αλλαγές των ηλεκτροδυναμικών ιδιοτήτων της ατμόσφαιρας πάνω από την περιοχή ενός προσδοκώμενου σεισμού και κατά συνέπεια στις μεταβολές φάσης των σημάτων VLF που διαπερνούν αυτές τις περιοχές. Τα αερολύματα στην ατμόσφαιρα οδηγούν στο σχηματισμό μεγάλης κλίμακας ηλεκτρικών πεδίων της τάξης των μερικών kv/m (Kikuchi, 1991). Αυτοί οι κάθετοι τομείς χαρτογραφούνται στην ιονόσφαιρα όπου μετασχηματίζονται σε οριζόντια πεδία (Kim et al, 1994). Αυτό, στη συνέχεια προκαλεί τη θέρμανση Joule, την αύξηση θερμοκρασίας ηλεκτρονίων μέσα στην ιονόσφαιρα, την παραγωγή κυμάτων βαρύτητας και το σχηματισμό γενικά μικρής

30 29 κλίμακας ιονοσφαιρικών ανωμαλιών. Οι μεγάλης κλίμακας ανωμαλίες που παρατηρήθηκαν στο άνω τμήμα της ιονόσφαιρας θα μπορούσαν να προκληθούν από διαφορετικούς λόγους, όπως μεγάλης κλίμακας οριζόντια ηλεκτρικά πεδία, άνοδο της θερμοκρασίας ηλεκτρονίων, αύξηση της συγκέντρωσης ελαφρών ιόντων, μεταγωγή θερμότητας του πεδίου Ο + ή λόγω συνδυασμού των αναφερθεισών διαδικασιών. Σχετικά με τη φυσική εξήγηση, δύο κύριες υποθέσεις (με μερικές τροποποιήσεις ή επιλογές) έχουν ανταγωνιστεί για να περιγράψουν αυτά τα φαινόμενα. Η πρώτη από αυτές βασίζεται στην επιρροή των ακουστικών κυμάτων βαρύτητας που παράγονται στη ζώνη σεισμού στην ιονόσφαιρας, και η δεύτερη στα ανώμαλα κάθετα ηλεκτρικά πεδία που διαπερνούν από τη ζώνη σεισμού της ιονόσφαιρας. 3.3 ΠΕΡΙΓΡΑΦΗ ΠΡΟΔΡΟΜΩΝ ΦΑΙΝΟΜΕΝΩΝ ΕΠΙΔΡΑΣΗ ΣΕΙΣΜΟΥ ΣΤΗΝ ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΑ Σύμφωνα με την τεχνική του Dobrovolsky (1979) τα ιονοσφαιρικά πρόδρομα φαινόμενα καταχωρήθηκαν μέσα σε 5 ημέρες πριν από το σεισμικό κλονισμό σε 73% των περιπτώσεων για τους σεισμούς με το μέγεθος 5, και σε 100% των περιπτώσεων για τους σεισμούς με το μέγεθος 6. Επομένως μπορεί να θεωρηθεί το μέγεθος Μ=5 ως κάποιο κατώτατο όριο της ευαισθησίας ιονόσφαιρας για την προετοιμασία σεισμού. Τα ακόλουθα αποτελέσματα έχουν ανιχνευθεί στην περίπτωση του "ισχυρού" σεισμού Μ>5 (Liperovsky et al, 1992): συμπίεση της πυκνότητας του στρώματος F της ιονόσφαιρας σε μια ευρεία "ζώνη" πέρα από το επίκεντρο σεισμού (που επεκτείνεται περίπου χίλια χιλιόμετρα στην εγκάρσια κατεύθυνση και σε μερικά χιλιόμετρα χιλιάδων στη διαμήκη κατεύθυνση) αύξηση της συχνότητας διάδοσης των ξαφνικών και γρήγορων στρωμάτων Es. παραγωγή των ιονοσφαιρικών ανομοιογενειών μετατόπισης (αργά MHD κύματα με περιόδους T ~ 2-3 h), ταραχώδης κίνηση των στρωμάτων πλάσματος και παραγωγή των μικρής κλίμακας ανομοιογενειών πλάσματος ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ ΣΤΗΝ F - ΠΕΡΙΟΧΗ Λόγω της ισοδυναμικότητας των γεωμαγνητικών πεδιακών γραμμών το ηλεκτρικό πεδίο ουσιαστικά χωρίς οποιαδήποτε αποσύνθεση διαπερνά στα πιό υψηλά επίπεδα της ιονόσφαιρας. Στην F-περιοχή δύο κύρια αποτελέσματα πρέπει να σημειωθούν. Στον τομέα της μέγιστης αγωγιμότητας λόγω της θερμότητας Joule, ακουστικά κύματα βαρύτητας παράγονται προκαλώντας τις μικρής κλίμακας ανωμαλίες πυκνότητας μέσα στην ιονόσφαιρα (Hegai et al 1997). Αυτές οι διαδικασίες γίνονται εμφανείς στις περιοδικές ταλαντώσεις της πυκνότητας των ηλεκτρονίων που καταχωρούνται στα διαφορετικά ιονοσφαιρικά ύψη με τις φυσικές τεχνικές και τον οπτικό έλεγχο της ιονόσφαιρας και υποστηρίζονται καλά από τα πειραματικά στοιχεία (Chmyrev et al 1997).

31 30 Μία κύρια και καλά τεκμηριωμένη επίδραση είναι ο σχηματισμός των μεγάλης κλίμακας ανωμαλιών των συγκεντρώσεων ηλεκτρονίων στην περιοχή F2 της ιονόσφαιρας (Pulinets and Legen'ka 2003). Αυτές καταχωρούνται από το δορυφόρο και από το έδαφος από τις ιονοσόντες και το επίγειο δίκτυο των δεκτών GPS (Liu et al 2004). Λόγω του σύνθετου χαρακτήρα της κλίσης μορίων στην F-περιοχή στα διασταυρωμένα ηλεκτρικά και γεωμαγνητικά πεδία, οι μεγάλης κλίμακας ανωμαλίες στην F - περιοχή, καθώς επίσης και οι ανωμαλίες που συνδέονται με τη διάδοση ακουστικών κυμάτων βαρύτητας, μπορούν να καταχωρηθούν όχι μόνο πάνω από το επικείμενο επίκεντρο σεισμού, αλλά και μετατοπισμένες προς τον ισημερινό ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΙΚΩΝ ΠΡΟΔΡΟΜΩΝ Το κύριο χαρακτηριστικό γνώρισμα των ιονοσφαιρικών προδρόμων είναι ότι εμφανίζονται αρκετές ημέρες πριν από τον προσδοκώμενο σεισμικό κλονισμό. Σύμφωνα με τα αποτελέσματα των διαφορετικών παρατηρήσεων που γίνονται κατά τη διάρκεια δεκάδων ετών, μπορούμε να συνοψίσουμε τα κύρια φαινομενολογικά χαρακτηριστικά γνωρίσματα των ιονοσφαιρικών πρόδρομων φαινομένων των σεισμών (Pulinets et al, 2000 b): Τα σεισμικά πρόδρομα φαινόμενα έχουν επιπτώσεις στην πυκνότητα πλάσματος (σε κανονική και μη διαταραγμένη κατάσταση), και παρατηρούνται μεταξύ 5 ημερών και μερικών ωρών πριν από το σεισμό. Οι διαταραχές μπορεί να έχουν θετικό ή αρνητικό πρόσημο. Η διάρκεια μιας σεισμικά προκληθείσας απόκλισης ενός σήματος είναι σχετικά σύντομη, περίπου 4-6 ώρες. Σε περιπτώσεις πολύ ισχυρών σεισμών μπορεί η διάρκεια αυτή να φτάσει τις 12 ώρες. Το κατώτατο όριο στο οποίο γίνονται αισθητά τα σεισμικά αποτελέσματα στην ιονόσφαιρα καθορίζεται από το μέγεθος της ζώνης προετοιμασίας σεισμού και αντιστοιχεί σε μέγεθος Μ = 5. Οι σεισμο-ιονοσφαιρικές μεταβολές έχουν το ίδιο μέτρο, κατά μέσο όρο, με την καθημερινή μεταβλητότητα ας ιονόσφαιρας (± 30%), αλλά μπορούν να είναι εντονότερες, μέχρι 100%, σε συγκεκριμένες στιγμές τοπικής ώρας. Το πρόσημο και η μορφή των σεισμο-ιονοσφαιρικών μεταβολών εξαρτώνται από την τοπική ώρα. Αυτή η εξάρτηση μπορεί να ποικίλλει για διαφορετικά γεωγραφικά πλάτη και μήκη και απαιιτεί πρόσθετη έρευνα για κάθε γεωφυσική θέση. Η επηρεασμένη περιοχή της ιονόσφαιρας στο ύψος του μεγίστου του F - στρώματος φτάνει περίπου 40 ο τόσο για το γεωγραφικό πλάτος όσο και για το γεωγραφικό μήκος. Το μέγεθος της περιοχής διαφέρει με το μέγεθος σεισμού. Το μέγιστο της περιοχής της ιονόσφαιρας που επηρεάζεται δεν συμπίπτει με την κάθετη προβολή του επίκεντρου του μελλοντικού σεισμού (βλ. Σχήμα 3.1).

32 31 Σχήμα 3.1: Η κρίσιμη συχνότητα fof2 από ιονογράμματα του δορυφόρου Intercosmos-19 που περνά πάνω από το Μεξικό. Οι μεταβολές στην ιονόσφαιρα οδηγούν σε αλλαγές στην κάθετη διανομή του πλάσματος, οι οποίες έχουν σαν αποτέλεσμα μια αύξηση στην κλίμακα ύψους της ιονόσφαιρας. Οι αλλαγές κλίμακας ύψους οφείλονται κυρίως στις αλλαγές στη μάζα των ιόντων (αυξανόμενη συγκέντρωση των ελαφριών ιόντων). Δεν οφείλονται στις αλλαγές θερμοκρασίας του πλάσματος. Οι σεισμο-ιονοσφαιρικές μεταβολές της ολικής συγκέντρωσης ηλεκτρονίων (TEC) συμφωνούν με τις μετρηθείσες αποκλίσεις στην κρίσιμη συχνότητα. Μερικές φορές τα ιονοσφαιρικά αποτελέσματα μπορούν να παρατηρηθούν σε μαγνητικά επηρεασμένη περιοχή. 3.4 ΤΕΧΝΙΚΕΣ ΠΡΟΒΛΕΨΗΣ ΣΕΙΣΜΩΝ ΑΠΟ ΤΑ ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΙΚΑ ΠΡΟΔΡΟΜΑ ΦΑΙΝΟΜΕΝΑ Μέχρι σήμερα στην κύρια πρόβλεψη σεισμού δύο είναι οι τεχνικές που έχουν προταθεί. Η πρώτη είναι η αποκαλούμενη τεχνική precursor mask (Pulinets et al 2002 b) όπου στατιστικά έχει καθοριστεί η πρόδρομη συμπεριφορά σε συγκεκριμένες ημέρες πριν από τον σεισμό και η τοπική ώρα για τη δεδομένη περιοχή. Αυτή η τεχνική απαιτεί την ιστορική επεξεργασία ιονοσφαιρικών δεδομένων που επιτρέπει ένα στατιστικό σχέδιο να διαμορφωθεί για οποιαδήποτε δεδομένη περιοχή. Ένας άλλος σημαντικός παράγοντας είναι η σταθερή σχετική θέση της ιονοσόντας (ή του δέκτη GPS) και του επίκεντρου ενός σεισμού. Η άλλη τεχνική (Gaivoronskaya and Pulinets, 2003) έχει ένα πλεονέκτημα πέρα από τον πρώτο επειδή δεν απαιτεί την επεξεργασία ιστορικών δεδομένων, και δεν εξαρτάται από τις σχετικές θέσεις της ιονοσόντας και του επίκεντρου σεισμού. Για

33 32 αυτήν την προτεινόμενη τεχνική είναι απαραίτητο να υπάρξουν δύο ιονοσόντες (ή δέκτες GPS). Ένας από τους σταθμούς μέτρησης πρέπει να είναι μέσα στη ζώνη προετοιμασιών σεισμού, και ο άλλος έξω από την. Ο δεύτερος σταθμός δεν πρέπει να είναι αρκετά μακριά (~ χλμ) από τον πρώτο, ώστε να εξασφαλιστεί υψηλή συσχέτιση μεταξύ των ιονοσφαιρικών δεδομένων. Ο καθημερινός συντελεστής ετεροσυσχέτισης για τους δύο σταθμούς πρέπει να υπολογιστεί, όπου οι ωριαίες τιμές των κρίσιμων συχνοτήτων fof2 χρησιμοποιούνται. Η ίδια τεχνική μπορεί να χρησιμοποιηθεί για τα δεδομένα TEC από δέκτες GPS, χρησιμοποιώντας τα στοιχεία από δύο δέκτες που επιλέγονται με τα ίδια κριτήρια με τους ιονοσφαιρικούς σταθμούς (Pulinets et al 2004 b). Σχήμα 3.2: Η διαμόρφωση της μέτρησης και οι σχετικές θέσεις δεκτών για την τεχνική ετεροσυσχέτισης Και οι δύο προσεγγίσεις έχουν τα πλεονεκτήματα και τα μειονεκτήματά τους. Η μέθοδος των δύο σταθμών έχει μεγάλη πιθανότητα σφάλματος σε μαγνητικά διαταραγμένες συνθήκες. Από την άλλη, η τεχνική ανάλυσης ιστορικών δεδομένων απαιτεί μια a priori γνώση της συμπεριφοράς πρόδρομων φαινομένων, η οποία πρέπει να αποκτηθεί μέσω πολλών ετών παρατηρήσεων. Προφανώς αυτό το ποσό πληροφοριών θα είναι ανέφικτο για τις θέσεις με πρόσφατα εγκατεστημένες ιονοσόντες ή δέκτες GPS.

34 33 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Η ΜΕΘΟΔΟΣ ΤΗΣ ΠΑΡΟΥΣΑΣ ΔΙΠΛΩΜΑΤΙΚΗΣ ΕΡΓΑΣΙΑΣ 4.1 ΓΕΝΙΚΗ ΠΕΡΙΓΡΑΦΗ Στην παρούσα διπλωματική εργασία μελετούνται δύο σεισμοί. Ο πρώτος συνέβη στις 14/08/2003, ώρα 05:14:55 σε γεωγραφικό πλάτος και γεωγραφικό μήκος , βορειοδυτικά της Λευκάδας, σε βάθος 11 km και ήταν μεγέθους 6.3R (Σχήμα 4.1). Η απόσταση του επίκεντρου από το σταθμό μέτρησης του γεωδυναμικού ινστιτούτου της Αθήνας είναι 290,66km. Ο δεύτερος σεισμός που μελετάται συνέβη στις 11/04/2006, ώρα 00:02:42 σε γεωγραφικό πλάτος και γεωγραφικό μήκος , νοτιοανατολικά της Ζακύνθου, σε βάθος km και ήταν μεγέθους 5.7R (Σχήμα 4.2). Αντίστοιχα, η απόσταση του επίκεντρου αυτού από το σταθμό μέτρησης της Αθήνας είναι 248,87km. Σχήμα 4.1: Το επίκεντρο του σεισμού της 14/08/2003 στη Λευκάδα (Google Earth). Για τις ανάγκες της εργασίας χρησιμοποιούνται οι τιμές της κρίσιμης συχνότητας fof2 του στρώματος F2 της ιονόσφαιρας. Τα δεδομένα έχουν ληφθεί από το διαδικτυακό τόπο του Εθνικού Αστεροσκοπείου Αθηνών. Για το σεισμό της Λευκάδας χρησιμοποιήθηκαν τιμές της fof2 από την 13/04/2003 μέχρι την 31/10/2003 με χρονικό διάστημα 15 min. Λόγω πρόβλήματος δικτύου του σταθμού της Αθήνας, για το σεισμό της Ζακύνθου χρησιμοποιήθηκαν

35 34 τιμές της fof2 από την 01/03/2006 μέχρι την 31/06/2006 με χρονικό διάστημα 15 min, έχοντας αρκετές ελλείψεις σε δεδομένα. Σχήμα 4.2: Το επίκεντρο του σεισμού της 11/04/2006 στη Ζάκυνθο (Google Earth) Οι τιμές αυτές της fof2 κανονικοποιήθηκαν με βάση τη διάμεση μηνιαία τιμή τους σε κάθε χρονικό σημείο της μέρας. Αυτό έγινε για να υπάρχει μία πιο ομαλή και σταθερή παρατήρηση της μεταβλητότητας της fof2, χωρίς τις απότομες διακυμάνσεις που εξαρτώνται από την ηλιοφάνεια και τις καιρικές μεταβολές. Επομένως βρέθηκε για κάθε χρονικό σημείο η κανονικοποιημένη dfof2. fof2 ( fof2) median dfof2= ( fof2) median Αυτές οι τιμές της κανονικοποιημένης κρίσιμης συχνότητας χρησιμοποιήθηκαν για να σχηματιστούν μηνιαία διαγράμματα πριν και μετά το σεισμό. Από αυτά τα διαγράμματα, σύμφωνα με τη θεωρία των πρόδρομων φαινομένων, παρατηρήθηκαν απότομες και χαρακτηριστικές διακυμάνσεις που προηγούνται του σεισμού. Για να μελετηθούν καλύτερα τα διαστήματα αυτά της απότομης διακύμανσης και να διαπιστωθεί αν υπάρχει κοινή μορφή με αντίστοιχα διαστήματα που προηγούνται των προσεισμών και των μετασεισμών, συγκρίθηκαν όλα αυτά τα χρονικά διαστήματα. Για αυτό χρησιμοποιήθηκε μία συνάρτηση ετεροσυσχέτισης (cross-correlation). Επίσης συγκρίθηκαν οι χαρακτηριστικές διακυμάνσεις κάθε σεισμού με το σύνολο του χρονικού διαστήματος του άλλου σεισμού, που περιλαμβάνει και τους προσεισμούς και τους μετασεισμούς.

36 ΑΝΑΛΥΣΗ ΔΕΔΟΜΕΝΩΝ Χρησιμοποιώντας το πρόγραμμα Matlab, κανονικοποιήσαμε όπως περιγράφηκε παραπάνω τα δεδομένα που λάβαμε από το σταθμό μέτρησης του Αστεροσκοπείου Αθηνών, και τα παραθέτουμε σε διαγράμματα ΔΙΑΓΡΑΜΜΑΤΑ dfof2 Σεισμός Λευκάδας Για το σεισμό της 14/08/2003 της Λευκάδας έχουμε δεδομένα από τις 13/04/2003 έως τις 31/10/2003. Τα διαγράμματα της dfof2 που ακολουθούν είναι ανά μήνα. Σχήμα 4.2.1: Απρίλιος 2003

37 36 Σχήμα 4.2.2: Μάιος 2003 Σχήμα 4.2.3: Ιούνιος 2003

38 37 Σχήμα 4.2.4: Ιούλιος 2003 Σχήμα 4.2.5: Αύγουστος 2003

39 38 Σχήμα 4.2.6: Σεπτέμβριος 2003 Σχήμα 4.2.7: Οκτώβριος 2003

40 39 Σεισμός Ζακύνθου Για το σεισμό της 11/04/2006 της Ζακύνθου έχουμε δεδομένα από τη 01/03/2006 έως τις 30/6/2006, με κενά σε μία σημαντική για άντληση πληροφοριών περίοδο από 13/4 μέχρι τις 2/5. Τα διαγράμματα της dfof2 που ακολουθούν είναι ανά μήνα. Το μήνα του σεισμού Απρίλιο, λόγω έλλειψης πληροφοριών, παραθέτουμε και διάγραμμα με λεπτομερειακή εμφάνιση των υπαρχόντων δεδομένων. Σχήμα 4.2.8: Μάρτιος 2006

41 40 Σχήμα 4.2.9: Απρίλιος 2006 Σχήμα : Απρίλιος 2006 σε λεπτομέρεια

42 41 Σχήμα : Μάιος 2006 Σχήμα : Ιούνιος 2006

43 ΔΙΑΓΡΑΜΜΑΤΑ ΕΤΕΡΟΣΥΣΧΕΤΙΣΗΣ Στη συνέχεια επιλέγουμε με βάση τα κριτήρια της θεωρίας κάποια χαρακτηριστικά διαστήματα με απότομη διακύμανση τα οποία παραθέτουμε. Εφαρμόζουμε στο πρόγραμμα Matlab μία συνάρτηση cross-correlation συγκρίνοντας αυτά τα διαστήματα με όλους τους μήνες για τους οποίους έχουμε δεδομένα (Απρίλιος-Οκτώβριος). Σεισμός Λευκάδας i. Διάστημα s1 Σχήμα : Χρονική περίοδος 10-15/08

44 43 Σχήμα : Διάστημα s1 ( 11/08 ) Σχήμα : Cross-correlation s1 με Απρίλιο 2003

45 44 Σχήμα : Cross-correlation s1 με Μάιο 2003 Σχήμα : Cross-correlation s1 με Ιούνιο 2003

46 45 Σχήμα : Cross-correlation s1 με Ιούλιο 2003 Σχήμα : Cross-correlation s1 με Αύγουστο 2003

47 46 Σχήμα : Cross-correlation s1 με Σεπτέμβριο 2003 Σχήμα : Cross-correlation s1 με Οκτώβριο 2003

48 47 ΠΑΡΑΤΗΡΗΣΕΙΣ Έχοντας εφαρμόσει τη συνάρτηση cross-correlation για το διάστημα s1 ουσιαστικά συγκρίνουμε την κυματομορφή s1 με τις κυματομορφές της dfof2 των μηνών Απριλίου-Οκτωβρίου. Τα σημεία στα οποία έχουμε τοπικά μέγιστα ή ελάχιστα στη συνάρτηση ετεροσυσχέτισης είναι τα σημεία στα οποία η dfof2 μοιάζει με τη μορφή του s1. Στη συνέχεια ψάχνουμε να εντοπίσουμε σεισμικές δονήσεις που έπονται αυτών των ακροτάτων και πιθανόν να επηρεάζουν την dfof2. Οι σεισμικές δονήσεις αυτές δεν είναι σίγουρο ότι επηρεάζουν την ιονόσφαιρα, αφού οι περισσότεροι έχουν μέγεθος μικρότερο των 5 R. Έτσι, αυτές οι ιονοσφαιρικές διαταραχές μπορεί να οφείλονται σε άλλες αιτίες, πέρα από σεισμική δραστηριότητα, όπως για παράδειγμα σε ιονοσφαιρικές καταιγίδες. Στον παρακάτω πίνακα παραθέτουμε τις ημερομηνίες στις οποίες υπάρχει ακρότατο στη συνάρτηση cross-correlation, τις ημερομηνίες των σεισμών που πιθανόν να την επηρεάζουν, καθώς και το μέγεθος αυτών. Όπου υπάρχει παύλα στη στήλη της ημερομηνίας δεν βρέθηκε σεισμική δόνηση μεγαλύτερη από 4 R. Ημερομηνία ακροτάτου Ημερομηνία σεισμών Μέγεθος σεισμών (R) 14/04 17/ /04 24/ /04 01/ /05 08/05 και 09/ και /05 29/ /05 09/ και /06 09/ και /06 18/ /06 22/06 και 24/06 5 και /07 06/ /07 13/ /07-08/08 10/ /08 19/08 και 20/ και /09 05/ /09 18/ /09 01/10 και 4/ και /10-15/10 17/ Το ρήγμα της περιοχής της Λευκάδας - Ζακύνθου απεικονίζεται στο Σχήμα Τα επίκεντρα των περισσοτέρων από αυτές τις δονήσεις βρίσκονται μακριά από το επίκεντρο του κύριου σεισμού της Λευκάδας. Οι πλησιέστεροι σεισμοί της χρονικής περιόδου που μελετάμε και βρίσκονται στο ρήγμα της περιοχής απεικονίζονται στο Σχήμα

49 48 Σχήμα : Ρήγμα περιοχής Λευκάδας - Ζακύνθου Σχήμα : Τοποθεσίες επικέντρων σεισμών κοντά στη Λευκάδα την περίοδο 1/4-31/10/2003

50 49 ii. Διάστημα s2 Σχήμα : Χρονική περίοδος 10-15/08 Σχήμα : Διάστημα s2 (13/08)

51 50 Σχήμα : Cross-correlation s2 με Απρίλιο 2003 Σχήμα : Cross-correlation s2 με Μάιο 2003

52 51 Σχήμα : Cross-correlation s2 με Ιούνιο 2003 Σχήμα : Cross-correlation s2 με Ιούλιο 2003

53 52 Σχήμα : Cross-correlation s2 με Αύγουστο 2003 Σχήμα : Cross-correlation s2 με Σεπτέμβριο 2003

54 53 Σχήμα : Cross-correlation s2 με Οκτώβριο 2003 ΠΑΡΑΤΗΡΗΣΕΙΣ Εφαρμόζουμε τη συνάρτηση cross-correlation για το διάστημα s2, ομοίως με προηγουμένως, με τις κυματομορφές της dfof2 των μηνών Απριλίου-Οκτωβρίου. Το χρονικό διάστημα s2 είναι αρκετά μικρό, και πιθανόν να μην αποτελεί χαρακτηριστικό πρόδρομο φαινόμενο σεισμού (Popov et al., 2003). Πράγματι, τα αποτελέσματα που βγαίνουν από την εφαρμογή της ετεροσυσχέτισης περιλαμβάνουν ακρότατα, από τα οποία λίγα συμφωνούν με τα αποτελέσματα του s1.

55 54 iii. Διάστημα s3 Σχήμα : Χρονική περίοδος 1-5/08 Σχήμα : Διάστημα s3 (03/08)

56 55 Σχήμα : Cross-correlation s3 με Απρίλιο 2003 Σχήμα : Cross-correlation s3 με Μάιο 2003

57 56 Σχήμα : Cross-correlation s3 με Ιούνιο 2003 Σχήμα : Cross-correlation s3 με Ιούλιο 2003

58 57 Σχήμα : Cross-correlation s3 με Αύγουστο 2003 Σχήμα : Cross-correlation s3 με Σεπτέμβριο 2003

59 58 Σχήμα : Cross-correlation s3 με Οκτώβριο 2003 ΠΑΡΑΤΗΡΗΣΕΙΣ Το διάστημα s3 είναι 11 μέρες πριν την εκδήλωση του κυρίως σεισμού που μελετάμε. Επομένως είναι πιθανό να μην έχει επηρεαστεί στις 03/08 η ιονόσφαιρα και η fof2 συγκεκριμένα από τη σεισμική δόνηση που συνέβη στις 14/08. Επιλέγη όμως λόγω της χαρακτηριστικής πτώσης της dfof2. Μετά την εφαρμογή της συνάρτησης cross-correlation για το διάστημα s3 τα σημεία στα οποία έχουμε ακρότατα στη συνάρτηση ετεροσυσχέτισης ταιριάζουν αρκετά με αυτά του διαστήματος s1, εκτός από αυτά του Αυγούστου. Επιπλέον, σε αυτήν την περίπτωση, παρατηρούμε και 3 επιπλέον ακρότατα, τα οποία επιχειρούμε να αντιστοιχίσουμε με σεισμικές δονήσεις. Το ένα από αυτά δεν βρίσκει αντιστοίχιση. Ο πίνακας που ακολουθεί τα παραθέτει αναλυτικά. Ημερομηνία ακροτάτου Ημερομηνία σεισμών Μέγεθος σεισμών (R) 20/05-28/06 29/ /07 23/07 5.3

60 59 iv. Διάστημα s4 Σχήμα : Χρονική περίοδος 16-21/08 Σχήμα : Διάστημα s4 (18/08)

61 60 Σχήμα : Cross-correlation s4 με Απρίλιο 2003 Σχήμα : Cross-correlation s4 με Μάιο 2003

62 61 Σχήμα : Cross-correlation s4 με Ιούνιο 2003 Σχήμα : Cross-correlation s4 με Ιούλιο 2003

63 62 Σχήμα : Cross-correlation s4 με Αύγουστο 2003 Σχήμα : Cross-correlation s4 με Σεπτέμβριο 2003

64 63 Σχήμα : Cross-correlation s4 με Οκτώβριο 2003 ΠΑΡΑΤΗΡΗΣΕΙΣ Τέλος, λάβαμε το διάστημα s4, το οποίο βρίσκεται 4 μέρες μετά την εκδήλωση του κυριως σεισμού της 14/08 και έχει επηρεαστεί πιθανώς από τον μετασεισμό της 20/08. Τα αποτελέσματα που λάβαμε μετά την εφαρμογή της συνάρτησης crosscorrelation στους μήνες Απρίλιο-Οκτώβριο συμφωνούν με αυτά του διαστήματος s1, με τη διαφορά ότι σε αυτήν την περίπτωση είναι πιο έντονες οι διακυμάνσεις. Δηλαδή, παρόλο που ποιοτικά οι κυματομορφές είναι περίπου ίδιες, ποσοτικά οι κυματομορφές της περίπτωσης 4 (διάστημα s4) είναι πιο οξείς. Εδώ χρησιμοποιούμε σαν όριο για τα διαγράμματα το 2 (200%), όπου προηγουμένως χρησιμοποιούσαμε το 1 (100%).

65 64 Σεισμός Ζακύνθου i. Διάστημα s1 Σχήμα : Χρονική περίοδος 8-12/04 Σχήμα : Διάστημα s1 (9/04)

66 65 Σχήμα : Cross-correlation s1 με Μάρτιο 2006 Σχήμα : Cross-correlation s1 με Απρίλιο 2006

67 66 Σχήμα : Cross-correlation s1 με Μάιο 2006 Σχήμα : Cross-correlation s1 με Ιούνιο 2006

68 67 ΠΑΡΑΤΗΡΗΣΕΙΣ Εφαρμόζουμε τη συνάρτηση cross-correlation για το διάστημα s1 και την dfof2 των μηνών Μαρτίου-Ιουνίου, όπως και στον προηγούμενο σεισμό. Επαναλαμβάνουμε εδώ ότι έχουμε πολλές ελλείψεις πληροφορίας για την dfof2 την περίοδο του Απριλίου, που είναι σημαντική για την άντληση πληροφοριών. Στη συνέχεια μελετούμε τα ακρότατα και ψάχνουμε να εντοπίσουμε σεισμικές δονήσεις που έπονται αυτών των ακροτάτων και πιθανόν να επηρεάζουν την dfof2. Ομοίως και εδώ, οι σεισμικές δονήσεις αυτές δεν είναι σίγουρο ότι έχουν επίδραση στην ιονόσφαιρα, αφού οι περισσότεροι έχουν μέγεθος μικρότερο των 5 R. Έτσι, αυτές οι ιονοσφαιρικές διαταραχές μπορεί να οφείλονται σε άλλες αιτίες. Επιπλέον, τα επίκεντρά όλων τους βρίσκονται μακριά από το επίκεντρο του σεισμού και δεν μπορούν να θεωρηθούν προσεισμοί. Βρίσκονται όμως κατά πλειοψηφία στην ίδια περιοχή, και ανήκουν στο ίδιο ρήγμα, αυτό της Αδριατικής Απουλίας πλάκας. Στον παρακάτω πίνακα παραθέτουμε τις ημερομηνίες στις οποίες υπάρχει ακρότατο στη συνάρτηση cross-correlation, τις ημερομηνίες των σεισμών που πιθανόν να την επηρεάζουν, καθώς και το μέγεθος αυτών. Όπου υπάρχει παύλα στη στήλη της ημερομηνίας δεν βρέθηκε σεισμική δόνηση μεγαλύτερη από 4 R. Ημερομηνία ακροτάτου Ημερομηνία σεισμών Μέγεθος σεισμών (R) 11/03 14/ /03 23/ /03 31/ /04 Μελητηθέν κομμάτι s1 02/05 05/ /05 10/05 και 12/ και /05 25/ /05-06/06 08/ /06 10/ /06 13/ /06 21/ /06 24/06 και 26/ και /06 01/07 4 Το ρήγμα της περιοχής της Λευκάδας - Ζακύνθου απεικονίζεται στο Σχήμα Οι πλησιέστεροι σεισμοί της χρονικής περιόδου που μελετάμε και βρίσκονται στο ρήγμα της περιοχής απεικονίζονται στο Σχήμα

69 68 Σχήμα : Τοποθεσίες επικέντρων σεισμών γύρω από την περιοχή της Ζακύνθου την περίοδο 1/3-30/6/2006