Βασίλειος ΚΑΡΑΚΩΣΤΑΣ 1

3 o Πανελλήνιο Συνέδριο Αντισεισμικής Μηχανικής & Τεχνικής Σεισμολογίας 5 7 Νοεμβρίου, 2008 Άρθρο 1914 Μεταβολές του ρυθμού σεισμικότητας σε συνδυασμό με την κατανομή του πεδίου των τάσεων πριν από ισχυρούς σεισμούς. Seismicity rate changes in association with the pre-stress field Βασίλειος ΚΑΡΑΚΩΣΤΑΣ 1 ΠΕΡΙΛΗΨΗ : Η χωρική κατανομή του πεδίου των τάσεων γύρω από ένα ρήγμα, πριν αυτό ολισθήσει κατά τη γένεση ενός ισχυρού σεισμού, εξαρτάται από το μηχανισμό γένεσης της επερχόμενης διάρρηξης. Στο προ-σεισμικό στάδιο, το κύριο ρήγμα είναι κλειδωμένο και η κανονική σεισμικότητα κατανέμεται στη γύρω περιοχή κατά μήκος μικρότερων ρηγμάτων εξαιτίας της αύξησης του επιπέδου των τάσεων. Η κατανομή της σεισμικότητας συσχετίζεται καλά με τις μεταβολές του πεδίου των τάσεων όταν αυτές υπολογίζονται θεωρώντας ότι το ρήγμα ολισθαίνει κατά την αντίστροφη έννοια πριν από τη γένεση του ισχυρού σεισμού. Μελετώντας την κατανομή της σεισμικότητας γύρω από μεγάλα ρήγματα γνωστής γεωμετρίας, διαστάσεων και χαρακτηριστικών της ολίσθησης, η μέθοδος αυτή μπορεί να συμβάλει στην εκτίμηση της σεισμικής επικινδυνότητας. Στην παρούσα εργασία, εξετάζεται η χωροχρονική κατανομή των σεισμών μικρού μεγέθους πριν από τη γένεση των πέντε πλέον πρόσφατων (1995-2006) ισχυρών σεισμών (Μ 6.2) που έγιναν στην Ελλάδα, σε συνάρτηση με το πεδίο των τάσεων που ήταν απαραίτητο για τη γένεση των ισχυρών σεισμών. Βρέθηκε ότι στις περισσότερες περιπτώσεις, ο ρυθμός σεισμικότητας σε περιοχές με θετικές μεταβολές των τάσεων είναι υψηλότερος από ότι σε περιοχές με αρνητικές μεταβολές. Σε περιοχές με θετικές μεταβολές των τάσεων παρατηρείται μια απότομη αύξηση του αριθμού των σεισμών αρκετά χρόνια πριν από τη γένεση του ισχυρού σεισμού. Στις ίδιες περιοχές η απότομη αύξηση του ρυθμού σεισμικότητας ακολουθείται από αντίστοιχη μείωση, η οποία διαρκεί λίγα χρόνια για σεισμούς μικρότερων μεγεθών ενώ συνήθως διαρκεί μέχρι τη γένεση του ισχυρού σεισμού για σεισμούς με μεγαλύτερα μεγέθη. ABSTRACT : The spatial distribution of the stress field around the fault, before its failure, depends on the focal mechanism of the ensuing rupture. In the preseismic stage, the main fault is locked and background seismicity is distributed in the surrounding area along small faults due to the raise of the stress level. This distribution is well correlated with changes of the stress field, when these are calculated considering the fault slipping on the opposite sense (back slip model), before the incoming strong event. Studying the seismicity around faults with known geometry, dimensions and slip properties this method could contribute in the seismic hazard assessment. In the present work, the spatiotemporal distribution of the smaller magnitude seismic activity before the occurrence of the most recent (1995 2006), five strong (M>6.2) earthquakes in Greece is examined in comparison with the stress pattern necessary for the generation of the strong earthquakes. It was found that in most of the cases, the occurrence rate in areas of positive stress changes is higher than that in areas of negative stress changes. A sharp increase of the number of earthquakes being inside positive areas is observed several years before the occurrence of the main shock. In the same areas, sharp increase is followed by a reduction of the occurrence rate, which is more distinguishable for earthquakes of higher magnitudes. 1 Επίκουρος Καθηγητής, Τομέας Γεωφυσικής Τμήμα Γεωλογίας ΑΠΘ, email: vkarak@geo.auth.gr

ΕΙΣΑΓΩΓΗ Είναι γενικά αποδεκτό ότι οι σεισμοί είναι το αποτέλεσμα της συσσώρευσης των τάσεων σε μια περιοχή εξαιτίας της αργής κίνησης των λιθοσφαιρικών πλακών και της γένεσης ισχυρών σεισμών στο γύρω χώρο. Οι δύο κύριες κατευθύνσεις στις οποίες έχει στραφεί η διεθνής σεισμολογική κοινότητα για την αναγνώριση χαρακτηριστικών στον τρόπο εκδήλωσης της σεισμικής δραστηριότητας που προηγείται της γένεσης ενός ισχυρού σεισμού, είναι η επιταχυνόμενη απελευθέρωση σεισμικής ροπής και η αλληλεπίδραση των στατικών τάσεων. Το μοντέλο επιταχυνόμενης απελευθέρωσης της σεισμικής ροπής (Bufe and Varnes, 1993; Bowman et al., 1998) εφαρμόζεται σε περιοχές διαστάσεων περίπου δέκα φορές μεγαλύτερες από το μήκος του ρήγματος. Σε περιοχή μικρότερων διαστάσεων (τρεις με τέσσερις φορές το μήκος του ρήγματος) έχει προταθεί η επιβραδυνόμενη απελευθέρωση της σεισμικής ροπής πριν από τη γένεση ισχυρών σεισμών είτε με βάση την ανηγμένη παραμόρφωση Benioff (Papazachos et al., 2005a), είτε με βάση το ρυθμό σεισμικότητας (Papadimitriou et al., 2005). Ένα βασικό ζήτημα είναι ο προσδιορισμός της περιοχής όπου αναμένονται μεταβολές της σεισμικότητας πριν από ένα ισχυρό σεισμό. Για το σκοπό αυτό έχουν χρησιμοποιηθεί είτε κυκλικές είτε ελλειπτικές περιοχές γύρω από την εστία του επερχόμενου σεισμού, ενώ έχουν προταθεί τρόποι για τη βελτιστοποίηση του υπολογισμού του εμβαδού και του προσανατολισμού του χώρου αυτού. Έχουν προταθεί επίσης μεθοδολογίες που αφορούν τον τρόπο εκδήλωσης της σεισμικής δραστηριότητας σε μια περιοχή αντίστοιχη ή λίγο μεγαλύτερη του σεισμογόνου χώρου του σεισμού, όπως το φαινόμενο Ψ (Precursory Scale Increase) (Evison and Rhoades, 2002). Σύμφωνα με το μοντέλο αυτό πριν από τη γένεση ενός ισχυρού σεισμού σε ένα τετράπλευρο που περιλαμβάνει την επικεντρική περιοχή, παρατηρείται απότομη αύξηση της σεισμικής δραστηριότητας, χωρίς αυτή να συνεχίζεται μέχρι την εκδήλωση του ισχυρού σεισμού. Συνδυασμός της μεθοδολογίας που χρησιμοποιεί το φαινόμενο Ψ και μεθοδολογίας υπολογισμού της εξέλιξης των τάσεων όπως αυτές προκύπτουν από την αργή συσσώρευση εξαιτίας της κίνησης των λιθοσφαιρικών πλακών και της αλληλεπίδρασης μεταξύ ισχυρών σεισμών πριν από πρόσφατους ισχυρούς σεισμούς στον ελληνικό χώρο, έδειξε ότι κατά το χρόνο έναρξης της απότομης μεταβολής της σεισμικότητας σύμφωνα με το φαινόμενο Ψ οι τάσεις στο χώρο της εστίας του επερχόμενου σεισμού, έχουν ήδη αποκτήσει θετικές τιμές (Papadimitriou et al., 2006). Οι King and Bowman (2003) πρότειναν το μοντέλο συσσώρευσης τάσεων σύμφωνα με το οποίο η επιταχυνόμενη απελευθέρωση σεισμικής ροπής είναι το δευτερογενές αποτέλεσμα της φόρτισης ενός μεγάλου ρήγματος η οποία γίνεται κυρίως με ασεισμική ολίσθηση του τμήματος του ρήγματος που βρίσκεται στον κατώτερο φλοιό. Για το λόγο αυτό θα πρέπει η επιταχυνόμενη απελευθέρωση της σεισμικής ροπής να συγκεντρώνεται σε περιοχές που καθορίζονται από τη γεωμετρία και τα χαρακτηριστικά του επερχόμενου ισχυρού σεισμού. Από την άποψη αυτή, η επιταχυνόμενη σεισμικότητα είναι το επακόλουθο της προοδευτικής ελάττωσης της επιφάνειας του χώρου με αρνητική μεταβολή τάσης που προκαλείται από ένα ισχυρό σεισμό. Η δραστηριότητα αυτή δεν συμβάλλει στη διέγερση του κύριου σεισμού αλλά αντίθετα είναι αποτέλεσμα των ίδιων διαδικασιών προετοιμασίας του ισχυρού σεισμού. 2

Στην παρούσα μελέτη εξετάζονται τα χαρακτηριστικά της σεισμικότητας σε μια περιοχή γύρω από το επίκεντρο του επερχόμενου σεισμού, αφού γίνει διάκριση της σεισμικότητας σε δύο κατηγορίες με βάση τη χωρική κατανομή των σεισμών σε περιοχές θετικών ή αρνητικών τάσεων, όπως αυτές υπολογίζονται ώστε να είναι δυνατή η γένεση του ισχυρού σεισμού. Οι τάσεις αυτές, όπως έχει δειχθεί από τους King and Bowman (2003) κατανέμονται χωρικά, αντίστροφα από τις τάσεις οι οποίες απελευθερώνονται κατά τη γένεση του ισχυρού σεισμού. Επειδή οι διαδικασίες προετοιμασίας ενός ισχυρού σεισμού έχουν ως συνέπεια την αύξηση των τάσεων μόνο σε ορισμένες περιοχές οι οποίες καθορίζονται από το μηχανισμό γένεσης, το μέγεθος του σεισμού και τη γεωμετρία του ρήγματος, μόνο σε αυτές τις περιοχές αναμένεται να παρατηρηθούν οι όποιες μεταβολές της σεισμικότητας. Η σεισμικότητα η οποία εκδηλώνεται σε περιοχές με αρνητικές μεταβολές της τάσης, οφείλεται σε άλλες αιτίες όπως η συσσώρευση των τάσεων εξαιτίας της αργής κίνησης των λιθοσφαιρικών πλακών και οι μεταβολές που προκαλούνται από τη γένεση ισχυρών σεισμών σε γειτονικές περιοχές. Οι σεισμοί αυτοί, σύμφωνα με την ανάλυση που γίνεται στην παρούσα εργασία, δεν σχετίζονται με τις διαδικασίες προετοιμασίας του επερχόμενου σεισμού αλλά συμβάλλουν στην επιτάχυνση ή στην καθυστέρηση του χρόνου γένεσης του επόμενου ισχυρού σεισμού. Οι μεταβολές της σεισμικής δραστηριότητας εξετάζονται ως μεταβολές στο ρυθμό σεισμικότητας και όχι ως μεταβολές της παραμόρφωσης Benioff όπως συνήθως γίνεται στις μελέτες της επιταχυνόμενης απελευθέρωσης της σεισμικής ροπής. Πάντως, σύμφωνα με τους Mignan et al. (2007), η επιλογή της αθροιστικής παραμόρφωσης Benioff, ως μέτρου της επιταχυνόμενης σεισμικότητας, χρησιμοποιείται ως κατάλληλο εργαλείο χωρίς όμως να έχει δειχτεί θεωρητικά ότι είναι η πλέον κατάλληλη παράμετρος. Οι ίδιοι συγγραφείς, υποστηρίζουν ότι το μοντέλο συσσώρευσης των τάσεων (King and Bowman, 2003) συνδέεται με την πυκνότητα των σεισμών ανά μονάδα επιφανείας και όχι με το μέγεθός τους. Η μελέτη της σεισμικότητας μιας περιοχής απαιτεί τη χρήση καταλόγου σεισμών ο οποίος να είναι πλήρης για τα μεγέθη των σεισμών οι οποίοι χρησιμοποιούνται. Η εγκατάσταση νέων σεισμολογικών σταθμών έχει ως συνέπεια τη μεταβολή στο κατώτερο μέγεθος της πληρότητας με το χρόνο και επομένως μεταβολές στο ρυθμό σεισμικότητας οι οποίες προφανώς δεν σχετίζονται με τις γεωλογικές διαδικασίες. Για το λόγο αυτό στο επόμενο κεφάλαιο γίνεται προσδιορισμός της πληρότητας των δεδομένων σε κάθε περιοχή μελέτης ώστε να χρησιμοποιηθεί μόνο το πλήρες δείγμα δεδομένων. ΔΕΔΟΜΕΝΑ Η μελέτη της μεταβολής του ρυθμού σεισμικότητας εφαρμόσθηκε σε πέντε ισχυρούς σεισμούς (Μ 6.2) που έγιναν στον ελληνικό χώρο στο χρονικό διάστημα 1995-2006. Στο σχήμα 1 έχει γίνει χαρτογράφηση των επικέντρων όλων των γνωστών σεισμών με μέγεθος Μ 6.0 στην ευρύτερη περιοχή του Αιγαίου. Έχουν χρησιμοποιηθεί κύκλοι για τα επίκεντρα των επιφανειακών σεισμών (h<60 km) και τρίγωνα για τα επίκεντρα των σεισμών ενδιαμέσου βάθους (h 60 km). Τα επίκεντρα των κύριων σεισμών που μελετήθηκαν έχουν χαρτογραφηθεί με αστερίσκους. Τρεις από τις σεισμικές ακολουθίες οι οποίες εξετάζονται (Κοζάνη, Αίγιο, Σκύρος), εκδηλώθηκαν σε περιοχές με καλή κάλυψη από το μόνιμο σεισμολογικό δίκτυο ενώ οι υπόλοιπες δύο (Λευκάδα, Κύθηρα) βρίσκονται σε περιοχές που δεν καλύπτονται επαρκώς από το μόνιμο σεισμολογικό δίκτυο. 3

Σχήμα 1. Τα επίκεντρα των επιφανειακών (κύκλοι) και ενδιαμέσου βάθους (τρίγωνα) σεισμών με Μ 6.0 που είναι γνωστοί στην ευρύτερη περιοχή του Αιγαίου. Με αστερίσκους έχουν σημειωθεί τα επίκεντρα των πρόσφατων ισχυρών σεισμών με Μ 6.2 των οποίων η πρόδρομη σεισμικότητα εξετάζεται στην παρούσα εργασία. Τα επίκεντρα των σεισμών της κανονικής σεισμικότητας που χρησιμοποιήθηκαν (Papazachos et al., 2006) έχουν προσδιορισθεί από το 1964 μέχρι σήμερα με τη χρήση όλων των διαθέσιμων φάσεων σε σεισμολογικούς σταθμούς της νοτιοανατολικής Ευρώπης, της Μέσης Ανατολής και της Βόρειας Αφρικής και με εφαρμογή αξιόπιστου μοντέλου της δομής του φλοιού της Γης (Panagiotopoulos and Papazachos, 1985) και χρονικών υπολοίπων σε κάθε σεισμολογικό σταθμό ώστε να λαμβάνονται υπόψη οι οριζόντιες διαφοροποιήσεις των ταχυτήτων σε διάφορες διευθύνσεις. Σύμφωνα με τους συγγραφείς ο κατάλογος αυτός είναι πλήρης για σεισμούς με Μ 4.5 από το 1970 και μετά. Όμως, σε επιμέρους περιοχές, ανάλογα με την πυκνότητα και την αζιμουθιακή κατανομή των σεισμολογικών σταθμών η πληρότητα μπορεί να είναι διαφορετική. Η εφαρμογή της σχέσης Gutenberg-Richter για τον καθορισμό της πληρότητας, μπορεί να μη δώσει αξιόπιστα αποτελέσματα όταν η κατανομή των μεγεθών των σεισμών δεν είναι ομοιογενής χρονικά. Ένας μεγάλος αριθμός μικρών σεισμών τα τελευταία χρόνια μπορεί να επηρεάσει ολόκληρο το δείγμα και να δείξει ότι το μέγεθος πληρότητας είναι χαμηλότερο από ότι στην πραγματικότητα. Η διερεύνηση του προβλήματος με τη χρήση του ρυθμού της αθροιστικής συχνότητας των σεισμών δεν μπορεί πάντα να δώσει απάντηση επειδή ο ρυθμός γένεσης των σεισμών εξαρτάται από την κατανομή του πεδίου των τάσεων. Στην εργασία αυτή εξετάσθηκε η χρονική κατανομή του αριθμού των σεισμών, n, με μέγεθος Μ για το εύρος μεγεθών 3.0-4.5 σε κάθε μια από τις περιοχές μελέτης. Βρέθηκε, με ελάχιστες εξαιρέσεις, ότι για τους σεισμούς με μεγέθη Μ=3.5 ή μεγαλύτερα, από το 1981 και μετά, ο αριθμός των σεισμών με μικρότερο μέγεθος είναι συστηματικά μεγαλύτερος από τoν αριθμό των σεισμών με μεγαλύτερο μέγεθος. Ο αριθμός των σεισμών μικρότερων μεγεθών (Μ<3.5) 4

συνήθως είναι μικρότερος του αριθμού των σεισμών με μεγαλύτερα μεγέθη τουλάχιστον μέχρι το 1995. Λαμβάνοντας υπόψη τα δεδομένα αυτά, διερευνήθηκε η πληρότητα των δεδομένων σε κάθε περιοχή μελέτης για το χρονικό διάστημα από το 1981 και μετά με χρήση της σχέσης αθροιστικής συχνότητας μεγέθους. Βρέθηκε ότι για το διάστημα αυτό τα δεδομένα είναι πλήρη για σεισμούς με Μ 3.5 στις περιοχές των σεισμών Κοζάνης, Αιγίου και Σκύρου. Στις περιοχές της Λευκάδας και των Κυθήρων τα δεδομένα είναι πλήρη για μεγέθη σεισμών με Μ 3.7 και Μ 3.6 αντίστοιχα. Οι ιδιότητες της μετασεισμικής ακολουθίας κάθε σεισμού που εξετάζεται στην παρούσα εργασία και των χαρακτηριστικών του σεισμογόνου ρήγματος έχουν προσδιορισθεί σε λεπτομερείς μελέτες με βάση τις καταγραφές σε πυκνό δίκτυο φορητών σεισμογράφων (Κοζάνη, Αίγιο, Λευκάδα) ή με την εφαρμογή σύγχρονων τεχνικών και τις φάσεις του μονίμου σεισμολογικού δικτύου και άλλων τοπικών δικτύων που είναι σε λειτουργία στον ευρύτερο χώρο (Σκύρος, Κύθηρα). Άλλοι ισχυροί σεισμοί (Μ 6.2) που έγιναν στο ίδιο χρονικό διάστημα (1995-2006) στον ελληνικό χώρο είχαν τις εστίες τους κατά μήκος του ελληνικού τόξου, σε περιοχές όπου η πυκνότητα του σεισμολογικού δικτύου είναι αρκετά περιορισμένη και δεν ήταν δυνατός ο ακριβής προσδιορισμός των χαρακτηριστικών του σεισμογόνου ρήγματος. Σε κάθε περίπτωση, λαμβάνοντας υπόψη το μηχανισμό γένεσης του ισχυρού σεισμού και την κατανομή της μετασεισμικής ακολουθίας υπολογίστηκε η κατανομή των τάσεων Coulomb οι οποίες είναι απαραίτητο να υπάρχουν στον ευρύτερο χώρο του σεισμογόνου ρήγματος ώστε να είναι δυνατή η γένεση του σεισμού. Δηλαδή, θεωρήθηκε ότι πριν από τη γένεση του ισχυρού σεισμού οι τάσεις που έχουν συσσωρευθεί κατανέμονται αντίστροφα σε σχέση με την κατανομή των τάσεων που απελευθερώνονται μετά την σεισμική ολίσθηση πάνω στο ρήγμα. Επιλέχθηκαν οι σεισμοί με μέγεθος Μ 3.5 που έχουν γίνει σε μια περιοχή ακτίνας 100 km γύρω από το επίκεντρο του ισχυρού σεισμού από το 1950 μέχρι πριν τη γένεση του ισχυρού σεισμού. Υπολογίσθηκε σε κάθε περίπτωση η τιμή της τάσης στην εστία κάθε σεισμού που έχει προηγηθεί του κύριου σεισμού. Λαμβάνοντας υπόψη ότι μεταβολές στο πεδίο των τάσεων που οφείλονται στις διαδικασίες προετοιμασίας του κύριου σεισμού μεγαλύτερες από 0.1 bar μπορούν να επηρεάσουν την κανονική σεισμική δραστηριότητα της περιοχής, εξετάσθηκε ο ρυθμός σεισμικότητας των σεισμών των οποίων οι εστίες βρίσκονται σε τέτοιες θέσεις. Στους υπολογισμούς οι οποίοι έγιναν χρησιμοποιήθηκε τιμή του μέτρου ακαμψίας ίση με μ=3.3*10 11 dyn/cm 2 για τους τέσσερις σεισμούς που έχουν τις εστίες τους στο σεισμογόνο στρώμα του φλοιού. Στην περίπτωση του σεισμού των Κυθήρων του οποίου η εστία βρίσκεται σε περιοχή κατάδυσης θεωρήθηκε ότι μ=5.0*10 11 dyn/cm 2. Ο λόγος Poisson σε όλες τις περιπτώσεις θεωρήθηκε ότι είναι σ=0.25. Ο φαινόμενος συντελεστής τριβής, μ, θεωρήθηκε ότι έχει την τιμή 0.4 σε όλες τις περιπτώσεις, λαμβάνοντας υπόψη αποτελέσματα προηγούμενων μελετών σύμφωνα με τις οποίες οι μεταβολές της τιμής του συντελεστή αυτού δεν επηρεάζει σημαντικά τα αποτελέσματα. Κοζάνη 13 Μαΐου 1995 Ο σεισμός που έπληξε τους νομούς Κοζάνης και Γρεβενών στις 13 Μαΐου 1995 είχε μέγεθος Μ=6.6 και ακολουθήθηκε από έντονη μετασεισμική δραστηριότητα. Σύμφωνα με τους 5

Hatzfeld et al. (1997), η κύρια διάρρηξη εκδηλώθηκε σε ένα κανονικό ρήγμα ΑΒΑ ΔΝΔ διεύθυνσης, με κλίση προς τα βορειοδυτικά και μικρή δεξιόστροφη οριζόντια συνιστώσα (φ=243 ο, δ=47 ο, λ= 97 ο ). Η μετασεισμική ακολουθία κατανέμεται χωρικά σε δύο συγκεντρώσεις. Η πρώτη από αυτές βρίσκεται προς τα ανατολικά, έχει μήκος 24 km και είναι το αποτέλεσμα της κύριας διάρρηξης. Στα δυτικά της ζώνης αυτής βρίσκεται μια μικρότερη συγκέντρωση μετασεισμών η οποία θεωρείται ότι είναι αποτέλεσμα διέγερσης μικροσεισμών σε γειτονικά ρήγματα. Τα βάθη των σεισμικών εστιών κυμαίνονται στο εύρος 4 14 km. (α) (β) Σχήμα 2. (α) Κατανομή του πεδίου των τάσεων Coulomb πριν από τη γένεση του σεισμού στην περιοχή Κοζάνης-Γρεβενών στις 13 Μαΐου 1995 σύμφωνα με το μοντέλο αντίστροφης ολίσθησης. Οι τιμές είναι σε bar. Με κύκλους παριστάνονται τα επίκεντρα των σεισμών με Μ 3.5 των οποίων οι εστίες βρίσκονται σε θέσεις με θετικές ή αρνητικές μεταβολές των τάσεων, μεγαλύτερες από 0.1 bar. (β) Οι ρυθμοί σεισμικότητας τριών ομάδων δεδομένων με ελάχιστο μέγεθος 3.5, 4.0 και 4.5 στις περιοχές θετικών (συνεχής γραμμή) και αρνητικών (διακεκομμένη γραμμή) μεταβολών της τάσης Coulomb. 6

Θεωρώντας ένα ρήγμα με χαρακτηριστικά της ολίσθησης αντίστροφα από ότι στην πραγματικότητα υπολογίσθηκε η κατανομή των μεταβολών του πεδίου των τάσεων Coulomb. Στο σχήμα 2α έχουν χαρτογραφηθεί οι μεταβολές των στατικών τάσεων (σε bar). Στο ίδιο σχήμα έχουν χαρτογραφηθεί και τα επίκεντρα των σεισμών με μέγεθος Μ 3.5 που έγιναν από το 1950 μέχρι ακριβώς πριν τη γένεση του κύριου σεισμού και έχουν τις εστίες τους σε θέσεις με μεταβολές της τάσης μεγαλύτερες από 0.1 bar. Από το σχήμα αυτό παρατηρείται ότι, γενικά, η συχνότητα γένεσης των σεισμών στις περιοχές με θετικές μεταβολές των τάσεων είναι μεγαλύτερη από ότι στις περιοχές με αρνητικές μεταβολές των τάσεων. Στο χάρτη αυτό έχουν χαρτογραφηθεί τα επίκεντρα σεισμών τα οποία δεν είναι πλήρη για όλο το χρονικό διάστημα που χρησιμοποιείται. Κάνοντας την παραδοχή ότι η πληρότητα μεταβάλλεται με παρόμοιο τρόπο στις γειτονικές περιοχές με θετικές και αρνητικές μεταβολές της τάσης Coulomb, ο χάρτης αυτός χρησιμοποιείται μόνο για μια ποιοτική εκτίμηση της σεισμικότητας στις δύο αυτές περιοχές. Παρόμοιο συμπέρασμα προκύπτει από τη χωρική κατανομή της σεισμικότητας σε μια κυκλική περιοχή ακτίνας 75 km γύρω από το επίκεντρο του κύριου σεισμού (Karakostas, 2005). Ακολούθησε η μελέτη της μεταβολής του ρυθμού σεισμικότητας (σχήμα 2β) με τη χρήση του πλήρους δείγματος δεδομένων τα οποία διακρίθηκαν σε τρεις ομάδες. Στην πρώτη ομάδα περιλαμβάνονται οι σεισμοί με μέγεθος Μ 3.5, στη δεύτερη ομάδα οι σεισμοί με Μ 4.0 και στην τρίτη ομάδα οι σεισμοί με Μ 4.5. Σε κάθε διάγραμμα φαίνονται οι καμπύλες του ρυθμού σεισμικότητας με βάση τους σεισμούς που έχουν γίνει σε περιοχές θετικών μεταβολών των τάσεων (συνεχής γραμμή) και αρνητικών μεταβολών τάσεων (διακεκομμένη γραμμή). Παρά το ότι, όπως έχει αναφερθεί προηγούμενα, οι μεταβολές της σεισμικότητας αναζητούνται στις περιοχές θετικών μεταβολών της τάσης, για λόγους σύγκρισης παρουσιάζεται και η εξέλιξη του ρυθμού σεισμικότητας σε περιοχές με αρνητικές μεταβολές της τάσης Coulomb. Στις περιοχές με θετικές μεταβολές της τάσης παρατηρείται μια απότομη αύξηση του ρυθμού σεισμικότητας από το 1983 μέχρι το 1985 για τις δύο πρώτες ομάδες σεισμών και στη διάρκεια του 1984 για την τρίτη ομάδα. Ακολουθεί μία περίοδος κάμψης στο ρυθμό γένεσης των σεισμών η οποία φαίνεται να διαρκεί περισσότερο όσο τα ελάχιστα μεγέθη γίνονται μεγαλύτερα. Συγκεκριμένα, η ελάττωση στο ρυθμό σεισμικότητας διαρκεί περίπου τέσσερα χρόνια για την πρώτη και δεύτερη ομάδα δεδομένων, ενώ δεν έχει ακολουθήσει κανένας σεισμός με Μ 4.5 μέχρι την εκδήλωση του κύριου σεισμού, δηλαδή, για χρονικό διάστημα δέκα ετών. Στις περιοχές με αρνητικές μεταβολές της τάσης Coulomb, μπορεί να παρατηρηθεί ότι οι κλίσεις των καμπύλων δεν παρουσιάζουν ιδιαίτερες μεταβολές. Αίγιο 15 Ιουνίου 1995 Ο σεισμός που έπληξε το Αίγιο στις 15 Ιουνίου 1995 είχε μέγεθος Μ=6.4 και μελετήθηκε λεπτομερώς (Bernard et al., 1997) με βάση τις καταγραφές σε πυκνό δίκτυο φορητών σεισμογράφων που εγκαταστάθηκαν αμέσως μετά τη γένεση του κύριου σεισμού τόσο στις νότιες όσο και στις βόρειες ακτές του Κορινθιακού κόλπου. Η μετασεισμική δραστηριότητα διακρίνεται και εδώ σε δύο συγκεντρώσεις, η πρώτη των οποίων με μήκος 18 km και κλίση προς τα βόρεια θεωρήθηκε στην παρούσα εργασία ότι κατανέμεται στο επίπεδο της κύριας διάρρηξης. Δυτικότερα αυτής της συγκέντρωσης μετασεισμών παρατηρείται επίσης μια μικρότερη ζώνη μετασεισμικής δραστηριότητας η οποία οφείλεται πιθανότατα σε διέγερση 7

γειτονικών ρηγμάτων εξαιτίας του κύριου σεισμού. Με βάση αυτά τα χαρακτηριστικά της μετασεισμικής δραστηριότητας η κύρια διάρρηξη αποδόθηκε σε ένα ρήγμα με διεύθυνση φ=300 ο, κλίση θ=30 ο και γωνία ολίσθησης λ=-75 ο. (α) (β) Σχήμα 3. (α), (β) Όπως και στο προηγούμενο σχήμα για την περιοχή γύρω από το επίκεντρο του σεισμού στο Αίγιο στις 15 Ιουνίου 1995. Στο σχήμα 3α παρουσιάζεται η χωρική κατανομή του πεδίου των τάσεων όπως αυτό υπολογίσθηκε με εφαρμογή του μοντέλου αντίστροφης ολίσθησης, με τρόπο αντίστοιχο με αυτόν που εφαρμόσθηκε στον προηγούμενο σεισμό. Έχουν επίσης χαρτογραφηθεί με αντίστοιχο τρόπο, τα επίκεντρα των σεισμών με Μ 3.5 που έγιναν από το 1950 μέχρι τη γένεση του ισχυρού σεισμού, μετά από υπολογισμό της τάσης στην εστία κάθε σεισμού. Είναι γνωστό ότι η σεισμικότητα στον Κορινθιακό κόλπο σχηματίζει μια ζώνη ΔΒΔ-ΑΝΑ διεύθυνσης παράλληλης με τη διεύθυνση των ακτογραμμών και περιορίζεται κυρίως στο θαλάσσιο χώρο ή πολύ κοντά σε αυτόν. Παρόλα αυτά, όπως μπορεί να παρατηρηθεί στο σχήμα, η σεισμικότητα είναι ιδιαίτερα έντονη αρκετά μακριά από τις ακτές τόσο στην 8

Πελοπόννησο όσο και στη Στερεά Ελλάδα εκεί που το μοντέλο αντίστροφης ολίσθησης προβλέπει θετικές μεταβολές της τάσης μεγαλύτερες από 0.1 bar. Στο σχήμα 3β έχουν γίνει τα διαγράμματα του ρυθμού σεισμικότητας των σεισμών με μέγεθος Μ 3.5, Μ 4.0 και Μ 4.5 που προηγήθηκαν του κύριου σεισμού. Όπως και προηγούμενα, έχουν χρησιμοποιηθεί και εδώ συνεχείς και διακεκομμένες καμπύλες για να δηλώσουν θετικές και αρνητικές μεταβολές της τάσης αντίστοιχα. Παρατηρούμε και εδώ ότι οι μεταβολές της κλίσης στο ρυθμό σεισμικότητας είναι περισσότερο έντονες στις περιοχές με θετικές μεταβολές της τάσης Coulomb. Η περίοδος έντονης αύξησης της σεισμικής δραστηριότητας σε περιοχές με θετικές μεταβολές της τάσης είναι η διετία 1983-1984 η οποία ακολουθείται από τέσσερα χρόνια (1985-1988) σεισμικής ησυχίας. Σκύρος 26 Ιουλίου 2001 Λεπτομερής μελέτη του σεισμού που έγινε στη Σκύρο στις 26 Ιουλίου 2001 και είχε μέγεθος Μ=6.4 (Karakostas et al., 2003) έδειξε ότι πρόκειται για διάρρηξη σε ένα αριστερόστροφο ρήγμα διεύθυνσης με προσανατολισμό ΒΔ ΝΑ σχεδόν κάθετο στη διεύθυνση των μεγάλων τεκτονικών δομών στην περιοχή η οποία αποτελεί το νοτιοδυτικό άκρο της ζώνης που συνδέεται με την τάφρο του Βορείου Αιγαίου και τη ζώνη διάρρηξης της βόρειας Ανατολίας. Η μελέτη της ακολουθίας αυτής στηρίχθηκε στις καταγραφές του μονίμου σεισμολογικού δικτύου στον ελληνικό χώρο το οποίο καλύπτει ικανοποιητικά την περιοχή. Βρέθηκε ότι και σε αυτή τη μετασεισμική ακολουθία τα επίκεντρα των σεισμών συγκεντρώνονται σε δύο ζώνες οι οποίες διαφέρουν χαρακτηριστικά ως προς τη διεύθυνση. Το επίκεντρο του κύριου σεισμού έγινε κοντά στο σημείο επαφής των δύο ζωνών και συνδέθηκε με τη ζώνη μεγαλύτερης διάστασης (L=23 km) η οποία αντιστοιχεί σε μήκος ρήγματος ικανού να δώσει σεισμό αυτού του μεγέθους. Τα γεωμετρικά χαρακτηριστικά του σεισμογόνου ρήγματος και η γωνία ολίσθησης της διάρρηξης που έχουν προταθεί (CMT solution) είναι: παράταξη=148 ο, κλίση=78 ο και γωνία ολίσθησης=-1 ο. Υπολογίστηκαν οι τιμές του πεδίου των τάσεων Coulomb πριν από τον ισχυρό σεισμό με βάση το μοντέλο αντίστροφης ολίσθησης (σχήμα 4α) και μαζί χαρτογραφήθηκαν τα επίκεντρα των σεισμών με M 3.5 που έγιναν από το 1950 μέχρι πριν τη γένεση του ισχυρού σεισμού και βρίσκονται σε σημεία με θετικές και αρνητικές μεταβολές της τάσης μεγαλύτερες από 0.1 bar. Όπως μπορεί να παρατηρηθεί και στην περίπτωση αυτή η πυκνότητα των σεισμών σε περιοχές θετικών μεταβολών είναι σημαντικά μεγαλύτερη από την πυκνότητα των σεισμών στις περιοχές με αρνητικές μεταβολές. Στο σχήμα 4β έχουν γίνει με τρόπο όμοιο με αυτόν που εφαρμόσθηκε και στους προηγούμενους σεισμούς τα διαγράμματα των ρυθμών σεισμικότητας. Από τη σύγκριση των καμπύλων του ρυθμού σεισμικότητας σε περιοχές με θετικές και αρνητικές μεταβολές της τάσης συνάγεται, όπως και στις προηγούμενες ακολουθίες, ότι οι μεταβολές της σεισμικότητας είναι εντονότερες στις θετικές περιοχές. Επειδή στην περιοχή αυτή παρατηρήθηκε ότι η απότομη αύξηση της σεισμικότητας αρχίζει χρονικά πριν το 1981, έχει γίνει η χαρτογράφηση των δεδομένων από το 1976. Η έντονη αύξηση της σεισμικότητας φαίνεται να διακρίνεται σε δύο στάδια με έναρξη του πρώτου το 1978 και του δεύτερου το 1982 ή 1983. Στο πρώτο στάδιο οι μεταβολές του ρυθμού σεισμικότητας είναι σαφέστερα 9

μεγαλύτερες από αυτές του δεύτερου σταδίου. Ακολουθεί από το 1986 μέχρι το 1989 περίοδος σεισμικής ησυχίας η οποία είναι εμφανέστερη στη δεύτερη και στην τρίτη ομάδα δεδομένων. Η διαφοροποίηση στη χρονική διάρκεια, στον τρόπο εξέλιξης και στον χρόνο εμφάνισης της μεταβολής στο ρυθμό σεισμικότητας σε σύγκριση με τους δύο προηγούμενους σεισμούς είναι πιθανό να οφείλεται στο ότι η γένεση ισχυρών σεισμών στο βόρειο Αιγαίο στις αρχές της δεκαετίας του 1980 επηρέασε τις διαδικασίες προετοιμασίας του σεισμού της Σκύρου και το χρόνο γένεσης αυτού. (α) (β) Σχήμα 4. (α), (β) Όπως και στο προηγούμενο σχήμα για την περιοχή γύρω από το επίκεντρο του σεισμού βόρεια της Σκύρου στις 26 Ιουλίου 2001. Λευκάδα 14 Αυγούστου 2003 Με βάση τις καταγραφές σε δίκτυο φορητών ψηφιακών σεισμογράφων υψηλής ανάλυσης που εγκαταστάθηκε στη Λευκάδα στις 15 Αυγούστου 2003 μελετήθηκαν λεπτομερώς οι ιδιότητες του σεισμογόνου ρήγματος που προκάλεσε τον κύριο σεισμό μεγέθους Μ=6.2 (Karakostas et al., 2004). Πρόκειται για το δεξιόστροφο ρήγμα διεύθυνσης με 10

προσανατολισμό ΒΒΑ ΝΝΔ που εκτείνεται κατά μήκος των δυτικών ακτών του νησιού και είναι υπεύθυνο και για ισχυρούς σεισμούς που έγιναν στο χώρο αυτό κατά το παρελθόν. Τα χαρακτηριστικά του ρήγματος που έγινε η διάρρηξη αυτή (CMT solution) είναι παράταξη=18 ο, κλίση=59 ο και η γωνία ολίσθησης=-174 ο. Η κατανομή του μεγαλύτερου αριθμού των μετασεισμών δείχνει ότι η διάρρηξη έλαβε χώρα στο βορειότερο τμήμα του ρήγματος. Η μετασεισμική δραστηριότητα προεκτάθηκε με μικρότερο αριθμό σεισμών προς τα ΝΝΔ και αποδίδεται σε διέγερση στο τμήμα αυτό του ρήγματος που οφείλεται στην αύξηση των τάσεων Coulomb εξαιτίας του κύριου σεισμού. Στον ίδιο χώρο, δηλαδή, στη θαλάσσια περιοχή μεταξύ Λευκάδας και Κεφαλονιάς ακολούθησε σεισμός με Μ=5.1 στις 16 Νοεμβρίου 2003 και με Μ=5.7 στις 25 Μαρτίου 2007. Ακολουθήθηκε η ίδια διαδικασία για τον υπολογισμό της χωρικής κατανομής των τάσεων Coulomb πριν από την εκδήλωση του ισχυρού σεισμού (σχήμα 5α) και χαρτογραφήθηκαν τα επίκεντρα των σεισμών των οποίων οι εστίες βρίσκονται σε θέσεις με θετικές ή αρνητικές μεταβολές της τάσης μεγαλύτερες από 0.1 bar, όπως και στις προηγούμενες περιπτώσεις. Ο αριθμός των σεισμών είναι ιδιαίτερα μεγάλος τόσο στους λοβούς με θετικές όσο και στους λοβούς με αρνητικές μεταβολές της τάσης. Στο σημείο αυτό πρέπει να αναφερθεί ότι τα σφάλματα στον υπολογισμό των εστιακών παραμέτρων των σεισμών της περιοχής αυτής είναι οπωσδήποτε μεγαλύτερα από ότι στις περιοχές που έχουν γίνει οι προηγούμενες σεισμικές ακολουθίες λόγω της αδυναμίας καλής αζιμουθιακής κάλυψης της περιοχής από τα δυτικά αλλά και του περιορισμένου αριθμού σεισμολογικών σταθμών στην ευρύτερη περιοχή κατά το χρονικό διάστημα γένεσης των σεισμών αυτών. Με βάση την πληρότητα διακρίθηκαν τρεις ομάδες δεδομένων με μεγέθη Μ 3.7, Μ 4.0 και Μ 4.5. Οι καμπύλες των ρυθμών σεισμικότητας (σχήμα 5β) παρουσιάζουν παρόμοια χαρακτηριστικά με αυτά των προηγούμενων σεισμών στις περιοχές με θετικές μεταβολές της τάσης Coulomb. Συγκεκριμένα παρατηρείται μια απότομη αύξηση του ρυθμού σεισμικότητας κατά τη διετία 1994-1995 η οποία ακολουθείται από σεισμική ησυχία που διαρκεί περίπου τρία χρόνια. Για τη δεύτερη και τρίτη ομάδα σεισμών η αύξηση της σεισμικότητας φαίνεται να αρχίζει δύο χρόνια νωρίτερα δεν είναι όμως τόσο έντονη όσο στο επόμενο διάστημα. Στις περιοχές με αρνητικές μεταβολές της τάσης, το χαρακτηριστικό είναι ότι υπάρχει μια έντονη συγκέντρωση σεισμών από το 1981 μέχρι το 1983 ενώ στη συνέχεια δεν παρατηρούνται ιδιαίτερα έντονες μεταβολές. Η κατανομή αυτή είναι πιθανό να οφείλεται στη γένεση του σεισμού με μέγεθος Μ=7.0 που έγινε στα νοτιοδυτικά της Κεφαλονιάς στις 17 Ιανουαρίου 1983. Στην περίπτωση που ισχύει το παραπάνω, οι σεισμοί των περιοχών με αρνητικές μεταβολές της τάσης ή τουλάχιστον οι μεγαλύτεροι από αυτούς, έχουν συμβάλλει στη διέγερση του σεισμού της Λευκάδας, έστω σε μικρό βαθμό. Όπως φαίνεται από την καμπύλη που εκφράζει το ρυθμό σεισμικότητας των σεισμών με Μ 4.5 σε περιοχές θετικών μεταβολών της τάσης, παρατηρείται κάμψη της πρόδρομης σεισμικότητας το τελευταίο διάστημα πριν την εκδήλωση του σεισμού της Λευκάδας, όπως σε όλους τους προηγούμενους σεισμούς. Κύθηρα 08 Ιανουαρίου 2006 Ο σεισμός αυτός με μέγεθος Μ=6.7 διαφέρει από τους προηγούμενους ως προς το εστιακό του βάθος. Πρόκειται για ενδιαμέσου βάθους σεισμό ο οποίος συνοδεύτηκε από μικρό 11

αριθμό μετασεισμών. Όμως, η λειτουργία του ψηφιακού σεισμολογικού δικτύου που είναι εγκατεστημένο στην Κρήτη με ευθύνη του ΤΕΙ Χανίων, το ψηφιακό σεισμολογικό δίκτυο Geofon που λειτουργεί στην ευρύτερη περιοχή, σε συνδυασμό με τις αναγραφές στο μόνιμο σεισμολογικό δίκτυο, έδωσε τη δυνατότητα προσδιορισμού των εστιακών παραμέτρων αρκετών μετασεισμών που επιτρέπουν τον καθορισμό των διαστάσεων και της γεωμετρίας του ρήγματος που προκάλεσε τη διάρρηξη αυτή (Nikolintaga et al., 2008). Η μετασεισμική ζώνη εκτείνεται σχεδόν κατακόρυφα σε βάθη από 55 km μέχρι 75 km και η εστία του κύριου σεισμού τοποθετείται στο βαθύτερο τμήμα της μετασεισμικής ζώνης. Η κατανομή των μετασεισμών έχει διεύθυνση ΑΒΑ ΔΝΔ, το μήκος της διάρρηξης είναι περίπου 28 km ενώ ο μηχανισμός γένεσης που προτείνεται στην ίδια εργασία δείχνει διεύθυνση φ=70 ο, κλίση θ=75 ο και γωνία ολίσθησης λ=165 ο. Η περιοχή που φιλοξένησε το σεισμό αυτό είχε προσδιορισθεί ως πιθανή πηγή ενός ισχυρού μελλοντικού σεισμού από τους Papazachos et al. (2002) και Tzanis and Vallianatos (2003). (α) (β) Σχήμα 5. (α), (β) Όπως και στο προηγούμενο σχήμα για την περιοχή γύρω από το επίκεντρο του σεισμού της Λευκάδας στις 14 Αυγούστου 2003. 12

Υπολογίστηκαν οι τιμές του πεδίου των τάσεων σύμφωνα με το μοντέλο αντίστροφης ολίσθησης η κατανομή των οποίων φαίνεται στο σχήμα 6α, μαζί με τα επίκεντρα των σεισμών που έχουν γίνει στην περιοχή από το 1950 μέχρι πριν την εκδήλωση του ισχυρού σεισμού, με μέγεθος Μ 3.5 και έχουν τις εστίες τους σε περιοχές με μεταβολές στο πεδίο των τάσεων μεγαλύτερες από 0.1 bar. Τα επίκεντρα των σεισμών των οποίων οι εστίες είναι σε περιοχές θετικών μεταβολών της τάσης φαίνεται να είναι περισσότερα από ότι σε αρνητικές μεταβολές της τάσης. Πάντως θα πρέπει να τονισθεί ότι η ακρίβεια στον υπολογισμό των εστιακών παραμέτρων των σεισμών δεν είναι ικανοποιητική. (α) (β) Σχήμα 6. (α), (β) Όπως και στο προηγούμενο σχήμα για την περιοχή γύρω από το επίκεντρο του σεισμού στα Κύθηρα στις 08 Ιανουαρίου 2006. Οι καμπύλες των ρυθμών σεισμικότητας οι οποίες έγιναν με παρόμοιο τρόπο όπως και στους προηγούμενους σεισμούς (σχήμα 6β) παρουσιάζουν τα εξής χαρακτηριστικά. Στις περιοχές με αρνητικές μεταβολές της τάσης οι ρυθμοί σεισμικότητας μεταβάλλονται με το χρόνο μάλλον ομαλά αποδίδοντας την μεταβολή (μείωση) του κατώτερου μεγέθους πληρότητας των δεδομένων. Όμως, στις περιοχές των θετικών μεταβολών της τάσης παρατηρείται μια 13

απότομη μεταβολή του ρυθμού σεισμικότητας και στις τρεις ομάδες δεδομένων το 1981 με μείωση του ρυθμού σεισμικότητας στα επόμενα χρόνια. Η μεταγενέστερη αύξηση του ρυθμού σεισμικότητας η οποία παρατηρείται το 1999 συνδυάζεται με ταυτόχρονη αύξηση και στις περιοχές με αρνητική μεταβολή της τάσης και θα πρέπει να αποδοθεί σε μεταβολή της πληρότητας. ΣΥΖΗΤΗΣΗ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ Στην εργασία αυτή εξετάζεται η χωρική και χρονική κατανομή της σεισμικότητας μικρών και ενδιαμέσου μεγέθους σεισμών πριν από πέντε πρόσφατους ισχυρούς σεισμούς στον ελληνικό χώρο, των οποίων οι εστιακές παράμετροι και η γεωμετρία του ρήγματος που τους προκάλεσε έχουν προσδιορισθεί με ακρίβεια. Ως μέτρο ποσοτικοποίησης της σεισμικότητας λαμβάνεται ο αθροιστικός αριθμός των σεισμών σε συνάρτηση με το χρόνο ενώ στις τεχνικές επιταχυνόμενης απελευθέρωσης σεισμικής ροπής ως τέτοιο μέτρο θεωρείται συνήθως η ανηγμένη παραμόρφωση Benioff. Για τη γένεση ενός σεισμού είναι απαραίτητο να έχει αναπτυχθεί το κατάλληλο πεδίο τάσεων γύρω από την εστία του σεισμού το οποίο εξαρτάται από τη γεωμετρία του ρήγματος, το μέγεθος του σεισμού και τα χαρακτηριστικά της ολίσθησης που θα ακολουθήσει. Η κατανομή του πεδίου των τάσεων πριν τη γένεση του ισχυρού σεισμού μπορεί να υπολογιστεί ως το αντίστροφο της μεταβολής του πεδίου των τάσεων κατά τη διάρκεια του σεισμού (Bowman and King 2001; King and Bowman 2003). Μελετήθηκαν οι μεταβολές στο ρυθμό σεισμικότητας για διάφορες ομάδες σεισμών, με κριτήριο την πληρότητα και το μέγεθός τους, σε περιοχές όπου οι απόλυτες τιμές των μεταβολών των τάσεων ήταν μεγαλύτερες από 0.1 bar, λαμβάνοντας υπόψη ότι μικρότερες μεταβολές της τάσης δεν έχουν καμιά επίδραση στη σεισμική δραστηριότητα. Βρέθηκε ότι στις περιοχές αύξησης των τάσεων ο αριθμός των σεισμών είναι συνήθως μεγαλύτερος από τον αριθμό των σεισμών σε περιοχές μείωσης αυτών. Όμως, η πλέον χαρακτηριστική μεταβολή είναι η απότομη αύξηση του ρυθμού σεισμικότητας η οποία παρατηρείται στις περιοχές θετικών μεταβολών της τάσης χωρίς να συνοδεύεται από χαρακτηριστική μεταβολή της σεισμικότητας στις περιοχές αρνητικών μεταβολών αυτής, αρκετά χρόνια πριν από τη γένεση του ισχυρού σεισμού. Μετά από σύντομο χρονικό διάστημα (2 3 ετών) ο ρυθμός σεισμικότητας επανέρχεται στα προηγούμενα επίπεδα. Λίγα χρόνια πριν από τη γένεση του ισχυρού σεισμού, παρατηρείται σημαντική κάμψη της σεισμικής δραστηριότητας των σεισμών ενδιαμέσου μεγέθους (Μ 4.5). Ο τρόπος γένεσης των σεισμών μικρότερου μεγέθους στο χώρο γύρω από ένα επερχόμενο ισχυρό σεισμό όπως περιγράφηκε στην παρούσα εργασία, έχει κοινά χαρακτηριστικά με προηγούμενες ερευνητικές προσπάθειες σχετικές με τη διαδικασία σεισμογένεσης. Η ανάλυση της σεισμικότητας που προηγήθηκε της γένεσης των ισχυρών (Μ>6.6) σεισμών στον ελληνικό χώρο από το 1975 μέχρι το 2006, έδειξε ότι σε όλες τις περιπτώσεις παρατηρείται αύξηση στο ρυθμό γένεσης και το μέγεθος των μικρότερων σεισμών σε μία περιοχή όχι πολύ μεγαλύτερη από αυτήν που καταλαμβάνουν οι μετασεισμοί του αναμενόμενου κύριου σεισμού (Papadimitriou et al., 2006). Η αύξηση αυτή έχει παρατηρηθεί σε αρκετές περιοχές ανά τον κόσμο και όπως έχει ήδη αναφερθεί είναι γνωστή ως φαινόμενο 14

Ψ (Precursory Scale Increase), όπως έχει προταθεί από τους Evison και Rhoades (2004, 2005). ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ Το πρόγραμμα GMT (Wessel and Smith, 1998) χρησιμοποιήθηκε για την κατασκευή των σχημάτων. Οι υπολογισμοί των τάσεων Coulomb έγιναν με χρήση του προγράμματος DIS3D (Erikson, 1986). Δημοσίευση του Τομέα Γεωφυσικής του ΑΠΘ, αριθμός 730. ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ Bernard, P., Briole, P., Meyer, B., Lyon Caen, H., Gomez, J. M., Tiberi, C., Berge, C., Cattin, R., Hatzfeld, D., Lachet, C., Lebrun, B., Deschamps, A., Courboulex, F., Laroque, C., Rigo, A., Massonet, D., Papadimitriou, P., Kassaras, J., Diagourtas, D., Makropoulos, K., Veis, G., Papazisi, E., Mitsakaki, C., Karakostas, V., Papadimitriou, E., Papanastasiou, D., Chouliaras, G. and Stavrakakis, G., (1997), The M s =6.2 June 15, 1995 Aigion earthquake (Greece): evidence for low angle normal faulting in the Corinth rift, J. Seismology, 1, 131 150. Bowman, D., Quillon, G., Sammis, C., Sornete, A., and Sornete, D., (1998), An observational test of the critical earthquake concept, J. Geophys. Res., 103, 24,359-24,372. Bowman, D.D., and King, G.C.P., (2001), Accelerating seismicity and stress accumulation before large earthquakes, Geophys. Res. Lett., 21 (28), pp. 4039 4042. Bufe, C.G., and Varnes D.J., (1993), Predictive modeling of the seismic cycle of the greater San Francisco Bay region, J. Geophys. Res., 98, 9871-9883. Erikson, L. (1986), User s manual for DIS3D: A three-dimensional dislocation program with applications to faulting in the Earth. Master Thesis. Stanford Univ., Stanford, Calif., 167 pp. Evison, F.F., and Rhoades, D.A., (2002), Precursory scale increaseand long-term seismogenesis in California and northern Mexico, Ann. Geophys., 45, 479-495. Evison, F. F., and Rhoades, D.A., (2004), Demarcation and scaling of long term seismogenesis, Pure Appl. Geophys., 161, 21 45. Evison, F.F., and Rhoades, D.A., (2005), Multiple-mainshock events and long-term seismogenesis in Italy and New Zealand, N. Z. J. Geol. Geophys., 48, 523 536. Hatzfeld, D., Karakostas, V., Ziazia, M., Selvaggi, G., Leborgne, S., Berge, C., Guiguet, R., Paul, A., Voidomatis, Ph., Diagourtas, D., Kassaras, I., Koutsikos, I., Makropoulos, K., Azzara, R., Di Bona, M., Bacchechi, S., Bernard, P., and Papaioannou, Ch., (1996), The Kozani Grevena (Greece) earthquake of May 13, 1995, revisited from a detailed seismological study, Bull. Seism. Soc. Am., 87 (2), pp. 463 473. Karakostas, V.G., (2005), Seismicity patterns before the occurrence of the 13 May 1995, M6.6 Kozani Grevena earthquake, Bull. Geol. Soc. Greece, XXXVII, pp. 245 253. Karakostas, V.G., Papadimitriou, E.E., Karakaisis, G.F., Papazachos, C.B., Scordilis, E.M., Vargemezis, G., and Aidona, E., (2003), The 2001 Skyros, Northern Aegean, Greece, earthquake sequence: off fault aftershocks, tectonic implications, and seismicity triggering, Geophys. Res. Lett., 30 (1), doi:10.1029/2002gl015814. Karakostas, V.G., Papadimitriou, E.E., and Papazachos, C.B., (2004), Properties of the 2003 Lefkada, Ionian Islands, Greece, earthquake seismic sequence and seismicity triggering, Bull. Seism. Soc. Am., 94 (5), 1976 1981. King G.C.P., and Bowman, D.D., (2003), The evolution of regional seismicity between large earthquakes, J. Geophys. Res, 108:B2, doi:10.1029/2001jb000783. 15

Mignan, A., King, G.C.P., and Bowman, D., (2007), A mathematical formulation of accelerating moment release based on the stress accumulation model, J. Geophys. Res., 112, B07308, doi: 10.1029/2006JB004671. Nikolintaga, M. I., Karakostas, V.G., Papadimitriou, E.E., and Vallianatos, F., (2008), The 2006 Kythira (Greece), M w 6.7 slab pull event: Tectonic implications and the geometry of the Hellenic Wadati Benioff zone, submitted. Panagiotopoulos D., and Papazachos B., (1985), Travel times of Pn waves in the Aegean and surrounding area, Geophys. J. R. Astron. Soc., 80, pp. 165 176. Papadimitriou, E.E., Sourlas, G., and Karakostas, V.G., (2005), Seismicity variations in the Southern Aegean, Greece, Before and After the Large (M7.7) 1956 Amorgos Earthquake Due to Evolving Stress, Pure Appl. Geophys., 162, doi 10,1007/s00024-004-2641-z. Papadimitriou, E.E., Evison, F.F., Rhoades, D.A., Karakostas, V.G., Console, R., and Murru, M., (2006), Long term seismogenesis in Greece: Comparison of the evolving stress field and precursory scale increase approaches, J. Geophys. Res., 111, B05318, doi: 10.1029/2005JB003805. Papazachos C. B., Karakaisis G. F., Savvaidis A. S., and Papazachos B. C., (2002), Accelerating Seismic Crustal Deformation in Southern Aegean Area, Bull. Seismol. Soc. Am., 92, pp. 570 580. Papazachos, C.B., Scordilis, E.M., Karakaisis, G.F., and Papazachos, B.C., (2005), Decelerating preshock seismic deformation in fault regions during critical periods, Bull. Geol. Soc. Greece, 36, 1490-1498. Papazachos, B.C., Comninakis, P.E., Karakaisis, G.F., Karakostas, V.G., Papaioannou, Ch.A., Papazachos, C.B., and Scordilis, E.M., (2006), A catalogue of earthquakes in Greece and surrounding area for the period 550BC 2007, Publ. Geophys. Lab., Univ. Thessaloniki. Tzanis A., and Vallianatos F., (2003), Distributed power law seismicity changes and crustal deformation in the SW Hellenic arc, Nat. Haz. Earth Syst. Sc., 3, pp. 179 198. Wessel, P. and Smith, W.H.F., (1998), New, improved version of the Generic Mapping Tools Released. EOS Trans. AGU, 79,579. 16