Ο σεισμός των Κυθήρων στις 8 Ιανουαρίου 2008 και η μετασεισμική του ακολουθία The 8 January 2006 Mw=6.7 Kythira Earthquake and its Aftershocks

Transcript

1 3 o Πανελλήνιο Συνέδριο Αντισεισμικής Μηχανικής & Τεχνικής Σεισμολογίας 5 7 Νοεμβρίου, 2008 Άρθρο 1899 Ο σεισμός των Κυθήρων στις 8 Ιανουαρίου 2008 και η μετασεισμική του ακολουθία The 8 January 2006 Mw=6.7 Kythira Earthquake and its Aftershocks Μαρία Ειρήνη Νικολήνταγα 1, Βασίλειος Καρακώστας 2, Ελευθερία Παπαδημητρίου 3, Φίλιππος Βαλλιανάτος 4 ΠΕΡΙΛΗΨΗ : Στις 8 Ιανουαρίου 2006 (11:34 UTC) ένας ενδιαμέσου βάθους ισχυρός σεισμός (Mw=6.7), έπληξε τη νοτιοδυτική περιοχή του Αιγαίου προκαλώντας περιορισμένες βλάβες στα κοντινά νησιά Κύθηρα και Αντικύθηρα καθώς και στη δυτική Κρήτη. Η επικεντρική περιοχή ανήκει στο νοτιοδυτικό τμήμα του ελληνικού τόξου το οποίο είναι γνωστό ότι συνδέεται με τη γένεση τόσο επιφανειακών όσο και ενδιαμέσου βάθους ισχυρών σεισμών οι οποίοι οφείλονται στην κατάδυση της ωκεάνιας λιθόσφαιρας της ανατολικής Μεσογείου κάτω από το Αιγαίο. Όπως προκύπτει από τη χωρική κατανομή των υπολογισμένων με ακρίβεια εστιών των μετασεισμών και το μηχανισμό γένεσης του κύριου σεισμού, η διάρρηξη έλαβε χώρα σε ένα δεξιόστροφο ρήγμα διεύθυνσης. Η εστία του σεισμού εντοπίστηκε στο κατώτερο τμήμα του ρήγματος σε βάθος 75 km, μέσα στην καταδυόμενη πλάκα. Οι εστίες των μετασεισμών από τις 8 μέχρι τις 31 Ιανουαρίου 2006 κατανέμονται σε βάθη από km καθορίζοντας ένα σχεδόν κατακόρυφο επίπεδο με μήκος 28 km και πλάτος 20 km. ABSTRACT : A strong (M w =6.7) intermediate depth earthquake occurred on 8 January 2006 (11:34 UTC) in southwestern Aegean Sea (Greece) causing limited damage to structures on the nearby islands of Kythira and Antikythira, as well as in western Crete Island. The epicentral area belongs to the SW segment of the Hellenic Arc, which is known to be associated with the occurrence of large shallow and intermediate depth earthquakes, mainly due to th subduction of the Eastern Mediterranean oceanic lithosphere under the Aegean microplate. The main shock occurred on a dextral strike slip fault at a depth of 75 km, within the descending slab, as it is revealed by both, the spatial distribution of the accurately located aftershocks and its fault plane solution determined in the present study and implying a slab-pull event. The aftershock activity from 8 to 31 January 2006 is distributed in depths ranging from 55 to 75 km, and being comprised in an almost rectangular and vertical plane with a length equal to 28 km and a width of 20 km, adequately defines the dimensions of the rupture area. 1 Υποψήφια Διδάκτορας, Τμήμα Γεωλογίας, Αριστοτέλειο Πανεπιστήμιο Θεσσαλονίκης, inikolin@geo.auth.gr 2 Επίκουρος Καθηγητής, Τμήμα Γεωλογίας, Αριστοτέλειο Πανεπιστήμιο Θεσσαλονίκης, vkarak@geo.auth.gr 3 Καθηγήτρια, Τμήμα Γεωλογίας, Αριστοτέλειο Πανεπιστήμιο Θεσσαλονίκης, ritsa@geo.auth.gr 4 Αναπληρωτής Καθηγητής, Τμήμα Φυσικών πόρων και Περιβάλλοντος, Τεχνολογικό Εκπαιδευτικό Ίδρυμα Κρήτης, fvallian@chania.teicrte.gr

2 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Στις 8 Ιανουαρίου 2006 ισχυρή σεισμική δόνηση (M w =6.7) εκδηλώθηκε στο νοτιοδυτικό τμήμα του Ελληνικού Τόξου (Σχήμα 1). Το επίκεντρο του κύριου σεισμού προσδιορίστηκε κοντά στο νησί των Κυθήρων ( N E), ενώ το εστιακό βάθος υπολογίστηκε ίσο με 75 km. Η ευρύτερη επικεντρική περιοχή είχε προσδιοριστεί ως πιθανή πηγή μελλοντικού ισχυρού σεισμού από τους Papazachos et al. (2002) και Tzanis & Vallianatos (2003), οι οποίοι εντόπισαν ανεξάρτητα επιταχυνόμενη απελευθέρωση ενέργειας στην περιοχή αυτή. Το σχετικά μεγάλο μέγεθος του κύριου σεισμού είχε ως αποτέλεσμα να γίνει αισθητός σε ολόκληρη τη νότια Ελλάδα, καθώς και στη νότια Ιταλία, Αίγυπτο, Κύπρο, Τουρκία, Ισραήλ, Λίβανο, Συρία και Ιορδανία. Ωστόσο, δεν παρατηρήθηκαν σοβαρές ζημιές, παρά μόνο περιορισμένες βλάβες σε κατασκευές στην περιοχή των Κυθήρων και στην πόλη των Χανίων (ΒΔ Κρήτη). Η μέγιστη εδαφική επιτάχυνση (Peak Ground Acceleration, PGA) που καταγράφηκε στο νησί των Κυθήρων ήταν σχετικά μικρή (a g =0.12g) (ΙΤΣΑΚ, 2006) εξαιτίας του ενδιαμέσου βάθους της σεισμικής εστίας. Το νότιο Αιγαίο είναι μία από τις περισσότερο σεισμικά ενεργές περιοχές της Μεσογείου επιδεικνύοντας πλούσιες ιστορικές καταγραφές καταστροφικών επιφανειακών σεισμών με μεγέθη μέχρι περίπου 8.3 (Papazachos and Papazachou, 2003). Ιδιαίτερο γεωτεκτονικό χαρακτηριστικό της ευρύτερης περιοχής αποτελεί η Ελληνική Τάφρος, όπου η ωκεάνια λιθόσφαιρα της Ανατολικής Μεσογείου (μπροστινό τμήμα της Αφρικανικής πλάκας) βυθίζεται κάτω από τη μικροπλάκα του Αιγαίου, σχηματίζοντας μία ζώνη με έντονη σεισμική δραστηριότητα, η οποία κλίνει προς το εσωτερικό, κοίλο τμήμα της τάφρου, μέχρι το βάθος των 200 km περίπου (Papazachos and Comninakis, 1970, 1971, Papazachos, 1990, Papazachos et al., 2000). Στα βορειοανατολικά της τάφρου, το Ελληνικό Τόξο (Πελοπόννησος-Κύθηρα-Κρήτη) περιλαμβάνει το πρίσμα επαύξησης και βορειότερα, τη λεκάνη του νοτίου Αιγαίου (Κρητικό Πέλαγος) και το ηφαιστειακό τόξο (Σχήμα 1). 2

3 Σχήμα 1. Περιοχή μελέτης: βασικά γεωτεκτονικά χαρακτηριστικά και δομές του νοτιοδυτικού τμήματος του Ελληνικού Τόξου. Μηχανισμοί γένεσης των επιφανειακών (h<60 km) και ενδιαμέσου βάθους (h 60 km) σεισμών με μέγεθος σεισμικής ροπής M W 6.0. Οι σεισμοί ενδιαμέσου βάθους κατά μήκος του νοτιοδυτικού τμήματος του Ελληνικού Τόξου σκιαγραφούν την καταδυόμενη πλάκα, ενώ οι επιφανειακοί σεισμοί με ανάστροφους μηχανισμούς γένεσης περιγράφουν μια ενεργή σεισμογενή ζώνη επαφής μεταξύ των δύο πλακών. Σήμερα, το Ελληνικό Τόξο χαρακτηρίζεται από ένα μέτριο ρυθμό εφελκυσμού παράλληλο στο τόξο και ισχυρή συμπίεση κάθετα σε αυτό (Kahle et al., 1998). Ο ρυθμός σύγκλισης, ίσος περίπου με 4.5 cm/y, είναι αρκετά μεγάλος ώστε να δημιουργεί στην Ελληνική Τάφρο οπισθοκύλιση (Le Pichon & Angelier, 1979), που οδηγεί σε επέκταση της υπερκείμενης πλάκας. Ο τανυστής τάσης που προκύπτει από το άθροισμα των τανυστών σεισμικής ροπής στην οπισθότοξη περιοχή του Αιγαίου, δείχνει ότι ολόκληρη η οπισθότοξη περιοχή επεκτείνεται στη διεύθυνση Βορράς-Νότος και λεπταίνει τόσο κατακόρυφα όσο και κατά τη διεύθυνση Ανατολής-Δύσης (Sonder & England, 1986). Από εδώ προκύπτει ότι η διεύθυνση της οπισθότοξης επέκτασης είναι πλάγια στη διεύθυνση οπισθοκύλισης της τάφρου. 3

4 Όλοι οι αξιόπιστοι μηχανισμοί γένεσης των ισχυρών σεισμών που έγιναν στο δυτικό τμήμα του Ελληνικού Τόξου φαίνονται στο Σχήμα 1. Παρατηρούμε ότι κυριαρχούν τα ανάστροφα ρήγματα μικρής γωνίας κλίσης. Στη ΝΔ Κρήτη τα ρήγματα (επιφανειακοί σεισμοί, βάθους μέχρι 40 km) έχουν παράταξη ΒΔ-ΝΑ, παράλληλη προς τις ακτές και κλίνουν από το κυρτό προς το κοίλο τμήμα του Ελληνικού Τόξου, ακολουθώντας τη ζώνη Benioff. Από τους μηχανισμούς γένεσης φαίνεται πως ο άξονας της μέγιστης συμπίεσης είναι κάθετος προς τις ακτές. Τα ρήγματα αυτά σχετίζονται με τη διαδικασία της εφίππευσης της λιθόσφαιρας του Αιγαίου πάνω στη λιθόσφαιρα της Ανατολικής Μεσογείου. Η οπισθότοξη περιοχή χαρακτηρίζεται από εφελκυσμό Β-Ν, ο οποίος οδηγεί σε ολίσθηση κανονικών ρηγμάτων με παράταξη περίπου Α-Δ (Benetatos et al., 2004). Οι σεισμοί ενδιαμέσου βάθους σχετίζονται με διαρρήξεις διεύθυνσης με σημαντική ανάστροφη συνιστώσα. Οι άξονες μέγιστης συμπίεσης είναι παράλληλοι στη διεύθυνση του Ελληνικού Τόξου, ενώ οι άξονες μέγιστου εφελκυσμού είναι κάθετοι σε αυτή τη διεύθυνση και παράλληλοι στη διεύθυνση κλίσης της ζώνης Benioff (Kiratzi & Papazachos, 1995, Benetatos et al., 2004). Σύμφωνα με τους Bohnhoff et al. (2005) οι μηχανισμοί γένεσης των σεισμών που έχουν την εστία τους μέσα στην καταδυόμενη λιθόσφαιρα υποδηλώνουν ότι η βαρυτική έλξη είναι η δεσπόζουσα δύναμη στη διαδικασία της κατάδυσης, η οποία είναι επίσης υπεύθυνη για την οπισθοκύλιση της Ελληνικής ζώνης κατάδυσης. Προηγούμενες μελέτες (Hatzfeld & Martin, 1992, Knapmeyer, 1999, Papazachos et al., 2000) χρησιμοποιώντας τις εστίες σεισμών του νοτίου Αιγαίου ανέδειξαν μια καλοσχηματισμένη ζώνη Wadati-Benioff η οποία κλίνει προς το κεντρικό Αιγαίο φτάνοντας σε βάθος περίπου 200 km. Η ωκεάνια λιθόσφαιρα βυθίζεται με γωνία 30 περίπου μέχρι το βάθος των 100 km, και στη συνέχεια, σε μεγαλύτερα βάθη, γίνεται πιο απότομη, περίπου ίση με 45. Μελέτες σεισμικής τομογραφίας, που διεξήχθησαν στην ευρύτερη περιοχή, παρέχουν μία εικόνα της καταδυόμενης πλάκας σε πολύ μεγαλύτερα βάθη, η οποία εντοπίζεται στα βορειοανατολικά στο βάθος των 600 km (Papazachos et al., 1995, Wortel & Spakman, 2000). Η σεισμική δραστηριότητα που ξεκίνησε με το σεισμό της 8 ης Ιανουαρίου 2006 αποτέλεσε το κίνητρο για την παρούσα μελέτη, με σκοπό να διασαφηνίσει με μεγαλύτερη λεπτομέρεια τη γεωμετρία της καταδυόμενης πλάκας. Οι εστιακές συντεταγμένες των μετασεισμών επαναπροσδιορίστηκαν χρησιμοποιώντας υψηλής ποιότητας ψηφιακές σεισμολογικές καταγραφές και ένα καινούριο μονοδιάστατο μοντέλο ταχύτητας διάδοσης των επιμήκων κυμάτων στο νοτιοδυτικό τμήμα του Ελληνικού Τόξου, με σκοπό να ελαχιστοποιήσουμε τα μέσα σφάλματα. Στηριζόμενοι στις ακριβείς εστιακές παραμέτρους τόσο του κυρίως σεισμού όσο και αυτών της μετασεισμικής του ακολουθίας, καταλήγουμε στην λεπτομερή περιγραφή των χαρακτηριστικών της κύριας διάρρηξης και συνεισφέρουμε στη γνώση για τη γεωμετρία της ζώνης Wadati-Benioff σε αυτό το τμήμα του Ελληνικού Τόξου. Συμπληρωματικά στα παραπάνω δεδομένα χρησιμοποιήσαμε όλες τις διαθέσιμες φάσεις από το Διεθνές Σεισμολογικό Κέντρο (International Seismological Center, ISC) για να επαναπροσδιορίσουμε τις εστιακές παραμέτρους των σεισμών που εκδηλώθηκαν στην περιοχή που ορίζεται μεταξύ βόρειο γεωγραφικό πλάτος και ανατολικό γεωγραφικό μήκος και καλύπτει χρονικά την περίοδο μεταξύ του Ιανουαρίου 1964 έως το Μάρτιο ΣΕΙΣΜΟΛΟΓΙΚΑ ΔΕΔΟΜΕΝΑ ΠΟΥ ΧΡΗΣΙΜΟΠΟΙΗΘΗΚΑΝ 4

5 Στην παρούσα εργασία χρησιμοποιήθηκαν δύο διαφορετικές ομάδες σεισμολογικών δεδομένων, με σκοπό τη μελέτη της μετασεισμικής ακολουθίας του σεισμού των Κυθήρων και τη βελτίωση των εστιακών παραμέτρων των σεισμών που έχουν καταγραφεί στο νοτιοδυτικό τμήμα του Ελληνικού Τόξου. Η πρώτη ομάδα δεδομένων περιέχει τις καταγραφές της μετασεισμικής δραστηριότητας για τη χρονική περίοδο μεταξύ 8 και 31 Ιανουαρίου 2006, όπου ο ρυθμός της σεισμικής δραστηριότητας ήταν υψηλός, σε τοπικά και περιφερειακά σεισμολογικά δίκτυα (Σχήμα 2). Η δεύτερη ομάδα δεδομένων περιέχει όλους τους διαθέσιμους χρόνους άφιξης των επιμήκων και εγκάρσιων σεισμικών κυμάτων που καταγράφηκαν σε σεισμολογικούς σταθμούς τόσο στην Ελλάδα όσο και σε γειτονικές χώρες και περιέχονται στη βάση δεδομένων του Διεθνούς Σεισμολογικού Κέντρου. Σχήμα 2. Θέσεις των σεισμολογικών σταθμών που χρησιμοποιήθηκαν για τη μελέτη της μετασεισμικής ακολουθίας του σεισμού των Κυθήρων: με ρόμβους περιγράφονται οι θέσεις των σταθμών του Σεισμολογικού Δικτύου Κρήτης, με τετράγωνα οι θέσεις των σταθμών του δικτύου της Geofon, με κύκλους οι σταθμοί του Γεωδυναμικού Ινστιτούτου του Αστεροσκοπείου Αθηνών και τέλος με ανεστραμμένα τρίγωνα οι σταθμοί του Σεισμολογικού δικτύου του τμήματος Γεωφυσικής του Αριστοτελείου Πανεπιστημίου Θεσσαλονίκης. Πιο συγκεκριμένα, ο κύριος όγκος των δεδομένων για τον προσδιορισμό των εστιακών παραμέτρων του σεισμού των Κυθήρων και της μετασεισμικής του ακολουθίας προέρχεται από τους σταθμούς του Σεισμολογικού Δικτύου Κρήτης (Seismological Network of Crete, 5

6 SNC) που λειτουργεί υπό την επίβλεψη του Εργαστηρίου Γεωφυσικής και Σεισμολογίας του Τεχνολογικού Εκπαιδευτικού Ιδρύματος Κρήτης από τα τέλη του Το δίκτυο αποτελείται από 10 σεισμολογικούς σταθμούς (εννέα σταθμούς βραχείας περιόδου και ένα σταθμό ευρέως φάσματος) εξοπλισμένους με υψηλής ανάλυσης 24-bits ψηφιοποιητές τύπου Reftek 130 και αισθητήρες τριών συνιστωσών, Guralp CMG-40T και Sercel L-4-3D, 1Hz. Συλλέχθηκαν επίσης και αναλύθηκαν όλες οι διαθέσιμες κυματομορφές από τους σεισμολογικούς σταθμούς που λειτουργούν από τη Geofon στην περιοχή του νοτίου Αιγαίου. Επιπροσθέτως, χρησιμοποιήθηκαν οι χρόνοι άφιξης των σεισμικών κυμάτων σε σταθμούς του μόνιμου δικτύου του Γεωδυναμικού Ινστιτούτου του Εθνικού Αστεροσκοπείου Αθηνών καθώς και των κυματομορφών που καταγράφηκαν στους σταθμούς του Σεισμολογικού δικτύου του Τομέα Γεωφυσικής του Αριστοτέλειου Πανεπιστήμιου Θεσσαλονίκης (Σχήμα 2). Η μετασεισμική δραστηριότητα, η οποία διήρκεσε περίπου τρεις εβδομάδες, καταγράφηκε επαρκώς από τους σταθμούς του τοπικού δικτύου (SNC) δίνοντάς μας τη δυνατότητα να προσδιορίσουμε με σημαντική ακρίβεια τις εστιακές παραμέτρους. Η εγγύτητα των τοπικών σεισμολογικών σταθμών στην επικεντρική περιοχή καθώς και η επαρκής αζιμουθιακή κάλυψη της περιοχής συμβάλλουν σημαντικά στον ακριβή προσδιορισμό των εστιακών παραμέτρων και κυρίως στον προσδιορισμό του εστιακού βάθους τόσο του κύριου σεισμού όσο και της πλειονότητας των μετασεισμών. Στο Σχήμα 3 φαίνονται τα ιστογράμματα των επικεντρικών αποστάσεων του πλησιέστερου σταθμού για όλους τους καταγεγραμμένους μετασεισμούς (αριστερά) και της μέγιστης γωνίας μεταξύ του επικέντρου και δύο διαδοχικών σταθμών (GAP), (δεξιά). Στις περισσότερες περιπτώσεις, ο πλησιέστερος σταθμός στο επίκεντρο βρίσκεται σε μία απόσταση μικρότερη από 50 km, ενώ σχεδόν όλοι οι σεισμοί που καταγράφηκαν καλύπτονται αζιμουθιακά από το σεισμολογικό δίκτυο (GAP 180 ). Σχήμα 3. Ιστογράμματα των επικεντρικών αποστάσεων του πλησιέστερου σταθμού για όλους τους καταγεγραμμένους μετασεισμούς (αριστερά) και της μέγιστης γωνίας μεταξύ του επικέντρου και δύο διαδοχικών σταθμών (GAP), (δεξιά). Για τον επαναπροσδιορισμό της σεισμικής δραστηριότητας που εκδηλώνεται στην ευρύτερη περιοχή μελέτης χρησιμοποιήθηκαν τα δελτία φάσεων του Διεθνούς Σεισμολογικού Κέντρου ( που είναι διαθέσιμα από το Συλλέχθηκαν όλοι οι χρόνοι άφιξης των επιμήκων και εγκαρσίων κυμάτων που καταγράφηκαν σε σεισμολογικούς σταθμούς σε επικεντρικές αποστάσεις μικρότερες των 10. Εξαιτίας του περιορισμένου αριθμού σεισμολογικών σταθμών στον Ελληνικό χώρο πριν από τη δεκαετία του 1980, η ποιότητα του 6

7 δείγματος δεδομένων είναι μάλλον χαμηλή. Ωστόσο, η σταδιακή εγκατάσταση σεισμολογικών σταθμών είχε ως επακόλουθο τη βελτίωση της ποιότητας των δεδομένων, κυρίως από το 1981 και μετά ( Σχήμα 4). Σχήμα 4. Σεισμολογικοί σταθμοί που λειτούργησαν πριν και μετά το 1981 απεικονίζονται με τρίγωνα και τετράγωνα αντίστοιχα. ΔΙΑΔΙΚΑΣΙΑ ΕΠΑΝΑΠΡΟΣΔΙΟΡΙΣΜΟΥ ΤΩΝ ΕΣΤΙΑΚΩΝ ΠΑΡΑΜΕΤΡΩΝ Για τον ακριβέστερο προσδιορισμό των εστιακών παραμέτρων του κύριου σεισμού των Κυθήρων, της μετασεισμικής του ακολουθίας, καθώς και της προγενέστερης σεισμικότητας της ευρύτερης περιοχής, χρησιμοποιήθηκε το πρόγραμμα HYPOINVERSE (Klein, 2000). Ωστόσο, επειδή οι επικεντρικές αποστάσεις των διαθέσιμων σεισμολογικών σταθμών διαφέρουν σημαντικά σε κάθε περίπτωση, χρησιμοποιήθηκαν δύο διαφορετικά μοντέλα του φλοιού της Γης. Για τη μετασεισμική ακολουθία χρησιμοποιήθηκε μοντέλο που αποτελείται από πέντε οριζόντια στρώματα που βρίσκονται πάνω σε ημιχώρο. Αποτελεί συνδυασμό ενός μοντέλου που προτάθηκε από τους Nikolintaga et al. (2007), το οποίο προέκυψε από τις καμπύλες χρόνων διαδρομής των σεισμών που καταγράφηκαν από του σταθμούς του τοπικού δικτύου (SNC) και των σταθμών της Geofon και του μοντέλου που προτείνουν οι Papazachos et al., (2000) στηριζόμενοι στα αποτελέσματα σεισμικής τομογραφίας των Papazachos & Nolet (1997). Για τον επαναπροσδιορισμό της προγενέστερης σεισμικότητας 7

8 χρησιμοποιήθηκε μοντέλο το οποίο αποτελείται από δύο στρώματα, το γρανιτικό και το βασαλτικό, που βρίσκονται πάνω από ημιχώρο (Panagiotopoulos 1985). Πίνακας 1. Μοντέλο ταχύτητας που χρησιμοποιήθηκε για τον προσδιορισμό των εστιακών παραμέτρων του σεισμού των Κυθήρων και των μετασεισμών που εκδηλώθηκαν στο νοτιοδυτικό τμήμα του Ελληνικού Τόξου (Nikolintaga et al., 2007). V P (km/s) Depth (km) Στον Πίνακα 1 δίνονται οι τιμές της ταχύτητας διάδοσης των επιμήκων κυμάτων σε κάθε ένα από τα στρώματα και στον ημιχώρο καθώς και τα αντίστοιχα πάχη των στρωμάτων. Ο υπολογισμός της ταχύτητας διάδοσης των εγκαρσίων κυμάτων γίνεται έμμεσα θεωρώντας τη μέση τιμή του λόγου ταχυτήτων V P /V S = 1.78 ± 0.01 (Nikolintaga et al., 2007). Η τιμή αυτή είναι σε συμφωνία με τα αποτελέσματα προγενέστερων μελετών που πραγματοποιήθηκαν στην περιοχή. Οι Hatzfeld et al., (1990) υπολόγισαν την τιμή του λόγου ίση με 1.79, ενώ οι Chabalier et al., (1992) ίση με Η χρήση ενός μονοδιάστατου μοντέλου ταχύτητας έχει ως συνέπεια τη δημιουργία δύο σημαντικών προβλημάτων. Το πρώτο οφείλεται στις πλευρικές ανομοιογένειες και μπορεί να αντιμετωπισθεί με τον υπολογισμό των χρονικών υπολοίπων και την ενσωμάτωσή τους στη διαδικασία υπολογισμού των εστιακών παραμέτρων χρησιμοποιώντας τις τιμές αυτές ως χρονικές διορθώσεις σε κάθε σεισμολογικό σταθμό. Με αυτό τον τρόπο λαμβάνονται υπόψη οι αποκλίσεις μεταξύ της πραγματικής δομής και ενός θεωρητικού μοντέλου. Το δεύτερο πρόβλημα προκύπτει από τις διαστάσεις της περιοχής μελέτης: εάν πρόκειται για μία μικρή περιοχή τότε η διαδρομή που ακολουθούν οι σεισμικές ακτίνες από την εστία κάθε σεισμού μέχρι τους σεισμολογικούς σταθμούς είναι σχεδόν η ίδια, επιτρέποντας έτσι τον υπολογισμό ενός αξιόπιστου μέσου χρονικού υπολοίπου. Εάν όμως η έκταση της περιοχής μελέτης είναι σχετικά μεγάλη, τότε οι επικεντρικές αποστάσεις και οι διαδρομές των σεισμικών ακτίνων διαφορετικών σεισμών στον ίδιο σεισμολογικό σταθμό ποικίλουν σημαντικά και τα χρονικά υπόλοιπα που υπολογίζουμε δεν μπορούν να συνεισφέρουν στη βελτίωση της ακρίβειας προσδιορισμού των εστιακών παραμέτρων. Ο λόγος για τον οποίο επιλέχθηκε η χρησιμοποίηση του προγράμματος HYPOINVERSE είναι ότι έχει τη δυνατότητα χρήσης διαφορετικών μοντέλων ταχυτήτων, κάθε ένα από τα οποία ανταποκρίνεται σε σεισμούς που ανήκουν σε διαφορετικές περιοχές, οι οποίες ορίζονται από το χρήστη και αναγνωρίζονται από το πρόγραμμα αυτόματα. Με τον τρόπο αυτό μπορούν να χρησιμοποιηθούν οι χρονικές διορθώσεις που έχουν υπολογιστεί για τους σταθμούς στις διάφορες υποπεριοχές που έχουν διακριθεί και να προσδιοριστούν με μεγαλύτερη ακρίβεια οι εστιακές συντεταγμένες των σεισμών. Στην παρούσα εργασία υπολογίστηκαν οι χρονικές διορθώσεις για τη μετασεισμική ακολουθία χωρίς τη διάκριση επιμέρους περιοχών, μιας και η περιοχή που καλύπτουν οι μετασεισμοί είναι σχετικά μικρή. Για τον επαναπροσδιορισμό των εστιακών παραμέτρων της 8

9 προγενέστερης σεισμικότητας έγινε διάκριση των σεισμών σε ομάδες με βάση τη χωρική τους κατανομή (οριζόντια και σε συνάρτηση με το βάθος). Σε κάθε περίπτωση, υπολογίστηκαν οι χρονικές διορθώσεις σε κάθε σταθμό ίσες με τη μέση τιμή των διαφορών μεταξύ των πειραματικών και των θεωρητικών τιμών των χρόνων διαδρομής. Αυτό πρακτικά σημαίνει πως οι χρονικές διορθώσεις που υπολογίζονται εξαρτώνται από τις γεωγραφικές συντεταγμένες της εστίας καθώς και του χρόνου γένεσης κάθε σεισμού πριν από την εφαρμογή των χρονικών διορθώσεων. Για να εξαλείψουμε το πρόβλημα αυτό ακολουθήσαμε την παρακάτω διαδικασία. Αρχικά, για τον υπολογισμό των χρονικών διορθώσεων δεν χρησιμοποιήσαμε όλα τα διαθέσιμα δεδομένα, παρά μόνο τους σεισμούς εκείνους με ικανοποιητικό αριθμό φάσεων, μιας και έχει παρατηρηθεί (Hatzfeld et al., 1989) ότι ο προσδιορισμός των εστιακών παραμέτρων σεισμών που έχουν καταγραφεί από πολλούς σεισμολογικούς σταθμούς είναι σχετικά ανεξάρτητος από το μοντέλο ταχύτητας που χρησιμοποιείται. Στη συνέχεια, τα μέσα χρονικά υπόλοιπα που υπολογίζονται αρχικά λαμβάνονται υπόψη ως χρονικές διορθώσεις στους χρόνους άφιξης σε μια επαναληπτική διαδικασία όπου μετά το τέλος της υπολογίζονται νέες τιμές για τα χρονικά υπόλοιπα. Η διαδικασία αυτή επαναλαμβάνεται μέχρι το σημείο στο οποίο οι χρονικές διορθώσεις αποκτούν μία σταθερή τιμή και οι εστίες που υπολογίζονται παραμένουν πρακτικά αμετάβλητες. ΜΕΛΕΤΗ ΤΗΣ ΜΕΤΑΣΕΙΣΜΙΚΗΣ ΑΚΟΛΟΥΘΙΑΣ Όλα τα διαθέσιμα δεδομένα για τη χρονική περίοδο που καλύπτει το διάστημα από 8 μέχρι 31 Ιανουαρίου 2006 συλλέχθηκαν και σημειώθηκαν οι χρόνοι άφιξης των επιμήκων και εγκαρσίων κυμάτων για 92 μετασεισμούς που καταγράφηκαν από τους σταθμούς του τοπικού σεισμολογικού δικτύου. Στη συνέχεια υπολογίσθηκαν οι κατάλληλες χρονικές διορθώσεις για δεδομένο μοντέλο ταχύτητας χρησιμοποιώντας μόνο τις καταγραφές του κύριου σεισμού. Επιλέχθηκε μόνο ο κύριος σεισμός για τη διαδικασία αυτή, διότι οι χρόνοι άφιξης έχουν μεγαλύτερη ακρίβεια σε σύγκριση με τους μετασεισμούς εξαιτίας του σχετικά μεγάλου μεγέθους αυτού. Χρησιμοποιώντας το τοπικό μοντέλο ταχύτητας των Nikolintaga et al., (2007) και τις χρονικές διορθώσεις που αναφέρθηκαν στην προηγούμενη παράγραφο, υπολογίσθηκαν με τη μεγαλύτερη δυνατή ακρίβεια οι εστιακές παράμετροι των μετασεισμών, για τους οποίους ήταν διαθέσιμες 8 τουλάχιστον φάσεις. Στο (Σχήμα 5) έχουν χαρτογραφηθεί τα επίκεντρα των σεισμών αυτών. Για τις λύσεις αυτές το μέσο τετραγωνικό σφάλμα στον υπολογισμό του χρόνου γένεσης είναι μικρότερο από 0.4 sec και το μέσο σφάλμα των οριζοντίων και των κατακορύφων αποκλίσεων μικρότερο από 10 km. Το επίκεντρο του κύριου σεισμού, το οποίο απεικονίζεται με ένα αστέρι, βρίσκεται στο χαμηλότερο τμήμα της μετασεισμικής ζώνης, η οποία έχει διεύθυνση ΑΒΑ-ΔΝΔ, με μήκος περίπου ίσο με 28 km, τιμή που συμφωνεί με τις τιμές που προκύπτουν από σχέσεις που έχουν προταθεί (Wells & Coppersmith, 1994, Papazachos et al., 2004) και αντιστοιχούν σε σεισμό με μέγεθος M W =6.7. Οι δύο τομές, η μία κάθετη στη σεισμική ζώνη (Α 1 Α 2 ) και η άλλη παράλληλη σε αυτή (Β 1 Β 2 ) παρέχουν πληροφορίες για τις γεωμετρικές διαστάσεις της περιοχής διάρρηξης (Σχήμα 5). Σχεδόν όλες οι εστίες των μετασεισμών βρίσκονται σε βάθη μεταξύ 55 και 75 km, σχηματίζοντας έτσι ένα σχεδόν κατακόρυφο επίπεδο διάρρηξης ορθογωνίου σχήματος με διαστάσεις 28 km x 20 km. Ένας μικρός αριθμός μετασεισμών που προσδιορίζεται σε επιφανειακότερα βάθη, φαίνεται 9

10 να μη σχετίζεται με την κύρια διάρρηξη, αλλά μάλλον διεγέρθηκαν από αυτή, μιας και οι εστιακές παράμετροι παρέμειναν ίδιες ακόμα μετά και από ενδελεχή έλεγχο των χρόνων άφιξης. Σχήμα 5. Χάρτης των επικέντρων του κύριου σεισμού των Κυθήρων (άστρο) και της μετασεισμικής του ακολουθίας (κύκλοι). Η μετασεισμική ζώνη έχει διεύθυνση ΑΒΑ-ΔΝΔ, με μήκος περίπου ίσο με 28 km. Ο μηχανισμός γένεσης δείχνει κίνηση οριζόντιας μετατόπισης με ένα από τα επίπεδα (με διεύθυνση=70, κλίση=75 και γωνία ολίσθησης=165 ) παράλληλο στην επιμήκη ανάπτυξη της μετασεισμικής ζώνης (Β 1 Β 2 ) και για αυτό το λόγο θεωρείται το επίπεδο του ρήγματος. Οι ευθείες Α 1 Α 2 και Β 1 Β 2 δείχνουν τις διευθύνσεις κατά μήκος των οποίων πραγματοποιήθηκαν οι δύο τομές των σεισμικών εστιών, η μία κάθετη στη σεισμική ζώνη (Α 1 Α 2 ) και η άλλη παράλληλη σε αυτή (Β 1 Β 2 ). Σχεδόν όλες οι εστίες των μετασεισμών βρίσκονται σε βάθη μεταξύ 55 και 75 km, σχηματίζοντας έτσι ένα σχεδόν κατακόρυφο επίπεδο διάρρηξης ορθογωνίου σχήματος με διαστάσεις 28 km x 20 km. Ο μηχανισμός γένεσης του κύριου σεισμού (Σχήμα 5) προσδιορίστηκε χρησιμοποιώντας τις πρώτες αποκλίσεις των επιμήκων κυμάτων που καταγράφηκαν σε όλους τους τοπικούς και περιφερειακούς σεισμολογικούς σταθμούς με το πρόγραμμα FPFIT (Reasenberg & Oppenheimer, 1985). Παρατηρούμε ότι ο μηχανισμός γένεσης δείχνει κίνηση οριζόντιας μετατόπισης, με ένα από τα επίπεδα (διεύθυνση=70, κλίση=75, γωνία ολίσθησης=165 ) παράλληλο στην επιμήκη ανάπτυξη της μετασεισμικής ζώνης (Β 1 Β 2 ) και για αυτό το λόγο θεωρείται το επίπεδο του ρήγματος. Η λύση υποδηλώνει ότι ο σεισμός των Κυθήρων 10

11 συνδέεται με εφελκυσμό κατά μήκος της καταδυόμενης πλάκας (along-slab tensional, slabpull event). Επίσης, αυτός ο μηχανισμός γένεσης είναι σε καλή συμφωνία με τις λύσεις που προτάθηκαν από άλλα ερευνητικά κέντρα (Πίνακας 2), οι οποίες σε γενικές γραμμές δείχνουν μια δεξιόστροφη διάρρηξη οριζόντιας κίνησης πάνω σε ένα ρήγμα με διεύθυνση ΑΒΑ-ΔΝΔ. Επίσης, η λύση που προκύπτει από την παρούσα μελέτη συμφωνεί με τον αντιπροσωπευτικό μέσο μηχανισμό γένεσης που πρότεινε ο Papazachos (1996) για σεισμούς ενδιαμέσου βάθους σε αυτό το τμήμα του Ελληνικού Τόξου. Επιβεβαιώνονται επίσης τα αποτελέσματα προηγούμενων μελετών (Kiratzi & Papazachos, 1995, Benetatos et al., 2004) σύμφωνα με τις οποίες οι άξονες της μέγιστης συμπίεσης, P, είναι παράλληλοι στη γενική διεύθυνση του Ελληνικού Τόξου, ενώ οι άξονες του μέγιστου εφελκυσμού, T, είναι παράλληλοι προς τη διεύθυνση κλίσης της ζώνης Benioff. Πίνακας 2. Προτεινόμενες λύσεις του μηχανισμού γένεσης του σεισμού των Κυθήρων. Στην πρώτη σειρά δίνονται οι τιμές του αντιπροσωπευτικού μηχανισμού σεισμού ενδιαμέσου βάθους στην περιοχή. Επίπεδο I Επίπεδο II P-άξονας T-άξονας Πηγή φ ο θ ο λ ο φ ο θ ο λ ο φ ο θ ο φ ο θ ο Papazachos Papazachou (2003) Harvard USGS AUTH NOA IG ETH Zurich GEOSCOP E MEDNET KOERI CPPT ΓΕΩΜΕΤΡΙΑ ΤΗΣ ΖΩΝΗΣ WADATI-BENIOFF Παρούσα μελέτη Η καινοτομία της παρούσας εργασίας συνίσταται στον λεπτομερέστερο προσδιορισμό της γεωμετρίας της ζώνης Wadati-Benioff στο νοτιοδυτικό τμήμα του Ελληνικού Τόξου χρησιμοποιώντας σεισμολογικά δεδομένα και πιο συγκεκριμένα επαναπροσδιορίζοντας τις εστιακές παραμέτρους των σεισμών που καταγράφηκαν στην ευρύτερη περιοχή από το Ακολουθώντας τη διαδικασία που περιγράφηκε σε προηγούμενη παράγραφο η περιοχή ενδιαφέροντος χωρίστηκε σε επιμέρους περιοχές με κριτήριο τη γεωγραφική κατανομή των επικέντρων καθώς και το βάθος το σεισμών. Αναλυτικότερα, οι σεισμοί χωρίστηκαν αρχικά σε ομάδες με βάση τα εστιακά βάθη που έχουν προσδιοριστεί από το Διεθνές Σεισμολογικό Κέντρο. Με αυτό τον τρόπο δημιουργήθηκαν έξι ομάδες σεισμών με εστιακά βάθη από 0-20 km, km, km, km, km και περισσότερο από 140 km. Στη συνέχεια, κάθε ομάδα χωρίστηκε σε επιμέρους υποομάδες με βάση τη γεωγραφική κατανομή των επικέντρων των σεισμών, με αποτέλεσμα τη δημιουργία δεκαπέντε συνολικά υποομάδων. Έπειτα, έγινε προσπάθεια να υπολογισθεί για κάθε επιμέρους περιοχή και για στρώματα διαφορετικών βαθών ένα διαφορετικό μοντέλο 11

12 ταχύτητας. Όμως ο περιορισμένος αριθμός των δεδομένων σε κάποιες περιπτώσεις σε συνδυασμό με τη χαμηλή ποιότητα αυτών δεν επέτρεψε τη δημιουργία των καμπύλων χρόνων διαδρομής και από εκεί τον υπολογισμό ταχυτήτων διάδοσης των επιμήκων κυμάτων σε διαφορετικά βάθη. Για το λόγο αυτό η επεξεργασία όλων των ομάδων δεδομένων έγινε με τη χρήση του μοντέλου που έχει προταθεί από τους Panagiotopoulos et al. (1985) και Papazachos et al. (2000). Για να ληφθούν υπόψη κάθε φορά οι πλευρικές ανομοιογένειες αλλά και οι αποκλίσεις του πραγματικού μοντέλου από το θεωρητικό υπολογίσθηκαν σε κάθε περίπτωση τα χρονικά υπόλοιπα τα οποία χρησιμοποιήθηκαν στη συνέχεια ως διορθώσεις στους χρόνους άφιξης των σεισμικών κυμάτων στους σταθμούς. Η διαδικασία που ακολουθήθηκε είναι παρόμοια με αυτή που περιγράφηκε για τη μετασεισμική ακολουθία. Επιπροσθέτως, με σκοπό να εξασφαλίσουμε δεδομένα όσο το δυνατό καλύτερης ποιότητας, στον προσδιορισμό των χρονικών διορθώσεων χρησιμοποιήσαμε μόνο τα διαθέσιμα δεδομένα μετά το 1981, μιας και από τότε περίπου λειτουργούν περισσότεροι σεισμολογικοί σταθμοί στον Ελληνικό χώρο. Επιπλέον, χρησιμοποιήθηκαν οι σεισμοί με 8 ή περισσότερες φάσεις (τουλάχιστον 7 χρόνοι άφιξης των επιμήκων κυμάτων, P, και 1 τουλάχιστον χρόνος άφιξης των εγκαρσίων, S) με στατιστικά σφάλματα RMS 0.9 s, ERH 10 km και ERZ 10 ή 15 km, ανάλογα με την περιοχή και το πλήθος των σεισμών που περιέχονται σε κάθε υποπεριοχή. Μετά τον προσδιορισμό των χρονικών διορθώσεων επαναπροσδιορίστηκαν οι εστιακές παράμετροι για όλους τους σεισμούς, χρησιμοποιώντας όμως μόνο τις φάσεις με χρονικά υπόλοιπα μικρότερα ή ίσα από 2.0 sec τόσο για τα επιμήκη όσο και για τα εγκάρσια κύματα. Στο χάρτη που ακολουθεί (Σχήμα 6) απεικονίζονται όλα τα επίκεντρα των σεισμών (με κύκλους οι επιφανειακοί σεισμοί και με τρίγωνα οι σεισμοί ενδιαμέσου βάθους) με περισσότερες από 7 φάσεις (χρόνοι άφιξης επιμήκων κυμάτων) και στατιστικά σφάλματα της λύσης RMS 0.8 sec, ERH 10 km και ERZ 10 km. Παρατηρούμε πως στην περιοχή κυριαρχεί η επιφανειακή σεισμική δραστηριότητα, ενώ τα επίκεντρα των σεισμών ενδιαμέσου βάθους βρίσκονται μεταξύ της περιοχής μπροστά από το τόξο και της οπισθότοξης περιοχής. Με σκοπό να εξετάσουμε τη γεωμετρία της ζώνης Wadati-Benioff σχεδιάσαμε τέσσερις τομές κατά μήκος των γραμμών που φαίνονται στο χάρτη (Σχήμα 6). Κάθε προφίλ έχει δημιουργηθεί με τέτοιο τρόπο ώστε να απεικονίζονται οι σεισμοί που περιλαμβάνονται σε μία περιοχή σχεδόν τριγωνικού σχήματος με μήκος βάσης περίπου 120 km γύρω από τις γραμμές AE, BE, CE και DE χωρίς αλληλοεπικάλυψη. Ο προσανατολισμός των τεσσάρων αυτών γραμμών, που αλλάζει από διεύθυνση σχεδόν Α-Δ στο βορειοδυτικό τμήμα της περιοχής σε διεύθυνση σχεδόν Β-Ν στο νοτιοανατολικό της τμήμα, επιλέχθηκε να είναι τέτοιος ώστε σε κάθε περίπτωση να έχει την ίδια διεύθυνση με την κλίση της ζώνης Benioff. Οι τέσσερις τομές συνδυάζονται και απεικονίζονται όλες μαζί. Η καταδυόμενη πλάκα σκιαγραφείται ικανοποιητικά, με γωνία κλίσης ίση περίπου με 30 μέχρι το βάθος των 70 km, η οποία γίνεται μεγαλύτερη (περίπου 47 ) σε μεγαλύτερα βάθη. Η σεισμικότητα που εκδηλώνεται στο φλοιό στην περιοχή μπροστά από το τόξο κατανέμεται σε βάθη περίπου km, ενώ κατά μήκος του εξωτερικού τμήματος της Ελληνικής Τάφρου η σεισμικότητα φτάνει μέχρι τα 50 km ή και περισσότερο, παρόλο που η πλειονότητα των εστιών κατανέμεται σε επιφανειακότερα βάθη. 12

13 Σχήμα 6. Γεωγραφική κατανομή των επικέντρων των επιφανειακών (με κύκλο) και ενδιαμέσου βάθους σεισμών (με τρίγωνο). Στο χάρτη (Σχήμα 7) απεικονίζονται το επίκεντρο του σεισμού των Κυθήρων καθώς και τα επίκεντρα των μετασεισμών με αστερίσκο και μαύρους κύκλους αντίστοιχα. Τα σύμβολα γκρίζου χρώματος αντιπροσωπεύουν τη σεισμικότητα υποβάθρου, όπως αυτή φαίνεται στο 13

14 Σχήμα 6. Στο κατώτερο τμήμα του Σχήματος 7 απεικονίζονται οι τέσσερις τομές, όπως στο Σχήμα 6, καθώς και ο κύριος σεισμός των Κυθήρων 2006 και η μετασεισμική του ακολουθία. Παρατηρούμε πως οι εστίες των σεισμών της μετασεισμικής ακολουθίας βρίσκονται μέσα στην καταδυόμενη πλάκα, καταλαμβάνοντας το χαμηλότερο τμήμα της ζώνης Benioff σε μια περιοχή όπου η κατάδυση γίνεται σταδιακά πιο απότομη. Η απεικόνιση του άξονα T δείχνει πως το πεδίο των τάσεων είναι εφελκυστικό κατά μήκος της βυθιζόμενης πλάκας ενισχύοντας την άποψη πως είναι οι δυνάμεις βαρύτητας (slab-pull) υπεύθυνες για τη δημιουργία σεισμών μέσα στην πλάκα. 14

15 Σχήμα 7. Η ζώνη Wadati-Benioff στο νοτιοδυτικό Αιγαίο και η μετασεισμική ακολουθία του σεισμού των Κυθήρων (μαύροι κύκλοι). ΣΥΖΗΤΗΣΗ ΚΑΙ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ Η μεγάλη ακρίβεια με την οποία υπολογίστηκαν οι εστιακές παράμετροι του ενδιαμέσου βάθους, ισχυρού (M W =6.7) σεισμού των Κυθήρων (8 Ιανουαρίου 2006) και της μετασεισμικής 15

16 του ακολουθίας συντέλεσαν στον καλύτερο προσδιορισμό της γεωμετρίας της ζώνης Wadati- Benioff. Επιπλέον ο μηχανισμός γένεσης που προτάθηκε επιβεβαιώνει το εφελκυστικό καθεστώς που επικρατεί κατά μήκος της πλάκας που βυθίζεται και την ύπαρξη πλευρικών συμπιεστικών τάσεων σε αυτό το τμήμα της ζώνης κατάδυσης, όπως ήδη έχει υποστηριχθεί και σε προγενέστερες μελέτες στην περιοχή. Η κατανομή των εστιών των μετασεισμών σε συνδυασμό με τα επαναπροσδιορισμένα επίκεντρα της προγενέστερης σεισμικότητας τις πέντε τελευταίες δεκαετίες σε μία περιοχή ευρύτερη από αυτή που ορίζουν οι μετασεισμοί συνεισέφεραν στην αποσαφήνιση της γεωμετρίας της κατάδυσης της λιθόσφαιρας της Ανατολικής Μεσογείου κάτω από τη λιθόσφαιρα του Αιγαίου. Οι Papazachos et al. (2000) προσπάθησαν να ορίσουν τα όρια των δύο λιθοσφαιρικών πλακών στην περιοχή του νοτίου Αιγαίου επαναπροσδιορίζοντας τις εστιακές παραμέτρους 961 επιφανειακών και ενδιαμέσου βάθους σεισμών, οι οποίοι καταγράφηκαν τη χρονική περίοδο μεταξύ 1964 και 1995 στο Ελληνικό Τόξο. Πιο συγκεκριμένα επαναπροσδιόρισαν τις εστιακές παραμέτρους των σεισμών με εστιακά βάθη μικρότερα από 100 km, ενώ χρησιμοποίησαν τις λύσεις που παρέχει το Διεθνές Σεισμολογικό Κέντρο για τους σεισμούς που έχουν την εστία τους σε μεγαλύτερα βάθη. Με αυτό τον τρόπο προσδιόρισαν μία ζώνη Wadati-Benioff το επιφανειακό τμήμα της οποίας ( km) βυθίζεται με μικρή σχετικά γωνία, περίπου ίση με 30, προς το Αιγαίο, όπου λαμβάνει χώρα σύζευξη μεταξύ του παλιού ωκεάνιου φλοιού της ανατολικής Μεσογείου και της λιθόσφαιρας του Αιγαίου η οποία εφιππεύει πάνω σε αυτόν. Σε μεγαλύτερα βάθη ( km) η ζώνη Benioff βυθίζεται ελεύθερα κάτω από την τάφρο του Αιγαίου και το ηφαιστειακό τόξο με μεγάλη σχετικά γωνία, περίπου ίση με 45. Οι συγγραφείς υποστηρίζουν ότι η γένεση σεισμών σε μεγάλα βάθη (μεγαλύτερα από 100 km) στο εξωτερικό τμήμα του νοτιοδυτικού Ελληνικού Τόξου (δυτικά των Κυθήρων) δηλώνει ότι σε αυτή την περιοχή της Ελληνικής Τάφρου καταστρέφεται ωκεάνιος φλοιός εξαιτίας της οπισθοκύλισης της βυθιζόμενης λιθοσφαιρικής πλάκας. Η παρούσα εργασία συμφωνεί με τα αποτελέσματα των Papazachos et al. (2000), παρέχει ωστόσο πιο σθεναρά συμπεράσματα σε ότι αφορά τη γεωμετρία και τις ιδιότητες της ζώνης Wadati Benioff, αφού για το σκοπό αυτό χρησιμοποιούνται πολύ περισσότερα δεδομένα. Επιπροσθέτως, η κατανομή των νέων εστιών, η οποία επιδεικνύει μία συνέχεια κατά μήκος ολόκληρης της βυθιζόμενης λιθόσφαιρας, επιτρέπει τον προσδιορισμό του πάχους της πλάκας, το οποίο είναι της τάξης των 45 km. Στην επιφάνεια επαφής μεταξύ της καταδυόμενης και της υπερκείμενης πλάκας εντοπίζονται σεισμοί με ανάστροφους μηχανισμούς γένεσης, ενώ μέσα στη βυθιζόμενη πλάκα εκδηλώνονται ενδοπλακικοί σεισμοί. Η εστία του κύριου σεισμού των Κυθήρων τοποθετείται στα 75 km. Σε αυτή την περίπτωση η σύζευξη είναι αξιοσημείωτα ασθενής (~0.10) και η διεπιφάνεια σύζευξης εντοπίζεται στο βάθος των 50 km περίπου (Papadimitriou & Karakostas, 2005). Οι σεισμοί ενδιαμέσου βάθους σε αυτή την περιοχή συνδέονται με ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης (Papazachos et al., 2000), σεισμοί με εφελκυστική κίνηση κατά την κλίση της καταδυόμενης πλάκας και συμπιεστική παράλληλα στο μέτωπο της κατάδυσης, οι οποίοι εκφράζουν την κάμψη της πλάκας καθώς αυτή βυθίζεται για να σχηματίσει ένα αμφιθεατρικό σχήμα. Το είδος της διάρρηξης για τον κύριο σεισμό συμφωνεί με παρατηρήσεις σε παγκόσμια κλίμακα. Οι Lay et al. (1989) βρήκαν, πως με εξαίρεση την περιοχή Tonga, η σεισμική δραστηριότητα ενδιαμέσου βάθους στις περισσότερες περιοχές 16

17 στον κόσμο κυριαρχείται από μηχανισμούς γένεσης που υποδεικνύουν εφελκυσμό κατά τη διεύθυνση της κατάδυσης, γεγονός που αντανακλά την αρνητική άνωση και την ελαστική συνοχή της λιθόσφαιρας. Εφελκυστικές τάσεις παράλληλα στη διεύθυνση κατάδυσης έχει βρεθεί για τους περισσότερους ισχυρούς (M>6.8) σεισμούς ενδιαμέσου βάθους που γίνονται σε ισχυρά συζευγμένες ζώνες κατάδυσης (Astiz et al., 1984). ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ Το πρόγραμμα GMT (Wessel & Smith, 1998) χρησιμοποιήθηκε για τη δημιουργία των χαρτών. Ευχαριστούμε το GFZ Potsdam για τη χρήση των δεδομένων. Δημοσίευση του Τομέα Γεωφυσικής του Α. Π. Θ., 000. ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ Astiz L., Lay T., and Kanamori, H., (1984), A global study of intermediate depth earthquake Mechanisms, EOS, Trans. Am. Geophys. Union, 65, Benetatos C., Kiratzi A., Papazachos C., and Karakaisis, G., (2004), Focal mechanisms of shallow and intermediate depth earthquakes along the Hellenic Arc, J. Geodyn., 37, pp Bohnoff M., Harjes H. P., and Meier T., (2005), Deformation and stress regimes in the Hellenic subduction zone from focal Mechanisms, J. Seismology, 9, pp De Chabalier J., Lyon Caen H., Zollo A., Deschamps A., Bernard P., and Hatzfeld, D., (1992), A detailed analysis of microearthquakes in western Crete from digital three component seismograms, Geophys. J. Int., 110, pp GEOFON, Hatzfeld D., Pedotti G., Hatzidimitriou P., Panagiotopoulos D., Scordilis M., Drakopoulos I., Makropoulos K., Delibasis N., Latousakis I., Baskoutas J., and Frogneux J., (1989), The Hellenic subduction beneath the Peloponnesus: first results of a microearthquake study, Earth Plan. Sc. Lett., 93, pp Hatzfeld D., Pedotti G., Hatzidimitriou P., and Makropoulos K., (1990), The strain pattern in the western Hellenic arc deduced from a microearthquake survey, Geophys. J. Int., 101, pp Hatzfeld D., and Martin C., (1992), Intermediate depth seismicity in the Aegean defined by teleseismic data, Earth Plan. Sc. Lett., 113, pp International Seismological Centre, (2001), On line Bulletin, Bull, Internat. Seis. Cent.", Thatcham, United Kingdom. ITSAK, (2006), The Kythira (Greece) earthquake of January 8, 2006: Preliminary report on strong motion data, Geotechnical and Structural damage, Hell. Min. of Environment, Phys. Planning, and Public Works. Kahle H., Straub D., Reilinger R., McClusky S., King R., Hurst K., Veis G., Kastens K., and Cross P., (1998), The strain rate field in the eastern Mediterranean region, estimated by repeated GPS measurements, Tectonophysics, 294, pp Kiratzi A., and Papazachos C.B., (1995), Active deformation of the shallow part of the subducting lithospheric slab in the southern Aegean, J. Geodyn., 19, pp Klein F., (2002), User s Guide to HYPOINVERSE-2000, a Fortran program to solve for earthquakes locations and magnitudes, Open file report , USGS. Knapmeyer M., (1999), Geometry of the Aegean Benioff zone, Ann. Geofisica, 42, pp Lay T., Astiz L., Kanamori H., and Christensen D., (1989), Temporal variation of large intraplate earthquakes in coupled subduction zones, Phys. Earth Plan. Int., 54, pp Le Pichon X., and Angelier J., (1979), The Aegean arc and trench system: a key to the neotectonic evolution of the eastern Mediterranean area, Tectonophysics, 60, pp

18 Nikolintaga I., Karakostas V., Papadimitriou E., and Vallianatos F., (2007), Velocity models inferred from P-waves travel time curves in South Aegean, Bull. Geol. Soc. Greece, XXXX, pp Panagiotopoulos D., and Papazachos B., (1985), Travel times of Pn waves in the Aegean and surrounding area, Geophys. J. R. Astron. Soc., 80, pp Papadimitriou E., and Karakostas V., (2005), Faulting geometry and seismic coupling of the southwest part of the Hellenic subduction zone, Abstract in 33rd IASPEI Gen. Ass., Santiago, Chile, 2 8 October Papazachos B. C., (1990), Seismicity of the Aegean and surrounding area, Tectonophysics, 178, pp Papazachos B. C., and Comninakis P. E., (1970), Geophysical features of the Greek island arc and eastern Mediterranean ridge, Com. Ren. Des Séances de la Conférence Réunie à Madrid, 1969, 16, pp Papazachos B. C., and Comninakis P.E., (1971), Geophysical and Tectonic Features of the Aegean arc, J. Geophys. Res., 76, pp Papazachos B. C., and Papazachou C. B., (2003), The Earthquakes of Greece, Ziti publ., Thessaloniki, Greece, pp Papazachos B. C., Papadimitriou E. E., Kiratzi A. A., Papazachos C. B., and Louvari E. K., (1998), Fault plane solutions in the Aegean and the surrounding area and their tectonic implications, Boll. Geof. Teor. Appl., 39, pp Papazachos B., Karakostas V., Papazachos C., and Scordilis E., (2000), The geometry of the Wadati Benioff zone and lithospheric kinematics in the Hellenic arc, Tectonophysics, 319, pp Papazachos B., Scordilis E., Panagiotopoulos D., Papazachos C., and Karakaisis G., (2004), Global Relations between seismic fault parameters and moment magnitude of Earthquakes, Bull. Geol. Soc. Greece, XXXVI, pp Papazachos C., Hatzidimitriou P., Panagiotopoulos D., and Tsokas G., (1995), Tomography of the crust and upper mantle in Southeast Europe, J. Geophys. Res., 100, pp Papazachos C. B., and Nolet G., (1997), P and S deep velocity structure of the Hellenic area obtained by robust nonlinear inversion of travel times, J.Geophys. Res., 102, pp Papazachos C. B., Karakaisis G. F., Savvaidis A. S., and Papazachos B. C., (2002), Accelerating Seismic Crustal Deformation in Southern Aegean Area, Bull. Seismol. Soc. Am., 92, pp Reasenberg P. A., and Oppenheimer D., (1985), FPFIT, FPPLOT, and FPPAGE: Fortran computer programs for calculating and displaying earthquake fault-plane solutions, U.S. Geol. Surv. Open File Rep., pp Sonder L., and England P., (1986), Vertical averages of rheology of the continental lithosphere: relation to thin sheet parameters, Earth Plan. Sc. Lett., 77, pp Tzanis A., and Vallianatos F., (2003), Distributed power law seismicity changes and crustal deformation in the SW Hellenic arc, Nat. Haz. Earth Syst. Sc., 3, pp Wells D., and Coppersmith K., (1994), New empirical relationships among magnitude, rupture length, rupture width, rupture area, and surface displacement, Bull. Seism. Soc. Am., 84, pp Wessel P., and Smith W. H. F., (1998), New, improved version of the Generic Mapping Tools Released, EOS Trans. AGU, 79, pp Wortel M., and Spakman, W., (2000), Subduction and Slab Detachment in the Mediterranean Carpathian Region, Science, 290, pp