ΑΡΙΣΤΟΤΕΛΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ

Transcript

1 ΑΡΙΣΤΟΤΕΛΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΓΕΩΦΥΣΙΚΗΣ ΜΠΕΝΕΤΑΤΟΣ ΧΡΙΣΤΟΦΟΡΟΣ Γεωλόγος-MSc Γεωφυσικός ΛΕΠΤΟΜΕΡΗΣ ΣΕΙΣΜΟΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΜΕΛΕΤΗ ΤΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΤΟΥ ΑΙΓΑΙΟΥ ΜΕ ΤΗ ΧΡΗΣΗ ΨΗΦΙΑΚΩΝ ΣΕΙΣΜΟΛΟΓΙΚΩΝ ΔΕΔΟΜΕΝΩΝ ΔΙΔΑΚΤΟΡΙΚΗ ΔΙΑΤΡΙΒΗ που υποβλήθηκε στο Τμήμα Γεωλογίας της Σχολής Θετικών Επιστημών του Αριστοτελείου Πανεπιστημίου Θεσσαλονίκης ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗ 2007

2

3 ΜΠΕΝΕΤΑΤΟΣ ΧΡΙΣΤΟΦΟΡΟΣ Γεωλόγος-MSc Γεωφυσικός ΛΕΠΤΟΜΕΡΗΣ ΣΕΙΣΜΟΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΜΕΛΕΤΗ ΤΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΤΟΥ ΑΙΓΑΙΟΥ ΜΕ ΤΗ ΧΡΗΣΗ ΨΗΦΙΑΚΩΝ ΣΕΙΣΜΟΛΟΓΙΚΩΝ ΔΕΔΟΜΕΝΩΝ Υποβλήθηκε στο Τμήμα Γεωλογίας Τομέας Γεωφυσικής Ημερομηνία Προφορικής Εξέτασης: 12 Ιουνίου 2007 Τριμελής Συμβουλευτική Επιτροπή Αναστασία Κυρατζή - Καθηγήτρια Α.Π.Θ. Γιώργος Καρακαΐσης - Καθηγητής Α.Π.Θ. Κωνσταντίνος Παπαζάχος - Αν. Καθηγητής Α.Π.Θ. Επταμελής Εξεταστική Επιτροπή Που συγκροτήθηκε στην υπ αριθμόν 123/ συνεδρίαση της Γενικής Συνέλευσης Ειδικής Σύνθεσης του Τμήματος Γεωλογίας της Σχολής Θετικών Επιστημών Α.Π.Θ. Αναστασία Κυρατζή - Καθηγήτρια Α.Π.Θ. Γιώργος Καρακαΐσης - Καθηγητής Α.Π.Θ. Κωνσταντίνος Παπαζάχος - Αν. Καθηγητής Α.Π.Θ. Ελευθερία Παπαδημητρίου - Καθηγήτρια Α.Π.Θ. Παναγιώτης Χατζηδημητρίου - Καθηγητής Α.Π.Θ. Δημήτρης Παναγιωτόπουλος Αν. Καθηγητής Α.Π.Θ. Σπυρίδων Παυλίδης Καθηγητής Α.Π.Θ. Χριστόφορος Μπενετάτος Α.Π.Θ «Η έγκριση της παρούσης Διδακτορικής Διατριβής από το Τμήμα Γεωλογίας του Αριστοτελείου Πανεπιστημίου Θεσσαλονίκης δεν υποδηλώνει αποδοχή των γνωμών του συγγραφέως» (Ν. 5343/1932, άρθρο 202, παρ.2)

4 ΛΕΠΤΟΜΕΡΗΣ ΣΕΙΣΜΟΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΜΕΛΕΤΗ ΤΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΤΟΥ ΑΙΓΑΙΟΥ ΜΕ ΤΗ ΧΡΗΣΗ ΨΗΦΙΑΚΩΝ ΣΕΙΣΜΟΛΟΓΙΚΩΝ ΔΕΔΟΜΕΝΩΝ ISBN

5 Στους γονείς μου, Άγγελο και Νίκη και στην Εμανουέλα

6

7 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ Περιεχόμενα Πρόλογος...1 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Εισαγωγή 1.1 Γενικά Μηχανισμοί γένεσης των σεισμών του Αιγαίου Πελάγους Κινηματικά μοντέλα Δομή της λιθόσφαιρας στο χώρο του Αιγαίου Ενεργός παραμόρφωση του χώρου του Αιγαίου Πελάγους Ενεργός Παραμόρφωση με τη χρήση σεισμικών δεδομένων Ενεργός Παραμόρφωση με τη χρήση νεοτεκτονικών και παλαιομαγνητικών δεδομένων Ενεργός Παραμόρφωση με τη χρήση μετρήσεων GPS και διανύσματα ολίσθησης ισχυρών σεισμών...26 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Καθορισμός του μηχανισμού γένεσης των σεισμών με τη μέθοδο της αντιστροφής του τανυστή σεισμικής ροπής 2.1 Ισοδύναμες δυνάμεις Τανυστής Σεισμικής Ροπής Θεωρητική Προσέγγιση Ανάλυση του τανυστή ροπής Ερμηνεία του τανυστή ροπής Συναρτήσεις Green (Green s functions) Μέθοδος των διακριτών κυματάριθμων Κατασκευή και αποθήκευση των συναρτήσεων Green Αντιστροφή του τανυστή σεισμική ροπής Μέθοδος Αβεβαιότητες κατά την αντιστροφή ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Μελέτη σεισμικών ακολουθιών 3.1 Μηχανισμοί γένεσης σεισμών στο χώρο του Αιγαίου Πελάγους Σεισμογραφικά δίκτυα και δεδομένα Σεισμικές ακολουθίες που μελετήθηκαν Ακολουθία του σεισμού της Σκύρου (Μ 6.5, 26 Ιουλίου 2001) Ακολουθία του σεισμού του Βαρθολομιού (Μ 5.5, 2 Δεκεμβρίου 2002) Ακολουθία (σμηνοσειρά) στα Ψαχνά Ευβοίας (Ιούνιος-Ιούλιος 2003) Ακολουθία του σεισμού του Σάρου (Μ 5.7, 6 Ιουλίου 2003) Ακολουθία του σεισμού της Λευκάδας (Μ 6.2, 14 Αυγούστου 2003) Αντιστροφή των μακράς περιόδου κυμάτων χώρου Κύριος σεισμός της ακολουθίας Λευκάδας Η μετασεισμική ακολουθία της Λευκάδας I

8 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ Ακολουθία Λουτρών Αλεξανδρούπολης (Ιούνιος 2004) Ακολουθία στον κόλπο Siğaçik (Τουρκία) του Οκτωβρίου Επαναπροσδιορισμός των επικέντρων της σεισμικής ακολουθίας Μηχανισμοί Γένεσης Υπολογισμός μηχανισμών γένεσης από το Σεισμολογικό Δίκτυο του Τομέα Γεωφυσικής Υπολογισμός πόλων και μηδενικών (Poles and Zeros) Υπολογισμός μηχανισμών γένεσης σε σχεδόν πραγματικό χρόνο ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Κινηματικά μοντέλα διάρρηξης ισχυρών σεισμών του Αιγαίου Πελάγους και της ευρύτερης περιοχής 4.1 Εισαγωγή Προηγούμενη έρευνα στον Ελληνικό χώρο Μοντέλα ολίσθησης με βάση την αντιστροφή των κυμάτων χώρου σε τηλεσεισμικές αποστάσεις Μοντέλο ολίσθησης για τους σεισμούς του Μαυροβουνίου Σεισμολογικά στοιχεία Μηχανισμός γένεσης του κύριου σεισμού (15 Απριλίου 1979 Μw 7.1) Χαρακτηριστικά της μετασεισμικής ακολουθίας Μοντέλο ολίσθησης του κύριου σεισμού 15 Απριλίου 1979, Μ Μοντέλο ολίσθησης του μεγαλύτερου μετασεισμού 24 Μαΐου 1979 Μ Μοντέλο ολίσθησης του σεισμού της Λευκάδας (14 Αυγούστου 2003, Μ 6.2) Εισαγωγή Μοντέλο ολίσθησης στην επιφάνεια του ρήγματος Αβεβαιότητες, Διακριτική ικανότητα της αντιστροφής Επίδραση του φίλτρου και της διακριτοποίησης του ρήγματος Εφαρμογή τροποποιημένου checkerboard test Επίδραση του παράγοντα εξομάλυνσης, λ (damping) Επίδραση της αζιμουθιακής κατανομής των σταθμών Αβεβαιότητες στο προτεινόμενο μοντέλο ολίσθησης Διερεύνηση της διάρρηξης μόνο ενός τμήματος του ρήγματος Λευκάδας Αιτιοκρατική προσομοίωση του στατικού πεδίου μετάθεσης Κατευθυντικότητα και κατανομή της ολίσθησης για τους σεισμούς στον κόλπο του Siğaçik (Οκτώβριος 2005) Εισαγωγή Μέθοδος των εμπειρικών συναρτήσεων Green Κατευθυντικότητα Μοντέλο ολίσθησης από την αντιστροφή των χρονικών συναρτήσεων της πηγής Εφαρμογή της μεθόδου Κατευθυντικότητα του σεισμού της 17 ης Οκτωβρίου :45, Μ Κατανομή της ολίσθησης του σεισμού της 17 ης Οκτωβρίου :45, Μ Κατευθυντικότητα του σεισμού της 17 Οκτωβρίου :45, Μ Κατανομή της ολίσθησης του σεισμού της 17 Οκτωβρίου :45, Μ Κατευθυντικότητα του σεισμού της 20 ης Οκτωβρίου :40, Μ II

9 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ Κατανομή της ολίσθησης του σεισμού της 20 ης Οκτωβρίου :40, Μ Επιπλέον παρατηρήσεις για την ακολουθία στον κόλπο του Siğaçik Ο σεισμός ενδιαμέσου βάθους των Κυθήρων (8 Ιανουαρίου 2006, Μ 6.7) Εισαγωγή Μηχανισμός γένεσης κύριου σεισμού Κατανομή της ολίσθησης στο ρήγμα του σεισμού των Κυθήρων (8 Ιανουαρίου 2006, Μ 6.7) Μοντέλο ολίσθησης για διάρρηξη μόνο της Πηγής Μοντέλο ολίσθησης λόγω διάρρηξης δυο ρηγμάτων με κλίση προς ΝΑ-Α ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 Από τα μοντέλα ολίσθησης των σεισμών στις ρεαλιστικές εδαφικές κινήσεις στην επιφάνεια (Shakemaps) 5.1 Εισαγωγή Χάρτες εδαφικής κίνησης (Shakemaps) Χρήση μοντέλων κατανομής της ολίσθησης για πρόβλεψη των εδαφικών κινήσεων Εδαφικές κινήσεις του σεισμού του Μαυροβουνίου (15 Απριλίου 1979, Μ 7.1) και του μεγαλύτερου μετασεισμού του (24 Μαΐου 1979, Μ 6.4) Εδαφικές κινήσεις του σεισμού της Λευκάδας (14 Αυγούστου 2003, Μ 6.2) Συμπεράσματα από την εφαρμογή της μεθόδου κατασκευής χαρτών μέγιστης εδαφικής κίνησης ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 Σύνοψη και συμπεράσματα Αποτελέσματα από τη μελέτη των σεισμικών ακολουθιών Μοντέλο ολίσθησης για το σεισμό του Μαυροβουνίου (15 Απριλίου 1979, Μ 7.1) Μοντέλο ολίσθησης για το μετασεισμό της ακολουθίας του Μαυροβουνίου (24 Μαΐου 1979, Μ 6.4) Σεισμός της Σκύρου (26 Ιουλίου 2001, Μ 6.5) Σεισμός του Βαρθολομιού (2 Δεκεμβρίου 2002, Μ 5.5) Ακολουθία Ψαχνών Ευβοίας (Ιούνιος-Ιούλιος 2003) Ακολουθία του Κόλπου του Σάρου, Μ 5.7 (6 Ιουλίου 2003) Ακολουθία της Λευκάδας, Μ 6.2 (14 Αυγούστου 2003) Μοντέλο ολίσθησης για το σεισμό της Λευκάδας (14 Αυγούστου 2003, Μ 6.2) Ακολουθία Λουτρών Αλεξανδρούπολης (Ιούνιος 2004) Ακολουθία στον Κόλπο του Siğaçik - (Δ. Τουρκία) (Οκτώβριος 2005) Μοντέλο ολίσθησης των τριών μεγαλύτερων σεισμών της ακολουθίας του Κόλπου του Siğaçik (Οκτώβριος 2005) Μηχανισμός γένεσης και μοντέλο ολίσθησης για το σεισμό των Κυθήρων (8 Ιανουαρίου 2006, Μ 6.7) Υπολογισμός μηχανισμών γένεσης σε σχεδόν-πραγματικό χρόνο Αποτελέσματα που αφορούν τα μοντέλα ολίσθησης των σεισμών που μελετήθηκαν III

10 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ Αποτελέσματα που αφορούν τη προσομοίωση εδαφικών κινήσεων από λεπτομερή μοντέλα ολίσθησης Γενικά συμπεράσματα Βιβλιογραφία ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ Dissertation Abstract IV

11 ΠΡΟΛΟΓΟΣ Πρόλογος Η παρούσα διδακτορική διατριβή έχει ως στόχο τη συμβολή στην κατανόηση των φυσικών διεργασιών στην εστία του σεισμού, μελετώντας τους μηχανισμούς γένεσης, την κατανομή της ολίσθησης πάνω στο σεισμογόνο ρήγμα καθώς και τη λεπτομερή μελέτη των χαρακτηριστικών πρόσφατων σεισμών από τον ευρύτερο χώρο του Αιγαίου Πελάγους. Εκπονήθηκε στο πλαίσιο του δεύτερου κύκλου του Προγράμματος Μεταπτυχιακών Σπουδών του Τμήματος Γεωλογίας του Αριστοτελείου Πανεπιστημίου Θεσσαλονίκης. Στο Κεφάλαιο 1, την εισαγωγή, γίνεται μια ανασκόπηση των κινηματικών μοντέλων που έχουν προταθεί για το χώρο του Αιγαίου Πελάγους. Αναφέρονται τα γενικά χαρακτηριστικά της δομής της λιθόσφαιρας, όπως έχουν προταθεί από διάφορους ερευνητές και τέλος με βάση δημοσιευμένες μετρήσεις GPS και διανύσματα ολίσθησης από ισχυρούς σεισμούς γίνεται συζήτηση σχετικά με την τεκτονική και κινηματική του ευρύτερου χώρου του Αιγαίου Πελάγους. Στο Κεφάλαιο 2 παρουσιάζονται θεωρητικά στοιχεία του τανυστή σεισμικής ροπής, των συναρτήσεων Green καθώς και του τρόπου αντιστροφής που ακολουθήθηκε. Αναλύεται η διαδικασία για τον υπολογισμό μηχανισμού γένεσης από τη συλλογή των δεδομένων και την κατασκευή των θεωρητικών συναρτήσεων Green, έως τις δοκιμές για την εύρεση της βέλτιστης λύσης και αναλύονται οι αβεβαιότητες της μεθόδου. Το Κεφάλαιο 3 περιλαμβάνει τα αποτελέσματα της εφαρμογής της μεθόδου αντιστροφής για τον υπολογισμό μηχανισμών γένεσης για τις εξής σεισμικές ακολουθίες του ελληνικού χώρου: Σκύρου (2001), Βαρθολομιού (2002), Ψαχνών (2003), Σάρου (2003), Λευκάδας (2003), Λουτρών Αλεξανδρούπολης (2004) και την ακολουθία στον Κόλπο του Siğaçik (Δ. Τουρκία, 2005). Περιγράφεται ο τρόπος υπολογισμού μηχανισμών γένεσης από το Εργαστήριο Γεωφυσικής σε σχεδόν πραγματικό χρόνο (near real time) και -1-

12 ΠΡΟΛΟΓΟΣ παρουσιάζεται μια προκαταρκτική σύγκριση των παραμέτρων των μηχανισμών με αντίστοιχούς διεθνών σεισμολογικών δικτύων. Στο Κεφάλαιο 4 παρουσιάζεται η μέθοδος αντιστροφής για τον υπολογισμό της ολίσθησης στο σεισμογόνο ρήγμα με τηλεσεισμικά δεδομένα και παρουσιάζονται τα αποτελέσματα από την εφαρμογή της στον κύριο και τον μεγαλύτερο μετασεισμό της ακολουθίας του Μαυροβουνίου (1979), στον κύριο σεισμό της ακολουθίας της Λευκάδας (2003) και στον κύριο σεισμό των Κυθήρων (2006). Πραγματοποιήθηκαν εκτενείς δοκιμές για τη διερεύνηση της διακριτικής ικανότητας και των αβεβαιοτήτων της μεθόδου αντιστροφής και παρουσιάζονται τα αποτελέσματα. Στο ίδιο κεφάλαιο περιγράφεται η μέθοδος των εμπειρικών συναρτήσεων Green και του τρόπου αντιστροφής τους και εφαρμόζεται στους τρεις μεγαλύτερους σεισμούς της ακολουθίας στον Κόλπο του Siğaçik (2005). Στο Κεφάλαιο 5 περιγράφεται ο υπολογισμός εδαφικών κινήσεων από μοντέλα ολίσθησης. Περιγράφεται η μέθοδος που ακολουθείται σε διεθνή κέντρα για τον υπολογισμό εδαφικών κινήσεων σύντομα μετά από τη γένεση ενός ισχυρού σεισμού και παρουσιάζονται τα αποτελέσματα από μια πρώτη προσπάθεια εφαρμογής της στον κύριο και στον μεγαλύτερο μετασεισμό της ακολουθίας του Μαυροβουνίου (1979) και στο κύριο σεισμό της Λευκάδας (2003). Στο Κεφάλαιο 6 συνοψίζονται τα συμπεράσματα της παρούσας διατριβής και γίνεται συζήτηση σχετικά με τα αποτελέσματα για το γεωτεκτονικό καθεστώς του ευρύτερου χώρου του Αιγαίου Πελάγους. -2-

13 ΠΡΟΛΟΓΟΣ Η ολοκλήρωση των μεταπτυχιακών μου σπουδών στο Εργαστήριο Γεωφυσικής του Α.Π.Θ. με την παρουσίαση της διδακτορικής μου διατριβής, δεν θα είχε επιτευχθεί χωρίς την αγάπη και την υποστήριξη της οικογένειάς μου. Ο πατέρας μου Άγγελος, η μητέρα μου Νίκη και ο αδελφός μου Χάρης στάθηκαν δίπλα μου σε μια δύσκολη περίοδο της ζωής μου και θέλω να τους υπενθυμίσω ότι τους αγαπώ και τους ευχαριστώ για τη δυνατότητα που μου έδωσαν να ασχοληθώ με το επιστημονικό αντικείμενο που μου άρεσε, αν και αυτό απαιτούσε να βρίσκομαι μακριά τους. Η Καθηγήτρια Σεισμολογίας Α.Π.Θ. Αναστασία Κυρατζή υπήρξε για εμένα υπόδειγμα επιβλέπουσας καθηγήτριας. Μου μετέδωσε την αγάπη της και τις γνώσεις της για τη Σεισμολογία και στάθηκε δίπλα μου, σε κάθε βήμα, τα 7 χρόνια των μεταπτυχιακών μου σπουδών. Χαρακτηριστική ήταν η προτροπή της να ακολουθήσω νέα πεδία έρευνας, η επιμονή της για σκληρή δουλειά και οι δυνατότητες που μου προσέφερε να ταξιδέψω στο εξωτερικό, να συμμετάσχω σε συνέδρια και να επισκεφθώ κορυφαία επιστημονικά κέντρα που συνετέλεσαν τα μέγιστα στην επιστημονική μου κατάρτιση. Τον Καθηγητή Σεισμολογίας Α.Π.Θ. Γιώργο Καρακαΐση και τον Αναπληρωτή Καθηγητή Γεωφυσικής Κωνσταντίνο Παπαζάχο, μέλη της τριμελούς μου επιτροπής, θεωρώ τιμή μου που τους γνώρισα και που συνεργάστηκα μαζί τους κατά τη διάρκεια εκπόνησης της διδακτορικής μου διατριβής. Ο καθένας τους μου προσέφερε το δικό του ξεχωριστό τρόπο σκέψης για τα επιστημονικά προβλήματα και νομίζω ότι απέκτησα λίγο από τον ενθουσιασμό τους για την έρευνα που με βοήθησε να ολοκληρώσω την προσπάθειά μου. Τους εκτιμώ ιδιαίτερα για τη στάση τους ως επιστήμονες και ως ανθρώπους. -3-

14 ΠΡΟΛΟΓΟΣ Κατά τη διάρκεια εκπόνησης της διδακτορικής μου διατριβής είχα την τύχη να επισκεφτώ το Εργαστήριο Γεωφυσικής του Πανεπιστημίου Charles της Πράγας όπου και συνεργάστηκα με τον καθηγητή Jiří Jahradník και το Εργαστήριο Σεισμολογίας του Πανεπιστημίου του Berkeley όπου και συνεργάστηκα με τον καθηγητή Douglas Dreger. Οι γνώσεις και οι εμπειρίες που αποκόμισα από τις επισκέψεις αυτές ήταν καθοριστικές για την πορεία της διδακτορικής μου διατριβής. Θα ήθελα από καρδίας να τους ευχαριστήσω και τους δύο για την άψογη συνεργασία μας και για τη φιλοξενία τους την περίοδο που πέρασα κοντά τους. Ιδιαίτερες ευχαριστίες οφείλω στο διευθυντή του Γεωδυναμικού Ινστιτούτου Αθηνών, Δρ. Γιώργο Σταυρακάκη, καθώς και στους ερευνητές Δρ. Γιώργο Δρακάτο, Δρ. Αθανάσιο Γκανά και Δρ. Νίκο Μελή για την πολύ καλή συνεργασία στις από κοινού μας μελέτες ισχυρών σεισμών του χώρου του Αιγαίου Πελάγους. Επίσης ευχαριστώ θερμά τους ερευνητές του Ι.Τ.Σ.Α.Κ, Δρ. Νίκο Θεοδουλίδη και Δρ. Βασίλη Μάργαρη για τις συμβουλές τους και την καθοδήγησή τους σε θέματα μελέτης της ισχυρής εδαφικής κίνησης. Η φίλη και συνάδελφος Δρ. Ζαφειρία Ρουμελιώτη υπήρξε για εμένα πρότυπο για τη μεθοδικότητα στη δουλειά και την επιστημονική της κατάρτιση. Μου προσέφερε σημαντική βοήθεια στο ξεκίνημα της διατριβής μου, είχαμε πολύ στενή συνεργασία κατά τη διάρκεια εκπόνησής του και μου έδωσε την ευκαιρία να μάθω και να ακολουθήσω τον τρόπο δουλειάς της. Θα ήθελα να εκφράσω την αγάπη μου για όλους του φίλους και συνεργάτες μέσα στον Τομέα Γεωφυσικής του Α.Π.Θ. και κυρίως για τους συνομήλικους μεταπτυχιακούς φοιτητές, με τους οποίους περάσαμε αμέτρητες ώρες εργασίας αλλά και διασκέδασης τόσο στο γραφείο όσο και στην ύπαιθρο καθώς και σε χώρες του εξωτερικού κατά τη διάρκεια διεθνών συνεδρίων. Κατά τη διάρκεια εκπόνησης της διδακτορικής μου διατριβής, μέσω της συμμετοχής μου σε ερευνητικά προγράμματα, έτυχα πολύ σημαντικής οικονομικής στήριξης και εκφράζω τις ευχαριστίες μου στην επιστημονικώς -4-

15 ΠΡΟΛΟΓΟΣ υπεύθυνη καθ. Αναστασία Κυρατζή και στους φορείς χρηματοδότησης των ερευνητικών έργων (Γενική Γραμματεία Έρευνας και Τεχνολογίας και ΥΠΕΠΘ). Τέλος ευχαριστώ θερμά το Ίδρυμα Κρατικών Υποτροφιών (Ι.Κ.Υ) για την οικονομική του στήριξη κατά την περίοδο εκπόνησης των μεταπτυχιακών μου σπουδών. Για όλο τον υπόλοιπο χρόνο, μακριά από το πεδίο της έρευνας, η Εμανουέλα μου προσέφερε την αγάπη της, την στήριξη και την εμπιστοσύνη της και με γέμιζε με δύναμη και κουράγιο για τη συνέχεια. Χωρίς αυτή ίσως να μην γινόταν ποτέ εφικτή η ολοκλήρωση της διδακτορικής μου διατριβής. -5-

16 -6- ΠΡΟΛΟΓΟΣ

17 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Εισαγωγή 1.1 Γενικά Το Αιγαίο Πέλαγος και οι γειτονικές περιοχές έχουν ευλόγως χαρακτηριστεί από πολλούς ερευνητές ως ένα «φυσικό γεωφυσικό εργαστήριο» γιατί σε ένα πολύ μικρό χώρο παρατηρείται πλήθος μηχανισμών παραμόρφωσης (ωκεάνια κατάδυση, ηπειρωτική σύγκρουση, ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης, εφελκυσμός). Ο τρόπος με τον οποίο οι ήπειροι παραμορφώνονται είναι ένα κύριο πρόβλημα για τη μελέτη της ενεργού τεκτονικής και έχει αποτελέσει, από την εποχή της διατύπωσης της θεωρίας των λιθοσφαιρικών πλακών, αντικείμενο αντιτιθέμενων απόψεων μεταξύ των επιστημόνων. Η μεγάλη έκταση στην οποία παρατηρείται σεισμικότητα, ενεργός τεκτονική και μορφοτεκτονικά φαινόμενα, φανερώνει ότι η ηπειρωτική παραμόρφωση διαφέρει σημαντικά από την παραμόρφωση που παρατηρείται ανάμεσα σε πλάκες ωκεάνιας λιθόσφαιρας (Nyst and Thatcher, 2004). Οι περισσότερες έρευνες των τελευταίων 20 ετών για το ευρύτερο Αιγαίο Πέλαγος περιλαμβάνουν χρήση σεισμολογικών δεδομένων, κατανομή των ενεργών ρηγμάτων και βαθυμετρία σε μία προσπάθεια να καθοριστούν τα κύρια τεκτονικά όρια και να προσδιοριστεί η σχετική τους κίνηση (McKenzie, 1972, 1978; Le Pichon and Angelier, 1979, 1981; McKenzie and Jackson, 1983; Taymaz et al., 1991; Papazachos et al., 1998; Papazachos, 1999, 2002). Στο σχήμα 1.1 παρουσιάζεται μια εικόνα του χώρου του Αιγαίου στην οποία φαίνονται τα κύρια τεκτονικά και κινηματικά του χαρακτηριστικά. -7-

18 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Σχήμα 1.1 Χάρτης της ευρύτερη περιοχής του χώρου του Αιγαίου όπου παρουσιάζονται τα βασικά τεκτονικά και κινηματικά χαρακτηριστικά του (Τροποποιημένο από Papazachos et al., 1998). Το κύριο χαρακτηριστικό της τεκτονικής στο χώρο του Αιγαίου Πελάγους είναι η κατάδυση του εμπρόσθιου τμήματος της λιθόσφαιρας της Αν. Μεσογείου κάτω από την πλάκα του Αιγαίου. Οι πρώτοι που διέκριναν και μελέτησαν αυτό το φαινόμενο ήταν οι Papazachos and Comninakis (1970, 1971) τους οποίους ακολούθησαν πλήθος ερευνητών όπως οι McKenzie (1972, 1978), Le Pichon and Angelier (1979), Makropoulos and Burton (1984) και άλλοι. -8-

19 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Μηχανισμοί γένεσης των σεισμών του Αιγαίου Πελάγους Η κύρια συμβολή της Σεισμολογίας στην ενεργό τεκτονική σχετίζεται τόσο με τη χωρική κατανομή της σεισμικότητας, που καθορίζει τα όρια των λιθοσφαιρικών πλακών, όσο και με τη μελέτη των μηχανισμών γένεσης των σεισμών, που βοηθούν στον καθορισμό του πεδίου των τάσεων καθώς και στη διεύθυνση κίνησης των πλακών. Η μελέτη των μηχανισμών γένεσης στην Ελλάδα συνέβαλε στην αναγνώριση: της ζώνης ανάστροφων ρηγμάτων κατά μήκος του κυρτού τμήματος του Ελληνικού τόξου (Papazachos and Delibasis, 1969), του εφελκυστικού πεδίου στην ηπειρωτική Ελλάδα και τη γειτονική περιοχή (McKenzie, 1970, 1972) και της συνέχειάς του βόρεια από τη ζώνη του βορείου Αιγαίου (Papazachos et al., 1979) καθώς και των ρηγμάτων οριζόντιας μετατόπισης στην περιοχή της Κεφαλλονιάς (Scordilis et al., 1985, Louvari et al., 1999) και στο βόρειο Αιγαίο Πέλαγος (Galanopoulos, 1967, McKenzie, 1972). Στο σχήμα 1.2 παρουσιάζονται μηχανισμοί γένεσης για τον ευρύτερο χώρο του Αιγαίου Πελάγους που προέρχονται από μια βάση ~2000 μηχανισμών (Kiratzi et al., 2007). Σύμφωνα με την εργασία των Papazachos et al. (1998) και τους μέχρι τότε δημοσιευμένους μηχανισμούς γένεσης χωρίστηκε ο ευρύτερος χώρος του Αιγαίου Πελάγους σε περιοχές που έχουν παρόμοιες ιδιότητες όσον αφορά το είδος διάρρηξης και οι οποίες είναι οι ακόλουθες: Η ζώνη ανάστροφων ρηγμάτων κατά μήκος της Αδριατικής θάλασσας Αυτή η ζώνη ακολουθεί την ανατολική ακτή της Αδριατικής θάλασσας και του Β. Ιονίου Πελάγους. Ο τυπικός μηχανισμός γένεσης για τους σεισμούς που συμβαίνουν σε αυτή την περιοχή είναι: Επίπεδο 1: ζ = 328, δ = 32, λ = 90, Ολίσθηση : α = 59, φ = 32-9-

20 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Σχήμα 1.2 Μηχανισμοί γένεσης των σεισμών με Μ>5.0 για τον ευρύτερο χώρο του Αιγαίου. Με μαύρο χρώμα είναι μηχανισμοί σε ανάστροφα ρήγματα, με κόκκινο χρώμα σε ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης και με πράσινο χρώμα τα κανονικά ρήγματα (Kiratzi et al., 2007). -10-

21 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 όπου α είναι το αζιμούθιο και δ η γωνία κλίσης του ρήγματος. Από την τυπική λύση φαίνεται ότι η περιοχή χαρακτηρίζεται από μικρής γωνίας ανάστροφα ρήγματα, τα οποία είναι παράλληλα προς τις ακτές και συνήθως κλίνουν προς αυτές. Η ζώνη ανάστροφων ρηγμάτων του Ελληνικού Τόξου Η ζώνη αυτή που ακολουθεί το Ελληνικό τόξο αναγνωρίσθηκε για πρώτη φορά από τους Papazachos and Delibasis (1969). Ο τυπικός μηχανισμός γένεσης που αναμένεται να έχουν οι μελλοντικοί σεισμοί στο τόξο έχει τις ακόλουθες παραμέτρους: Επίπεδο 1: ζ = 310, δ = 24, λ = 102, Ολίσθηση α=26,φ=23 Πρόκειται για μια ζώνη ανάστροφων ρηγμάτων μικρής γωνίας κλίσης. Στο δυτικό τμήμα (Ζάκυνθος ΝΔ Κρήτη), τα ρήγματα έχουν παράταξη ΝΔ-ΒΑ, 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 ότι ο άξονας της μέγιστης συμπίεσης είναι κάθετος προς τις ακτές. Στην ανατολική πλευρά της ζώνης (ΝΑ Κρήτη Ρόδος) το είδος της διάρρηξης παραμένει το ίδιο όπως και στη δυτική πλευρά του τόξου. Κατά συνέπεια προκύπτει ότι η παράταξη των ρηγμάτων όπως και του άξονα της μέγιστης συμπίεσης δεν επηρεάζεται άμεσα από την τοπογραφία και την ύπαρξη της κατάδυσης. Η ερμηνεία η οποία δίνεται σήμερα για αυτή τη σταθερή συμπεριφορά των ανάστροφων ρηγμάτων κατά μήκος όλου του Ελληνικού τόξου, όπως θα αναλυθεί και αργότερα, είναι ότι τα ρήγματα αυτά σχετίζονται κατά κύριο λόγο με τη διαδικασία της εφίππευσης της λιθόσφαιρας του Αιγαίου πάνω στη λιθόσφαιρα της Ανατολικής Μεσογείου. -11-

22 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Η ζώνη εφελκυσμού κατά μήκος των Ελληνίδων Οροσειρών Αυτή η σεισμική ζώνη ακολουθεί τις Ελληνίδες οροσειρές και σχετίζεται με εφελκυσμό Α-Δ κατά μήκος ρηγμάτων παράταξης Β-Ν. Η ύπαρξη της ζώνης αυτής αναγνωρίσθηκε για πρώτη φορά από τους μηχανισμούς γένεσης μεγάλων σεισμών (Papazachos et al., 1984) καθώς και από τη μελέτη μικροσεισμών (Kiratzi et al., 1987). Το νοτιότερο τμήμα της ζώνης αυτής τεκμηριώθηκε με πρόσθετα σεισμολογικά στοιχεία (Armijo et al., 1992) ενώ η προέκτασή της κατά μήκος της ζώνης μετάβασης από τα ανάστροφα ρήγματα του εξωτερικού Ελληνικού τόξου προς το κανονικά ρήγματα του Αιγαίου τεκμηριώθηκε και με γεωδαιτικά στοιχεία. Ο τυπικός μηχανισμός για τη ζώνη αυτή έχει τις παραμέτρους: Επίπεδο 1: ζ = 11, δ = 46, λ = -93, Ολίσθηση: α = 281, φ = 44 Αυτός ο τυπικός μηχανισμός γένεσης είναι χαρακτηριστικός για τους σεισμούς για όλο το μήκος της ζώνης από τη βόρεια Αλβανία μέχρι και τη ΒΑ. Κρήτη-Δ. Ρόδο. Η ζώνη εφελκυσμού της οπισθότοξης περιοχής Εφελκυσμός περίπου Β-Ν σε μια ευρεία ζώνη που περιλαμβάνει το Αιγαίο και τις γύρω ηπειρωτικές περιοχές προτάθηκε για πρώτη φορά από το McKenzie (1970, 1972, 1978). Είναι μια ζώνη συνεχούς παραμόρφωσης με εφελκυστικές διαδικασίες που καλύπτει τη νότια Βουλγαρία και Γιουγκοσλαβία, τη βόρεια και κεντρική Ελλάδα, το ηφαιστειακό τόξο του νοτίου Αιγαίου, τη ΝΔ Τουρκία καθώς και την κεντρική δυτική Τουρκία. Ο τυπικός μηχανισμός για τη ζώνη αυτή έχει τις παραμέτρους: Επίπεδο 1: ζ = 82,δ = 46,λ = -92, Ολίσθηση: α = 352, φ = 44 Παρατηρούμε ότι κατά μέσο όρο εφελκυσμός σε διεύθυνση Β-Ν οδηγεί σε ολίσθηση κανονικών ρηγμάτων τα οποία έχουν παράταξη περίπου Α-Δ. -12-

23 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Η ζώνη ρηγμάτων οριζόντιας-μετατόπισης Αυτή η ζώνη έχει διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ. Ξεκινάει από το δυτικό τμήμα του ρήγματος της Β. Ανατολίας και συνεχίζει στο Β. Αιγαίο, μέχρι την ενδοχώρα της ηπειρωτικής Ελλάδας, όπου διακόπτεται απότομα. Ξαναεμφανίζεται η ζώνη αυτή στην περιοχή της Δ. Πελοποννήσου και των Ιονίων νήσων και σταματάει στο ρήγμα μετασχηματισμού της Κεφαλονιάς. Ο ΒΑ κλάδος της ζώνης ρηγμάτων οριζόντιας μετατόπισης αναγνωρίσθηκε από παρατηρήσεις πεδίου στο ρήγμα της Β. Ανατολίας αλλά ο ΝΔ κλάδος αυτής της ζώνης αναγνωρίσθηκε από σεισμολογικές παρατηρήσεις (Scordilis et al., 1985; Papazachos et al., 1994; 1997c). Ο τυπικός μηχανισμός γένεσης για αυτή τη ζώνη που χαρακτηρίζεται από ολίσθηση ρηγμάτων οριζόντιας μετατόπισης είναι: Επίπεδο 1: ζ = 47, δ = 88, λ = 176, Ολίσθηση: α=227, φ = 4 Η πλατιά αυτή ζώνη όπου υπάρχουν ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης είναι το κινηματικό αποτέλεσμα της προς τα δυτικά κίνησης της πλάκας της Ανατολίας και της γρήγορης προς τα ΝΔ κίνησης του Αιγαίου. Θα πρέπει να τονισθεί εδώ ότι, παρόλο που η κίνηση στα ρήγματα της ζώνης αυτής είναι οριζόντιας μετατόπισης, εντούτοις υπάρχουν και κανονικά ή ανάστροφα ρήγματα που ενεργοποιούνται στις περιοχές αυτές ως αποτέλεσμα των εφελκυστικών ή συμπιεστικών πεδίων που περιγράφηκαν προηγουμένως. -13-

24 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Κινηματικά μοντέλα Μεγάλη ώθηση στην κατανόηση των τεκτονικών κινήσεων και της παραμόρφωσης του φλοιού έδωσαν οι μετρήσεις με όργανα GPS. Η μέθοδος αυτή έχει το πλεονέκτημα ότι προσφέρει άμεση ποσοτικοποίηση και επιτρέπει την ακριβή χαρτογράφηση των ταχυτήτων σε κάθε σταθμό. Οι μετρήσεις GPS, που αυξάνονται διαρκώς με την πάροδο του χρόνου και βελτιώνονται ποιοτικά, χρησιμοποιούνται πλέον ευρέως για τον καθορισμό των χαρακτηριστικών της κίνησης των πλακών (Billiris et al., 1991; Le Pichon et al., 1995; Davies et al., 1997; Clarke et al., 1998; Cocard et al., 1999; Briole et al., 2000; McClusky et al., 2000; Kotzev et al., 2001; Ayhan et al., 2002, ανάμεσα σε άλλους). Παράλληλα, για την περιοχή μελέτης, πλήθος νεοτεκτονικών και παλαιοσεισμολογικών μελετών σε διάφορες περιοχές του ελληνικού χώρου (Pavlides and Mountrakis, 1987; Pavlides et al., 1988; Pavlides and Caputo, 1994; Pavlides, 1996; Mattei et al., 2004; Chatzipetros et al., 2005, ανάμεσα σε άλλους) συντέλεσαν σημαντικά στην κατανόηση των κινήσεων στο εσωτερικό των πλακών. Επίσης παρείχαν πληροφορίες για περιοχές όπου δεν καλύπτονται από μετρήσεις GPS ή δεν έχουν γίνει ισχυροί σεισμοί ώστε να υπάρχουν καταγραφές ή στοιχεία που να αποδεικνύουν ενεργοποίηση ρηξιγενών ζωνών. Τα πρώτα μοντέλα που προτάθηκαν, όμως, στηρίζονταν αποκλειστικά στους μηχανισμούς γένεσης ισχυρών σεισμών. Ο McKenzie (1972, 1978) ήταν ο πρώτος που χρησιμοποίησε τις πρώτες αποκλίσεις επιμήκων (Ρ-) κυμάτων για να υπολογίσει μηχανισμούς γένεσης και να προτείνει ένα μοντέλο το οποίο να ερμηνεύει την κατανομή της σεισμικότητας στο χώρο του Αιγαίου (Σχ. 1.3a). Κατά τον McKenzie η σεισμικότητα οφείλεται στις κινήσεις ενός συστήματος άκαμπτων πλακών όπως είναι η Αραβική πλάκα, η πλάκα της Ανατολίας και αυτή του Αιγαίου όπου η κίνηση μεταφέρεται από την Αραβική πλάκα προς το χώρο του Αιγαίου, υπογραμμίζοντας παράλληλα τη συνεισφορά του υλικού του μανδύα στην κίνηση αυτή. -14-

25 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Οι McKenzie and Jackson (1983) υποστήριξαν ότι οι περιοχές της κεντρικής Ελλάδας συμπεριφέρονται ως τεμάχη (blocks) που περιστρέφονται δεξιόστροφα με γωνιακή ταχύτητα ανάλογη του θερμού υλικού που βρίσκεται στην ασθενόσφαιρα. Δικαιολόγησαν επίσης τη Β-Ν διεύθυνση των διανυσμάτων ολίσθησης (slip vectors) που παρατηρείται στην κεντρική Ελλάδα με ΝΝΔ δεξιόστροφες κινήσεις των τεμαχών και των ρηγμάτων σε σχέση με την Ευρασία (Σχ. 1.3b). Οι Taymaz et al. (1991) υποστήριξαν ότι η παραμόρφωση στο χώρο του Αιγαίου οφείλεται κυρίως σε τρεις παράγοντες: (α) Στην προς δυσμάς κίνηση της Τουρκίας μέσω του ρήγματος της Β. Ανατολίας (ενεργοποίηση ρηγμάτων οριζόντιας μετατόπισης), (β) στην ηπειρωτική σύγκρουση Απουλίας με τη ΒΔ Ελλάδα η οποία δεν επιτρέπει την περιστροφή στην κεντρική Ελλάδα και έτσι ενεργοποιούνται κανονικά ρήγματα και (γ) στην κατάδυση στο χώρο του νοτίου Αιγαίου (Σχ. 1.3c). Τα πρώτα αποτελέσματα από μετρήσεις GPS χρησιμοποιήθηκαν από τους Le Pichon et al. (1995), οι οποίοι πρότειναν ένα μοντέλο δύο τεμαχών για την περιοχή του Αιγαίου, με δεξιόστροφη περιστροφή της κεντρικής Ελλάδας και αριστερόστροφη του νοτίου Αιγαίου και της Ανατολίας, εφελκυσμό στον κόλπο της Κορίνθου και ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης στο χώρο του Βορείου Αιγαίου Πελάγους (Σχ. 1.3d). Οι Armijo et al. (1996) εστίασαν στα φαινόμενα που παρατηρούνται στις απολήξεις των κλάδων του ρήγματος της βόρειας Ανατολίας στην περιοχή του Αιγαίου και της κεντρικής Ελλάδας. Υποστήριξαν ότι ο εφελκυσμός περιορίζεται στις περιοχές όπου τερματίζουν τα δεξιόστροφα ρήγματα της Β. Ανατολίας. Εφελκυσμός, σύμφωνα με τους Armijo et al. (1996), παρατηρείται σε περιοχές του Ν. Αιγαίου και της ΝΔ Τουρκίας αλλά με μικρότερη ένταση από ότι στην υπόλοιπη Ελλάδα (Σχήμα 1.3e). Ο Papazachos (1999) χρησιμοποιώντας σεισμολογικές παρατηρήσεις και μετρήσεις GPS παρατήρησε ότι οι ταχύτητες παραμόρφωσης των πλακών στο -15-

26 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 χώρο του Αιγαίου Πελάγους αυξάνονται από τα ανατολικά προς τα δυτικά με παράλληλη αύξηση της συνιστώσας της Β-Ν διεύθυνσης του διανύσματος των ταχυτήτων. Υποστήριξε ότι η κίνηση της Ανατολίας μπορεί να περιγραφεί ικανοποιητικά αν θεωρηθεί ως μια άκαμπτη μικροπλάκα που περιστρέφεται (rigid body rotation), παρατήρηση που δεν μπορεί να εφαρμοστεί στο Αιγαίο στο οποίο μεταφέρεται η κίνηση της Ανατολίας μέσω μιας μεταβατικής ζώνης στα δυτικά παράλια της Τουρκίας(Σχ. 1.3f). Οι McClusky et al. (2000) χρησιμοποίησαν μεγάλο αριθμό σταθμών GPS και υψηλής ποιότητας δεδομένα για τον καθορισμό περιστρεφόμενων τεμαχών στην κεντρική Ανατολία και στο νότιο Αιγαίο. Ήταν οι πρώτοι που αναγνώρισαν την μικροπλάκα του νοτίου Αιγαίου και ποσοτικοποίησαν την κίνησή της από τις περιοχές του Ανατολικού Αιγαίου έως την Πελοπόννησο. Πρότειναν ότι μεγάλο μέρος του Αιγαίου παραμορφώνεται λόγω εφελκυσμού ο οποίος είναι κατανεμημένος στην ευρύτερη περιοχή (Σχ. 1.4a). Ο Papazachos (2002) επεξεργάστηκε σεισμολογικά δεδομένα και δεδομένα GPS (Σχ. 1.4b) ώστε να κατασκευάσει ένα συνεχές πεδίο ταχυτήτων για το χώρο του Αιγαίου. Έπειτα από συνδυασμένη ερμηνεία των παρατηρήσεων κατέληξε στο συμπέρασμα ότι στα ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης του Β. Αιγαίου και της Κεφαλονιάς σχεδόν όλη η παραμόρφωση εκφράζεται με τη γένεση σεισμών ενώ στην κεντρική Ελλάδα μόνο το 20%-40% της παραμόρφωσης εκλύεται με γένεση σεισμών. Επίσης συμπέρανε ότι το Αιγαίο θα πρέπει να θεωρείται ξεχωριστή μικροπλάκα της οποίας το δυτικό τμήμα περιστρέφεται δεξιόστροφα ενώ το ανατολικό αριστερόστροφα. Οι Goldsworthy et al. (2002) χρησιμοποίησαν ένα σύνολο δεδομένων (γεωμορφολογικά, GPS, σεισμολογικά, γεωλογικά) και πρότειναν ένα μοντέλο για την κεντρική Ελλάδα που περιλαμβάνει τρία τεμάχη που περιστρέφονται δεξιόστροφα ενώ ταυτόχρονα παρατηρείται και εφελκυσμός στα όρια μεταξύ τους (Σχ. 1.4c). Παρατήρησαν επίσης ότι ο εφελκυσμός στον κόλπο της Κορίνθου μειώνεται προς τα ανατολικά ενώ σε αντίστοιχες περιοχές (λεκάνες) -16-

27 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 της Θεσσαλίας, Μακεδονίας και στην Εύβοια ο εφελκυσμός μειώνεται προς τα δυτικά. Οι Nyst and Thatcher (2004) προτείναν ένα μοντέλο που αποτελείται από τέσσερις μικροπλάκες (Σχ 1.4d), ενώ στο εσωτερικό των άκαμπτων τεμαχών (rigid blocks) παρατήρησαν περιοχές οι οποίες παραμορφώνονται, ένδειξη της ύπαρξης τάσεων στο εσωτερικό τους. Επίσης, υποστηρίζουν ότι οι απομονωμένες αυτές περιοχές είναι πιθανό να αποτελούν όρια μικρότερων σε μέγεθος τεμαχών τα οποία δεν μπορούν να οριοθετηθούν λόγω της διακριτικής ικανότητας των δικτύων GPS, όπως αυτά είναι σήμερα. Συμπερασματικά, από τα παραπάνω προκύπτει ότι το Αιγαίο Πέλαγος και οι γειτονικές περιοχές παρουσιάζουν έντονη εσωτερική παραμόρφωση και απαιτείται ένας αριθμός μικροπλακών, με σχετική μεταξύ τους κίνηση, για να ερμηνευθεί το πεδίο ταχυτήτων είτε αυτό προκύπτει από σεισμολογικά δεδομένα είτε από γεωδαιτικές παρατηρήσεις. -17-

28 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Σχήμα 1.3 Κινηματικά μοντέλα για τον ευρύτερο χώρο του Αιγαίου που έχουν προταθεί σε προηγούμενες εργασίες. a) McKenzie 1972, 1978, b) McKenzie and Jackson, 1983, c) Taymaz et al., 1991, d) Le Pichon et al., 1995, e) Armijo et al., 1996, f) Papazachos,

29 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Σχήμα 1.4 Κινηματικά μοντέλα για τον ευρύτερο χώρο του Αιγαίου που έχουν προταθεί σε προηγούμενες εργασίες. a) McClusky et al., 2000, b) Papazachos, 2002, c) Goldsworthy et al., 2001, d) Nyst and Thatcher,

30 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Δομή της λιθόσφαιρας στο χώρο του Αιγαίου Από τα μέσα της δεκαετίας του 1960 ένα πλήθος σεισμολογικών μεθόδων έχει εφαρμοστεί για τον καθορισμό της δομής του φλοιού και του πάνω μανδύα στο χώρο της ΝΑ Ευρώπης. Οι κυριότερες μέθοδοι που έχουν εφαρμοστεί περιλαμβάνουν αυτές της σεισμικής διάθλασης και ανάκλασης, σκέδασης των επιφανειακών κυμάτων καθώς επίσης και συνδυασμούς τους με άλλες γεωφυσικές μεθόδους όπως αυτές των βαρυτικών, μαγνητικών και ηλεκτρικών μετρήσεων, οι οποίες όμως έχουν εφαρμοστεί και ανεξάρτητα για τον ίδιο σκοπό. Στην πλειοψηφία των περιπτώσεων έχουν καθοριστεί μονοδιάστατα μοντέλα ταχυτήτων (1D) ή τρισδιάστατα (3D) με σύνθεση μονοδιάστατων μοντέλων. Κυρίως μετά το 1986 έγιναν διαθέσιμα τα πρώτα τρισδιάστατα μοντέλα για τη λιθόσφαιρα και το φλοιό του Αιγαίου, προερχόμενα από αντιστροφή των χρόνων διαδρομής των κυμάτων χώρου και των επιφανειακών κυμάτων. Όπως αναφέρθηκε προηγούμενα, το κύριο χαρακτηριστικό που διαμορφώνει σε σημαντικό βαθμό την τεκτονική κατάσταση στο Αιγαίο είναι η κατάδυση της λιθόσφαιρας της Ανατολικής Μεσογείου κάτω από το Ν. Αιγαίο. Τομογραφικές εικόνες από τις εργασίες των Spakman (1986) και Spakman et al. (1988, 1993) διέκριναν τη ζώνη κατάδυσης ως μια ζώνη υψηλών ταχυτήτων μέσα στη ζώνη χαμηλών ταχυτήτων του Ν. Αιγαίου που αντιστοιχεί στην περιοχή της ηφαιστειότητας και υψηλής ροής θερμότητας. Για τη μελέτη της δομής του φλοιού ιδιαίτερη σημασία έχουν οι εργασίες στις οποίες χρησιμοποιήθηκαν χρόνοι διαδρομής από τεχνητές εκρήξεις για να μελετηθεί η δομή, τα αποτελέσματα των οποίων δημοσιεύονται σε σειρά εργασιών (Makris, 1975, 1978 μεταξύ άλλων). Ο Παναγιωτόπουλος (1984) και οι Panagiotopoulos and Papazachos (1985) καθόρισαν ένα μέσο μοντέλο για τον ευρύτερο χώρο του Αιγαίου μελετώντας χρόνους διαδρομής των σεισμικών κυμάτων, με ένα ιζηματογενές στρώμα πάχους 1.5 km και με ταχύτητα Ρs=

31 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 km/sec, γρανιτικό στρώμα πάχους 17 km με ταχύτητα Ρg=6.0 km/sec και βασαλτικό στρώμα πάχους 12.5 km με ταχύτητα Ρb= 6.6 km/sec. Οι ίδιοι ερευνητές υπολόγισαν πάχη για το φλοιό με μέσες τιμές km στην περιοχή των Ελληνίδων οροσειρών και της Αλβανίας και km για την περιοχή του νοτίου Αιγαίου Πελάγους, της κεντρικής Ελλάδας, νότιας Γιουγκοσλαβίας και της Μικράς Ασίας, ενώ για την περιοχή της Ροδόπης καθόρισαν πάχη km. Η δομή του φλοιού και του ανώτερου μανδύα στο χώρου του Αιγαίου μελετήθηκε στη συνέχεια από τους Παπαζάχο (1994) και Papazachos et al. (1995) με πλήθος δεδομένων τοπικών σεισμών και από τους Papazachos and Nolet (1997) με τη χρήση νέων τεχνικών αντιστροφής, όπου ο τρισδιάστατος καθορισμός της σεισμικής ακτίνας επέτρεψε τη βελτίωση των αποτελεσμάτων και την επέκταση της τομογραφίας στα S- κύματα. Στο σχήμα 1.5 παρουσιάζονται αποτελέσματα από την εργασία των Papazachos and Nolet (1997) σε μια τομή διεύθυνσης ΝΔ-ΒΑ. Η δομή της λιθόσφαιρας στο χώρο του Αιγαίου μελετήθηκε και με τη χρήση καμπύλων σκέδασης των επιφανειακών κυμάτων από τους Novotny et al. (2001) καθώς και από τους Karagianni et al. (2002, 2005) (Σχ. 1.6). Σχήμα 1.5 Μεταβολή της ταχύτητας των Ρ κυμάτων κατά μήκος ΝΔ-ΒΑ τομής του χώρου του Αιγαίου Πελάγους. Διακρίνεται η μεταβολή του βάθους της ασυνέχειας Moho και η γεωμετρία της καταδυόμενης λιθόσφαιρας (Papazachos and Nolet, 1997). -21-

32 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Σχήμα 1.6 Πάχη του φλοιού όπως υπολογίστηκαν από τους Karagianni et al. (2005). Στο ίδιο σχήμα παρουσιάζονται (μαύρα τρίγωνα) τα αποτελέσματα των van der Meijde et al. (2003) για το βάθος της ασυνέχειας Moho μαζί με τα αντίστοιχα σφάλματα. Η παρουσία της καταδυόμενης λιθόσφαιρας έχει οδηγήσεις αρκετούς ερευνητές στη μελέτη των χαρακτηριστικών της ώστε να κατανοηθεί ο μηχανισμός γένεσης των σεισμών σε μεγάλα βάθη. Σε εργασία των Papazachos et al. (2000) χρησιμοποιούνται σεισμοί με καλά προσδιορισμένες εστιακές παραμέτρους για την απεικόνιση της γεωμετρίας της καταδυόμενης λιθόσφαιρας, ενώ οι Bohnhoff et al. (2001) απεικόνισαν με λεπτομέρεια το εμπρόσθιο τμήμα της ζώνης κατάδυσης στην περιοχή της Κρήτης με χρήση σεισμικών μεθόδων. Οι Benetatos et al. (2004) υπολόγισαν εστιακές παραμέτρους, με αντιστροφή κυμάτων χώρου, για ένα σημαντικό αριθμό σεισμών ενδιαμέσου βάθους και επιβεβαίωσαν τις παρατηρήσεις των Kiratzi and Papazachos (1995) σχετικά με τη διεύθυνση των τάσεων στην καταδυόμενη λιθόσφαιρα, ενώ οι Bohnhoff et al. (2005) συνέλεξαν αξιόπιστες λύσεις μηχανισμών γένεσης και ερμήνευσαν το πεδίο των τάσεων στο χώρο του Νοτίου Αιγαίου Πελάγους. Οι Sodoudi et al. (2007) χρησιμοποιώντας την τεχνική των -22-

33 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 συναρτήσεων δέκτη (receiver functions) μελέτησαν σεισμικές καταγραφές από τηλεσεισμούς σε 65 σταθμούς στο χώρο του Αιγαίου. Υπολόγισαν με αυτό τον τρόπο τα βάθη της ασυνέχειας Moho και διαπίστωσαν ότι το Νότιο Αιγαίο έχει επηρεαστεί πολύ περισσότερο από τον εφελκυσμό, με πάχη φλοιού της τάξης των 20-22km, από ότι το Βόρειο Αιγαίο όπου και το πάχος του φλοιού είναι μεγαλύτερο, της τάξης των km. Όσον αφορά τη δομή με βάση μετρήσεις δυναμικών πεδίων οι Tsokas and Hansen (1997) χρησιμοποιώντας βαρυτικά δεδομένα υπολόγισαν μια μέση τιμή για το βάθος της ασυνέχειας Moho σε ~32 km για τον ελληνικό χώρο, για το κεντρικό και βόρειο Αιγαίο πάχη του φλοιού που κυμαίνονται από km ενώ για τη δυτική Ελλάδα (Ελληνίδες οροσειρές) πάχη ~40-49 km. Οι Tirel et al. (2004) αντέστρεψαν βαρυτικά δεδομένα και υπολόγισαν μια μέση τιμή πάχους φλοιού ~25 km για το κεντρικό Αιγαίο με μικρές διαφορές +2 km προς την πλευρά των Ελληνίδων οροσειρών και -2 km προς την πλευρά της Ανατολίας. 1.4 Ενεργός παραμόρφωση του χώρου του Αιγαίου Πελάγους Ενεργός Παραμόρφωση με τη χρήση σεισμικών δεδομένων Η μελέτη της ενεργού παραμόρφωσης της λιθόσφαιρας και ειδικότερα του φλοιού βασίστηκε κατά κύριο λόγο στη χρήση σεισμικών δεδομένων. Η τεχνική αυτή εφαρμόστηκε στον χώρο του Αιγαίου σε τοπική κλίμακα για τη μελέτη της παραμόρφωσης στον Κορινθιακό κόλπο (Tselentis and Makropoulos, 1986). Οι Jackson and McKenzie (1988a) εφάρμοσαν την τεχνική τους στην ευρύτερη ζώνη των Άλπεων-Ιμαλαΐων περιλαμβάνοντας και το χώρο του Αιγαίου. Σύμφωνα με τα αποτελέσματά τους ο χώρος του Αιγαίου παρουσίαζε μία επέκταση της τάξης των 100 χιλιοστών ανά έτος. Η τιμή αυτή ήταν υπερβολική και μερικώς αναθεωρήθηκε από τους ίδιους ερευνητές σε 20-60χιλ./έτος (Jackson and McKenzie, 1988b). Αντίθετα, κατά μήκος του Ελληνικού -23-

34 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 τόξου ο ρυθμός σύγκλισης ο οποίος υπολόγισαν ήταν σχετικά μικρός, της τάξης των 15χιλ./έτος. Η σύγκριση αυτών των ταχυτήτων παραμόρφωσης που υπολογίστηκαν για πρώτη φορά για το χώρο του Αιγαίου με ανεξάρτητους υπολογισμούς, οι οποίοι βασίζονταν σε διαφορετικά σεισμοτεκτονικά στοιχεία, όπως διανύσματα ολίσθησης μεγάλων σεισμών, λέπτυνση φλοιού Αιγαίου, κλπ. καθώς και παλαιομαγνητικά δεδομένα (McKenzie, 1978; LePichon and Angelier, 1979; Kissel and Laj, 1988) οδήγησαν στη δημιουργία του πρώτου μοντέλου ταχυτήτων παραμόρφωσης για το χώρο του Αιγαίου. Ο υπολογισμός των ταχυτήτων παραμόρφωσης, ο οποίος χρησιμοποιήθηκε από πολλούς ερευνητές, στηρίζεται στην άθροιση τανυστών σεισμικής ροπής. Η μέθοδος αυτή χρησιμοποιήθηκε για τη μελέτη των ταχυτήτων παραμόρφωσης κυρίως σε σημαντικές ζώνες ρηγμάτων του Ελληνικού χώρου (Eyidogan, 1988, Ambraseys and Jackson, 1990, Papazachos et al., 1991, Kiratzi, 1991, 1993) αλλά και γενικότερα της Μεσογείου (Ekström and England, 1989). To κύριο μειονέκτημα αυτής της μεθόδου ότι είναι ευαίσθητη στην πληρότητα των δεδομένων (μηχανισμοί γένεσης) τα οποία είναι διαθέσιμα και αξιόπιστα μόνο για τα τελευταία 30 χρόνια. Οι Papazachos and Kiratzi (1992) πρότειναν μία τεχνική η οποία στηρίζεται στο πλήρες σύνολο της καταγεγραμμένης πλήρους σεισμικότητας για τον υπολογισμό του ρυθμού παραμόρφωσης και στη χρήση των μηχανισμών γένεσης για τον υπολογισμό μόνο της μορφής της σεισμικότητας. Η μέθοδος αυτή εφαρμόστηκε τόσο σε τοπική (Papazachos and Kiratzi, 1992) όσο και σε ευρύτερη κλίμακα στο χώρο του Αιγαίου (Kiratzi and Papazachos, 1995, Papazachos and Kiratzi, 1996) αλλά και της Μεσογείου (Kiratzi and Papazachos, 1995) Ενεργός Παραμόρφωση με τη χρήση νεοτεκτονικών και παλαιομαγνητικών δεδομένων Η χρήση νεοτεκτονικών και παλαιομαγνητικών αποτελεσμάτων έχει ιδιαίτερη σημασία για τη μελέτη της ενεργού παραμόρφωσης του φλοιού. Η -24-

35 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 προφανής συνεισφορά της τεκτονικής γεωλογίας-νεοτεκτονικής είναι αυτή που σχετίζεται με τη μελέτη των ενεργών ρηγμάτων και των ζωνών διάρρηξης του Ελληνικού χώρου. Γενικότερα, η συνεισφορά της τεκτονικής γεωλογίαςνεοτεκτονικής σε σχέση με τη μελέτη της ενεργού παραμόρφωσης στο χώρο του Αιγαίου επικεντρώνεται κυρίως στη μελέτη των μετα-ολιγοκαινικών ρηγμάτων του χώρου του Αιγαίου. Ιδιαίτερα σημαντικές ήταν μία σειρά από εργασίες (Mercier et al., 1976, 1979, 1989, McKenzie, 1978, Dewey and Sengor, 1979, LePichon and Angelier, 1979, Mascle and Martin, 1990, Meulenkamp et al., 1988) οι οποίες βοήθησαν την κατανόηση της ενεργού τεκτονικής του χώρου του Αιγαίου. Επίσης, μία σειρά από τοπικές μελέτες οδήγησαν σε σημαντικά συμπεράσματα σχετικά με τη γεωμετρία και τον τρόπο λειτουργίας συγκεκριμένων ρηγμάτων και ζωνών διάρρηξης του χώρου του Αιγαίου. Κλασικό παράδειγμα αποτελούν οι εργασίες των Barka and Kadinsky-Cade (1988) και Roussos and Lyssimachou (1991) για την μορφή του δυτικού τμήματος του ρήγματος της Ανατολίας και της συνέχειάς του στο βόρειο Αιγαίο με την εμφάνιση υπο-παράλληλων δεξιόστροφων ρηγμάτων οριζόντιας μετατόπισης. Παράλληλα, οι μελέτες αυτές διαμόρφωσαν τη γενική εικόνα για τη γεωτεκτονική εξέλιξη του χώρου του Αιγαίου π.χ. οδήγησαν στη διαπίστωση ότι ο εφελκυσμός στο χώρο του Αιγαίου γίνεται ο κυρίαρχος τρόπος παραμόρφωσης κυρίως από τις αρχές του Μειοκαίνου (Angelier et al., 1982), ο οποίος όμως έχει τροποποιηθεί σε σχέση με τη διεύθυνσή του, όπως προέκυψε και από μία σειρά από τοπικές μελέτες (π.χ. Caputo, 1990). Ιδιαίτερα σημαντική είναι και η πρόσφατη ανάπτυξη της παλαιοσεισμολογίας, δηλαδή της μελέτης πρόσφατων δραστηριοποιήσεων ρηγμάτων σε ιστορικούς χρόνους, με τη υπαίθρια μελέτη εγκάρσιων τομών ρηγμάτων. Την εικόνα της εξέλιξης στο χρόνο του ενεργού πεδίου παραμόρφωσης συμπληρώνουν τα παλαιομαγνητικά στοιχεία για το χώρο του Αιγαίου, ιδιαίτερα του Καινοζωικού που είναι τα πιο πλήρη και ενδιαφέροντα σε σχέση με την ενεργό τεκτονική του χώρου. Τα τελευταία δεκαπέντε χρόνια μία -25-

36 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 σειρά από Ευρωπαίους (κυρίως Γάλλους) και Έλληνες ερευνητές ασχολήθηκαν με τη συλλογή ενός μεγάλου συνόλου δεδομένων κυρίως από την ηπειρωτική Ελλάδα (Horner and Freeman, 1983, Kissel et al., 1986a,b, Kondopoulou, 1982, 1986, Kondopoulou and Westphal, 1986, Kondopoulou and Atzemoglou, 1989, Laj et al., 1982, Marton et al., 1990, Lovlie et al., 1990, Speranza et al., 1992, Valente et al., 1982). Γενικά έχουμε την κυριαρχία των δεξιόστροφων περιστροφών σε όλη την ηπειρωτική Ελλάδα κατά μήκος των Ελληνίδων αλλά και σε όλη τη Μακεδονία και τη Θράκη. Αριστερόστροφες περιστροφές εμφανίζονται κυρίως στο νότιο-δυτικό Αιγαίο με ταυτόχρονη όμως παρουσία και αρκετών δεξιόστροφων περιστροφών. Γενικά, όμως, οι δεξιόστροφες περιστροφές εμφανίζουν τις μεγαλύτερές τους τιμές στη δυτική Ελλάδα (κατά μέσο όρο μέχρι 50 ο ) και μειώνονται κάτω από την τάφρο του βορείου Αιγαίου καθώς κινούμαστε προς το κεντρικό Αιγαίο για να καταλήξουμε στη σχετική κυριαρχία των αριστερόστροφων περιστροφών στο νότιο-δυτικό Αιγαίο. Αυτή η εικόνα (ισχυρές δεξιόστροφες περιστροφές στην ηπειρωτική Ελλάδα, αριστερόστροφες στο νότιο-δυτικό Αιγαίο), η οποία τεκμηριώνεται από τις παλαιομαγνητικές μετρήσεις, είναι ιδιαίτερα σημαντική για όλα τα μοντέλα για την τεκτονική του χώρου του Αιγαίο, όπως περιγράφεται αναλυτικά παρακάτω Ενεργός Παραμόρφωση με τη χρήση μετρήσεων GPS και διανύσματα ολίσθησης ισχυρών σεισμών Τα τελευταία χρόνια οι μετρήσεις GPS βοήθησαν πολύ στην αποτύπωση και μελέτη του πεδίου ταχυτήτων στην επιφάνεια. Η εικόνα που παρουσιάζουν οι μετρήσεις αυτές είναι συνήθως μια ομαλή μεταβολή του πεδίου ταχυτήτων, φαινόμενο που μπορεί να οφείλεται είτε στις τεχνικές που χρησιμοποιούνται για εξομάλυνση των μετρήσεων είτε στην αραιή θέση των σταθμών και στο γεγονός ότι στο χρονικό διάστημα που αυτοί χρησιμοποιούνται δεν γίνονται αρκετοί ισχυροί σεισμοί. -26-

37 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Για την περιοχή του Αιγαίου Πελάγους έχει δημοσιευθεί ένας σημαντικός αριθμός επιστημονικών εργασιών με αποτελέσματα πολύχρονων μετρήσεων GPS, οι οποίες έχουν αναδείξει σημαντικά χαρακτηριστικά των μεταβολών της διεύθυνσης και ταχύτητας της κίνησης από ανατολικά προς τα δυτικά και από βορρά προς νότο. Στο σχήμα 1.7 παρουσιάζεται το πεδίο ταχυτήτων όπως αυτό έχει υπολογιστεί από μετρήσεις GPS θεωρώντας σταθερή την Ευρασία. Είναι χαρακτηριστικές οι μικρές ταχύτητες βόρεια της Τάφρου του Β. Αιγαίου Πελάγους, η κίνηση της Ανατολίας προς τα δυτικά με ταχύτητες mm/yr, η διαφυγή του νοτίου Αιγαίου προς τα ΝΝΔ με ταχύτητες ~30 mm/yr. Σύμφωνα με τους Nyst and Thatcher (2004) η κεντρική Ελλάδα περιστρέφεται δεξιόστροφα με ταχύτητες που κυμαίνονται ~5 mm/yr στα δυτικά έως 20 mm/yr στην περιοχή του Βόλου και ~30 mm/yr στην Εύβοια. Σχήμα 1.7 Πεδίο ταχυτήτων όπως αυτό προκύπτει από μετρήσεις GPS σε σχέση με τη σταθερή Ευρασία. Τα χρώματα αντιστοιχούν σε διαφορετικές εργασίες των οποίων οι αναφορές παρουσιάζονται κάτω αριστερά. Εξετάσαμε τα διανύσματα ολίσθησης των σεισμών με μέγεθος Μ 6.0 από τον ευρύτερο χώρο του Αιγαίου (Σχ. 1.8) για τους οποίους ήταν γνωστό το -27-

38 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 επίπεδο ολίσθησης είτε από τις μετασεισμικές τους ακολουθίες, είτε από παρατηρήσεις στην επιφάνεια του εδάφους (Πίνακας Π.5). Παρατηρούμε ότι τα διανύσματα ολίσθησης στην περιοχή του ρήγματος της Β. Ανατολίας είναι παράλληλα προς τη διεύθυνση της κίνησης του ρήγματος (Σχ. 1.9). Το ίδιο συμβαίνει και στην περιοχή των Ιονίων νήσων, όπου τα διανύσματα ολίσθησης είναι παράλληλα στη διεύθυνση της κίνησης του ρήγματος Κεφαλονιάς Λευκάδας. Σχήμα 1.8 Μηχανισμοί γένεσης ισχυρών σεισμών (Μ 6.0) για τους οποίους υπάρχουν πληροφορίες για το επίπεδο διάρρηξης και των οποίων χρησιμοποιήθηκαν τα διανύσματα ολίσθησης. -28-

39 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Σχήμα 1.9 Διανύσματα ολίσθησης των ισχυρών σεισμών (Μ 6.0) για τους οποίους υπάρχουν πληροφορίες για το επίπεδο διάρρηξης. Η δεξιόστροφη κίνηση από τη Β. Ανατόλια δε διαπερνά την κεντρική Ελλάδα και αυτό είναι σαφές από τα διανύσματα ολίσθησης τα οποία διατάσσονται σε διεύθυνση ~Β-Ν. Τα διανύσματα ταχυτήτων από μετρήσεις GPS (Σχ. 1.9) που συνήθως περιγράφονται από συνεχείς συναρτήσεις (π.χ. πολυώνυμα), δείχνουν ένα συνεχές πεδίο (Σχ. 1.7). Προσπάθειες για την εύρεση της απάντησης στο τι τελικά προκαλεί την κίνηση των τεμαχών του φλοιού, με απ ευθείας παρατηρήσεις, αποδείχθηκαν ένας δύσκολος στόχος για τους επιστήμονες που συχνά κατέληγε σε αμφιλεγόμενα συμπεράσματα. Ο ρυθμός με τον οποίο κινούνται (περιστρέφονται) τα τεμάχη του φλοιού μπορεί να μεταβάλλεται αν οι δυνάμεις ασκούνται στις πλευρές των τεμαχών ή στη βάση τους (McKenzie and Jackson, 1983). Για παράδειγμα, στη δυτική Ελλάδα έγινε προσπάθεια να εξηγηθεί το φαινόμενο όπου τα τεμάχη του φλοιού που ορίζονται από ενεργά ρήγματα περιστρέφονται από δυνάμεις που βρίσκονται σε βάθος, σαν να ήταν στερεά σώματα που επιπλέουν σε ρευστό με μεγάλο ιξώδες. Αρχικά, αυτή η -29-

40 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 παρατήρηση μπορεί να συσχετίσει την κίνηση των τεμαχών με τη ροή στο μανδύα, αλλά αντιπροσωπεύει την κίνηση όπως παρατηρείται σήμερα, ενώ παλαιομαγνητικές μετρήσεις έχουν δείξει ότι τα τεμάχη έχουν περιστραφεί ~30 τα τελευταία 5 Ma. Επειδή είναι δύσκολη η παραδοχή ότι πριν 5 Ma τα τεμάχη να επηρεάζονταν από το ίδιο πεδίο ταχυτήτων και να ορίζονταν από τα ίδια ρήγματα όπως σήμερα, πρέπει κάτι από τα δύο να μεταβλήθηκε. Για το πιο από τα δύο μεταβλήθηκε είναι ίσως η απάντηση στο ερώτημα του τι τελικά ελέγχει τις κινήσεις των τεμαχών. Στον ελληνικό χώρο τα ρήγματα δεν είναι μεμονωμένα αλλά αντίθετα παρουσιάζουν συσσώρευση στο χώρο, έτσι ώστε να μιλάμε για ζώνες ρηγμάτων. Η μετάβαση από ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης σε κανονικά ρήγματα παραμένει ένα ανοιχτό θέμα προς διερεύνηση, σε συνδυασμό με τις αριστερόστροφες κινήσεις στην περιοχή τερματισμού των κλάδων του ρήγματος της Β. Ανατολίας (σεισμός της Σκύρου, 21 Ιουλίου 2001, Μ 6.5). Σε μικρή κλίμακα, οι ρηξιγενείς ζώνες είναι υπεύθυνες για τις μετατοπίσεις που παρατηρούνται στην επιφάνεια αλλά σε μεγάλη κλίμακα (μήκη μεγαλύτερα από το πάχος της λιθόσφαιρας) τα πεδία ταχυτήτων συνδέονται με δυνάμεις στα όρια της λιθόσφαιρας, που προέρχονται από την κίνηση των πλακών ή μέσα στην ίδια τη λιθόσφαιρα λόγω μεταβολών στα πάχη του φλοιού. Ο συνδυασμός τους και ο τρόπος με τον οποίο αυτός επιτυγχάνεται είναι το κλειδί στην κατανόηση των φαινομένων που παρατηρούνται στην επιφάνεια. -30-

41 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Καθορισμός του μηχανισμού γένεσης των σεισμών με τη μέθοδο της αντιστροφής του τανυστή σεισμικής ροπής 2.1 Ισοδύναμες δυνάμεις Από τις αρχές του 20 ου αιώνα και τις μελέτες του Reid (1910), πριν και μετά από τον καταστροφικό σεισμό του 1906 στον Άγιο Φραγκίσκο των Η.Π.Α., οι περισσότεροι σεισμοί θεωρούνταν ως το αποτέλεσμα απότομης ολίσθησης (μετατόπισης) πάνω στην επιφάνεια ενεργών γεωλογικών ρηγμάτων. Για να μελετηθεί η μετατόπιση των υλικών σημείων πάνω στην επιφάνεια του ρήγματος απαιτούνται υψηλής ποιότητας σεισμολογικά δεδομένα. Όταν χρησιμοποιούμε σεισμικές καταγραφές με περιόδους ίσες ή μεγαλύτερες από τη διάρκεια της διάρρηξης και μήκη κύματος αρκετά μεγάλα σε σχέση με τις διαστάσεις του ρήγματος, τότε μπορούμε να θεωρήσουμε ότι ο πολύπλοκος τρόπος της διάρρηξης μπορεί να αναπαρασταθεί με ένα απλό μοντέλο μετατόπισης. Στην απλούστερη μορφή η πηγή θεωρείται σημειακή (point source) και η χρονική συνάρτηση της πηγής (source time function) περιγράφει το ρυθμό έκλυσης της σεισμικής ροπής (seismic moment rate function or source time function) κατά τη μετατόπιση των σημείων καθώς η διάρρηξη αναπτύσσεται και διαδίδεται πάνω στην επιφάνεια του ρήγματος. Αν γενικεύσουμε τα προαναφερθέντα για να συμπεριλάβουμε και άλλους τύπους σεισμικών πηγών (π.χ. διπλό ζεύγος δυνάμεων, ισότροπη πηγή κ.λ.π), τότε οδηγούμαστε στον Τανυστή Σεισμικής Ροπής, ο οποίος βοηθά στην κατανόηση των διεργασιών στην εστία κατά τη διάρρηξη. Η διάρρηξη, ως φυσική διεργασία, μπορεί να περιγραφεί μαθηματικά είτε ως η μετατόπιση σε μια -31-

42 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 επιφάνεια ασυνέχειας (επιφάνεια εξάρμωσης) μέσα σε ένα μέσο, είτε ως το αποτέλεσμα της δράσης στο μέσο «ισοδύναμου ζεύγους δυνάμεων χώρου» που προκαλούν μεταθέσεις ανάλογες με αυτές της φυσικής διαδικασίας της διάρρηξης. Ένα ζεύγος δυνάμεων αποτελείται από δύο δυνάμεις που ενεργούν ταυτόχρονα. Οι δυνάμεις έχουν σημεία εφαρμογής που απέχουν μεταξύ τους κατά d και όταν δεν είναι στην ίδια ευθεία (Σχ. 2.1) τότε το ζεύγος δυνάμεων προκαλεί ροπή. Για παράδειγμα το ζεύγος Mxy προκαλεί ροπή fd (dyn-cm ή N- m). Αντίθετα το ζεύγος Mxx δεν προκαλεί ροπή. Σχήμα 2.1. Ισοδύναμες δυνάμεις για τις ακόλουθες τρεις περιπτώσεις: Μονή δύναμη (Single force), μονό ζεύγος δυνάμεων (Single couple), διπλό ζεύγος δυνάμεων (Double couple) (Stein and Wysession, 2003). Αν συνδυάσουμε ζεύγη δυνάμεων με διάφορους προσανατολισμούς τα οποία περιγράφουν τα στοιχεία του τανυστή σεισμικής ροπής, τότε έχουμε ένα μαθηματικό εργαλείο για να προσεγγίσουμε πολλούς τύπους σεισμικών πηγών. -32-

43 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Σχήμα 2.2. Βασικές έννοιες που συνδέουν τις διεργασίες στην επιφάνεια του ρήγματος με τη φυσική ερμηνεία τους βάσει του ισοδύναμου ζεύγους δυνάμεων. (α) Κατά τη διαδικασία της διάρρηξης η μετατόπιση στην επιφάνεια του ρήγματος μεταβάλλεται στο χώρο και στο χρόνο. (β) Μπορούμε να προσεγγίσουμε την προηγούμενη διαδικασία, θεωρώντας κατά τη διάρρηξη μια σταθερή μετατόπιση, D σε ένα γεωμετρικά απλό ρήγμα. (γ) Η διάρρηξη παραπέρα προσεγγίζεται θεωρώντας ένα διπλό ζεύγος ισοδύναμων δυνάμεων χώρου που δρουν στην εστία (Stein and Wysession, 2003). Στη φύση η διάρρηξη κατά τη γένεση ενός σεισμού είναι μια πολύπλοκη διαδικασία κατά την οποία η ολίσθηση πάνω στην επιφάνεια του σεισμογόνου ρήγματος μεταβάλλεται τόσο χωρικά όσο και χρονικά (Σχ. 2.2α). Η διαδικασία αυτή μπορεί να προσομοιωθεί με ένα μέσο μοντέλο μετατόπισης (Σχ. 2.2β) το οποίο μπορεί να προσεγγισθεί ικανοποιητικά από ένα διπλό ζεύγος ισοδύναμων δυνάμεων (Σχ. 2.2γ). Η απλούστευση όμως αυτή δυσχεραίνει τη λεπτομερή περιγραφή των φυσικών διεργασιών στην επιφάνεια του ρήγματος, γιατί τα μοντέλα αυτά δεν εμπεριέχουν αρκετές πληροφορίες σχετικές με τον τρόπο που γίνεται η διάρρηξη, όπως για παράδειγμα σχετικά με την έναρξη και τον τερματισμό της, με αποτέλεσμα να αναλύονται μόνο βασικά χαρακτηριστικά της διαδικασίας. -33-

44 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Τανυστής Σεισμικής Ροπής Η ανάγκη για τον έλεγχο εφαρμογής της Συνθήκης Απαγόρευσης Πυρηνικών Δοκιμών (Comprehensive Nuclear Test Ban Treaty - CTBT) που υπογράφηκε για πρώτη φορά το 1963, έδωσε ώθηση σε νέες μεθόδους επεξεργασίας και ερμηνείας των σεισμικών κυματομορφών. Ο τανυστής σεισμικής ροπής (Seismic Moment Tensor) χρησιμοποιείται ευρέως για τη μελέτη της διάρρηξης σημειακών σεισμικών πηγών και απλοποιεί τη διαδικασία αντιστροφής σεισμικών κυματομορφών για να υπολογίσουμε τις παραμέτρους της εστίας. Ο Gilbert (1970) εισήγαγε τη χρήση των τανυστών ροπής για τον υπολογισμό της μετατόπισης πάνω σε μια ελεύθερη επιφάνεια, η οποία μπορεί να εκφραστεί ως το άθροισμα των γινομένων των στοιχείων του τανυστή επί τις αντίστοιχες συναρτήσεις Green, που εκφράζουν την απόκριση του μέσου, ανάμεσα στην εστία και στο όργανο καταγραφής, σε μοναδιαίο παλμό. Η απόκριση σε οποιοδήποτε άλλη χρονική συνάρτηση είναι η συνέλιξη της συνάρτησης αυτής με το μοναδιαίο παλμό. Η συνάρτηση Green εξαρτάται από τις συντεταγμένες της πηγής και του σταθμού καταγραφής καθώς και από το μοντέλο ταχυτήτων ανάμεσα τους και είναι ένας τανυστής (Aki and Richards, 2002). Ο λόγος για τον οποίο οι τανυστές σεισμικής ροπής είναι σημαντικοί στη σεισμολογία είναι γιατί περιγράφουν τις δυνάμεις που εφαρμόζονται σε σημειακές σεισμικές πηγές. Οι δυνάμεις αυτές μπορούν να συσχετισθούν με φυσικά μοντέλα που έχουν προταθεί για την πηγή όπως για παράδειγμα: μετατόπιση στην επιφάνεια του σεισμογόνου ρήγματος, ξαφνική αύξηση του όγκου εξαιτίας έκρηξης, ελάττωση του όγκου λόγω εσωτερικής κατάρρευσης κ.λ.π. -34-

45 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Θεωρητική Προσέγγιση Θεωρούμε ελαστικό σώμα με όγκο V και επιφάνεια S το οποίο έχει στο εσωτερικό του μια ασυνέχεια Σ (μαθηματική προσέγγιση ενός ρήγματος, για παράδειγμα) (Σχ. 2.3). Σχήμα 2.3. Ελαστικό σώμα πεπερασμένων διαστάσεων, όγκου V και επιφάνειας S στο οποίο υπάρχει εσωτερική επιφάνεια ασυνέχειας Σ. Όπου v διάνυσμα κάθετο στην επιφάνεια Σ. Σ - και Σ + είναι οι επιφάνειες που εφάπτονται κατά μήκος της ασυνέχειας (Aki and Richards, 2002). Εάν συμβεί μετατόπιση πάνω στην επιφάνεια Σ τότε το πεδίο των μεταθέσεων uxt (, ) στο χώρο που περικλείεται από τις επιφάνειες S+Σ + +Σ - μπορεί να γραφεί (Aki and Richards, 2002): όπου G ( x, t τξ ;,0) np un( x, t) = dτ [ ui ( ξ, τ)] cijpqν j Gnp ( x, t τ; ξ,0) dσ Σ ξ q (2.1) είναι η n-οστή συνιστώσα της απόκρισης του μέσου στο σημείο του σταθμού καταγραφής που προκλήθηκε από μοναδιαίο παλμό κατά τη διεύθυνση p στην πηγή (συνάρτηση Green), ξ είναι ένα τυχαίο σημείο πάνω στην επιφάνεια Σ και x είναι ο σταθμός καταγραφής. Με συνέλιξη η σχέση (2.1) γίνεται: un( x, t) = [ ui] cijpqν j GnpdΣ Σ ξ q (2.2) Με τη σχέση (2.2) υπολογίζεται η μετατόπιση u ( x, t ) που προκαλείται λόγω μετατόπισης στην επιφάνεια ενός ρήγματος Σ το οποίο έχει πεπερασμένες διαστάσεις. Ως ασυνέχειες μετάθεσης ορίζονται οι παράγωγοι των n Gpq σε σχέση -35-

46 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 με τις συντεταγμένες της πηγής ξ q. Οι παράγωγοι αυτές μπορούν να θεωρηθούν ως το φυσικό ανάλογο ενός μονού ζεύγους δυνάμεων στην επιφάνεια Σ στο σημείο ξ (με διεύθυνση την ξ q ). Με αυτό τον τρόπο και τη σχέση (2.1) γίνεται κατανοητό ότι κάθε συνιστώσα της μετάθεσης στο σημείο x είναι ανάλογη της επίδρασης ενός αθροίσματος ζευγών δυνάμεων τα οποία είναι κατανεμημένα πάνω στην επιφάνεια Σ. Σύμφωνα με τη σχέση (2.2) η συνέλιξη [ u ] v c i j ijpq Gnp είναι η n-οστή συνιστώσα του πεδίου στο x εξαιτίας της ξ q επίδρασης των ζευγών δυνάμεων στο ξ, οπότε το γινόμενο [ u ] v c i j ijpq περιγράφει τη δύναμη του ζεύγους (p,q). Οι μονάδες που το περιγράφουν είναι ροπή ανά μονάδα επιφανείας. Σε μεγάλες αποστάσεις από το ρήγμα, όπου συνήθως παρατηρούμε σεισμικά κύματα με μήκη κύματος πολύ μεγαλύτερα από τις διαστάσεις του ρήγματος, η σεισμική πηγή μπορεί να θεωρηθεί σημειακή και η σχέση (2.2) γίνεται: u ( x, t) = M G n pq np, q (2.3) όπου M pq = [ ui ] ν jc Σ ijpq είναι ο τανυστής σεισμικής ροπής. Γνωρίζοντας τόσο τη μετατόπιση, uxt (, ), την οποία μετράμε στο σταθμό καταγραφής, όσο και τις παραγώγους των συναρτήσεων Green, G, ( x, t), τις οποίες υπολογίζουμε για ένα οποιοδήποτε μοντέλο ταχυτήτων, μπορούμε να υπολογίσουμε τον τανυστή λύνοντας το σύστημα των εξισώσεων: np q M 1 = G u (2.4) Οι ισοδύναμες δυνάμεις χώρου για σεισμικές πηγές διαφόρων γεωμετριών, αναπαριστώνται από τον τανυστή σεισμικής ροπής, M pq, του οποίου οι συνιστώσες είναι τα εννέα ζεύγη των ισοδύναμων δυνάμεων. Mxx Mxy M xz M pq = M yx M yy M yz Mzx Mzy M zz (2.5) -36-

47 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Τα στοιχεία του τανυστή μπορούν να θεωρηθούν ως δίπολα προσανατολισμένα στις τρεις κύριες διευθύνσεις των αξόνων τάσης (στήλες του πίνακα (2.5)) και στα οποία ασκούνται δυνάμεις (όπως φαίνεται στο σχήμα 2.4) κατά τη διεύθυνση των 3 κύριων αξόνων (γραμμές του πίνακα (2.5)). Για τα στοιχεία της κύριας διαγωνίου η διεύθυνση κατά την οποία ασκούνται οι δυνάμεις είναι παράλληλη στους αντίστοιχους άξονες. Για τα υπόλοιπα στοιχεία του τανυστή οι δυνάμεις οδηγούν σε ροπή γύρω από τον κάθετο άξονα στο επίπεδο που περιλαμβάνει τις δυνάμεις και το δίπολο (Aki and Richards, 2002). Είναι ένας 3 3 πίνακας ο οποίος, όπως αποδεικνύεται, είναι συμμετρικός λόγω διατήρησης της στροφορμής και για το λόγο αυτό έχει έξι ανεξάρτητα στοιχεία. Η έννοια του «διπλού ζεύγους δυνάμεων» περιγράφεται στο σχήμα 2.5 για τα στοιχεία του τανυστή Μyz και Mzy. Το δύο αυτά στοιχεία διαμορφώνουν ένα «διπλό ζεύγος δυνάμεων» που οδηγεί σε διάτμηση του υλικού όταν οι τάσεις μέσα στο υλικό υπερβούν τις μηχανικές του αντοχές. Η μετατόπιση σε αυτή την περίπτωση θα συμβεί είτε στο xy-επίπεδο είτε στο xz-επίπεδο, ανάλογα με το καθεστώς των τάσεων που επικρατεί στην περιοχή. Αυτά τα δύο επίπεδα ονομάζονται «ορικά επίπεδα». Για τη συγκεκριμένη περίπτωση του σχήματος 2.5 κατά μήκος των ορικών επιπέδων τα πλάτη είναι μηδενικά, παράλληλα στον άξονα Τ (επέκταση) τα πλάτη έχουν θετικές τιμές, ενώ παράλληλα στον άξονα Ρ (συμπίεση) έχουν αρνητικές τιμές. -37-

48 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Σχήμα 2.4. Τα εννέα ζεύγη ισοδύναμων δυνάμεων δυνατοί συνδυασμοί - για την μαθηματική έκφραση της μετατόπισης σε επιφάνεια ασυνέχειας σε ανισότροπο μέσο (Aki and Richards, 2002). Τα εννέα ζεύγη δυνάμεων, που είναι τα στοιχεία του πίνακα (2.5) του τανυστή σεισμικής ροπής, αποτελούνται από δυο αμφίρροπες δυνάμεις που απέχουν απόσταση, d, έτσι ώστε η συνισταμένη δύναμη να είναι πάντα μηδέν. -38-

49 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Σχήμα 2.5. Τρόπος ακτινοβολίας και αζιμουθιακή κατανομή των πλατών των Ρ-κυμάτων εξαιτίας διάτμησης με το αντίστοιχο διπλό ζεύγος δυνάμεων. Η συμμετρία του τανυστή οδηγεί σε μηδενική ροπή στρέψης. Με κόκκινο χρώμα οι περιοχές όπου οι πρώτες αφίξεις των Ρ- κυμάτων θα καταγραφούν ως «αραιώσεις» ενώ με μπλε χρώμα οι περιοχές όπου οι πρώτες αφίξεις των Ρ- κυμάτων θα καταγραφούν ως «συμπιέσεις». Επίσης από το ίδιο σχήμα είναι εμφανές ότι τα μεγαλύτερα πλάτη των Ρ- κυμάτων εμφανίζονται σε γωνία 45 ενώ πάνω στα ορικά επίπεδα τα πλάτη μηδενίζονται Ανάλυση του τανυστή ροπής Ένας τανυστής μπορεί να αναλυθεί σε στοιχειώδεις τανυστές ακολουθώντας δυο διαφορετικές προσεγγίσεις. Μια καθαρά μαθηματική προσέγγιση ή μια ανάλυση σε συνιστώσες της πηγής με μεγαλύτερη φυσική σημασία. Η εργασία των Jost and Herrmann (1989) περιγράφει με λεπτομέρεια τρόπους ανάλυσης του τανυστή. Ο τανυστής σεισμικής ροπής γενικά μπορεί να αναλυθεί σε έναν ισοτροπέα (isotropic) και έναν αποκλίνοντα (deviatoric). Έστω ότι mi είναι οι ιδιοτιμές που αντιστοιχούν στο ορθογώνιο ιδιοδιάνυσμα ( ) T a = a a a (2.6) i ix iy iz του Μpq. Ακολουθώντας την ανάλυση ιδιοτιμών (Eigenvalue Decomposition) συμμετρικού πίνακα, ο τανυστής σεισμικής ροπής μπορεί να γραφεί με τον ακόλουθο τρόπο: a M = a a a m a T 1 T T a3 (2.7) -39-

50 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 a a a m 0 0 a a a 1x 2x 3x 1 1x 1y 1z T M = a a a 0 m 0 a a a = A m A (2.8) 1y 2y 3y 2 2x 2y 2z a a a 0 0 m a a a 1z 2z 3z 3 3x 3y 3z όπου ο Α είναι ορθογώνιος πίνακας ( T T A A = A A= I) του οποίου οι στήλες (ιδιοδυανίσματα του m) αντιστοιχούν σε 3 ορθογώνια μοναδιαία διανύσματα ( a, a, a ) τα οποία ορίζουν ένα νέο σύστημα συντεταγμένων. Εύκολα φαίνεται ότι σε αυτό το σύστημα ο τανυστής σεισμικής ροπής είναι T m= A M A. Το αποτέλεσμα της ανάλυσης είναι ότι έχει πλέον καθοριστεί ένα νέο σύστημα συντεταγμένων το οποίο ορίζουν οι ιδιοτιμές. m είναι ο διαγωνοποιημένος τανυστής σεισμικής ροπής. Οπότε τώρα μπορούμε να ορίσουμε τον τανυστή m ως εξής: * tr( M ) 0 0 m * m= 0 tr( M) m2 0 3 * 0 0 tr( M ) 0 0 m3 Ισοτροπ έας ( Isotropic) Αποκλίνων ( Deviatoric) (2.9) όπου tr( M ) = m1+ m2 + m3 είναι το ίχνος του τανυστή ροπής και * m 1, * m 2, * m3 είναι διαγώνιοι πίνακες των οποίων το άθροισμα είναι ο δεύτερος όρος της εξίσωσης (2.9). Οι ιδιοτιμές του αποκλίνοντα πίνακα * mi ορίζονται ως εξής * m1+ m2 + m3 1 mi = mi = mi tr ( M ) (2.10) 3 3 Ο πρώτος όρος (Ισοτροπέας) της εξίσωσης (2.9) εκφράζει το ισότροπο τμήμα του τανυστή. Οι ιδιοτιμές του είναι σημαντικές γιατί με αυτές μπορούμε να ποσοτικοποιήσουμε μεταβολές του όγκου (V) στην εστία. Ο δεύτερος όρος (deviatoric) μπορεί να αναλυθεί περαιτέρω. Στην εργασία των Jost and Herrmann (1989) παρουσιάζονται εναλλακτικοί τρόποι ανάλυσης του αποκλίνοντα τανυστή. Μια περίπτωση που θα εξετάσουμε εδώ είναι αυτή που ο αποκλίνων τανυστής αναλύεται σε μια συνιστώσα που περιγράφει ένα διπλό ζεύγος δυνάμεων στην εστία (double couple component) και σε μια συνιστώσα γραμμικού διανυσματικού δίπολου αντιστάθμισης CLVD (Compensated Linear -40-

51 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Vector Dipole), (Knopoff and Randall, 1970). Υποθέτοντας ότι m m m * * * στη σχέση (2.9) μπορούμε να ξαναγράψουμε τον αποκλίνοντα ως: F 0 0 m = m 0 ( F 1) 0 (2.11) * όπου m F = και m * 1 * 3 m ( F 1) =. Γνωρίζοντας επίσης ότι στον αποκλίνοντα m * 2 * 3 ισχύει m + m + m = συμπεραίνουμε ότι 0 F 0.5. Η εξίσωση (2.11) μπορεί * * * να αναλυθεί σε δύο μέρη, αυτό του διπλού ζεύγους δυνάμεων και του CLVD όπως παρουσιάζεται εδώ: * * m1 = m3(1 2 F) m3f (2.12) Η πλήρης ανάλυση του αρχικού τανυστή Μ φαίνεται παρακάτω: 1 * * M = ( m1+ m2 + m3 ) I+ m3 (1 2 F )( aa 3 3 aa 2 2 ) + mf 3 (2 aa 3 3 aa 2 2 aa 1 1 ) (2.13) 3 Για να είναι εφικτός ο υπολογισμός της απόκλισης της σεισμικής πηγής από το απλό μοντέλο του διπλού ζεύγους δυνάμεων οι Dziewonski et al. (1981) πρότειναν την παράμετρο όπου m ε = (2.14) m * min * max * mmin είναι η κατά απόλυτη μικρότερη ιδιοτιμή και μεγαλύτερη. Από τη σχέση (2.11) βλέπουμε ότι ε = F * mmax η κατά απόλυτη. Όταν έχουμε μόνο διπλό ζεύγος δυνάμεων να δρα στην εστία ( m = ) τότε το ε = 0 ενώ όταν έχουμε * min 0 μόνο CLVD η παράμετρος παίρνει την τιμή ε = ±

52 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Ερμηνεία του τανυστή ροπής Με την εισαγωγή της έννοιας του τανυστή σεισμικής ροπής για την επίλυση σεισμολογικών προβλημάτων άρχισε και η συσχέτισή του με μηχανικά μοντέλα όπως φαίνεται στο σχήμα 2.6. Το πιο απλό μοντέλο είναι η ισότροπη πηγή που εκλύει την ίδια ενέργεια προς όλες τις κατευθύνσεις. Μπορεί να συσχετισθεί άμεσα με μια ιδεατή έκρηξη (explosion) ή κατάρρευση (implosion). Πιο σύνθετο μοντέλο είναι το γραμμικό διανυσματικό δίπολο αντιστάθμισης (CLVD) κατά το οποίο η μεταβολή του όγκου αντισταθμίζεται από κίνηση των σωματιδίων παράλληλα στον άξονα της μέγιστης τάσης. Αυτό το μοντέλο (CLVD) είχε προταθεί από τους Knopfoff and Randall (1970) ως πιθανός μηχανισμός για να εξηγηθεί ο τρόπος γένεσης των σεισμών βάθους εξαιτίας ορυκτολογικών διεργασιών. Ο πιο κοινός μηχανισμός που οδηγεί σε μετατόπιση είναι αυτός του διπλού ζεύγους δυνάμεων στην εστία. Στο σχήμα 2.6 παρουσιάζονται δυο τύποι μετατόπισης εξαιτίας διπλού ζεύγους δυνάμεων οι οποίοι ξεχωρίζουν μεταξύ τους από τον διαφορετικό τρόπο ολίσθησης στο επίπεδο διάρρηξης. Σχήμα 2.6. Συσχέτιση μοντέλων μηχανισμών ολίσθησης (πάνω) με την αντίστοιχη γεωμετρική διασπορά των Ρ- κυμάτων (μέση) και τη χωρική προβολή τους στο οριζόντιο επίπεδο (κάτω). -42-

53 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Συναρτήσεις Green (Green s functions) Μια σημαντική διαδικασία που είναι απαραίτητη για τη μοντελοποίηση των σεισμικών κυμάτων είναι ο διαχωρισμός των χαρακτηριστικών της σεισμικής πηγής από την επίδραση του δρόμου διάδοσης ανάμεσα στην πηγή και το σταθμό καταγραφής. Η εξίσωση η οποία περιγράφει τη μετατόπιση του υλικού σημείου σε συγκεκριμένη απόσταση, x, από την πηγή σε συνάρτηση με το χρόνο, t, είναι: n i in i= 1 5 u ( x, t) = i( t) s( t) ( m G ( t)) (2.15) όπου it () είναι η απόκριση του σεισμομέτρου, st () είναι η χρονική συνάρτηση της πηγής (Source Time Function), m i οι συνιστώσες του τανυστή σεισμικής ροπής m = M, m2 = M22, m3 = M12, m4 = M13, m5 = M23) και Gin οι συναρτήσεις Green ( 1 11 (Green s functions). Στη σχέση (2.15) τα στοιχεία του τανυστή είναι πέντε γιατί θεωρούμε ότι δεν εφαρμόζεται στην πηγή ισότροπη συνιστώσα, [δηλαδή m = M = ( M + M ), isotropic component] αλλά μόνο αποκλίνουσα (deviatoric component). Η συνάρτηση Green που περιγράφει την επίδραση του δρόμου διάδοσης από την πηγή μέχρι το σεισμόμετρο, εμπεριέχει τόσο την ελαστική, [e(t)], όσο και την ανελαστική, [q(t)], συνιστώσα της επίδρασης του δρόμου. Επομένως, η συνάρτηση Green αποτελεί τη συνέλιξη Gt () = et ()* qt (). Η συνάρτηση Green περιγράφει το σήμα που θα έφθανε σε ένα σεισμόμετρο, αν η χρονική συνάρτηση της πηγής (source time function) είναι μια συνάρτηση δέλτα. Η συνάρτηση δέλτα δ(t), η οποία είναι «συγκεντρωμένη» στο σημείο t=0 ορίζεται από τις σχέσεις: δ () t = 0 για t 0 και δ () tdt= 1. Η θεωρητική συνάρτηση Green εκφράζει τη μετατόπιση που προκαλεί, σε συγκεκριμένη θέση (σε ένα σεισμόμετρο), μια σεισμική πηγή όταν η χρονική της απόκριση είναι συνάρτηση δ(t) (μοναδιαίος παλμός) (σχήμα 2.7). -43-

54 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Σχήμα 2.7. Σχηματική αναπαράσταση μεθόδου κατασκευής συνάρτησης Green για μονοδιάστατο (1D) μοντέλο όπου vi, οι ταχύτητες των Ρ- κυμάτων και ρ, η πυκνότητα. Οποιοσδήποτε μηχανισμός γένεσης μπορεί να περιγραφεί από συγκεκριμένο συνδυασμό των στοιχείων του τανυστή σεισμικής ροπής οπότε σύμφωνα με τη σχέση (2.15) η απόκριση του μέσου διάδοσης (η δομή της Γης) μπορεί να περιγραφεί πλήρως από γραμμικό συνδυασμό συναρτήσεων Green. Η σχέση (2.15) αποτελεί τη βάση των διαδικασιών αντιστροφής με σκοπό τον υπολογισμό των εστιακών παραμέτρων της σεισμικής πηγής και για το λόγο αυτό η ύπαρξη ρεαλιστικών μοντέλων ταχυτήτων είναι καθοριστική για την κατασκευή αξιόπιστων θεωρητικών συναρτήσεων Green Μέθοδος των διακριτών κυματάριθμων Στην παρούσα διατριβή για την κατασκευή θεωρητικών συναρτήσεων Green χρησιμοποιήθηκε η μέθοδος των διακριτών κυματάριθμων (discrete wavenumber method) και ο κώδικας FKRPROG (Saikia, 1994). Ο αλγόριθμος βασίζεται στη διάδοση του πεδίου μετατόπισης μέσα σε ανομοιογενές μέσο το οποίο αποτελείται από οριζόντια ισότροπα στρώματα. Τη μέθοδο αυτή ανέπτυξε αρχικά ο Haskell (1964) και μετέπειτα βελτίωσαν οι Dunkin (1965) και Watson (1970). Σύμφωνα με τη μέθοδο υπολογίζεται το ολοκλήρωμα: F( ω, r) = F( k, ω) kj ( kr) dk (2.16) 0 n -44-

55 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 όπου Fkω (, ) είναι η απόκριση του μέσου για συγκεκριμένη γωνιακή συχνότητα ω και κυματάριθμο k, J ( kr) είναι η n-οστού βαθμού συνάρτηση Bessel και k n είναι ο οριζόντιος κυματάριθμος. Λόγω σημαντικής υπολογιστικής απαίτησης για την κατασκευή των συναρτήσεων Green, εφαρμόστηκαν κριτήρια τα οποία περιορίζουν το συνολικό αριθμό των αριθμητικών πράξεων και βασίζονται στη μέγιστη ταχύτητα του μοντέλου ταχυτήτων που χρησιμοποιείται, το βάθος της σεισμικής πηγής και τη συνολική χρονική διάρκεια της επιθυμητής χρονοσειράς. Για την κατασκευή των συναρτήσεων Green είναι απαραίτητη η ύπαρξη ενός μονοδιάστατου (1D) μοντέλου ταχυτήτων, αντιπροσωπευτικού της περιοχής μελέτης. Τα στοιχεία που πρέπει να διαθέτει το μοντέλο είναι τα πάχη και οι πυκνότητες των στρωμάτων, οι ταχύτητες των P- και S- κυμάτων, καθώς και οι παράγοντες ποιότητας Qp, Qs. Η τυπική μορφή του αρχείου που χρησιμοποιείται από τον κώδικα FKRPROG είναι: Model.1 Οι πρώτες 3 γραμμές του αρχείου Model.1 περιέχουν στοιχεία σχετικά με την εκτέλεση του κώδικα. Η 4η γραμμή περιλαμβάνει κατά σειρά: αριθμό για τη σταθερότητα των ολοκληρώσεων, το εστιακό βάθος (δεν χρησιμοποιείται), δείκτη για την αρχική τιμή της συχνότητας, το συνολικό αριθμό των συχνοτήτων -45-

56 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 που θα υπολογιστούν (δύναμη του 2), το συνολικό αριθμό των σημείων της συνάρτησης (2 φορές η τιμή του αριθμού των συχνοτήτων), το βήμα δειγματοληψίας, τον αριθμό των στρωμάτων και τον αριθμό των επεξεργαστών που θα χρησιμοποιηθούν για την εκτέλεση του κώδικα. Η 5η γραμμή περιλαμβάνει δείκτες που χρησιμοποιούνται κατά την εκτέλεση του κώδικα. Οι 6 12 γραμμές περιλαμβάνουν τις παραμέτρους του μοντέλου κατά σειρά, το πάχος του στρώματος (km), την ταχύτητα των Ρ- κυμάτων (km/sec), την ταχύτητα των S- κυμάτων (km/sec), την πυκνότητα (gr/cm3), και τις τιμές των Qp και Qs. Οι γραμμές περιέχουν δείκτες που δεν χρειάζεται να αλλάξουν. Η γραμμή 15 περιέχει τον αριθμό των «σταθμών» για τους οποίους θα υπολογιστούν οι συναρτήσεις Green, πέντε στην περίπτωσή μας και τα όρια του φίλτρου της ταχύτητας φάσεων των κυμάτων. Προσοχή χρειάζεται στα κατώτερα όρια του φίλτρου, 1.9 και 1.7 (km/sec) στο παράδειγμα, ώστε να είναι πάντοτε μικρότερα της ταχύτητας των κυμάτων Rayleigh του μοντέλου. Οι επόμενες γραμμές από τη 16η έως την 20η περιλαμβάνουν την απόσταση του σταθμού, το χρόνο καθυστέρησης (δεν χρησιμοποιείται) και τη ταχύτητα επιβράδυνσης. Οι συναρτήσεις Green που θα υπολογισθούν θα ξεκινούν σε χρόνο t=απόσταση/ ταχύτητα επιβράδυνσης Κατασκευή και αποθήκευση των συναρτήσεων Green Η πολύπλοκη δομή του χώρου του Αιγαίου, με την ύπαρξη της καταδυόμενης λιθόσφαιρας και τις σημαντικές μεταβολές στο πάχος του φλοιού κυρίως από ανατολικά προς δυτικά, κάνουν πολύ δύσκολη την επιλογή ενός μοναδικού μονοδιάστατου μοντέλου ταχυτήτων το οποίο σε μεγάλος εύρος συχνοτήτων να αναπαριστά ικανοποιητικά τις σεισμικές καταγραφές. Το 2001 όταν για πρώτη φορά χρησιμοποιήθηκαν δεδομένα ευρέος φάσματος (broadband) του εθνικού δικτύου σεισμογράφων για τον υπολογισμό μηχανισμού γένεσης τοπικού σεισμού (Benetatos et al., 2002), το μοντέλο ταχυτήτων που -46-

57 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 χρησιμοποιήθηκε ήταν αυτό του Πίνακα 2.1 των Novotny et al. (2001). Η χρήση του συγκεκριμένου μοντέλου για τον υπολογισμό μηχανισμών γένεσης σε διάφορες περιοχές του Αιγαίου (Roumelioti et al., 2004b; Benetatos et al., 2005; Karabulut et al., 2005, μεταξύ άλλων), απέδειξε ότι αναπαριστά σε ικανοποιητικό βαθμό τις πραγματικές καταγραφές στο φάσμα των συχνοτήτων Hz (Zahradník et al., 2001). Πίνακας 2.1. Μοντέλο ταχυτήτων από Novotny et al. (2001). Πάχος Ταχύτητα Ρ- κυμάτων Ταχύτητα S- κυμάτων Πυκνότητα (km) (km/sec) (km/sec) (gr/cm 3 ) Qp Qs (ημιχώρος) Στο σχήμα 2.8 παρουσιάζονται κατακόρυφες συνιστώσες συναρτήσεων Green που έχουν κατασκευαστεί χρησιμοποιώντας το παραπάνω μοντέλο σε θέσεις θεωρητικών σταθμών καταγραφής για 5 διαφορετικές αποστάσεις (30, 50, 100, 200, 400 km). Οι σταθμοί αυτοί έχει θεωρηθεί ότι βρίσκονται σε αζιμούθιο 45 ο σε σχέση με το βορρά. Η σεισμική πηγή τοποθετήθηκε σε βάθος 15 km και οι παράμετροι του μηχανισμού γένεσης είναι ˆϕ =40 0, ˆ θ =65 0, ˆλ = Παρατηρούμε την πολυπλοκότητα των καταγραφών εξαιτίας των πολλαπλών ανακλάσεων και διαθλάσεων των σεισμικών κυμάτων στις ασυνέχειες του μοντέλου. Ιδιαίτερα στους πιο απομακρυσμένους σταθμούς (d, e στο σχήμα 2.8) είναι εμφανής η πλήρης ανάπτυξη των επιφανειακών κυμάτων. Οι συναρτήσεις Green εξαιτίας του σημαντικού χρόνου υπολογισμού τους με τη σημερινή τεχνολογία των ηλεκτρονικών υπολογιστών, δεν συνιστάται να κατασκευάζονται από την αρχή κάθε φορά που είναι απαραίτητη η χρησιμοποίησή τους σε κάποια διαδικασία αντιστροφής. Ο υπολογιστικός χρόνος που απαιτείται για την κατασκευή τους είναι ανάλογος του μοντέλου ταχυτήτων που χρησιμοποιούμε. Για ένα πολύ απλό μονοδιάστατο μοντέλο (1D) τριών στρωμάτων, ο υπολογισμός της συνάρτησης Green σε μία συγκεκριμένη -47-

58 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 απόσταση από την πηγή και για ένα συγκεκριμένο βάθος, απαιτεί περίπου Για ένα πολύπλοκο μοντέλο (IASP91, Kennett and Engdahl, 1991) 66 στρωμάτων απαιτούνται περισσότερα από 60. Σχήμα 2.8. Συναρτήσεις Green (κατακόρυφη συνιστώσα, z) υπολογισμένες χρησιμοποιώντας το μοντέλο ταχυτήτων των Novotny et al. (2001). Το κόκκινο αστέρι αντιπροσωπεύει τη θέση της πηγής των σεισμικών κυμάτων η οποία τοποθετήθηκε σε βάθος 15 km. Τα μπλε τρίγωνα αντιπροσωπεύουν τις θέσεις των σταθμών που βρίσκονται σε αποστάσεις (a-30km,b-50km,c-100km,d-200km,e-400km) και σχηματίζουν γωνία 45 0 με το βορρά. Ο μηχανισμός που χρησιμοποιήθηκε έχει παραμέτρους 40 0 /65 0 / Για το λόγο αυτό στο Εργαστήριο Γεωφυσικής δημιουργήθηκε μια βάση δεδομένων που περιέχει συναρτήσεις Green για μελέτη σεισμών με χρήση τοπικών δεδομένων (έως 500 km) και με χρήση τηλεσεισμικών δεδομένων (έως 9990 km). Συγκεκριμένα χρησιμοποιήθηκε το μοντέλο των Novotny et al. (2001) με το οποίο κατασκευάσθηκαν συναρτήσεις Green για αποστάσεις km, με βήμα 2 km και για εστιακά βάθη που κυμαίνονται από km (με βήμα 1 km από τα 1-40 km και με βήμα 5 km από τα km.) Για αποστάσεις από km χρησιμοποιήθηκε το μοντέλο ταχυτήτων των Kennett and Engdahl (1991) (Πίνακας 2.2), με βήμα 10 km. Σε αυτή την περίπτωση τα βάθη των σεισμών κυμαίνονται από km και κατασκευάστηκαν με βήμα 1 km από τα 2-40 km και με βήμα 2 km από km. -48-

59 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Πίνακας 2.2. Μοντέλο ταχυτήτων των Kennett and Engdahl (1991). Πάχος (km) Ταχύτητα Ρ- κυμάτων (km/sec) Ταχύτητα S- κυμάτων (km/sec) Πυκνότητα (gr/cm 3 ) Qa Qb -49-

60 ΚΕΦΑΛΑΙΟ

61 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Η δημοσίευση νεότερων μοντέλων ταχυτήτων για τον ευρύτερο χώρο του Αιγαίου από τις εργασίες Karagianni et al. (2002, 2005) οδήγησε στον εμπλουτισμό των αποθηκευμένων συναρτήσεων Green με καινούργιες και μεγάλωσε τα περιθώρια δοκιμών για την εύρεση του καταλληλότερου μοντέλου σε κάθε περίπτωση. Στο σχήμα 2.9 παρουσιάζονται συναρτήσεις Green υπολογισμένες για απόσταση 100 km, βάθος σεισμικής πηγής 15 km, αζιμούθιο 50 0 και παραμέτρους μηχανισμού γένεσης ˆϕ =35 0, ˆ θ =70 0, ˆλ =175 0, σύμφωνα με τα μοντέλα ταχυτήτων των Novotny et al. (2001) και Karagianni et al. (2005) το οποίο παρουσιάζεται στον Πίνακα 2.3 στο οποίο προστέθηκε ανώτερο στρώμα πολύ χαμηλών ταχυτήτων για την ενίσχυση των πλατών των επιφανειακών κυμάτων. Πίνακας 2.3. Μοντέλο ταχυτήτων από Karagianni et al. (2005) για την περιοχή του Β. Αιγαίου. Το πρώτο στρώμα προστέθηκε για την ενίσχυση των πλατών των επιφανειακών κυμάτων. Πάχος (km) Ταχύτητα Ρ- κυμάτων (km/sec) Ταχύτητα S- κυμάτων (km/sec) Ημιχώρος Η συμφωνία των δύο μοντέλων είναι αρκετά ικανοποιητική και για τις 3 συνιστώσες. Κάποιες διαφορές παρατηρούνται κυρίως μετά την άφιξη των S- κυμάτων και τη γένεση των επιφανειακών όπου το μοντέλο ταχυτήτων των Novotny et al. (2001) προβλέπει περισσότερες φάσεις. Η σύγκριση των δυο μοντέλων για διάφορα παράθυρα συχνοτήτων φαίνεται στο σχήμα

62 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Σχήμα 2.9. Συναρτήσεις Green για Δ=100 km, βάθος σεισμικής πηγής h=15km, αζιμούθιο 50 0 και παραμέτρους μηχανισμού γένεσης ˆϕ =35 0, ˆ θ =70 0, ˆλ =175 0, με χρήση των μοντέλων ταχυτήτων Karagianni et al. (2005) (κόκκινο χρώμα), Novotny et al. (2001) (πράσινο χρώμα). -52-

63 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Σχήμα Συναρτήσεις Green που κατασκευάστηκαν με χρήση των μοντέλων ταχυτήτων Karagianni et al. (2005) και Novotny et al. (2001). Στις καταγραφές έχει εφαρμοστεί ζωνοπερατό φίλτρο με όρια αυτά που αναφέρονται στο αριστερό μέρος του σχήματος. Παρατηρούμε την ικανοποιητική ομοιότητα των κυματομορφών για το εύρος Hz. -53-

64 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Αντιστροφή του τανυστή σεισμική ροπής Μέθοδος Για την αντιστροφή των στοιχείων του τανυστή σεισμικής ροπής έχουν προταθεί διάφοροι τρόποι που μπορούν να εφαρμοστούν είτε στο πεδίο του χρόνου (time domain) είτε στο πεδίο των συχνοτήτων (frequency domain). Από το 1970 και έπειτα πλήθος ερευνητών έχουν ασχοληθεί με μεθόδους ανάλυσης και αντιστροφής του τανυστή σεισμική ροπής (e.g. Langston, 1981; Dziewonski et al., 1981; Dziewonski and Woodhouse, 1983a, b; Nábĕlek, 1984; Dreger and Helmberger 1991, 1993; Dreger, 2003) χρησιμοποιώντας κύματα χώρου ή επιφανειακά κύματα που έχουν καταγραφεί σε κοντινές ή τηλεσεισμικές αποστάσεις. Στην παρούσα διδακτορική διατριβή χρησιμοποιήθηκε ο κώδικας αντιστροφής TDMT_INV (Dreger, 2003). Η γενική αναπαράσταση της σεισμικής πηγής μπορεί να απλοποιηθεί θεωρώντας σημειακή πηγή: U ( x, t) = M G ( x, z, t) (2.17) n ij ni, j όπου U n είναι η n-οστή συνιστώσα της μετατόπισης, G nij είναι η n-οστή συνιστώσα της συνάρτησης Green για συγκεκριμένες διατάξεις των διπλών ζευγών δυνάμεων και M ij ο τανυστής σεισμικής ροπής. Η παραπάνω εξίσωση επιλύεται γραμμικά για συγκεκριμένο εστιακό βάθος. Με την ανάλυση των ιδιοτιμών ο τανυστής σεισμικής ροπής αναλύεται σε έναν ισότροπο και έναν αποκλίνοντα τανυστή, και ο αποκλίνων αναλύεται σε ένα τανυστή DC που ισοδυναμεί με τη δράση ενός διπλού ζεύγους δυνάμεων και σε ένα τανυστή CLVD γραμμικού διανυσματικού δίπολου αντιστάθμισης. Τανυστής σεισμικής ροπής = ισότροπος (isotropic) + αποκλίνων (deviatoric) Αποκλίνων (deviatoric) =DC + CLVD -54-

65 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Στην επίλυση των εξισώσεων θεωρούμε ότι το ισότροπο κομμάτι του τανυστή ισούται με μηδέν και έτσι στη δική μας περίπτωση η αντιστροφή επιστρέφει τον αποκλίνοντα τανυστή ( M ) που αναλύεται σε τανυστή λόγω διπλού ζεύγους δυνάμεων (DC) και τανυστή γραμμικού διανυσματικού δίπολου αντιστάθμισης (CLVD). Ο τανυστής διπλού ζεύγους δυνάμεων χρησιμοποιείται για να καθοριστεί το αζιμούθιο (strike), η γωνία κλίσης (dip) και η γωνία ολίσθησης (rake) των δύο ορικών επιπέδων. Το βέλτιστο εστιακό βάθος συνήθως επιλέγεται εκεί όπου η λύση έχει το μικρότερο σφάλμα. Για τον υπολογισμό της ποιότητας της λύσης χρησιμοποιείται η συνάρτηση: VR = 1 ij ( data synth ) 2 i i (2.18) 2 i data i όπου data είναι οι πραγματικές καταγραφές και synth οι συναρτήσεις Green. Η άθροιση γίνεται για όλους τους σταθμούς καταγραφής και τις συνιστώσες. Όσο μεγαλύτερη τιμή λάβει η συνάρτηση VR τόσο καλύτερη είναι η λύση μας και η προσέγγιση των πραγματικών κυματομορφών. Ένα ακόμα μέτρο για τον καθορισμό του βέλτιστου βάθους σε περιοχές όπου δεν παρατηρούνται σεισμοί λόγω έκρηξης ή κατάρρευσης είναι το ακόλουθο: RES P dc = i ( data synth ) i P dc i 2 (2.19) Η μέθοδος υποθέτει ότι το υπολογισμένο επίκεντρο που χρησιμοποιείται κατά την εφαρμογή της είναι καλά προσδιορισμένο με χρήση μικρής περιόδου καταγραφών και επίσης ότι η χρονική συνάρτηση της πηγής είναι ταυτόχρονη για όλα τα στοιχεία του τανυστή και μπορεί να παρασταθεί από μια συνάρτηση δέλτα (δ function). Οι δυο αυτές υποθέσεις θεωρούμε ότι ισχύουν για μεγέθη σεισμών Μ < 7.5 εφόσον χρησιμοποιούνται μεγάλης περιόδου σεισμικά κύματα. Επίσης, για την επιτυχημένη εφαρμογή της μεθόδου είναι πολύ σημαντική η καλή γνώση του μοντέλου ταχυτήτων. Αυτό μπορεί να επιτευχθεί είτε με μοντέλα ταχυτήτων που χρησιμοποιούνται για τον υπολογισμό των βασικών εστιακών παραμέτρων των σεισμών είτε με νέα μοντέλα που προκύπτουν από -55-

66 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 βαθμολόγηση των δρόμων διαδρομής των σεισμικών κυμάτων από και προς τους σταθμούς καταγραφής. Τέτοιες μέθοδοι έχουν προταθεί από αρκετούς ερευνητές (e.g. Dreger and Helmberger, 1990, 1993; Dreger and Romanowicz, 1994; Rodgers et al., 1999; Zhao and Helmberger, 1991; Song et al., 1996). Για την εφαρμογή της αντιστροφής των κυμάτων χώρου απαιτείται σειρά ενεργειών για την προετοιμασία τόσο των κυματομορφών όσο και των συναρτήσεων Green. Αρχικά συλλέγονται δεδομένα τριών συνιστωσών από σταθμούς ευρέος φάσματος (broad-band) π.χ. σε μορφή SAC (Seismic Analysis Code) τα οποία φροντίζουμε να περιέχουν τουλάχιστον 5 λεπτά συνεχούς καταγραφής ώστε να διατηρούνται οι μεγάλες περίοδοι που τυχόν περιέχονται στο σεισμικό σήμα (Goldstein et al., 2003). Στη συνέχεια οι κυματομορφές διορθώνονται για την επίδραση του οργάνου και μετατρέπονται σε καταγραφές μετατόπισης ή ταχύτητας (βλ. Κεφάλαιο 2). Έπειτα στα δεδομένα εφαρμόζεται ζωνοπερατό Butterworth φίλτρο στα επιθυμητά συχνοτικά όρια. Τα όρια αυτά εξαρτώνται από διάφορους παράγοντες όπως ο λόγος σήματος προς θόρυβο, το μέγεθος του υπό εξέταση σεισμού και η αξιοπιστία του μοντέλου ταχυτήτων. Χρήση μεγάλων περιόδων κατά την αντιστροφή (για παράδειγμα της τάξης των sec) έχει το πλεονέκτημα του υπερσκελισμού της ασαφούς γνώσης του μοντέλου ταχυτήτων (Šílený et al., 1992) αλλά μειώνει τη διακριτική ικανότητα στην αναζήτηση του πραγματικού βάθους του σεισμού. Επίσης η χρήση αιτιοκρατικών (causal) και μη αιτιοκρατικών (acausal) φίλτρων είναι σημαντική για την πιστή αναπαράσταση των αφίξεων των φάσεων στους σταθμούς καταγραφής. Στο σχήμα 2.11 παρουσιάζεται η επίδραση του ίδιου αιτιοκρατικού και μη αιτιοκρατικού (zerophase) φίλτρου ( sec) σε πραγματική καταγραφή. Έπειτα από την εφαρμογή του κατάλληλου φίλτρου οι κυματομορφές αποθηκεύονται ως αρχεία ascii και είναι έτοιμες για την αντιστροφή. Η επίδραση του μη αιτιοκρατικού φίλτρου διατηρεί τη θέση της άφιξης των φάσεων των σεισμικών κυμάτων ενώ του αιτιοκρατικού όχι. -56-

67 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Σχήμα Εφαρμογή ζωνοπερατού Butterworth φίλτρου ( sec) στην πραγματική καταγραφή (κόκκινο χρώμα). Παρατηρούμε ότι στην περίπτωση του αιτιοκρατικού (causal) φίλτρου η άφιξη της πρώτης απόκλισης διατηρείται αλλά η καθυστέρηση των φάσεων εξαρτάται από τη συχνότητα του κύματος. Φαινόμενο που δεν συμβαίνει στην περίπτωση του μη αιτιοκρατικού φίλτρου (acausal) στο οποίο όμως δεν διατηρείται η πρώτη άφιξη. Οι συναρτήσεις Green οι οποίες ήδη έχουν κατασκευασθεί με χρήση του επιθυμητού μοντέλου ταχυτήτων φιλτράρονται στα αντίστοιχα συχνοτικά όρια και μετατρέπονται σε μετατόπιση ή ταχύτητα ώστε να συμφωνούν με τις πραγματικές καταγραφές. Στη συνέχεια εφαρμόζεται η διαδικασία αντιστροφής για συγκεκριμένο βάθος. Η παρουσίαση των αποτελεσμάτων φαίνεται παρακάτω: Depth=7 Station Information Station(0): stat1_f0.05.data R=324.0km AZI=125.0 W=1.000 Zcor=56 Station(1): stat2_f0.05.data R=336.0km AZI=124.0 W=1.037 Zcor=57 Station(2): stat3_f0.05.data R=340.0km AZI=119.0 W=1.049 Zcor=57 Mo= e+22 Mw=4.4 Strike=24; 150 Rake=-67; -141 Dip=72; 29 Pdc=82 Pclvd=18 Piso=0 Station(0)= e-07 Station(1)= e-07 Station(2)= e-07 VAR= e-10 VR=70.15 (UNWEIGHTED) VR=70.26 (WEIGHTED) Στα αποτελέσματα της αντιστροφής παρουσιάζονται το βάθος για το οποίο έγινε η δοκιμή, τα στοιχεία των σταθμών (απόσταση από επίκεντρο, -57-

68 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 αζιμούθιο, βάρος) και η θέση (zcor) από την αρχή της καταγραφής για την οποία η συνάρτηση συσχέτισης πραγματικής-συνθετικής καταγραφής είχε την καλύτερη ταύτιση. Ακολουθούν τα στοιχεία του μηχανισμού γένεσης (μέγεθος σεισμικής ροπής; παράταξη, γωνία κλίσης και γωνία ολίσθησης των δύο ορικών επιπέδων), το ποσοστό δράσης διπλού ζεύγους δυνάμεων στην εστία (DC) και το ποσοστό γραμμικού διανυσματικού δίπολου αντιστάθμισης (CLVD) στην εστία. Έπειτα αναφέρονται οι τιμές μείωσης διασποράς (Variance reduction- VR) για κάθε σταθμό ξεχωριστά καθώς και η συνολική τιμή για όλους τους σταθμούς με ή χωρίς τη χρήση βάρους με την απόσταση. Ανάλογα με το αναμενόμενο εύρος τιμών βάθους συνεχίζονται οι δοκιμές συνήθως ανά 5 km και αφού προσδιοριστούν τα βάθη ανάμεσα στα οποία η τιμή της συνάρτησης VR παίρνει τις υψηλότερες τιμές της τότε ο έλεγχος για το βέλτιστο βάθος γίνεται ανά 1 km. Τα αποτελέσματα σε γραφική μορφή παρουσιάζονται στο σχήμα 2.12 ενώ στο σχήμα 2.13 παρουσιάζεται ένα παράδειγμα παραμετρικού ελέγχου για το εστιακό βάθος και επιλογή του μηχανισμού για τον οποίο τα αποτελέσματα της αντιστροφής είναι τα βέλτιστα. Η καλή αζιμουθιακή κάλυψη και ο μεγάλος αριθμός σταθμών είναι απαραίτητοι παράγοντες για σταθερή και υψηλής ποιότητας λύση για το μηχανισμό γένεσης. Αξιόπιστες λύσεις μπορούν να επιτευχθούν ακόμα και με χρήση ενός ή δύο σταθμών (Dreger, 2003; Benetatos et al., 2006) αλλά γενικά συνίσταται η χρήση τουλάχιστον 3 σταθμών κατά την αντιστροφή. Ανάλογα με το μέγεθος του σεισμού μπορούν να χρησιμοποιηθούν τα ακόλουθα φίλτρα για Μ<4.0 από 0.02 έως 0.1 Hz, για 4.0 M< 5.0 από 0.02 έως 0.05 Hz, για M 5.0 από 0.01 έως 0.05 Hz. Για πολύ μεγάλους σεισμούς (M>7.5) τα όρια μπορεί να είναι από έως 0.02 Hz (Fukuyama and Dreger, 2000; Dreger, 2003). -58-

69 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Σχήμα Αποτέλεσμα αντιστροφής του τανυστή σεισμικής ροπής για το μηχανισμό γένεσης σεισμού. Με τη συνεχή γραμμή αναπαριστάται η πραγματική καταγραφή και με τη στικτή γραμμή η συνθετική. Στο δεξιό τμήμα παρουσιάζονται ο μηχανισμός με τους κύριους άξονες Ρ και Τ, οι παράμετροι του και το μέγεθος σεισμικής ροπής. Σχήμα Διαδοχικές εφαρμογές της αντιστροφής για διαφορετικά εστιακά βάθη. Η λύση που υιοθετείται είναι αυτή για την οποία το σφάλμα (Misfit) είναι το μικρότερο. (Σχήμα από ιστοσελίδα

70 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Αβεβαιότητες κατά την αντιστροφή Κατά την εφαρμογή της διαδικασίας αντιστροφής για τον υπολογισμό του μηχανισμού γένεσης ενός σεισμού διάφοροι παράγοντες μπορούν να εισάγουν σφάλματα στους τελικούς υπολογισμούς. Οι παράγοντες αυτοί είναι η ποιότητα των κυματομορφών, η ακρίβεια στον υπολογισμό της θέσης του επικέντρου και η γνώση του μοντέλου ταχυτήτων. Σχήμα (α, β) Παραδείγματα σεισμικών καταγραφών και επιλογή τμήματος θορύβου (κόκκινο χρώμα) και σήματος (πράσινο χρώμα) για τον υπολογισμό των φασμάτων Fourier. (γ, δ) Τα φάσματα Fourier των κυματομορφών (α, β) και το συχνοτικό διάστημα ενδιαφέροντος για εφαρμογή αντιστροφών για υπολογισμό του μηχανισμού γένεσης. Στην περίπτωση (γ) ο λόγος σήματος προς θόρυβο είναι πολύ ικανοποιητικός, αντίθετα με την περίπτωση (δ) όπου τα πλάτη θορύβου και σήματος είναι παραπλήσια. Η ποιότητα των κυματομορφών εξαρτάται από το λόγο σήματος προς θόρυβο. Συνήθως πριν την αντιστροφή εξετάζεται με ανάλυση Fourier το φασματικό περιεχόμενο τμήματος της κυματομορφής πριν την άφιξη των σεισμικών κυμάτων (θόρυβος) και ίσο χρονικά τμήμα σήματος για να καθοριστούν τα συχνοτικά όρια για τα οποία το σήμα έχει τουλάχιστον δύο φορές μεγαλύτερο πλάτος από τον θόρυβο. Έπειτα κατά την αντιστροφή στα -60-

71 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 πραγματικά δεδομένα εφαρμόζεται ζωνοπερατό φίλτρο εντός των ορίων που καθορίστηκαν με τον παραπάνω τρόπο. Παράδειγμα σύγκρισης του φάσματος θορύβου και σήματος παρουσιάζεται στο σχήμα Η ακρίβεια στον υπολογισμό της απόστασης ανάμεσα στην εστία και τους σταθμούς καταγραφής (ακριβής θέση επικέντρου σεισμού) είναι πολύ σημαντική γιατί από αυτή εξαρτάται η κατάλληλη επιλογή των συναρτήσεων Green που θα συμμετέχουν στην αντιστροφή. Οι Dreger and Helmberger (1993) πραγματοποίησαν δοκιμές κατά τις οποίες μετέβαλλαν της θέση της εστίας στο οριζόντιο και κατακόρυφο επίπεδο χρησιμοποιώντας έναν ή περισσότερους σταθμούς καταγραφής στους οποίους συγκρίνονταν οι συνθετικές καταγραφές. Στο σχήμα 2.15 παρουσιάζεται η διάταξη πηγής-σταθμών που χρησιμοποιήθηκε καθώς και η μετατόπιση στη θέση της εστίας, ενώ στο σχήμα 2.16 τα αποτελέσματα των αντιστροφών. Σχήμα Διάγραμμα στο οποίο παρουσιάζεται η διάταξη σταθμών και επικέντρου για τις δοκιμές ευαισθησίας που πραγματοποίησαν οι Dreger and Helmberger, (Σχήμα από Dreger and Helmberger, 1993) Για την πραγματοποίηση των δοκιμών ευαισθησίας μετακινήθηκε η θέση του υποκέντρου κατά 10 km και πραγματοποιήθηκαν αντιστροφές στις οποίες χαρτογραφούνταν το σφάλμα και η λύση κάθε μιας επανάληψης (iteration) της αντιστροφής χρησιμοποιώντας 4 διαφορετικούς αρχικούς μηχανισμούς γένεσης (Σχ. 2.16). Στην πρώτη περίπτωση χρησιμοποιήθηκε ένας σταθμός στις αντιστροφές ενώ στη δεύτερη δύο σταθμοί. Οι αβεβαιότητες υπολογίζονταν από το εύρος των περιοχών όπου εμφανίζονταν οι ελάχιστες τιμές σφάλματος. -61-

72 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Παρατηρώντας τα αποτελέσματα φαίνεται ότι η μετάθεση της θέσης της εστίας οδηγεί στην εμφάνιση δύο κύριων περιοχών, εντός του παραμετρικού χώρου (parameter space), όπου οι τιμές των σφαλμάτων είναι ελάχιστες (global minima) τα οποία αντιστοιχούν στα δύο επίπεδα του μηχανισμού γένεσης. Επίσης διακρίνονται και τοπικά ελάχιστα (local minima). Χρησιμοποιώντας ένα σταθμό (Σχ. 2.16Α) η διασπορά των αποτελεσμάτων (~10 ) είναι αρκετά μεγαλύτερη από εκείνη όταν χρησιμοποιούνται δύο σταθμοί (Σχ. 2.16C). Σχήμα Παραμετρικός χώρος (parameter space) για τις δοκιμές ευαισθησίας της αντιστροφής όταν μετατοπίζεται η θέση του επικέντρου κατά 10 km, με χρήση ενός (Α) και δύο σταθμών (C). Είναι χαρακτηριστική η μείωση της διασποράς των βέλτιστων λύσεων της αντιστροφής με την προσθήκη ενός σταθμού. (Σχήμα από Dreger and Helmberger, 1993) Όταν μετατοπίστηκε η εστία στον κατακόρυφο άξονα (4 km) παρατηρήθηκε ότι ο έλεγχος του παραμετρικού χώρου δεν ήταν δυνατόν να δώσει πια μονοσήμαντη λύση με χρήση ενός σταθμού (Σχ. 2.17Α) αφού -62-

73 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 παρουσιάζονταν πολλά τοπικά ελάχιστα. Με την προσθήκη ενός σταθμού (Σχ. 2.17C) το πρόβλημα αυτό φαίνεται ότι αντιμετωπίζεται αλλά τα σφάλματα είναι αρκετά μεγαλύτερα (~20-30 ) από αυτά όταν η μετατόπιση της εστίας γινόταν στο οριζόντιο επίπεδο. Φάνηκε με αυτό τον τρόπο ότι αβεβαιότητες στη θέση του επικέντρου της τάξης των 10 km και 4 km στο εστιακό βάθος επηρεάζουν τα αποτελέσματα με μικρά σφάλματα τα οποία με χρήση περισσότερων του ενός σταθμών και έλεγχο διαφορετικών εστιακών βαθών σε κάθε εφαρμογή της αντιστροφής μπορούν να αντιμετωπιστούν και να μειωθούν σημαντικά. Σχήμα Παραμετρικός χώρος (parameter space) για τις δοκιμές ευαισθησίας της αντιστροφής όταν μετατοπίζεται το βάθος της εστίας κατά 4 km με χρήση ενός (Α) και δύο σταθμών (C). Παρατηρείται ότι με χρήση δύο σταθμών το πρόβλημα αποκτά λύση (ύπαρξη δύο τοπικών ελάχιστων (C) αντί τεσσάρων (Α)) αλλά τα σφάλματα είναι μεγαλύτερα από την περίπτωση όπου το επίκεντρο μετατοπίζονταν μόνο στο οριζόντιο επίπεδο. (Σχήμα από Dreger and Helmberger, 1993) -63-

74 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Οι παραπάνω δοκιμές πραγματοποιήθηκαν θεωρώντας γνωστό το μοντέλο ταχυτήτων. Η πιθανότητα ελλιπούς γνώσης του μοντέλου ταχυτήτων διερευνήθηκε από τους Dreger and Helmberger (1993) οι οποίοι χρησιμοποίησαν τρία διαφορετικά μοντέλα ταχυτήτων για τον υπολογισμό μηχανισμού γένεσης στην περιοχή Lee Vining της νότιας Καλιφόρνιας. Αποδείχθηκε ότι τα μακράς περιόδου κύματα χώρου δεν είναι τόσο ευαίσθητα στην κατακόρυφη και οριζόντια ανομοιογένεια των μοντέλων αλλά περισσότερο στον προσανατολισμό της σεισμικής πηγής. Αυτό φαίνεται επίσης και από το σχήμα 2.11 όπου παρουσιάζονται συνθετικές καταγραφές με χρήση των μοντέλων Novotny et al., (2001) και Karagianni et al., (2005). Για χαμηλές συχνότητες ( Hz) οι οποίες είναι αρκετά υψηλές για να χρησιμοποιηθούν σε αντιστροφή για τον υπολογισμό του τανυστή σεισμικής ροπής (συνήθως χρησιμοποιείται ανώτατο συχνοτικό όριο μεταξύ 0.05 Hz και 0.08 Hz), η ταύτιση των καταγραφών είναι πολύ καλή. Από αυτό μπορεί να εξαχθεί το συμπέρασμα ότι ελλιπής γνώση του μοντέλου ταχυτήτων, στο συχνοτικό εύρος που συνήθως χρησιμοποιείται στις αντιστροφές, δεν επηρεάζει σημαντικά τα αποτελέσματα. -64-

75 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Μελέτη σεισμικών ακολουθιών 3.1 Μηχανισμοί γένεσης σεισμών στο χώρο του Αιγαίου Πελάγους Ένας από τους κύριους στόχους της παρούσας διατριβής ήταν η εφαρμογή της μεθόδου αντιστροφής των κυμάτων χώρου για τον υπολογισμό μηχανισμών γένεσης σεισμών στο χώρο του Αιγαίου. Έως το 2000 είχε πραγματοποιηθεί ένας μεγάλος αριθμός εργασιών που αφορούν τη σεισμοτεκτονική εικόνα του Ελληνικού χώρου με βάση τους μηχανισμούς γένεσης. Αυτοί υπολογίστηκαν με χρήση των πρώτων αποκλίσεων των Ρ- κυμάτων όπως καταγράφηκαν σε μακρινούς σταθμούς (Papazachos, 1961; Delibasis, 1968; Papazachos and Delibasis, 1969; Ritsema, 1974; McΚenzie, 1972, 1978; Anderson and Jackson, 1987) και με αντιστροφή των μακράς περιόδου κυμάτων χώρου (Soufleris and Stewart, 1981; Ιωαννίδου, 1989; Kiratzi and Langston, 1989, 1991; Papadimitriou,1988; Kiratzi et al., 1991; Panagiotopoulos et al., 1993; Papadimitriou E., 1993; Pinar, 1998; Taymaz et al., 1990, 1991; Taymaz and Price, 1992; Braunmiller and Nabelek, 1996; Baker et al., 1997; Bernard et al., 1997; Wright et al., 1999; Louvari et al., 1999; Yilmazturk and Burton, 1999). Η ανάπτυξη όμως των διεθνών δικτύων σεισμογράφων και η βελτίωση της ποιότητας των σεισμολογικών δεδομένων οδήγησε στον υπολογισμό αξιόπιστων μηχανισμών γένεσης τόσο για ισχυρούς σεισμούς Μ>5.5 αλλά και για μικρότερου μεγέθους 3.0 < Μ < 5.5 σεισμούς. Οι εργασίες των Λούβαρη (2000), Louvari and Kiratzi (2001), Louvari et al. (2001), Kiratzi and Louvari (2003), που ακολούθησαν, αποτελούν παραδείγματα υπολογισμού αξιόπιστων μηχανισμών με χρήση υψηλής ποιότητας δεδομένων από τηλεσεισμικές αποστάσεις. -65-

76 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Σεισμογραφικά δίκτυα και δεδομένα Η με αυξανόμενους ρυθμούς εγκατάσταση σταθμών ευρέος φάσματος τόσο στον ευρύτερο χώρο της Μεσογείου όσο και στην περιοχή του Αιγαίου Πελάγους και της ηπειρωτικής Ελλάδας προσφέρουν πληθώρα δεδομένων υψηλής ποιότητας. Στο χώρο της Μεσογείου έχουν αναπτυχθεί δυο μεγάλα δίκτυα σεισμογράφων ευρέος φάσματος, το GEOFON ( και το MEDNET ( Το πρώτο ξεκίνησε τη λειτουργία του το 1992 από το GeoForschungsZentrum Potsdam, το οποίο είναι το κεντρικό Iνστιτούτο για τις γεω-επιστήμες στη Γερμανία. Σήμερα έχει εγκατεστημένους 48 μόνιμους σταθμούς σε τέσσερις ηπείρους και πλήθος τοπικών δικτύων. Το δεύτερο αναπτύχθηκε κατά κύριο λόγο στο ΝΑ τμήμα του ευρωπαϊκού χώρου και διαθέτει περισσότερους από 25 μόνιμους σταθμούς ευρέος φάσματος (Very Broad Band - VBB). Και τα δύο αυτά δίκτυα συνεργάζονται με ευρωπαϊκούς και διεθνείς οργανισμούς όπως το ORFEUS ( EMSC ( FDSN ( και IRIS ( διαθέτοντας τα δεδομένα και παρέχοντας σε πραγματικό χρόνο επίκεντρα και μηχανισμούς γένεσης σεισμών. Χρησιμοποιήσαμε δεδομένα από τα προαναφερθέντα διεθνή δίκτυα καθώς και το Εθνικό Δίκτυο Σεισμογράφων για τον υπολογισμό μηχανισμών γένεσης και για τη μελέτη των φυσικών διαδικασιών στην εστία των σεισμών. Στον ελληνικό χώρο η ανάπτυξη ευρέος φάσματος δικτύων ξεκίνησε μετά το 1999 και τον καταστροφικό σεισμό της Αθήνας της 7 ης Σεπτεμβρίου Σήμερα το Γεωδυναμικό Ινστιτούτο του Εθνικού Αστεροσκοπείου Αθηνών αριθμεί 23 σταθμούς εκ των οποίων ένας είναι εξοπλισμένος με σεισμόμετρο Güralp CMG-3ESP6/60, τέσσερις με σεισμόμετρα Güralp CMG40T/30 και δέκα οκτώ με σεισμόμετρα Le3d/20. Όλοι οι σταθμοί χρησιμοποιούν ψηφιοποιητές DR-24 της Geotech recording και έχουν συχνότητα δειγματοληψίας 50 Hz -66-

77 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 (Περισσότερες πληροφορίες στην ιστοσελίδα Στο σχήμα 3.1 παρουσιάζεται χάρτης των σταθμών του Γεωδυναμικού Ινστιτούτου και στον πίνακα Π.2 οι συντεταγμένες τους. Σχήμα 3.1. Σταθμοί ευρέος φάσματος του Γεωδυναμικού Ινστιτούτου του Εθνικού Αστεροσκοπείου Αθηνών. Το Σεισμολογικό Δίκτυο του Τομέα Γεωφυσικής, Α.Π.Θ, λειτουργεί από το Νοέμβριο του Αρχικά το δίκτυο αποτελούνταν από τον κεντρικό και επτά περιφερειακούς σταθμούς, ενώ η μετάδοση των δεδομένων γινόταν με μισθωμένες τηλεφωνικές γραμμές και η καταγραφή τους γινόταν αναλογικά (τύμπανα) και ψηφιακά (κάνοντας χρήση 12bit 32-channel ADC). Σήμερα το σεισμολογικό δίκτυο του Τομέα Γεωφυσικής του Α.Π.Θ. αποτελείται από 23 σεισμολογικούς σταθμούς, οι περισσότεροι από τους οποίους είναι εγκατεστημένοι στη Βόρεια Ελλάδα, ενώ 8 έχουν εγκατασταθεί σε νησιά του Αιγαίου και του Ιονίου πελάγους (Σχ. 3.2). Όλοι οι σταθμοί μεταδίδουν τα -67-

78 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 δεδομένα τους στον κεντρικό σεισμολογικό σταθμό της Θεσσαλονίκης (THE) σε πραγματικό χρόνο (real-time). Η μετάδοση των δεδομένων γίνεται με: modem μισθωμένης γραμμής (μέσω ΟΤΕ) και κατάλληλους routers της εταιρείας Nanometrics (RM4) για serial-ip conversion UHF modem (ασύρματη σύνδεση) σε IP-επίπεδο και VSAT link (δορυφορική σύνδεση) σε IP επίπεδο για τους σταθμούς της Σαντορίνης (SANT), της Λευκάδας (LKD) και της Χίου (CHOS). Σχήμα 3.2. Σεισμολογικοί σταθμοί ευρέος φάσματος CMG-3ESP (κόκκινο χρώμα) και βραχείας περιόδου S-13 (κίτρινο χρώμα) του Τομέα Γεωφυσικής του Αριστοτέλειου Πανεπιστήμιου Θεσσαλονίκης (Διαμόρφωση δικτύου-μάιος 2007). Ο Τομέας Γεωφυσικής σε συνεργασία με σεισμολογικά εργαστήρια και Ινστιτούτα γειτονικών χωρών ανταλλάσσει σεισμολογικά δεδομένα σε -68-

79 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 πραγματικό χρόνο. Τα δεδομένα αυτά φτάνουν στον κεντρικό Σεισμολογικό σταθμό Θεσσαλονίκης (μέσω συνδέσεων SEEDLINK) και χρησιμοποιούνται για τον υπολογισμό των εστιακών παραμέτρων των σεισμών της ευρύτερης περιοχής. Στο σχήμα 3.3 παρουσιάζονται οι θέσεις των σταθμών που συνεισφέρουν δεδομένα. Σχήμα 3.3. Θέσεις σταθμών δικτύων γειτονικών χωρών καθώς και του δικτύου του Πανεπιστημίου Πατρών, από τους οποίους τα δεδομένα αποστέλλονται στο Σεισμολογικό Σταθμό του Τομέα Γεωφυσικής σε πραγματικό χρόνο. (Μάιος 2007) Οι σεισμολογικοί σταθμοί του Τομέα Γεωφυσικής είναι εφοδιασμένοι κατά κύριο λόγο με βραχείας περιόδου σεισμόμετρα Teledyne S-13, τα οποία σταδιακά αντικαθίστανται από σεισμόμετρα ευρέος φάσματος τύπου CMG- 3ESP (100s-50Hz), όργανα με απόκριση σταθερή για την ταχύτητα από τα 0.01 Hz μέχρι τα 50 Hz (Σχήμα 3.4). Για την ψηφιοποίηση του σήματος -69-

80 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 χρησιμοποιούνται ψηφιοποιητές 24-bit Nanometrics (κατά κύριο λόγο Janus- Trident) καθώς και παλιότεροι 5 HRD24. (Περισσότερες πληροφορίες στην ιστοσελίδα: Στο σχήμα 3.2 παρουσιάζεται η γεωμετρία του δικτύου και στον Πίνακα Π.3 οι συντεταγμένες των θέσεων των σταθμών. Σχήμα 3.4. Καμπύλες απόκρισης του σεισμομέτρου CMG-3ESP καθώς των τύπων σεισμομέτρων CMG40T, STS-1 και STS-2. Είναι χαρακτηριστική η σταθερή απόκριση για την ταχύτητα σε μεγάλο συχνοτικό εύρος (Σχήμα από Hauksson et al., 2001). 3.3 Σεισμικές ακολουθίες που μελετήθηκαν Οι σεισμικές ακολουθίες για τις οποίες μελετήθηκαν οι μηχανισμοί γένεσης ανήκουν στο χρονικό διάστημα Ιούλιος 2001 Οκτώβριος 2005 και είτε αποτελούν ακολουθίες ισχυρών σεισμών είτε ακολουθίες χωρίς προφανή αναγνώριση ενός κύριου σεισμού (σμηνοσειρές). Συγκεκριμένα μελετήθηκαν οι ακολουθίες: -70-

81 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Σεισμός της Σκύρου, Μ 6.5 (26 Ιουλίου 2001) Σεισμός του Βαρθολομιού, Μ 5.5 (2 Δεκεμβρίου 2002) Ακολουθία στα Ψαχνά Ευβοίας (Ιούνιος-Ιούλιος 2003) Σεισμός Σάρου, Μ 5.7 (6 Ιουλίου 2003) Σεισμός Λευκάδας, Μ 6.2 (14 Αυγούστου 2003) Ακολουθία Λουτρών Αλεξανδρούπολης (Ιούνιος 2004) Ακολουθία στον κόλπο Siğaçik (Δ. Τουρκία) (Οκτώβριος 2005) Για κάθε μια από αυτές μελετήθηκε τόσο ο μηχανισμός γένεσης του κύριου σεισμού όσο και οι μηχανισμοί γένεσης των μετασεισμών για μεγέθη Μ>3.5 με αντιστροφή κυμάτων χώρου από καταγραφές τοπικών σταθμών. Ο κύριος σεισμός της ακολουθίας της Λευκάδας (Μ 6.2) μελετήθηκε και με αντιστροφή τηλεσεισμικών καταγραφών. Για τις ακολουθίες των Ψαχνών και του κόλπου του Siğaçik εκτός από τον υπολογισμό των μηχανισμών γένεσης πραγματοποιήθηκε και επαναπροσδιορισμός των επικέντρων έπειτα από συλλογή και επεξεργασία των φάσεων από σταθμούς του εθνικού δικτύου σεισμογράφων και δικτύων γειτονικών χωρών. Επίσης χρησιμοποιήθηκε και η μέθοδος υπολογισμού μηχανισμών γένεσης με χρήση των πρώτων αποκλίσεων των Ρ- κυμάτων. Συνολικά στην παρούσα διατριβή προσδιορίστηκαν περισσότεροι από 120 μηχανισμοί γένεσης με αντιστροφή κυμάτων χώρου ενώ συνολικά ο συνολικός αριθμός των νέων μηχανισμών γένεσης ξεπερνά τους Ακολουθία του σεισμού της Σκύρου (Μ 6.5, 26 Ιουλίου 2001) Στις 26 Ιουλίου 2001 ισχυρός σεισμός μεγέθους Μ 6.5 εκδηλώθηκε στο κεντρικό Αιγαίο Πέλαγος λίγα χιλιόμετρα ΒΔ της Σκύρου. Παρά το μεγάλο μέγεθός του δεν προκάλεσε σημαντικές βλάβες στο νησί της Σκύρου, καθώς το επίκεντρό του βρισκόταν στο θαλάσσιο χώρο. Λίγες ζημιές μόνο αναφέρθηκαν σε κτήρια και σε ένα παλιό μοναστήρι, καθώς και μεμονωμένες κατολισθήσεις -71-

82 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 και πτώσεις βράχων. Ο σεισμός μελετήθηκε εκτενώς (Benetatos et al., 2002; Roumelioti et al. 2003b; Karakostas et al., 2003; Roumelioti et al., 2004b; Ganas et al., 2005) με στόχο τα χαρακτηριστικά του κύριου σεισμού (μηχανισμός γένεσης, κατανομή ολίσθησης), τη χωρική και χρονική κατανομή της σεισμικής ακολουθίας, τις μεταβολές του πεδίου των τάσεων. Με τη γένεση του κύριου σεισμού και την κατανομή των επικέντρων των μετασεισμών ενεργοποιήθηκε ένα ΒΔ-ΝΑ αριστερόστροφο ρήγμα οριζόντιας μετατόπισης, το οποίο για πρώτη φορά προσέφερε ισχυρά σεισμολογικά στοιχεία ενεργοποίησης αριστερόστροφων δομών στην περιοχή τερματισμού των κλάδων του βόρειου τμήματος του ρήγματος της βόρειας Ανατολίας (Kiratzi, 2002; Karakostas et al., 2003; Ganas et al;., 2005). Ο κύριος σεισμός είχε μια πλούσια μετασεισμική ακολουθία η οποία είχε διάρκεια αρκετούς μήνες. Από την ακολουθία αυτή συλλέχθηκαν τα δεδομένα ευρέος φάσματος του Εθνικού Δικτύου Σεισμογράφων για τους σεισμούς με μέγεθος Μ>4.0 και εφαρμόστηκε η μέθοδος της αντιστροφής των κυμάτων χώρου (Dreger, 2003) για τον υπολογισμό των μηχανισμών γένεσης. Τα αρχικά δεδομένα διορθώθηκαν για την επίδραση του οργάνου και στη συνέχεια εφαρμόστηκε ζωνοπερατό φίλτρο με εύρος από Hz. Για την κατασκευή των θεωρητικών συναρτήσεων Green χρησιμοποιήθηκε το μοντέλο ταχυτήτων των Novotny et al. (2001). Συνολικά υπολογίσθηκαν οι μηχανισμοί γένεσης 17 σεισμών που συνέβησαν στο διάστημα 21 Ιουλίου 27 Αυγούστου 2001 και παρουσιάζονται στον Πίνακα 3.1 μαζί με το μηχανισμό γένεσης του κύριου σεισμού (Νο. 3, Πίνακας 3.1). Γενικά επικρατούν διαρρήξεις οριζόντιας μετατόπισης (strike-slip) πολλές φορές με σημαντική κανονική συνιστώσα (Σχήμα 3.5). Η κατανομή των μηχανισμών γένεσης τόσο των προσεισμών, όσο και του κύριου σεισμού και των μετασεισμών της ακολουθίας δηλώνει την ενεργοποίηση μιας κύριας δομής οριζόντιας μετατόπισης, με παράταξη ΒΒΔ-ΝΝΑ. Η ίδια κατανομή δείχνει και την πιθανή ενεργοποίηση δευτερεύουσας αντιθετικής δομής με παράταξη ΒΒΑ- ΝΝΔ, με μετασεισμούς εκτός-ρήγματος (off-fault aftershocks), όπως προέκυψε -72-

83 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 και από τον επαναπροσδιορισμό των επικέντρων (Roumelioti et al., 2003b; Karakostas et al., 2003). Το αριστερόστροφης συνιστώσας ρήγμα που ενεργοποιήθηκε με το σεισμό της Σκύρου αποτελεί το όριο ανάμεσα στους κλάδους του δεξιόστροφου ρήγματος της Β. Ανατολίας και τα κανονικά ρήγματα του χώρου της κεντρικής Ελλάδας. Έπειτα από μελέτη μεγάλου αριθμού μετασεισμών οι Ganas et al. (2005) κατέληξαν στο συμπέρασμα ότι το πεδίο των τάσεων χαρακτηρίζεται από Β-Ν εφελκυσμό ως συνέπεια ενός συζυγούς συστήματος ρηγμάτων οριζόντιας μετατόπισης, ορίζοντας την περιοχή 23 Α-25 Α ως την περιοχή τερματισμού της επιρροής του βόρειου κλάδου του ρήγματος της Β. Ανατολίας στο φλοιό του Β. Αιγαίου Πελάγους (Karakostas et al., 2003). -73-

84 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Πίνακας 3.1. Παράμετροι των μηχανισμών γένεσης των σεισμών με μέγεθος Μ>4 της ακολουθίας του κύριου σεισμού της Σκύρου (Μ 6.5, 26 Ιουλίου 2001). Νο Ημερομηνία Γένεσης Χρόνος Γένεσης φ ( )Β λ ( )Α Μw Βάθος (km) Ορικό Επίπεδο 1 Ορικό Επίπεδο 2 Ρ άξονας Τ άξονας ξ1 ( ο ) :47: δ1 ( ο ) λ1 ( ο ) ξ2 ( ο ) δ2 ( ο ) λ2 ( ο ) ξρ ( ο ) δρ ( ο ) ξτ ( ο ) δτ ( ο ) :43: :21: :48: :01: :06: :09: :26: :31: :49: :53: :24: :24: :38: :12: :47: :43:

85 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Σχήμα 3.5. Μηχανισμοί γένεσης των σεισμών με μέγεθος Μ>4 της μετασεισμικής ακολουθίας του κύριου σεισμού της Σκύρου (Μ 6.5, 26 Ιουλίου 2001). Με κόκκινο χρώμα παρουσιάζονται τα επαναπροσδιορισμένα επίκεντρα του σεισμού (από την εργασία των Roumelioti et al.,2003b). Οι αριθμοί δίπλα στους μηχανισμούς γένεσης αντιστοιχούν στον Πίνακα Ακολουθία του σεισμού του Βαρθολομιού (Μ 5.5, 2 Δεκεμβρίου 2002) Στις 2 Δεκεμβρίου 2002 ένας μεσαίου μεγέθους σεισμός (Μ 5.5) εκδηλώθηκε στην περιοχή της δυτικής Πελοποννήσου. Οι περισσότερες ζημιές αναφέρθηκαν στην πόλη του Βαρθολομιού η οποία βρίσκεται περίπου 9 km ΒΒΔ του επικέντρου. Τουλάχιστον 17 άνθρωποι τραυματίστηκαν όταν μια κατολίσθηση κοντά στην πόλη της Μεγαλόπολης προκάλεσε τον εκτροχιασμό τραίνου. Ο σεισμός είχε επιπτώσεις και στις κατασκευές και τουλάχιστον 8 οικίες -75-

86 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 καταστράφηκαν και περίπου 100 υπέστησαν σοβαρές ζημιές. Ο σεισμός έγινε αισθητός στο νησί της Ζακύνθου καθώς επίσης και σε άλλους νομούς της Πελοποννήσου. Ο σεισμός αυτός, αν και μεσαίου μεγέθους, είναι ιδιαίτερου ενδιαφέροντος αφού εκδηλώθηκε σε μια περιοχή υψηλής σεισμικής επικινδυνότητας και έδωσε τη δυνατότητα να μελετηθεί το γενικότερο σεισμοτεκτονικό καθεστώς της ευρύτερης περιοχής της δυτικής Πελοποννήσου. Ο μηχανισμός γένεσης του κύριου σεισμού καθώς επίσης και οι μηχανισμοί μερικών από τους μετασεισμούς της ακολουθίας μελετήθηκαν με αντιστροφής των σεισμικών κυμάτων χώρου και με δεδομένα του Εθνικού Δικτύου Σεισμογράφων. Για την κατασκευή των συναρτήσεων Green δοκιμάσαμε δυο μονοδιάστατα (1D) μοντέλα ταχυτήτων που χρησιμοποιούνται γενικά στον ελληνικό χώρο. Το πρώτο μοντέλο, που προτάθηκε από τον Παναγιωτόπουλο (1984), χρησιμοποιείται για τον καθημερινό προσδιορισμό επικέντρων στο Τομέα Γεωφυσικής, ενώ το δεύτερο προτάθηκε από τους Tselentis and Zahradnik (2000). Και τα δύο μοντέλα οδήγησαν σε παραπλήσια αποτελέσματα και χρησιμοποιήσαμε το δεύτερο και πιο πρόσφατο στον κώδικα FKRPROG (Saikia, 1994), για την κατασκευή των θεωρητικών συναρτήσεων Green για όλους τους δρόμους διαδρομής ανάμεσα στις εστίες των σεισμών και τους σταθμούς καταγραφής. Για την αντιστροφή των κυματομορφών, χρησιμοποιήσαμε τον κώδικα του Dreger (2003) για τον υπολογισμό των μηχανισμών γένεσης. Οι κυματομορφές που χρησιμοποιήθηκαν φιλτραρίστηκαν μεταξύ Hz και μετατράπηκαν σε καταγραφές μετατόπισης. Με τον τρόπο αυτό υπολογίστηκαν οι μηχανισμοί γένεσης για τον κύριο σεισμό του Βαρθολομιού καθώς επίσης και για τέσσερις από τους μεγαλύτερους μετασεισμούς του (Σχ. 3.6, Πίνακας 3.2). Για τον υπολογισμό του μηχανισμού γένεσης του κύριου σεισμού χρησιμοποιήθηκαν πέντε σταθμοί (RLS, VLS, ITM, VLI, και KEK) ενώ για τους υπόλοιπους μηχανισμούς λιγότεροι (2-4 σταθμοί), -76-

87 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 εξαιτίας του λόγου σήματος προς θόρυβο που ήταν σε ικανοποιητικά επίπεδα μόνο στους κοντινότερους σταθμούς. Σχήμα 3.6. Μηχανισμοί γένεσης των σεισμών της μετασεισμικής ακολουθίας του κύριου σεισμού του Βαρθολομιού (Μ 5.5, 2 Δεκεμβρίου 2002). Με κόκκινο χρώμα παρουσιάζονται τα επαναπροσδιορισμένα επίκεντρα των σεισμών της ακολουθίας. Δεν είναι σαφές από την κατανομή των μετασεισμών πιο είναι το επίπεδο του ρήγματος (πιθανότερο το ΒΔ-ΝΑ με βάση τα στοιχεία της ανάλυσης κατευθυντικότητας). Οι αριθμοί δίπλα στους μηχανισμούς γένεσης αντιστοιχούν στον Πίνακα 3.2. Χαρακτηριστικό γνώρισμα των μηχανισμών γένεσης ήταν το υψηλό ποσοστό CLVD στην εστία, το οποίο σε όλες τις περιπτώσεις (εκτός μίας) ήταν σταθερά υψηλότερο από 15%. Αυτό το χαρακτηριστικό του τανυστή σεισμικής ροπής έχει παρατηρηθεί και από άλλους ερευνητές (Tselentis et al. 2006), οι οποίοι διαπίστωσαν συστηματικά μεγάλα ποσοστά CLVD από σεισμούς στην περιοχή νότια της Ζακύνθου κατά την ακολουθία του Απριλίου 2006 στην περιοχή. Οι Zahradnik and Sokos (2004) αποδίδουν, μερικώς, το φαινόμενο αυτό στο μοντέλο ταχυτήτων σε σχέση με την πολυπλοκότητα της δομής της περιοχής (γειτνίαση με ζώνη κατάδυσης). Αν θεωρηθούν οι σεισμοί ως το αποτέλεσμα της υπέρθεσης σεισμών μικρότερου μεγέθους, με διαφορετικούς μηχανισμούς -77-

88 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 γένεσης, τότε εξηγείται το υψηλό ποσοστό CLVD στην εστία (Zahradnik and Sokos, 2004). Στο σχήμα 3.7 παρουσιάζονται οι χρονικές συναρτήσεις της πηγής όπως αυτές υπολογίστηκαν σε κάθε ένα σταθμό του Εθνικού Δικτύου Σεισμογράφων. Παρατηρούμε ότι μεγαλύτερα πλάτη και μικρότερες διάρκειες έχουν οι χρονικές συναρτήσεις της πηγής στους σταθμούς που βρίσκονται προς τα ΒΔ (όπως VLS, JAN) ενώ το αντίθετο ακριβώς παρατηρείται στους σταθμούς προς τα νοτιοανατολικά του επικέντρου όπως ITM και VLI ή ακόμα και σε αυτούς που ανήκουν στη διεύθυνση του 2 ου ορικού επιπέδου όπως ATH, EVR και LKR. Με βάση την παρατήρηση αυτή υπάρχει σημαντική πιθανότητα να ενεργοποιήθηκε το ρήγμα με διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ που φανερώνει αριστερόστροφες κινήσεις στο δυτικό τμήμα της Πελοποννήσου και κατ επέκταση του Ελληνικού Τόξου δεδομένης της απουσίας σταθμών στα ΝΔ ώστε να υπήρχε πλήρης αζιμουθιακή κάλυψη (Roumelioti et al., 2004b). Σχήμα 3.7. Παρατηρούμενες (κόκκινο χρώμα) και συνθετικές (μπλε χρώμα) χρονικές συναρτήσεις της πηγής (source time functions) για το σεισμό του Βαρθολομιού (Μ 5.5, 2 Δεκεμβρίου 2002) στους σταθμούς του Εθνικού Δικτύου Σεισμογράφων (Roumelioti et al. 2004b). -78-

89 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Πίνακας 3.2. Παράμετροι των μηχανισμών γένεσης των σεισμών της ακολουθίας του Βαρθολομιού (Μ 5.5, 2 Δεκεμβρίου 2002) (Roumelioti et al., 2004b). Νο Ημερομηνία Γένεσης Χρόνος Γένεσης φ ( )Β λ ( )Α Μw Βάθος (Km) Ορικό Επίπεδο 1 Ορικό Επίπεδο 2 Ρ άξονας Τ άξονας ξ1 ( ο ) :58: δ1 ( ο ) λ1 ( ο ) ξ2 ( ο ) δ2 ( ο ) λ2 ( ο ) ξρ ( ο ) δρ ( ο ) ξτ ( ο ) δτ ( ο ) :38: :19: :35: :58:

90 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Ακολουθία (σμηνοσειρά) στα Ψαχνά Ευβοίας (Ιούνιος-Ιούλιος 2003) Η σεισμική ακολουθία στην περιοχή των Ψαχνών Ευβοίας ξεκίνησε στις 13 Ιουνίου 2003 με ένα σεισμό μεγέθους Μ 4.2 τον οποίο ακολούθησαν αρκετοί με μεγαλύτερα μεγέθη έως Μ 4.9. Αντίστοιχη σεισμική συμπεριφορά είχε παρατηρηθεί και τον Ιούλιο του 2001 γύρω από την ίδια πόλη. Συνολικά περίπου 90 κατοικίες καταστράφηκαν και περισσότερες από 500 υπέστησαν λιγότερο σοβαρές ζημιές. Οι σεισμοί στην περιοχή συνεχίστηκαν περίπου μέχρι τα τέλη του Αυγούστου 2003 και συνολικά συνέβησαν 13 σεισμοί με μέγεθος Μ > 3.5 και περισσότεροι από 100 με μεγέθη 2.5 < Μ < 3.5. Η ακολουθία είχε τα χαρακτηριστικά μιας σμηνοσειράς. Σμηνοσειρές ορίζονται οι σεισμικές ακολουθίες κατά τις οποίες ο αριθμός και το μέγεθος των σεισμών αυξάνουν συνεχώς και μετά την πάροδο ορισμένου χρόνου μειώνονται σταδιακά ενώ είναι αδύνατη η διάκριση ενός σεισμού ως κύριου σεισμού της ακολουθίας (Mogi, 1963). Γενικά, σμηνοσειρές εμφανίζονται σε περιοχές με έντονες γεωλογικές ανομοιογένειες και ανισοκατανομή των τάσεων και είναι τυπικές σε ηφαιστειογενείς περιοχές με πρόσφατη δραστηριότητα και σε περιοχές όπου υπάρχουν γεωθερμικά πεδία. Εξαιτίας της πληθώρας των δεδομένων και του ιδιαίτερου ενδιαφέροντος της περιοχής όπου εκδηλώθηκε η σεισμική ακολουθία (Σχ. 3.8) εκτός από τη μελέτη των μηχανισμών γένεσης έγινε μια προσπάθεια λεπτομερέστερης απεικόνισης της ακριβούς θέσης των επικέντρων των σεισμών με επαναπροσδιορισμό των εστιακών τους παραμέτρων. Η περιοχή των Ψαχνών (Σχήμα 3.8) βρίσκεται σε μία πολύ ιδιαίτερη γεωτεκτονική θέση ανάμεσα σε διαφορετικά γεωτεκτονικά περιβάλλοντα. Στο βορρά υπάρχουν οι κλάδοι του ρήγματος της Β. Ανατολίας με τους χαρακτηριστικούς μηχανισμούς γένεσης οριζόντιας μετατόπισης, ενώ νότια και δυτικά κυριαρχούν τα κανονικά ρήγματα, τυπικά του Β-Ν εφελκυσμού που επικρατεί στην κεντρική Ελλάδα. Μηχανισμοί γένεσης που έχουν υπολογιστεί από τους Hatzfeld et al. (1999) -80-

91 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 δείχνουν ότι τουλάχιστον στο βόρειο τμήμα της Εύβοιας επικρατούν διαρρήξεις οριζόντιας μετατόπισης με σημαντική κανονική συνιστώσα (γκρίζο χρώμα, Σχήμα 3.8). Σχήμα 3.8. Μηχανισμοί γένεσης σεισμών στην ευρύτερη περιοχή της Εύβοιας. Με μαύρο χρώμα είναι μηχανισμοί γένεσης ισχυρών σεισμών (Μ>5.5) ενώ με γκρίζο χρώμα οι μηχανισμοί γένεσης (Μ<3) που προσδιορίσθηκαν από τους Hatzfeld et al. (1999). Η σκιασμένη περιοχή (κίτρινο χρώμα) αποτελεί την περιοχή μελέτης. Για τη βελτίωση της ακριβειας των επικέντρων χρησιμοποιήθηκαν οι σεισμικές φάσεις από το δελτίο του Σεισμολογικού Σταθμού Α.Π.Θ. και ο κώδικας των «διπλών-διαφορών» HYPODD (Waldhauser and Ellsworth, 2000; -81-

92 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Waldhauser, 2001). Η μέθοδος αυτή εκμεταλλεύεται το γεγονός ότι η απόσταση μεταξύ δυο εστιών είναι μικρή σε σχέση με την απόσταση εστίας-σταθμού καταγραφής και την κλίμακα της ανομοιογένειας των ταχυτήτων και για το λόγο αυτό θεωρεί ότι οι δύο αυτές σεισμικές ακτίνες μπορούν να θεωρηθούν ίδιες κατά μήκος αυτής της διαδρομής. Κάτω από αυτές τις υποθέσεις οι διαφορές στους χρόνους άφιξης των σεισμικών κυμάτων μπορούν να αποδοθούν σε διαφορές στην μεταξύ τους χωρική τοποθέτηση. Με αυτό το τρόπο, οι αβεβαιότητες του μοντέλου ταχυτήτων μπορούν να ξεπεραστούν χωρίς τη χρήση χρονικών διορθώσεων στους σταθμούς καταγραφής. Επαναπροσδιορίσαμε τα επίκεντρα για 100 σεισμούς, οι οποίοι ήταν αρχικά προσδιορισμένοι με 1,971 P- και S- φάσεις, συνολικά. Ως μοντέλο ταχυτήτων χρησιμοποιήσαμε του Παναγιωτόπουλου (1984) ενώ λάβαμε ως τιμή του λόγου Vp/Vs = 1.78 (Kiratzi et al., 1987). Η ανάλυση ιδιαζουσών τιμών (Singular Value Decomposition-SVD) χρησιμοποιήθηκε για τις αβεβαιότητες του νέου καταλόγου επικέντρων. Τα μέσα σφάλματα στη διεύθυνση Α-Δ υπολογίσθηκαν σε 0.49 km, στη διεύθυνση Β-Ν σε 0.29 km και σε 0.61 km στην κατακόρυφη διεύθυνση. Αντίστοιχα, το μέσο χρονικό τετραγωνικό σφάλμα (RMS) μειώθηκε από 0.78 sec στον αρχικό κατάλογο σε 0.33 sec στον νέο κατάλογο. Παρόμοια βελτίωση σε παραμέτρους των εστιών έχει παρατηρηθεί και από τους Roumelioti et al. (2003b) οι οποίοι χρησιμοποίησαν τον ίδιο κώδικα για επαναπροσδιορισμό των εστιών των σεισμών της μετασεισμικής ακολουθίας του σεισμού της Σκύρου. Στο σχήμα 3.9 παρουσιάζονται οι θέσεις των επικέντρων πριν και μετά τον επαναπροσδιορισμό τους στο οριζόντιο επίπεδο ενώ στο σχήμα 3.10 παρουσιάζονται τομές πριν και μετά τον επαναπροσδιορισμό. Παρατηρούμε τη συγκέντρωση των επικέντρων μετά τη χρήση του κώδικα HYPODD. Η σεισμική ακολουθία περιορίζεται σε ένα χώρο περίπου 8 5 km ανάμεσα στις πόλεις Ψαχνά και Πολίτικα. -82-

93 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Σχήμα 3.9. Επίκεντρα των σεισμών της ακολουθίας των Ψαχνών πριν (κόκκινο χρώμα) και μετά (πορτοκαλί χρώμα) τον επαναπροσδιορισμό τους με τη χρήση του κώδικά HypoDD (Σχήμα από Benetatos et al., 2004b). Σχήμα Τομές κατά μήκος ΔΝΔ-ΑΒΑ και ΝΝΑ-ΒΒΔ διευθύνσεων όπου παρουσιάζεται η κατανομή των εστιών των σεισμών πριν και μετά τον επαναπροσδιορισμό τους. (Σχήμα από Benetatos et al., 2004b) -83-

94 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Οι εστίες μετά τον επαναπροσδιορισμό τους συγκεντρώνονται σε βάθη μικρότερα των 10 km και διατάσσονται σε μια γενική διεύθυνση Α-Δ ακολουθώντας το ανάγλυφο της περιοχής. Η ύπαρξη λεκάνης στην περιοχή οδηγεί στη σύνδεση των εστιών με ρήγματα τα οποία οριοθετούν την λεκάνη από το βορρά. Τα δεδομένα από τους σταθμούς ευρέος φάσματος του Εθνικού Δικτύου Σεισμογράφων χρησιμοποιήθηκαν για τον υπολογισμό μηχανισμών γένεσης με αντιστροφή του τανυστή σεισμικής ροπής για τους μεγαλύτερους σεισμούς της ακολουθίας ενώ δεδομένα από όλους τους διαθέσιμους σταθμούς (μικρής περιόδου και ευρέος φάσματος) χρησιμοποιήθηκαν για τον υπολογισμό μηχανισμών γένεσης με τη μέθοδο των πρώτων αποκλίσεων των Ρ- κυμάτων. Οι συναρτήσεις Green κατασκευάστηκαν χρησιμοποιώντας το μοντέλο ταχυτήτων των Novotny et al. (2001). Οι σεισμικές καταγραφές μετατράπηκαν σε μετατόπιση και φιλτραρίστηκαν μεταξύ Hz. Στη συνέχεια αντιστράφηκαν για τον υπολογισμό των μηχανισμών γένεσης. Συνολικά η μέθοδος εφαρμόστηκε σε 13 σεισμούς οι οποίοι είχαν ικανοποιητικό λόγο σήματος προς θόρυβο στους περισσότερους σταθμούς καταγραφής. Οι μηχανισμοί γένεσης και οι παράμετροί τους παρουσιάζονται στο σχήμα 3.11 και τον Πίνακα 3.3, αντίστοιχα. Επιπροσθέτως, με τη μέθοδο των πρώτων αποκλίσεων των Ρ- κυμάτων υπολογίσαμε το μηχανισμό γένεσης 39, μικρότερων σε μέγεθος σεισμών (2.5<Μ<3.5) (Σχήμα 3.12 και Πίνακας Π.4), οι οποίοι συμφωνούν στην πλειοψηφία τους με τα χαρακτηριστικά των μηχανισμών γένεσης των μεγαλύτερων σεισμών. Η σμηνοσειρά των Ψαχνών οφείλεται στη δράση κανονικών ρηγμάτων με παράταξη περίπου Α-Δ, παράλληλα προς την τοπική διεύθυνση των ακτών, και από την κλίση των επιπέδων και από τη γεωμορφολογία της περιοχής, τα επίπεδα που κλίνουν προς νότο φαίνονται ως πιθανότερα επίπεδα του ρήγματος. Η διεύθυνση του Τ- άξονα είναι Β-Ν σε συμφωνία με το πεδίο τάσεων που επικρατεί στο εσωτερικού του ελληνικού χώρου. -84-

95 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Σχήμα Μηχανισμοί γένεσης των σεισμών της ακολουθίας των Ψαχνών οι οποίοι προσδιορίστηκαν με αντιστροφή του τανυστή σεισμικής ροπής. Οι αριθμοί δίπλα στους μηχανισμούς γένεσης αντιστοιχούν στον Πίνακα 3.3. Σχήμα Μηχανισμοί γένεσης των σεισμών της ακολουθίας των Ψαχνών οι οποίοι προσδιορίστηκαν με τη μέθοδο των πρώτων αποκλίσεων των Ρ- κυμάτων. Οι αριθμοί δίπλα στους μηχανισμούς γένεσης αντιστοιχούν στον Πίνακα Π

96 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Πίνακας 3.3. Παράμετροι των μηχανισμών γένεσης των σεισμών της ακολουθίας των Ψαχνών που προσδιορίστηκαν με τη μέθοδο της αντιστροφής των κυμάτων χώρου (Benetatos et al., 2004b). Νο Ημερομηνία Γένεσης Χρόνος Γένεσης φ ( )Β λ ( )Α Μ Βάθος (Km) Ορικό Επίπεδο 1 Ορικό Επίπεδο 2 Ρ άξονας Τ άξονας :06: ξ1 ( ο ) δ1 ( ο ) λ1 ( ο ) ξ2 ( ο ) δ2 ( ο ) λ2 ( ο ) ξρ ( ο ) δρ ( ο ) ξτ ( ο ) δτ ( ο ) :30: :22: :18: :25: :00: :03: :38: :29: :45: :22: :24: :00:

97 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Ακολουθία του σεισμού του Σάρου (Μ 5.7, 6 Ιουλίου 2003) Τον Ιούλιο του 2003 εκδηλώθηκε σεισμική ακολουθία κατά μήκος των ελληνοτουρκικών συνόρων εντός του κόλπου του Σάρου, της οποίας προηγήθηκε σεισμός Μ 4.0 στις 10 Ιουνίου Στις 6 Ιουλίου 2003 και ώρα 19:10:28 έγινε ο κύριος σεισμός της ακολουθίας με μέγεθος Μ 5.7 και ακολούθησε την ίδια μέρα ένας δεύτερος ισχυρός σεισμός με μέγεθος Μ 5.3. Τις επόμενες μέρες ακολούθησαν αρκετοί μικρότεροι σεισμοί, με τουλάχιστον ένδεκα να έχουν μεγέθη Μ>4.0. Αν και δεν αναφέρθηκαν ζημιές από τον κύριο σεισμό, μιας και το επίκεντρο ήταν αρκετά μακριά από κατοικημένες περιοχές, αυτός έγινε αισθητός σε μια πολύ μεγάλη περιοχή τόσο στα ελληνικά όσο και στα τουρκικά παράλια. Ο κόλπος του Σάρου είναι μια λεκάνη διεύθυνσης Α-Δ στο βορειοανατολικό τμήμα του Αιγαίου Πελάγους εκεί όπου οι δυνάμεις που ελέγχουν την προς τα δυτικά κίνηση της πλάκας της Ανατολίας αλληλεπιδρούν με τις εφελκυστικές τάσεις με διεύθυνση Β-Ν που επικρατούν στο εσωτερικό χώρο του Αιγαίου. Ο κόλπος, με μορφή «σφήνας», διατρέχει τις ακτές της Θράκης προς το βορρά και τις ακτές της χερσονήσου Gelibolu προς το νότο και γίνεται πλατύτερος και ταυτόχρονα βαθαίνει προς τα ΔΝΔ όπου και αποτελεί το δυτικότερο τμήμα της Τάφρου του Βορείου Αιγαίου Πελάγους (Σχήμα 3.13). Μορφοτεκτονικές μελέτες υψηλής διακριτικής ικανότητας (Koukouvelas and Aydin, 2002; Papanikolaou et al., 2002) ανέδειξαν τα τεκτονικά χαρακτηριστικά της περιοχής η οποία χαρακτηρίζεται από πολύ έντονες εναλλαγές στη βαθυμετρία. Από το σύνολο των μετασεισμών της ακολουθίας υπολογίστηκαν 12 μηχανισμοί γένεσης σεισμών με μεγέθη 3.8<Μ<5.7 (Πίνακας 3.4) με τη μέθοδο της αντιστροφής (Dreger, 2003). Και σε αυτή την περίπτωση χρησιμοποιήθηκε το μοντέλο ταχυτήτων των Novotny et al. (2001) για την κατασκευή των συναρτήσεων Green. -87-

98 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Σχήμα Μορφολογικός χάρτης όπου διακρίνεται η Τάφρος του Β. Αιγαίου Πελάγους. Η περιοχή μελέτης παρουσιάζεται με το σκιασμένο ορθογώνιο. Τα δεδομένα που χρησιμοποιήθηκαν προέρχονταν τόσο από το Εθνικό Δίκτυο Σεισμογράφων όσο και από το Δίκτυο Σεισμογράφων του Kandilli Observatory του Πανεπιστημίου Boğaziçi, μας έδωσαν πολύ ικανοποιητική αζιμουθιακή κάλυψη του χώρου που ενεργοποιήθηκε και οδήγησαν σε πολύ σταθερούς μηχανισμούς γένεσης. Στα αρχικά δεδομένα εφαρμόστηκε ζωνοπερατό φίλτρο με εύρος Hz και για κάθε σεισμό εξετάζονταν βάθη από 6 έως 25 km, με βήμα 1 km, με σκοπό την εύρεση του βάθους για το οποίο η ταύτιση πραγματικών και συνθετικών κυματομορφών είναι η καλύτερη. Όλοι οι μηχανισμοί γένεσης που προσδιορίσαμε είναι οριζόντιας μετατόπισης με το ένα ορικό επίπεδο σχεδόν παράλληλο με το βόρειο τμήμα της Τάφρου του Βορείου Αιγαίου Πελάγους σε εκείνη την περιοχή, και με μεγάλη γωνία κλίσης (Σχ. 3.15). Οι Kurt et al. (2000) περιέγραψαν τη λεκάνη του Σάρου ως αρνητική τεκτονική δομή λουλουδιού (negative flower structure) (Σχ. 3.14) και θεωρούν ότι όλα τα ρήγματα ενώνονται σε ένα μεγάλο ρήγμα σε συγκεκριμένο βάθος. -88-

99 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Σχήμα Γεωλογικά χαρακτηριστικά αρνητικής τεκτονικής δομής λουλουδιού (Σχήμα από Επίσης αναφέρουν ότι η ζώνη ρηγμάτων που οριοθετεί τη λεκάνη από τα νότια (παράλληλα με τις ακτές της χερσονήσου Gelibolu) είναι το κύριο ρήγμα και αποτελεί τη συνέχεια του ρήγματος του Γάνου στο χώρο του Αιγαίου Πελάγους. Μορφολογικές μελέτες αυτού του τμήματος του ρήγματος έδειξαν κατακόρυφες μετακινήσεις υποδηλώνοντας ότι κανονικά ρήγματα διαδραματίζουν σημαντικό ρόλο στη σεισμική του δραστηριότητα. Σχήμα Μηχανισμοί γένεσης των σεισμών της ακολουθίας του κύριου σεισμού του Σάρου (Μ 5.7, 6 Ιουλίου 2003) όπως υπολογίστηκαν με αντιστροφή των κυμάτων χώρου. Με κόκκινο χρώμα παρουσιάζονται τα επίκεντρα του κύριου σεισμού και των μετασεισμών της ακολουθίας (Μ>2.3) από την εργασία των Karabulut et al. (2006). Οι αριθμοί δίπλα στους μηχανισμούς γένεσης αντιστοιχούν στον Πίνακα 3.4 (Σχήμα από Karabulut et al., 2006). -89-

100 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Στην περιοχή το σεισμογενές στρώμα φτάνει σε βάθος περίπου 20km, αρκετά βαθύτερα δηλαδή από την περιοχή συνένωσης των ρηγμάτων σύμφωνα με τους Kurt et al. (2000). Η ολίσθηση κατά τον κύριο σεισμό (Μ 5.7) ήταν συγκεντρωμένη σε μια περιοχή ~45 km 2, είχε μέγιστη τιμή ~106 cm και έδειξε ότι περιορίζεται σε βάθος μεγαλύτερο από 12 km (Karabulut et al., 2006). Το βάθος του σεισμογενούς στρώματος είναι παρόμοιο με αυτό που έχει παρατηρηθεί στη δυτική περιοχή της θάλασσας του Μαρμαρά όπου παρατηρήσεις έδειξαν ότι η σεισμογενής ζώνη φτάνει σε βάθος 25 km (Özalaybey et al., 2003). Η μελέτη της ακολουθίας του Κόλπου του Σάρου έδειξε ότι το ενεργό τεκτονικά τμήμα του κόλπου είναι παρόμοιο με αυτό της θάλασσας του Μαρμαρά. Αυτό σημαίνει ότι παρ όλο που παρατηρείται παραμόρφωση στο νότιο τμήμα μιας συμπαγούς πλάκας, το κύριο μέρος της παραμόρφωσης λαμβάνει χώρα κατά μήκος ενός μοναδικού ρήγματος οριζόντιας μετατόπισης που διατρέχει το βόρειο τμήμα της λεκάνης του κόλπου του Σάρου περνώντας από τα βαθύτερα μέρη αυτής. Επομένως, αυτό το ρήγμα μπορεί να θεωρηθεί η συνέχεια του ρήγματος της Β. Ανατολίας στο κόλπο του Σάρου και στο χώρο του βόρειου Αιγαίου, όπως προτάθηκε από τεκτονικά μοντέλα των Kreemer et al. (2004). Επιπλέον, από τη μελέτη της ακολουθίας του σεισμού του Σάρου μπορούν να εξαχθούν και ορισμένα συμπεράσματα σχετικά με την προς τα δυτικά συνέχιση της ολίσθησης από το σεισμό του 1912 στο ρήγμα του Γάνου. Σύμφωνα με τους Ambraseys and Finkel (1987) και Ambraseys and Jackson (2000) ο σεισμός αυτός είχε μέγεθος (Μs) Μ 7.4 και Μ 7.3, αντίστοιχα. Παρ όλο που είναι γνωστό ότι ο συγκεκριμένος σεισμός διέρρηξε όλο το μήκος του ρήγματος στη στεριά δεν είναι πλήρως γνωστή η κατανομή της ολίσθησής του ούτε το μήκος στο οποίο επεκτάθηκε η διάρρηξη μέσα στη θάλασσα του Μαρμαρά και στον κόλπο του Γάνου. -90-

101 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Πίνακας 3.4. Παράμετροι των μηχανισμών γένεσης των σεισμών της ακολουθίας του σεισμού στον Κόλπο της Σάρου (Μ 5.7, 6 Ιουλίου 2003) που προσδιορίστηκαν με τη μέθοδο της αντιστροφής των κυμάτων χώρου.(karabulut et al., 2006). Νο Ημερομηνία Γένεσης Χρόνος Γένεσης φ ( )Β λ ( )Α Μw Βάθος (Km) Ορικό Επίπεδο 1 Ορικό Επίπεδο 2 Ρ άξονας Τ άξονας :01: ξ1 ( ο ) δ1 ( ο ) λ1 ( ο ) ξ2 ( ο ) δ2 ( ο ) λ2 ( ο ) ξρ ( ο ) δρ ( ο ) ξτ ( ο ) δτ ( ο ) :58: :10: :39: :10: :48: :01: :08: :31: :32: :44: :02:

102 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Ο σεισμός του Izmit το 1999 δημιούργησε μια διάρρηξη περίπου 145 km στη στεριά (Barka et al., 2002) και επεκτάθηκε περίπου 30 km μέσα στη θάλασσα του Μαρμαρά (Çakir et al., 2003; Armijo et al., 2005), φτάνοντας συνολικά περίπου τα 175 km. Οι Alntunel et al. (2004) κατά το σεισμό του 1912 παρατήρησαν μετατοπίσεις της τάξεως των m σε διάφορες περιοχές στη στεριά. Σε αναλογία με το σεισμό του Izmit θεώρησαν ότι η διάρρηξη του σεισμού του 1912 θα πρέπει να επεκτάθηκε περίπου 20 km μέσα στο κόλπο του Σάρου και 30 km στη θάλασσα του Μαρμαρά. Οι Armijo et al. (2005) κάνοντας υποβρύχιες παρατηρήσεις κατέληξαν στο συμπέρασμα ότι η συνέχιση της διάρρηξης του σεισμού του 1912 στη θάλασσα του Μαρμαρά είναι της τάξεως των 60 km. Επίσης σεισμική ησυχία χαρακτηρίζει το τμήμα του ρήγματος του Γάνου που βρίσκεται στη στεριά με μήκος περίπου 100 km (Σχ. 3.16). Σχήμα Σεισμικότητα της ευρύτερης περιοχής του κόλπου του Σάρου ( κατάλογος NEIC) όπου φαίνεται η περιοχή μήκους περίπου 100 km στην οποία επικρατεί σεισμική ησυχία (Σχήμα από Karabulut et al., 2006). Με κίτρινο χρώμα παρουσιάζονται τα επίκεντρα της ακολουθίας που μελετήθηκε στην παρούσα διδακτορική διατριβή. Θεωρώντας ότι το «σεισμικό κενό» που παρατηρείται στη σεισμικότητα καλύπτει μέρος από τη διάρρηξη του σεισμού του Σάρου και ότι η σεισμική ακολουθία του 2003 οριοθετεί το δυτικό τερματισμό του ρήγματος του 1912 τότε -92-

103 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 το μήκος του ρήγματος μέσα στον κόλπο του Σάρου είναι της τάξεως των km. Αν αυτό το μήκος προστεθεί στα 50 km διάρρηξης αποκλειστικά στη στεριά (Ambraseys and Jackson, 2000) και στα 60 km στη θάλασσα του Μαρμαρά (Armijo et al., 2005) τότε το συνολικό μήκος της διάρρηξης του σεισμού του 1912 αγγίζει τα 160 km, που είναι συγκρίσιμο με το μήκος της διάρρηξης από το σεισμό του 1999 στο Izmit Ακολουθία του σεισμού της Λευκάδας (Μ 6.2, 14 Αυγούστου 2003) Ένας σεισμός με ιδιαίτερα χαρακτηριστικά ήταν αυτός που έγινε τις 14 Αυγούστου 2003 με μέγεθος Μ 6.2 σε απόσταση περίπου 10 km από την πόλη της Λευκάδας, πολύ κοντά στα δυτικά παράλια του νησιού. Η Λευκάδα μαζί με την Κεφαλονιά και την Ζάκυνθο θεωρούνται οι πιο σεισμικά ενεργές περιοχές στην Ελλάδα. Στην περιοχή κυριαρχεί το δεξιόστροφο ρήγμα οριζόντιας μετατόπισης της Κεφαλονιάς (Scordilis et al., 1985) που αποτελείται από δυο διακριτούς κλάδους (Louvari et al., 1999), αυτόν της Λευκάδας (LS) στο βορρά και αυτό της Κεφαλονιάς (CS) στο νότο (Σχήμα 3.17). Ο οριζόντιας μετατόπισης χαρακτήρας του ρήγματος έχει αναγνωρισθεί αρκετά χρόνια πριν μέσω των χαρακτηριστικών της βαθυμετρίας (Finetti and Morreli, 1973; Stride et al., 1977; Finetti, 1982), γεωλογικών παρατηρήσεων στη ξηρά (British Petroleum, 1971; Mercier et al., 1976; Cushing, 1985), γεωδαιτικών μετρήσεων (Hollenstein et al., 2007) καθώς επίσης και μικροσεισμικών και ευρύτερων σεισμολογικών ερευνών (Scordilis et al., 1985, Louvari et al., 1999, Kiratzi and Louvari 2003). Στο σχήμα 3.17 (και Πίνακας 3.5) παρουσιάζονται μηχανισμοί γένεσης παλαιότερων σεισμών της περιοχής (Papazachos and Papazachou, 2003; Papadopoulos et al., 2003). Ο ισχυρότερος και καταστροφικότερος σεισμός στον εικοστό αιώνα (12 Αυγούστου 1953, Μ 7.2) της Κεφαλονιάς δεν είναι ακόμα σαφές αν οφείλεται στη δράση ενός ανάστροφου ρήγματος με πιθανό επίκεντρο στο ανατολικό -93-

104 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 τμήμα του νησιού (McKenzie, 1972) ή αν ο σεισμός οφείλεται σε διάρρηξη κλάδου του ρήγματος Κεφαλονιάς Λευκάδας. Σχήμα Μηχανισμοί γένεσης σεισμών στο δεξιόστροφο ρήγμα της Κεφαλονιάς, το οποίο αποτελείται από το CS (Cephalonia segment) και το LS (Lefkada segment). Ιστορικοί σεισμοί στο τμήμα της Λευκάδας (LS) παρουσιάζονται με αστέρια (Σχήμα από Benetatos et al., 2007). Πίνακας 3.5. Παράμετροι των μηχανισμών γένεσης των σεισμών του σχήματος Νο Ημερομηνία Γένεσης Χρόνος Γένεσης φ ( ) Β λ ( )Α Μw Βάθος Ορικό Επίπεδο 1 (km) ξ1 ( ο ) δ1 ( ο ) λ1 ( ο ) Ref* 1 12/8/ : /9/ : /11/ : /1/ : /1/ : /1/ : /3/ : /3/ : /5/ : /2/ : /5/ : /1/ : /2/ : *Αναφορές: 1, McKenzie (1972); 2, Papadimitriou (1993); 3, Baker et al. (1997); 4, Louvari et al. (1999). -94-

105 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Αντιστροφή των μακράς περιόδου κυμάτων χώρου Για τον υπολογισμό του μηχανισμού γένεσης του κύριου σεισμού της ακολουθίας της Λευκάδας δοκιμάσαμε διαφορετικούς αλγορίθμους και δεδομένα τόσο τοπικών σταθμών όσο και δεδομένα σταθμών από τηλεσεισμικές αποστάσεις. Φάνηκε από σειρά δοκιμαστικών μοντέλων ότι μια σημειακή πηγή ήταν ανεπαρκής. Τα συνθετικά σεισμογράμματα που προέκυπταν από μια πηγή άφηναν πολλά χαρακτηριστικά των κυματομορφών ανερμήνευτα (Benetatos et al., 2005). Για το λόγο αυτό ήταν απαραίτητη η διερεύνηση των λεπτομερών χαρακτηριστικών της σεισμικής πηγής. Χρησιμοποιήσαμε τον κώδικα ΜΤ5 (McCaffrey and Abers,1988) που έχει βασιστεί στον αλγόριθμο αντιστροφής του Nabelek (1984) και περιγράφεται από τους McCaffrey et al. (1991), για τον υπολογισμό του μηχανισμού γένεσης, χρησιμοποιώντας κυματομορφές από αποστάσεις 30 ο -90 ο για τα επιμήκη κύματα και 35 ο 84 ο για τα εγκάρσια κύματα, για να αποφύγουμε τις επιδράσεις της δομής του άνω μανδύα. Στην αντιστροφή, χρησιμοποιώντας γραμμική προσέγγιση, προσπαθούμε να ελαχιστοποιήσουμε τις διαφορές στο σχήμα και το πλάτος, μεταξύ των μακράς περιόδου P- και SH- κυματομορφών και των αντίστοιχων συνθετικών κυματομορφών. Τα συνθετικά σεισμογράμματα υπολογίζονται για σημειακή πηγή που βρίσκεται σε στρώματα απλής δομής, συνδυάζοντας τις αφίξεις των απευθείας κυμάτων (είτε P ή S) με τις ανακλάσεις κοντά στην πηγή (pp και sp, ή ss) και με τις πολλαπλές αφίξεις κοντά στην πηγή (near source multiples). Θεωρούμε τη γενική εξίσωση περιγραφής της κίνησης του υλικού σημείου n i in i= 1 5 u () t = i() t s() t m G (3.1) όπου: i(t) είναι η απόκριση του σεισμομέτρου, s(t) είναι η χρονική συνάρτηση της σεισμικής πηγής, m i είναι οι 5 ανεξάρτητες συνιστώσες του τανυστή σεισμικής -95-

106 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 ροπής και G in είναι η απόκριση του μέσου σε μοναδιαίο παλμό. Η χρονική συνάρτηση της πηγής s(t), όπως προκύπτει από τη σχέση (3.2), n st () = bt j Δτ ( t τ j) (3.2) j= 1 μπορεί να αναπαρασταθεί από μια σειρά n ισοσκελών τριγώνων T () t διάρκειας Δτ Δτ και ύψους b (Nabelek, 1985) όπου τ = Δτ ( j 1) όπως φαίνεται στο σχήμα j j Σχήμα Παραμετροποίηση της χρονικής συνάρτησης της εστίας με τη μορφή αλληλοκαλυπτόμενων ισοσκελών τριγώνων (Σχήμα από Nabelek, 1984). Οι παράγοντες m i της σχέσης (3.1) αποτελούν τις πέντε ανεξάρτητες συνιστώσες του τανυστή σεισμικής ροπής, όπου m 1 =M 11, m 2 =M 22, m 3 =M 12, m 4 =M 13 και m 5 =M 23. Οι συνιστώσες του τανυστή δίνονται από τις σχέσεις (3.3) συναρτήσει της σεισμικής ροπής (Μο), του αζιμουθίου (ξ), της γωνίας κλίσης (δ) και της γωνίας ολίσθησης (λ) του ενός ορικού επιπέδου του μηχανισμού γένεσης (Aki and Richards, 1980). M M M M M M 2 11 = M0(sinδ cosλsin 2ξ + sin 2δ sin λsin ξ) =+ M (sinδ cos λcos 2ξ + 0.5sin 2δ sin λsin 2 ξ) 12 0 = M (cosδ cos λcosξ + cos 2δ sin λsin ξ) =+ M0(sin cos sin 2 sin 2 sin cos ) = M (cosδ cos λsinξ cos 2δ sin λcos ξ) 23 0 =+ M (sin 2δ sin λ) 33 0 δ λ ξ δ λ ξ (3.3) Ο παράγοντας G in της σχέσης (3.1) είναι η συνάρτηση Green όπως αυτή περιγράφηκε στο προηγούμενο κεφάλαιο. Τα πλάτη των συνθετικών σεισμογραμμάτων διορθώνονται για την επίδραση της γεωμετρικής διασποράς και η επίδραση της ανελαστικής -96-

107 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 απόσβεσης λαμβάνεται υπόψη με εφαρμογή ενός Q- τελεστή (Futterman, 1962) με την παράμετρο t* να περιγράφει την απόσβεση των κυμάτων χώρου. Εάν Α0 είναι τα πλάτη των σεισμικών κυμάτων στην εστία τότε τα πλάτη Α στη θέση x, όπου βρίσκεται ο σταθμός, υπολογίζονται με βάση τη σχέση: A * ft = A0e π (3.4) όπου f είναι η συχνότητα σε Hz. Η παράμετρος t* που εκφράζει την απόσβεση των σεισμικών κυμάτων κατά τη διάδοσή τους σε μέσο όπου ο παράγοντας ποιότητας, Q, είναι σταθερός, δίδεται από τη σχέση: t travel time t * = =. Q quality factor Επειδή ο παράγοντας ποιότητας μεταβάλλεται στο εσωτερικό της Γης, βρίσκουμε την απόσβεση t* με ολοκλήρωση κατά μήκος του δρόμου διάδοσης του σεισμικού κύματος: t * dt t N i (3.5) Q path i= 1 Qi = = όπου t i είναι ο χρόνος διαδρομής και Q i είναι η τιμή του παράγοντα απόσβεσης στο i τμήμα του δρόμου διάδοσης, εάν θεωρήσουμε δομή αποτελούμενη από Ν στρώματα. Πειραματικά βρέθηκε ότι η τιμή του t* είναι σχεδόν σταθερή για τα κύματα χώρου με περιόδους μεγαλύτερες του 1 sec στις επικεντρικές αποστάσεις 30 0 <Δ<95 0. Συγκεκριμένα, προσεγγίζει την τιμή 1 sec για τα P- κύματα και την τιμή 4 sec για τα S- κύματα, λόγω της πιο ισχυρής απόσβεσής τους (Futterman, 1962). Αρχικά τα συνθετικά σεισμογράμματα υπολογίζονται υποθέτοντας κάποιες αρχικές τιμές των παραμέτρων του μηχανισμού γένεσης και στη συνέχεια η διαδικασία αντιστροφής ελαχιστοποιεί την συνάρτηση F (McCaffrey et al., 1991): 2 ( i i) (3.6) i F = o s F = o o s s i /( j) i /( j) i j j (3.7) 2-97-

108 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 όπου o i και s i είναι τα πλάτη των παρατηρούμενων και των συνθετικών σεισμογραμμάτων, αντίστοιχα. Ο συντελεστής j εκφράζει εκείνα τα σημεία του σεισμογράμματος τα οποία περιέχονται στο χρονικό παράθυρο που χρησιμοποιείται στην αντιστροφή. Η συνάρτηση F της σχέσης (3.6) χρησιμοποιείται όταν στην αντιστροφή γίνεται ταυτόχρονη αναζήτηση και του μέτρου της σεισμικής ροπής (Μο), ενώ η δεύτερη συνάρτηση F (σχέση (3.7)) είναι ευαίσθητη μόνο στο σχήμα του σεισμογράμματος και όχι στα πλάτη. Όπως προαναφέρθηκε, εφαρμόζεται γραμμική προσέγγιση επίλυσης ενός μη γραμμικού προβλήματος, έτσι η λύση βρίσκεται με τη διαδοχική προσέγγιση στο καλύτερο μοντέλο μέσω της σχέσης (McCaffrey et al., 1991): N s w xn w( o s) x δ = (3.8) n= 1 n όπου: w είναι το βάρος που δίνεται σε κάθε σεισμόγραμμα με εμπειρικό τρόπο (ανάλογα με το αζιμούθιο του σταθμού ή την ποιότητα της συγκεκριμένης κυματομορφής με βάση το λόγο σήματος προς θόρυβο), δx n είναι οι διορθώσεις που πρέπει να γίνουν στο αρχικό μοντέλο σε κάθε εφαρμογή της αντιστροφής και (o-s) είναι η διαφορά μεταξύ παρατηρούμενου και συνθετικού πλάτους για κάθε ένα σημείο του σεισμογράμματος. Στη συνέχεια υπολογίζονται οι παράγωγοι ως προς κάθε μια από τις άγνωστες παραμέτρους, οι οποίες είναι το αζιμούθιο του ρήγματος, η γωνία κλίσης, η γωνία ολίσθησης, το βάθος και τα πλάτη B j των Μ παραλληλογράμμων (ή ισοσκελών τριγώνων) που συνιστούν τη χρονική συνάρτηση της πηγής (σχέση 3.2). Όλα τα προαναφερθέντα υπό μορφή πινάκων είναι: si Din = wi, Xn = δ xn, Ri = wi ( oi si ) x n (3.9) όπου ο δείκτης i αντιπροσωπεύει τα σημεία του σεισμογράμματος, ο δείκτης n αντιπροσωπεύει τις παραμέτρους του μοντέλου, ο πίνακας D περιέχει τις μερικές παραγώγους ως προς κάθε μια άγνωστη παράμετρο του μηχανισμού γένεσης, ο πίνακας-διάνυσμα Χ περιέχει τις διορθώσεις που πρέπει να γίνουν στο αρχικό -98-

109 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 μοντέλο πριν επαναληφθεί η διαδικασία της αντιστροφής και ο πίνακαςδιάνυσμα R περιέχει τις διαφορές μεταξύ των παρατηρούμενων και συνθετικών σεισμογραμμάτων. Έτσι η λύση της εξίσωσης των ελαχίστων τετραγώνων (D X = R) δίνεται από τη σχέση: 2 1 ( T T X D D θ I) D R = + (3.10) όπου: θ είναι συντελεστής βαρύτητας στην αντιστροφή (least squares damping factor), I είναι ο μοναδιαίος πίνακας και οι πίνακες D και R δίνονται από τις σχέσεις (3.8). Σε κάθε επανάληψη της αντιστροφής υπολογίζονται οι διορθώσεις δ xn που πρέπει να γίνουν σε όλες τις παραμέτρους του μοντέλου, στη συνέχεια προστίθενται σε αυτές, και η διαδικασία επαναλαμβάνεται έως ότου ελαχιστοποιηθούν τα σφάλματα μεταξύ πραγματικών και συνθετικών σεισμογραμμάτων Κύριος σεισμός της ακολουθίας Λευκάδας 2003 Για τη μελέτη του κύριου σεισμού της Λευκάδας (Μ 6.2) συλλέξαμε τηλεσεισμικά δεδομένα από τους σταθμούς του Παγκόσμιου Δικτύου Σεισμογράφων (GSN). Συνολικά χρησιμοποιήθηκαν 29 Ρ- και 19 SHκαταγραφές από επικεντρικές αποστάσεις ώστε να ελαχιστοποιηθεί η επίδραση τριπλο-ανακλάσεων στις ασυνέχειες του άνω μανδύα καθώς και φάσεων του πυρήνα και δόθηκε βάρος στην καλή αζιμουθιακή κάλυψη (Σχ. 3.19). -99-

110 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Σχήμα Σεισμολογικοί σταθμοί του Παγκόσμιου Δικτύου Σεισμογράφων (GSN) των οποίων δεδομένα χρησιμοποιήθηκαν κατά την αντιστροφή. Με αστέρι παρουσιάζεται το επίκεντρο του σεισμού της Λευκάδας (Σχήμα από Benetatos et al., 2005). Πριν την αντιστροφή, στις κυματομορφές εφαρμόστηκε ζωνοπερατό φίλτρο με εύρος συχνοτήτων από Hz, απομακρύνθηκε η επίδραση του οργάνου και μετατράπηκαν αυτές με ολοκλήρωση σε καταγραφές μετατόπισης. Για την κατασκευή των συνθετικών σεισμογραμμάτων χρησιμοποιήθηκε μονοδιάστατο μοντέλο ταχυτήτων ενός στρώματος με ταχύτητες 6.5 km/sec για τα Ρ- κύματα και 3.7 km/sec για τα S- κύματα και πυκνότητα 2.8 gr/cm 3. Στο εύρος των συχνοτήτων ενδιαφέροντος έχει δειχθεί ότι ένα τόσο απλοποιημένο μοντέλο είναι ικανό να περιγράψει το συχνοτικό περιεχόμενο των μακράς περιόδου κυμάτων σε τέτοιες αποστάσεις (Helmberger, 1974; Langston and Helmberger, 1975). Στο σχήμα 3.20 παρουσιάζεται μία σειρά καταγραφών Ρ- κυμάτων στις οποίες είναι εμφανής η άφιξη δυο διαδοχικών παλμών που υποδηλώνει πολύπλοκη διαδικασία διάρρηξης. Η υπόθεση μίας σημειακής πηγής δεν οδήγησε σε καλή ταύτιση πραγματικών και συνθετικών καταγραφών, και έτσι οδηγηθήκαμε σε δυο πηγές, που επέφεραν καλύτερα συνθετικά, εντούτοις κάποιες φάσεις στις πραγματικές καταγραφές και πάλι δεν προσομοιάζονταν επαρκώς (Benetatos et al., 2005)

111 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Σχήμα Καταγραφές Ρ- κυμάτων διάρκειας ~40sec σε διάφορους σταθμούς γύρω από το επίκεντρο του σεισμού της Λευκάδας. Με μαύρα βέλη παρουσιάζονται οι δυο σημαντικοί παλμοί. Κάτω από κάθε σταθμό παρουσιάζεται το αζιμούθιο( ) /απόσταση( ) σε σχέση με το επίκεντρο. Η κλίμακα των πλατών, στο δεξί μέρος του σχήματος, είναι σε μ (Σχήμα από Benetatos et al., 2005). Τα καλύτερα συνθετικά προέκυψαν όταν χρησιμοποιήσαμε τρεις πηγές (Σχήμα 3.21 και Πίνακα 3.6 για τις παραμέτρους των μηχανισμών γένεσης)

112 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Σχήμα Αποτελέσματα αντιστροφής των κυμάτων χώρου σε σταθμούς σε τηλεσεισμικές αποστάσεις για το σεισμό της Λευκάδας (Μ 6.2, 14 Αυγούστου 2003). Με συνεχή γραμμή παρουσιάζεται η πραγματική κυματομορφή ενώ με τη διακεκομμένη γραμμή η συνθετική. Στο κέντρο του σχήματος παρουσιάζεται η χρονική συνάρτηση της πηγής (STF) για κάθε μια υπο-πηγή. Με διαφορετική γραμμή παρουσιάζονται οι μηχανισμοί γένεσης που αντιστοιχούν σε κάθε υπο-πηγή. Με ( ) ορίζεται η θέση του άξονα Ρ- ενώ με (ο) η θέση του άξονα Τ- (Σχήμα από Benetatos et al., 2005)

113 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Ο κώδικας ΜΤ5 που χρησιμοποιήθηκε έχει τη δυνατότητα του υπολογισμού της απόστασης, του αζιμούθιου και της χρονικής καθυστέρησης της μιας υπο-πηγής από την επόμενη. Από το σχήμα 3.21 και τη χρονική συνάρτηση της πηγής (STF) παρατηρούμε ότι ο κύριο σεισμός αποτελούνταν από τρεις, ανεξάρτητους, υπο-σεισμούς. Η διάρρηξη (1 η πηγή) ξεκίνησε από το βόρειο τμήμα του ρήγματος της Λευκάδας. Έπειτα από 2.5 sec περίπου και 7 km νοτιότερα έχουμε τη 2 η πηγή. Η διάρρηξη διαδίδεται προς τα νότια νοτιοδυτικά με την 3 η πηγή να τοποθετείται χρονικά 14 sec μετά τη 2 η και περίπου 30 km νότια από αυτή, κοντά στις βόρειες ακτές της Κεφαλονιάς (Σχήμα 3.21). Εκτός από την πρώτη πηγή (κανονικό ρήγμα) οι επόμενες δυο πηγές (με τις υψηλότερες σεισμικές ροπές) είχαν μηχανισμό γένεσης οριζόντιας μετατόπισης σε συμφωνία με το δεξιόστροφο ρήγμα οριζόντιας μετατόπισης της Κεφαλονιάς. Η πρώτη πηγή παρόλο που είχε κανονικό μηχανισμό γένεσης συμπεριλήφθηκε στους υπολογισμούς γιατί σταθεροποιούσε την αντιστροφή. Η πρώτη υπο-πηγή παρουσιάζει πολύ διαφορετικά χαρακτηριστικά με τις δύο επόμενες, οι οποίες είναι και μεγαλύτερες σε μέγεθος και εξαιτίας της απουσίας γνωστών κανονικών ρηγμάτων στην περιοχή θεωρείται ότι αντιπροσωπεύει μικρό τμήμα της ενέργειας του σεισμού το οποίο κατά τη διαδικασία αντιστροφής τοποθετήθηκε στην αρχή της διαδικασίας διάρρηξης. Σε παρόμοια αποτελέσματα για το σεισμό της Λευκάδας κατέληξαν και οι Zahradnik et al. (2005) οι οποίοι χρησιμοποιώντας δεδομένα του Εθνικού Δικτύου Σεισμογράφων διέκριναν τον πολύπλοκο χαρακτήρα της διάρρηξης και κατέληξαν ότι ο κύριος σεισμός της Λευκάδας αποτελείται από 4 υπο-πηγές οι δύο κύριες από τις οποίες βρίσκονται σε συμφωνία με τις παρατηρήσεις της παρούσας διδακτορικής διατριβής (Σχήμα 3.22). Οι παράμετροι των μηχανισμών από τους οποίους αποτελείται ο κύριος σεισμός παρουσιάζονται στον Πίνακα

114 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Σχήμα Προταθείσες πηγές για τον κύριο σεισμό της Λευκάδας 2003 (Σχήμα από Benetatos et al., 2007). Με μαύρο χρώμα και σύμβολο (Β) οι πηγές από Benetatos et al. (2005) ενώ με γκρι χρώμα και σύμβολο (Ζ) οι πηγές από Zahradnik et al. (2005)

115 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Πίνακας 3.6. Παράμετροι των υπο-πηγών του σεισμού της Λευκάδας (Μ 6.2, 14 Αυγούστου 2003). Υπο-πηγή Δ (km) T (sec) Benetatos et al. (2005) Azimuth ( ) STF (sec) Βάθος (km) ξ1 ( ο ) Ορικό Επίπεδο 1 δ1 ( ο ) λ1 ( ο ) Mo ( Nt.m) (-5/+2) 352(±20) 14(±30) -48(±20) (±3) 12(±10) 81(±15) -174(±15) (±3) 20(±10) 63(±15) -179(±15) 6.45 Zahradnik et al. (2005)

116 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Η μετασεισμική ακολουθία της Λευκάδας 2003 Δεδομένα από το Εθνικό Δίκτυο Σεισμογράφων χρησιμοποιήθηκαν για τον υπολογισμό μηχανισμών γένεσης για τους μεγαλύτερους σεισμούς της ακολουθίας. Χρησιμοποιήθηκε η μέθοδος αντιστροφής των κυμάτων χώρου (Dreger, 2003) και συνολικά υπολογίστηκαν 23 μηχανισμοί γένεσης. Για τις συναρτήσεις Green χρησιμοποιήθηκε το μοντέλο ταχυτήτων των Novotny et al. (2001) το οποίο παρείχε τα σταθερότερα αποτελέσματα. Τα δεδομένα προέρχονταν από τους σταθμούς του δικτύου που φαίνονται στο σχήμα 3.23 με μαύρα τρίγωνα. Σχήμα Χάρτης σταθμών του Εθνικού Δικτύου Σεισμογράφων. Οι σταθμοί με τα μαύρα τρίγωνα χρησιμοποιήθηκαν στην αντιστροφή για τους μηχανισμούς γένεσης των σεισμών της μετασεισμικής ακολουθίας του σεισμού της Λευκάδας. Ένα χαρακτηριστικό γνώρισμα της ακολουθίας ήταν ότι ενώ η πλειοψηφία των μετασεισμών ήταν οριζόντιας μετατόπισης, υπήρχε μια ομάδα μηχανισμών που συγκεντρώνονταν στο βόρειο τμήμα της Λευκάδας που ήταν -106-

117 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 ανάστροφοι (Σχήμα 3.24). Για παράδειγμα, ο μεγαλύτερος μετασεισμός της ακολουθίας με μέγεθος Μ 5.4 έγινε σε ανάστροφο ρήγμα. Τέτοιου είδους μηχανισμοί γένεσης έχουν αναφερθεί και παλαιότερα στα Ιόνια νησιά (Hatzfeld et al., 1995; Louvari et al., 1999) και υποδηλώνουν την ενεργοποίηση γειτονικών δομών. Η εργασία των Hollenstein et al. (2007) κατά την οποία μελετήθηκε η εδαφική μετατόπιση στη Λευκάδα μετά τη γένεση του κύριου σεισμού με μετρήσεις από σταθμούς GPS (Global Positioning System), έδειξε ότι το βόρειο τμήμα της Λευκάδας υπέστη ανύψωση κατά ~5 cm, σε συμφωνία με τη δράση ανάστροφων ρηγμάτων. Σχήμα Μηχανισμοί γένεσης σεισμών της μετασεισμικής ακολουθίας του σεισμού της 14 Αυγούστου 2003 της Λευκάδας (Μ 6.2). Οι αριθμοί δίπλα στους μηχανισμούς αντιστοιχούν στον Πίνακα 3.6 (Σχήμα από Benetatos et al., 2005)

118 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Στο σχήμα 3.25 παρουσιάζεται ΒΑ-ΝΔ τομή στην ενεργοποιημένη περιοχή. Παρατηρείται η συγκέντρωση των ανάστροφων ρηγμάτων σε σχετικά μικρά βάθη και αποκλειστικά στο βόρειο τμήμα του ρήγματος, ενώ νοτιότερα προς την περιοχή της Κεφαλονιάς κυριαρχούν οι μηχανισμοί οριζόντιας μετατόπισης κυρίως σε βάθη μεγαλύτερα από τα 10 km. Σχήμα Τομή με ΒΑ-ΝΔ διεύθυνση όπου παρουσιάζεται η μετασεισμική ακολουθία του σεισμού της Λευκάδας. Οι αριθμοί κάτω από κάθε μηχανισμό αντιστοιχούν στον Πίνακα 3.7. Με κόκκινο χρώμα παρουσιάζονται οι μηχανισμοί οριζόντιας μετατόπισης ενώ με μαύρο χρώμα οι ανάστροφοι μηχανισμοί

119 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Πίνακας 3.7. Παράμετροι των μηχανισμών γένεσης των μετασεισμών της ακολουθίας του σεισμού της Λευκάδας (Μ 6.2, 14 Αυγούστου 2003) (από Benetatos et al., 2005). Νο Ημερομηνία Γένεσης Χρόνος Γένεσης φ ( )Β λ ( )Α Μw Βάθος (Km) Ορικό Επίπεδο 1 Ορικό Επίπεδο 2 Ρ άξονας Τ άξονας ξ1 ( ο ) :06: :41: :03: :01: :52: :04: :18: :05: :18: :37: :55: :52: :41: :10: :07: :38: :49: :56: :37: :32: :34: :33: :21: δ1 ( ο ) λ1 ( ο ) ξ2 ( ο ) δ2 ( ο ) λ2 ( ο ) ξρ ( ο ) δρ ( ο ) ξτ ( ο ) δτ ( ο ) * Τα επίκεντρα των σεισμών προέρχονται από την εργασία των Zahradnik et al. (2005)

120 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Ακολουθία Λουτρών Αλεξανδρούπολης (Ιούνιος 2004) Η ευρύτερη περιοχή της Αλεξανδρούπολης παρουσιάζει στον παρόντα αιώνα χαμηλή σεισμικότητα, τόσο σε συχνότητα σεισμών όσο και στα μεγέθη αυτών. Εντούτοις, το καλοκαίρι του 2004 στην περιοχή των Λουτρών της Αλεξανδρούπολης εμφανίσθηκε ένα σμήνος σεισμών μικρού μεγέθους το οποίο και μελετήσαμε. Τα μεγέθη των σεισμών, Μ, της σμηνοσειράς κυμαίνονται από 2.5 έως 4.5 με το μεγαλύτερο αριθμό σεισμών να έχει μεγέθη της τάξης του 4.0. Στην ευρύτερη περιοχή της Θράκης έχουν σημειωθεί αρκετοί ισχυροί σεισμοί (Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003) όπως παρουσιάζονται στον πίνακα 3.8. Ο μεγαλύτερος σε μέγεθος είναι ο σεισμός στις 29 Ιουλίου 1752, Μ 7.5, που προκάλεσε βλάβες στην Αδριανούπολη (Edirne), όπως αναφέρεται από τους Ambraseys and Finkel (1995). Ένα μεγάλο τμήμα από τα τείχη του κάστρου καθώς και σημαντικός αριθμός πυλών γκρεμίσθηκαν. Ο σεισμός επηρέασε και την Κωνσταντινούπολη, όπου κατέρρευσαν λίγα παλιά σπίτια αλλά αναφέρεται ότι ακολούθησε πυρκαγιά από την οποία κάηκαν 57 μαγαζιά. Του σεισμού προηγήθηκαν προσεισμοί και οι μετασεισμοί συνεχίσθηκαν για περισσότερο από ένα έτος στην ευρύτερη περιοχή που ενεργοποιήθηκε. Πίνακας 3.8. Οι σημαντικότεροι ιστορικοί σεισμοί της ανατολικής Μακεδονίας και Θράκης (από Παπαζάχο και Παπαζάχου, 2003). Έτος Μήνας/ Ημέρα Χρόνος Γένεσης φ ( )Β λ ( )Α Μw Θέση Μέγιστη Ένταση 52? μεσάνυχτα (6.0) Φίλιπποι (VII) 597? νύχτα (6.8) Φίλιπποι (VIII) Ιουλίου Havsa IX Ιουνίου Κομοτηνή IX Μαΐου 9: Δράμα X Ιουνίου (6.2) Σαμοθράκη VII Μαρτίου (6.0) Δράμα VIII Σεπτεμβρίου 18: Σαμοθράκη IX -110-

121 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Ο σεισμός της Κομοτηνής στις 6 Νοεμβρίου 1784 Μ 6.7 (ένταση ΙΧ στην Κομοτηνή) προκάλεσε την κατάρρευση μέχρι τα θεμέλια 500 σπιτιών, και η κατάσταση επιδεινώθηκε από σφοδρή βροχή που είχε ως αποτέλεσμα να πνιγούν πολλοί άνθρωποι και ζώα. Οι σεισμοί της ακολουθίας του 1829 Μ 7.3 προκάλεσαν καταστροφές στην Καβάλα, Ξάνθη, Ελευθερούπολη και Αδριανούπολη και προκάλεσαν ολική καταστροφή της μικρής τότε πόλης της Δράμας. Μαζί με το σεισμό του 1752 της Αδριανούπολης αποτελούν τους μεγαλύτερους σεισμούς (με Μ> 7.0) της περιοχής. Ο σεισμός του 1867 Μ (6.0) είχε επίκεντρο επίσης κοντά στην περιοχή της Δράμας. Με αντιστροφή του τανυστή σεισμικής ροπής Dreger, (2003), και το μοντέλο ταχυτήτων των Novotny et al. (2001), υπολογίσαμε τους μηχανισμούς γένεσης της σμηνοσειράς (Σχήμα 3.26 και Πίνακας 3.9). Σχήμα Μηχανισμοί γένεσης των μεγαλύτερων σεισμών της σμηνοσειράς κοντά στο Λουτρό (Ιούνιος 2004). Με αστέρι παρουσιάζεται η θέση της πόλης των Λουτρών. Με την ευθεία γραμμή και κλίση προς νότο απεικονίζεται το ρήγμα Μαρώνειας-Μάκρης. (Κυρατζή και συνεργάτες, 2005). Η σεισμική δραστηριότητα στην περιοχή Λουτρών είναι δύσκολο να συσχετισθεί με τα χαρτογραφημένα ρήγματα της περιοχής, τουλάχιστον με τα μέχρι τώρα στοιχεία. Με οδηγό τους μηχανισμούς γένεσης οι οποίοι γενικά -111-

122 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 έχουν παρατάξεις ΑΒΑ ΔΝΔ θα μπορούσαμε να ισχυρισθούμε ότι αυτοί συνδέονται με τη συνέχεια, προς ανατολάς, του ρήγματος της Μάκρης (Σ. Παυλίδης, προσωπική επικοινωνία). Σε αυτήν την περίπτωση ως επίπεδο του ρήγματος θα πρέπει να δεχθούμε αυτό με την κλίση προς νότο. Δεν μπορεί όμως να αποκλεισθεί η περίπτωση οι σεισμοί αυτοί να συνδέονται με μικρότερες δομές της περιοχής όπως είναι τα ρήγματα Συκοράχης, Μαΐστρου και Έβρου (Rondoyanni et al., 2004), τα οποία δεν απεικονίζονται στο σχήμα Τα ρήγματα αυτά είναι παράλληλα μεταξύ τους, μήκους 21 km, 9 km και 11 km, αντίστοιχα που έχουν ΒΑ ΝΔ κυρίως παρατάξεις αλλά σαφή πλαγιοκανονική συνιστώσα. Οι μηχανισμοί γένεσης των μεγαλύτερων σεισμών της ακολουθίας (με αριθμό 1, 2 και 6 στο σχ. 3.24) είναι αυτοί με τη σημαντικότερη συνιστώσα οριζόντιας μετατόπισης, γεγονός που αφήνει ανοικτό το ενδεχόμενο οι σεισμοί αυτοί να συνδέονται και με τα προηγουμένως αναφερθέντα ρήγματα. Σε κάθε περίπτωση η σμηνοσειρά σημειώθηκε σε περιοχή λουτροπηγών και είναι προφανής η γενετική σχέση των σεισμών με την ύπαρξη ενεργών ρηγμάτων στην περιοχή

123 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Πίνακας 3.9. Παράμετροι των μηχανισμών γένεσης των σεισμών της ακολουθίας Λουτρών-Αλεξανδρούπολης τον Ιούνιο Νο Ημερομ ηνία Γένεσης Χρόνος Γένεσης φ ( )Β λ ( )Α Μw Βάθος (Km) Ορικό Επίπεδο 1 Ορικό Επίπεδο 2 Ρ άξονας Τ άξονας ξ1 ( ο ) :31: :28: :11: :08: :20: :09: δ1 ( ο ) λ1 ( ο ) ξ2 ( ο ) δ2 ( ο ) λ2 ( ο ) ξρ ( ο ) δρ ( ο ) ξτ ( ο ) δτ ( ο ) -113-

124 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Ακολουθία στον κόλπο Siğaçik (Τουρκία) του Οκτωβρίου 2005 Τον Οκτώβριο του 2005 έντονη σεισμική δραστηριότητα εκδηλώθηκε στο κόλπο του Siğacik στα δυτικά παράλια της Τουρκίας (Σχήμα 3.27). Οι δύο πιο ισχυροί σεισμοί της ακολουθίας, οι οποίοι εκδηλώθηκαν τις 17 και 20 Οκτωβρίου αντίστοιχα, είχαν μέγεθος Μ 5.8 γεγονός που δεν επέτρεψε τον καθορισμό κάποιου από τους δύο ως τον κύριο σεισμό. Των σεισμών αυτών προηγήθηκε ένας μικρότερου μεγέθους (Μ 5.4) τις 17 Οκτωβρίου και ώρα 05:45. Ιδιαίτερα αισθητοί έγιναν οι σεισμοί στα νησιά Σάμος και Χίος καθώς επίσης και σε πόλεις των παραλίων της Τουρκίας όπως η Σμύρνη και η πόλη Urla. Δεν αναφέρθηκαν θύματα σε καμία περιοχή αλλά αρκετές ζημιές σημειώθηκαν κυρίως στις περιοχές Seferihisar και Urla. Σχήμα Βασικά χαρακτηριστικά του Αιγαίου Πελάγους και των γειτονικών περιοχών. Με τις στικτές γραμμές οριοθετούνται τα όρια προς ανατολάς και προς βορρά της πλάκας του Αιγαίου (Papazachos, 1999). Οι ταχύτητες των πλακών (ως προς τη σταθερή Ευρασία) από τους McClusky et al. (2000). Με το τετράγωνο παρουσιάζεται η περιοχή μελέτης.(σχήμα από Benetatos et al., 2006)

125 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Η περιοχή όπου εκδηλώθηκε η ακολουθία είναι ιδιαίτερης αρχαιολογικής κληρονομιάς (Dewey and Sengör, 1979; Papazachos and Papazachou, 2003; Altinok et al., 2005) και βρίσκεται δυτικά των εφελκυστικών συστημάτων των κοιλάδων Gediz and Menderes που περιλαμβάνουν κανονικά ρήγματα, πολύ εμφανή στη μορφολογία, τα οποία έχουν παράταξη ~Α-Δ (Dewey and Sengör, 1979). Παρόμοιας σημασίας είναι και τα ΒΑ-ΝΔ και ΒΔ-ΝΑ παράταξης ρήγματα τα οποία επίσης διαδραματίζουν σημαντικό ρόλο στην τεκτονική της περιοχής (Yilmaz, 1997). Η περιοχή τοποθετείται σε μια μεταβατική ζώνη ανάμεσα στην πλάκα της Ανατολίας και την μικροπλάκα του Αιγαίου (Papazachos, 1999; McClusky et al., 2000). Νότια από τους κλάδους του ρήγματος της Β. Ανατολίας η κίνηση της πλάκας της Ανατολίας μπορεί να περιγραφεί ως απλή περιστροφή ενός ομογενούς «σώματος» (rigid body rotation) στη διεύθυνση Α-Δ με μια μέση ταχύτητα ~24mm/yr (McClusky et al. 2000). Η πλάκα του Αιγαίου κινείται προς τα ΝΝΔ με μια μέση ταχύτητα ~35mm/yr στα νοτιότερα τμήματά της (McClusky et al., 2000). Η μετάβαση της κίνησης της πλάκας της Ανατολίας στη πλάκα του Αιγαίου συμβαίνει στο νότια τμήματα της Δ. Τουρκίας (Papazachos, 1999). Το πεδίο των τάσεων είναι κυρίως προσανατολισμένο BBA-NNΔ και συνδυάζεται με κινήσεις οριζόντιας μετατόπισης (π.χ. Kiratzi, 2002; Koukouvelas and Aydin, 2002; Kiratzi and Louvari, 2003). Στο σχήμα 3.28 παρουσιάζονται οι βασικές τεκτονικές δομές της περιοχής (Ocakoğlu et al., 2004, 2005) μαζί με τους μηχανισμούς γένεσης από παλαιότερους σεισμούς. Οι κυριότερες τεκτονικές δομές είναι το ρήγμα Karaburun (ΚF), το ρήγμα Urla (UF), το ρήγμα Izmir (IF) και το ρήγμα Tuzla (TF). Οι Ocakoğlu et al. (2004, 2005) χρησιμοποιώντας δεδομένα διάθλασης (multi beam) για το τεκτονικό καθεστώς της περιοχής αναφέρουν τα ακόλουθα: 1. Θεωρούν το ρήγμα KF ως ενεργό ανάστροφο ρήγμα υπεύθυνο για την ανύψωση τη χερσονήσου Karaburun. 2. Θεωρούν το ρήγμα UF ως ένα ανάστροφο ρήγμα διεύθυνσης Β-Ν

126 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 3. Διέκριναν τη σημασία των δομών οριζόντιας μετατόπισης για την περιοχή. 4. Χαρτογράφησαν τη συνέχιση τεκτονικών δομών της ξηράς μέσα στο θαλάσσιο χώρο. Σχήμα Μηχανισμοί γένεσης παλαιότερων σεισμών (Πίνακας 3.10) μαζί με του μηχανισμούς της ακολουθίας του 2005 (Πίνακας 3.11). Κύριες τεκτονικές δομές από (Ocakoğlu et al., 2004, 2005) ((KF = Ρήγμα Karaburun, UF = Ρήγμα Urla, TF = Ρήγμα Tuzla και IF = Ρήγμα Izmir) (Σχήμα από Benetatos et al., 2006). Το ρήγμα Izmir είναι ένα κανονικό ρήγμα που διατρέχει το νότιο τμήμα του κόλπου της Σμύρνης. Η δραστηριότητά του ρήγματος έχει καταγραφεί κατά το παρελθόν με τη γένεση ισχυρών σεισμών (π.χ. 178 (6.5), 1040 (6.8), 1654 (6.4), 1680 (6.2), 1688 (6.8), 1723 (6.4), 1778 (6.4); Papazachos and Papazachou, 2003). Το ρήγμα Tuzla (μήκους ~40 km) είναι ένα δεξιόστροφο ρήγμα οριζόντιας μετατόπισης το οποίο αναγνωρίσθηκε βάση μορφολογικών χαρακτηριστικών (υδρογραφικό δίκτυο) και των μηχανισμών γένεσης (Ocakoğlu et al., 2005). Ο -116-

127 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 καταστροφικότερος σεισμός κατά τους ιστορικούς χρόνους, στην περιοχή Urla έγινε τις 15 Οκτωβρίου 1883 (Mw 6.8, 38.4 N, 26.6 E) και προκάλεσε της καταστροφή περίπου 3600 κατοικιών και το θάνατο 120 ανθρώπων στην Urla και το Çesme. Πιο πρόσφατοι σεισμοί είναι αυτός της 16 Νοεμβρίου 1992 (Mw 6.0) και της 10 Απριλίου 2003 (Mw 5.7) που τους ακολούθησε ένας σεισμός της 17 Απριλίου 2003 με μέγεθος Mw 5.2. Και οι δύο σεισμοί, τόσο του 1992 (Scordilis et al., 1994) όσο και του 2003 (Benetatos et al., 2005 αδημοσίευτο υλικό) συνδέονται με τη δράση δεξιόστροφων ρηγμάτων οριζόντιας μετατόπισης όπως προκύπτει και από την κατανομή των μετασεισμών, οι οποίοι διατάσσονται σε ΑΒΑ-ΔΝΔ διεύθυνση. Οι πιο απομακρυσμένοι σεισμοί από το κέντρο της περιοχής μελέτης βρίσκονται βόρεια και νότια της χερσονήσου και είναι το αποτέλεσμα της κίνησης κανονικών ρηγμάτων με συνιστώσα οριζόντιας μετατόπισης, και κλίση των επιπέδων προς το βορρά (Papazachos and Papazachou, 2003)

128 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Πίνακας Παράμετροι των μηχανισμών γένεσης παλαιότερων σεισμών στην περιοχή μελέτης (Harvard CMT solutions). Νο Ημερομηνία Γένεσης Χρόνος Γένεσης φ ( )Β λ ( )Α Μw Βάθος (km) Ορικό Επίπεδο 1 Ορικό Επίπεδο 2 Ρ άξονας Τ άξονας ξ1 ( ο ) :44: :41: :08: :05: :59: :38: :40: :34: δ1 ( ο ) λ1 ( ο ) ξ2 ( ο ) δ2 ( ο ) λ2 ( ο ) ξρ ( ο ) δρ ( ο ) ξτ ( ο ) δτ ( ο ) Πίνακας Παράμετροι των μηχανισμών γένεσης της ακολουθίας του κόλπου Siğaçik του Οκτωβρίου 2005 οι οποίοι υπολογίστηκαν με αντιστροφή των κυμάτων χώρου. Όπου Ν, ο αριθμός των σταθμών που χρησιμοποιήθηκαν κατά την αντιστροφή και VR (Variance Reduction) η μείωση της διασποράς (Benetatos et al., 2006). Νο Ημερομηνία Γένεσης Χρόνος Γένεσης φ ( )Β λ ( )Α Μw Βάθος (km) Ν VR (%) Ορικό Επίπεδο 1 Ορικό Επίπεδο 2 Ρ άξονας Τ άξονας :31: :45: :16: :05: :49: :07: :28: ξ1 ( ο ) δ1 ( ο ) λ1 ( ο ) δρ ( ο ) ξτ ( ο ) λ2 ( ο ) ξρ ( ο ) δρ ( ο ) ξτ ( ο ) δτ ( ο ) -118-

129 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Πίνακας (συνέχεια). Νο Ημερομ ηνία Γένεσης Χρόνος Γένεσης φ ( )Β λ ( )Α Μw Βάθος (Km) Ν VR (%) Ορικό Επίπεδο 1 Ορικό Επίπεδο 2 Ρ άξονας T άξονας :34: :50: :46: :55: :57: :20: :48: :02: :05: :09: :22: :32: :34: :43: :16: :22: :53: :13: :04: :00: :49: :51: :11: :22: :10: :40: :34: ξ1 ( ο ) δ1 ( ο ) λ1 ( ο ) δρ ( ο ) ξτ ( ο ) λ2 ( ο ) ξρ ( ο ) δρ ( ο ) ξτ ( ο ) δτ ( ο ) -119-

130 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Πίνακας (συνέχεια). Νο Ημερομ ηνία Γένεσης Χρόνος Γένεσης φ ( )Β λ ( )Α Μw Βάθος (Km) Ν VR (%) Ορικό Επίπεδο 1 Ορικό Επίπεδο 2 Ρ άξονας Ρ άξονας :47: :34: :21: :35: :00: :05: :59: :55: :03: :15: :58: :48: :48: :26: :48: ξ1 ( ο ) δ1 ( ο ) λ1 ( ο ) δρ ( ο ) ξτ ( ο ) λ2 ( ο ) ξρ ( ο ) δρ ( ο ) ξτ ( ο ) δτ ( ο ) -120-

131 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Επαναπροσδιορισμός των επικέντρων της σεισμικής ακολουθίας Για τον υπολογισμό των επικέντρων της ακολουθίας χρησιμοποιήθηκαν για το χρονικό διάστημα 17 Οκτωβρίου έως 22 Νοεμβρίου 2005 οι φάσεις από το Γεωδυναμικό Ινστιτούτο Αθηνών καθώς και οι φάσεις από το Εθνικό Σεισμολογικό Δίκτυο της Τουρκίας, όπως αυτές μας παραχωρήθηκαν από το Σεισμολογικό Κέντρο Kandilli. Ο μέσος αριθμός φάσεων ήταν 29 και ο συνολικός αριθμός των σεισμών ήταν 235 που υπολογίστηκαν με 12 ή περισσότερες φάσεις. Ο κοντινότερος σταθμός του Γεωδυναμικού Ινστιτούτου Αθηνών ήταν ο σταθμός της Σάμου (SMG) σε απόσταση ~50 km από το κέντρο της ακολουθίας ενώ ο κοντινότερος από το Τουρκικό Σεισμογραφικό Δίκτυο ήταν ο σταθμός BLCB σε απόσταση ~35 km, οι οποίοι συνέβαλαν στον καλύτερο προσδιορισμό των εστιακών βαθών (Σχήμα 3.29). Σχήμα 3.29 Σεισμολογικοί σταθμοί που χρησιμοποιήθηκαν για τον υπολογισμό των εστιακών συντεταγμένων της ακολουθίας του Κόλπου του Siğaçik (Οκτώβριος 2005) και των μηχανισμών γένεσης των ισχυρότερων σεισμών της ακολουθίας

132 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Για τον υπολογισμό των επικέντρων χρησιμοποιήθηκε το HYPOELLIPSE (Lahr, 1999) με μοντέλο ταχυτήτων από Παναγιωτόπουλο (1984): Vg=6 km/sec, dg=19 km; Vb=6.6 km/sec, db=12 km πάνω από ημιχώρο με ταχύτητα Vn=7.9 km/s. Στο Σχήμα 3.30 παρουσιάζεται η κατανομή των καλύτερα υπολογισμένων επικέντρων σε τέσσερα χρονικά διαστήματα από την έναρξη της ακολουθίας. Σχήμα Εξέλιξη της μετασεισμικής ακολουθίας στον κόλπου του Siğaçik σε διακριτά χρονικά παράθυρα (a, b, c, d). Στο ίδιο σχήμα υπάρχουν και οι μηχανισμοί γένεσης των 3 ισχυρότερων σεισμών της ακολουθίας. Στο κάτω μέρος του σχήματος παρουσιάζονται ιστογράμματα με τις αβεβαιότητες των επικέντρων στο κατακόρυφο (ERZ) και οριζόντιο επίπεδο (ERH) καθώς και το μέσο τετραγωνικό τους σφάλμα (RMS) (Σχήμα από Benetatos et al., 2006). Στο πρώτο χρονικό παράθυρο (Σχήμα 3.28a) (5 ώρες μετά τον πρώτο σεισμό, 17 Οκτωβρίου 2005, Μ 5.4) οι μετασεισμοί διατάσσονται σε μια διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ. Στο ΒΑ άκρο της συγκέντρωσης των επικέντρων των -122-

133 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 μετασεισμών εκδηλώνεται και ο πρώτος ισχυρός σεισμός Μ 5.8 περίπου 4 ώρες μετά τη γένεση του πρώτου Μ ώρες έπειτα γίνεται και ο πρώτος ισχυρός σεισμός μεγέθους Μ 5.8 (Σχήμα 3.29b) με την ανάπτυξη της ακολουθίας να γίνεται περισσότερο σε διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ αλλά και να παρατηρείται ενεργοποίηση και κάθετων δομών προς την κύρια παράταξη. Η μετασεισμική ακολουθία τις επόμενες ημέρες συνεχίζει να εμπλουτίζεται με επίκεντρα έως τη γένεση και του 2 ου ισχυρού Μ 5.8 σεισμού στο ΒΑ άκρο της ενεργοποιημένης περιοχής (Σχήμα 3.29c). Το σύνολο της μετασεισμικής ακολουθίας έως τις 31 Οκτωβρίου 2005 δείχνει ότι ενεργοποιήθηκαν δομές κυρίως στο βόρειο τμήμα του κόλπου Siğaçik (Σχήμα 3.29d). Οι Aktar et al. (2007, υπό δημοσίευση) χρησιμοποιώντας υψηλής ποιότητας δεδομένα τοπικού δικτύου διέκριναν την ενεργοποίηση δυο κύριων δομών, καθέτων μεταξύ τους, συνδέοντας την ενεργοποίηση της ΒΔ-ΝΑ δομής με τον πρώτο Μ 5.4 σεισμό και της ΒΑ-ΝΔ με τους δυο σεισμούς μεγέθους Μ Μηχανισμοί Γένεσης Με αντιστροφή των κυμάτων χώρου και μονοδιάστατο μοντέλο ταχυτήτων (Novotny et al., 2001) για τις συναρτήσεις Green υπολογίσαμε τους μηχανισμούς γένεσης των σεισμών της ακολουθίας, για όσους από αυτούς είχαμε καλό λόγο σήματος/ θορύβου. Οι αρχικές ψηφιακές κυματομορφές (από το Εθνικό Δίκτυο Σεισμογράφων), αφού απομακρύνθηκε η επίδραση του οργάνου καταγραφής, μετατράπηκαν σε καταγραφές μετατόπισης και εφαρμόστηκε ζωνοπερατό φίλτρο με εύρος Hz. Στις περιπτώσεις σεισμών με μικρά μεγέθη (συνήθως Μ<3.5) χρησιμοποιήθηκε ζωνοπερατό φίλτρο με εύρος Hz ώστε να περιληφθούν και υψηλότερες συχνότητες. Οι παράμετροι των μηχανισμών παρουσιάζονται στον Πίνακα Παρατηρούμε ότι το σύνολο τον μετασεισμών παρουσιάζει ενεργοποίηση ρηγμάτων οριζόντιας μετατόπισης (Σχήμα 3.31) με μέση τιμή για τον Ρ- άξονα να είναι N104±22 E και -123-

134 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 μέση τιμή για τον T-άξονα N200±24 E σε συμφωνία με το πεδίο των τάσεων στην περιοχή (Kiratzi, 2002; Kiratzi and Louvari, 2003). Κινήσεις οριζόντιας μετατόπισης παρουσιάστηκαν και από τους Melis and Konstantinou (2006) οι οποίοι μελέτησαν μηχανισμούς γένεσης 15 σεισμών της ακολουθίας. Σχήμα Μηχανισμοί γένεσης των ισχυρότερων σεισμών της ακολουθίας του κόλπου του Siğaçik. (Σχήμα από Benetatos et al., 2006) Επιπλέον, επειδή σε αρκετές περιπτώσεις χρησιμοποιήθηκαν λιγότεροι από 3 σταθμοί για τον υπολογισμό του μηχανισμού γένεσης (κυρίως SMG ή/και PRK μιας και ήταν οι κοντινότεροι από το κέντρο της ακολουθίας, 50 και 125 km αντίστοιχα) πραγματοποιήθηκαν δοκιμές με σκοπό την διαπίστωση της ποιότητας των λύσεων χρησιμοποιώντας έναν ή και τους 2 από τους προαναφερθέντες σταθμούς. Για το σκοπό αυτό επιλέχθηκαν σεισμοί για τους οποίους ο μηχανισμός γένεσης είχε υπολογισθεί με περισσότερους των 3 σταθμούς και οι οποίοι επανυπολογίστηκαν χρησιμοποιώντας αυτή τη φορά το σταθμό PRK ή/και το σταθμό SMG. Τα αποτελέσματα παρουσιάζονται στο σχήμα Η ποιότητα των λύσεων παρατηρούμε ότι εξακολουθεί να παραμένει σε ικανοποιητικά επίπεδα μιας και οι διαφορές ανάμεσα στις παραμέτρους των μηχανισμών και με τους δύο τρόπους υπολογισμού τους είναι -124-

135 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 μικρές και μέσα στα όρια των τυπικών σφαλμάτων κατά την αντιστροφή για μηχανισμό γένεσης, που είναι κατά μέσο όρο ±15 (π.χ. Μπενετάτος 2002, Benetatos et al. 2004a). Σχήμα Παραδείγματα αντιστροφής με χρήση ενός (PRK) ή δύο σταθμών (PRK+SMG) για να δειχθεί η σταθερότητα της αντιστροφής ακόμα και με τη χρήση μικρού αριθμού σταθμών. Στο πάνω μέρος του σχήματος υπάρχουν 3 παραδείγματα με χρήση ενός σταθμού ενώ στο κάτω μέρος με χρήση 2 σταθμών. Πάνω από κάθε γραφική παράσταση ο μηχανισμός που υπολογίστηκε με χρήση όλων των διαθέσιμων σταθμών παρατίθεται για λόγους σύγκρισης.(σχήμα από Benetatos et al., 2006)

136 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Υπολογισμός μηχανισμών γένεσης από το Σεισμολογικό Δίκτυο του Τομέα Γεωφυσικής Η εγκατάσταση από τον Τομέα Γεωφυσικής Α.Π.Θ. σταθμών ευρέος φάσματος, η οποία ξεκίνησε τον Οκτώβριο του 2005 καθώς και η συνεχής επέκτασή τους, έδωσε τη δυνατότητα της γρήγορης πρόσβασης σε υψηλής ποιότητας ψηφιακά δεδομένα και στην άμεση επεξεργασία τους έπειτα από ισχυρούς σεισμούς. Στο πλαίσιο της αποστολής του Σεισμολογικού Σταθμού, που είναι κυρίως η συνεχής, σε 24ωρη βάση, παρακολούθηση, καταγραφή και ανάλυση της σεισμικής δραστηριότητας και η ενημέρωση της πολιτείας και του κοινού σε θέματα σεισμών, έγινε πλέον εφικτός και ο γρήγορος υπολογισμός του μηχανισμού γένεσης. Σήμερα (Μάιος 2007) ο Τομέας Γεωφυσικής του Α.Π.Θ. διαθέτει 11 σταθμούς ευρέος φάσματος (Σχήμα 3.2, LKD, THE, HORT, SOH, LIT, CHOS, ALN, AGG, GRG, PAIG, FNA). Τα όργανα που είναι εγκατεστημένα σε αυτούς τους σταθμούς είναι τύπου Güralp CMG-3ESP (100s-50Hz) και οι ψηφιοποιητές με τους οποίους είναι συνδεδεμένα είναι τύπου Τrident 24 bit της Nanometrics (Σχ. 3.33). Σχήμα Τυπική διάταξη σεισμομέτρου (Güralp CMG-3ESP) και ψηφιοποιητή (Nanometrics-Trident) για τους σταθμούς ευρέος φάσματος του Τομέα Γεωφυσικής Α.Π.Θ

137 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Υπολογισμός πόλων και μηδενικών (Poles and Zeros) Για τα όργανα αυτά έγινε ακριβής υπολογισμός της απόκρισής τους για τη σωστή μετατροπή των μονάδων των σεισμικών αναγραφών σε μονάδες εδαφικής κίνησης. Την απόκριση των σεισμομέτρων σε ένα εύρος συχνοτήτων καθορίζουν οι πόλοι και τα μηδενικά (poles-zeros) του σεισμομέτρου. Εάν ένα σεισμόμετρο χαρακτηρίζεται από L μηδενικά και Ν πόλους τότε η καμπύλη απόκρισης του σεισμομέτρου μπορεί να προσδιοριστεί από την ακόλουθη σχέση: Ts () = C L k= 1 N k = 1 ( jω s ) 0k ( jω s ) pk (3.11) όπου η παράμετρος C ισούται με το γινόμενο της ενίσχυσης του σεισμομέτρου (G) με το συντελεστή κανονικοποίησής του (A) (Scherbaum, 1996). Οι πόλοι και τα μηδενικά των σεισμομέτρων παρέχονται από τον κατασκευαστή. Για τον υπολογισμό των μηδενικών (zeros) και των πόλων (poles) για συγκεκριμένη διάταξη σεισμομέτρου-ψηφιοποιητή ακολουθείται διαδικασία που παρατίθεται στη συνέχεια. Οι πόλοι και τα μηδενικά συνήθως δίνονται σε μονάδες Hz και σε μορφή μιγαδικών αριθμών όπως φαίνεται στον πίνακα. POLES (HZ) ZEROS HZ x 10-3 ± j 7.07 x ± j Για να μετατραπούν σε μονάδες Rad/sec πρέπει να πολλαπλασιαστούν επί 2π. Οπότε ο παραπάνω πίνακας γίνεται: POLES (Rad/sec) ZEROS (Rad/sec)

138 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Με τον παραπάνω τρόπο υπολογίστηκαν οι πόλοι και τα μηδενικά. Για τον υπολογισμό της σταθεράς (Constant) που απαιτείται για την ακριβή μετατροπή των αριθμών (counts) του σεισμογράφου σε μονάδες εδαφικής κίνησης ακολουθείται η εξής διαδικασία. Γενικά η σταθερά (Constant) υπολογίζεται με την ακόλουθη σχέση: Constant = A0 (rad) Sensor_Gain (V/m/s) Digitizer_Gain (counts/v) To A0 ή Συντελεστής Κανονικοποίησης (Normalization Factor) παρέχεται από τον κατασκευαστή του σεισμομέτρου συνήθως σε μονάδες Hz. Για την μετατροπή του σε rad χρησιμοποιείται η σχέση: Α0(rad)=A0(Hz)*(2π) (αριθμός πόλων αριθμός μηδενικών). Η ενίσχυση του σεισμομέτρου (Sensor Gain) παρέχεται και αυτή από τον κατασκευαστή του σεισμομέτρου και μπορεί να βρεθεί στο φυλλάδιο βαθμολόγησης (Calibration Sheet) και συνήθως είναι διαφορετική για κάθε μία συνιστώσα του σεισμομέτρου. Η ενίσχυση του ψηφιοποιητή (Digitizer_Gain) μπορεί να υπολογιστεί εύκολα από παραμέτρους του ψηφιοποιητή όπως αριθμός των bits και το μέγιστο και ελάχιστο εύρος δυναμικού (±Volt). Για παράδειγμα αν ένας ψηφιοποιητής είναι 24 bit και έχει δυναμικό 40 Volt peak-to-peak δηλαδή ±20 Volt εύρος τότε οι αριθμοί/volt υπολογίζονται ως εξής: Counts/Volt = 2 23 /20 = c/v. Στην περίπτωση όμως που ο ψηφιοποιητής δεν είναι ακριβώς 24 bits αλλά έχει μια άλλη τιμή π.χ bits τότε ανάλογα υπολογίζεται ο λόγος counts/volt. Η τελική σταθερά προκύπτει από το γινόμενο των παραπάνω ποσοτήτων. Για παράδειγμα ένα σεισμόμετρο με 5 πόλους και 2 μηδενικά, Α0= , Sensor Gain (E-W)=1978 και Digitizer Gain= θα έχει σταθερά (SAC) Constant = Αναλυτικά στοιχεία για τους πόλους και τα μηδενικά για τα σεισμόμετρα του Τομέα Γεωφυσικής παρουσιάζονται στον Πίνακα

139 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Πίνακας Πόλοι και μηδενικά (poles and zeros) των σεισμομέτρων ευρέος φάσματος του Τομέα Γεωφυσικής του Α.Π.Θ. (Διαμόρφωση δικτύου Μάιος 2007 Προσοχή! Ενδέχεται τα όργανα των σταθμών να έχουν μετακινηθεί ή αντικατασταθεί) Σταθμός Λευκάδα (LKD) Λιτόχωρο (LIT) Θεσσ/νίκη (THE) Σοχός (SOH) Χορτιάτης (HORT) Αγ.Γεώργιος (AGG) Πόλοι και μηδενικά για SAC - Ταχύτητα (SAC poles & zeros) - VELOCITY Zeros Z Σταθερές (Constants) SAC E+17 Poles N-S E E-W E Zeros Z E N-S Poles E E-W E Zeros Z E N-S Poles E E-W E Zeros Z E N-S Poles E E-W E Zeros Z E N-S Poles E E-W E Zeros Z E N-S Poles E E-W E

140 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Συνέχεια Πίνακα 3.12 Σταθμός Χίος (CHOS) Αλεξ/πολη (ALN) Παλιούρι (PAIG) Γρίβα (GRG) Φλώρινα (FNA) Πόλοι και μηδενικά για SAC - Ταχύτητα (SAC poles & zeros) - VELOCITY Zeros Z Σταθερές (Constants) SAC Ε N-S Poles Ε E-W Ε Zeros Z E N-S Poles E E-W E Zeros Z E+17 Poles N-S E E-W E Zeros Z E+17 Poles N-S E E-W E Zeros Z E+17 Poles N-S E E-W E

141 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Υπολογισμός μηχανισμών γένεσης σε σχεδόν πραγματικό χρόνο Τα τελευταία χρόνια γίνονται προσπάθειες για τον υπολογισμό μηχανισμών γένεσης σε σύντομο χρονικό διάστημα μετά από τη γένεση σεισμών. Αυτό συμβάλλει στην γρήγορη αναγνώριση του τύπου διάρρηξης καθώς και στον υπολογισμό του μεγέθους σεισμικής ροπής. Η αναγνώριση του είδους της διάρρηξης ρήγματος είναι πολύ σημαντική για την άμεση εκτίμηση της σεισμικής επικινδυνότητας (rapid seismic hazard analysis) γιατί η εξέλιξη των μετασεισμικών ακολουθιών διαφέρει ανάλογα με τον τύπο του ρήγματος (Uhrhammer, 1986) αλλά και για τον υπολογισμό των μεταβολών της τάσης λόγω του κύριου σεισμού (King et al., 1994; Karakostas et al., 2003). Για τον υπολογισμό των μηχανισμών γένεσης χρησιμοποιήθηκε η μέθοδος της αντιστροφής κυμάτων χώρου (Dreger, 2003; βλ. Κεφάλαιο 2) και για το σκοπό αυτό χρησιμοποιήθηκαν αποκλειστικά σταθμοί του Δικτύου Σεισμογράφων Ευρέος Φάσματος του Τομέα Γεωφυσικής του Α.Π.Θ. O υπολογισμός συναρτήσεων Green έγινε χρησιμοποιώντας κατάλληλα μοντέλα κάθε φορά, ανάλογα με το δρόμο διάδοσης (για παράδειγμα το μοντέλο των Novotny et al., 2001 ή των Karagianni et al., 2005 μεταξύ άλλων). Για τις δοκιμαστικές εφαρμογές σε πραγματικό χρόνο, έγινε κατασκευή των συναρτήσεων Green για αποστάσεις από 2 έως 500 km, ώστε να καλύπτεται ικανοποιητικά ο ευρύτερος χώρος του Αιγαίου και για βάθη από km ώστε να είναι εφικτός ο υπολογισμός μηχανισμών γένεσης και για σεισμούς στη ζώνη κατάδυσης στην περιοχή του Νοτίου Αιγαίου Πελάγους. Οι συναρτήσεις Green κατασκευάσθηκαν με βήμα 2 km στο οριζόντιο επίπεδο και βήμα 1 km στο κατακόρυφο επίπεδο έως τα 40 km. Για μεγαλύτερα βάθη και μέχρι 130 km το βήμα ήταν 5 km. Έγινε εφαρμογή ζωνοπερατού φίλτρου στις συναρτήσεις Green ώστε να είναι ήδη διαθέσιμες, ανάλογα με το φίλτρο που θα επιλεγεί για τις πραγματικές καταγραφές. Ενδεικτικά ζωνοπερατά φίλτρα ανάλογα με το μέγεθος του -131-

142 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 σεισμού είναι τα ακόλουθα: Hz (50-10 sec) για μεγέθη 3.5 M < 4.0, Hz (50-20 sec) για μεγέθη 4.0 M < 5.0, και Hz ( sec) για μεγέθη M > 5.0 (Pasyanos et al., 1996). Για σεισμούς στον ελληνικό χώρο η προηγούμενη εμπειρία μας στον υπολογισμό μηχανισμών γένεσης (Benetatos et al., 2002, 2004a, 2005, 2006; Roumelioti et al., 2004b; Karabulut et al., 2006) οδήγησε στην επιλογή των ακολούθων συχνοτικών παράθυρων για την εφαρμογή φίλτρου στις συναρτήσεις Green: Hz, Hz, Hz, Hz, Hz, Hz, Hz. Οι συναρτήσεις Green αποθηκεύθηκαν σε αρχεία ώστε να είναι άμεση η ανάκτησή τους ανάλογα με το σεισμό που αναλύεται. Ο τρόπος με τον οποίο γίνεται ο «γρήγορος» υπολογισμός των μηχανισμών γένεσης είναι ο ακόλουθος: 1. Αρχικά το αυτοματοποιημένο σύστημα υπολογισμού των επικέντρων το οποίο λειτουργεί στο Σεισμολογικό Σταθμό μέσα σε λίγα λεπτά από τη γένεση του σεισμού παρέχει μια πρώτη εκτίμηση των εστιακών συντεταγμένων του σεισμού. 2. Ο χρήστης ανακτά τα δεδομένα από το σύστημα ATLAS που λειτουργεί στο σεισμολογικό σταθμό, μόνο από τους σταθμούς ευρέος φάσματος. Τα δεδομένα αυτά αποθηκεύονται με τη μορφή αρχείου SEED (Standard for the Exchange of Earthquake Data; και αποσυμπιέζονται σε κατάλληλη μορφή. 3. Οι κυματομορφές ελέγχονται για το λόγο σήματος/θορύβου και αφαιρείται η επίδραση του οργάνου καταγραφής. Έπειτα μετατρέπονται σε μετατόπιση και εφαρμόζεται σε αυτές ζωνοπερατό φίλτρο με εύρος που καθορίζεται από το χρήστη. Η επιλογή του εύρους του φίλτρου καθορίζεται κυρίως από το μέγεθος του σεισμού, την ποιότητα της καταγραφής, αλλά και την περιοχή γένεσης του σεισμού. Για παράδειγμα χαμηλές συχνότητες συνιστώνται όταν μεταξύ του -132-

143 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 σταθμού καταγραφής και του επικέντρου εντοπίζονται έντονες γεωλογικές μεταβολές του φλοιού οι οποίες οδηγούν σε απόκλιση του μοντέλου ταχυτήτων από την πραγματική δομή, γιατί η χρήση χαμηλών συχνοτήτων εξομαλύνει τις αβεβαιότητες του μοντέλου ταχυτήτων. 4. Οι κυματομορφές στρέφονται από το γεωγραφικό σύστημα συντεταγμένων (N, S, Z) στο σύστημα συντεταγμένων επικέντρουσταθμού (Radial, Transverse, Z - Vertical) και μετατρέπονται σε αρχεία κατάλληλα για εισαγωγή στον κώδικα αντιστροφής. 5. Κατά την αντιστροφή υπολογίζονται οι αποστάσεις ανάμεσα στους σταθμούς και την εστία του σεισμού και γίνονται δοκιμές για διάφορα βάθη μέχρι την επίτευξη της μέγιστης μείωσης της διασποράς (%VR) και της μέγιστης αύξησης του ποσοστού του διπλού ζεύγους δυνάμεων στην εστία (%DC) στην τελική λύση. 6. Η τελική λύση αποστέλλεται μέσω ηλεκτρονικού ταχυδρομείου ( ) προς το Ευρωπαϊκό-Μεσογειακό Σεισμολογικό Κέντρο, προς όλους τους χρήστες του Τομέα Γεωφυσικής. Το αρχείο που αποστέλλεται για λόγους συμβατότητας είναι σε μορφή ASCII και παράδειγμα παρατίθεται παρακάτω: Time: 2007/02/02 12:06:29.7 Latitude: N Longitude: E Depth = 4 Mw = 4.6 Mo = 8.560E+22 dyn*cm Strike = 214 Dip = 60 Slip = -132 Strike2 = 95 Dip2 = 50 Slip2 = -41 Stations used: LIT,THE,SOH,LKD,CHOS,HORT Var. Red: 84.2% Percent DC: 99% Percent CLVD: 1% AUTH quick focal mechanism solution Department of Geophysics Aristotle University of Thessaloniki-Greece

144 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Στο ηλεκτρονικό μήνυμα ( ) αναφέρονται το γεωγραφικό μήκος (Longitude) και πλάτος (Latitude) του επικέντρου (όπως έχει προσδιοριστεί από το αυτόματο σύστημα ή τον αναλυτή που βρίσκεται σε επιφυλακή), το βάθος (Depth- km), μέγεθος (Mw) και η σεισμική ροπή (M0) και ακολουθούν οι παράμετροι του μηχανισμού γένεσης (strike, dip, rake) και για τα δυο επίπεδα. Στο τέλος δίνονται πληροφορίες για τους σταθμούς που χρησιμοποιήθηκαν, τη μείωση διασποράς (VR) και το ποσοστό επίδρασης διπλού ζεύγους δυνάμεων (DC) και αντισταθμιστικού γραμμικού διανυσματικού διπόλου (CLVD) στην εστία. Οι μηχανισμοί γένεσης αναρτούνται και στην ιστοσελίδα του Σεισμολογικού Σταθμού του Τομέα Γεωφυσικής ( Μέσω κατάλληλων συνδέσμων είναι διαθέσιμη η πλήρης λύση του μηχανισμού γένεσης καθώς και χάρτης με το επίκεντρο και προηγούμενους μηχανισμούς γένεσης ισχυρών σεισμών του ευρύτερου χώρου του Αιγαίου. Παράδειγμα της ιστοσελίδας παρουσιάζεται στο σχήμα

145 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Σχήμα Εικόνες από την ιστοσελίδα όπου αναρτώνται οι μηχανισμοί γένεσης έπειτα από τον γρήγορο υπολογισμό τους

146 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Από τον Μάιο του 2005 που ξεκίνησε ο συστηματικός υπολογισμός μηχανισμών γένεσης έχουν υπολογιστεί έως το Μάιο του 2007, 69 μηχανισμοί γένεσης. Για την διερεύνηση της αξιοπιστίας των μηχανισμών και του υπολογιζόμενου μεγέθους έγινε σύγκριση αυτών με αντίστοιχους άλλων ερευνητικών ινστιτούτων τόσο ως προς τις παραμέτρους τους, όσο και ως προς το μέγεθος σεισμικής ροπής. Για το σκοπό αυτό επιλέχθηκαν Ινστιτούτα που διαθέτουν αντίστοιχες μεθόδους γρήγορου προσδιορισμού μηχανισμών γένεσης και υπολογίζουν συχνά μηχανισμούς για τον ευρύτερο χώρο του Αιγαίου και αυτά είναι το Γεωδυναμικό Ινστιτούτο (ΝΟΑ) και το Ινστιτούτο ETH της Ζυρίχης. Στο σχήμα 3.35 συγκρίνονται τα μεγέθη Μw AUTH, έτσι όπως προκύπτουν από τους μηχανισμούς γένεσης με τα ομοίως υπολογιζόμενα μεγέθη από το Γεωδυναμικό Ινστιτούτο (Μw - ΝΟΑ), το Εργαστήριο Σεισμολογίας του Πανεπιστημίου Πατρών (Μw - UPSL), το Ινστιτούτο ΕΤΗ της Ζυρίχης (Μw - ΕΤΗ), το Σεισμολογικό κέντρο Kandilli στην Τουρκία (Μw KOERI), το Πανεπιστήμιο του Harvard (Μw HRV) και το Εθνικό Ινστιτούτο Γεωφυσικής και Ηφαιστειολογίας της Ιταλίας (Μw - INGV). Παρατηρούμε ότι υπάρχει καλή συμφωνία στα υπολογιζόμενα Μw από αντιστροφή κυμάτων χώρου ανάμεσα στο Εργαστήριο Γεωφυσικής του Α.Π.Θ, το Γεωδυναμικό Ινστιτούτο (NOA) και το Εργαστήριο Σεισμολογίας του Πανεπιστημίου Πατρών (UPSL). Υπάρχουν βέβαια περιπτώσεις όπου παρατηρούνται μικρές διαφοροποιήσεις. Τυπικό παράδειγμα ο σεισμός των Κυθήρων 2006 που από το ΝΟΑ υπολογίστηκε Μw 6.4 ενώ από τα άλλα σεισμολογικά κέντρα ως εξής: HARV: 6.7, ETH: 6.8, USGS: 6.7, INGV:6.7, KOERI: 6.8, CPPT:6.8 και AUTH:6.7. Οι σεισμοί για τους οποίους το ΕΤΗ και το INGV υπολογίζουν μεγέθη είναι γενικά Μ 4.5 και για αυτό το λόγο δεν υπάρχουν περισσότερα δεδομένα για πιο αξιόπιστη σύγκριση

147 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Σχήμα Σύγκριση ανάμεσα στο υπολογιζόμενο μέγεθος Μw από τον «γρήγορο» υπολογισμό μηχανισμών γένεσης από τον Τομέα Γεωφυσικής με το αντίστοιχο από τα ερευνητικά κέντρα NOA, UPSL, ETH, KOERI, INGV και HRV (βλ. κείμενο). Με τη διακεκομμένη γραμμή παρουσιάζεται η ευθεία ελαχίστων τετραγώνων, και δίνεται η εξίσωσή της μαζί με στατιστικές παραμέτρους, ενώ με τη συνεχή γραμμή παρουσιάζεται η ευθεία όπου ισχύει η αναλογία 1:1 (Δεδομένα που χρησιμοποιήθηκαν έως το Μάιο 2007)

148 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Στο σχήμα 3.36 παρουσιάζονται οι μηχανισμοί γένεσης όπως υπολογίσθηκαν για κάθε σεισμό από το Τομέα Γεωφυσικής και τα άλλα Ινστιτούτα μέχρι το Μάιο του Η συμφωνία των μηχανισμών είναι αρκετά ικανοποιητική. Πολλές φορές ασυμφωνίες ανάμεσα στους μηχανισμούς γένεσης μπορεί να παρατηρηθούν για διάφορους λόγους. Οι σημαντικότεροι από αυτούς είναι θόρυβος στις καταγραφές (Αυτόματη λύση χωρίς αναθεώρηση από αναλυτή) ή επιλογή λανθασμένου βάθους για την τελική λύση του μηχανισμού. Σχήμα Σύγκριση ανάμεσα στους μηχανισμούς γένεσης όπως υπολογίστηκαν από τον Τομέα Γεωφυσικής (AUTH) και τα Ινστιτούτα NOA, ETH και UPSL

149 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Κινηματικά μοντέλα διάρρηξης ισχυρών σεισμών του Αιγαίου Πελάγους και της ευρύτερης περιοχής 4.1 Εισαγωγή Η ραγδαία ανάπτυξη των σεισμολογικών δικτύων, εξοπλισμένων με σύγχρονα όργανα καταγραφής της εδαφικής κίνησης, έχει αυξήσει την δυνατότητα εφαρμογής σεισμολογικών μεθόδων λεπτομερούς απεικόνισης των χαρακτηριστικών της διάρρηξης. Αυτό είχε ως αποτέλεσμα αντίστοιχη αύξηση και στον αριθμό των επιστημονικών εργασιών υπολογισμού μοντέλων κατανομής της ολίσθησης πάνω στο σεισμογόνο ρήγμα τα τελευταία χρόνια. Για την απεικόνιση του τρόπου ολίσθησης χρησιμοποιούνται συνήθως καταγραφές ταχύτητας ή μετάθεσης από όργανα ισχυρής σεισμικής κίνησης είτε από όργανα ευρέος φάσματος τα οποία μπορεί να βρίσκονται εγκατεστημένα σε κοντινές (local/regional) ή τηλεσεισμικές (teleseismic) αποστάσεις (Heaton, 1982; Hartzell and Heaton, 1983, 1986; Hartzell, 1989; Beroza, 1991; Hartzell and Mendoza, 1991; Steidl et al., 1991; Wald et al., 1991; Cohee and Beroza, 1994; Dreger; 1994; Hartzell et al., 1994; Wald and Heaton, 1994; Wald, 1996; Chi et al., 2001; Kaverina et al., 2002; Antolik and Dreger, 2003; Antolik et al., 2004; Roumelioti et al., 2003, 2004a,b; Ammon et al., 2005; Karabulut et al., 2006, μεταξύ άλλων). Η παράλληλη ανάπτυξη και άλλων μεθόδων όπως αυτών της διαφορικής συμβολομετρίας (InSAR) και της παρακολούθησης των μετατοπίσεων του εδάφους με το παγκόσμιο σύστημα εντοπισμού θέσης (GPS), συντέλεσαν σημαντικά στη βελτίωση της ακρίβειας των αποτελεσμάτων. Τα αποτελέσματα των παραπάνω μεθόδων μπορούν να συνδυαστούν με τις καταγραφές της εδαφικής κίνησης και είτε να συμπεριληφθούν σε παράλληλες -139-

150 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 διαδικασίες αντιστροφής είτε να χρησιμοποιηθούν a posteriori για τον έλεγχο της αξιοπιστίας της λύσης. Στο παρόν κεφάλαιο παρουσιάζονται τα αποτελέσματα από τη μελέτη των χαρακτηριστικών της διάρρηξης: α) για το σεισμό του Μαυροβουνίου (15 Απριλίου 1979, Μ 7.1) καθώς και για το μεγαλύτερο μετασεισμό του (24 Μαΐου 1979, Μ 6.2), β) για το σεισμό της Λευκάδας (14 Αυγούστου 2003, Μ 6.2), γ) για τους ισχυρότερους σεισμούς της ακολουθίας στον Κόλπο Siğaçik (Οκτώβριος 2005, Μ 5.4, Μ 5.8, Μ 5.8) και δ) για το σεισμό των Κυθήρων (8 Ιανουαρίου 2006, Μ 6.7). Σε όλες τις περιπτώσεις (εκτός από τους σεισμούς στον κόλπο του Siğaçik) εφαρμόστηκε η μέθοδος αντιστροφής των Ρ- και S- κυμάτων χώρου που έχουν καταγραφεί σε τηλεσεισμικές αποστάσεις για τον υπολογισμό της ολίσθησης στο σεισμογόνο ρήγμα. Οι σεισμοί στον κόλπο του Siğaçik μελετήθηκαν με την εφαρμογή της μεθόδου των εμπειρικών συναρτήσεων Green και για την κατανομή της ολίσθησης εφαρμόστηκε η αντιστροφή των χρονικών συναρτήσεων της πηγής (source time functions). Τα αποτελέσματα συγκρίνονται και αξιολογούνται, όπου αυτό είναι εφικτό, με ανεξάρτητες παρατηρήσεις όπως η κατανομή μέγιστων εδαφικών επιταχύνσεων (PGA), οι μετατοπίσεις του εδάφους κατά τη γένεση του σεισμού που υπολογίζονται από γεωδαιτικά δίκτυα (GPS), η κατανομή των εστιών των μετασεισμικών ακολουθιών καθώς επίσης και οι κατανομές βλαβών στις πλειόσειστες περιοχές. Για τους κύριους σεισμούς του Μαυροβουνίου και των Κυθήρων διερευνήθηκε και ο μηχανισμός γένεσης τους με χρήση τηλεσεισμικών καταγραφών μακράς περιόδου. 4.2 Προηγούμενη έρευνα στον Ελληνικό χώρο Λεπτομερείς μελέτες για τον τρόπο διάρρηξης σεισμών του ευρύτερου χώρου του Αιγαίου απουσίαζαν από τη διεθνή βιβλιογραφία μέχρι τα τέλη της δεκαετίας του 90 κυρίως λόγω της απουσίας σταθμών ευρέος φάσματος από -140-

151 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 το εθνικό δίκτυο σεισμογράφων, και έτσι οι εργασίες που αφορούσαν μελέτες κατανομής της ολίσθησης στηρίζονταν αποκλειστικά σε τηλεσεισμικά ή γεωδαιτικά δεδομένα. Οι σεισμοί της Κοζάνης-Γρεβενών (13 Μαΐου 1995, Μ 6.6) και του Αιγίου (15 Ιουνίου 1995, M 6.2) αποτελούν δύο από τα πρώτα παραδείγματα σεισμών για τα οποία μελετήθηκε η ολίσθηση στον Ελληνικό χώρο με εφαρμογή των παραπάνω μεθόδων. Σχήμα 4.1 a) Πραγματικό πεδίο μετάθεσης του σεισμού της Κοζάνης (13 Μαΐου 1995, Μ 6.6) όπου παρουσιάζονται οι κροσσοί συμβολής με τα εναλλασσόμενα χρώματα, b) Συνθετικό πεδίο μετάθεσης c) Τιμές ολίσθησης στο σεισμογόνο ρήγμα σε m (Σχήμα από την εργασία των Meyer et al., 1996). Οι Meyer et al. (1996) συνδύασαν δεδομένα διαφορικής συμβολομετρίας (InSAR) και μορφοτεκτονικές παρατηρήσεις για τον προσδιορισμό ενός μοντέλου ρήγματος του σεισμού της Κοζάνης (Σχ. 4.1). Υπολόγισαν με αυτό τον τρόπο το στατικό πεδίο μετάθεσης για την ευρύτερη περιοχή. Σε επόμενες εργασίες (Meyer et al., 1996, 1998) χρησιμοποίησαν τις εξισώσεις του Okada (1985) και πραγματοποίησαν ευθείς υπολογισμούς του παρατηρούμενου στατικού πεδίου μετάθεσης. Έπειτα από διαδοχικές δοκιμές κατέληξαν σε ένα μοντέλο που αποτελείται από ρήγματα τα οποία τέμνουν την επιφάνεια κατά μήκος των επιφανειακών τους διαρρήξεων. Η μέση ολίσθηση (~1 m) συγκεντρώνεται στα 9-16 km ενώ πιο επιφανειακά μειώνεται σταδιακά και φτάνει σε πολύ μικρότερες τιμές (~5 cm) κοντά στην επιφάνεια. Τα αποτελέσματα τους ήταν σε μερική συμφωνία με αυτά των Clarke et al. (1997), οι οποίοι χρησιμοποίησαν αντιστροφή μετρήσεων γεωδαιτικού δικτύου που υπήρχε -141-

152 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 στην περιοχή για τον υπολογισμό του μηχανισμού γένεσης του σεισμού και επιπλέον της κατανομής της ολίσθησης στην επιφάνεια του ρήγματος. Ο σεισμός του Αιγίου (15 Ιουνίου 1995, Μ 6.2) προκάλεσε σημαντικές ζημιές στην πόλη του Αιγίου όπου από την κατάρρευση δύο οικοδομών σκοτώθηκαν 26 άνθρωποι. Οι Bernard et al. (1997) μελέτησαν τη διάρρηξη του σεισμού συνδυάζοντας τα διαθέσιμα σεισμολογικά και γεωδαιτικά στοιχεία (GPS, InSAR) καθώς και μορφοτεκτονικές παρατηρήσεις (Σχ. 4.2). Υπολόγισαν τον μηχανισμό γένεσης του σεισμού και διέκριναν ότι το ορικό επίπεδο που κλίνει προς το βορρά είναι αυτό που ολίσθησε. Επίσης, μελετώντας τηλεσεισμικά δεδομένα αλλά και τιμές επιτάχυνσης που καταγράφηκαν στο κέντρο του Αιγίου, διαπίστωσαν την ύπαρξη κατευθυντικότητας προς την περιοχή της πόλης. Σχήμα 4.2 Γεωμετρία σεισμογόνου ρήγματος και μέση τιμή μετάθεσης για το σεισμό του Αιγίου (15 Ιουνίου 1995, Μ 6.2) (Σχήμα από Bernard et al., 1997). Ο σεισμός της Αθήνας ήταν ο πρώτος για τον οποίο πραγματοποιήθηκαν λεπτομερείς μελέτες του τρόπου διάρρηξης. Η πρώτη εργασία ήταν αυτή των Kontoes et al. (2000) οι οποίοι χρησιμοποίησαν δεδομένα διαφορικής συμβολομετρίας (ERS2-SAR) για τον υπολογισμό του στατικού πεδίου μετάθεσης (Σχ. 4.3). Διαπίστωσαν δύο κροσσούς συμβολής (fringes) οι οποίοι αντιστοιχούν σε 56 mm βύθισης (2 28mm). Τα αποτελέσματα αυτά, αφού αντιστράφηκαν για -142-

153 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 τον προσδιορισμό της θέσης του επιπέδου του ρήγματος, της γεωμετρίας και του μέγιστου πλάτους ολίσθησης οδήγησαν στο συμπέρασμα ότι ένα ρήγμα δεν ήταν αρκετό για να προσομοιωθεί το στατικό πεδίο μετάθεσης και για το λόγο αυτό χρησιμοποίηθηκαν 2 ρήγματα, ένα κύριο με μήκος 18 km και μέση ολίσθηση ~30 cm και ένα δευτερεύον που τοποθετήθηκε ΒΔ του πρώτου. Σχήμα 4.3 c) Πραγματικό πεδίο μετάθεσης κατά το χρονικό διάστημα 27 Νοεμβρίου Σεπτεμβρίου 1999, d) Πραγματικό πεδίο μετάθεσης κατά το χρονικό διάστημα 19 Σεπτεμβρίου Οκτωβρίου 1999, e) Συνθετικό πεδίο μετάθεσης όπως προέκυψε με τη χρήση δύο ρηγμάτων, f) Πραγματικό πεδίο μετάθεσης πριν από το σεισμό της Αθήνας για την περίοδο 22 Ιουλίου Ιουλίου 1999 (Σχήμα από την εργασία των Kontoes et al., 2000). Οι Roumelioti et al. (2003a) εφάρμοσαν τη μέθοδο των εμπειρικών συναρτήσεων Green και υπολόγισαν τις χρονικές συναρτήσεις της πηγής σε σταθμούς του Εθνικού Δικτύου Σεισμογράφων καθώς και σε ένα σταθμό (SER) ο οποίος συντηρείται από το Πανεπιστήμιο Charles της Πράγας και το Πανεπιστήμιο Πατρών ο οποίος ήταν και ο κοντινότερος σταθμός ευρέος φάσματος στην επικεντρική περιοχή του σεισμού. Διαπιστώθηκε από την αζιμουθιακή κατανομή των χρονικών συναρτήσεων της πηγής ότι ο σεισμός της Αθήνας είχε κατευθυντικότητα προς τα Α-ΝΑ (Σχ. 4.4). Σταθμοί όπως οι APE, PRK και ARG παρουσιάζουν μεγαλύτερα πλάτη και μικρότερες διάρκειες από σταθμούς που βρίσκονται προς τα Β-ΒΔ όπως οι SER, JAN και KZN, γεγονός -143-

154 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 που αποδεικνύει ότι η διάδοση της διάρρηξης έγινε προς τα Α-ΝΑ. Η αντιστροφή των χρονικών συναρτήσεων της πηγής για τον υπολογισμό της ολίσθησης οδήγησε στο μοντέλο ολίσθησης που παρουσιάζεται στο σχήμα 4.5. Το 50% της ολίσθησης παρατηρείται σε βάθη μεγαλύτερα από το βάθος της εστίας υποδεικνύοντας τη διάδοση ενός ποσοστού της διάρρηξης προς τα κάτω. Το δεύτερο τμήμα παρατηρείται σε μικρότερο βάθος και συγκεντρώνει περίπου το 25% της συνολικής ολίσθησης. Επίσης, αυτό το μοντέλο ολίσθησης εξηγεί με τη χρήση ενός επιπέδου την ασυμμετρία που παρατηρήθηκε από τους Kontoes et al. (2000) στο στατικό πεδίο μετάθεσης, η οποία πιθανόν οφείλεται στην ανομοιογενή κατανομή της ολίσθησης και όχι στην ενεργοποίηση 2 γειτονικών ρηγμάτων. Σχήμα 4.4 Χρονικές συναρτήσεις της πηγής που υπολογίστηκαν έπειτα από αποσυνέλιξη μετασεισμού Μ 4.5 από τον κύριο σεισμό της Αθήνας. Οι συναρτήσεις έχουν κανονικοποιηθεί σε μοναδιαίο εμβαδόν (Roumelioti et al., 2003a)

155 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.5 Κατανομή της ολίσθησης του κύριου σεισμού της Αθήνας όπως υπολογίστηκε από αντιστροφή των χρονικών συναρτήσεων της πηγής. Η ταχύτητα διάρρηξης που χρησιμοποιήθηκε είναι 2.7 km/sec και ο χρόνος ανάδυσης (rise time) 0.4 sec. Ο αστερίσκος δηλώνει τη θέση του υποκέντρου. (Σχήμα από Roumelioti et al., 2003a) Η μέθοδος των εμπειρικών συναρτήσεων Green εφαρμόστηκε μετά το σεισμό της Αθήνας και σε άλλους σεισμούς του Ελληνικού χώρου, όπως ο σεισμός της Σκύρου (26 Ιουλίου 2001, Μ 6.5) που μελετήθηκε από τους Roumelioti et al. (2004a). Στο σχήμα 4.6 παρουσιάζεται η κατανομή της ολίσθησης μαζί με τις εστίες των μετασεισμών της ακολουθίας όπου διαπιστώνεται πολύ καλή συμφωνία μεταξύ των ορίων της ολίσθησης και των επαναπροσδιορισμένων υποκέντρων από την εργασία των Roumelioti et al. (2003b). Αντίστοιχα, στις εργασίες των Roumelioti et al. (2004b) και Karabulut et al. (2005) μελετήθηκε η ολίσθηση κατά τους σεισμούς του Βαρθολομιού (2 Δεκεμβρίου 2002, Μ 5.5) και του σεισμού στον κόλπου του Σάρου (6 Ιουλίου 2003, Μ 5.8), αντίστοιχα, με τη μέθοδο των εμπειρικών συναρτήσεων Green

156 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.6 Κατανομή της ολίσθησης του κύριου σεισμού της Σκύρου όπως υπολογίστηκε από αντιστροφή των χρονικών συναρτήσεων της πηγής. Τα επαναπροσδιορισμένα υπόκεντρα των μετασεισμών προέρχονται από την εργασία Roumelioti et al. (2003b). Ο λευκός αστερίσκος δηλώνει τη θέση του κύριου σεισμού ενώ οι 2 μαύροι αστερίσκοι τις θέσεις των 2 ισχυρότερων μετασεισμών της ακολουθίας. (Σχήμα από Roumelioti et al., 2004a) 4.3 Μοντέλα ολίσθησης με βάση την αντιστροφή των κυμάτων χώρου σε τηλεσεισμικές αποστάσεις Η αντιστροφή των κυμάτων χώρου (P, S) που έχουν καταγραφεί σε τηλεσεισμικές αποστάσεις βασίζεται κατά κύριο λόγο στις μεθόδους που έχουν προταθεί από τους Hartzell and Heaton (1983), Wald and Heaton (1994) και Antolik and Dreger (2003). Αρχικά για την εφαρμογή της μεθόδου η επιφάνεια ολίσθησης αναπαρίσταται με ένα επίπεδο το οποίο διακριτοποιείται σε τμήματα (subfaults) όπως φαίνεται στο σχήμα

157 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.7 Στο πάνω μέρος του σχήματος παρουσιάζεται αναπαράσταση του επιπέδου ρήγματος το οποίο έχει διακριτοποιηθεί σε τμήματα. Ο αστερίσκος δηλώνει τη θέση του υποκέντρου (αρχή της διάρρηξης). Οι κίτρινες στικτές γραμμές δηλώνουν τη θέση ενός κυκλικού μετώπου διάρρηξης σε διακριτές χρονικές στιγμές από την εκκίνηση της. Στο κάτω μέρος του σχήματος παρουσιάζεται γραφικά η συνεισφορά κάθε τμήματος του ρήγματος στη θέση καταγραφής. Για διάφορα βάθη υπολογίζονται οι θεωρητικές συναρτήσεις Green η άθροιση των οποίων, με τις κατάλληλες χρονικές καθυστερήσεις στη θέση του σταθμού, δημιουργεί τη συνθετική καταγραφή η οποία και συγκρίνεται με την πραγματική. Διαδοχικές προσεγγίσεις θα δώσουν τη μέγιστη δυνατή ταύτιση μεταξύ των δύο. Η διάρρηξη ξεκινά από συγκεκριμένο σημείο στην επιφάνεια του ρήγματος (αστερίσκος στο σχήμα 4.7) και διαδίδεται με σταθερή ταχύτητα πάνω στην επιφάνεια ολίσθησης. Η χρονική συνάρτηση της πηγής, για τα τμήματα του ρήγματος, είναι ένα ισοσκελές τρίγωνο συγκεκριμένης διάρκειας και κάθε τμήμα έχει δικαίωμα να ενεργοποιηθεί μία φορά καθώς το μέτωπο της διάρρηξης περνά από αυτό. Ένα ρήγμα πεπερασμένων διαστάσεων μοντελοποιείται με άθροιση των συνεισφορών σημειακών μεταθέσεων κόμβων ενός πλέγματος. Η μετάθεση που θα παρατηρηθεί σε συγκεκριμένο σταθμό δίνεται από τη σχέση: -147-

158 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 n n Ut () = my ()* t Dt () j= 1 k= 1 jk jk (4.1) όπου j, k είναι δείκτες που αντιστοιχούν σε τμήμα του ρήγματος κατά μήκος της παράταξης και της κλίσης, mjk είναι οι συνιστώσες του τανυστή της σεισμικής ροπής, Yjk () t η συνάρτηση Green και Dt () η παράγωγος της χρονικής συνάρτησης της ολίσθησης πάνω στο ρήγμα. Οι συναρτήσεις Green (όπως περιγράφηκαν στο κεφάλαιο 2, 2.3) υπολογίζονται για ένα μεγάλο αριθμό αποστάσεων και βαθών ώστε να καλύπτουν όλα τα τμήματα του διακριτοποιημένου επιπέδου του ρήγματος και τις αποστάσεις προς όλους τους σταθμούς. Για τις τηλεσεισμικές αποστάσεις χρησιμοποιήθηκε το μοντέλο ταχυτήτων IASP91 (Kennett and Engdahl, 1991) το οποίο παρουσιάζεται στον Πίνακα 2.2. Η μέθοδος αντιστροφής είναι μια γραμμική μέθοδος ελαχίστων τετραγώνων η οποία χρησιμοποιείται για την εύρεση της ολίσθησης σε κάθε ένα τμήμα του ρήγματος, δοθέντων των τηλεσεισμικών καταγραφών. Οι εξισώσεις ορίζουν ένα υπερκαθορισμένο (overdetermined) σύστημα γραμμικών εξισώσεων: Ax b (4.2) όπου, ο πίνακας Α είναι ο πίνακας των συνθετικών καταγραφών, x ο πίνακας των βαρών ολίσθησης για κάθε τμήμα του ρήγματος και b ο πίνακας των δεδομένων. Το παραπάνω σύστημα, σύμφωνα με τους Hartzell and Heaton (1983), είναι το ακόλουθο: -148-

159 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.8 Σχηματική αναπαράσταση της διαδικασίας αντιστροφής με τη μέθοδο των ελαχίστων τετραγώνων (Hartzell and Heaton, 1983). Κάθε στήλη του πίνακα Α αποτελείται από τις συνθετικές καταγραφές για κάθε τμήμα του ρήγματος και για συγκεκριμένο μηχανισμό γένεσης, για όλους τους σταθμούς που χρησιμοποιούνται στην αντιστροφή. Κατά τον ίδιο τρόπο και ο πίνακας b αποτελείται από όλες τις πραγματικές καταγραφές. Ο αριθμός των στοιχείων στον πίνακα Α εξαρτάται από τα στοιχεία του πίνακα x, τα οποία αποτελούν τις τιμές της ολίσθησης που θα πρέπει να εφαρμοστούν σε κάθε τμήμα του επιπέδου του ρήγματος για την καλύτερη ταύτιση πραγματικών και θεωρητικών καταγραφών. Στο σύστημα των εξισώσεων (4.2) μπορούν να συμπεριληφθούν επιπλέον όροι, οι οποίοι συντελούν στη σταθερότητα και εξομάλυνση της διαδικασίας αντιστροφής (Wald and Heaton, 1994): 1 1 Cd A Cd b λ1s 0 x λ2m 0 λ3f D (4.3) -149-

160 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 όπου, 1 C d ο αντίστροφος πίνακας συμμεταβλητότητας των δεδομένων, S είναι πίνακας εξομάλυνσης ο οποίος ελαχιστοποιεί τις διαφορές στην ολίσθηση μεταξύ γειτονικών τμημάτων του ρήγματος τόσο κατά μήκος της παράταξης όσο και κατά μήκος της κλίσης του επιπέδου, Μ πίνακας για την ελαχιστοποίηση περιορισμών και ο πίνακας F (στην περίπτωση που υπάρχουν διαθέσιμα γεωδαιτικά δεδομένα) «εξαναγκάζει» την ολίσθηση στα επιφανειακά τμήματα του ρήγματος να προσεγγίσει την τιμή της μετρούμενης στην επιφάνεια. Οι παράμετροι λ1, λ2, λ3, υπολογίζονται με εμπειρικό τρόπο και ελέγχουν την αλληλεξάρτηση (trade-off) ανάμεσα στην εκπλήρωση των περιορισμών και στην ταύτιση πραγματικών και συνθετικών καταγραφών. Στην παρούσα διδακτορική διατριβή εξαιτίας της απουσίας γεωδαιτικών δεδομένων σε όλες τις περιπτώσεις των σεισμών που μελετήθηκαν, η μορφή των εξισώσεων που χρησιμοποιήθηκαν ήταν η ακόλουθη (Antolik and Dreger, 2003): WA Wb λm x= 0 ηi 0 (4.4) όπου, Α είναι ο πίνακας που περιέχει τις συναρτήσεις Green, W πίνακας που θέτει βάρη στα δεδομένα, Μ είναι πίνακας εξομάλυνσης και x είναι το διάνυσμα που περιέχει τις τιμές της σεισμικής ροπής για κάθε τμήμα (subfault) του ρήγματος. Οι σταθερές λ και η υπολογίζονται με εμπειρικό τρόπο

161 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Μοντέλο ολίσθησης για τους σεισμούς του Μαυροβουνίου Σεισμολογικά στοιχεία Στις 15 Απριλίου 1979 ένας ισχυρός σεισμός μεγέθους Μ 7.1 έπληξε τις ακτές της πρώην Γιουγκοσλαβίας και της Αλβανίας. Ζημιές αναφέρθηκαν σε μια έκταση μεγαλύτερη των 100 km ενώ 129 άνθρωποι σκοτώθηκαν, περισσότεροι από 1500 τραυματίστηκαν και περίπου έμειναν άστεγοι (Papazachos et al., 2001; Papazachos and Papazachou, 2003). Οι πόλεις που υπέστησαν τις περισσότερες βλάβες ήταν οι Bar, Budva, Kotor και Ulcinj στην πρώην Γιουγκοσλαβία (Σχ. 4.9). Επίσης αναφέρθηκαν εκτεταμένες κατολισθήσεις, ζημιές σε παράκτιες εγκαταστάσεις και λιμάνια καθώς επίσης και σε αρχαιολογικούς χώρους κατά μήκος των ακτών. Αναφέρεται και η ύπαρξη θαλάσσιου κύματος βαρύτητας (τσουνάμι) στην Αδριατική θάλασσα όπου ένα πλοίο βυθίστηκε και συνέβησαν καταστροφές σε σπίτια κτισμένα κοντά στην ακτή (Papazachos and Papazachou, 2003). Η περιοχή της γένεσης του κυρίου σεισμού εντοπίζεται στο όριο της Αδριατικής πλάκας από τα δυτικά, με την πλάκα της Ευρασίας από τα ανατολικά. Εκεί κυριαρχούν οι Διναρίδες-Αλβανίδες-Ελληνίδες οροσειρές και η σύγκρουση μεταξύ των πλακών είναι ηπειρωτικού-ηπειρωτικού τύπου, χωρίς την ύπαρξη ζώνης κατάδυσης. Κυριαρχεί το Ιόνιο-Αδριατικό σύστημα ρηγμάτων (Aliaj and Muco, 1980) το οποίο σχηματίζει μια ζώνη εύρους km από την εξωτερική πλευρά των οροσειρών. Οι Oldow et al. (2002) βασιζόμενοι σε δεδομένα GPS υποστηρίζουν ότι η Αδριατική πλάκα αποτελείται από τμήματα εκ των οποίων το νοτιοανατολικό, το οποίο περιλαμβάνει τη νοτιοανατολική Ιταλία, τη βορειοδυτική Αλβανία και τις δυτικές ακτές της πρώην Γιουγκοσλαβίας, κινείται βορειοδυτικά με ταχύτητα 3-10 mm/yr θεωρώντας σταθερή την Ευρασία

162 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.9 a) Περιοχή γένεσης του κύριου σεισμού του Μαυροβουνίου (15 Απριλίου 1979, Μ 7.1) και του μεγαλύτερου μετασεισμού του (24 Μαΐου 1979, Μ 6.4) (από Benetatos and Kiratzi, 2006). b) Ισόσειστες καμπύλες του κύριου σεισμού (από Papazachos et al., 2001). Ο σεισμός του Μαυροβουνίου καταγράφηκε από μεγάλο αριθμό σταθμών σε τοπικές και τηλεσεισμικές αποστάσεις, από το υπό ανάπτυξη τότε Παγκόσμιο Δίκτυο Σεισμογράφων (GSN), από σημαντικό αριθμό οργάνων μικρής περιόδου εγκατεστημένων γύρω από την Αδριατική θάλασσα και από

163 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 επιταχυνσιογράφους τύπου SMA-1 (Petrovski et al., 1979). Η διερεύνηση των χαρακτηριστικών του σεισμού περιλαμβάνει μελέτες της μετασεισμικής ακολουθίας (Kociaj and Sulstarova, 1980; Hurtig et al., 1980; Console and Favali, 1981; Karakaisis et al., 1985), του μηχανισμού γένεσης του κύριου σεισμού (Kanamori, 1979; Sulstarova, 1980; Karakaisis et al., 1985; Baker et al., 1997) και των μετασεισμών του (Kociaj and Sulstarova, 1980; Karakaisis et al., 1985) καθώς και στοχαστικές προσομοιώσεις της ισχυρής σεισμικής κίνησης (Roumelioti and Kiratzi, 2002) Μηχανισμός γένεσης του κύριου σεισμού (15 Απριλίου 1979 Μw 7.1) Για το μηχανισμό γένεσης του κύριου σεισμού έχουν προταθεί διάφορες λύσεις από ερευνητές, οι οποίες συνοψίζονται στο σχήμα Παρατηρούμε ότι οι λύσεις ποικίλλουν από ανάστροφο ρήγμα με μικρή γωνία κλίσης έως ανάστροφο με σημαντική συνιστώσα οριζόντιας μετατόπισης (Πίνακας 4.1). Σχήμα 4.10 Μηχανισμοί γένεσης που έχουν προταθεί για τον κύριο σεισμό του Μαυροβουνίου. Στο κάτω μέρος του σχήματος παρουσιάζεται ο μηχανισμός που υπολογίστηκε στην παρούσα διδακτορική διατριβή. Κάτω από κάθε μηχανισμό αναφέρεται η παράταξη/ κλίση/ γωνία ολίσθησης (strike/dip/rake) (Benetatos and Kiratzi, 2006)

164 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Λόγω της διαφοροποίησης στις παραμέτρους των δημοσιευμένων μηχανισμών για τον κύριο σεισμό, έγινε εκ νέου μελέτη του μηχανισμού γένεσης με δεδομένα τα οποία συλλέχθηκαν από το Παγκόσμιο Δίκτυο Σεισμογράφων (GSN). Ακολουθήθηκε η μέθοδος της αντιστροφής των κυμάτων χώρου που περιγράφηκε στην παράγραφο ( ). Συνολικά συγκεντρώθηκαν 7 καταγραφές Ρ- κυμάτων και 7 SH- κυμάτων από σταθμούς που φαίνονται στο σχήμα Οι επικεντρικές αποστάσεις των σταθμών είναι από για τον περιορισμό της παρουσίας τριπλών ανακλάσεων από τον ανώτερο μανδύα και της επίδρασης της δομής του πυρήνα στις καταγραφές. Πριν την εφαρμογή της αντιστροφής στις καταγραφές εφαρμόστηκε ζωνοπερατό φίλτρο με εύρος Hz. Μία πηγή αποδείχθηκε αρκετή για την ικανοποιητική ταύτιση συνθετικών και πραγματικών καταγραφών, όπως φαίνεται στο σχήμα Ο μηχανισμός βρίσκεται σε συμφωνία με αυτούς που προτάθηκαν από τους Baker et al. (1997) και Boore et al. (1981). Η χρονική συνάρτηση της πηγής έχει διάρκεια ~27 sec, η οποία, αν και μεγαλύτερη από την εμπειρικώς αναμενόμενη για σεισμούς μεγέθους της τάξης του Μ 7.0, βρίσκεται πολύ κοντά στις αντίστοιχες που υπολογίστηκαν από τους Baker et al. (1997) (~30 sec) και από το Πανεπιστήμιο του Harvard (CMT solution) (~29 sec). Καθώς πολλές λύσεις εμφάνιζαν ισχυρή συνιστώσα οριζόντιας μετατόπισης, με απευθείας αντιστροφή με βάση το μηχανισμό γένεσης από τους Karakaisis et al. (1985), και κρατώντας όλες τις παραμέτρους σταθερές, υπολογίστηκαν συνθετικές καταγραφές στις θέσεις των σταθμών. Η σύγκριση φαίνεται στο κάτω μέρος του σχήματος Αν και ο μηχανισμός αναπαράγει αξιόπιστα τις καταγραφές των P-κυμάτων δεν προσομοιώνει ικανοποιητικά τα SH-κύματα. Έτσι, ο μηχανισμός που υπολογίστηκε εδώ, με αντιστροφή των κυμάτων χώρου, χρησιμοποιήθηκε για τον υπολογισμό της κατανομής της ολίσθησης πάνω στο σεισμογόνο ρήγμα

165 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Πίνακας 4.1. Παράμετροι των μηχανισμών γένεσης του κύριου σεισμού του Μαυροβουνίου (15 Απριλίου 1979, Μ 7.1) και του μεγαλύτερου μετασεισμού του (24 Μαΐου 1979, Μ 6.4) όπως αναφέρονται στη βιβλιογραφία μαζί με τα αποτελέσματα της παρούσας διδακτορικής διατριβής Epicenter Depth Nodal Plane 1 Nodal Plane 2 P axis T axis Mw φ O N λ O E (km) strike O dip O rake O strike O dip O rake O Az O Dip O Az O Dip O Method Ref used INV INV FMP / INV/FMP ML FMP FMP 5 15 April : INV (±5) 7.1 (+10/-8) 14 (+7/-6) (+12/-5) INV ML FMP FMP INV 6 24 May :23 References: 1) Kanamori (1979), 2) Sulstarova (1980), 3) Boore et al. (1981), 4) Console and Favalli (1981), 5) Karakaisis et al. (1985), 6) Baker et al. (1997), 7) παρούσα διδακτορική διατριβή INV: Inversion, FMP: First motion polarities -155-

166 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.11 Μηχανισμός γένεσης για το σεισμό της 15 ης Απριλίου 1979 (Μw 7.1) στο Μαυροβούνιο. Στο πάνω μέρος τους σχήματος (a) παρουσιάζονται οι πραγματικές (συνεχής γραμμή) και οι συνθετικές (στικτή γραμμή) καταγραφές αζιμουθιακά κατανεμημένες γύρω από το μηχανισμό. Στο αριστερό μέρος κάθε καταγραφής παρουσιάζεται το όνομα του σταθμού. Στο κέντρο βρίσκεται η χρονική συνάρτηση της πηγής (STF). Στο εσωτερικό του μηχανισμού γένεσης οι θέσεις των σταθμών αντιπροσωπεύονται με τα αντίστοιχα γράμματα, καθώς και οι θέσεις των Ρ και Τ αξόνων. Στο κάτω μέρος του σχήματος (b) χρησιμοποιήθηκε ο μηχανισμός γένεσης των Karakaisis et al. (1985) για τον υπολογισμό συνθετικών καταγραφών, οι οποίες συγκρίνονται με τις πραγματικές. Είναι εμφανής η ασυμφωνία στις πολικότητες των SHκυμάτων

167 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Χαρακτηριστικά της μετασεισμικής ακολουθίας Η μετασεισμική ακολουθία του κύριου σεισμού του Μαυροβουνίου παρουσιάζεται στο σχήμα Οι μετασεισμοί έχουν όλοι μεγέθη Μ 4.9 και προέρχονται από την εργασία των Karakaisis et al. (1985). Συγκεντρώνονται σε δυο χώρους, έναν πολύ κοντά στο επίκεντρο του σεισμού και ένα προς τα βορειοδυτικά πολύ κοντά εκεί όπου τις 24 Μαΐου 1979 συνέβη ο μεγαλύτερος μετασεισμός μεγέθους Μ 6.4. Η ομάδα μετασεισμών στο βορειοδυτικό άκρο της ακολουθίας εκδηλώθηκε σχεδόν αμέσως με τη γένεση του κύριου σεισμού, συγκεκριμένα σεισμός μεγέθους Μ 4.3 συνέβη στη συγκεκριμένη περιοχή μόλις 12 λεπτά μετά τη γένεση του κύριου σεισμού. Ο χώρος ανάμεσα στις δύο συγκεντρώσεις μετασεισμών είναι ελεύθερος από επίκεντρα και όπως υπέθεσαν οι Karakaisis et al. (1985) και θα δειχθεί στην επόμενη παράγραφο αποτελεί το τμήμα του ρήγματος που ολίσθησε κατά τον κύριο σεισμό. Σχήμα 4.12 a) Κατανομή των επικέντρων της μετασεισμικής ακολουθίας (δεδομένα από Karakaisis et al., 1985) του κύριου σεισμού του Μαυροβουνίου. b) Μετασεισμοί μέχρι την 23 Μαίου 1979, μια μέρα πριν τη γένεση του μεγαλύτερου μετασεισμού

168 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Μοντέλο ολίσθησης του κύριου σεισμού 15 Απριλίου 1979, Μ 7.1 Για τη μελέτη της κατανομής της ολίσθησης στο σεισμογόνο ρήγμα χρησιμοποιήθηκαν δεδομένα από σταθμούς του Παγκόσμιου Σεισμολογικού Δικτύου (GSN) οι οποίοι ήταν σε λειτουργία εκείνη την περίοδο και παρουσιάζονται στο σχήμα Συνολικά συλλέχθηκαν 7 Ρ- και 10 S- καταγραφές οι οποίες βρίσκονταν σε αποστάσεις 1218 έως 9830 km από το επίκεντρο του σεισμού, παρέχοντας επαρκή αζιμουθιακή κάλυψη γύρω αυτό. Από τις καταγραφές απομακρύνθηκε η επίδραση του οργάνου και εφαρμόστηκε ζωνοπερατό φίλτρο με εύρος Hz. Οι συναρτήσεις Green, απαραίτητες για την αντιστροφή, λήφθηκαν από τη βάση συναρτήσεων Green που έχει δημιουργηθεί στο Εργαστήριο Γεωφυσικής του Α.Π.Θ. και οι οποίες έχουν κατασκευασθεί με τον κώδικα FKRPROG (Saikia, 1994) και του μοντέλου ταχυτήτων IASP91 (Kennett and Engdahl, 1991). Σχήμα 4.13 Θέσεις σταθμών του Παγκόσμιου Δικτύου Σεισμογράφων (GSN) από τους οποίους συλλέχθηκαν δεδομένα για την εφαρμογή της διαδικασίας αντιστροφής. Τα δεδομένα από τους σταθμούς GRFO και ΤΑΤΟ δεν χρησιμοποιήθηκαν λόγω του υψηλού ποσοστού θορύβου στις καταγραφές. Η μέθοδος αντιστροφής είναι των Antolik and Dreger (2003) και παρουσιάστηκε στην παράγραφο 4.3. Ορίσθηκαν οι διαστάσεις του ρήγματος σε -158-

169 ΚΕΦΑΛΑΙΟ km, αρκετά μεγαλύτερες από αυτές που προβλέπουν οι εμπειρικές σχέσεις, έτσι ώστε η ολίσθηση να μη συναντήσει εμπόδια στη διάδοσή της πάνω στην επιφάνεια του ρήγματος και να μπορεί να μετακινείται στην προτιμητέα της θέση (Das and Suhadolc, 1996). Το ρήγμα στη συνέχεια διακριτοποιήθηκε σε τμήματα διαστάσεων 2 2 km δημιουργώντας με αυτό τον τρόπο 45 τμήματα κατά μήκος της παράταξης και 25 κατά μήκος της κλίσης. Οι παράμετροι του μηχανισμού γένεσης που χρησιμοποιήθηκαν ήταν αυτοί που υπολογίστηκαν στην παρούσα διδακτορική διατριβή και αναφέρονται στον πίνακα 4.1. Κατά την εφαρμογή της μεθόδου έγιναν δοκιμές ως προς τη θέση του ρήγματος σε σχέση με την εστία του κύριου σεισμού καθώς επίσης δοκιμάστηκε ένα εύρος ταχυτήτων διάρρηξης από km/sec με βήμα 0.2 km/sec. Η βέλτιστη ταχύτητα διάρρηξης ήταν 2.0 km/sec υποδεικνύοντας μια μάλλον αργή διαδικασία ολίσθησης πάνω στο σεισμογόνο ρήγμα. Κατά τη διαδικασία εύρεσης της βέλτιστης θέσης του ρήγματος σε σχέση με το επίκεντρο του κύριου σεισμού βρέθηκε ότι καλύτερη ταύτιση μεταξύ πραγματικών και συνθετικών καταγραφών επιτυγχάνεται για συντεταγμένες Β and Α, πολύ κοντά στο επίκεντρο που έχει προταθεί από τους Baker et al. (1997). Ένα ακόμα σημείο που διερευνήθηκε ήταν αν η ολίσθηση κατά τον κύριο σεισμό έφτασε μέχρι την επιφάνεια ή σταμάτησε σε συγκεκριμένο βάθος. Εφόσον το ρήγμα είχε επιφανειακή εκδήλωση αυτή θα εντοπιζόταν στον πυθμένα της Αδριατικής θάλασσας και ο μόνος τρόπος για να εξετάσουμε αν η διάρρηξη έφτασε μέχρι την επιφάνεια ήταν διαδοχικές δοκιμές αντιστροφής, θέτοντας περιορισμούς ώστε η διάρρηξη να παραμείνει σε χαμηλότερα στρώματα. Όπως θα δειχθεί στο επόμενο κεφάλαιο αν στη διάρρηξη επιτραπεί να φτάσει στην επιφάνεια τότε οι τιμές μέγιστης εδαφικής ταχύτητας (PGA) είναι μη ρεαλιστικές, σε σχέση με τις παρατηρούμενες από τους επιταχυνσιογράφους, σε αντίθεση με αυτές που επιτυγχάνονται όταν η διάρρηξη σταματήσει σε συγκεκριμένο βάθος. Τα αποτελέσματα της αντιστροφής παρουσιάζονται στο σχήμα 4.14 και η σύγκριση πραγματικών με τις συνθετικές καταγραφές στο σχήμα

170 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.14 a) Προτεινόμενο μοντέλο ολίσθησης για τον κύριο σεισμό του Μαυροβούνιου (15 Απριλίου 1979, Μ 7.1) έπειτα από αντιστροφή τηλεσεισμικών καταγραφών (από Benetatos and Kiratzi, 2006). O αστερίσκος δηλώνει τη θέση του υποκέντρου και της έναρξης της διάρρηξης. Η διάρρηξη διαδόθηκε από ΝΑ προς τα ΒΔ. Το κύριο μέρος της σεισμικής ροπής εκλύθηκε σε μία περιοχή διαστάσεων ~30 23 km. Η μέγιστη τιμή της ολίσθησης ήταν ~2.7 m και εντοπίζεται περίπου 20 km ΒΔ του επικέντρου. b) Προβολή στην επιφάνεια της ολίσθησης, μαζί με τους μετασεισμούς μεγέθους Μ 4.3 που ακολούθησαν τη γένεση του κύριου σεισμού έως τις 23 Μαΐου Παρατηρείται ότι οι θέσεις των μετασεισμών δεν συμπίπτουν με τις περιοχές που ολίσθησαν κατά τον κύριο σεισμό. Αυτό έχει παρατηρηθεί και από άλλους ερευνητές (e.g. Mendoza and Hartzell, 1988)

171 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.15 Σύγκριση μεταξύ των πραγματικών (συνεχής γραμμή) και των συνθετικών (στικτή γραμμή) καταγραφών για τα Ρ-, SH- και SV- κύματα για το προτεινόμενο μοντέλο ολίσθησης του σχήματος Οι διαστάσεις της περιοχής έκλυσης του μεγαλύτερου ποσοστού της σεισμικής ροπής είναι ~ km και είναι σε συμφωνία με εμπειρικές σχέσεις για ανάστροφα ρήγματα (Wells and Coppersmith, 1994; Papazachos et al., 2004). Η μεγαλύτερη τιμή της ολίσθησης παρατηρήθηκε περίπου 20 km ΒΔ του -161-

172 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 υπόκεντρου και είχε τιμή ~2.7 m. Σε όλο το ρήγμα η μέση τιμή της ολίσθησης ήταν περίπου 0.5 m και η συνολική ενέργεια που εκλύθηκε ήταν Nt.m, σε ικανοποιητική συμφωνία με τα αποτελέσματα της αντιστροφής για το μηχανισμό γένεσης. Η ταύτιση μεταξύ πραγματικών και συνθετικών καταγραφών (Σχ. 4.15) είναι ικανοποιητική και η μεταβολή της διακύμανσης με την ταχύτητα διάρρηξης (VR ~79% για το μοντέλο που υιοθετήσαμε) φαίνεται στο σχήμα Σχήμα 4.16 Διερεύνηση βέλτιστων τιμών της ταχύτητας διάρρηξης μέσω ελέγχου της μείωσης των τιμών της συνάρτησης μείωσης της διακύμανσης (%) Μοντέλο ολίσθησης του μεγαλύτερου μετασεισμού 24 Μαΐου 1979 Μ 6.4 Η μετασεισμική ακολουθία του Μαυροβουνίου έδειξε ότι μετά τη γένεση του κύριου σεισμού υπήρξε ενεργοποίηση ρηγμάτων ΒΔ του επικέντρου του και σε απόσταση περίπου 50 km από αυτό (Σχ. 4.14). Από την κατανομή της ολίσθησης ( 4.4.4) διαπιστώθηκε ότι σε εκείνη την περιοχή τερματίστηκε η διάρρηξη και πιθανόν η ανακατανομή των τάσεων οδήγησε στη γένεση του μετασεισμού με μέγεθος Μ 6.4. Συλλέχθηκαν οι κυματομορφές από τους σταθμούς του Παγκοσμίου Δικτύου Σεισμογράφων (GSN) από τις οποίες απομακρύνθηκε η επίδραση του οργάνου και στις οποίες εφαρμόστηκε ζωνοπερατό φίλτρο με εύρος Hz ακολουθώντας την ίδια διαδικασία όπως και στην περίπτωση του κύριου σεισμού. Το επίκεντρο που χρησιμοποιήθηκε ήταν αυτό που προτάθηκε από -162-

173 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 τους Karakaisis et al. (1985), ενώ χρησιμοποιήθηκαν οι παράμετροι του μηχανισμού γένεσης από την εργασία των Baker et al. (1997) (Πίνακας 4.1). Τα αποτελέσματα της αντιστροφής παρουσιάζονται στο σχήμα 4.17 ενώ οι συνθετικές και πραγματικές καταγραφές στο σχήμα Η διάρρηξη χαρακτηρίζεται από δύο λοβούς διαστάσεων περίπου 7 7 km. Το μεγαλύτερο μέρος της ροπής που εκλύθηκε είναι πολύ κοντά στη θέση του υποκέντρου με μέγιστη τιμή ~40 cm ενώ η διάρρηξη διαδόθηκε περίπου 10 km προς τα ΝΑ με μια δεύτερη μέγιστη τιμή της ολίσθησης ~30 cm. Σχήμα 4.17 a) Προτεινόμενο μοντέλο ολίσθησης για το μετασεισμό της 24 ης Μαΐου 1979, από την αντιστροφή των τηλεσεισμικών καταγραφών. O αστερίσκος δηλώνει τη θέση του υποκέντρου και την έναρξη της διάρρηξης, η οποία διαδόθηκε από ΒΔ προς τα ΝΑ. Η μέγιστη τιμή της ολίσθησης ήταν ~40 cm. b) Επιφανειακή προβολή της ολίσθησης, και σύγκριση με τους μετασεισμούς (Μ 4.3) που ακολούθησαν τη γένεση του σεισμού. Παρατηρείται ότι οι θέσεις των μετασεισμών δεν συμπίπτουν με τις περιοχές που ολίσθησαν κατά τον κύριο σεισμό. (Από Benetatos and Kiratzi, 2006)

174 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.18 Σύγκριση μεταξύ των πραγματικών (συνεχής γραμμή) και των συνθετικών (στικτή γραμμή) καταγραφών για τα Ρ-, SH- κύματα για το προτεινόμενο μοντέλο ολίσθησης του σχήματος

175 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Μοντέλο ολίσθησης του σεισμού της Λευκάδας (14 Αυγούστου 2003, Μ 6.2) Εισαγωγή Ο κύριος σεισμός της Λευκάδας παρουσιάζει πολυπλοκότητα στον τρόπο διάρρηξης του, όπως αυτό διαπιστώθηκε από τις τηλεσεισμικές καταγραφές και την επεξεργασία τους ( 3.3.4). Το επίκεντρο του σεισμού ήταν σε απόσταση 10 km περίπου από την πόλη της Λευκάδας (Σχ. 3.17) στην οποία κατέρρευσε μόνο μια οικοδομή παρά τις μεγάλες τιμές της επιτάχυνσης που καταγράφηκαν στο κέντρο της πόλης. Στο σχήμα 4.19 παρουσιάζεται το επιταχυνσιόγραμμα από το σταθμό LEF ο οποίος συντηρείται από το Ίνστιτούτο Τεχνικής Σεισμολογίας και Αντισεισμικών Κατασκευών (Ι.Τ.Σ.Α.Κ), μαζί με τα φάσματα ψευδοεπιτάχυνσης (PSA) με ποσοστό κρίσιμης απόσβεσης (damping) 5%. Σχήμα 4.19 (Αριστερά) Επιμήκης, εγκάρσια και κατακόρυφη συνιστώσα από το επιταχυνσιόγραμμα του κύριου σεισμού της Λευκάδας στο σταθμού LEF (Δίκτυο Ι.Τ.Σ.Α.Κ.). (Δεξιά) Φάσματα ψευδοεπιτάχυνσης (5% damping) που αντιστοιχούν στις καταγραφές του κύριου σεισμού

176 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Ένα από τα χαρακτηριστικά του σεισμού ήταν η υψηλή τιμή επιτάχυνσης (0.42 g) στην εγκάρσια συνιστώσα του σταθμού LEF καθώς επίσης και οι περίπου 8 κύκλοι εδαφικής κίνησης με επιτάχυνση ~0.3 g. Σημαντικό ρόλο στη συμπεριφορά του εδάφους είχαν τα μαλακά επιφανειακά στρώματα στα οποία και οφείλεται η ενίσχυση στις καταγραφές ισχυρής εδαφικής κίνησης (Gazetas, 2004). Στο εύρος περιόδων από sec ο αριθμός των κύκλων που εντοπίστηκαν στις καταγραφές είναι ο μεγαλύτερος που έχει παρατηρηθεί σε καταγραφές ισχυρής εδαφικής κίνησης στην Ελλάδα κατά την τελευταία 20ετία (εκθέσεις Ι.Τ.Σ.Α.Κ., 2003; EERI, 2003). Η συμπεριφορά των επιφανειακών σχηματισμών και τα φαινόμενα ρευστοποίησης που παρατηρήθηκαν παρουσιάζονται από τους Papathanassiou et al. (2005) οι οποίοι κατασκεύασαν και μικροζωνικό χάρτη για την πόλη της Λευκάδας. Η ανάλυση των τηλεσεισμικών καταγραφών του κύριου σεισμού για τον υπολογισμό του μηχανισμού γένεσης έδειξε ότι η διάρρηξη επεκτάθηκε από το βόρειο τμήμα της Λευκάδας έως το βόρειο τμήμα της Κεφαλονιάς καλύπτοντας μία συνολική απόσταση ~60 km, η οποία είναι πολύ μεγαλύτερη από τις διαστάσεις του ρήγματος για ένα σεισμό μεγέθους Μ 6.2. Η κατανομή των μετασεισμών της ακολουθίας του σεισμού της Λευκάδας (Karakostas et al., 2004) παρουσιάζει δύο συγκεντρώσεις των μετασεισμών (Σχ. 4.20) κοντά στο νησί της Λευκάδας και κοντά στο νησί της Κεφαλονιάς. Οι δύο ομάδες μετασεισμών ενεργοποιήθηκαν ταυτόχρονα μιας και 9 λεπτά μετά τη γένεση του κύριου σεισμού εντοπίστηκε σεισμός μεγέθους Μ 4.0 στη περιοχή της νότιας ομάδας των μετασεισμών (Zahradnik et al., 2004). Η εικόνα αυτή βρίσκεται σε καλή συμφωνία με τα αποτελέσματα των Benetatos et al. (2005) και Zahradnik et al. (2004) αφού ταυτίζονται οι θέσεις των κύριων υπο-πηγών της ακολουθίας με τις συγκεντρώσεις των μετασεισμών (Σχ. 4.20, 3.22). Από τα ερωτήματα που γέννησε ο σεισμός ήταν αν η διάρρηξη οφείλεται μόνο στο ρήγμα της Λευκάδας ή αν ενεργοποιήθηκε και το ρήγμα της Κεφαλονιάς, και αν η νότια ομάδα των μετασεισμών οφείλεται στη διαδικασία διάρρηξης ή αν αποτελεί «εκτός -166-

177 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 ρήγματος» (off-fault) μετασεισμούς. Συγκρίνοντας τις εργασίες των Zahradnik et al. (2004) και Benetatos et al. (2005) σχετικά με τις πηγές του κύριου σεισμού παρατηρούμε ότι για τις δύο ισχυρότερες (όσον αφορά τη ροπή) πηγές υπάρχει ικανοποιητική συμφωνία (πηγές 2 και 3 από Benetatos et al.(2005) και πηγές 1 και 2 από τους Zahradnik et al. (2004))(Σχ. 3.22). Το χρονικό διάστημα μεταξύ των δύο είναι περίπου 14 sec, η απόσταση μεταξύ τους περίπου 40 km και οι παράμετροι των μηχανισμών γένεσης παρόμοιοι. Οι υπόλοιπες πηγές που αναφέρονται και από τις δύο ομάδες ερευνητών δεν μπορούν να συσχετισθούν μεταξύ τους καθώς επίσης και οι μηχανισμοί γένεσης είναι αρκετά διαφορετικοί. Για το λόγο αυτό για τη διερεύνηση της διάρρηξης πάνω στην επιφάνεια του ρήγματος υιοθετήθηκαν οι δύο «κοινές» πηγές μεταξύ των δύο προαναφερθέντων εργασιών. Σχήμα 4.20 Θέσεις και μηχανισμοί γένεσης των πηγών που χρησιμοποιήθηκαν για τον υπολογισμό της ολίσθησης κατά τον κύριο σεισμό της Λευκάδας (14 Αυγούστου 2003). Οι πηγές απέχουν ~40 km μεταξύ τους και έχουν ~14 sec χρονική διαφορά στη γένεση τους. Οι μετασεισμοί (κίτρινο χρώμα) προέρχονται από την εργασία των Karakostas et al. (2003). Με (Α) και (Β) ορίζονται οι δύο ομάδες επικέντρων

178 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Μοντέλο ολίσθησης στην επιφάνεια του ρήγματος Συλλέχθηκαν δεδομένα από τo Παγκόσμιο Δίκτυο Σεισμογράφων (Global Seismographic Network-GSN) και το δίκτυο GEOFON, τα οποία διατίθενται από το IRIS (Incorporated Research Institutes for Seismology). Συνολικά χρησιμοποιήθηκαν δεδομένα από 33 σταθμούς οι θέσεις των οποίων παρουσιάζονται στο σχήμα 4.21 και απέχουν από το επίκεντρο του σεισμού αποστάσεις από km. Οι αρχικές κυματομορφές, αφού αφαιρέθηκε η επίδραση του σεισμομέτρου, και εφαρμόστηκε ζωνοπερατό φίλτρο με εύρος Hz, μετατράπηκαν σε καταγραφές μετάθεσης. Χρησιμοποιήθηκαν στην αντιστροφή περίπου 50 sec από τις καταγραφές των Ρ-κυμάτων και 70 sec από τις καταγραφές των S- κυμάτων. Οι συναρτήσεις Green (Saikia, 1994) υπολογίστηκαν για αποστάσεις km (βήμα 10 km) και βάθη 2-40 km (βήμα 1 km), με βάση το μοντέλο ταχυτήτων IASP91 (Kennett and Engdahl, 1991). Σχήμα 4.21 Θέσεις σταθμών δεδομένα των οποίων χρησιμοποιήθηκαν στην αντιστροφή για τον υπολογισμό της κατανομής της ολίσθησης του σεισμού της Λευκάδας. Το ρήγμα διακριτοποιήθηκε σε δύο τμήματα με παράταξη σύμφωνη με αυτή των μηχανισμών γένεσης (Benetatos et al., 2005). Το βόρειο τμήμα έχει -168-

179 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 παραμέτρους 12 /81 /174 (παράταξη/γωνία κλίσης/γωνία ολίσθησης) ενώ το νότιο τμήμα έχει παραμέτρους 20 /63 /179. Οι διαστάσεις για το πρώτο και δεύτερο τμήμα ήταν km και km, αντίστοιχα και η επιφάνειά τους χωρίστηκε σε τμήματα διαστάσεων 1 1 km. Οι διαστάσεις των ρηγμάτων είναι αρκετά μεγαλύτερες από αυτές που προβλέπουν εμπειρικά μοντέλα ώστε η ολίσθηση να κατευθυνθεί στην προτιμητέα της θέση χωρίς περιορισμούς. Τα δημοσιευμένα επίκεντρα για τον κύριο σεισμό διαφέρουν από 5-10 km στο οριζόντιο επίπεδο και από 8-24 km στο κατακόρυφο (π.χ N, E, h=21 km, USGS; N, E, h=15 km, Harvard; N, E, h=24 km, MEDNET; N, E, h=13 km, Παν. Πατρών; N, E, h=12 km, Γεωδυναμικό Ινστιτούτο; N, E, h=8 km, Εργ. Γεωφυσικής Α.Π.Θ.). Οι αρχικές δοκιμές που πραγματοποιήθηκαν έδειξαν ότι δεν υπάρχει μεγάλη ευαισθησία στη θέση του υποκέντρου (10±3 km) και οι περιοχές που ολισθαίνουν είναι αρκετά σταθερές ως προς τη θέση τους. Για τον υπολογισμό ολίσθησης χρησιμοποιήθηκε το επίκεντρο των Zahradnik et al. (2005), ( N, E) έπειτα από επαναπροσδιορισμό των επικέντρων και το εστιακό βάθος ορίστηκε στα 10 km (Karakostas et al., 2004; Benetatos et al., 2005). Στόχος της αντιστροφής είναι πάντα η καλύτερη προσομοίωση των πραγματικών κυματομορφών από τις συνθετικές, και πάντα γίνεται ένας παραμετρικός έλεγχος έτσι ώστε να βρεθούν οι βέλτιστες τιμές των παραμέτρων που συμμετέχουν στη διαδικασία αντιστροφής. Δοκιμάστηκαν τιμές ταχύτητας διάρρηξης από km/sec (βήμα 0.1 km/sec) και βρέθηκαν τελικές τιμές 2.4 km/sec και 2.3 km/sec για το βόρειο και το νότιο τμήμα του ρήγματος, αντίστοιχα. Για το τελικό μοντέλο ολίσθησης (Σχ. 4.22a) επετεύχθη μείωση της διασποράς ~87% και η ταύτιση συνθετικών και πραγματικών καταγραφών είναι ικανοποιητική (Σχ. 4.23). Η πρώτη συγκέντρωση της ολίσθησης (Α, σχήμα 4.22b) συνδέεται με το βόρειο τμήμα του ρήγματος (Πηγή 1) έχει διαστάσεις περίπου km 2 και εκτείνεται από το km(β, σχήμα 4.22a). Η διάρρηξη ξεκίνησε από το βορρά και διαδόθηκε προς το νότο παρουσιάζοντας τη μέγιστη τιμή της -169-

180 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 ολίσθησης (~34 cm) περίπου 15 km νοτιοδυτικά του επικέντρου, πολύ κοντά στις δυτικές ακτές της Λευκάδας. Η δεύτερη σημαντική συγκέντρωση της ολίσθησης, που συνδέεται με το νότιο τμήμα (Πηγή 2) έχει μικρότερες διαστάσεις από την πρώτη (15 10 km 2 ) και εκτείνεται σε αντίστοιχα βάθη (10-25 km) (Β, σχήμα 4.22b). Μια τρίτη συγκέντρωση της ολίσθησης (Β, σχήμα 4.22b) εντοπίζεται στο όριο των δύο τμημάτων του ρήγματος και σε μεγαλύτερα βάθη από τις άλλες δύο (>20 km), η αξιοπιστία της οποίας εξετάζεται σε επόμενη παράγραφο. Παρ όλα αυτά επιλέχθηκε η χρησιμοποίησή της στους υπολογισμούς που ακολουθούν γιατί παρέμενε σταθερή στις περισσότερες δοκιμές που πραγματοποιήθηκαν, αντίθετα με διάσπαρτα τμήματα της ολίσθησης που φαίνονται στο σχήμα 4.22b των οποίων η θέση και οι απόλυτες τιμές μεταβάλλονταν κατά τις δοκιμές. Στο σχήμα 4.22c παρουσιάζεται τομή κατά μήκος των δύο τμημάτων του ρήγματος όπου έχουν τοποθετηθεί οι εστίες των μετασεισμών μία μέρα μετά τη γένεση του κύριου σεισμού που υπολογίστηκαν από τους Karakostas et al. (2004) έπειτα από εγκατάσταση στην περιοχή τοπικού δικτύου. Το δίκτυο αποτελούνταν από 7 όργανα καταγραφής (5 ευρέος φάσματος και 2 μικρής περιόδου) τα οποία είχαν μεταξύ τους απόσταση που κυμαίνονταν από 5-10 km. Το σφάλμα στον υπολογισμό των επικέντρων και των βαθών ήταν ~1 km και προς τις δύο διευθύνσεις. Οι μετασεισμοί εντοπίζονται κυρίως σε μικρά βάθη (<12 km) και παρατηρούμε ότι βρίσκονται εκτός των περιοχών που ολίσθησαν. Επίσης η εγκάρσια τομή της ολίσθησης κατά μήκος της κλίσης (Σχ. 4.22d) έχει σχήμα περίπου τριγωνικό, σε συμφωνία με τα αποτελέσματα των Manighetti et al. (2005) οι οποίοι συνέδεσαν τον τρόπο ολίσθησης των ρηγμάτων με φυσικές ιδιότητες και διεργασίες

181 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.22 (a) Γεωμετρία των τμημάτων του ρήγματος που χρησιμοποιήθηκαν στην αντιστροφή. Το βόρειο τμήμα αντιστοιχεί στην Πηγή 1 και το νότιο τμήμα στην Πηγή 2. (b) Τελική κατανομή της ολίσθησης έπειτα από την αντιστροφή τηλεμετρικών σεισμολογικών δεδομένων ευρέος φάσματος και θέσεις των κύριων συγκεντρώσεων της ολίσθησης (A, B, C). (c) Τομή κατά μήκος των τμημάτων του ρήγματος όπου παρουσιάζεται η κατανομή των εστιών των μετασεισμών. Είναι χαρακτηριστικό ότι οι μετασεισμοί δε συμπίπτουν με τις περιοχές που ολίσθησαν. (d) Τομές όπου παρουσιάζεται η κατανομή της ολίσθησης κατά μήκος της παράταξης και της κλίσης των τμημάτων του ρήγματος

182 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.23 Σύγκριση μεταξύ πραγματικών (συνεχής γραμμή) και συνθετικών (στικτή γραμμή) καταγραφών του κύριου σεισμού της Λευκάδας με βάση το προτεινόμενο (Σχ. 4.22a) μοντέλο ολίσθησης.. Πάνω από κάθε σταθμό εμφανίζεται το όνομα του και η απόστασή του από το επίκεντρο. Η κλίμακα του χρόνου είναι διαφορετική για κάθε ομάδα σταθμών

183 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Αβεβαιότητες, Διακριτική ικανότητα της αντιστροφής Έγινε εκτενής διερεύνηση των δυνατοτήτων της μεθόδου αντιστροφής με χρήση τηλεσεισμικών κυμάτων ως προς τη διακριτική της ικανότητα. Επίσης εξετάστηκε η επίδραση στην κατανομή της ολίσθησης της μεταβολής παραμέτρων του ρήγματος, του συχνοτικού ορίου που χρησιμοποιείται, της αζιμουθιακής κατανομής των σταθμών και του παράγοντα κρίσιμης απόσβεσης. Η πραγματοποίηση των δοκιμών ήταν ιδιαίτερης σημασίας, γιατί παρόλο που παρόμοιες μέθοδοι χρησιμοποιούνται ευρέως για τη χωροχρονική εξέλιξη της σεισμικής ολίσθησης δεν υπάρχουν αντίστοιχοι έλεγχοι αξιοπιστίας στη βιβλιογραφία Επίδραση του φίλτρου και της διακριτοποίησης του ρήγματος Για τον υπολογισμό των αβεβαιοτήτων που υπεισέρχονται στο μοντέλο ολίσθησης κατά τη μεταβολή του εύρους του ζωνοπερατού φίλτρου που εφαρμόζεται στις κυματομορφές και των διαστάσεων των τμημάτων στα οποία διακριτοποιείται το ρήγμα, πραγματοποιήθηκαν μια σειρά αντιστροφών κατά τις οποίες μεταβάλλαμε τόσο το εύρος του φίλτρου όσο και τις διαστάσεις των τμημάτων του ρήγματος (Σχ. 4.24). Συγκεκριμένα, χρησιμοποιώντας τη γεωμετρία για τα ρήγματα που προαναφέρθηκε (παρ ), μελετήσαμε τους συνδυασμούς διακριτοποίησης του ρήγματος σε τμήματα 1 1 km, 2 2 km, 5 5 km και km και ταυτόχρονα του συνδυασμούς ευρών φίλτρων Hz, Hz και Hz. Όπως φαίνεται στο σχήμα 4.22, είναι εφικτός ο διαχωρισμός των δύο κύριων περιοχών που ολίσθησαν, ανεξάρτητα από το εύρος του φίλτρου που εφαρμόζουμε, για τις περιπτώσεις όπου οι διαστάσεις των τμημάτων είναι 1 1 km και 2 2 km. Για παράδειγμα, στην περίπτωση -173-

184 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Σχήμα 4.24 Κατανομή της ολίσθησης πάνω στην επιφάνεια του ρήγματος έπειτα από αντιστροφή των πραγματικών δεδομένων με χρήση διαφορετικών διαστάσεων των τμημάτων του ρήγματος και εύρους του ζωνοπερατού φίλτρου. Για κάθε περίπτωση αναφέρεται η μείωση της διακύμανσης (VR%) που προκύπτει από τη σύγκριση πραγματικών και συνθετικών καταγραφών.

185 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 του φίλτρου με εύρος Hz θα ήταν αναμενόμενο να μην είναι εφικτός ο εντοπισμός ολίσθησης με διαστάσεις τουλάχιστον 35 km, υπόθεση που δεν αποδεικνύεται από τα αποτελέσματά μας. Η διακριτοποίηση του ρήγματος σε ολοένα και μεγαλύτερα τμήματα οδηγεί σε απώλεια των πραγματικών διαστάσεων των περιοχών ολίσθησης και σε μείωση της τιμής της μεταβολής της διακύμανσης (VR) όπως φαίνεται από το σχήμα Εφαρμογή τροποποιημένου checkerboard test Για πιο ποσοτική προσέγγιση της διακριτικής ικανότητας της μεθόδου εφαρμόσαμε μια παραλλαγή του κλασσικού checkerboard test. Η επιφάνεια του ρήγματος διαιρέθηκε σε τμήματα με τις ακόλουθες διαστάσεις 1 1 km, 2 2 km, 5 5 km και για το εύρος των συχνοτικών ζωνών χρησιμοποιήθηκαν τα ακόλουθα διαστήματα Hz, Hz Hz και Hz. Η συγκεκριμένη δοκιμή διαφέρει από το κλασσικό checkerboard test γιατί το συνθετικό μοντέλο δεν έχει ισοκατανεμημένα τμήματα όμοιων διαστάσεων αλλά τμήματα διαφορετικών διαστάσεων τα οποία έχουν τοποθετηθεί και σε διαφορετικά βάθη (Σχ. 4.25). Με αυτό τον τρόπο διερευνήθηκαν οι δυνατότητες της μεθόδου στην αναγνώριση περιοχών ολίσθησης που βρίσκονται σε διάφορα βάθη και με διαφορετικές τιμές ολίσθησης. Για το σκοπό αυτό υπολογίστηκαν αρχικά συνθετικές καταγραφές στις θέσεις των σταθμών χρησιμοποιώντας το μοντέλο ολίσθησης που φαίνεται στην πρώτη γραμμή του σχήματος 4.25 για κάθε μία από τις περιπτώσεις που εξετάστηκαν. Κατόπιν οι συνθετικές καταγραφές χρησιμοποιήθηκαν ως πραγματικές και αντιστράφηκαν ώστε να διαπιστωθεί κατά πόσο το τελικό μοντέλο θα αναπαραγάγει το συνθετικό. Τα αποτελέσματα δείχνουν ότι η προσέγγιση της συνθετικής ολίσθησης είναι ικανοποιητική στις περιπτώσεις που το ρήγμα έχει τμήματα διαστάσεων 1 1 km και 2 2 km και το άνω όριο της -175-

186 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Σχήμα 4.25 Δοκιμές με συνθετικά δεδομένα (πάνω σειρά) με σκοπό τη διερεύνηση της ικανότητας της μεθόδου να προσεγγίζει την κατανομή της ολίσθησης όταν χρησιμοποιείται διαφορετικό εύρος του ζωνοπερατού φίλτρου και διαφορετικές διαστάσεις των τμημάτων της ολίσθησης. Με διαφορετικό χρώμα ορίζονται περιοχές όπου η αναλογία της ολίσθησης είναι 1/3 (μαύρο/ γκρίζο).

187 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 συχνότητας είναι μεγαλύτερο από 0.1 Hz. Όταν το ρήγμα διακριτοποιείται σε τμήματα μεγαλύτερων διαστάσεων τότε το μοντέλο αποκλίνει περισσότερο από το πραγματικό Επίδραση του παράγοντα εξομάλυνσης, λ (damping) Πολύ σημαντικός παράγοντας για τα χαρακτηριστικά του τελικού μοντέλου ολίσθησης είναι η παράμετρος λ, από τη σχέση (4.4), η οποία καθορίζει την εξομάλυνση που θα παρουσιάζει το τελικό μοντέλο. Σε περίπτωση που έχει μικρή τιμή τότε η ολίσθηση παρουσιάζει έντονη διασπορά σε διάφορα μέρη του ρήγματος, ενώ αντίθετα αν αποκτήσει μεγάλη τιμή τότε το μοντέλο έχει υπέρεξομαλυνθεί και η ολίσθηση παρουσιάζεται ως μια ανωμαλία μεγάλου εύρους πάνω στο ρήγμα. Για την περίπτωση του τελικού μας μοντέλου ολίσθησης για το σεισμού της Λευκάδας χρησιμοποιήσαμε μια τιμή λ= βασιζόμενοι στη τιμή της μείωσης της διακύμανσης (VR%). Τα αποτελέσματα χρησιμοποιώντας διαφορετικές τιμές της παραμέτρου λ φαίνονται στο σχήμα Σχήμα 4.26 Κατανομή της ολίσθησης πάνω στα δύο τμήματα του ρήγματος χρησιμοποιώντας διαφορετικές τιμές της παραμέτρου λ (αναγράφεται στο πάνω δεξιά τμήμα κάθε σχήματος). Η χαμηλότερη τιμή του λ οδηγεί σε μείωση της διακύμανσης της τάξης του 89%, ενώ η υψηλότερη τιμή σε 86%. Επίσης στο σχήμα παρουσιάζονται η μέγιστη και η μέση ολίσθηση (max/mean) για κάθε περίπτωση

188 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Επίδραση της αζιμουθιακής κατανομής των σταθμών Μια ακόμη παράμετρος που εξετάστηκε ήταν η συμπεριφορά της αντιστροφής όταν χρησιμοποιείται μειωμένος αριθμός σταθμών, οι οποίοι κατανέμονται σε διαφορετικά αζιμούθια (Σχ και Πίνακας 4.2). Διατηρώντας όλες τις παραμέτρους της αντιστροφής σταθερές πραγματοποιήθηκαν αντιστροφές απομακρύνοντας κάθε φορά ομάδες σταθμών από διαφορετικές αζιμουθιακές περιοχές. Αρχικά απομακρύνθηκαν οι σταθμοί που βρίσκονταν ΒΔ (βορειοδυτικά) του επικέντρου, 12 καταγραφές συνολικά, 8 Ρ- κύματα και 4 S- κύματα, (Σχ. 4.27a), στη συνέχεια από τα ΒΑ (βόρειοανατολικά), 13 καταγραφές, 9 Ρ- κύματα και 4 S- κύματα, (Σχ. 4.27b) και τέλος από το νότο, 10 καταγραφές, 9 Ρ- κύματα και 1 S- κύματα, (Σχ. 4.27c). Οι σταθμοί που βρίσκονται στα ΒΔ έχουν τη μεγαλύτερη επιρροή στην κατανομή της ολίσθησης και ιδίως σε αυτή που συνδέεται με το νότιο τμήμα του ρήγματος. Αντίθετα η ολίσθηση στο βόρειο τμήμα επηρεάζεται τόσο από τους σταθμούς στα βορειοανατολικά όσο και από αυτούς στα βορειοδυτικά. Τα αποτελέσματα Πίνακας 4.2 Μείωση της διασποράς (VR%) για τους σταθμούς που συμμετέχουν και για αυτούς που δεν συμμετέχουν στις δοκιμές που πραγματοποιήθηκαν με χρήση μειωμένων σετ δεδομένων. Σταθμοί Συμμετοχή όλων των σταθμών στην αντιστροφή Συμμετοχή όλων των σταθμών στην αντιστροφή αλλά χρήση ενός μόνο ρήγματος (Βόρειο) Παράβλεψη σταθμών στο ΒΑ τεταρτημόριο (Σχήμα 4.23b) Παράβλεψη σταθμών στο ΒΔ τεταρτημόριο (Σχήμα 4.23a) Παράβλεψη σταθμών στα Νότια (Σχήμα 4.23c) VR % Σταθμοί που συμμετέχουν P - κύματα VR% Σταθμοί που απομακρύνθηκαν VR % Σταθμοί που συμμετέχουν S - κύματα VR% Σταθμοί που απομακρύνθηκαν

189 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 είναι λιγότερο ευαίσθητα στους σταθμούς που βρίσκονται νότια. Σε όλες τις περιπτώσεις η μείωση της συνάρτησης διακύμανσης ήταν χαμηλότερη από αυτή της τελικής μας λύσης εκτός από μία περίπτωση όταν απομακρύνθηκαν οι σταθμοί από νότια (Πίνακας 4.2). Σχήμα 4.27 Κατανομή της ολίσθησης (δεξιά) χρησιμοποιώντας διαφορετικές ομάδες σταθμών (αριστερά). Ο αριθμός των σταθμών και η μείωση της διακύμανσης για κάθε περίπτωση παρουσιάζονται στον Πίνακα Αβεβαιότητες στο προτεινόμενο μοντέλο ολίσθησης Για τον υπολογισμό των σταθερών τμημάτων της ολίσθησης καθώς επίσης και για την ποσοτικοποίηση των αβεβαιοτήτων πάνω στην επιφάνεια του ρήγματος, πραγματοποιήθηκαν αντιστροφές κατά τις οποίες το 20% των δεδομένων αφαιρούνταν με τυχαίο τρόπο. Στο σχήμα 4.28 παρουσιάζεται ο αριθμός των συμμετοχών κάθε σταθμού στις αντιστροφές. Πραγματοποιήθηκαν συνολικά 500 αντιστροφές των πραγματικών δεδομένων και τα μοντέλα κατανομής της ολίσθησης που παρήχθησαν με αυτό τον τρόπο σωρεύτηκαν (stacked), με σκοπό την ανάδειξη των σταθερών τους περιοχών πάνω στο -179-

190 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 ρήγμα. Στο σχήμα 4.29 παρουσιάζεται το σωρευμένο μοντέλο ολίσθησης μαζί με τη τυπική απόκλιση για κάθε τμήμα της επιφάνειας του ρήγματος. Οι κύριες περιοχές της ολίσθησης είναι αρκετά σταθερές αφού η τυπική απόκλιση δεν ξεπερνά το 15% της αντίστοιχης μέσης τιμής. Οι μεγαλύτερες αβεβαιότητες εντοπίζονται στην περιοχή του τμήματος C όπου η τυπική απόκλιση φτάνει το 50% των αντίστοιχων τιμών ολίσθησης σε εκείνο το τμήμα του ρήγματος. Σχήμα 4.28 Αριθμός μη συμμετοχών των πραγματικών συνιστωσών στη διαδικασία των 500 αντιστροφών για τον υπολογισμό του σωρευτικού μοντέλου ολίσθησης. Σχήμα 4.29 Στο πάνω μέρος του σχήματος παρουσιάζεται το σωρευτικό (stacked) μοντέλο ολίσθησης (πάνω μέρος) έπειτα από 500 διαδοχικές αντιστροφές με τυχαία απομάκρυνση του 20% των δεδομένων. Στο κάτω μέρος του σχήματος δίνεται η τυπική απόκλιση που αντιστοιχεί σε κάθε τμήμα της επιφάνειας του ρήγματος η οποία έχει χαρτογραφηθεί με την ίδια χρωματική κλίμακα για ευκολότερη σύγκριση με την σωρευτική ολίσθηση. Οι κύριες περιοχές ολίσθησης (Α, Β από σχήμα 4.22b) παρουσιάζουν καλή σταθερότητα αντίθετα με την περιοχή C (Σχήμα 4.22b) η οποία παρουσιάζει τις μεγαλύτερες διακυμάνσεις

191 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Διερεύνηση της διάρρηξης μόνο ενός τμήματος του ρήγματος Λευκάδας Η πιθανότητα της συμμετοχής ενός μόνο ρήγματος στη διαδικασία διάρρηξης του σεισμού της Λευκάδας αποκλείστηκε εξαιτίας των χαμηλών τιμών της μείωσης της διακύμανσης όπως φάνηκε στον Πίνακα 4.2, όταν χρησιμοποιήθηκε μόνο ένα ρήγμα και επίσης γιατί κατά την απομάκρυνση του νότιου ρήγματος παραμένουν πολλές φάσεις ανερμήνευτες στις τηλεσεισμικές καταγραφές (Σχήμα 4.30). Ο δεύτερος παλμός που παρατηρείται σε όλες τις περιπτώσεις (σημειώνονται με βέλος στο Σχ. 4.30) δεν ήταν εφικτό να ερμηνευθεί από τη συνθετική καταγραφή όταν δεν συμμετείχε και το νότιο ρήγμα στη διαδικασία αντιστροφής. Για αυτό το λόγο η παρουσία του νότιου τμήματος του ρήγματος θεωρήθηκε απαραίτητη. Σχήμα 4.30 Πραγματικές (συνεχής γραμμή) και συνθετικές (στικτή γραμμή) καταγραφές έπειτα από αντιστροφή κατά την οποία απουσιάζει το νότιο ρήγμα. Παρατηρούμε ότι η σεισμική φάση που καταδεικνύεται με το μαύρο βέλος δεν ερμηνεύεται από τις συνθετικές καταγραφές. Επιπλέον διερευνήθηκε η πιθανότητα η δεύτερη πηγή, στο νότιο τμήμα του ρήγματος, να ενεργοποιήθηκε (triggered) από το μέτωπο της διάρρηξης που διαδόθηκε από το βόρειο τμήμα. Η μείωση της διακύμανσης αν ξεκινήσει η διάρρηξη στο νότιο τμήμα έπειτα από το πέρασμα του μετώπου κύματος από -181-

192 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 εκεί ήταν 10% μικρότερη από την περίπτωση όπου η διάρρηξη στο νότιο τμήμα ξεκινά πριν την άφιξη του μετώπου της διάρρηξης. Οι δοκιμές που πραγματοποιήθηκαν και παρουσιάστηκαν στις προηγούμενες παραγράφους, μας οδηγούν στο συμπέρασμα ότι μια διαφορά 10% είναι αρκετά σημαντική. Για το λόγο αυτό χρησιμοποιήσαμε μοντέλο κατά το οποίο το μέτωπο της διάρρηξης στο νότιο τμήμα ξεκινά 3 sec νωρίτερα από την άφιξη του μετώπου διάρρηξης που προέρχεται από το βόρειο τμήμα του ρήγματος. Έτσι στο τελικό μοντέλο ολίσθησης που υιοθετούμε η διάρρηξη στο νότιο τμήμα ξεκινά ~10 sec έπειτα από το χρόνο γένεσης του σεισμού. Το μέτωπο διάρρηξης, με μία μέση ταχύτητα 2.4 km/sec, απαιτεί ~13 sec να φθάσει την ακμή του επιπέδου του νοτίου τμήματος του ρήγματος. Αυτή η παρατήρηση δεν αποκλείει την πιθανότητα η πρόκληση της ολίσθησης 13 sec έπειτα από το χρόνο γένεσης του σεισμού και 45 km νοτιοδυτικά του επικέντρου να οφείλεται στα S- κύματα που διαδίδονται με μια μέση ταχύτητα 3.5 km/sec ή στα επιφανειακά κύματα

193 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Αιτιοκρατική προσομοίωση του στατικού πεδίου μετάθεσης Τα τελευταία χρόνια οι επιστήμονες προσπαθούν να υπολογίσουν την επίδραση (παραμορφώσεις) που έχει η ολίσθηση ενός σεισμού που συμβαίνει σε κάποιο βάθος στο εσωτερικό της Γης, στην επιφάνεια. Για το λόγο αυτό έχουν προταθεί διάφορες σχέσεις οι οποίες περιλαμβάνουν αποτελέσματα όπως την καμπυλότητα της γήινης επιφάνειας, της επιφανειακής τοπογραφίας, της δομής και της πλευρικής ετερογένειας του φλοιού (Ben-Menahem et al., 1969, 1970; Takemoto, 1981; Ben-Menahem and Gillon, 1970, Sato and Mathu ura, 1973 μεταξύ άλλων). Ωστόσο η ανάλυση του μεγαλύτερου όγκου των γεωδαιτικών δεδομένων βασίζεται στην απλούστερη αναπαράσταση του γήινου φλοιού, η οποία είναι αυτή του ισότροπου ομογενούς ημιχώρου. Ο Okada (1985,1992) διατύπωσε θεωρητικές σχέσεις οι οποίες βασίζονται σε τέτοια αναπαράσταση του γήινου φλοιού. Ο Steketee (1958) έδειξε ότι το πεδίο μετατόπισης ui ( x1, x2, x 3) που οφείλεται σε μια ελαστική εξάρμωση Δ u j ( ξ1, ξ2, ξ3) κατά μήκος επιφάνειας Σ η οποία βρίσκεται μέσα σε ισότροπο μέσο, δίνεται από τη σχέση n j k 1 u i ui u i ui = uj λδ jk μ ν kd F Δ + + Σ Σ ξ n ξk ξ (4.5) j όπου δjk είναι η συνάρτηση δέλτα του Kronecker, λ και μ οι σταθερές του Lamé, νk το συνημίτονο διεύθυνσης της κάθετης ως προς τη στοιχειώδη επιφάνεια ΔΣ, j ui η i-οστή συνιστώσα της μετάθεσης στο σημείο (x1, x2, x3) που οφείλεται σε σημειακή δύναμη μεγέθους F που δρα στο σημείο (ξ1, ξ2, ξ3) κατά τη διεύθυνση j. Για την εξαγωγή των σχέσεων του Okada (1985) χρησιμοποιήθηκε το καρτεσιανό σύστημα συντεταγμένων όπως φαίνεται στο σχήμα

194 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.31 Γεωμετρία μοντέλου της πηγής που θεωρείται για την εξαγωγή των σχέσεων του Okada (1985). Το ελαστικό μέσο καταλαμβάνει την περιοχή για την οποία z 0 και ο άξονας x θεωρείται παράλληλος προς την παράταξη του ρήγματος. Οι στοιχειώδεις εξαρμώσεις U1, U2, U3, αντιστοιχούν στις τρεις συνιστώσες τυχαίας εξάρμωσης. Αναλυτικά οι εξισώσεις με τις οποίες η μετάθεση j u i υπολογίζεται στην επιφάνεια περιγράφονται με λεπτομέρεια από τον Okada (1985), τόσο για σημειακή πηγή όσο και για πηγή πεπερασμένων διαστάσεων. Οι παραμορφώσεις στην επιφάνεια που υπολογίζονται με τις παραπάνω σχέσεις δεν εμπεριέχουν πληροφορίες για τη δομή του φλοιού στην περιοχή μελέτης. Το μέσο που περιβάλλει την πηγή θεωρείται ημιχώρος και χαρακτηρίζεται από τις σταθερές του Lamé, ενώ καθοριστικό ρόλο παίζει ο καθορισμός της γεωμετρίας της πεπερασμένης πηγής. Για τον υπολογισμό των μόνιμων παραμορφώσεων του φλοιού της Γης τα τελευταία χρόνια έχει αναπτυχθεί η μέθοδος της διαφορικής συμβολομετρίας (InSAR) (Meyer et al., 1996; Bürgmann et al., 2000; Chlieh et al., 2007 ενδεικτικά μεταξύ άλλων). Η μέθοδος στηρίζεται στη λήψη δορυφορικών εικόνων (υψηλής ευκρίνειας) πριν και μετά τη γένεση του υπό μελέτη σεισμού. Η μέθοδος χρησιμοποιεί ηλεκτρομαγνητικά κύματα τα οποία εκπέμπονται από το δορυφόρο και επιστρέφουν σε αυτόν. Με υπολογισμούς των πλατών των κυμάτων και των φάσεων τους στις καταγραφές, πριν και μετά τη γένεση του σεισμού, μπορεί να γίνει μετατροπή αυτών των πληροφοριών σε υψομετρικές -184-

195 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 διαφορές. Στην περίπτωση των σεισμών οι διαφορές αυτές αντιστοιχούν στις μόνιμες παραμορφώσεις του φλοιού. Στο σχήμα 4.32 παρουσιάζεται το διαφορικό συμβολόγραμμα για το σεισμό της Λευκάδας από την εργασία των Parcharidis et al. (2005). Για τον υπολογισμό του εφαρμόστηκε η μέθοδος DEM elimination method. Σύμφωνα με αυτή τη μέθοδο χρειάζονται δύο δορυφορικές εικόνες οι οποίες θα συνθέσουν το συμβολόγραμμα και μία ακόμα συνθετική η οποία κατασκευάζεται από μοντέλο ψηφιακού ανάγλυφου (Digital Elevation Model-DEM) και αφαιρείται από τις προηγούμενες ώστε να δημιουργηθεί το διαφορικό συμβολόγραμμα. Με το τρόπο αυτό όλοι οι κροσσοί συμβολής (fringes) που σχετίζονται με το πραγματικό ανάγλυφο αφαιρούνται και παραμένουν μόνο οι κροσσοί συμβολής που σχετίζονται με τη μετατόπιση κατά τη γένεση του σεισμού. Οι διαφορές των φάσεων, που αναπαρίστανται ως κροσσοί συμβολής στο διαφορικό συμβολόγραμμα, είναι το αποτέλεσμα μεταβολών στην απόσταση από το δορυφόρο των μετατοπισμένων σημείων του εδάφους. Κάθε κροσσός συμβολής αντιπροσωπεύει μεταβολή της απόστασης ανάμεσα στο σημείο και το δορυφόρο της τάξης των 28 mm

196 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.32 (c) Διαφορικό συμβολόγραμμα του σεισμού της Λευκάδας. (a) Το ίδιο διαφορικό συμβολόγραμμα με σημειωμένες τις θέσεις κατολισθήσεων με λευκούς αστερίσκους και στη τρισδιάστατη εικόνα (b) παρουσιάζεται η περιοχή με τη μεγαλύτερη παραμόρφωση με σημειωμένες τις διευθύνσεις των κατολισθήσεων (Σχήματα από Parcharidis et al., 2005). Οι Parcharidis et al. (2005) κατηγοριοποίησαν το διαφορικό συμβολόγραμμα σε περιοχές χαμηλής και υψηλής συνοχής. Στις περιοχές χαμηλής συνοχής δεν είναι εφικτός ο προσδιορισμός παραμορφώσεων λόγω της βλάστησης ή ανθρώπινων δραστηριοτήτων. Στις περιοχές υψηλότερης συνοχής κατάφεραν να διακρίνουν ενάμιση κροσσό συμβολής στο βορειοδυτικό άκρο του νησιού ο οποίος φαίνεται να συνεχίζει νότια παράλληλα με τη δυτική ακτογραμμή. Διέκριναν επίσης έναν ακόμη κροσσό συμβολής στο βορειοανατολικό άκρο του νησιού κοντά στην πόλη της Λευκάδας τον οποίο απέδωσαν σε κάποια από τις πηγές από τις οποίες αποτελούνταν ο κύριος σεισμός σύμφωνα με τους Benetatos et al. (2005). Μία δεύτερη εργασία, η οποία -186-

197 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 πραγματεύεται τις μετατοπίσεις λόγω του κύριου σεισμού της Λευκάδας, είναι αυτή των Hollenstein et al. (2007) οι οποίοι χρησιμοποίησαν δεδομένα GPS για τον υπολογισμό του πεδίου μετάθεσης (co-seismic displacement field). Παρατήρησαν υψηλές τιμές μετάθεσης στο βόρειο άκρο της Λευκάδας (~7 cm), προς τα νότια-νοτιοδυτικά, καθώς επίσης και στα νότια του νησιού και στο βόρειο τμήμα της Κεφαλονιάς. Στο νότιο τμήμα της Κεφαλονιάς καθώς επίσης και στα βόρεια στην περιοχή της Άρτας δεν παρατηρήθηκαν σημαντικές μεταθέσεις. Επίσης οι ίδιοι ερευνητές υπολόγισαν ότι το νότιο τμήμα της Λευκάδας υπέστη βύθιση ενώ το βόρειο ανάδυση η οποία συνδέθηκε με την εκεί παρουσία ανάστροφων μηχανισμών γένεσης (Benetatos et al., 2005). Στην παρούσα διδακτορική διατριβή για τον υπολογισμό των στατικών μεταθέσεων στην επιφάνεια χρησιμοποιήθηκε ο κώδικας των Kaverina et al. (2002) ο οποίος περιλαμβάνει τις υπορουτίνες του Okada (1985). Το στατικό πεδίο μετάθεσης επηρεάζεται σε μεγάλο βαθμό από τις εστιακές παραμέτρους που χρησιμοποιούνται και γενικότερα από τη χωροθέτηση του μοντέλου. Χρήση διαφορετικών τιμών μπορεί να οδηγήσει σε εντελώς διαφορετικά συμπεράσματα για την κατανομή των μεταθέσεων στην επιφάνεια. Για το σεισμό της Λευκάδας δεν δημοσιεύθηκε, μέχρι σήμερα, καμία επιστημονική εργασία στην οποία να παρουσιάζονται λεπτομερή ποσοτικοποιημένα αποτελέσματα για το στατικό πεδίο μετάθεσης. Η εργασία των Parcharidis et al. (2005) επικεντρώνεται στην επίπτωση δευτερογενών παραγόντων στην εισαγωγή θορύβου και στην υποβάθμιση της συνοχής στο συμβολόγραμμα. Επιπλέον η χρονική διαφορά ανάμεσα στις δύο δορυφορικές εικόνες που χρησιμοποιήθηκαν για την παραγωγή του διαφορικού συμβολογράμματος ήταν 171 ημέρες οπότε τα χαρακτηριστικά των κροσσών που παρουσιάζονται στο σχήμα 4.32 οφείλονται εκτός από τον κύριο σεισμό και σε μετασεισμούς οι οποίοι συνέβησαν στην περιοχή μέσα σε αυτό το χρονικό διάστημα. Για τον υπολογισμό του στατικού πεδίου μετάθεσης έγινε ευθύς υπολογισμός με βάση την κατανομή της ολίσθησης, όπως παρουσιάστηκε στις -187-

198 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 προηγούμενες παραγράφους, πάνω σε κάνναβο σημείων τα οποία κάλυπταν την περιοχή των νησιών της Λευκάδας και Κεφαλονιά με βήμα 0.04 προς τις διευθύνσεις Α-Δ και Β-Ν. Τα αποτελέσματα παρουσιάζονται στο σχήμα Σχήμα 4.33 (Αριστερά) Συνθετικό πεδίο μετατόπισης στο οριζόντιο επίπεδο ως αποτέλεσμα του κύριου σεισμού της Λευκάδας (14 Αυγούστου 2003). (Δεξιά) Συνθετικό πεδίο μετατόπισης στην κατακόρυφη διεύθυνση ως αποτέλεσμα του σεισμού της Λευκάδας. Οι μεγαλύτερες τιμές οριζόντιας μετατόπισης εντοπίζονται στο κεντρικό και δυτικό τμήμα του νησιού με τιμές που πλησιάζουν τα 4 cm. Ενδιαφέρον παρουσιάζει η μεταβολή της διεύθυνσης της μετατόπισης καθώς μετακινούμαστε προς τα νότια, η οποία βρίσκεται σε καλή συμφωνία με τα αποτελέσματα των Hollenstein et al. (2007) αν και παρατηρούνται διαφορές στις απόλυτες τιμές. Ιδιαίτερο ενδιαφέρον παρουσιάζουν οι κατακόρυφες μετατοπίσεις οι οποίες δείχνουν ότι, κατά τον κύριο σεισμό, το βόρειο τμήμα της Λευκάδας υπέστη μικρή βύθιση, όπως και το βόρειο τμήμα της Κεφαλονιάς. Αντίθετα μικρή ανύψωση παρατηρείται στο νότιο τμήμα και των δύο νησιών. Ο κροσσός συμβολής που παρατηρήθηκε από τους Parcharidis et al. (2005) στο βόρειο τμήμα του νησιού βρίσκεται σε συμφωνία με τη βύθιση που υπολογίστηκε στην παρούσα διδακτορική διατριβή και φαίνεται στο σχήμα 4.33 με το μπλε χρώμα χωρίς όμως να παρατηρείται καλή συμφωνία των απόλυτων τιμών της βύθισης. Τα αποτελέσματα παρουσίαζουν μεγάλη ευαισθησία στη γεωμετρία και τη θέση των ρηγμάτων καθώς επίσης και στις απόλυτες τιμές της ολίσθησης. Η -188-

199 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 απουσία κοντινών σταθμών και η χρήση αποκλειστικά τηλεσεισμικών καταγραφών συντέλεσαν στον υπολογισμό ενός γενικά ομαλού μοντέλου ολίσθησης. Σε μελλοντική έρευνα, η συνδυασμένη αντιστροφή τηλεσεισμικών δεδομένων με δεδομένα τοπικών σταθμών και μεταθέσεων του εδάφους με χρήση οργάνων GPS θα βελτιώσει σημαντικά τη λύση και θα αναδείξει λεπτομέρειες της διαδικασίας διάρρηξης

200 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Κατευθυντικότητα και κατανομή της ολίσθησης για τους σεισμούς στον κόλπο του Siğaçik (Οκτώβριος 2005) Εισαγωγή Τον Οκτώβριο του 2005 στα δυτικά παράλια της Τουρκίας εκδηλώθηκε η σεισμική ακολουθία του Κόλπου του Siğaçik της οποίας τα βασικά χαρακτηριστικά παρουσιάστηκαν στην παράγραφο Εδώ θα γίνει μια πιο λεπτομερής προσέγγιση σε ότι αφορά τις ιδιότητες των τριών μεγαλύτερων σεισμών της ακολουθίας (17 Οκτωβρίου 2005, Μ5.4 (05:45), Μ 5.8 (09:45), 20 Οκτωβρίου 2005, Μ 5.8 (21:40). Εκτός από τον πρώτο (Μ 5.4) από τους ισχυρούς σεισμούς της ακολουθίας, οι επόμενοι δύο (Μ 5.8) συνέβησαν χωρικά πολύ κοντά, όπως φαίνεται και από τη σύγκριση των κυματομορφών τους (Σχ. 4.34). Σύμφωνα και με την ομοιότητα στο μηχανισμό γένεσης και Σχήμα 4.34 Σύγκριση των κυματομορφών των δύο ισχυρότερων σεισμών της ακολουθίας του κόλπου του Siğaçik έπειτα από την εφαρμογή ζωνοπερατού φίλτρου με εύρος Hz

201 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 την κατανομή των επικέντρων της ακολουθίας, που διατάσσονται σε μια γενική διεύθυνση ΑΒΑ-ΔΝΔ, θεωρήθηκε ότι ενεργοποιήθηκε το ΒΑ-ΝΔ ορικό επίπεδο των μηχανισμών. Αντίθετα, για το σεισμό με μέγεθος Μ 5.4, η ερμηνεία είναι δυσκολότερη μιας και οι μετασεισμοί στην περιοχή του επικέντρου του δεν επιτρέπουν εύκολη εξαγωγή συμπερασμάτων. Χαρακτηριστικό είναι το σχήμα 4.35 από την εργασία των Aktar et al. (2007), στο οποίο φαίνεται να έχουν ενεργοποιηθεί δομές κάθετες μεταξύ τους. Σχήμα 4.35 Μετασεισμική ακολουθία στην περιοχή του κόλπου του Siğaçik. Χαρακτηριστική είναι η ενεργοποίηση κάθετων δομών. Τα κόκκινα επίκεντρα αντιπροσωπεύουν τους σεισμούς που ακολούθησαν τη γένεση του σεισμού Μ 5.8 της 20 ης Οκτωβρίου 2006 (Σχήμα από Aktar et al., 2007). Για τη διερεύνηση του τρόπου διάρρηξης και των τριών σεισμών της ακολουθίας και εξαιτίας της πληθώρας δεδομένων από σεισμογράφους ευρέος φάσματος τόσο από την δυτική πλευρά (Εθνικό Δίκτυο Σεισμογράφων) όσο και από την ανατολική (Τουρκικό Δίκτυο σεισμογράφων) χρησιμοποιήθηκε η μέθοδος των εμπειρικών συναρτήσεων Green

202 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Μέθοδος των εμπειρικών συναρτήσεων Green Η αντιστροφή των σεισμικών καταγραφών για τον προσδιορισμό της χωροχρονικής μεταβολής της ολίσθησης πάνω στο σεισμογόνο ρήγμα έχει γίνει ένα από τα βασικά εργαλεία για την κατανόηση της διαδικασίας διάρρηξης. Για την εφαρμογή τέτοιων μεθόδων είναι απαραίτητη η καλή γνώση του μοντέλου ταχυτήτων ανάμεσα στη σεισμική πηγή και τους σταθμούς καταγραφής, ώστε να κατασκευαστούν οι συναρτήσεις Green οι οποίες θα χρησιμοποιηθούν στην αντιστροφή. Υπάρχουν, όμως, περιπτώσεις όπου τέτοιες μέθοδοι αποτυγχάνουν να ερμηνεύσουν με ακρίβεια τα χαρακτηριστικά της διάρρηξης όπως, για παράδειγμα, όταν το μοντέλο ταχυτήτων δεν είναι αρκετά γνωστό και όταν υπάρχει αβεβαιότητα στη ακριβή γνώση της απόσβεσης και της γεωμετρικής διασποράς. Μία λύση σε αυτό το πρόβλημα είναι η χρήση των κυματομορφών των μετασεισμών ως θεωρητικών συναρτήσεων Green. Η θεώρηση αυτή είναι σωστή όταν πληρούνται προϋποθέσεις όπως: 1. Ο κύριος σεισμός με το μετασεισμό που θα χρησιμοποιηθεί ως θεωρητική συνάρτηση Green να έχουν παρόμοιο επίκεντρο και εστιακό βάθος 2. Να έχουν και οι δύο παρόμοιο μηχανισμό γένεσης 3. Η χρονική συνάρτηση της πηγής του μετασεισμού να έχει μικρή διάρκεια σε σχέση με αυτή του κύριου σεισμού ώστε να μπορεί να θεωρηθεί ως σημειακή πηγή. Μια απαραίτητη (αλλά όχι επαρκής) προϋπόθεση είναι ότι σε κάθε σταθμό όταν έχει εφαρμοστεί ζωνοπερατό φίλτρο, η κυματομορφή του κύριου σεισμού να προκύπτει από αυτή του μετασεισμού με απλό πολλαπλασιασμό των πλατών. Φυσικά οι δύο σεισμοί θα πρέπει να έχουν καταγραφεί στον ίδιο σταθμό και να υπάρχει ικανοποιητική αζιμουθιακή κάλυψη γύρω από το επίκεντρο του κύριου σεισμού

203 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Η βασική θεωρία στην οποία στηρίζεται η μέθοδος προέρχεται από τον Heaton (1982) και από τους Hartzell and Heaton (1985). Έστω σημείο (x, y) στην επιφάνεια ρήγματος όπως φαίνεται στο σχήμα Σχήμα 4.36 Απλοποιημένη γεωμετρία ρήγματος πεπερασμένων διαστάσεων Η μετάθεση στη θέση του σταθμού δίνεται από τη σχέση: i i UM () t = u ( x, y,) t ds (4.6) S i όπου u ( x, y, t ) είναι η μετατόπιση στον i-οστό σταθμό εξαιτίας της μετάθεσης στο σημείο (x, y) του ρήγματος, S είναι η επιφάνεια του ρήγματος (Heaton, 1982; Hartzell and Heaton 1985). Αν θεωρήσουμε ακόμα ότι ο μηχανισμός γένεσης είναι αντιπροσωπευτικός (παραμένει σταθερός) σε όλη την έκταση της επιφάνειας του ρήγματος τότε η σχέση (4.6) μπορεί να γραφεί ως εξής: i i UM () t = M D i (, x y,) t G (, x y,) t ds (4.7) S όπου D i ( x, y, t) είναι η ολίσθηση πάνω στο ρήγμα και G ( x, y, t) είναι η συνάρτηση M Green για τον i-οστό σταθμό. Θεωρώντας ότι για ένα πολύ μικρό τμήμα του ρήγματος η συνάρτηση Green από το σημείο (x, y) συνδέεται με τη συνάρτηση Green από το σημείο i της εστίας (x0, y0) (Σχ. 4.33) με μόνη διαφορά μια μικρή χρονική καθυστέρηση T ( x, y ) που σχετίζεται με τη διαφορά χρόνων διαδρομής, κύριων φάσεων, μεταξύ των δύο σημείων στο σταθμό καταγραφής G ( x, y, t) G ( x, y, t) δ ( t T ( x, y)) (4.8) i i i

204 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 συνδυάζοντας τις σχέσεις (4.7) και (4.8) προκύπτει η εξής: U () t D i (, x y,) t G ( x, y,) t δ ( t T (, x y)) ds (4.9) i i i M M 0 0 S 0, 0, i i M D i x y t T ( x, y) G ( x0, y0, t) ds (4.10) S η οποία μπορεί να γραφεί πιο απλοποιημένα ως εξής: U () t G ( x, y,) t F () t (4.11) i i i M 0 0 M i όπου F () t είναι η χρονική συνάρτηση της πηγής στον i-οστό σταθμό η οποία δίνεται M από τη σχέση: i M 0 0 i (4.12) S i F () t D x, y, t T ( x, y) ds M Η συνολική χρονική συνάρτηση της πηγής (δύναμη=potency), του κύριου σεισμού είναι: i P F () t dt (4.13) M Αν θεωρήσουμε ότι η χρονική συνάρτηση της πηγής του μετασεισμού είναι αρκετά μικρής διάρκειας ώστε να μπορεί να προσομοιωθεί ως μια συνάρτηση δέλτα, δ επί τη δύναμη, ΡΜ του κύριου σεισμού τότε έχουμε: M i i U () t PG ( x, y,) t (4.14) A A 0 0 Συνδυάζοντας τις σχέσεις (4.11) και (4.14) έχουμε: i 1 i i UM() t UA() t FM() t PA (4.15) Σύμφωνα με τη σχέση (4.15) μπορούμε, με αποσυνέλιξη του μετασεισμού από τον κύριο σεισμό, να υπολογίσουμε τη συνάρτηση της χρονικής πηγής. Κατευθυντικότητα Από τον υπολογισμό των χρονικών συναρτήσεων της πηγής ένα από τα χαρακτηριστικά του σεισμού που αμέσως μπορούμε να διαπιστώσουμε είναι η -194-

205 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 κατευθυντικότητά του, αν υπάρχει, από το σχήμα των παλμών των κυμάτων χώρου που προκαλούνται από την ολίσθηση στο ρήγμα. Σε αποστάσεις, r, αρκετά μεγάλες, σε σχέση με το μήκος του ρήγματος, η μετάθεση των Ρ- κυμάτων καθώς και των SH- και SV- κυμάτων δίνονται από τις σχέσεις: P 1 R i r ur (,) r t = M t 3 4πρα r α SH 1 R i r ut (,) r t = M t 3 4πρα r β SV 1 R i r uv (,) r t = M t 3 4πρα r β (4.16) (4.17) (4.18) όπου οι δείκτες r, t, v αντιστοιχούν σε radial, transverse και vertical προσανατολισμό, α και β είναι οι ταχύτητες των Ρ- και των SH-/SV- κυμάτων αντίστοιχα, R P, SH, SV είναι ποσότητα που εξαρτάται από τον τρόπο ακτινοβολίας των κυμάτων (radiation pattern), M i είναι η συνάρτηση του ρυθμού έκλυσης της ροπής στην πηγή (moment rate function), η παράγωγος της σεισμικής ροπής M = μ At () Dt (). Η χρονική συνάρτηση της πηγής, εξαρτάται από την παράγωγο της χρονο-ιστορίας της ολίσθησης στην επιφάνεια του ρήγματος. Για ένα μικρού μεγέθους σεισμό το ρήγμα μπορεί να θεωρηθεί ως σημειακή πηγή, και η μετάθεση πάνω σε αυτό (Σχ. 4.37) περιγράφεται από μία συνάρτηση ράμπας (ramp function), όπου ο χρόνος ανάδυσης (Σχ. 4.37) είναι ΤD. Σχήμα 4.37 Μετάθεση πάνω στην επιφάνεια του ρήγματος σε συνάρτηση με το χρόνο. TD είναι ο χρόνος ανάδυσης

206 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Στην περίπτωση αυτή η παράγωγος της ολίσθησης ως προς το χρόνο είναι ένα ορθογώνιο παραλληλόγραμμο (box-car), τετραγωνικός παλμός, διάρκειας ΤD, (Σχ. 4.40) το οποίο όταν συνελιχθεί με χρονική συνάρτηση με σχήμα ορθογωνίου παραλληλογράμμου (box-car), διάρκειας ΤR λόγω κατευθυντικότητας, έχει ως αποτέλεσμα μια χρονική συνάρτηση με τραπεζοειδές σχήμα (trapezoidal). Για μια πηγή πεπερασμένων διαστάσεων η ολίσθηση μπορεί να προσεγγισθεί από το άθροισμα των ολισθήσεων ενός αριθμού σημειακών πηγών, με τις κατάλληλες χρονικές καθυστερήσεις, καθώς το μέτωπο της διάρρηξης διαδίδεται πάνω στην επιφάνεια του ρήγματος (Σχ. 4.38). Σχήμα 4.38 Απλοποιημένη γεωμετρία ρήγματος πεπερασμένων διαστάσεων πλάτους W και μήκους L. Η διάρρηξη έχει χωρισθεί σε τμήματα μήκους dx. Για το πεδίο μετάθεσης αυτό αντιστοιχεί σε: N urt (,) = ui(, rt i Δti) (4.19) i= 1 όπου το i αντιστοιχεί σε κάθε ένα από τα τμήματα του ρήγματος τα οποία είναι ισοκατανεμημένα πάνω σε αυτό και Δti η χρονική καθυστέρηση μεταξύ της ενεργοποίησης κάθε τμήματος του ρήγματος. Εάν η διάρρηξη διαδίδεται πάνω στο ρήγμα με σταθερή ταχύτητα vr και η χρονική μεταβολή της μετάθεσης είναι η ίδια συνάρτηση ράμπας (ramp function) παντού πάνω στο ρήγμα τότε Δti=iΔx/vr=xi/vr. Η συνάρτηση έκλυσης της σεισμικής ροπής M i είναι μ ADi() t ή i i -196-

207 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 i μwdx Di () t εάν τα τμήματα του ρήγματος υποθέτουμε ότι έχουν διαστάσεις dx w. Για τα Ρ- κύματα συνδυάζοντας τις σχέσεις (4.16) και (4.19) έχουμε: N P μ Ri Di ri ur(,) r t = w t t 3 Δ i Δx 4πρα i= 1 r a i i (4.20) Σύμφωνα με το σχήμα 4.39 και για μεγάλες αποστάσεις από την πηγή η παράμετρος P R i είναι περίπου σταθερή και r = r x cosθ. i i Σχήμα 4.39 Αζιμουθιακή εξάρτηση των χρόνων άφιξης για επίπεδο ρήγματος για το οποίο η διάρρηξη ξεκινά από τα αριστερά προς τα δεξιά (Σχήμα από Clinton, 2004). Η σχέση (4.20) μπορεί να γραφεί και ως εξής: P R μ w L i x r xcosθ ur (,) r t = D() t δ t dx 3 4πρα r 0 vr a (4.21) Με αυτή τη μορφή η ολίσθηση D i είναι ανεξάρτητη του x και αν αντικαταστήσουμε το z=t-(x/vr)-([r-xcosθ]/α) έχουμε διαδοχικά: P R μ w L i t L/ vr ( r Lcos θ )/ a av r ur (,) r t = D() t δ zdz 3 4πρα r 0 t r/ a vr cosθ a u r t R μ w D t av H z P L i r t r/ a r(,) = () () 3 0 t L/ vr ( r Lcos θ )/ a 4πρα r vr cosθ a P R μ w i ur(,) r t = D() t B(; t τ ) 3 c 4πρα r (4.22) (4.23) (4.24) όπου Η είναι η συνάρτηση Heavyside και Β(t; τc) είναι τετραγωνική συνάρτηση (boxcar) διάρκειας τc (=L/vr+[r-Lcosθ]/α-r/α). Με αντίστοιχο τρόπο προκύπτουν οι συναρτήσεις για τα SH- και SV- κύματα χρησιμοποιώντας την ταχύτητα των S- κυμάτων, β και την γεωμετρική διασπορά R SH και R SV

208 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Έτσι η χρονική συνάρτηση της πηγής στο μακρινό πεδίο μπορεί να προσδιοριστεί με τη συνέλιξη δυο τετραγωνικών παλμών από τους οποίους ο ένας αντιπροσωπεύει τη σημειακή πηγή και ο δεύτερος τα χαρακτηριστικά του πεπερασμένου ρήγματος. Η συνέλιξή τους είναι ένα τραπεζοειδής παλμός όπως φαίνεται στο σχήμα Σχήμα 4.40 Συνέλιξη δύο τετραγωνικών παλμών οδηγεί στη δημιουργία ενός τραπεζοειδούς παλμού (Σχήμα από Clinton, 2004). Σύμφωνα με το σχήμα 4.39 οι αφίξεις των κυμάτων στους σταθμούς από τη διάρρηξη σε σημείο x πάνω στο ρήγμα θα είναι σε χρόνο: t x x r xcosθ = + (4.25) v c r και έτσι η διάρκεια της διάρρηξης τc, σε αυτή την περίπτωση όπως θα παρατηρηθεί στο σταθμό με συντεταγμένες (r, θ) είναι: L r Lcosθ r L Lcosθ τ c = + = vr c c vr c (4.26) Οπότε αν ένας σταθμός βρίσκεται κατά μήκος της διεύθυνσης της διάδοσης της διάρρηξης (θ=0 ) η τc θα έχει μικρή διάρκεια. Επειδή το εμβαδόν του τραπεζοειδούς είναι σταθερό τότε το πλάτος θα είναι μεγάλο. Για ένα σταθμό που βρίσκεται προς την αντίθετη κατεύθυνση από αυτή της διάδοσης της διάρρηξης (θ=180 ) θα έχει μεγάλης διάρκειας τc αλλά μικρό πλάτος. Σταθμοί οι οποίοι βρίσκονται κάθετα στη διάδοση της διάρρηξης (θ=90 ) δεν επηρεάζονται από την κατευθυντικότητα του σεισμού. Γραφική αναπαράσταση των παραπάνω παρουσιάζεται στο σχήμα

209 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.41 Απλοποιημένη αζιμουθιακή κατανομή χρονικών συναρτήσεων της πηγής για μονοκατευθυντική διάρρηξη. Χαρακτηριστικό είναι η διατήρηση του εμβαδού σε όλες τις περιπτώσεις και η μεταβολή στο πλάτος και στη διάρκεια (Σχήμα από Clinton, 2004). Μοντέλο ολίσθησης από την αντιστροφή των χρονικών συναρτήσεων της πηγής Η μέθοδος της αντιστροφής των συναρτήσεων έκλυσης της σεισμικής ροπής προτάθηκε από τους Mori and Hartzell (1990). Αρχικά εφαρμόζεται παραμετροποίηση της πηγής, η οποία ταυτίζεται με ένα εκ των δύο ορικών επιπέδων) και το μέτωπο της διάρρηξης διαδίδεται κυκλικά ξεκινώντας από το υπόκεντρο. Οι παρατηρούμενες χρονικές συναρτήσεις αναδομούνται από ένα άθροισμα συνθετικών χρονικών συναρτήσεων οι οποίες κατανέμονται κατά μήκος του ρήγματος ανά ίσα διαστήματα. Κατά την άθροισή τους λαμβάνεται υπόψη η χρονική καθυστέρηση που οφείλεται στην κυματική διάδοση αλλά και στη διάδοση της διάρρηξης πάνω στην επιφάνεια του ρήγματος. Η μορφή των συνθετικών συναρτήσεων γενικά ποικίλλει (τριγωνική, τετραγωνική). Το μήκος των παλμών (τριγωνικών ή τετραγωνικών) συνδέεται με τη διάρκεια ολίσθησης, είναι σταθερό πάνω στο σεισμογόνο ρήγμα και είναι σταθερό για κάθε αντιστροφή. Οι παρατηρούμενες χρονικές συναρτήσεις της εστίας, D, συνδέονται με τις συνθετικές συναρτήσεις, Β, και το διάνυσμα των βαρών ολίσθησης, x, πάνω στην επιφάνεια του ρήγματος με ένα σύστημα εξισώσεων της μορφής: -199-

210 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 m Di() t = Bj( t τ ij) x j (4.27) j όπου τ, είναι η χρονική καθυστέρηση που οφείλεται στη διάδοση της διάρρηξης και στη διάδοση του κύματος, i και j είναι δείκτες για το σταθμό και το τμήμα του ρήγματος, αντίστοιχα και x είναι τα βάρη ολίσθησης πάνω στο σεισμογόνο ρήγμα. Με μορφή πινάκων η παραπάνω εξίσωση μπορεί να γραφεί ως εξής: B D x = λs 0 (4.28) όπου D είναι το διάνυσμα των παρατηρούμενων χρονικών συναρτήσεων της πηγής, S είναι ο πίνακας των πρώτων χωρικών παραγώγων και λ κατάλληλος πολλαπλασιαστής Lagrange. Η παραπάνω εξίσωση λύνεται με τη μέθοδο των ελαχίστων τετραγώνων. Πριν την αντιστροφή οι συναρτήσεις κανονικοποιούνται σε μοναδιαίο εμβαδόν ώστε να εξασφαλιστεί η ισοβαρής συμμετοχή κάθε σταθμού στην αντιστροφή. Επίσης αποφεύγονται με αυτό τον τρόπο σφάλματα που μπορεί να υπεισέρχονται στον υπολογισμό των απολύτων πλατών των συναρτήσεων. Επομένως η μέθοδος βασίζεται στην αντιστροφή του σχήματος και όχι των απόλυτων τιμών των πλατών των παρατηρούμενων χρονικών συναρτήσεων. Κάθε τμήμα του ρήγματος επιτρέπεται να ολισθήσει μία φορά καθώς το μέτωπο διάρρηξης περνά από αυτό. Η απόλυτη τιμή της ολίσθησης uj υπολογίζεται από τα βάρη ολίσθησης xj που προκύπτουν από την αντιστροφή και την τιμή της σεισμικής ροπής (Μ0) όπως αυτή προκύπτει από ανεξάρτητες μεθόδους: u j M 0 x j = A μ (4.29) Στην παραπάνω σχέση Α είναι η επιφάνεια κάθε ενός τμήματος του ρήγματος και μ=3.5x10 10 Pa, το οποίο είναι το μέτρο δυσκαμψίας για επιφανειακούς σεισμούς

211 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Δύο ακόμη παράμετροι οι οποίοι παίζουν ρόλο στην προσομοίωση είναι η ταχύτητα διάρρηξης και ο χρόνος ανάδυσης. Οι παράμετροι αυτές μπορούν να διατηρούνται σταθερές κατά την αντιστροφή αλλά μέσω πολλαπλών δοκιμών είναι εφικτή η βελτιστοποίηση των αποτελεσμάτων. Σε κάθε εφαρμογή της αντιστροφής ο βαθμός προσομοίωσης υπολογίζεται μέσω της συνάρτησης διακύμανσης: 2 2 ( Bx D) σ = (4.30) N όπου Ν ο βαθμός ελευθερίας του μοντέλου ολίσθησης Εφαρμογή της μεθόδου Έγινε συλλογή σεισμολογικών δεδομένων από σταθμούς ευρέος φάσματος του Εθνικού Δικτύου Σεισμογράφων και του δικτύου σεισμογράφων του Εργαστηρίου Kandilli (Bogaziçi University) που βρίσκεται στην Κωνσταντινούπολη. Οι θέσεις των σταθμών παρουσιάζονται στο σχήμα 4.42 και είναι εμφανής η καλή αζιμουθιακή κάλυψη της υπό μελέτη περιοχής. Συνολικά χρησιμοποιήθηκαν δεδομένα από 14 σταθμούς, αν και στους υπολογισμούς της κατευθυντικότητας για τους δύο μεγαλύτερους σεισμούς χρησιμοποιήθηκαν λιγότεροι σταθμοί για λόγους που περιγράφονται στη συνέχεια. Οι σεισμοί που μελετήθηκαν είναι οι τρεις μεγαλύτεροι σεισμοί της ακολουθίας των οποίων οι παράμετροι παρουσιάζονται στον Πίνακα

212 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.42 Θέσεις σταθμών που χρησιμοποιήθηκαν για τον υπολογισμό της κατευθυντικότητας και της ολίσθησης για τους 3 μεγαλύτερους σεισμούς της ακολουθίας στον κόλπο του Siğaçik. Με την έλλειψη παρουσιάζεται η περιοχή μελέτης στην οποία παρέχεται ικανοποιητική αζιμουθιακή κάλυψη. Για την εφαρμογή της μεθόδου, όπως αναφέρθηκε και στην παράγραφο είναι απαραίτητη η εύρεση σεισμού που να πληρεί συγκεκριμένες προϋποθέσεις για να χρησιμοποιηθεί ως εμπειρική συνάρτηση Green. Για το λόγο αυτό επιλέχθηκαν αρχικά σεισμοί οι οποίοι είχαν εκδηλωθεί κοντά στα επίκεντρα των μεγάλων σεισμών (Πίνακας 4.3), στη συνέχεια ελέγχθηκε η συμβατότητα των μηχανισμών γένεσης τους και τέλος έγινε οπτική εξέταση για την ομοιότητα των κυματομορφών έπειτα από εφαρμογή ζωνοπερατών φίλτρων σε διάφορα συχνοτικά όρια. Για την ακολουθία στον κόλπο του Siğaçik το πλεονέκτημα ήταν η πληθώρα μετασεισμών για τους οποίους είχαν υπολογιστεί μηχανισμοί γένεσης από τους Benetatos et al. (2006) κάνοντας πιο εύκολη τη διαδικασία αναζήτησης και επιλογής σεισμού. Οι Aktar et al. (2007) προσδιόρισαν υψηλής ακρίβειας επίκεντρα έπειτα από την εγκατάσταση τοπικού δικτύου στην περιοχή δύο ημέρες μετά από την έναρξη της δραστηριότητας. Το δίκτυο αποτελούνταν από -202-

213 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 4 σταθμούς σε απόσταση μικρότερη των 10 km από το κέντρο της διεγερμένης περιοχής. Τα επίκεντρα καλύπτουν το χρονικό διάστημα Οκτωβρίου και η ακρίβεια τους είναι 0.9 km στη διεύθυνση Α-Δ, 1.4 km στη διεύθυνση Β-Ν, 2 km στο βάθος και το μέσο τετραγωνικό σφάλμα της τάξης των 0.05 sec (Aktar et al., 2007). Πίνακας 4.3 Εστιακές παράμετροι των τριών μεγαλύτερων σεισμών της ακολουθίας του κόλπου του Siğaçik. Νο Ημερ. Γένεσης Χρόνος Γένεσης φ ( )Β λ ( )Α Μw Βάθος (Km) δ1 Ορικό Επίπεδο ( ο ) ( ο ) :45: :46: :40: * * * * από Aktar et al. (2007) Κατευθυντικότητα του σεισμού της 17 ης Οκτωβρίου :45, Μ 5.4. ξ1 λ1 ( ο ) Η επιλογή της εμπειρικής συνάρτησης Green για τη μελέτη του συγκεκριμένου σεισμού βασίστηκε στη σύγκριση δημοσιευμένων μηχανισμών γένεσης από την εργασία των Benetatos et al. (2006). Από το σύνολο των μετασεισμών της ακολουθίας επιλέχθηκε, ύστερα από πολλαπλό έλεγχο πολλών σεισμών έτσι ώστε να εξασφαλισθεί η σταθερότητα των χρονικών συναρτήσεων της πηγής, ως ο πλέον κατάλληλος για να χρησιμοποιηθεί ως εμπειρική συνάρτηση Green (egf), μετασεισμός με μέγεθος Μ 3.9 ο οποίος καταγράφηκε στις 24 Οκτωβρίου 2005 σε μικρή απόσταση από το επίκεντρο του κύριου σεισμού (Μ 5.4) και είχε παρόμοιο εστιακό βάθος. Οι παράμετροι και των δύο σεισμών παρουσιάζονται στον πίνακα 4.4 και στο σχήμα Πίνακας 4.4 Παράμετροι του κύριου σεισμού με μέγεθος Μ 5.4 και του μετασεισμού με μέγεθος Μ 3.9 που χρησιμοποιήθηκε ως εμπειρική συνάρτηση Green (egf). Νο Ημερ. Γένεσης Χρόνος Γένεσης φ ( )Β λ ( )Α Μw Βάθος (Km) δ1 Ορικό Επίπεδο ( ο ) ( ο ) Κύριος :45: egf :15: ξ1 λ1 ( ο ) -203-

214 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.43 Υπόκεντρα και μηχανισμοί γένεσης για τον κύριο σεισμό Μ 5.4 και τον σεισμό που αντιπροσωπεύει την εμπειρική συνάρτηση Green. Παρατηρούμε τη συμφωνία στο μηχανισμό γένεσης και τη γειτονική θέση των εστιών. Από τις αρχικές κυματομορφές ευρέος φάσματος απομακρύνθηκε η επίδραση του οργάνου, εφαρμόστηκε ζωνοπερατό φίλτρο με εύρος Hz, και με ολοκλήρωση μετατράπηκαν σε μετάθεση. Η επιλογή των συχνοτικών ορίων έγινε με εμπειρικό τρόπο και βασίστηκε σε προηγούμενες αντίστοιχες εργασίες από τον Ελληνικό χώρο (Roumelioti et al., 2003, 2004a, 2004b; Karabulut et al., 2006). Κατά την αποσυνέλιξη των κυματομορφών της εμπειρικής συνάρτησης Green από τις καταγραφές του κύριου σεισμού (Μ 5.4) εφαρμόστηκε κατάλληλη διόρθωση (1% water level correction) για τη σταθεροποίηση της διαδικασίας (Clayton and Wiggins, 1976). Η διόρθωση αυτή υπεισέρχεται για την αποφυγή σφαλμάτων που προκύπτουν κατά τη φασματική διαίρεση, λόγω πολύ μικρών τιμών του φάσματος του διαιρέτη. Στην επιλογή του ποσοστού διόρθωσης απαιτείται ιδιαίτερη προσοχή ώστε να αποφευχθεί αλλοίωση των παραγόμενων χρονικών συναρτήσεων της εστίας. Για κάθε ένα από τους διαθέσιμους σταθμούς πραγματοποιήθηκε αποσυνέλιξη κάθε συνιστώσας ξεχωριστά και στη συνέχεια πραγματοποιήθηκε άθροιση (stacking) των συνιστωσών. Με αυτό τον τρόπο αναδεικνύονται καλύτερα οι χρονικές συναρτήσεις και επιτυγχάνεται μείωση του θορύβου. Παραδείγματα από τη -204-

215 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 διαδικασία αποσυνέλιξης και άθροισης των χρονικών συναρτήσεων της εστίας παρουσιάζονται στο σχήμα Σχήμα 4.44 Χρονικές συναρτήσεις της εστίας που προσδιορίστηκαν για τους σταθμούς APE και BALB με αποσυνέλιξη της εμπειρικής συνάρτησης Green από τις συνιστώσες του κύριου σεισμού. Στο κάτω μέρος του σχήματος παρουσιάζεται ο μέσος όρος έπειτα από την άθροιση (stacking) των συνιστωσών. Οι τελικές χρονικές συναρτήσεις της πηγής, D(t), κανονικοποιημένες ως προς μοναδιαίο εμβαδόν παρουσιάζονται στο σχήμα Παρατηρείται χαρακτηριστική μεταβολή τόσο του σχήματος όσο και των πλατών των χρονικών συναρτήσεων, ανάλογα με τη θέση του σταθμού σε σχέση με το επίκεντρο του σεισμού. Στους σταθμούς APE, ATH, VLI, NPS, VAM και NEO, οι οποίοι βρίσκονται στα δυτικά του επικέντρου, το πλάτος των χρονικών συναρτήσεων είναι σημαντικά μεγαλύτερο και η διάρκεια μικρότερη από τους αντίστοιχους σταθμούς BALB, YLVX, ISP και MRMX που βρίσκονται στα ανατολικά. Αυτό το γεγονός υποδεικνύει διάδοση της διάρρηξης προς τα Δ-ΝΔ σε συμφωνία με το ορικό επίπεδο του μηχανισμού γένεσης με στοιχεία 247/82/- 175 (forward directivity). Ενδεικτικά ο μέσος όρος της διάρκειας των χρονικών συναρτήσεων της πηγής είναι ~1 sec στους δυτικούς σταθμούς ενώ πλησιάζει τα ~1.7 sec στους ανατολικούς σταθμούς. Χαρακτηριστικές είναι οι χρονικές συναρτήσεις που παρατηρούνται στους σταθμούς LIA, PRK, MLSB και ARG οι οποίοι είναι σχεδόν ευθυγραμμισμένοι με το δεύτερο ορικό επίπεδο (156/85/-8) και εκατέρωθεν του επικέντρου παρουσιάζουν σχεδόν ίδιες διάρκειες (~1.2 sec) -205-

216 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 και παρόμοια πλάτη. Πολύ κοντά στην επικεντρική περιοχή υπήρχαν και οι σταθμοί SMG και BLCB, οι οποίοι όμως δεν χρησιμοποιήθηκαν στη μελέτη της κατευθυντικότητας γιατί τα πλάτη των καταγραφών τους είχαν ψαλιδιστεί (clipped) λόγω της μικρής απόστασης από το επίκεντρο. Ο συνδυασμός των θέσεων των σταθμών με την παράταξη των ορικών επιπέδων του μηχανισμού γένεσης είναι ιδανικός καθώς μπορεί να γίνει άμεσα αναγνώριση του ρήγματος που ολίσθησε και της διεύθυνσης της κατευθυντικότητας. Σχήμα 4.45 Αζιμουθιακή κατανομή των χρονικών συναρτήσεων της πηγής που υπολογίστηκαν για το σεισμό της 17 Οκτωβρίου 2005, Μ 5.4. Οι χρονικές συναρτήσεις έχουν κανονικοποιηθεί ως προς μοναδιαίο εμβαδόν

217 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Κατανομή της ολίσθησης του σεισμού της 17 ης Οκτωβρίου :45, Μ 5.4. Για την αντιστροφή του σχήματος των χρονικών συναρτήσεων της πηγής χρησιμοποιήθηκε τετράγωνο ρήγμα διαστάσεων km. Οι διαστάσεις του ρήγματος είναι αρκετά μεγαλύτερες από αυτές που προβλέπουν οι εμπειρικές σχέσεις (Wells and Coppersmith, 1994; Papazachos et al., 2004) για σεισμό μεγέθους Μ 5.4, έτσι ώστε η ολίσθηση να διαδοθεί στην προτιμητέα της θέση χωρίς να συναντήσει εμπόδια στα όρια του μοντέλου. Το ρήγμα διακριτοποιήθηκε σε τμήματα διαστάσεων km. Η διάρρηξη ορίσθηκε να ξεκινήσει από την εστία του σεισμού που σύμφωνα με την εργασία των Benetatos et al. (2006) βρίσκεται σε βάθος 13 km. Βασικές παράμετροι που εισάγονται κατά την αντιστροφή των χρονικών συναρτήσεων της πηγής είναι η ταχύτητα διάρρηξης (rupture velocity) και ο χρόνος ανάδυσης (rise time). Η ταχύτητα διάρρηξης ελήφθη ίση με 2.7 km/sec, που είναι μια τυπική τιμή και ισούται περίπου με το 80% της ταχύτητας διάδοσης των εγκαρσίων κυμάτων στα ανώτερα στρώματα του φλοιού. Για τον υπολογισμό του χρόνου ανάδυσης χρησιμοποιήθηκε η σχέση τ = M 0 (sec) όπου το Μ0 (σεισμική ροπή) είναι σε μονάδες dyn.cm (Somerville et al., 1999). Χρησιμοποιώντας την τιμή της σεισμικής ροπής που υπολογίστηκε από την αντιστροφή των κυμάτων χώρου και περιγράφηκε στο προηγούμενο κεφάλαιο υπολογίστηκε ο χρόνος ανάδυσης τ=0.25 sec. Κατά την εφαρμογή της αντιστροφής πραγματοποιήθηκε παραμετρικός έλεγχος τόσο της ταχύτητας διάρρηξης όσο και του χρόνου ανάδυσης, αλλά μεταβολές των τιμών των παραμέτρων δεν επηρέαζαν το αποτέλεσμα της αντιστροφής σε σημαντικό βαθμό. Πιθανόν το μικρό μέγεθος του σεισμού δεν επιτρέπει τέτοιου είδους διερεύνηση. Η μείωση της συνάρτησης διακύμανσης (variance reduction) ήταν περίπου 95%, υποδηλώνοντας την πολύ καλή ταύτιση πραγματικών και συνθετικών καταγραφών (Σχ. 4.46)

218 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.46 Σύγκριση πραγματικών (συνεχής γραμμή) και θεωρητικών (στικτή γραμμή) χρονικών συναρτήσεων της πηγής για το σεισμό της 17 ης Οκτωβρίου 2005, Μ

219 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Η διαδικασία αντιστροφής κατά την εφαρμογή της υπολογίζει τα βάρη ολίσθησης, w, τα οποία για να μετατραπούν σε τιμές ολίσθησης, u, χρησιμοποιείται μια ανεξάρτητα υπολογισμένη τιμή σεισμικής ροπής (Μ0) σύμφωνα με την ακόλουθη σχέση: u j M 0wj = (4.31) Aμ όπου wj είναι τα βάρη που προκύπτουν από την αντιστροφή, Α οι διαστάσεις των τμημάτων στα οποία έχει διακριτοποιηθεί η επιφάνεια του ρήγματος και μ η διατμητική σταθερά (shear modulus) η οποία, σε όλες τις περιπτώσεις που εξετάστηκαν στην παρούσα διδακτορική διατριβή, είχε την τιμή μ= Pa. Για τον συγκεκριμένο σεισμό προέκυψε μια μέση τιμή της ολίσθησης u = 7.5cm ενώ η μέγιστη τιμή ήταν umax 30cm (Σχ. 4.47). Η μέση τιμή ολίσθησης που υπολογίστηκε είναι σε καλή συμφωνία με αυτές που προκύπτουν από εμπειρικές σχέσεις για σεισμούς σε ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης (=12 cm, Papazachos et al., 2004; =8 cm, Wells and Coopersmith, 1994). Η ολίσθηση συγκεντρώνεται σε χώρο διαστάσεων 3 5 km και παρατηρούμε την προς τα δυτικά διάδοσή της σύμφωνα και με την παρατηρηθείσα επίδραση του φαινομένου Doppler (της κατευθυντικότητας) κατά το σεισμό. Σχήμα 4.47 Κατανομή της ολίσθησης για το σεισμό της 17 ης Οκτωβρίου 2005, Μ 5.4. Ο αστερίσκος δηλώνει τη θέση του υποκέντρου και την αρχή της διάρρηξης

220 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Κατευθυντικότητα του σεισμού της 17 Οκτωβρίου :45, Μ 5.8. Τέσσερις ώρες μετά τη γένεση του πρώτου σεισμού με μέγεθος Μ 5.4 είχαμε τη γένεση ενός δεύτερου σεισμού με επίκεντρο βορειοδυτικά του πρώτου και μέγεθος Μ 5.8a (το πρόθεμα a χρησιμοποιήθηκε για να ξεχωρίζει από τον επόμενο σεισμό του ίδιου μεγέθους). Ομοίως, όπως και προηγουμένως όσον αφορά την επιλογή της κατάλληλης εμπειρικής συνάρτησης Green, επιλέχθηκε ο σεισμός στις 19 Οκτωβρίου 2005 με μέγεθος Μ 4.6. Οι παράμετροι των δύο σεισμών παρουσιάζονται στον πίνακα 4.5 και η χωρική τους απόσταση στο σχήμα Πίνακας 4.5 Παράμετροι του κύριου σεισμού με μέγεθος Μ 5.8 (17 Οκτωβρίου 2005) και του μετασεισμού με μέγεθος Μ 4.6 που χρησιμοποιήθηκε ως εμπειρική συνάρτηση Green (egf). Νο Ημερ. Γένεσης Χρόνος Γένεσης φ ( )Β λ ( )Α Μw Βάθος (Km) δ1 Ορικό Επίπεδο ( ο ) ( ο ) Κύριος :46: egf :11: ξ1 λ1 ( ο ) Σχήμα 4.48 Υπόκεντρα και μηχανισμοί γένεσης για τον κύριο σεισμό Μ 5.8a και τον σεισμό που αντιπροσωπεύει την εμπειρική συνάρτηση Green. Παρατηρούμε τη συμφωνία στο μηχανισμό γένεσης και τη γειτονική θέση των εστιών

221 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Για τον υπολογισμό των χρονικών συναρτήσεων της πηγής χρησιμοποιήσαμε τις αναγραφές από τους σταθμούς ευρέος φάσματος που χρησιμοποιήθηκαν και για τον πρώτο σεισμό. Δυστυχώς δεν βρέθηκαν δεδομένα από τους σταθμούς NEO και MRMX ενώ στο σταθμό ISP στην καταγραφή του κύριου σεισμού είχε καταγραφεί και δεύτερος σεισμός ο οποίος εισήγαγε θόρυβο στην κυματομορφή. Στο σχήμα 4.49 παρουσιάζονται κυματομορφές των δύο σεισμών στους σταθμούς NPS και PRK όπου φαίνεται η σημαντική ομοιότητά τους. Σε κάθε περίπτωση πριν την τελική επιλογή του μικρού σεισμού η σύγκριση γινόταν σε διάφορα συχνοτικά παράθυρα ώστε να διαπιστωθεί η ομοιότητά τους σε μεγάλο εύρος συχνοτήτων. Σχήμα 4.49 Καταγραφές του κύριου σεισμού (Μ 5.8a) και της εμπειρικής συνάρτησης Green αφού έχουν μετατραπεί σε μετάθεση, έχει αφαιρεθεί η επίδραση του οργάνου καταγραφής και έχει εφαρμοστεί ζωνοπερατό φίλτρο με εύρος Hz, στους σταθμούς NPS και PRK

222 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Από την αποσυνέλιξη όλων των συνιστωσών για κάθε σταθμό και άθροισή τους, υπολογίστηκαν οι χρονικές συναρτήσεις της πηγής οι οποίες παρουσιάζονται, κανονικοποιημένες ως προς μοναδιαίο εμβαδόν, στο σχήμα Για το συγκεκριμένο σεισμό δεν παρατηρείται σαφής επίδραση κατευθυντικότητας, και αν υπάρχει αυτή είναι προς τα ΝΔ, όπως και προηγουμένως. Ενδείξεις για αυτό αποτελούν οι χρονικές συναρτήσεις στους σταθμούς APE και VAM που έχουν μεγαλύτερα πλάτη και μικρότερες διάρκειες από τους αντίστοιχους σταθμούς YLVX και BALB που βρίσκονται προς την αντίθετη κατεύθυνση. Επιπροσθέτως, στους σταθμούς YLVX και BALB η χρονική συνάρτηση της πηγής έχει δυο χαρακτηριστικούς λοβούς, που δεν φαίνονται αναπτυγμένοι στους σταθμούς του Β. Αιγαίου Πελάγους και της ηπειρωτικής Ελλάδας. Σχήμα 4.50 Αζιμουθιακή κατανομή των χρονικών συναρτήσεων της πηγής που υπολογίστηκαν για το σεισμό της 17 Οκτωβρίου 2005, Μ 5.8a. Οι χρονικές συναρτήσεις έχουν κανονικοποιηθεί ως προς μοναδιαίο εμβαδόν

223 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Κατανομή της ολίσθησης του σεισμού της 17 Οκτωβρίου :45, Μ 5.8. Για τον υπολογισμό της ολίσθησης χρησιμοποιήθηκε τετράγωνο ρήγμα διαστάσεων το οποίο διακριτοποιήθηκε σε τμήματα διαστάσεων km. Η εστία τοποθετήθηκε στα 13 km και για την ταχύτητα διάρρηξης και χρόνο ανάδυσης χρησιμοποιήθηκαν αντίστοιχα οι τιμές 2.7 km/sec και 0.35 sec αντίστοιχα. Οι δύο αυτές παράμετροι μεταβάλλονταν κατά την εφαρμογή των αντιστροφών ώστε να επιτευχθεί η καλύτερη μείωση της συνάρτησης διακύμανσης (variance reduction), αλλά τα αποτελέσματα δεν μεταβάλλονταν σημαντικά για τις διάφορες τιμές. Τα αποτελέσματα της αντιστροφής παρουσιάζονται στο σχήμα Η μείωση της συνάρτησης διακύμανσης έφτασε το ~96%, η οποία είναι μια πολύ ικανοποιητική τιμή και σημαίνει ότι η ταύτιση του σχήματος των πραγματικών και συνθετικών χρονικών συναρτήσεων της πηγής είναι σχεδόν πλήρης. Στο σταθμό YLVX παρατηρείται η μεγαλύτερη ασυμφωνία της συνθετικής συνάρτησης που πιθανόν οφείλεται στην ύπαρξη θορύβου στις καταγραφές. Αν συγκριθεί με τον γειτονικό σταθμό BALB παρατηρείται ότι η συνάρτηση παρουσιάζει τα ίδια χαρακτηριστικά χωρίς όμως το τμήμα που δεν αναπαρίσταται από τις συνθετικές καταγραφές. Για την μετατροπή των βαρών ολίσθησης σε τιμές ολίσθησης πάνω στην επιφάνεια του ρήγματος χρησιμοποιήθηκε η τιμή της σεισμικής ροπής που υπολογίστηκε από τους Benetatos et al. (2006) και η οποία ισούται με dyn.cm. Έπειτα από εφαρμογή της σχέσης (4.31) η μέγιστη τιμή στην επιφάνεια του ρήγματος ήταν ~93 cm ενώ η μέση τιμή στην επιφάνεια που ολίσθησε ήταν της τάξης των ~20 cm (Σχ. 4.52) σε καλή συμφωνία με εμπειρικές σχέσεις (22 cm, Papazachos et al., 2004; 16 cm, Wells and Coppersmith, 1994). Η διάρρηξη φαίνεται ότι ξεκινά από την εστία και διαδίδεται προς τα δυτικά και προς πιο επιφανειακά στρώματα. Η προς τα πάνω διάδοση της διάρρηξης ίσως εξηγεί και την απουσία έντονων φαινομένων κατευθυντικότητας για το σεισμό αυτό

224 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.51 Σύγκριση πραγματικών (συνεχής γραμμή) και θεωρητικών (στικτή γραμμή) χρονικών συναρτήσεων της πηγής για το σεισμό της 17 ης Οκτωβρίου 2005, Μ

225 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.52 Κατανομή της ολίσθησης για το σεισμό της 17 ης Οκτωβρίου 2005, Μ 5.8. Ο αστερίσκος δηλώνει τη θέση του υποκέντρου και την αρχή της διάρρηξης. Μια δεύτερη συγκέντρωση της ολίσθησης παρατηρείται σε βάθη km η οποία λαμβάνει σημαντικές τιμές (~50 cm). Για να διαπιστωθεί αν το τμήμα αυτό της ολίσθησης είναι αποτέλεσμα θορύβου ή αν είναι απαραίτητο για την περιγραφή των πραγματικών καταγραφών αφαιρέθηκε από το μοντέλο ολίσθησης και έγινε ευθύς υπολογισμός συνθετικών συναρτήσεων της πηγής στις θέσεις των σταθμών. Διαπιστώθηκε ότι ερμηνεύει τον τελευταίο παλμό που παρατηρείται στο σταθμό MLSB ενώ η επίπτωση στους άλλους σταθμούς είναι μικρή και κυρίως αφορά τα πλάτη και όχι το σχήμα των εμπειρικών συναρτήσεων. Για το λόγο αυτό πιθανότατα είναι προϊόν θορύβου και οφείλεται στη χρονική συνάρτηση της πηγής όπως αυτή υπολογίστηκε στο σταθμό MLSB

226 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Κατευθυντικότητα του σεισμού της 20 ης Οκτωβρίου :40, Μ 5.8. Τρεις μέρες μετά τη γένεση των δύο ισχυρών σεισμών στις 17 Οκτωβρίου 2005, με μεγέθη Μ 5.4 και Μ 5.8 σημειώθηκε τρίτος ισχυρός σεισμός στην περιοχή στις 20 Οκτωβρίου με μέγεθος Μ 5.8, που στη συνέχεια θα αναφέρεται ως Μ 5.8b. Το επίκεντρο του σεισμού ήταν βορειοανατολικά των δύο προηγούμενων σεισμών, υποδηλώνοντας την προς τα εκεί μετατόπιση της σεισμικής διέγερσης. Ο σεισμός αυτός σημειώθηκε κατά την περίοδο που στην περιοχή λειτουργούσε τοπικό δίκτυο σεισμογράφων. Για το λόγο αυτό χρησιμοποιήθηκε, στους υπολογισμούς που ακολουθούν, το επίκεντρο και το εστιακό βάθος που υπολογίστηκαν από τους Aktar et al. (2007). Ο σεισμός που επιλέχθηκε ως εμπειρική συνάρτηση Green του κύριου σεισμού (Μ 5.8b) είχε μέγεθος Μ 4.3 και σημειώθηκε στις 17 Οκτωβρίου Οι παράμετροι των δύο σεισμών παρουσιάζονται στον πίνακα 4.6 και η χωρική τους απόσταση στο σχήμα Πίνακας 4.6 Παράμετροι του κύριου σεισμού με μέγεθος Μ 5.8 (17 Οκτωβρίου 2005) και του μετασεισμού με μέγεθος Μ 4.6 που χρησιμοποιήθηκε ως εμπειρική συνάρτηση Green (egf). Νο Ημερ. Γένεσης Χρόνος Γένεσης φ ( )Β λ ( )Α Μw Βάθος (km) δ1 Ορικό Επίπεδο ( ο ) ( ο ) Κύριος :40: * * * egf :28: * από Aktar et al.(2007) ξ1 λ1 ( ο ) Σχήμα 4.53 Υπόκεντρα και μηχανισμοί γένεσης για τον κύριο σεισμό Μ 5.8a και τον σεισμό που αντιπροσωπεύει την εμπειρική συνάρτηση Green. Παρατηρούμε τη συμφωνία στο μηχανισμό γένεσης και τη γειτονική θέση των εστιών

227 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Συλλέχθηκαν τα δεδομένα από όλους τους διαθέσιμους σταθμούς από τα σεισμογραφικά δίκτυα της Ελλάδας και της Τουρκίας. Συνολικά για τον υπολογισμό της κατευθυντικότητας χρησιμοποιήθηκαν 12 σταθμοί. Οι σταθμοί που δεν περιελήφθησαν στην αντιστροφή ήταν ο NEO από την ελληνική και ο MRMX από την τουρκική πλευρά. Ο πρώτος, λόγω υψηλού θορύβου της εμπειρικής συνάρτησης Green και ο δεύτερος, λόγω ηλεκτρονικού θορύβου που είχε ως αποτέλεσμα την παρουσία διαδοχικών τετραγωνικών παλμών μέσα στην καταγραφή. Η αποσυνέλιξη πραγματοποιήθηκε για όλες τις συνιστώσες των διαθέσιμων σταθμών και ενδεικτικά παρουσιάζονται οι χρονικές συναρτήσεις σε δύο από αυτούς (APE, MLSB). Η περίπτωση του σταθμού MLSB είναι χαρακτηριστική γιατί η σώρευση (stacking) των χρονικών συναρτήσεων πραγματοποιήθηκε μόνο για τις δύο οριζόντιες συνιστώσες αφού η κατακόρυφη (Ζ) ήταν πολύ θορυβώδης, όπως φαίνεται στο σχήμα Η απόσταση μεταξύ των δύο σεισμών που επιλέχθηκαν ίσως αποτελεί την αιτία του θορύβου που παρατηρήθηκε στις χρονικές συναρτήσεις της πηγής σε ορισμένες περιπτώσεις αν και η συγκεκριμένη εμπειρική συνάρτηση Green έδωσε τα καλύτερα αποτελέσματα από όλες τις περιπτώσεις που δοκιμάστηκαν. Σχήμα 4.54 Χρονικές συναρτήσεις της εστίας που προσδιορίστηκαν για τους σταθμούς APE και MLSB με αποσυνέλιξη της εμπειρικής συνάρτησης Green από τις συνιστώσες του κύριου σεισμού. Στο κάτω μέρος του σχήματος παρουσιάζεται ο μέσος όρος έπειτα από την σώρευση (stacking) των συνιστωσών. Η συνιστώσα Ζ του σταθμού MLSB δεν χρησιμοποιήθηκε κατά την άθροιση για τον υπολογισμό του μέσου όρου λόγω του υψηλού θορύβου που περιείχε

228 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Στο σχήμα 4.55 παρουσιάζεται το σύνολο των χρονικών συναρτήσεων της πηγής στους σταθμούς καταγραφής. Και σε αυτή την περίπτωση δεν διακρίνονται έντονα φαινόμενα κατευθυντικότητας αν και από το σχήμα των χρονικών συναρτήσεων προκύπτει ότι ίσως υπήρξε διάδοση της διάρρηξης προς τα ΔΝΔ, επειδή ο παλμός στους σταθμούς ATH, APE, VLI που βρίσκονται προς αυτή τη κατεύθυνση παρουσιάζουν τριγωνικό σχήμα αντίθετα με τους σταθμούς που βρίσκονται προς τα ΒΑ όπου οι λοβοί έχουν διαχωριστεί και προσομοιάζουν τετραγωνικό παλμό. Σχήμα 4.55 Αζιμουθιακή κατανομή των χρονικών συναρτήσεων της πηγής που υπολογίστηκαν για το σεισμό της 20 Οκτωβρίου 2005, Μ 5.8b. Οι χρονικές συναρτήσεις έχουν κανονικοποιηθεί ως προς μοναδιαίο εμβαδόν

229 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Κατανομή της ολίσθησης του σεισμού της 20 ης Οκτωβρίου :40, Μ 5.8. Για τον υπολογισμό της ολίσθησης χρησιμοποιήθηκε και σε αυτή την περίπτωση τετράγωνο ρήγμα διαστάσεων το οποίο διακριτοποιήθηκε σε τμήματα διαστάσεων km. Χρησιμοποιώντας τα αποτελέσματα της εργασίας των Aktar et al., (2007) τοποθετήθηκε η εστία στα 10 km και για τις παραμέτρους του μηχανισμού γένεσης χρησιμοποιήθηκαν τα αποτελέσματα των Benetatos et al. (2006) που παρουσιάζονται στον Πίνακα 4.5. Η τιμή της ταχύτητας διάρρηξης που χρησιμοποιήθηκε ήταν 2.7 km/sec και η τιμή του χρόνου ανάδυσης 0.35 sec. Οι δύο αυτές παράμετροι μεταβάλλονταν κατά την εφαρμογή των αντιστροφών ώστε να επιτευχθεί η καλύτερη μείωση της συνάρτησης διακύμανσης (variance reduction), αλλά το μοντέλο ολίσθησης δεν παρουσίαζε σημαντικές μεταβολές για τις διάφορες τιμές. Τα αποτελέσματα της αντιστροφής παρουσιάζονται στο σχήμα Η μείωση της συνάρτησης διακύμανσης έφτασε το ~96% και η ταύτιση πραγματικών και συνθετικών καταγραφών είναι πολύ ικανοποιητική για όλους τους σταθμούς. Στην περίπτωση της χρονικής συνάρτησης της πηγής στο σταθμό PRK παρατηρείται μεγαλύτερο πλάτος στην πραγματική συνάρτηση το οποίο δεν μπορεί να αναπαρασταθεί από τη συνθετική αν και το σχήμα είναι παρόμοιο με αυτό γειτονικών σταθμών όπως ο LIA. Η διάρρηξη ξεκίνησε από τη θέση της εστίας και διαδόθηκε προς μεγαλύτερα βάθη εμφανίζοντας τη μέγιστη τιμή της (~1 m) κοντά στην εστία του σεισμού. Η μέση τιμή της ολίσθησης ήταν ~20 cm που και σε αυτή την περίπτωση συμφωνεί με γνωστές εμπειρικές σχέσεις για σεισμό μεγέθους Μ 5.8 (22 cm, Papazachos et al., 2004, 16 cm Wells and Coppersmith, 1994). Για την μετατροπή των βαρών σε τιμές ολίσθησης πάνω στην επιφάνεια του ρήγματος χρησιμοποιήθηκε η τιμή σεισμική ροπής dyn.cm από την εργασία των Benetatos et al. (2006). Στο σχήμα 4.57 παρουσιάζεται το μοντέλο ολίσθησης που προέκυψε από την αντιστροφή

230 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.56 Σύγκριση πραγματικών (συνεχής γραμμή) και θεωρητικών (στικτή γραμμή) χρονικών συναρτήσεων της πηγής για το σεισμό της 20 ης Οκτωβρίου 2005, Μ

231 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.57 Κατανομή της ολίσθησης για το σεισμό της 20 ης Οκτωβρίου 2005, Μ 5.8. Ο αστερίσκος υποδηλώνει τη θέση του υποκέντρου και την αρχή της διάρρηξης Επιπλέον παρατηρήσεις για την ακολουθία στον κόλπο του Siğaçik Συνδυάζοντας τα αποτελέσματα της κατανομής της ολίσθησης που παρουσιάστηκαν στην προηγούμενη παράγραφο με τα αποτελέσματα της εργασίας των Aktar et al. (2007) παρατηρείται μια πολύ καλή συμφωνία ανάμεσα στις περιοχές που ολίσθησαν κατά τους τρεις ισχυρούς σεισμούς της ακολουθίας και τις θέσεις των μετασεισμών (Σχήμα 4.58). Συνολικά μια επιφάνεια διαστάσεων ~10 10 km ενεργοποιήθηκε τμηματικά σε διάστημα 4 ημερών. Οι μεγαλύτερες συγκεντρώσεις των μετασεισμών εντοπίζονται ανάμεσα στις περιοχές που ολίσθησαν και κυρίως σε μια κυκλική περιοχή ανάμεσα στους δύο μεγαλύτερους σεισμούς με μέγεθος Μ 5.8. Ο συνδυασμός υψηλής ποιότητας επικέντρων (Aktar et al., 2007) με αντίστοιχα λεπτομερείς απεικονίσεις της διάρρηξης στο σεισμογόνο ρήγμα, μπορούν να ερμηνεύσουν με λεπτομέρεια τις σεισμικές διαδικασίες ακόμα και σε πολύπλοκα τεκτονικά περιβάλλοντα όπως αυτό της συγκεκριμένης περιοχής

232 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.58 Κατανομή της ολίσθησης για τους τρεις μεγαλύτερους σεισμούς της ακολουθίας του Siğaçik (17 Οκτ. 2005, Μ5.4, Μ 5.8; 20 Οκτ. 2005, Μ 5.8) σε συνδυασμό με τα επίκεντρα από την εργασία των (Aktar et al., 2007). Παρατηρείται πολύ καλή αντι-συσχέτιση μεταξύ των περιοχών που ολίσθησαν κατά τους 3 σεισμούς και των θέσεων των μετασεισμών

233 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Η ακολουθία στον κόλπο του Siğaçik μελετήθηκε επίσης και για το κατά πόσο οι δύο ισχυρότεροι σεισμοί προκλήθηκαν ως αποτέλεσμα της ανακατανομής των τάσεων έπειτα από τη γένεση του πρώτου σεισμού Μ 5.4 από τους Benetatos et al. (2006). Στην εργασία αυτή εξετάστηκε η επίδραση και των δύο ορικών επιπέδων του μηχανισμού γένεσης και υπολογίστηκαν οι τάσεις θεωρώντας διαδοχικά το ΒΔ-ΝΑ και το ΒΑ-ΝΔ ορικό επίπεδο ως το επίπεδο ολίσθησης. Ως επίπεδο-δέκτης των τάσεων χρησιμοποιήθηκε το επίπεδο 228/79/- 171 το οποίο είναι το ορικό επίπεδο με ΒΑ-ΝΔ παράταξη του πρώτου σεισμού με μέγεθος Μ 5.8. Τα αποτελέσματα φαίνονται στο σχήμα Οι δοκιμές πραγματοποιήθηκαν για δύο διαφορετικά εστιακά βάθη (10 km, 15 km) και είναι προφανές ότι και στις δύο περιπτώσεις αν θεωρήσουμε ότι ολίσθησε το ρήγμα με ΒΑ-ΝΔ διεύθυνση, παρατηρείται αύξηση των τάσεων στην επικεντρική περιοχή των δύο σεισμών μεγέθους Μ 5.8. Σχήμα 4.59 Κατανομή των τάσεων Coulomb για 7 km βάθος η οποία συνδέεται με το σεισμό μεγέθους Μ 5.4 της 17 ης Οκτωβρίου Το επίπεδο που χρησιμοποιήθηκε ως «δέκτης» των τάσεων παρουσιάζεται με συνεχή πράσινη γραμμή. Οι μπλε περιοχές αντιπροσωπεύουν περιοχές μείωσης ενώ οι κόκκινες περιοχές δηλώνουν αύξηση (φόρτιση) των τάσεων. Η σταθερά τριβής μ ορίστηκε 0.4. a) Διάρρηξη ΒΔ-ΝΑ επιπέδου θεωρώντας αριστερόστροφη κίνηση στην εστία σε βάθος 10 km, b) όπως στην περίπτωση (a) αλλά σε βάθος 15 km, c) Διάρρηξη ΒΑ-ΝΔ επιπέδου θεωρώντας δεξιόστροφη κίνηση στην εστία σε βάθος 10 km, d) όπως στην περίπτωση (c) αλλά σε βάθος 15 km (Σχήμα από Benetatos et al., 2006)

234 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Ο σεισμός ενδιαμέσου βάθους των Κυθήρων (8 Ιανουαρίου 2006, Μ 6.7) Εισαγωγή Στις 8 Ιανουαρίου 2006 ένας ισχυρός (Μ 6.7) σεισμός έγινε στην περιοχή νοτιοανατολικά των Κυθήρων (Σχ. 4.60). Το εστιακό του βάθος προσδιορίστηκε από το Εργαστήριο Γεωφυσικής στα 67km χαρακτηρίζοντάς τον ως ενδιαμέσου εστιακού βάθους σεισμό. Έγινε ιδιαίτερα αισθητός σε μια πολύ μεγάλη περιοχή καλύπτοντας σχεδόν ολόκληρη την νοτιοανατολική Μεσόγειο (Αίγυπτο, Ισραήλ, Συρία, Ιορδανία, Λίβανο, Τουρκία, Κύπρο) καθώς και σε περιοχές της Νότιας Ιταλίας. Η περιοχή γένεσης εντοπίζεται στο δυτικό τμήμα του Ελληνικού Τόξου όπου λαβαίνει χώρα η κατάδυση του εμπρόσθιου τμήματος της πλάκας της ανατολικής Μεσογείου κάτω από την πλάκα του Αιγαίου. Σχήμα 4.60 Επίκεντρο του κύριου σεισμού και μετασεισμών της ακολουθίας των Κυθήρων (Ιανουάριος 2006). Οι συντεταγμένες των επικέντρων προέρχονται από τον κατάλογο του Εθνικού Αστεροσκοπείου Αθηνών

235 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σύμφωνα με την έκθεση του Ι.Τ.Σ.Α.Κ (2006) η πλειοψηφία των ζημιών εντοπίζεται στα Κύθηρα και στο νομό Χανίων. Από τον προκαταρκτικό χάρτη μακροσεισμικών εντάσεων (Σχ. 4.61; Έκθεση Ι.Τ.Σ.Α.Κ., 2006) φαίνεται ότι οι εντάσεις στη νότια Ιταλία, Σικελία και Μάλτα έχουν τις ίδιες τιμές με εντάσεις στο Αιγαίο σε σημαντικά μικρότερες επικεντρικές αποστάσεις. Από τον ίδιο αυτό χάρτη φαίνεται ότι ο σεισμός έγινε αισθητός στην ενδοχώρα της βόρειας Αφρικής και στο Αμάν της Ιορδανίας. Η χωρική κατανομή των εντάσεων αποτελεί τυπική εικόνα για τους σεισμούς ενδιαμέσου βάθους του νοτίου Αιγαίου Πελάγους (Papazachos and Comninakis, 1971; Tassos, 1984). Σχήμα 4.61 Γεωγραφική κατανομή των μακροσεισμικών εντάσεων του σεισμού των Κυθήρων. (Σχήμα από προκαταρκτική έκθεση Ι.Τ.Σ.Α.Κ., 2006) Στη δυτική περιοχή του Ελληνικού Τόξου έχουν συμβεί στο παρελθόν ισχυροί σεισμοί ενδιαμέσου βάθους με τους πιο πρόσφατους στις 22 Μαΐου 1984 και 21 Νοεμβρίου 1992 (Σχήμα 4.62) οι οποίοι είχαν και παρόμοιο μηχανισμό γένεσης

236 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.62 Μηχανισμοί γένεσης σεισμών με εστιακά βάθη από km για την περιοχή του Νοτίου Αιγαίου (Benetatos et al., 2004a) Μηχανισμός γένεσης κύριου σεισμού Στο πλαίσιο του υπολογισμού μηχανισμών γένεσης, σε σχεδόνπραγματικό χρόνο, οι κυματομορφές από τους σταθμούς ευρέος φάσματος του Εθνικού Δικτύου Σεισμογράφων αντιστράφηκαν σύμφωνα με τις μεθόδους που έχουμε προαναφέρει, για το προσδιορισμό του μηχανισμού γένεσης (Σχ. 4.63). Σχήμα 4.63 Μηχανισμός γένεσης του σεισμού των Κυθήρων (8 Ιανουαρίου 2006, Μ 6.7, βάθος 65 km) με χρήση δεδομένων ευρέως φάσματος. (Μηχανισμός υπολογισμένος από Ζ. Ρουμελιώτη, 2007 προσωπ. επικοινωνία)

237 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Ο μηχανισμός γένεσης είναι αναμενόμενος για την περιοχή και για σεισμούς ενδιαμέσου βάθους, με Ρ- άξονα παράλληλο στην παράταξη του Ελληνικού Τόξου, και είναι σε συμφωνία με τους μηχανισμούς γένεσης από προηγούμενους ισχυρούς σεισμούς (Kiratzi and Papazachos, 1995; Benetatos et al., 2006 και Σχ. 4.62). Ένα πολύ σημαντικό χαρακτηριστικό του μηχανισμού που για πρώτη φορά παρατηρήθηκε από επεξεργασία ενόργανων παρατηρήσεων για τον Ελληνικό χώρο είναι η παρουσία υψηλού ποσοστού (46%) γραμμικού διανυσματικού διπόλου αντιστάθμισης (CLVD) στην εστία σεισμού ενδιαμέσου βάθους. Στη βιβλιογραφία υπάρχουν περιπτώσεις όπου ερευνητές προσπάθησαν να διαπιστώσουν την παρουσία ποσοστού CLVD στην εστία σεισμών ενδιαμέσου βάθους. Οι Knopoff and Randal (1970) και Randal and Knopoff (1970) μελετώντας κύματα χώρου από αρκετούς σεισμούς ενδιαμέσου βάθους διαπίστωσαν ότι αρκετοί από αυτούς παρουσίαζαν υψηλά ποσοστά CLVD. Έπειτα από αυτές τις παρατηρήσεις ξεκίνησε μια διαρκής αμφισβήτηση αν αυτές οι παρατηρήσεις είναι ακριβείς ή τα ποσοστά αυτά προέρχονται από συστηματικά σφάλματα στη μέθοδο ανάλυσης. Για παράδειγμα, οι Gilbert and Dziewonski (1975) βρήκαν για το σεισμό της Κολομβίας (31 Ιουλίου 1970) ποσοστό CLVD στην εστία περίπου 4 φορές μεγαλύτερο από το ποσοστό διπλού ζεύγους δυνάμεων (DC), οι Okal and Geller (1979) διαπίστωσαν ότι δεν είναι εφικτός ο διαχωρισμός από μια πηγή στην οποία επιδρά διπλό ζεύγος δυνάμεων ενώ οι Russakoff et al. (1997) υπολόγισαν πολύ χαμηλές τιμές CLVD για τον ίδιο σεισμό σε όλες τις συχνοτικές ζώνες που ανέλυσαν. Στον κατάλογο μηχανισμών γένεσης του Harvard (CMT catalog) ο οποίος περιέχει περισσότερους από μηχανισμούς και για εστιακά βάθη h>60 km, διαπιστώθηκε ότι το ποσοστό των σεισμών με CLVD>40% είναι ~22% ενώ με CLVD>10% είναι ~25%. Αντίστοιχα για επιφανειακούς σεισμούς τα ποσοστά είναι 19% και 27%, παρατήρηση που αποδεικνύει ότι μεγάλα ποσοστά CLVD είναι συχνά και δεν παρουσιάζουν μεγάλη διαφορά από τα αντίστοιχα των -227-

238 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 επιφανειακών σεισμών (Frohlich, 2006). Επιπλέον πρόσφατες έρευνες κατά τις οποίες σεισμοί βάθους μελετήθηκαν με μεγάλη λεπτομέρεια έδειξαν ότι η παρουσία ποσοστού CLVD στην εστία μπορεί να είναι πολλές φορές σημαντική (Kuge and Kawakatsu, 1993; Hara et al., 1996). Έχουν προταθεί διάφορες ερμηνείες των σημαντικών ποσοστών CLVD στην εστία των σεισμών ενδιαμέσου βάθους. Η αλλαγή φάσης από στερεά σε στερεά κατάσταση (solid-solid phase transitions) κατά την οποία ξαφνική αναδιάταξη της κρυσταλλικής δομής μεταβάλλει το σχήμα, αλλά όχι τον όγκο του υλικού, και η ξαφνική έγχυση μάγματος ή άλλων φυσικών ρευστών κατά την οποία δημιουργείται μια ρωγμή στο εσωτερικό των πετρωμάτων, είναι δυο πιθανές ερμηνείες. Πιθανότερη ερμηνεία είναι η σχεδόν ταυτόχρονη διάρρηξη γειτονικών ρηγμάτων με διαφορετικό προσανατολισμό, για παράδειγμα γένεση δύο σεισμών διπλού ζεύγους δυνάμεων (DC), ώστε να επιτυγχάνεται υπέρθεση των σεισμικών τους κυμάτων. Εάν αυτοί οι σεισμοί γίνουν στο κατάλληλο ρήγμα και με την κατάλληλη ολίσθηση, τότε η πηγή θα χαρακτηρίζεται από υψηλό ποσοστό CLVD. Στην περίπτωση του σεισμού των Κυθήρων η παρουσία υψηλού ποσοστού CLVD μας οδήγησε στη ανάγκη λεπτομερούς μελέτης του μηχανισμού γένεσης με τη χρήση κυμάτων μακράς περιόδου που έχουν καταγραφεί σε τηλεσεισμικές αποστάσεις. Συλλέχθηκαν δεδομένα από σταθμούς σε αποστάσεις από το επίκεντρο, του Διεθνούς Σεισμογραφικού Δικτύου (Global Seismographic Netowork-GSN). Αφού απομακρύνθηκε η επίδραση του οργάνου καταγραφής, οι αναγραφές μετατράπηκαν σε μετάθεση, και εφαρμόστηκε ζωνοπερατό φίλτρο με εύρος Hz. Η αντιστροφή των κυματομορφών έγινε με των κώδικα ΜΤ5 και με τη μέθοδο που ήδη περιγράφηκε ( ). Αρχικά εξετάστηκε η περίπτωση μιας σημειακής πηγής χρησιμοποιώντας μόνο Ρ- κύματα (Σχ. 4.64)

239 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.64 Μηχανισμός γένεσης, με αντιστροφή των κυμάτων χώρου, για το σεισμό των Κυθήρων (8 Ιανουαρίου 2006, Μ 6.7). Πραγματικές (συνεχής γραμμή) και συνθετικές (στικτή γραμμή) καταγραφές. Αριστερά από κάθε ζεύγος καταγραφών παρουσιάζεται το όνομα του σταθμού και ο κωδικός. Κάτω αριστερά εμφανίζεται η χρονική συνάρτηση της πηγής. Στο πάνω μέρος του σχήματος παρουσιάζεται η παράταξη( 0 )/γωνία κλίσης( 0 )/γωνία ολίσθησης( 0 )/βάθος (km)/σεισμική ροπή (Nt.m) για τον υπό μελέτη σεισμό. Τα μαύρα βέλη δηλώνουν θέσεις όπου η ταύτιση πραγματικών συνθετικών καταγραφών δεν είναι ικανοποιητική. Η ταύτιση μεταξύ πραγματικών και συνθετικών καταγραφών είναι ικανοποιητική και από την ταύτιση των φάσεων βάθους pp και sp έχει επιτευχθεί ικανοποιητικός προσδιορισμός του βάθους έκλυσης της σεισμικής ροπής. Από τη μορφή της χρονικής συνάρτησης της πηγής παρατηρείται ότι στην αρχή της διάρρηξης εκλύθηκε ένα μικρό ποσοστό της ενέργειας ενώ η κύρια έκλυση ξεκίνησε ~4 sec αργότερα. Αν και η ταύτιση είναι αρκετά καλή, στους ανατολικούς σταθμούς παρατηρείται αδυναμία των συνθετικών να προβλέψουν το πλάτος των πραγματικών (μαύρα βέλη στο σχήμα 4.61). Για τη διερεύνηση και τη βελτίωση της ταύτισης, καθώς επίσης και για τη διερεύνηση της αιτίας του υψηλού ποσοστού CLVD, πραγματοποιήθηκαν και άλλες δοκιμές στις οποίες -229-

240 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 χρησιμοποιήθηκαν δυο ή περισσότερες σημειακές πηγές. Επίσης εφαρμόστηκε διαφορετικό ζωνοπερατό φίλτρο επιτρέποντας τη διέλευση υψηλότερων συχνοτήτων (-0.2 Hz). Στο σχήμα 4.65 παρουσιάζονται τα αποτελέσματα με τη χρήση δύο σημειακών πηγών. Σχήμα 4.65 Πραγματικές (συνεχής γραμμή) και συνθετικές (στικτή γραμμή) καταγραφές για τον κύριο σεισμό των Κυθήρων (8 Ιανουαρίου 2006, Μ 6.7) έπειτα από την αντιστροφή με χρήση δύο σημειακών πηγών και συχνοτικό εύρος Hz. Αριστερά από κάθε ζεύγος καταγραφών παρουσιάζεται το όνομα του σταθμού και ο κωδικός. Κάτω αριστερά εμφανίζεται η χρονική συνάρτηση της πηγής. Στο πάνω μέρος του σχήματος παρουσιάζεται η παράταξη( 0 )/γωνία κλίσης( 0 )/γωνία ολίσθησης( 0 )/βάθος (km)/σεισμική ροπή (Nt.m) για κάθε μια από τις σημειακές πηγές. Παρατηρούμε ότι βελτιώθηκε η ταύτιση πραγματικών και συνθετικών καταγραφών με τη χρήση δύο σημειακών πηγών κυρίως στους ανατολικούς σταθμούς. Κατά τις δοκιμές εξετάστηκαν διάφοροι συνδυασμοί μηχανισμών γένεσης οι οποίοι τοποθετούνταν σε διαφορετικές μεταξύ τους αποστάσεις και είχαν και διαφορετικές χρονικές καθυστερήσεις, και τα αποτελέσματα στην -230-

241 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 πλειοψηφία των περιπτώσεων ήταν παραπλήσια, έτσι μοναδική λύση δεν ήταν δυνατόν να απομονωθεί. Η πηγή με ολίσθηση σε ανάστροφο ρήγμα (Πηγή 1 στο σχ. 4.65) παρέμενε σταθερή σε όλες τις περιπτώσεις, αντίθετα με τη δεύτερη πηγή της οποίας ο μηχανισμός μεταβαλλόταν. Στη συνέχεια εισαγάγαμε στην αντιστροφή και τα SH-κύματα. Οι παράμετροι από τη δοκιμή του σχήματος 4.64 χρησιμοποιήθηκαν για την αντιστροφή P- και SH- κυμάτων στα οποία έχει εφαρμοστεί ζωνοπερατό φίλτρο Hz. Χρησιμοποιήθηκε το συγκεκριμένο φίλτρο ώστε τα SH- κύματα να μην διαθέτουν υψίσυχνα χαρακτηριστικά τα οποία είναι πολύ δύσκολο να προσομοιωθούν από τις συνθετικές καταγραφές λόγω του απλοποιημένου μοντέλου ταχυτήτων που χρησιμοποιούμε και αποτελείται από ένα στρώμα (Ταχύτητες κυμάτων P=6.5 km/sec, S=3.7 km/sec, πυκνότητα ρ=2.8 gr/cm 3, Πάχος, h=30 km) και ημιχώρο (ταχύτητες κυμάτων P=8.0 km/sec, S=4.5 km/sec, πυκνότητα ρ=3.3 gr/cm 3 ), τα οποία καλύπτει στρώμα νερού πάχους 2 km. Το τελικώς προτεινόμενο μοντέλο (minimum misfit) για το μηχανισμό γένεσης του σεισμού των Κυθήρων παρουσιάζεται στο σχήμα και οι παράμετροι των πηγών είναι: Πηγή 1: h=67km, Mo=1.1E26 dyn.cm, Mw=6.7, Ορικό επίπεδο 1: φ=50, λ=55, ξ=115, Ορικό επίπεδο 2: φ=191, λ=42, ξ=59, Ραζ=123, Ρκλ=7, Ταζ=15, Τκλ=69, TR = 8sec; Πηγή 2: h=64 km, Mo=3.8E25 dyn.cm, Ορικό επίπεδο 1: φ=96, λ=67, ξ=-171, Ορικό επίπεδο 2: φ=2, λ=82, ξ=-23, Ραζ=317, Ρκλ=22, Ταζ=51, Τκλ=10, TR = 6sec. Η κύρια έκλυση της σεισμικής ροπής έγινε σε ανάστροφο ρήγμα, ενώ η διάρρηξη και δεύτερου ρήγματος αποτελεί τμήμα της διαδικασίας διάρρηξης. Να σημειώσουμε ότι η ταύτιση μεταξύ πραγματικών και συνθετικών καταγραφών με περισσότερες των δύο πηγές ήταν εξίσου ικανοποιητική, αλλά προφανώς εδώ υιοθετήθηκε το απλούστερο δυνατό μοντέλο το οποίο είναι ικανό να παράγει ικανοποιητικές συνθετικές καταγραφές. Η χρονική συνάρτηση της πηγής δείχνει ότι η κύρια έκλυση της σεισμικής ροπής έγινε στο διάστημα 5-8 sec έπειτα από την έναρξη της διάρρηξης ενώ η δεύτερη πηγή είχε συνεισφορά τόσο στην αρχή όσο και στο τέλος της διαδικασίας

242 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Πραγματοποιώντας ευθύ υπολογισμό των συνθετικών καταγραφών διαπιστώσαμε ότι η δεύτερη πηγή παίζει καθοριστικό ρόλο στην ερμηνεία φάσεων, τις οποίες αδυνατεί να προσομοιώσει μόνη της η πρώτη πηγή. Σχήμα 4.66 Τελικός μηχανισμός γένεσης για το σεισμό των Κυθήρων (8 Ιανουαρίου 2006, Μ 6.7). Πραγματικές (συνεχής γραμμή) και συνθετικές (στικτή γραμμή) καταγραφές έπειτα από την αντιστροφή με χρήση δύο σημειακών πηγών και συχνοτικό εύρος Hz. (Συμβολισμοί όπως στα Σχ.4.64, και 4.65)

243 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Κατανομή της ολίσθησης στο ρήγμα του σεισμού των Κυθήρων (8 Ιανουαρίου 2006, Μ 6.7) Για την εύρεση της κατανομής της ολίσθησης στο σεισμογόνο ρήγμα του σεισμού των Κυθήρων συλλέχθηκαν δεδομένα από το Παγκόσμιο Δίκτυο Σεισμογράφων (Global Seismographic Network GSN). Συνολικά χρησιμοποιήθηκαν δεδομένα από 36 σταθμούς οι οποίοι παρέχουν ικανοποιητική αζιμουθιακή κάλυψη γύρω από το επίκεντρο του σεισμού (Σχ. 4.67). Ο κοντινότερος σταθμός βρίσκεται σε απόσταση ~600 km km ενώ ο πιο απομακρυσμένος σε απόσταση ~6500 km. Από τα δεδομένα απομακρύνθηκε η επίδραση του οργάνου καταγραφής, πραγματοποιήθηκε ολοκλήρωση ώστε να μετατραπούν σε καταγραφές μετάθεσης και εφαρμόστηκε ζωνοπερατό φίλτρο με εύρος Hz. Οι συναρτήσεις Green οι οποίες είναι απαραίτητες για τη διαδικασία αντιστροφής κατασκευάστηκαν με χρήση του κώδικα FKRPROG (Saikia, 1994) και το μοντέλο ταχυτήτων IASP91 (Kennett and Engdahl, 1991). Σχήμα 4.67 Θέσεις των σεισμολογικών σταθμών των οποίων δεδομένα χρησιμοποιήθηκαν στην αντιστροφή για τον υπολογισμό της κατανομής της ολίσθησης κατά το σεισμό των Κυθήρων (8 Ιανουαρίου 2006, Μ 6.7). Με αστερίσκο σημειώνεται η θέση του επικέντρου

244 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Για τον προσανατολισμό και τη θέση του ρήγματος στο χώρο χρησιμοποιήθηκαν δύο δυνατές λύσεις, σύμφωνα με τους μηχανισμούς γένεσης που υπολογίσαμε και παρουσιάσαμε στην προηγούμενη παράγραφο. Αρχικά, έγινε δοκιμή με χρήση ενός επιπέδου (μία πηγή) και στη συνέχεια πραγματοποιήθηκε δοκιμή στην οποία χρησιμοποιήθηκαν δύο επίπεδα τα οποία αντιστοιχούν σε δύο πηγές. Η αναγνώριση του επιπέδου ολίσθησης είναι δύσκολη, τόσο με βάση την κατανομή των λίγων μετασεισμών, όσο και με βάση τις ήδη υπάρχουσες εργασίες των Zahradnik et al. (2006), Vergoz et al. (2006) και Plicka (2007, υπό δημοσίευση) για το σεισμό των Κυθήρων που κατέληξαν σε διαφορετικά συμπεράσματα για τον ποιο ήταν το επίπεδο του ρήγματος. Οι Vergoz et al. (2006) και Plicka (2007, submitted) χρησιμοποίησαν το επίπεδο που κλίνει προς τα ΒΔ αν και αναφέρουν ότι οι διαφορές μεταξύ των δύο λύσεων είναι πολύ μικρές. Αντίθετα, οι Zahradnik et al. (2006) έπειτα από επαναπροσδιορισμό των επικέντρων της ακολουθίας κατέληξαν στο συμπέρασμα ότι το επίπεδο του ρήγματος είναι αυτό που κλίνει προς τα ΝΑ. Τα αποτελέσματα των δύο πρώτων εργασιών συμπίπτουν αρκετά καλά και στα αποτελέσματα. Διακρίνουν δύο κύριες περιοχές ολίσθησης τοποθετώντας τη μία κοντά στη θέση του επικέντρου ενώ τη δεύτερη ΝΔ αυτού. Οι Zahradnik et al. (2006) υπολόγισαν υψηλό ποσοστό γραμμικού διανυσματικού διπόλου αντιστάθμισης (CLVD) και προσπάθησαν να το ερμηνεύσουν χρησιμοποιώντας διαφορετικές θέσεις για τις σεισμικές πηγές. Κατέληξαν σε δύο πιθανά σενάρια για τον τρόπο κατανομής της ολίσθησης. Στην πρώτη περίπτωση το επίπεδο του ρήγματος είναι το ίδιο και οι δύο πηγές βρίσκονται κοντά μεταξύ τους, ενώ στη δεύτερη περίπτωση οι πηγές ανήκουν σε ξεχωριστά ρήγματα τα οποία βρίσκονται σε απόσταση περίπου 40 km το ένα από το άλλο. Ένα χαρακτηριστικό που παρατηρήθηκε και στις δύο περιπτώσεις είναι ότι υπάρχει καθυστέρηση 6 sec μεταξύ της πρώτης και της δεύτερης πηγής η οποία εξηγείται ευκολότερα για περίπτωση ξεχωριστών ρηγμάτων

245 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Μοντέλο ολίσθησης για διάρρηξη μόνο της Πηγής 1 Για το μοντέλο ολίσθησης με μόνη την Πηγή 1 εξετάσαμε και τα δύο ορικά επίπεδα του μηχανισμού γένεσης, καθώς δεν είμαστε σε θέση να απομονώσουμε με βεβαιότητα το επίπεδο που ολίσθησε. Μερικές ενδείξεις πρότειναν την υιοθέτηση του επιπέδου που κλίνει προς τα ΝΑ, με βάση κατά κύριο λόγο την κατανομή των μετασεισμών. Εξετάζουμε πρώτα το επίπεδο που κλίνει προς τα ΒΔ με παραμέτρους 191 /42 /59 (παράταξη, γωνία κλίσης, γωνία ολίσθησης). Οι διαστάσεις που δόθηκαν στο ρήγμα ήταν km ώστε η ολίσθηση να μετακινηθεί στην προτιμητέα θέση χωρίς να συναντήσει εμπόδια στα όρια του μοντέλου. Η επιφάνεια του ρήγματος διακριτοποιήθηκε σε τμήματα διαστάσεων 1 1 km, και το επίκεντρο που χρησιμοποιήθηκε ήταν αυτό του Εργαστηρίου Γεωφυσικής με συντεταγμένες φ= λ= ενώ το βάθος του υποκέντρου τοποθετήθηκε στα 67 km. Κατά την εφαρμογή των αντιστροφών χρησιμοποιήθηκαν διάφορες τιμές για την ταχύτητα διάρρηξης (από 1.8 έως 3.6 km/sec, με βήμα 0.2 km/sec). Η βέλτιστη τιμή της ταχύτητας διάρρηξης που παρουσιάζει την καλύτερη μείωση της συνάρτησης διασποράς είναι 2.8 km/sec. Στα σχήματα 4.68α,β παρουσιάζονται οι πραγματικές και συνθετικές καταγραφές έπειτα από την εφαρμογή της αντιστροφής. Παρατηρείται ικανοποιητική ταύτιση πραγματικών και συνθετικών καταγραφών, αν και σε αρκετούς σταθμού (KIV, GNI, RUE) λεπτομέρειες των καταγραφών δεν αναπαρίστανται ικανοποιητικά. Η ολίσθηση πάνω στο σεισμογόνο ρήγμα (Σχ. 4.69) εμφανίζει τέσσερις κύριες συγκεντρώσεις με μέγιστη τιμή ~1.9 m. Οι τρεις από αυτές βρίσκονται προς τα ΝΔ του επικέντρου υποδηλώνοντας πιθανή κατευθυντικότητα προς αυτή την διεύθυνση. Ο Plicka (2007) χρησιμοποίησε τη μέθοδο των εμπειρικών συναρτήσεων Green για τον υπολογισμό της ολίσθησης και της κατευθυντικότητας του σεισμού των Κυθήρων και παρατήρησε ότι σταθμοί προς τα δυτικά και νότια παρουσιάζουν μικρότερες διάρκειες και μεγαλύτερα πλάτη από αυτούς προς τα ΒΑ

246 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.68α Σύγκριση μεταξύ πραγματικών (συνεχής γραμμή) και συνθετικών (στικτή γραμμή) καταγραφών (Ρ- κύματα) του κύριου σεισμού των Κυθήρων για το επίπεδο που κλίνει προς τα ΒΔ (191 /42 /59 )

247 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.68β Σύγκριση μεταξύ πραγματικών (συνεχής γραμμή) και συνθετικών (στικτή γραμμή) καταγραφών (SH- κύματα) του κύριου σεισμού των Κυθήρων για το επίπεδο που κλίνει προς τα ΒΔ (191 /42 /59 ). Σχήμα 4.69 Κατανομή της ολίσθησης στην επιφάνεια του ρήγματος κατά το σεισμό των Κυθήρων (8 Ιανουαρίου 2006, Μ 6.7) με χρήση ενός επιπέδου ρήγματος που κλίνει προς τα ΒΔ (191 /42 /59 ). Ο αστερίσκος δηλώνει το υπόκεντρο

248 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Στη συνέχεια εξετάστηκε η περίπτωση του δεύτερου ορικού επιπέδου το οποίο κλείνει προς τα ΝΑ, με γωνία παράταξης 50, γωνία κλίσης 55 και γωνία ολίσθησης 115, ενώ κατά την αντιστροφή όλες οι υπόλοιπες παράμετροι διατηρήθηκαν σταθερές. Στην περίπτωση του συγκεκριμένου επιπέδου, η βέλτιστη ταχύτητα διάρρηξης βρέθηκε ίση με 2.9 km/sec παρόμοια με αυτή που υιοθετήθηκε και για το άλλο ορικό επίπεδο. Στα σχήματα 4.70α και 4.70β παρουσιάζεται η ταύτιση των πραγματικών και συνθετικών καταγραφών τόσο για τα Ρ- όσο και για τα SH- κύματα. Σχήμα 4.70α Σύγκριση μεταξύ πραγματικών (συνεχής γραμμή) και συνθετικών (στικτή γραμμή) καταγραφών (Ρ- κύματα) του κύριου σεισμού των Κυθήρων για το επίπεδο που κλίνει προς τα ΝΑ (50 /55 /115 )

249 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.70β Σύγκριση μεταξύ πραγματικών (συνεχής γραμμή) και συνθετικών (στικτή γραμμή) καταγραφών (SH- κύματα) του κύριου σεισμού των Κυθήρων για το επίπεδο που κλίνει προς τα ΝΑ (50 /55 /115 ). Σχήμα 4.71 Κατανομή της ολίσθησης στην επιφάνεια του ρήγματος κατά το σεισμό των Κυθήρων (8 Ιανουαρίου 2006, Μ 6.7) με χρήση ενός επιπέδου ρήγματος (50 /55 /115 ). Ο αστερίσκος δηλώνει το υπόκεντρο

250 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Στην περίπτωση του δεύτερου ορικού επιπέδου η ολίσθηση συγκεντρώνεται σε δύο κύριες περιοχές (Σχ. 4.71), αντίθετα με τις τέσσερις στην προηγούμενη περίπτωση, ενώ παρατηρείται και μια τρίτη προς τα ΒΑ του επικέντρου. Η πρώτη περιοχή μέγιστης έκλυσης σεισμικής ροπής έχει διαστάσεις 15x8 km και βρίσκεται σε απόσταση km, περίπου, κατά μήκος της κλίσης, δηλαδή σε βάθος ~60-65 km από την επιφάνεια. Η δεύτερη συγκέντρωση μέγιστης έκλυσης σεισμικής ροπής έχει σαφώς μικρότερες διαστάσεις (~7x7 km) και βρίσκεται βαθύτερα σε απόσταση περίπου km κατά μήκος της κλίσης του ρήγματος. Η μέγιστη τιμή της ολίσθησης είναι και σε αυτή την περίπτωση ~1.9 m ενώ η μέση τιμή είναι ~0.3 m. Στο σχήμα 4.72 παρουσιάζεται ένα συγκριτικό γράφημα των τιμών της συνάρτησης μείωσης της διασποράς για κάθε σταθμό ξεχωριστά για τις δύο περιπτώσεις των ορικών επιπέδων που εξετάστηκαν παραπάνω. Παρατηρούμε ότι για την περίπτωση του ορικού επιπέδου με κλίση προς τα ΝΑ (50 /55 /115 ) οι ασυμφωνία μεταξύ πραγματικών και συνθετικών καταγραφών έχει χαμηλότερες τιμές στην πλειοψηφία των σταθμών και κυρίως για τα Ρ- κύματα από ότι στην περίπτωση του επιπέδου με κλίση προς τα ΒΔ (191 /42 /59 ) για το οποίο υψηλότερες τιμές παρατηρούνται για τα SH- κύματα σε μερικούς σταθμούς. Σχήμα 4.72 Τιμές της συνάρτησης μείωσης της διασποράς (VR) για κάθε σταθμό και για τα δύο ορικά επίπεδα του μηχανισμού γένεσης. Οι κατακόρυφες στήλες αντιστοιχούν στο επίπεδο με παραμέτρους 191 /42 /59 ενώ οι μπλε κύκλοι στο επίπεδο με παραμέτρους 50 /55 /115. Τα χρώματα διαχωρίζουν τα Ρ- και τα SH- κύματα

251 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Η μέχρι τώρα ανάλυση καταρχάς δείχνει τον πολλαπλό χαρακτήρα της πηγής όπως φαίνεται από τον αριθμό των συγκεντρώσεων της ολίσθησης στην επιφάνεια του ρήγματος, για τα δυο επίπεδα που εξετάσαμε. Επιπροσθέτως, οι κυματομορφές αυτές καθ εαυτές είναι πολύπλοκες λόγω γειτνίασης με ζώνη κατάδυσης. Στη συνέχεια λαμβάνουμε υπόψη μας και τα δυο επίπεδα διάρρηξης και εξετάζουμε την ταυτόχρονη συνεισφορά τους στο μοντέλο ολίσθησης. Ως επίπεδα ρήγματος και στις δυο περιπτώσεις υιοθετούμε αυτά με κλίση προς τα ΝΑ (πηγή 1) και Α (πηγή 2) στο σχήμα Βασισθήκαμε στην κατανομή των επικέντρων, στις αρχικές μας δοκιμές για το μοντέλο ολίσθησης κατά τις οποίες οι μέγιστες θέσεις έκλυσης σεισμικής ροπής ήταν σταθερότερες, όσον αφορά τη θέση, για τα επίπεδα με κλίση προς ΝΑ-Α, ήταν πιο ρεαλιστικές με βάση προηγούμενη εμπειρία μας και προέβλεπαν υψηλότερα ποσοστά VR Μοντέλο ολίσθησης λόγω διάρρηξης δυο ρηγμάτων με κλίση προς ΝΑ-Α Από τα δύο ορικά επίπεδα κάθε μηχανισμού (Σχ. 4.65) επιλέχθηκε το επίπεδο με παραμέτρους 50 /55 /115 από την πηγή 1 και το επίπεδο με παραμέτρους 2 /82 /-23 από την πηγή 2. Ορίστηκαν δύο ρήγματα διαστάσεων km τα οποία διακριτοποιήθηκαν σε τμήματα διαστάσεων 1 1 km. Τοποθετήθηκαν σε εστιακά βάθη 67 km και 64 km αντίστοιχα, και για την ενεργοποίησή τους εξετάστηκαν διαφορετικές χρονικές καθυστερήσεις. Κατά την αντιστροφή των τηλεσεισμικών κυμάτων για τον υπολογισμό του μηχανισμού γένεσης υπολογίστηκε χρονική καθυστέρηση 1 sec μεταξύ των ενεργοποιήσεων των πηγών και αρχικά χρησιμοποιήθηκε αυτή η τιμή, στη συνέχεια όμως είδαμε ότι ταυτόχρονη ενεργοποίηση των πηγών δίνει καλύτερα αποτελέσματα, πράγμα που υιοθετήσαμε. Για τις ταχύτητες διάρρηξης εξετάστηκε εύρος από km/sec και τελικά υιοθετήθηκε τιμή 2.7 km/sec και για τα δύο ρήγματα. Η σύγκριση πραγματικών και συνθετικών καταγραφών παρουσιάζεται στο σχήμα 4.73 από όπου προκύπτει πολύ καλή προσομοίωση στους περισσότερους σταθμούς, με βάση το μοντέλο ολίσθησης που τελικά υιοθετούμε. Είναι προφανές (Σχ αριστερά) ότι το μεγαλύτερο ποσοστό της ολίσθησης κατανέμεται στο ρήγμα της πηγής 1 (50 /55 /115 ) και συγκεντρώνεται σε τρεις λοβούς (Α, Β, και C στο σχήμα 4.74), που βρίσκονται χωρικά πολύ κοντά μεταξύ τους, και -241-

252 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 περίπου 15 km ΝΔ του υπόκεντρου. Οι συνολικές διαστάσεις των λοβών είναι 15km κατά μήκος της παράταξης και 20 km κατά μήκος της κλίσης, βρίσκονται δε στο βαθύτερο τμήμα του ρήγματος. H μέγιστη τιμή ολίσθησης είναι περίπου 1.7m ενώ η μέση τιμή της σε όλη την επιφάνεια του ρήγματος είναι 0.3m. Η διάρρηξη της πηγής 2 (2 /82 /- 23 ), που έχει μηχανισμό γένεσης με παρατάξεις ρηγμάτων που είναι χαρακτηριστικές για την ανατολική πλευρά του Ελληνικού τόξου, και ισχυρότερη συνιστώσα οριζόντιας μετατόπισης (σε σχέση με πηγή 1), προβλέπει ολίσθηση σε δυο λοβούς μικρών διαστάσεων(d, E, στο σχήμα 4.74), περίπου 25 km νότια του υπόκεντρου, και πάλι στα βαθύτερο τμήμα του ρήγματος. Οι μέγιστες τιμές τις ολίσθησης είναι μικρότερες σε σχέση με την πηγή 1, και αποκτούν τιμές λίγο μεγαλύτερες από 1 m. Η κύρια συγκέντρωση της ολίσθησης ΝΔ της εστίας βρίσκεται σε συμφωνία με τα αποτελέσματα των Vergoz (2006) και Plicka (2007). Από την ανάλυση είναι προφανές ότι ο σεισμός των Κυθήρων εμφανίζει πολυπλοκότητα, απόκλιση από διπλό ζεύγος δυνάμεων, με υψηλά ποσοστά CLVD, δυσκολία στο να ορισθεί μονοσήμαντα το επίπεδο του ρήγματος, δυσκολία επίσης στο να βρεθεί βέλτιστο μοντέλο ολίσθησης με τα τηλεσεισμικά δεδομένα μόνο, καθώς οι κυματομορφές δεν παρουσιάζουν εξαιρετική ευαισθησία στις λεπτομέρειες της διάρρηξης, αλλά με βάση τα μέχρι στιγμής δεδομένα που επεξεργασθήκαμε, το μοντέλο ολίσθησης που προτείνουμε αποτυπώνει τα γενικά χαρακτηριστικά της διάρρηξης. Είναι, όμως, γεγονός ότι στο σεισμό των Κυθήρων απαιτείται η συμμετοχή πολλαπλών ρηγμάτων διαφορετικών προσανατολισμών, όπως προβλέπεται και από την ερμηνεία των CLVD s. Με τη χρήση τηλεσεισμικών καταγραφών είναι εφικτή εκτίμηση της κατανομής της ολίσθησης αλλά για λεπτομερή απεικόνισή της πάνω στην επιφάνεια του ρήγματος είναι απαραίτητη η χρήση και δεδομένων από κοντινούς σταθμούς

253 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.73 Σύγκριση μεταξύ πραγματικών (συνεχής γραμμή) και συνθετικών (στικτή γραμμή) καταγραφών (Ρ- κύματα, SH- κύματα) του κύριου σεισμού των Κυθήρων από το τελικό μας μοντέλο ολίσθησης με ταυτόχρονη διάρρηξη δυο ρηγμάτων με κλίση προς ΝΑ και Α, αντίστοιχα (50 /55 /115 και 2 /82 /-23 )

254 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Σχήμα 4.74 Μοντέλο ολίσθησης στην επιφάνεια του ρήγματος κατά το σεισμό των Κυθήρων (8 Ιανουαρίου 2006, Μ 6.7) με ταυτόχρονη διάρρηξη δυο ρηγμάτων σε βάθη 67 και 64 km και κλίση προς ΝΑ και Α, (50 /55 /115 και 2 /82 /-23 - αριστερά και δεξιά του σχήματος, αντίστοιχα ). Ο αστερίσκος αντιπροσωπεύει τη θέση της εστίας για την πηγή 1 και τη θέση έναρξης της διάρρηξης της πηγής 2. Η χρήση δύο ορικών επιπέδων οδήγησε σε βελτίωση των συνθετικών καταγραφών σε αρκετούς σταθμούς όπως παρουσιάζονται στο σχήμα Συγκεκριμένα στους σταθμούς GNI και RUE είναι ιδιαίτερα εμφανής η βελτίωση των πρώτων αφίξεων των Ρ- κυμάτων οι οποίες στην περίπτωση όπου χρησιμοποιείται μία πηγή απουσιάζουν τελείως. Σχήμα 4.75 Ταύτιση πραγματικών και συνθετικών καταγραφών με χρήση μίας και δύο πηγών. Είναι εμφανής η βελτίωση των συνθετικών καταγραφών με τη χρήση των δύο πηγών

255 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 Από τα μοντέλα ολίσθησης των σεισμών στις ρεαλιστικές εδαφικές κινήσεις στην επιφάνεια (Shakemaps) 5.1 Εισαγωγή Η πιο συχνή πληροφορία η οποία είναι πολύ γρήγορα διαθέσιμη μετά τη γένεση ενός ισχυρού σεισμού είναι το μέγεθός του και οι εστιακές του παράμετροι. Τα τελευταία χρόνια σε αυτές τις παραμέτρους έχει προστεθεί και ο γρήγορος υπολογισμός του τανυστή σεισμικής ροπής (Moment Tensor) ο οποίος μας παρέχει μια πιο αξιόπιστη μέτρηση του μεγέθους και του τρόπου ακτινοβολίας των σεισμικών κυμάτων. Εντούτοις, η κατανομή των ζημιών που αυτός προκαλεί, δεν είναι μια απλή συνάρτηση που εμπεριέχει μόνο τις δύο παραπάνω παραμέτρους, αφού απαιτούνται περισσότερες πληροφορίες για την επίλυση αυτού του προβλήματος. Υπάρχουν παραδείγματα όπου περιοχές οι οποίες βρίσκονταν αρκετά μακριά από τα επίκεντρα μεγάλων σεισμών (π.χ. Loma Prieta 1989, Northridge 1994) και επομένως εκτός των περιοχών άμεσης βοήθειας, είχαν υποστεί σημαντικές ζημιές οι οποίες όμως δεν έγιναν άμεσα γνωστές παρά μόνο αρκετές ώρες έπειτα από το σεισμό. Στις Η.Π.Α. τρία Ινστιτούτα (California Institute of Technology, California Division of Mines and Geology, U.S. Geological Survey) δημιούργησαν ένα δίκτυο σεισμογράφων το οποίο ονομάστηκε TriNet τμήμα του οποίου παρουσιάζεται στο σχήμα 5.1. Το δίκτυο αυτό περιλαμβάνει περισσότερα από 350 όργανα καταγραφής, καθιστώντας το ένα από τα πιο πυκνά σεισμολογικά δίκτυα στον κόσμο. Αποτελείται από αριθμό μικρότερων δικτύων (subnets) τα οποία είναι σχεδιασμένα να ενεργοποιούνται αυτόνομα κατά τη γένεση των σεισμών. Με αυτό τον τρόπο καταγράφονται σεισμοί με μεγέθη Μ<0.4. Τα δεδομένα από το -245-

256 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 δίκτυο αυτό χρησιμοποιούνται για την κατασκευή χαρτών εδαφικής κίνησης (Shakemaps) για την περιοχή της νότιας Καλιφόρνιας (Wald et al., 1997). Σχήμα 5.1 Διαμόρφωση του δικτύου TriNet στην περιοχή της Ν. Καλιφόρνιας (Η.Π.Α) (Σχήμα από τη ιστοσελίδα Χάρτες εδαφικής κίνησης (Shakemaps) Οι χάρτες αυτοί (Shakemaps) αποτελούν αναπαράσταση της εδαφικής κίνησης που προκαλεί ο σεισμός. Οι πληροφορίες που παρέχουν είναι διαφορετικές από αυτές του μεγέθους και του επικέντρου γιατί προσανατολίζονται κυρίως στην αποτύπωση της εδαφικής κίνησης. Έτσι παρόλο που ο σεισμός έχει ένα δοσμένο μέγεθος και επίκεντρο, παράγει πλήθος εδαφικών κινήσεων στην ευρύτερη περιοχή γένεσής του, οι οποίες εξαρτώνται από την απόσταση από το επίκεντρο, από τη γεωλογία της περιοχής και των επιφανειακών στρωμάτων καθώς επίσης και από τις μεταβολές κατά τη διάδοση των σεισμικών κυμάτων μέσα από το φλοιό λόγω της εσωτερικής του ανομοιογένειας. Οι χάρτες αυτοί παρέχουν μια αναπαράσταση των, πιθανώς καταστροφικών, εδαφικών κινήσεων που ακολουθούν τη γένεση ενός σεισμού και μπορούν να χρησιμοποιηθούν για την επείγουσα ανταπόκριση κρατικών φορέων, για εκτίμηση των ζημιών και για πληροφόρηση του κοινού μέσω των μέσων μαζικής ενημέρωσης

257 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 Έπειτα από τη γένεση ενός μεσαίου μεγέθους ή ισχυρού σεισμού ενεργοποιούνται τα όργανα καταγραφής από τα οποία οι μέγιστες τιμές αφού αποθηκευθούν ανάγονται σε ένα κανονικοποιημένο δίκτυο κόμβων (grid) το οποίο καλύπτει ολόκληρη τη Ν. Καλιφόρνια. Αρχικά χρησιμοποιούνται μόνο οι σταθμοί που αποστέλλουν δεδομένα σε πραγματικό χρόνο (real time) και στη συνέχεια με την έλευση περισσότερων δεδομένων οι χάρτες αυτοί ανανεώνονται. Ο κύριος σκοπός αυτών των χαρτών είναι ο συνδυασμός των πληροφοριών από τα όργανα καταγραφής, της τοπικής γεωλογίας (site amplification) και της απόστασης από το επίκεντρο για την κατασκευή της πιο λεπτομερούς αναπαράστασης των εδαφικών κινήσεων. Επίσης, ο χάρτης θα πρέπει να απεικονίζει ρεαλιστικά την εδαφική κίνηση σε περιοχές όπου η πυκνότητα των σταθμών είναι μικρή και να παρέχει ικανοποιητική λεπτομέρεια στις περιοχές όπου η πυκνότητα των σταθμών είναι μεγάλη. Στο σχήμα 5.2 παρουσιάζεται ο χάρτης εδαφικής κίνησης μέγιστης εδαφικής ταχύτητας (cm/sec) (Shakemap) έπειτα από το σεισμού του Northridge (17 Ιανουαρίου 1994, M 6.7) όπως αυτός υπολογίστηκε μετέπειτα (όχι σε πραγματικό χρόνο) από τις καταγραφές των σεισμολογικών οργάνων. Σχήμα 5.2 Χάρτης μέγιστης εδαφικής ταχύτητας (cm/sec) όπου οι τιμές είναι διορθωμένες για τις τοπικές εδαφικές συνθήκες. Το κόκκινο αστέρι αντιπροσωπεύει τη θέση του επικέντρου ενώ το μαύρο αστέρι (χωρίς πλήρωση) τη θέση της μέγιστης εδαφικής κίνησης. Τα πράσινα τρίγωνα αντιστοιχούν στις θέσεις των σταθμών καταγραφής (Σχήμα από την ιστοσελίδα ov/shake/pubs/shake/)

258 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 Μέρος της στρατηγικής της κατασκευής χαρτών της εδαφικής κίνησης σε σύντομο χρόνο μετά από τη γένεση ισχυρού σεισμού είναι το αποτέλεσμα να είναι χρήσιμο και κατανοητό όχι μόνο από τους επιστήμονες αλλά και από ένα ευρύ φάσμα υπηρεσιών και ατόμων (υπηρεσίες παροχής βοήθειας, δημοσιογράφοι, πολίτες). Για το σκοπό αυτό οι Wald et al. (1999) υπολόγισαν σχέσεις οι οποίες συνδέουν τις τιμές της εδαφικής κίνησης (ταχύτητα ή επιτάχυνση) με την ένταση. Έτσι κατασκευάστηκαν χάρτες έντασης οι οποίοι όμως προέρχονται από καταγραφές σεισμολογικών οργάνων (instrumentalbased modified Mercalli intensities). Ο αντίστοιχος χάρτης από το παράδειγμα του σεισμού του Northridge παρουσιάζεται στο σχήμα 5.3. Ο χάρτης αυτός είναι ευκολότερα κατανοητός και παραπέμπει στις εντάσεις της τροποποιημένης κλίμακα Mercalli. Σχήμα 5.3 Χάρτης εντάσεων όπως αυτός υπολογίστηκε με χρήση των σχέσεων των Wald et al. (1999) για το σεισμό του Northridge Το μαύρο αστέρι αντιπροσωπεύει τη θέση του επικέντρου ενώ οι μπλε γραμμές κεντρικούς αυτοκινητόδρομους. Στο κάτω μέρος του σχήματος υπάρχει υπόμνημα με τα όρια των τιμών ταχύτητας ή επιτάχυνσης και την αντιστοιχία τους με την κλίμακα έντασης καθώς και με τις αναμενόμενες βλάβες (Σχήμα από τη ιστοσελίδα

259 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 Η κατανομή των εντάσεων, όπως υπολογίστηκε με τον παραπάνω τρόπο, βρίσκεται σε καλή συμφωνία με τις πραγματικές εντάσεις που καταγράφηκαν από τους Dewey et al. (1995) (Σχ. 5.4) και έχουν κάποια κοινά χαρακτηριστικά όπως για παράδειγμα οι υψηλές τιμές έντασης ΝΔ του επικέντρου. Σχήμα 5.4 Χάρτης εντάσεων όπως αυτός υπολογίστηκε από τους Dewey et al. (1995) (άσπροι κύκλοι). Οι αριθμοί στο εσωτερικό των κύκλων αντιστοιχεί σε τιμές τις τροποποιημένης κλίμακας Mercalli (Σχήμα από τη ιστοσελίδα Ακόμα όμως και σε ένα τόσο πυκνό δίκτυο όσο αυτό της Ν. Καλιφόρνια υπάρχουν περιπτώσεις κατά τις οποίες σεισμοί συμβαίνουν στα όρια του δικτύου ή σε περιοχές όπου η κάλυψη των σταθμών είναι μικρή. Σε αυτές τις περιπτώσεις και για να καλυφθούν περιοχές για τις οποίες δεν υπάρχουν παρατηρήσεις από σεισμολογικά όργανα, τοποθετούνται εικονικοί σταθμοί για τους οποίους υπολογίζονται τιμές μέγιστης εδαφικής κίνησης με βάση τις καμπύλες απόσβεσης των Joyner and Boore (1981) λαμβάνοντας υπόψη την απόσταση από το κέντρο της μέγιστης εδαφικής κίνησης (centroid) και το μέγεθος του σεισμού. Οι τιμές των σταθμών αυτών και εφόσον βρίσκονται σε ορισμένη απόσταση από τον πλησιέστερο πραγματικό σταθμό συμμετέχουν -249-

260 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 στην κατασκευή του καννάβου για τη δημιουργία των καμπύλων μέγιστης εδαφικής ταχύτητας ή επιτάχυνσης. Υπάρχουν, όμως, και περιπτώσεις όπου η γένεση ισχυρού σεισμού έχει ως αποτέλεσμα τη δημιουργία βλαβών στο σεισμολογικό δίκτυο (πτώση του δικτύου) στην πλειόσειστη περιοχή και κατ επέκταση την αδυναμία των σταθμών να αποστείλουν δεδομένα σε πραγματικό χρόνο ώστε να κατασκευαστούν οι χάρτες εδαφικής κίνησης. Σε αυτή την περίπτωση, η χρήση μοντέλων ολίσθησης τα οποία έχουν παραχθεί με χρήση δεδομένων από σταθμούς που βρίσκονται αρκετά μακρύτερα από την πλειόσειστη περιοχή μπορούν να χρησιμοποιηθούν για τον υπολογισμό ρεαλιστικών τιμών εδαφικής κίνησης. 5.2 Χρήση μοντέλων κατανομής της ολίσθησης για πρόβλεψη των εδαφικών κινήσεων Για τη μελέτη των διεργασιών στην εστία ενός ισχυρού σεισμού, συνήθως χρησιμοποιούνται σεισμικές καταγραφές από σταθμούς ευρέος φάσματος οι οποίες αντιστρέφονται με χρήση μεθόδων ελαχίστων τετραγώνων (Dreger and Kaverina,2000; Kaverina et al., 2002, μεταξύ άλλων) και υπολογίζεται έτσι η κατανομή της ολίσθησης στην επιφάνεια του σεισμογόνου ρήγματος. Το μοντέλο αυτό της ολίσθησης στη συνέχεια μπορεί να χρησιμοποιηθεί για την πρόβλεψη των εδαφικών κινήσεων στην ευρύτερη επικεντρική περιοχή ακόμα και όταν η πυκνότητα του δικτύου είναι χαμηλή. Η διαδικασία αυτή αναπτύχθηκε για την περιοχή της βόρεια Καλιφόρνιας επειδή η κάλυψη του υπάρχοντος σεισμολογικού δικτύου είναι χαμηλή (σε σχέση με την έκταση της) και είναι επιτακτική η ανάγκη ύπαρξης ενός συστήματος γρήγορης ενημέρωσης της Πολιτείας σε περίπτωση ισχυρού σεισμού. Η διαδικασία η οποία ακολουθείται από το Σεισμολογικό Εργαστήριο του Πανεπιστημίου του Berkeley, για τον υπολογισμό των εδαφικών κινήσεων έπειτα -250-

261 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 από κάποιο ισχυρό σεισμό στηρίζεται στον κώδικα των Dreger and Kaverina (2000) και συνοπτικά μπορεί να περιγραφεί ως εξής: Αρχικά, εντός λίγων λεπτών από τη γένεση του σεισμού, υπολογίζεται το επίκεντρο, το μέγεθος και ο μηχανισμός γένεσης του σεισμού. Στη συνέχεια αντιστρέφοντας τα δεδομένα σταθμών ευρέος φάσματος και αφού έχουν προηγηθεί κατάλληλες δοκιμές για την επιλογή του επιπέδου ολίσθησης και των παραμέτρων της διάρρηξης (ταχύτητα διάρρηξης, χρόνος αναδυσης κ.λ.π), υπολογίζεται το τελικό μοντέλο ολίσθησης. Στη συνέχεια η ευρύτερη περιοχή μελέτης διακριτοποιείται σε κόμβους (κάνναβος), κάθε ένας από τους οποίους αντιστοιχεί σε ένα «φανταστικό» σταθμό καταγραφής. Έπειτα με τη χρήση του μοντέλου ολίσθησης και των παραμέτρων ολίσθησης της βέλτιστης λύσης, υπολογίζεται σε κάθε σημείο του καννάβου συνθετική καταγραφή είτε ταχύτητας είτε μετάθεσης. Συνήθως υπολογίζονται οι δύο οριζόντιες συνιστώσες σε κάθε σταθμό από τις οποίες προκύπτει μία μέση τιμή εδαφικής κίνησης για τη συγκεκριμένη θέση, ως ο μέσος όρος των μέγιστων τιμών τους. Οι τιμές αυτές έπειτα με τη μέθοδο της παρεμβολής (interpolation) χαρτογραφούνται πάνω σε χάρτη. Παράδειγμα εφαρμογής της μεθόδου παρουσιάζεται στο σχήμα 5.5 και προέρχεται από την εφαρμογή της μεθόδου για το σεισμό του Northridge (17 Ιανουαρίου 1994, Μ 6.7). Παρατηρείται η καλή συμφωνία ανάμεσα στις συνθετικές τιμές και τις πραγματικές παρατηρήσεις. Στην περίπτωση αυτή οι συνθετικές καταγραφές υπολογίστηκαν χρησιμοποιώντας διαφορετικά μοντέλα ταχυτήτων που αντιπροσώπευαν συνθήκες βράχου ή χαλαρών εδαφών για την καλύτερη προσομοίωση των πραγματικών τιμών. Βασικοί παράγοντες οι οποίοι επηρεάζουν τα αποτελέσματα της συγκεκριμένης μεθόδου υπολογισμού εδαφικών κινήσεων είναι η γνώση του μοντέλου ταχυτήτων και η εκτίμηση των τοπικών εδαφικών συνθηκών. Παράμετροι όπως η κατευθυντικότητα και η κατανομή της ολίσθησης του σεισμού ελέγχονται από των κώδικα και το μοντέλο ολίσθησης

262 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 α β Σχήμα 5.5 α) Με τις μαύρες γραμμές παρουσιάζονται οι συνθετικές τιμές ενώ οι κόκκινες τιμές αντιστοιχούν σε πραγματικές παρατηρήσεις ταχύτητας (cm/sec) για το σεισμό του Northridge (Καλιφόρνια, 17 Ιανουαρίου 1994, Μ 6.7) β) Με το μαύρο χρώμα είναι οι συνθετικές τιμές ενώ με το κόκκινο χρώμα οι πραγματικές τιμές ταχύτητας. (Σχήμα από Dreger and Kaverina, 1999) Στο Πανεπιστήμιο του Berkeley έχουν δοκιμαστεί δύο μέθοδοι ενίσχυσης της εδαφικής κίνησης. Ο πρώτος προϋποθέτει χρήση ενός μοντέλου ταχυτήτων και υιοθετεί γεωλογικό χαρακτηρισμό των περιοχών σε Τεταρτογενή/ Τριτογενή/ Μεσοζωική εποχή (Quaternary /Tertiary/Mesozoic - QTM) σύμφωνα με τους Park and Elrick (1998). Στη συνέχεια και ανάλογα με τη θέση του σταθμού χρησιμοποιούνται αντίστοιχες διορθώσεις (Borcherdt, 1994) οι οποίες εφαρμόζονται στις κυματομορφές. Η δεύτερη μέθοδος περιλαμβάνει κατασκευή καινούργιων συναρτήσεων Green για κάθε περιοχή και για διαφορετικές εδαφικές συνθήκες χρησιμοποιώντας διαφορετικό μοντέλο ταχυτήτων

263 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 Ο τελικός στόχος της ανάπτυξης αυτής της μεθόδου ήταν η παραγωγή αξιόπιστων χαρτών όπου θα απεικονίζονται οι μέγιστες εδαφικές κινήσεις σε περιοχές με αραιή κάλυψη δικτύου. Στο σχήμα 5.6 παρουσιάζονται πως θα ήταν τα αποτελέσματα αν μετά το σεισμό του Northridge (17 Ιανουαρίου 1994, Μ 6.7) παράγονταν χάρτες μέγιστων εδαφικών κινήσεων με χρήση συγκεκριμένου αριθμού σταθμών (Σχ. 5.6 α, β, γ) ή με συνδυασμό πραγματικών παρατηρήσεων και συνθετικών τιμών στις περιοχές με χαμηλή κάλυψη δικτύου. α β γ δ ε ζ Σχήμα 5.6 Στις περιπτώσεις α, β, γ, έχουν χαρτογραφηθεί οι τιμές μέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης (PGA) όταν για τον υπολογισμό τους έχουν χρησιμοποιηθεί μόνο τα δεδομένα του δικτύου TriNet για το σεισμό του Northridge (Καλιφόρνια, 17 Ιανουαρίου 1994, Μ 6.7) Με μαύρες γραμμές αντιπροσωπεύεται ο χάρτης μέγιστων εδαφικών κινήσεων (g) ενώ οι αριθμοί με το κόκκινο χρώμα αντιστοιχούν σε παρατηρημένες τιμές επιτάχυνσης (g/10). Στο σχήμα (α) έχουν χρησιμοποιηθεί 13 σταθμοί του δικτύου TriNet, στο σχήμα (β) όταν αφαιρεθούν σταθμοί ώστε να βρίσκονται σε απόσταση 40 km μεταξύ τους και ένα σταθμό προς τη μεριά της κατευθυντικότητας ενώ στο (γ) έχουν χρησιμοποιηθεί μόλις 3 σταθμοί ώστε να προσομοιάζει η περίπτωση αραιό σεισμολογικό δίκτυο. Στα σχήματα δ, ε, ζ, παρουσιάζεται πως θα ήταν ο τελικός χάρτης μέγιστων εδαφικών ταχυτήτων στην περίπτωση που στις θέσεις που αντιπροσωπεύονται από τους κόκκινους κύκλους χρησιμοποιούνταν συνθετικές τιμές επιτάχυνσης υπολογισμένες από το μοντέλο ολίσθησης του σεισμού. (Σχήμα από Dreger and Kaverina, 1999) -253-

264 ΚΕΦΑΛΑΙΟ Εδαφικές κινήσεις του σεισμού του Μαυροβουνίου (15 Απριλίου 1979, Μ 7.1) και του μεγαλύτερου μετασεισμού του (24 Μαΐου 1979, Μ 6.4) Ακολουθώντας τα βασικά βήματα που αναπτύχθηκαν στο Εργαστήριο Σεισμολογίας του Πανεπιστημίου του Berkeley, έγινε μια πρώτη προσπάθεια για τον υπολογισμό χαρτών εδαφικών κινήσεων από μοντέλα ολίσθησης όπως αυτά υπολογίστηκαν με τη μέθοδο που περιγράφηκε στο Κεφάλαιο 4. Ο κύριος σκοπός ήταν η διερεύνηση αν είναι εφικτό χρησιμοποιώντας τις ήδη αποθηκευμένες συναρτήσεις Green για τον ελληνικό χώρο και ένα μοντέλο ολίσθησης υπολογισμένο με αντιστροφή τηλεσεισμικών καταγραφών, να υπολογιστούν ρεαλιστικές εδαφικές κινήσεις, χρήσιμες για την Πολιτεία και το ευρύ κοινό, έπειτα από τη γένεση ενός ισχυρού σεισμού. Συγκεκριμένα στις παραγράφους και υπολογίστηκαν τα μοντέλα ολίσθησης για τον κύριο σεισμό του Μαυροβουνίου και τον μεγαλύτερο μετασεισμό του. Εδώ χρησιμοποιούνται τα μοντέλα αυτά για τον υπολογισμό των εδαφικών κινήσεων που προκάλεσαν στην ευρύτερη επικεντρική περιοχή τους. Για το σκοπό αυτό κατασκευάστηκε κάνναβος σημείων με βήμα 0.02 προς τη διεύθυνση Β-Ν και Α-Δ ώστε να καλυφθεί αρκετά μεγάλη περιοχή γύρω από το επίκεντρο. Σε κάθε σημείο υπολογίστηκαν συνθετικές καταγραφές ταχύτητας για εδαφικές συνθήκες βράχου (NEHRP- B Class) χρησιμοποιώντας τον κώδικα των Dreger and Kaverina (2000). Οι συναρτήσεις Green υπολογίστηκαν με βάση τον Saikia (1994) και το μοντέλο ταχυτήτων των Ambraseys et al. (2000). Στις συναρτήσεις Green εφαρμόστηκε ζωνοπερατό φίλτρο Hz ώστε να συμπεριληφθούν και υψηλότερες συχνότητες στην εκτίμηση των εδαφικών κινήσεων κοντά στην επικεντρική περιοχή. Σε κάθε κόμβο του καννάβου υπολογίστηκε μια μέση τιμή (geometric mean) της ταχύτητας χρησιμοποιώντας τις μέγιστες τιμές των δύο οριζοντίων συνιστωσών, και τα αποτελέσματα συνοψίζονται στα σχήματα 5.7, 5.8. Για τον έλεγχο της αξιοπιστίας των αποτελεσμάτων χρησιμοποιήσαμε τις πραγματικές καταγραφές από τα διαθέσιμα όργανα ισχυρής σεισμικής κίνησης που ήταν εγκατεστημένα στην -254-

265 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 περιοχή (Πίνακας 5.1) (Ambraseys et al., 2000). Για τη σύγκριση των τιμών των επιταχυνσιογράφων, οι τιμές της επιτάχυνσης ανάχθηκαν σε συνθήκες βράχου NEHRP- B Class) χρησιμοποιώντας εμπειρικές σχέσεις απόσβεσης (Tromans and Bommer, 2002) και αυτές οι τιμές είναι αυτές που παρουσιάζονται στα σχήματα 5.7, 5.8. Σύμφωνα με αυτές τις εμπειρικές σχέσεις υπολογίστηκαν οι αναμενόμενες μέγιστες τιμές ταχύτητας (PGV) για τους τρεις βασικούς τύπους εδαφών (βράχος-class B, πολύ συμπαγές έδαφος-class C και συμπαγές έδαφος- Class D). Στη συνέχεια η διαφορά ανάμεσα στις μέγιστες συνθετικές τιμές επιτάχυνσης και αυτών σε βράχο (Class B) αφαιρέθηκε από τους σταθμούς που βρίσκονταν σε εδάφη κλάσης C και D. Με αυτό τον τρόπο ομογενοποιήσαμε όλες τις τιμές της μέγιστης εδαφικής ταχύτητας σε όλους τους σταθμούς σαν να ήταν τοποθετημένοι σε βράχο. Γενικά οι προβλεπόμενες τιμές (PGV) είναι σε συμφωνία με τις πραγματικές παρατηρήσεις (Σχ. 5.7). Για την περίπτωση του κύριου σεισμού του Μαυροβουνίου η μέγιστη τιμή υπολογίστηκε ~140cm/sec σε θαλάσσια περιοχή ΒΔ του επικέντρου. Η ταύτιση των τιμών στους κοντινούς σταθμούς BAR, ULA και PETO είναι αρκετά ικανοποιητική. Δεν υπάρχει καλή συμφωνία με την τιμή της ταχύτητας στο σταθμό ULO ο οποίος βρίσκεται πολύ κοντά στο σταθμό ULA, και διαφέρουν οι τιμές περίπου κατά ένα παράγοντα 2. Ο σταθμός αυτός βρίσκεται στην αντίθετη διεύθυνση της διάδοσης της διάρρηξης και η διαφορά που παρατηρείται μπορεί να αποδοθεί σε ιδιαίτερες συνθήκες του εδάφους στην περιοχή του σταθμού καθώς και στα χαρακτηριστικά του μοντέλου ολίσθησης. Στο σχήμα 5.8 παρουσιάζεται η κατανομή των πραγματικών (με διόρθωση) και των συνθετικών τιμών σε συνάρτηση με την απόσταση

266 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 Πίνακας 5.1. Πληροφορίες για τις θέσεις των σταθμών καταγραφής της ισχυρής εδαφικής κίνησης οι οποίοι κατέγραψαν το σεισμό του Μαυροβουνίου και του μεγαλύτερου μετασεισμού του καθώς επίσης και για τις εμπειρικές και πραγματικές τιμές εδαφικής ταχύτητας. (Πίνακας από Benetatos et al., 2006) Σταθμός φ ( O Β) λ ( O Α) Περιγραφή θέσης BAR Bar, Skupstina Opstine Χαρακτηρισμός εδάφους Πολύ συμπαγές έδαφος (Class C) 15 Απριλίου 1979 (Κύριος σεισμός) 24 Μαΐου1979 (Μετασεισμός) Απόσταση (km) Πραγματική PGV cm/sec PGV (για βράχο class, B) cm/sec ULA Ulcinj, Hotel Albatros Βράχος (Class B) ULO Ulcinj, Hotel Olimpic PETO Petrovac, Hotel Oliva Πολύ συμπαγές έδαφος (Class C) Πολύ συμπαγές έδαφος (Class C) Απόσταση (km) Πραγματική PGV cm/sec PGV (για βράχο class, B) cm/sec TIS Titograd, Seismoloska Stanica Βράχος (Class B) TIG Titograd, Geoloski Zavod Βράχος (Class B) HRZ Herceg Novi, O.S.D. Pavicic Βράχος (Class B) DUB Dubrovnic Pomorska Skola Βράχος (Class B) BUD Budva-PTT PET Petrovac-Hotel Rivijera Συμπαγές έδαφος (Class D) Συμπαγές έδαφος (Class D) KOTN Kotor Nas Raki Βράχος (Class B) TIVA Tivat-Aerodrom KOTZ Kotor-Zovod za Biologiju Mora Συμπαγές έδαφος (Class D) Συμπαγές έδαφος (Class D)

267 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 Για την περίπτωση του μετασεισμού ακολουθήθηκε η ίδια διαδικασία όπως περιγράφηκε προηγούμενα. Η μέγιστη τιμή της ταχύτητας της εδαφικής κίνησης υπολογίστηκε σε ~34cm/sec και βρίσκεται σε θαλάσσιο χώρο (Σχ. 5.7). Γενικά παρατηρείται ταύτιση μεταξύ των προβλεπόμενων από το μοντέλο ολίσθησης τιμών αν και η πλειοψηφία των σταθμών βρίσκεται αρκετά μακριά από την πλειόσειστη περιοχή. Επίσης υπάρχουν περιπτώσεις όπου οι τιμές διαφέρουν αρκετά, όπως είναι οι περιπτώσεις των σταθμών BAR και ULO που βρίσκονται νοτιοανατολικά του επικέντρου. Στο σχήμα 5.10 παρουσιάζεται σύγκριση των διορθωμένων τιμών με τις συνθετικές σε συνάρτηση με την απόσταση από το επίκεντρο. Σχήμα 5.7 Συνθετικός χάρτης μέγιστων εδαφικών ταχυτήτων (PGV, cm/sec) για τον κύριο σεισμό της ακολουθίας του Μαυροβουνίου χρησιμοποιώντας το μοντέλο ολίσθησης του σχήματος Τα γκρίζα τρίγωνα δηλώνουν τις θέσεις των σταθμών καταγραφής της ισχυρής εδαφικής κίνησης και ο αριθμός δίπλα σε κάθε σταθμό την μέγιστη εδαφική ταχύτητα (cm/sec) σε τύπο εδάφους βράχο (Class B, NEHRP) όπως περιγράφηκε στην παράγραφο (Σχήμα από Benetatos et al., 2006) -257-

268 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.8 Παρατηρούμενες τιμές μέγιστης εδαφικής ταχύτητας (cm/sec) (μαύροι συμπαγείς κύκλοι) που έχουν αναχθεί σε βράχο (Class B, NEHRP, βλ. κείμενο) και συνθετικές τιμές μέγιστης εδαφικής ταχύτητας (cm/sec) (ανοιχτοί κύκλοι) σε συνάρτηση με την απόσταση από το επίκεντρο του κύριου σεισμού του Μαυροβουνίου (15 Απριλίου 1979, Μ 7.1). Σχήμα 5.9 Συνθετικός χάρτης μέγιστων εδαφικών ταχυτήτων (PGV, cm/sec) για τον μεγαλύτερο μετασεισμό της ακολουθίας του Μαυροβουνίου χρησιμοποιώντας το μοντέλο ολίσθησης του σχήματος Τα γκρίζα τρίγωνα δηλώνουν τις θέσεις των σταθμών καταγραφής της ισχυρής εδαφικής κίνησης και ο αριθμός δίπλα σε κάθε σταθμό την μέγιστη εδαφική ταχύτητα (cm/sec) σε τύπο εδάφους βράχο (Class B, NEHRP) όπως περιγράφηκε στην παράγραφο (Σχήμα από Benetatos et al., 2006) -258-

269 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 Σχήμα 5.10 Παρατηρούμενες τιμές μέγιστης εδαφικής ταχύτητας (cm/sec) (μαύροι συμπαγείς κύκλοι) που έχουν αναχθεί σε βράχο (Class B, NEHRP, βλ. κείμενο) και συνθετικές τιμές μέγιστης εδαφικής ταχύτητας (cm/sec) (ανοιχτοί κύκλοι) σε συνάρτηση με την απόσταση από το επίκεντρο του μεγαλύτερου μετασεισμού της ακολουθίας του Μαυροβουνίου (24 Μαΐου 1979, Μ 6.4) Εδαφικές κινήσεις του σεισμού της Λευκάδας (14 Αυγούστου 2003, Μ 6.2) Για τον υπολογισμό των μέγιστων εδαφικών κινήσεων από το σεισμό της Λευκάδας (14 Αυγούστου 2003, Μ 6.2) ακολουθήσαμε την ίδια διαδικασία που περιγράφηκε και στην παράγραφο Κατασκευάστηκε κάνναβος σημείων με βήμα 0.02 προς τη διεύθυνση Β-Ν και Α-Δ και σε κάθε σημείο του καννάβου υπολογίστηκαν συνθετικές καταγραφές ταχύτητας για εδαφικές συνθήκες βράχου (NEHRP - B Class) χρησιμοποιώντας των κώδικα των Dreger and Kaverina (2000). Οι συναρτήσεις Green υπολογίστηκαν με τον κώδικα FKRPROG του Saikia (1994) και χρησιμοποιήθηκε το μοντέλο ταχυτήτων των Novotny et al. (2001). Η περίπτωση του σεισμού της Λευκάδας αποτελεί μια ιδιαίτερη περίπτωση σεισμού ( ) όπου ένα σύνολο πηγών συμμετέχει στη διαδικασία διάρρηξης και όχι μια και μοναδική πηγή. Για το σκοπό αυτό είχε ιδιαίτερο ενδιαφέρον ο υπολογισμός του χάρτη των μέγιστων εδαφικών ταχυτήτων για να διακριθεί καλύτερα η συνεισφορά κάθε πηγής στην εδαφική -259-

270 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 κίνηση. Ο χάρτης των μέγιστων εδαφικών ταχυτήτων (PGV) παρουσιάζεται στο σχήμα Οι μεγαλύτερες τιμές μέγιστης εδαφικής ταχύτητας παρατηρούνται στη δυτική ακτή του νησιού της Λευκάδας με μέγιστη τιμή ~25 cm/sec ενώ παρατηρείται και μια δεύτερη συγκέντρωση με αρκετά μικρότερες τιμές στο δυτικό τμήμα του νησιού της Κεφαλονιάς. Αν χρησιμοποιήσουμε τις εμπειρικές σχέσεις των Wald et al. (1999) για να μετατρέψουμε τις τιμές μέγιστης εδαφικής ταχύτητας σε τιμές έντασης της τροποποιημένης κλίμακας Mercalli (Modified Mercalli Intensity scale) παρατηρείται ότι η μέγιστη τιμή (~25 cm/sec) αντιστοιχεί σε ένταση VII. Τα αποτελέσματα των Papadopoulos et al. (2003), τα οποία παρουσιάζονται στο σχήμα 5.11, δείχνουν ότι η μέγιστη τιμή έντασης στο νησί της Λευκάδας ήταν VII, παρατήρηση που βρίσκεται σε συμφωνία με τα αποτελέσματα μας. Επίσης υπάρχει και καλή πρόβλεψη των περιοχών στις οποίες παρατηρήθηκαν κατολισθήσεις με την περιοχή των μέγιστων εδαφικών κινήσεων. Οι χαμηλές τιμές επίσης που παρατηρούνται κοντά στο νησί της Κεφαλονιάς είναι σε συμφωνία με το γεγονός ότι παρατηρήθηκαν μικρές ή καθόλου ζημιές από το σεισμό αυτό σε περιοχές του νησιού. Σχήμα 5.11 Συνθετικός χάρτης μέγιστων εδαφικών ταχυτήτων (PGV, cm/sec) για τον κύριο σεισμό της Λευκάδας χρησιμοποιώντας το μοντέλο ολίσθησης του σχήματος Οι λατινικοί αριθμοί αντιπροσωπεύουν τιμές έντασης της τροποποιημένης κλίμακας Mercalli και οι μαύροι κύκλοι θέσεις όπου παρατηρήθηκαν κατολισθήσεις (Papadopoulos et al., 2003) (Σχήμα από Benetatos et al., 2007)

271 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 Εξαιτίας του πολύπλοκου χαρακτήρα της διάρρηξης, με την ύπαρξη δύο κύριων περιοχών έκλυσης της σεισμικής ροπής και για τη διερεύνηση της συνεισφοράς κάθε τμήματος του ρήγματος στις εδαφικές κινήσεις στη επιφάνεια, κατασκευάστηκαν χάρτες μέγιστης εδαφικής ταχύτητας ξεχωριστά για κάθε τμήμα που ενεργοποιήθηκε. Στο σχήμα 5.12 παρουσιάζονται τα αποτελέσματα στα οποία έχει προστεθεί και το μοντέλο ολίσθησης για καλύτερη κατανόηση της θέσης της μέγιστης ολίσθησης και των μέγιστων εδαφικών κινήσεων στην επιφάνεια. Σχήμα 5.12 α) Συνθετικός χάρτης μέγιστων εδαφικών ταχυτήτων (PGV, cm/sec) για τον κύριο σεισμό της Λευκάδας χρησιμοποιώντας μόνο το βόρειο τμήμα του μοντέλου ολίσθησης του σχήματος β) Συνθετικός χάρτης μέγιστων εδαφικών ταχυτήτων (PGV, cm/sec) για τον κύριο σεισμό της Λευκάδας χρησιμοποιώντας μόνο το νότιο τμήμα του μοντέλου ολίσθησης του σχήματος

272 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 Παρατηρείται ότι ενώ στο βόρειο τμήμα οι μέγιστες τιμές των εδαφικών κινήσεων βρίσκονται σχεδόν πάνω από τις μέγιστες τιμές τις ολίσθησης, στο νότιο τμήμα οι μέγιστες τιμές είναι ελαφρά μετακινημένες προς νοτιότερες περιοχές. Αυτό συμβαίνει λόγο του τρόπου διάδοσης της διάρρηξης. Η διάρρηξη στο βόρειο τμήμα ξεκίνησε από το κέντρο περίπου του ρήγματος (σχήμα 4.22,πηγή 1, μαύρο αστέρι) και διαδόθηκε προς τα νότια, αντίθετα με το νότιο ρήγμα όπου η διάρρηξη ξεκίνησε από την άκρη και το ανώτερο τμήμα του ρήγματος (σχήμα 4.22,πηγή 2, μαύρο αστέρι) με αποτέλεσμα να διαδοθεί προς τα νότια και προς βαθύτερα στρώματα. Έτσι οι μέγιστες τιμές εδαφικής κίνησης δεν παρατηρήθηκαν κοντά (από πάνω) από τις μέγιστες τιμές της ολίσθησης. Συνετέλεσε επίσης στην ύπαρξη υψηλών τιμών ταχυτήτων στο βόρειο τμήμα του ρήγματος και το τμήμα της ολίσθησης που βρίσκεται κοντά στην επιφάνεια (σχήμα 4.22, πηγή 1). 5.3 Συμπεράσματα από την εφαρμογή της μεθόδου κατασκευής χαρτών μέγιστης εδαφικής κίνησης Εξετάζοντας συνολικά τις πρώτες προσπάθειες υπολογισμού ρεαλιστικών εδαφικών κινήσεων από σεισμούς του ευρύτερου χώρου του Αιγαίου Πελάγους, χρησιμοποιώντας μοντέλα κατανομής της ολίσθησης με χρήση τηλεσεισμικών καταγραφών μπορούν να εξαχθούν τα ακόλουθα συμπεράσματα: Πολύ σημαντικό ρόλο στην προσομοίωση των εδαφικών κινήσεων διαδραματίζει το μοντέλο ολίσθησης. Συγκεκριμένα ο προσανατολισμός του ρηξιγενούς επιπέδου, η κατανομή της ολίσθησης στο σεισμογόνο ρήγμα και οι απόλυτες τιμές αυτού, μπορούν να επηρεάσουν σημαντικά τις εξαγόμενες τιμές εδαφικής κίνησης. Το κύριο μειονέκτημα της χρήσης τηλεσεισμικών κυμάτων είναι η περιορισμένη διακριτική ικανότητα της ολίσθησης η οποία δεν επιτρέπει την αναγνώριση λεπτομερειών στη διάρρηξη οι οποίες πιθανότατα μπορούν να διαμορφώσουν τα χαρακτηριστικά των χαρτών κατανομής της εδαφικής κίνησης. Στην περίπτωση του σεισμού της Λευκάδας η αδυναμία πρόβλεψης των παρατηρούμενων τιμών κυρίως στο βόρειο τμήμα του νησιού πιθανόν οφείλεται στη μειωμένη διακριτική ικανότητα και στην απουσία διόρθωσης των -262-

273 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 τιμών της ταχύτητας για τις τοπικές εδαφικές συνθήκες. Αντίθετα στην περίπτωση των σεισμών της ακολουθίας του Μαυροβουνίου, αν και αυτή ήταν ιδιαίτερη περίπτωση σεισμού μιας και το επίκεντρο βρισκόταν σε θαλάσσιο χώρο και σχετικά μακριά από τα όργανα καταγραφής, η ταύτιση των παρατηρούμενων με τις συνθετικές τιμές είναι ικανοποιητική, χωρίς να απουσιάζουν περιπτώσεις όπου οι διαφορές ανάμεσα σε πραγματικές και συνθετικές καταγραφές είναι σημαντική. Όμως οι χάρτες που αναπαριστούν εκτίμηση των εδαφικών κινήσεων μετά από τη γένεση ενός ισχυρού σεισμού μπορούν, έπειτα από βελτίωση των μοντέλων ταχυτήτων για τις διάφορες περιοχές του ελληνικού χώρου, την χρήση δεδομένων από τοπικούς σταθμούς, την κατασκευή καινούργιων βάσεων συναρτήσεων Green και το συνδυασμό τους με καταγραφές από σεισμολογικά όργανα σε πραγματικό χρόνο, να αποδειχθούν ιδιαίτερα χρήσιμοι στην περίπτωση ισχυρών σεισμών οι οποίοι αναμένεται να επηρεάσουν μεγάλη περιοχή γύρω από το επίκεντρό τους. Μπορούν τότε να χρησιμοποιηθούν ως εργαλείο για άμεση πληροφόρηση της Πολιτείας και απόκριση των υπηρεσιών βοήθειας σε πληγείσες περιοχές όταν είναι εφικτή η δημοσίευσή τους σε πραγματικό χρόνο. Το διαδίκτυο και οι υπηρεσίες που αυτό προσφέρει σήμερα παρέχουν τη δυνατότητα ενημέρωσης σε πραγματικό χρόνο των πολιτών. Επίσης δίνουν τη δυνατότητα συνεισφοράς από το ευρύ κοινό ώστε μέσω κατάλληλα διαμορφωμένων ιστοσελίδων, να μπορεί να αποστείλει άμεσα πληροφορίες για ζημιές προς τα σεισμολογικά κέντρα τα οποία θα αναγνωρίσουν την έκταση και την ένταση των καταστροφών και θα ενημερώσουν τις υπηρεσίες και τα όργανα της Πολιτείας. Η προσπάθεια αυτή βρίσκεται σε εξέλιξη στον Τομέα Γεωφυσικής ώστε με τη συνεχή αναβάθμιση του δικτύου σεισμογράφων να έχει τη δυνατότητα να παρέχει τέτοιου είδους ενημέρωση στο ευρύ κοινό

274 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 Σύνοψη και συμπεράσματα Στην παρούσα διδακτορική διατριβή μελετήθηκαν κυρίως τα κινηματικά χαρακτηριστικά της διάρρηξης σεισμικών ακολουθιών των ετών αλλά και προγενέστερων σεισμών με βάση νέες τεχνικές επεξεργασίας ψηφιακών δεδομένων. Προσδιορίσθηκαν μοντέλα ολίσθησης με τη μέθοδο της αντιστροφής κυμάτων χώρου από τηλεσεισμικές αποστάσεις (Antolik and Dreger, 2001) και τη μέθοδο της αντιστροφή των χρονικών συναρτήσεων της εστίας (Dreger, 1994). Οι σεισμοί και οι ακολουθίες που μελετήθηκαν έχουν ως ακολούθως: οι σεισμοί του Μαυροβουνίου, Μ 7.1 (15 Απριλίου 1979) και Μ 6.4 (24 Μαΐου 1979) η ακολουθία της Σκύρου, Μ 6.5 (26 Ιουλίου 2001) η ακολουθία του Βαρθολομιού, Μ 5.5 (2 Δεκεμβρίου 2002) η ακολουθία των Ψαχνών Ευβοίας (Ιούνιος-Ιούλιος 2003) η ακολουθία του Κόλπου του Σάρου, Μ 5.7 (6 Ιουλίου 2003) η ακολουθία της Λευκάδας, Μ 6.2 (14 Αυγούστου 2003) η ακολουθία των Λουτρών Αλεξανδρούπολης (Ιούνιος 2004) η ακολουθία του Κόλπου του Siğaçik - (Δ. Τουρκία) (Οκτώβριος 2005) ο σεισμός των Κυθήρων, Μ 6.7 (8 Ιανουαρίου 2006) Η αναβάθμιση του δικτύου του Εργαστηρίου Γεωφυσικής του Α.Π.Θ. και η συνεχής ανανέωση του με σύγχρονα όργανα ευρέος φάσματος συνετέλεσε στη δυνατότητα γρήγορου προσδιορισμού μηχανισμών γένεσης σεισμών της ευρύτερης περιοχής του Αιγαίου Πελάγους, οι οποίοι πλέον αποστέλλονται σε σταθερή βάση στα διεθνή κέντρα και αναρτώνται στην ιστοσελίδα του Εργαστηρίου Γεωφυσικής

275 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 Έγινε υπολογισμός των εδαφικών κινήσεων στο βραχώδες υπόβαθρο με χρήση μοντέλων ολίσθησης για τους σεισμούς του Μαυροβουνίου (15 Απριλίου 1979, Μ 7.1) και του μεγαλύτερου μετασεισμού της ακολουθίας (24 Μαΐου 1979, Μ 6.4) καθώς επίσης και του σεισμού της Λευκάδας (14 Αυγούστου 2003, Μ 6.2). Χρησιμοποιώντας ανεξάρτητες παρατηρήσεις (καταγραφές δικτύου ισχυρής εδαφικής κίνησης, γεωλογικές παρατηρήσεις) έγινε συσχέτιση των αποτελεσμάτων ώστε μελλοντικά να μπορέσουν οι μέθοδοι να χρησιμοποιηθούν σε διαδικασίες άμεσης πληροφόρησης της Πολιτείας και του κοινού για τη σφοδρότητα της εδαφικής κίνησης και τις ενδεχόμενες βλάβες στις κατασκευές μετά από ισχυρούς σεισμούς

276 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 Αποτελέσματα από τη μελέτη των σεισμικών ακολουθιών Στη συνέχεια αναφέρονται τα σημαντικότερα χαρακτηριστικά των σεισμών που μελετήθηκαν και τα αποτελέσματα παρουσιάζονται συγκεντρωτικά στον Πίνακα 6.1. Μοντέλο ολίσθησης για το σεισμό του Μαυροβουνίου (15 Απριλίου 1979, Μ 7.1) Ο μηχανισμός γένεσης με αντιστροφή κυμάτων (7Ρ- και 9Sκυματομορφές) από τηλεσεισμικές αποστάσεις έδειξε ενεργοποίηση ανάστροφου ρήγματος, μικρής γωνίας κλίσης, χαρακτηριστικό για την περιοχή των Δαλματικών ακτών. Η μεγαλύτερη τιμή της ολίσθησης παρατηρήθηκε περίπου 30 km ΒΔ του υπόκεντρου και είχε τιμή ~2.7 m. Σε όλο το ρήγμα η μέση τιμή της ολίσθησης ήταν περίπου 0.5 m. Για την πιστοποίηση των αποτελεσμάτων η συσχέτιση των περιοχών ολίσθησης με τις θέσεις των μετασεισμών της ακολουθίας έδειξε καλή αντι-συσχέτιση, παρατήρηση που ενισχύει την αξιοπιστία της λύσης. Μοντέλο ολίσθησης για το μετασεισμό της ακολουθίας του Μαυροβουνίου (24 Μαΐου 1979, Μ 6.4) Χρησιμοποιήθηκαν 6 Ρ- και 1 S- καταγραφές οι οποίες αντιστράφηκαν για τον υπολογισμό της ολίσθησης στο σεισμογόνο ρήγμα. Η διάρρηξη χαρακτηρίζεται από δύο λοβούς διαστάσεων περίπου 7 7 km. Το μεγαλύτερο μέρος της εκλυόμενης ενέργειας τοποθετείται πολύ κοντά στη θέση του υποκέντρου με μέγιστη τιμή ~40 cm ενώ η διάρρηξη διαδόθηκε περίπου 10 km προς τα ΝΑ με μια δεύτερη μέγιστη τιμή της ολίσθησης ~30 cm. Καλή αντισυσχέτιση με τα επίκεντρα των μετασεισμών που ακολούθησαν παρατηρείται και σε αυτή την περίπτωση

277 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 Σεισμός της Σκύρου (26 Ιουλίου 2001, Μ 6.5) Ο σεισμός της Σκύρου προσέφερε ισχυρά σεισμολογικά στοιχεία ενεργοποίησης αριστερόστροφων δομών στην περιοχή τερματισμού κλάδων του του ρήγματος της Βόρειας Ανατολίας. Από την κατανομή των επικέντρων και το μηχανισμό γένεσης του κύριου σεισμού (οριζόντιας μετατόπισης) διαπιστώθηκε η ενεργοποίηση αριστερόστροφου ρήγματος οριζόντιας μετατόπισης με παράταξη ΒΒΔ-ΝΝΑ. Στο σχήμα 6.1 παρουσιάζονται ο μέσος μηχανισμός γένεσης (Επίπεδο 1: 57 /82 /178, Επίπεδο 2: 147 /88 /8 ) καθώς και οι διευθύνσεις των Ρ- και Τ- αξόνων των μετασεισμών της ακολουθίας. α β Σχήμα 6.1. α) Μέσος μηχανισμός γένεσης για τους σεισμούς της ακολουθίας της Σκύρου (Επίπεδο 1: 57 /82 /178, Επίπεδο 2: 147 /88 /8 ) και β) διευθύνσεις των κύριων αξόνων τάσεων (Ρ-, Τ-). Σεισμός του Βαρθολομιού (2 Δεκεμβρίου 2002, Μ 5.5) Η κατανομή των επικέντρων και η μελέτη των χρονικών συναρτήσεων της πηγής (Roumelioti et al., 2004) προσέφεραν ενδείξεις ότι ενεργοποιήθηκε αριστερόστροφο ρήγμα οριζόντιας μετατόπισης με παράταξη ΒΒΔ-ΝΝΔ. Το μικρό μέγεθος του σεισμού και η ελλιπής αζιμουθιακή κάλυψη σταθμών προς τα ΝΔ απέτρεψαν την εξαγωγή ασφαλών συμπερασμάτων. Χαρακτηριστικό -267-

278 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 γνώρισμα των μηχανισμών γένεσης των σεισμών της ακολουθίας του Βαρθολομιού ήταν το υψηλό ποσοστό CLVD στην εστία, το οποίο σε όλες τις περιπτώσεις (εκτός μίας) ήταν σταθερά υψηλότερο από 15%. Σε πρόσφατη εργασία των (Zahradnik et al., 2007, υπό δημοσίευση) μελετάται σε λεπτομέρεια το φαινόμενο των υψηλών ποσοστών CLVD στην εστία των σεισμών και παρουσιάζονται παραδείγματα από σεισμούς της ευρύτερης περιοχής της δυτικής Πελοποννήσου. Στο σχήμα 6.2 παρουσιάζεται ο μέσος μηχανισμός γένεσης με παραμέτρους, επίπεδο 1: 38 /62 /-175, επίπεδο 2: 305 /85 /-128 καθώς και οι κύριοι άξονες των τάσεων για το σύνολο της ακολουθίας. Σχήμα 6.2. Μέσος μηχανισμός γένεσης (Επίπεδο 1: 38 /62 /-175, Επίπεδο 2: 305 /85 /- 128 ) και διευθύνσεις κύριων αξόνων τάσεων για το σύνολο της μετασεισμικής ακολουθίας του Βαρθολομιού. Ακολουθία Ψαχνών Ευβοίας (Ιούνιος-Ιούλιος 2003) Η σεισμική ακολουθία στα Ψαχνά Ευβοίας συνέβη σε μία περιοχή στην οποία καταλήγουν κλάδοι του ρήγματος της Β. Ανατολίας. Κατά μήκος των ανατολικών ακτών της Εύβοιας τα ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης μετατρέπονται σταδιακά σε κανονικά ρήγματα στην ενδοχώρα και το όριο στο οποίο πραγματοποιείται αυτή η μετατροπή δεν είναι πλήρως καθορισμένο, αλλά πρόκειται για μια μεταβατική ζώνη. Για το λόγο αυτό ήταν ιδιαίτερης σημασίας η μελέτη της συγκεκριμένης περιοχής. Επίσης, για την περιοχή της κεντρικής -268-

279 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 Εύβοιας δεν υπήρχαν μηχανισμοί γένεσης σεισμών υπολογισμένοι από αντιστροφή, πράγμα που έγινε για πρώτη φορά στην παρούσα διδακτορική διατριβή. Η μελέτη των επικέντρων και των μηχανισμών γένεσης των σεισμών της ακολουθίας έδειξε ότι ενεργοποιήθηκε ένας αριθμός μικρών δομών με διεύθυνση περίπου Α-Δ παράλληλα με το ανάγλυφο και τις ακτές στην περιοχή. Έπειτα από τον επαναπροσδιορισμό τους οι εστίες των σεισμών συγκεντρώνονται σε βάθη όχι μεγαλύτερα από 10 km. Η μελέτη του τανυστή σεισμικής ροπής των μεγαλύτερων σε μέγεθος μετασεισμών (3.6 Μ 4.7) έδειξε ότι ενεργοποιήθηκαν κανονικά ρήγματα, χαρακτηριστικό που διατηρείται και για τους μικρότερους σε μέγεθος σεισμούς που μελετήθηκαν με τη μέθοδο των πρώτων αποκλίσεων των Ρ- κυμάτων. Στο σχήμα 6.3 παρουσιάζονται οι μέσοι μηχανισμοί γένεσης τόσο που υπολογίστηκαν με αντιστροφή (Επίπεδο 1: 291 /37 /-75, Επίπεδο 2: 92 /55 /-101 ) καθώς επίσης και αυτοί που υπολογίστηκαν με τη μέθοδο των πρώτων αποκλίσεων των Ρ- κυμάτων (Επίπεδο 1: 287 /40 /-79, Επίπεδο 2: 92 /50 /-100 ) ενώ στο σχήμα 6.4 παρουσιάζονται οι διευθύνσεις των αξόνων τάσης. Σχήμα 6.3. Μέσοι μηχανισμοί γένεσης του συνόλου των μηχανισμών που υπολογίστηκαν με αντιστροφή (Επίπεδο 1: 291 /37 /-75, Επίπεδο 2: 92 /55 /-101 ) και με πρώτες αποκλίσεις των Ρ- κυμάτων (Επίπεδο 1: 287 /40 /-79, Επίπεδο 2: 92 /50 /- 100 ) -269-

280 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 α β Σχήμα 6.4. α) Κύριοι άξονες τάσεων (Ρ-, Τ-) των σεισμών που μελετήθηκαν με τη μέθοδο της αντιστροφής και β) με τη μέθοδο των πρώτων αποκλίσεων των Ρ- κυμάτων. Ακολουθία του Κόλπου του Σάρου, Μ 5.7 (6 Ιουλίου 2003) Η ακολουθία στον Κόλπο του Σάρου εντοπίζεται σε μια λεκάνη διεύθυνσης Α-Δ στο βορειοανατολικό τμήμα του Αιγαίου Πελάγους, εκεί όπου η προς δυσμάς κίνηση της πλάκας της Ανατολίας συναντά τις εφελκυστικές τάσεις με διεύθυνση ~ Β-Ν που επικρατούν στο εσωτερικό χώρο του Αιγαίου Πελάγους. Από τη μελέτη των επικέντρων διαπιστώθηκε ότι πολύ πιθανόν η συνέχιση του ρήγματος του Γάνου (σεισμός 1912) ακολουθεί το βόρειο τμήμα της τάφρου και όχι το νότιο. Οι μηχανισμοί γένεσης της ακολουθίας ήταν οριζόντιας μετατόπισης σε συμφωνία με το δεξιόστροφο χαρακτήρα του ρήγματος της Β. Ανατολίας. Στο σχήμα 6.5 παρουσιάζεται ο μέσος μηχανισμός γένεσης (Επίπεδο 1: 73 /84 /177, Επίπεδο 2: 163 /87 /6 ) και οι κύριοι άξονες τάσεων Ρ- και Τ- για το σύνολο της μετασεισμικής ακολουθίας

281 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 Σχήμα 6.5. α) Μέσος μηχανισμός γένεσης της ακολουθίας του Κόλπου του Σάρου (Επίπεδο 1: 73 /84 /177, Επίπεδο 2: 163 /87 /6 ) και β) οι κύριοι άξονες τάσεων (Ρ-, Τ-) της ακολουθίας. Ακολουθία της Λευκάδας, Μ 6.2 (14 Αυγούστου 2003) Με αντιστροφή κυμάτων χώρου τόσο από τηλεσεισμικές όσο και από κοντινές αποστάσεις μελετήθηκε ο κύριος σεισμός και οι μεγαλύτεροι (Μ>4) των μετασεισμών της ακολουθίας της Λευκάδας. Η μελέτη του κύριου σεισμού είχε ιδιαίτερη σημασία εξαιτίας της πολύπλοκης διάρρηξης που παρατηρήθηκε αρχικά μελετώντας τα χαρακτηριστικά των τηλεσεισμικών καταγραφών. Έπειτα από την εφαρμογή της διαδικασίας αντιστροφής διαπιστώθηκε ότι η διάρρηξη του σεισμού ξεκίνησε στο βόρειο τμήμα της Λευκάδας και επεκτάθηκε έως το βόρειο τμήμα της Κεφαλονιάς. Από τις 3 πηγές που υπολογίστηκαν ιδιαίτερη βαρύτητα δίνεται στη 2 η και 3 η πηγή, οι οποίες βρίσκονται σε πολύ καλή συμφωνία με τα αποτελέσματα ανεξάρτητων μελετών (Zahradnik et al., 2004), ενώ η πρώτη πηγή πιθανότατα δεν ανταποκρίνεται σε πραγματική ολίσθηση αλλά αποτελεί αποτέλεσμα που βελτιώνει και σταθεροποιεί την αντιστροφή. Η μελέτη των μηχανισμών γένεσης των μετασεισμών ανέδειξε την παρουσία δύο κύριων ομάδων μετασεισμών τόσο σε ανάστροφα ρήγματα όσο και σε ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης. Στο σχήμα 6.6 παρουσιάζεται τομή στο βόρειο τμήμα του νησιού της Λευκάδας όπου παρατηρείται ένας διαχωρισμός ανάμεσα στα δύο είδη μηχανισμών γένεσης. Η πλειοψηφία των ανάστροφων μηχανισμών εντοπίζεται στα ανατολικά ενώ των μηχανισμών οριζόντιας -271-

282 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 μετατόπισης στα δυτικά, οριοθετώντας την περιοχή από όπου διέρχονται κλάδοι ανάστροφων ρηγμάτων οι οποίοι επεκτείνονται και βορειότερα στη δυτική Ελλάδα και στη συνέχεια παράλληλα με τις Δαλματικές ακτές. Στο σχήμα 6.7 παρουσιάζονται οι μέσοι μηχανισμοί γένεσης χρησιμοποιώντας μόνο τα ανάστροφα (Επίπεδο 1: 171 /45 /113, Επίπεδο 2: 320 /49 /69 ) και μόνο τα ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης (Επίπεδο 1 :14 /87 /179, Επίπεδο 2: 284 /89 /-3 ) και οι διευθύνσεις των κύριων αξόνων τάσεων Ρ- και Τ-. Σχήμα 6.6. Τομή (κόκκινο χρώμα) στο βόρειο τμήμα της ακολουθίας όπου διακρίνεται η χωρική κατανομή των μηχανισμών γένεσης. Με το κόκκινο χρώμα αντιπροσωπεύονται μηχανισμοί οριζόντιας μετατόπισης ενώ με το μαύρο χρώμα ανάστροφοι μηχανισμοί. Η διακεκομμένη γραμμή αποτελεί το υποθετικό όριο μεταξύ των διαφορετικών μηχανισμών

283 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 α β γ Σχήμα 6.7. α) Μέσοι μηχανισμοί γένεσης για τους σεισμούς της μετασεισμικής ακολουθίας για τα ανάστροφα (Επίπεδο 1: 171 /45 /113, Επίπεδο 2: 320 /49 /69 ) και για τα ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης (Επίπεδο 1 : 14 /87 /179, Επίπεδο 2: 284 /89 /-3 ). Διευθύνσεις των κύριων αξόνων τάσεων (Ρ-, Τ-) για τους ανάστροφους μηχανισμούς (β) και για τους μηχανισμούς οριζόντιας μετατόπισης (γ). Μοντέλο ολίσθησης για το σεισμό της Λευκάδας (14 Αυγούστου 2003, Μ 6.2) Η ολίσθηση του κύριου σεισμού της Λευκάδας έδειξε την παρουσία τριών κύριων περιοχών που ολίσθησαν οι οποίες κατανέμονται τόσο στο βόρειο όσο και στο νότιο τμήμα του ρήγματος. Το πρώτο τμήμα ολίσθησης είχε διαστάσεις ~25 10 km και μέγιστη τιμή της ολίσθησης ~34cm. Το δεύτερο τμήμα το οποίο ήταν κοντά στις βόρειες ακτές της Κεφαλονιάς είχε διαστάσεις ~15 10 km ενώ παρατηρήθηκε και ένα τρίτο που εντοπίστηκε στο κοινό όριο των δύο ρηγμάτων -273-

284 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 το οποίο στη συνέχεια αποδείχθηκε με τις συνθετικές δοκιμές ότι έχει μικρή αξιοπιστία. Η αντι-συσχέτισή τους με τις θέσεις των μετασεισμών είναι ικανοποιητική. Πραγματοποιήθηκε ευθύς υπολογισμός των καταγραφών στις θέσεις των σταθμών χωρίς τη συνεισφορά του νοτίου τμήματος και διαπιστώθηκε ότι δεν υπήρχε ταύτιση σε ισχυρούς παλμούς στην πλειοψηφία των σταθμών, πράγμα που δείχνει την απαραίτητη συμβολή του νότιου τμήματος του ρήγματος στο μοντέλο της ολίσθησης. Ακολουθία Λουτρών Αλεξανδρούπολης (Ιούνιος 2004) Η περιοχή των Λουτρών-Αλεξανδρούπολης είναι ιδιαίτερου ενδιαφέροντος μιας και δεν υπάρχουν πληροφορίες για το καθεστώς των τάσεων στην ευρύτερη περιοχή και την ενεργοποίηση ρηγμάτων από πρόσφατους σεισμούς. Για το λόγο αυτό η μελέτη της συγκεκριμένης ακολουθίας ήταν ιδιαίτερης σημασίας αν και τα μεγέθη των σεισμών ήταν σχετικά μικρά (Μ έως 4.5). Σχήμα 6.8. Ρήγματα της Μακεδονίας και Θράκης. Χαρακτηριστική είναι η απουσία χαρτογραφημένων ρηγμάτων στην περιοχή μελέτης (κόκκινο ορθογώνιο) (Mountrakis et al., 2006)

285 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 Οι μηχανισμοί γένεσης δείχνουν ενεργοποίηση κανονικών ρηγμάτων με παρατάξεις ΑΒΑ ΔΝΔ με μικρή συνιστώσα οριζόντιας μετατόπισης, αναδεικνύοντας την πιθανότητα να συνδέονται οι σεισμοί με τη συνέχεια, προς ανατολάς, του ρήγματος της Μάκρης. Σε αυτήν την περίπτωση ως επίπεδο του ρήγματος θα πρέπει να δεχθούμε αυτό με την κλίση προς νότο. Δεν μπορεί όμως να αποκλεισθεί η περίπτωση οι σεισμοί αυτοί να συνδέονται και με μικρότερες τεκτονικές δομές της περιοχής όπως είναι τα ρήγματα Συκοράχης, Μαΐστρου και Έβρου (Σ. Παυλίδης προσ. επικοινωνία). Τα ρήγματα αυτά είναι παράλληλα μεταξύ τους, με μήκη 21 km, 9 km και 11 km, αντίστοιχα και έχουν ΒΑ ΝΔ κυρίως παρατάξεις αλλά σαφή πλαγιοκανονική συνιστώσα. Στο σχήμα 6.9 παρουσιάζεται ο μέσος μηχανισμός γένεσης της ακολουθίας (Επίπεδο 1: 276 /45 /-71, Επίπεδο 2: 71 /48 /-107 ) και οι διευθύνσεις των Ρ- και Τ- αξόνων. α β Σχήμα 6.9. α) Μέσος μηχανισμός γένεσης για τους σεισμούς της ακολουθίας Λουτρών Αλεξανδρούπολης (Επίπεδο 1: 276 /45 /-71, Επίπεδο 2: 71 /48 /-107 ) και β) διευθύνσεις των κύριων αξόνων τάσεων (Ρ-, Τ-)

286 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 Ακολουθία στον Κόλπο του Siğaçik - (Δ. Τουρκία) (Οκτώβριος 2005) Η μελέτη της ακολουθίας στον κόλπο του Siğaçik περιελάμβανε μελέτη τόσο των επικέντρων όσο και των μηχανισμών γένεσης των ισχυρότερων σεισμών. Η συγκεκριμένη περιοχή τοποθετείται σε μια μεταβατική ζώνη ανάμεσα στην πλάκα της Ανατολίας και την μικροπλάκα του Αιγαίου. Βρίσκεται δυτικά των εφελκυστικών συστημάτων των κοιλάδων Gediz και Menderes που περιλαμβάνουν κανονικά ρήγματα, πολύ εμφανή στη μορφολογία, τα οποία έχουν παράταξη ~Α-Δ. Η μελέτη των επικέντρων της ακολουθίας έπειτα από την προσθήκη σεισμικών φάσεων από το δίκτυο σεισμογράφων της Τουρκίας και επαναπροσδιορισμό τους έδειξε ενεργοποίηση κυρίως ΑΒΑ-ΔΝΔ δομών. Η κατανομή των μηχανισμών γένεσης των μετασεισμών δείχνει ενεργοποίηση ρηγμάτων οριζόντιας μετατόπισης με μέση τιμή για τον Ρ- άξονα N104±22 E και μέση τιμή για τον T-άξονα N200±24 E, σε συμφωνία με το γενικότερο πεδίο των τάσεων στην περιοχή. Τα αποτελέσματα των μηχανισμών γένεσης ήταν πολύ σημαντικά γιατί έδειξαν ότι έχουμε ενεργοποίηση δομών οριζόντιας μετατόπισης σε μια περιοχή για την οποία δεν υπήρχαν προηγούμενες μελέτες. Οι δύο μεγαλύτεροι σε μέγεθος σεισμοί (17 Οκτωβρίου 2005, Μ 5.8, 20 Οκτωβρίου 2005, Μ 5.8) είχαν παρόμοιο μηχανισμό γένεσης και συνέβησαν πολύ κοντά μεταξύ τους. Πραγματοποιήθηκαν δοκιμές για την δυνατότητα της μεθόδου αντιστροφής να παράγει αξιόπιστους μηχανισμούς γένεσης με τη χρήση ενός ή δύο σταθμών. Τα αποτελέσματα έδειξαν ότι είναι εφικτός ο υπολογισμός αξιόπιστων λύσεων, αν και σε κάθε περίπτωση θα πρέπει να ελέγχονται με χρήση περισσότερων των τριών σταθμών. Στο σχήμα 6.10 παρουσιάζεται ο μέσος μηχανισμός (Επίπεδο 1: 248 /78 /-176, Επίπεδο 2: 157 /86 /-12 ) και οι διευθύνσεις των Ρ- και Τ- αξόνων

287 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 α β Σχήμα α) Μέσος μηχανισμός γένεσης για τους σεισμούς της ακολουθίας στον Κόλπο του Siğaçik (Επίπεδο 1: 248 /78 /-176, Επίπεδο 2: 157 /86 /-12 ) και β) διευθύνσεις των κύριων αξόνων τάσεων (Ρ-, Τ-). Μοντέλο ολίσθησης των τριών μεγαλύτερων σεισμών της ακολουθίας του Κόλπου του Siğaçik (Οκτώβριος 2005). Για το σεισμό της 17 ης Οκτωβρίου 2005 Μ5.4, με τη μέθοδο των εμπειρικών συναρτήσεων Green, παρατηρήθηκε σαφής κατευθυντικότητα διάδοσης της διάρρηξης προς τα Δ-ΝΔ. Για τον σεισμό της 17 ης Οκτωβρίου 2005 Μ5.8 δεν παρατηρήθηκε σαφής κατευθυντικότητα, αλλά αν υπάρχει αυτή είναι προς τα ΝΔ. Η διάρρηξη φαίνεται ότι ξεκινά από την εστία και διαδίδεται προς τα δυτικά και προς πιο επιφανειακά στρώματα. Η προς τα πάνω διάδοση της διάρρηξης ίσως εξηγεί και την απουσία έντονων φαινομένων κατευθυντικότητας για το σεισμό αυτό. Παρομοίως δεν παρατηρήθηκε σαφής κατευθυντικότητα ούτε για τον σεισμό της 20 ης Οκτωβρίου 2005 Μ5.8, αν και από το σχήμα των -277-

288 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 χρονικών συναρτήσεων ίσως υπήρξε διάδοση της διάρρηξης προς τα ΝΔ επειδή ο παλμός στους σταθμούς ATH, APE, VLI που βρίσκονται προς αυτή τη κατεύθυνση παρουσιάζουν τριγωνικό σχήμα αντίθετα με τους σταθμούς που βρίσκονται προς τα ΒΑ όπου οι λοβοί έχουν διαχωριστεί και προσομοιάζουν τετραγωνικό παλμό. Από τα ανωτέρω βγαίνει το συμπέρασμα ότι κατά την ακολουθία ενεργοποιήθηκαν τα ΒΒΑ-ΝΝΔ δεξιόστροφα ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης. Το μοντέλο ολίσθησης για τους τρεις μεγαλύτερους σεισμούς δείχνει τις περιοχές που ολίσθησαν, οι οποίες είναι σαφώς διάφορες από τις περιοχές που κατανέμονται οι μετασεισμοί στην επιφάνεια του ρήγματος. Μηχανισμός γένεσης και μοντέλο ολίσθησης για το σεισμό των Κυθήρων (8 Ιανουαρίου 2006, Μ 6.7) Ένα πολύ σημαντικό χαρακτηριστικό του μηχανισμού γένεσης του σεισμού των Κυθήρων, που για πρώτη φορά παρατηρήθηκε από επεξεργασία ενόργανων παρατηρήσεων για τον Ελληνικό χώρο, είναι η παρουσία υψηλού ποσοστού γραμμικού διανυσματικού διπόλου αντιστάθμισης (CLVD) στην εστία σεισμού ενδιαμέσου βάθους (~40%). Στην περίπτωση του σεισμού των Κυθήρων η παρουσία υψηλού ποσοστού CLVD οδήγησε στη λεπτομερή μελέτη του μηχανισμού γένεσης με τη χρήση κυμάτων μακράς περιόδου που έχουν καταγραφεί σε τηλεσεισμικές αποστάσεις. Η κύρια έκλυση της ενέργειας έγινε σε ανάστροφο ρήγμα ενώ ένα δεύτερο ρήγμα συμμετείχε στη διαδικασία διάρρηξης. Από τη χρονική συνάρτηση της πηγής φαίνεται ότι η κύρια έκλυση της σεισμικής ροπής έγινε στο διάστημα 5-8 sec έπειτα από την έναρξη της διάρρηξης ενώ η δεύτερη πηγή είχε συνεισφορά τόσο στην αρχή όσο και στο τέλος της διαδικασίας. Για το μοντέλο ολίσθησης στο σεισμογόνο ρήγμα του σεισμού των Κυθήρων πραγματοποιήθηκαν δοκιμές με ένα επίπεδο ρήγματος και με δύο επίπεδα ώστε να διαπιστωθεί σε ποια περίπτωση η ποιότητα της λύσης είναι -278-

289 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 καλύτερη. Τα βέλτιστα αποτελέσματα παρατηρήθηκαν όταν χρησιμοποιήθηκαν δύο ορικά επίπεδα στην αντιστροφή. Το τελικό μοντέλο ολίσθησης που υιοθετήθηκε παρουσιάζει συγκέντρωση της ολίσθησης προς τα ΝΔ η οποία, συνδυαζόμενη με τη θέση της έναρξης της διάρρηξης, δηλώνει πιθανή κατευθυντικότητα του σεισμού προς τα ΝΔ

290 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 Πίνακας 6.1 Χαρακτηριστικά της διάρρηξης των σεισμών που μελετήθηκαν στην παρούσα διδακτορική διατριβή Ημερομηνία γένεσης hh:mm:ss φ N λ E Βάθος (km) Σεισμική Mw strike dip rake Ροπή *10 17 Nt.m Μέγιστη ολίσθηση (m) Μέση ολίσθηση (m) Επιφάνεια ολίσθησης (L W) km 2 Κατευθυντικότητα (Directivity) :19: Προς ΒΔ :23: x 7.5 Προς ΝΑ a 05:14: Προς ΝΔ b :45: :46: :40: :34: Προς ΝΔ Προς ΝΔ

291 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 Υπολογισμός μηχανισμών γένεσης σε σχεδόν-πραγματικό χρόνο Κατά το έτος 2005, στη διάρκεια εκπόνησης της διατριβής, ξεκινήσαμε τον υπολογισμό και την αποστολή μηχανισμών γένεσης σεισμών του ευρύτερου χώρου του Αιγαίου Πελάγους σε διεθνή κέντρα, με ταυτόχρονα ανάρτησή τους στην ιστοσελίδα του Εργαστηρίου Γεωφυσικής. Για το σκοπό αυτό κατασκευάστηκαν και αποθηκεύθηκαν σε εξυπηρετητές (Servers) του Εργαστηρίου Γεωφυσικής μεγάλος αριθμός συναρτήσεων Green, για αποστάσεις από 2 έως 500 km και βάθη από 2 έως 130 km, οι οποίες είναι απαραίτητες για το γρήγορο υπολογισμό μηχανισμών γένεσης με τη μέθοδο της αντιστροφής των κυμάτων χώρου. Έπειτα από κάθε σεισμό, ο οποίος έχει καταγραφεί με ικανοποιητικό λόγο σήματος προς θόρυβο στην ευρύτερη περιοχή του Αιγαίου Πελάγους, υπολογίζεται ο μηχανισμός γένεσης και αποστέλλεται ηλεκτρονικό μήνυμα ( ) με τις παραμέτρους του τανυστή σεισμικής ροπής. Τα αποτελέσματα μαζί με επικεντρικές πληροφορίες αναρτώνται στην ιστοσελίδα του Σεισμολογικού Σταθμού, η οποία φιλοξενεί όλες τις λύσεις των πρόσφατων σεισμών μαζί με τους αντίστοιχους χάρτες. Επίσης, για την εξέταση της αξιοπιστίας των λύσεων, πραγματοποιήθηκε σύγκριση με μηχανισμούς γένεσης που αποστέλλουν ινστιτούτα και Πανεπιστήμια του εσωτερικού και του εξωτερικού με πολύ καλά αποτελέσματα τόσο για τις εστιακές παραμέτρους όσο και για το υπολογιζόμενο μέγεθος ροπής (Roumelioti et al., 2007, σε εξέλιξη). Η προσπάθεια αυτή συνεχίζεται και μετά από την ολοκλήρωση της διδακτορικής διατριβής με τη συνεργασία μελών ερευνητικής ομάδας που αποτελείται από την καθ. Α. Κυρατζή και την Δρ Ζ. Ρουμελιώτη

292 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 Αποτελέσματα που αφορούν τα μοντέλα ολίσθησης των σεισμών που μελετήθηκαν Κατά τη διάρκεια εκπόνησης της διδακτορικής διατριβής χρησιμοποιήθηκαν διάφορες μέθοδοι για την εύρεση της κατανομής της ολίσθησης στο σεισμογόνο ρήγμα, οι οποίες και εφαρμόστηκαν σε διάφορες περιπτώσεις ισχυρών σεισμών του Αιγαίου Πελάγους και της γειτονικής περιοχής. Οι μέθοδοι αυτές περιλαμβάνουν τόσο χρήση ολόκληρης της κυματομορφής (full waveform inversion techniques) όσο και των χρονικών συναρτήσεων της εστίας (source time function inversion technique). Αποτελέσματα που αφορούν τη προσομοίωση εδαφικών κινήσεων από λεπτομερή μοντέλα ολίσθησης Για τις περιπτώσεις των σεισμών του Μαυροβουνίου (15 Απριλίου 1979, Μ 7.1), του μεγαλύτερου μετασεισμού του (25 Μαΐου 1979, Μ 6.4) και του σεισμού της Λευκάδας (14 Αυγούστου 2003, Μ 6.2) πραγματοποιήθηκε υπολογισμός των εδαφικών κινήσεων στο βραχώδες υπόβαθρο με χρήση των μοντέλων ολίσθησης που υπολογίστηκαν. Σκοπός ήταν να διαπιστωθεί κατά πόσο είναι εφικτή η ρεαλιστική απεικόνιση των εδαφικών κινήσεων με τη χρήση μονοδιάστατου μοντέλου ταχυτήτων και αν μπορεί να συνδεθεί με παρατηρούμενες ζημίες που έχουν αναφερθεί. Στις περιπτώσεις των σεισμών του Μαυροβουνίου παρατηρήθηκε ότι, για χαρακτηρισμό εδάφους ως βράχο (Class B-NEHRP), υπήρξε καλή ταύτιση μεταξύ των συνθετικών και πραγματικών τιμών, αν και το μειονέκτημα και στις δύο περιπτώσεις ήταν ότι οι θέσεις των οργάνων καταγραφής ήταν στα όρια της περιοχής των ισχυρών εδαφικών κινήσεων και γενικά προς τα ανατολικά. Η μέγιστη τιμή για τον κύριο σεισμό του Μαυροβουνίου υπολογίστηκε ~140cm/sec σε θαλάσσια περιοχή ΒΔ του επικέντρου. Η ταύτιση των τιμών στους κοντινούς σταθμούς BAR, ULA και PETO είναι αρκετά ικανοποιητική. Για την -282-

293 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 περίπτωση του μετασεισμού η μέγιστη τιμή της ταχύτητας της εδαφικής κίνησης υπολογίστηκε σε ~34cm/sec και βρίσκεται επίσης σε θαλάσσιο χώρο. Για την περίπτωση του σεισμού της Λευκάδας οι μεγαλύτερες τιμές μέγιστης εδαφικής ταχύτητας παρατηρούνται στο νοτιοδυτικό τμήμα του νησιού με μέγιστη τιμή ~25 cm/sec ενώ παρατηρείται και μια δεύτερη συγκέντρωση με αρκετά μικρότερες τιμές στο δυτικό τμήμα του νησιού της Κεφαλονιάς. Οι χαμηλές τιμές που επίσης παρατηρούνται κοντά στο νησί της Κεφαλονιάς είναι σε συμφωνία με το γεγονός ότι παρατηρήθηκαν μικρές ή καθόλου ζημιές από το σεισμό αυτό σε περιοχές του νησιού. Αντίθετα, στο βόρειο τμήμα της Λευκάδας, όπου η εδαφική κίνηση ήταν πολύ ισχυρή και παρατηρήθηκαν σημαντικές βλάβες στο δομημένο περιβάλλον, δεν ήταν εφικτή με το συγκεκριμένο μοντέλο ολίσθησης η πιστή αναπαράσταση αυτών των κινήσεων. Η αδυναμία του ακριβούς υπολογισμού των εδαφικών κινήσεων οφείλεται κυρίως στην περιορισμένη διακριτική ικανότητα του μοντέλου ολίσθησης και στην απουσία εδαφικών ενισχύσεων ώστε να προσομοιάζονται καλύτερα οι τοπικές εδαφικές συνθήκες. Είναι πολύ πιθανό μικρές χωρικά περιοχές ολίσθησης, οι οποίες δεν έγιναν διακριτές με χρήση τηλεσεισμικών κυμάτων, να συνεισέφεραν στην ισχυρή κίνηση στο βόρειο τμήμα του νησιού

294 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 Γενικά συμπεράσματα Στην παρούσα διατριβή πραγματοποιήθηκε σημαντική ανανέωση της βάσης μηχανισμών γένεσης για τον Ελληνικό χώρο με προσθήκη περισσότερων από 160 νέων μηχανισμών (Σχ. 6.11) οι οποίοι συνεχώς αυξάνονται μέσω του γρήγορου υπολογισμού μηχανισμών γένεσης, χρησιμοποιώντας δεδομένα των σταθμών ευρέος φάσματος του Εργαστηρίου Γεωφυσικής Α.Π.Θ. Έως σήμερα έχουν υπολογιστεί περισσότεροι από 200 μηχανισμοί γένεσης, με ικανοποιητικά ποιοτικά χαρακτηριστικά. Αναδείχθηκε η ανάγκη αξιόπιστου μοντέλου ταχυτήτων για τον υπολογισμό μηχανισμών γένεσης από κοντινούς σταθμούς ενώ έγινε και μια πρώτη σύγκριση με δύο διαθέσιμα μοντέλα ταχυτήτων (Karagianni et al., 2005; Novotny et al., 2001) για τον χώρο του Αιγαίου Πελάγους. Γενικά χρησιμοποιήθηκε το μοντέλο των Novotny et al. (2001) το οποίο αποδείχθηκε κατάλληλο για μελέτες της σεισμικής εστίας, τόσο για υπολογισμό μηχανισμών γένεσης όσο και για μελέτες κατανομής της ολίσθησης. Σχήμα 6.11 Μηχανισμοί γένεσης που υπολογίστηκαν στο πλαίσιο της παρούσας διδακτορικής διατριβής. (Μπλε χρώμα-μηχανισμοί σεισμικών ακολουθιών, Κόκκινο χρώμα- Μηχανισμοί γένεσης που αποστέλλονται άμεσα στα διεθνή κέντρα και αναρτώνται στην ιστοσελίδα του Τομέα Γεωφυσικής)

295 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 Υπολογίστηκαν μοντέλα ολίσθησης για σεισμούς σε διάφορες περιοχές του ευρύτερου χώρου του Αιγαίου και διαπιστώθηκαν τα ιδιαίτερα χαρακτηριστικά τους. Μέσω της λεπτομερούς μελέτης των δυνατοτήτων της μεθόδου αντιστροφής με χρήση τηλεσεισμικών κυμάτων διαπιστώθηκαν τα όρια αξιοπιστίας της μεθόδου και παρουσιάστηκε ένα σύνολο δοκιμών απαραίτητων για τον έλεγχο των αποτελεσμάτων. Δείχθηκε επίσης ότι είναι εφικτός ο υπολογισμός ρεαλιστικών εδαφικών κινήσεων στο βραχώδες υπόβαθρο με χρήση μοντέλων ολίσθησης, ο οποίος μελλοντικά είναι δυνατόν να χρησιμοποιηθεί για την κατασκευή και άμεση δημοσίευση στο ευρύ κοινό χαρτών μέγιστων εδαφικών κινήσεων χρήσιμων κατά τη λήψη αποφάσεων και την εφαρμογή μέτρων έπειτα από ισχυρούς σεισμούς. Όπως έχει γραφεί παραπάνω στο πλαίσιο της διατριβής αυτής προσδιορίστηκαν περισσότεροι από 160 μηχανισμοί γένεσης που έγιναν στην ευρύτερη περιοχή του Αιγαίου Πελάγους. Από αυτούς τους μηχανισμούς γένεσης καθώς και από αυτούς που έχουν δημοσιευθεί την τελευταία 20ετία (περίπου 2000 συνολικά) προκύπτει ότι τα βάθη που έχουν υπολογιστεί από μεθόδους αντιστροφής κυματομορφών (Σχ. 6.12β) κυμαίνονται από ~5-15 km, δηλαδή στο ανώτερο τμήμα του φλοιού ενώ δεν παρατηρούνται πολλοί σεισμοί στον κατώτερο φλοιό. Το πάχος του σεισμογόνου στρώματος για τον ελληνικό χώρο είναι της τάξεως των km, όπως έχει αναφερθεί και από άλλους ερευνητές (π.χ. Καρακώστας, 1988). Σχήμα 6.12 Κατανομή των βαθών (α) του συνόλου των δημοσιευμένων μηχανισμών γένεσης για τον ελληνικό χώρο και (β) μόνο αυτών που έχουν υπολογιστεί από αντιστροφή κυματομορφών