ΑΝΤΙΣΤΡΟΦΗ ΤΟΥ ΤΑΝΥΣΤΗ ΤΗΣ ΣΕΙΣΜΙΚΗΣ ΡΟΠΗΣ ΚΑΙ ΥΠΟΛΟΓΙΣΜΟΣ ΣΕΙΣΜΙΚΩΝ ΠΑΡΑΜΕΤΡΩΝ. Μόσχου Αλεξάνδρα 1

Transcript

1 ΑΝΤΙΣΤΡΟΦΗ ΤΟΥ ΤΑΝΥΣΤΗ ΤΗΣ ΣΕΙΣΜΙΚΗΣ ΡΟΠΗΣ ΚΑΙ ΥΠΟΛΟΓΙΣΜΟΣ ΣΕΙΣΜΙΚΩΝ ΠΑΡΑΜΕΤΡΩΝ Μόσχου Αλεξάνδρα 1 1 Εθνικό και Καποδιστριακό Πανεπιστήμιο Αθηνών, Τμήμα Γεωλογίας & Γεωπεριβάλλοντος, Τομέας Γεωφυσικής Γεωθερμίας, Πανεπιστημιούπολη, Αθήνα, amoshou@geol.uoa.gr ΣΥΝΟΨΗ Στην παρούσα εργασία αναπτύσσεται μια μεθοδολογία, η οποία βασίζεται στην αντιστροφή χωρικών κυματομορφών σε τηλεμετρικές αποστάσεις, προκειμένου να υπολογισθούν οι σεισμικές παράμετροι ισχυρών σεισμών. Η μέθοδος αυτή βασίζεται στην αντιστροφή του τανυστή σεισμικής ροπής κάνοντας χρήση της μεθόδου γενικευμένης αντιστροφής, η οποία στηρίζεται στην μέθοδο ιδιαζουσών τιμών. Κατά την εφαρμογή αυτής της μεθόδου υπολογίζεται η διαφορά μεταξύ παρατηρούμενων και συνθετικών σεισμογραμμάτων. Η βέλτιστη λύση προσδιορίζεται από την ελαχιστοποίηση αυτής της διαφοράς. Επίσης η μεθοδολογία αυτή τροποποιήθηκε και χρησιμοποιήθηκε σε περιφερειακές τοπικές αποστάσεις. Η προτεινόμενη μεθοδολογία εφαρμόστηκε σε σεισμούς που έγιναν σε διαφορετικές περιοχές της Ελλάδας κατά τη διάρκεια των τελευταίων ετών. Στην εργασία αυτή παρουσιάζεται ο πρόσφατος ισχυρός σεισμός του Λεωνιδίου που συνέβη στις 6 Ιανουαρίου του Επίσης επιλέχθηκαν σεισμοί ενδιαμέσου μεγέθους που έλαβαν χώρα σε διαφορετικά σεισμοτεκτονικά καθεστώτα χρησιμοποιώντας περιφερειακά κοντινά δεδομένα. ABSTRACT In this study a methodology is developed to determine the source parameters of earthquakes using the moment tensor inversion technique. This methodology is based on the body wave inversion in teleseismic distances. To calculate the seismic moment tensor the generalized inversion method is used based on the singular value decomposition. The best solution of the problem is obtained by minimizing the difference between the observed and synthetics seismograms. The proposed methodology was applied using large earthquakes that occurred recently in Greece. In this work an application concerning the 2008 Leonidio earthquake is presented using teleseismic data. In addition the method was adapted in order to be used for moderate earthquakes using regional local data. 1. ΜΕΘΟΔΟΛΟΓΙΑ Στην παρούσα μελέτη, αναπτύχθηκε και εφαρμόστηκε μια νέα μεθοδολογία, προκειμένου να υπολογιστούν οι σεισμικές παράμετροι σε τηλεμετρικές αποστάσεις. Για το σκοπό αυτό χρησιμοποιήθηκαν πέντε στοιχειώδεις μηχανισμοί γένεσης και γι

2 αυτούς υπολογίστηκαν οι αντίστοιχες συναρτήσεις Greens. Ο γραμμικός συνδυασμός των συναρτήσεων αυτών παράγει τις συνθετικές κυματομορφές, οι οποίες μπορούν άμεσα να συγκριθούν με τις αντίστοιχες παρατηρούμενες. Στο παρελθόν έχουν αναπτυχθεί και χρησιμοποιηθεί διάφορες μέθοδοι, για την εύρεση των στοιχείων του τανυστή τόσο στο πεδίο του χρόνου (KANAMORI, 1972), (LANGSTON & HELMBERGER, 1975), (HARTZELL & HEATON, 1983), (MADARIAGA & PAPADIMITRIOU, 1985), (PAPADIMITRIOU, 1988), (KIKUCHI & KANAMORI, 1991) όσο και στο πεδίο των συχνοτήτων (BRUNE, 1970), (GILBERT, 1973), (LANGSTON et al., 1982). Επειδή, τα δεδομένα είναι περισσότερα από τους αγνώστους η αντιστροφή του τανυστή επιτυγχάνεται με τη χρήση της μεθόδου γενικευμένης αντιστροφής που βασίζεται στην ανάλυση ιδιαζουσών τιμών (LANCZOS, 1950), (MENKE, 1994), (LAY & WALLACE, 1995). Η μέθοδος αυτή στηρίζεται στη θεωρία εύρεσης ιδιοτιμών και ιδιοδιανυσμάτων του τανυστή και στη συνέχεια καθορίζονται τα στοιχεία του πίνακα. Στην περίπτωση που η ορίζουσα του πίνακα μηδενίζεται δεν παρατηρείται μεταβολή όγκου (KIKUCHI, 1991), αντίθετα όταν η ορίζουσα δε μηδενίζεται τότε ο γενικευμένος τανυστής, αναλύεται σε δύο επιμέρους πίνακες από τους οποίους το κύριο μέρος αντιπροσωπεύει διπλό ζεύγος δυνάμεων, που εκφράζεται από τη διαδικασία διάρρηξης (LAY & WALLACE, 1995). Μια επέκταση της μεθόδου αυτής αναπτύχθηκε και για περιφερειακά - κοντινά δεδομένα (Δ<6 ). Σε αυτήν την περίπτωση τα στοιχειώδη συνθετικά σεισμογράμματα υπολογίζονται χρησιμοποιώντας τον κώδικα Axitra (BOUCHON,1981), (BOUCHON, 2003) όπως τροποποιήθηκε από τους (ZAHRADNIK et al. 2008). 2. ΠΡΟΕΤΟΙΜΑΣΙΑ ΔΕΔΟΜΕΝΩΝ Για την εφαρμογή της προτεινόμενης μεθοδολογίας, σε τηλεσεισμικές αποστάσεις, έγινε επιλογή σταθμών από το παγκόσμιο δίκτυο (Global Digital Seismic Network, GDSN). Επιλέχθηκαν ψηφιακά δεδομένα ευρέως φάσματος 3 συνιστωσών, σε επικεντρικές αποστάσεις 30 <Δ<90. Αρχικά αφαιρέθηκε η απόκριση του οργάνου, στη συνέχεια τα σεισμογράμματα μετατράπηκαν σε μετατόπιση και τέλος εφαρμόστηκε ζωνοπερατό φίλτρο συχνοτήτων εύρους Hz. Επίσης οι οριζόντιες συνιστώσες Ν, Ε περιστράφηκαν έτσι ώστε να μετατραπούν στις αντίστοιχες SV, SH. Η προτεινόμενη μεθοδολογία χρησιμοποιήθηκε και για σεισμούς μικρού ενδιαμέσου μεγέθους και έχουν καταγραφεί σε επικεντρικές αποστάσεις Δ<6. Χρησιμοποιήθηκαν κυρίως δεδομένα από σταθμούς που ανήκουν στο σεισμολογικό δίκτυο του Πανεπιστημίου Αθηνών όπως επίσης και άλλων δικτύων του ελληνικού και διεθνή χώρου. 3. ΕΦΑΡΜΟΓΕΣ Στο πρώτο μέρος αυτής της ενότητας γίνεται εφαρμογή της προτεινόμενης μεθοδολογίας για τον πρόσφατο σεισμό που έγινε στην Ελλάδα στις 6 Ιανουαρίου Ο σεισμός εντοπίστηκε στην περιοχή του Λεωνιδίου και είχε μέγεθος Μ w = 6.2. Στη συνέχεια η μέθοδος εφαρμόστηκε χρησιμοποιώντας κοντινά δεδομένα για τέσσερα γεγονότα που έλαβαν χώρα στην Ελλάδα, σε περιοχές με διαφορετικό σεισμοτεκτονικό καθεστώς κατά το χρονικό διάστημα Οι σεισμικές παράμετροι που προσδιορίστηκαν για τα προαναφερθέντα γεγονότα, τόσο κάνοντας

3 χρήση τηλεσεισμικών δεδομένων όσο και κοντινών, βρίσκονται σε συμφωνία με εκείνα που προέκυψαν από άλλες μελέτες. 3.1 ΣΕΙΣΜΟΣ ΛΕΩΝΙΔΙΟΥ 6 ΙΑΝΟΥΑΡΙΟΥ 2008 Στις 6 Ιανουαρίου 2008 (05:31 GMT) σημειώθηκε ισχυρή σεισμική, δόνηση μεγέθους Μ w = 6.2 ενδιάμεσου βάθους νοτιοανατολικά της Πελοποννήσου στην περιοχή του Λεωνιδίου. Το επίκεντρο του σεισμού τοποθετήθηκε 135 Km νότια της Αθήνας, και οι γεωγραφικές συντεταγμένες είναι Ν, Ε. O σεισμός, ο οποίος έγινε αισθητός σε ολόκληρη σχεδόν την Ελλάδα, εξαιτίας του βάθους του, δεν ακολουθήθηκε από ισχυρούς μετασεισμούς. Για τον υπολογισμό των συνθετικών κυματομορφών χρησιμοποιήθηκαν 10 σταθμοί εκ των οποίων εννέα συνιστώσες P, δύο συνιστώσες SV και πέντε συνιστώσες SH. Η κατανομή των σταθμών, όπως φαίνεται και στην εικόνα που ακολουθεί (εικ.1) παρουσιάζει καλή αζιμουθιακή κάλυψη, επίσης η σύγκριση των συνθετικών και παρατηρούμενων κυματομορφών βρίσκεται σε καλή συμφωνία, όπως μπορεί να παρατηρηθεί στους σταθμούς KEV, ACSO, LBTB, DBIC, τόσο στην κατακόρυφη συνιστώσα όσο και στις οριζόντιες. Η εφαρμογή της μεθόδου αντιστροφής έδειξε ότι ο τύπος της διάρρηξης είναι ανάστροφος και ο μηχανισμός γένεσης: φ=114, δ=75, και λ=120. Το βάθος προσδιορίστηκε στα 85 km και η σεισμική ροπή M 0 = dyn cm. Στην εικόνα 1 (εικ.1) παρουσιάζεται η προσομοίωση των σεισμικών κυμάτων καθώς και οι σεισμικές παράμετροι που προσδιορίστηκαν. Εικόνα 1: Προσομοίωση χωρικών κυματομορφών και προσδιορισμός σεισμικών παραμέτρων για το σεισμό του Λεωνιδίου 06/01/2008

4 3.2 ΣΕΙΣΜΟΣ ΤΡΙΧΩΝΙΔΑΣ 10 ΑΠΡΙΛΙΟΥ 2007 Μ w = 4.9 Ο Κορινθιακός κόλπος είναι μια ιδιαίτερη σεισμογενής περιοχή, όπου κάθε χρόνο καταγράφεται ένας αρκετά μεγάλος αριθμός σεισμών, με τον πιο πρόσφατο σεισμό εκείνον που συνέβη στην περιοχή του Αιγίου τον Ιούνιο του 1995 με μέγεθος M w = 6.2. Παρουσιάζει έντονη σεισμική δραστηριότητα καθώς περιλαμβάνει μεγάλα ενεργά ρήγματα όπως αυτά της Ελίκης, της Κορίνθου και του Ξυλόκαστρου (HATZFELD et al., 1999). Στις 10 Απριλίου 2007 (03:17 GMT) σεισμική δόνηση μεγέθους M w = 4.9 παρατηρήθηκε στην ευρύτερη περιοχή της λίμνης της Τριχωνίδας. Το σεισμό αυτό ακολούθησε μια σειρά γεγονότων ενδιάμεσων μεγεθών στην ίδια περιοχή με μεγαλύτερο εκείνον, ο οποίος καταγράφηκε την ίδια μέρα στις 10:41 (GMT) μέγεθους M w = 5.2. Κατα την επεξεργασία των δεδομένων χρησιμοποιήθηκαν έξι σταθμοί τριών συνιστωσών, συμπεριλαμβανομένων και σταθμών από το σεισμολογικό δίκτυο του Πανεπιστημίου Αθηνών, Καλιθέα (KALE) και Aταλάντη (ATAL). Η προσομοίωση των σεισμικών κυμάτων (εικ.2) υποδεικνύει κανονικό ρήγμα διεύθυνσης σχεδόν Ανατολής Δύσης. Οι σεισμικές παράμετροι έχουν υπολογιστεί με σχετικά καλή ακρίβεια παρόλο που η αζιμουθιακή κατανομή δεν είναι ικανοποιητική. Με τη διαδικασία της αντιστροφής υπολογίστηκαν οι σεισμικές παράμετροι: φ=279, δ=82, λ= - 86, το βάθος στα 7 Km και η σεισμική ροπή Μ 0 = dyn cm. Ο μηχανισμός γένεσης του σεισμού και η προσομοίωση των σεισμικών κυμάτων απεικονίζεται στην εικόνα 2. Εικόνα 2: Προσομοίωση σεισμικών κυμάτων και προσδιορισμός σεισμικών παραμέτρων για το σεισμό της Τριχωνίδας 10/04/2007 (03:17, GMT) 3.4 ΣΕΙΣΜΟΣ ΖΑΚΥΝΘΟΥ 30 ΔΕΚΕΜΒΡΙΟΥ 2007, M w = 5.6 Στις 30 Δεκεμβρίου 2007 (06:42 GMT) σεισμική δόνηση μεγέθους M w = 4.7 σημειώθηκε στην περιοχή της Ζακύνθου με γεωγραφικές συντεταγμένες 37.71, Για την αντιστροφή χρησιμοποιήθηκαν πέντε σταθμοί τριών συνιστωσών. Ο μηχανισμός γένεσης του σεισμού που προσδιορίστηκε ανέδειξε ανάστροφο ρήγμα με παραμέτρους φ=291, δ=48, λ=63. Το βάθος προσδιορίστηκε στα 14 Km και η

5 σεισμική ροπή Μ 0 = dyn cm. Το αποτέλεσμα της αντιστροφής απεικονίζεται στην εικόνα 3. Εικόνα 3: Μηχανισμός γένεσης και προσομοίωση σεισμικών κυμάτων που προέκυψε από την αντιστροφή για το σεισμό της Ζακύνθου 30/12/ ΣΕΙΣΜΟΙ ΚΡΗΤΗΣ 28 ΜΑΡΤΙΟΥ 2008, M w = ΑΠΡΙΛΙΟΥ 2008, M w = 4.2 Στο διάστημα Μαρτίου Απριλίου 2008 δύο γεγονότα ενδιάμεσων μεγεθών παρατηρήθηκαν στην περιοχή της Κρήτης. Ο πρώτος έλαβε χώρα στις 28 Μαρτίου 2008 (00:16 GMT), είχε μέγεθος M w =5.6 και εντοπίστηκε νότια της Κρήτης. Η αντιστροφή με βάση την επεξεργασία περιφερειακών δεδομένων ανέδειξε μηχανισμό γένεσης: φ=109, δ=71, λ=99, με χαρακτήρα ανάστροφης διάρρηξης. Το βάθος της εστίας προσδιορίστηκε στα 45 km και η σεισμική ροπή M 0 = dyn cm. Το αποτέλεσμα της αντιστροφής, και οι σεισμικές παράμετροι που προέκυψαν απεικονίζονται στην εικόνα 4. Εικόνα 4: Προσομοίωση σεισμικών κυμάτων και μηχανισμός γένεσης που προέκυψε από την αντιστροφή για το σεισμό της Κρήτης 28/03/2008

6 Λίγες ημέρες αργότερα, συνέβη ο δεύτερος σεισμός στην ίδια περιοχή και είχε μέγεθος λίγο μικρότερο από τον προηγούμενο. Σε αυτήν την περίπτωση η μέθοδος της αντιστροφής υπέδειξε επίσης ανάστροφο ρήγμα με μηχανισμό γένεσης φ=149, δ=47, λ=161, το βάθος του σεισμού εντοπίστηκε στα 10 km και η σεισμική ροπή Μ 0 = dyn cm. Το αποτέλεσμα της αντιστροφής παρουσιάζεται στην εικόνα 5. Εικόνα 5: Μηχανισμός γένεσης και προσομοίωση σεισμικών κυμάτων για το σεισμό της Κρήτης 12/04/2008 Και για τα δύο γεγονότα που μελετήθηκαν, όπως μπορεί να παρατηρήσει κανείς από τις εικόνες 4 και 5 χρησιμοποιήθηκαν οι σταθμοί που βρίσκονται στην ευρύτερη περιοχή της Κρήτης. Παρόλο που η αζιμουθιακή κατανομή δεν είναι ικανοποιητική οι σεισμικές παράμετροι υπολογίστηκαν με σχετικά καλή ακρίβεια. 4. ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ Η παρούσα εργασία αναφέρεται σε μια νέα μεθοδολογία που αναπτύχθηκε με στόχο να προσδιοριστούν οι σεισμικές παράμετροι ενός σεισμού τόσο σε τηλεμετρικές αποστάσεις (30 <Δ<90 ) όσο και σε περιφερειακές κοντινές μικρότερες των (Δ<6 ). Για τηλεμετρικές αποστάσεις η μεθοδολογία αυτή εφαρμόστηκε επιτυχώς στους πρόσφατους ισχυρούς σεισμούς που έχουν γίνει στον ευρύτερο Ελληνικό χώρο. Η μεθοδολογία αυτή χρησιμοποιήθηκε και για σεισμούς με σχετικά μικρά μεγέθη προκειμένου να υπολογίζονται οι σεισμικές παράμετροι και σε αυτήν την περίπτωση. Έτσι είναι δυνατόν να υπολογιστεί ο τανυστής σεισμικής ροπής και για μικρά μεγέθη με άμεση εφαρμογή την καλύτερη γνώση του σεισμοτεκτονικού καθεστώτος της περιοχής αφού μηχανισμός γένεσης, το βάθος της εστίας καθώς και το μέγεθος της σεισμικής ροπής Μ w προσδιορίζονται με μεγαλύτερη ακρίβεια.

7 5. ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΚΕΣ ΑΝΑΦΟΡΕΣ BOUCHON, M. (1981). A simple method to calculate Green s functions for elastic layered media. Bull. Seis. Soc. Am. 71, BOUCHON, M. (2003). A review of the discrete wavenumber method, Pure appl. Geophys. 160, BRUNE, J. (1970). Tectonic stress and spectra of seismic shear waves. J.Geophys. Res., 75, FUTTERMANN, W. (1962). Dispersive body waves. J. Geophys. Res., 67, 1 29 GUILBERT, F. (1970). Excitation of the normal modes of the earth by earthquake sources, Geophys. J. R. Astr. Soc., 22, KANAMORI, H. (1972). Determination of effective tectonic stress associated with earthquake faulting, the Tottori earthquake of Phys. Earth. Planet. Interiors, 5, LANCZOS, C. (1950). An iteration method for the solution of the eigenvalues problem of linear differential operators, J. Res. N. B. S., 45, MEJU, M. (1994). Geophysical Data Analysis: Understanding Inverse Problem Theory and Practise, Course Notes Series, Volume 6, S. N. Domenico. PAPADIMITRIOU, P. (1988). Etude de la structure du manteau superieur del Europe et modelisation des ondes de volume engendress par des seismes egeens. Doctorat de l Universite Paris VII, Paris France. HARTZELL, S., & HEATON, T. (1983). Inversion of strong ground motion and teleseismic waveform data for the fault rupture history of the 1979 Valley, California earthquake, Bull. Seism. Soc Am. 76, KIKUCHI, M., & KANAMORI, H. (1991). Inversion of complex body waves III, Bull. Seism. Soc. Am., 81 (6), LANGSTON., C., & HELMBERGER, D. (1975). A procedure of modeling shallow dislocation sources, Geophysics, J. R. Astr. Soc., 42, LAY, T., & WALLACE, T. (1995). Modern Global Seismology, Press, New York LANGSTON, C., BARKER, J., & PAVLIN, G., (1982). Point source inversion techniques, Physics of the Earth and Planetary Interiors, 30, ZAHRADNIK. J., SOKOS, E., SERPETSIDAKI, A., & TSELENTIS, G. (2008). The M w 6.2 Leonidio, southern Greece earthquake of January 6, 2008: Preliminary identification of the fault plane, Report submitted to EMSC ZAHRADNIK. J., JANSKY, J., & PLICKA, V. Moment tensors by waveform inversion of M ~ 4 events in the Corinth Gulf, Greece practical aspects. HATZFELD, D., KARAKOSTAS, V., ZIAZIA, M., KASSARAS, I., PAPADIMITRIOU, E., MAKROPOULOS, K., VOULGARIS, N., & PAPAIOANNOU, CH. (1999). Microseismicity and faulting geometry in the Gulf of Corinth (Greece). Geophysical Journal International, 14,