4. ΓΕΩΦΥΣΙΚΑ ΠΡΟΣΟΜΟΙΩΜΑΤΑ-ΥΠΟΛΟΓΙΣΜΟΣ ΣΥΝΘΕΤΙΚΩΝ ΚΥΜΑΤΟΜΟΡΦΩΝ ΣΤΗΝ ΠΕΡΙΟΧΗ ΤΗΣ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΕΙΣΑΓΩΓΗ Η πόλη της Θεσσαλονίκης βρίσκεται στη γεωλογική ζώνη Αξιού-Βαρδάρη που συνορεύει με την Περιροδοπική ζώνη και με τη Σερβομακεδονική, μια από τις πλέον σεισμοτεκτονικά ενεργές περιοχές της Ελλάδας (Papazachos et al. 1983). Η πόλη εκτείνεται γύρω από το Θερμαϊκό κόλπο και παρουσιάζει τοπογραφικό ανάγλυφο που ξεκινάει από την παραλιακή λεωφόρο στο επίπεδο της θάλασσας και καταλήγει στις ΒΑ παρυφές της με λόφους ύψους 100-150 m. Από γεωλογική άποψη, το πολεοδομικό συγκρότημα παρουσιάζει ποικιλομορφία ως προς τους γεωλογικούς σχηματισμούς και τα διάφορα υλικά που περιλαμβάνει ο καθένας από αυτούς. Το πολεοδομικό συγκρότημα εδράζεται σε 3 μεγάλης κλίμακας βασικές γεωλογικές ενότητες με γενική διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ. Η πρώτη ενότητα αφορά το μεταμορφωμένο υπόβαθρο (γνεύσιοι, πρασινοσχιστόλιθοι, επιγνεύσιοι) με επιφανειακή εμφάνιση στα Β-ΒΑ του πολεοδομικού συγκροτήματος. Το βραχώδες υπόβαθρο βυθίζεται από 150 έως 400 m περίπου στη Δ-ΝΔ ακτογραμμή. Η δεύτερη ενότητα αποτελείται από αλλουβιακές αποθέσεις του Νεογενούς (ερυθρές ιλυώδεις άργιλοι) που καλύπτουν το υπόβαθρο. Οι πρόσφατες αποθέσεις Ολοκαινικών αργίλων-άμμων-φερτών υλικών συνθέτουν την τρίτη και επιφανειακή ενότητα (σχήμα 4.1). Από τεκτονική άποψη η Σερβομακεδονική Μάζα φαίνεται να οριοθετεί τις κύριες γραμμές διάρρηξης του φλοιού στην περιοχή. Μια λεπτομερής ανάλυση της νεοτεκτονικής της περιοχής πραγματοποιήθηκε από τους Tranos et al. (2003) ενώ οι δύο πιο πρόσφατες σεισμοτεκτονικές αναλύσεις της περιοχής με τη χρήση μηχανισμών γένεσης σεισμών είναι αυτές των Vamvakaris et al. (2006) και Paradisopoulou et al. (2007). Τα κύρια ρήγματα και τα νεοτεκτονικά χαρακτηριστικά της ευρύτερης περιοχής της Θεσσαλονίκης φαίνονται στο νεοτεκτονικό χάρτη του σχήματος 4.2. [113]
pl,f-c EUO $Z Rd $Z STA pl,f-c Qsh Gn Ph f,c-l sd-l sl-l E - E' pl,f-c $Z LAZ A - A' Gbs $Z TEL Rf $Z LIM L - L' D - D' $Z AGO SST $Z $Z MET K - K' Gn $Z LEU $Z MPO $Z TOU $Z IPO I - I' $Z KRH B - B' C - C' C-C' $Z KON f,c-cm W N E KYV $Z Sd H - H' pl,f-c Z - Z' KAL $Z S 4000 0 4000 Meters ΥΠΟΜΝΗΜΑ Rf, Επιχωματώσεις, μπάζα Rd, Ποταμοχειμάριες αποθέσεις με πάχος έως 10m Scr, Τεταρτογενή χονδρόκκοκα υλικά πάχους έως 4m Sd, Παράκτιες άμμοι f,c-l, Υλικά λεκανών, μικτά εδάφη πάχους 50m fp-l, Τεταρτογενή χαλαρά με οργανικά πάχους έως 30m sl-l, Τεταρτογενή ιλυώδη υλικά μικρού πάχους s,d-l, Τεταρτογενή αμμώδη υλικά σχετικά μεγάλου πάχους f,c-cm, Πλειστοκαινικά μικτά υλικά έως 40m pl,f-c, Νεογενή ιζήματα Θεσ/νικης Gbs, Γάββροι Gn, Γνεύσιοι Gr, Γρανίτες Mr, Ασβεστόλιθος O, Υπερβασικά Qsh, Χαλαζίτες #Y Θέσεις καταγραφής μικροθορύβου Όρια Πολεοδομικού Συγκρότηματος Περιφερειακή οδός Θεσ/νίκης Πιθανά ρήγματα Σχήμα 4.1. Γεωλογικός χάρτης του πολεοδομικού συγκροτήματος της Θεσσαλονίκης (χαρτογράφηση: ΙΓΜΕ Θεσσαλονίκης, τομές από Αποστολίδης, 2002). [114]
Σχήμα 4.2. Γεωλογικός και τεκτονικός χάρτης (Tranos et al., 2003) ο οποίος απεικονίζει το σύστημα διάρρηξης Θεσσαλονίκης-Ρεντίνας καθώς και το δυτικό κομμάτι αυτού του συστήματος, τη ζώνη διάρρηξης Θεσσαλονίκης-Γερακαρούς. Στο σχήμα αυτό διακρίνονται το σύστημα διάρρηξης Θεσσαλονίκης Ρεντίνας και το δυτικό μέρος του συστήματος αυτού, η ζώνη διάρρηξης Θεσσαλονίκης- Γερακαρούς (Tranos et al., 2003). Αρκετά από τα ρήγματα αυτά, το μεγαλύτερο μέρος των οποίων είναι ορατό στην επιφάνεια, σχετίζονται με σεισμούς και χαρακτηρίζονται ως ενεργά ή πιθανώς ενεργά σεισμικά ρήγματα. Στο σχήμα 4.3 φαίνονται τα κύρια ρήγματα, οι προεκτάσεις τους και οι πιθανές προεκτάσεις αυτών (Tranos et al., 2003), μαζί με τους γνωστούς μηχανισμούς γένεσης σεισμών για την περιοχή της Μυγδονίας λεκάνης (Vamvakaris et al., 2006). Με βάση αυτούς τους μηχανισμούς γένεσης, για κάθε υποπεριοχή για την οποία οι μηχανισμοί γένεσης είναι παρόμοιοι, υπολογίστηκε ένας μέσος (τυπικός) μηχανισμός γένεσης. Σε πρώτη προσέγγιση φαίνεται ότι οι διαρρήξεις στην περιοχή είναι κανονικές, με παράταξη περίπου Α-Δ. [115]
Σχήμα 4.3. Γνωστοί μηχανισμοί γένεσης σεισμών της ευρύτερης περιοχής της λεκάνης της Μυγδονίας (Vamvakaris et al. 2006). Τα διαφορετικά χρώματα των μηχανισμών υποδηλώνουν διαφορετικές πηγές προέλευσης των δεδομένων. Με κόκκινο χρώμα εμφανίζονται τα κύρια ρήγματα (Tranos et al., 2003), με μαύρες συνεχείς γραμμές οι προεκτάσεις των κυρίων ρηγμάτων και με μαύρες στικτές, οι πιθανές προεκτάσεις αυτών (Τρανός, 1998). Στο σχήμα 4.4 δίνονται οι διευθύνσεις του μέγιστου κυρίου άξονα εφελκυστικής τάσης (σ3) όπως υπολογίστηκαν από τους μηχανισμούς γένεσης με δύο διαφορετικές μεθοδολογίες (άσπρα και μαύρα βέλη) (Vamvakaris et al., 2006). Τα λευκά βέλη δείχνουν τους μέσους άξονες τάσης, όπως αυτοί υπολογίστηκαν από την κινηματική των μεγαλυτέρων ρηγμάτων (Μουντράκης και συνεργάτες, 2003). Συμπερασματικά, μπορούμε να πούμε ότι η ευρύτερη περιοχή της Θεσσαλονίκης χαρακτηρίζεται από κανονικά ρήγματα με γενική παράταξη Α-Δ, τα οποία οφείλονται σε ένα εφελκυστικό πεδίο τάσεων με μέση διεύθυνση Β-Ν. [116]
Σχήμα 4.4. Κύριοι άξονες εφελκυσμού (σ3) για τις διάφορες υποπεριοχές. Με άσπρα και μαύρα βέλη απεικονίζονται οι άξονες εφελκυσμού όπως υπολογίζονται από τα σεισμολογικά δεδομένα με δύο διαφορετικές μεθοδολογίες ενώ με λευκά όπως υπολογίζονται από στοιχεία της κινηματικής των ρηγμάτων (Μουντράκης και συνεργάτες, 2003). Στο κάτω μέρος του χάρτη φαίνονται με μεγάλα βέλη οι μέσοι άξονες εφελκυσμού για όλη την περιοχή (Vamvakaris et al. 2006). Η πόλη δοκιμάστηκε από πολλούς ισχυρούς σεισμούς (σχήμα 4.5), πολλοί από τους οποίους ήταν καταστροφικοί. Μερικοί από τους μεγαλύτερους σεισμούς ήταν της Θεσσαλονίκης το 1759 (Μ6.5), της Ασσήρου το 1902 (Μ6.6), της Ιερισσού το 1932 (Μ7.0) και της Θεσσαλονίκης το 1978 (Μ6.5), (Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2002). Λόγω της σημαντικής γεωπολιτικής σημασίας της πόλης αλλά και των γεωλογικών και σεισμοτεκτονικών χαρακτηριστικών της, έχουν πραγματοποιηθεί διάφορες μελέτες για τον προσδιορισμό της γεωμετρίας, αλλά και των δυναμικών ιδιοτήτων των εδαφικών σχηματισμών για την ευρύτερη περιοχή της Θεσσαλονίκης. [117]
Σχήμα 4.5. Χάρτης των επικέντρων γνωστών σεισμών που σημειώθηκαν στο Βορειοελλαδικό χώρο για το χρονικό διάστημα από το 550 π.χ. μέχρι το 2006 με μέγεθος Μ 4.5. Τα δεδομένα είναι πλήρη για μεγέθη μεγαλύτερα ή ίσα του 5.5 από το 1901, 4.9 από το 1911 και 4.5 από το 1950 (Papazachos et al., 2006). Έτσι αρκετοί ερευνητές (π.χ. Sherif, 1973; Kobayashi, 1974; Leventakis and Roussopoulos, 1974; Pitilakis et al., 1982; Τσότσος και Πιτιλάκης, 1986; Tsotsos and Zissis-Tegos, 1986) μελέτησαν μερικές από τις ιδιότητες των εδαφικών σχηματισμών της Θεσσαλονίκης, χωρίς όμως να παρέχουν μια συνολική και λεπτομερή μελέτη για τη γεωμετρία και τις δυναμικές ιδιότητες των εδαφικών σχηματισμών της περιοχής. Οι Chavez-Garcia et al. (1990) συσχέτισαν τον παράγοντα ενίσχυσης με την ηλικία και το είδος των γεωλογικών σχηματισμών, καθώς και με το βάθος του υποβάθρου. Επίσης ο Λοντζετίδης (1993), εφαρμόζοντας τη μέθοδο Cross-Hole, υπολόγισε για διάφορες θέσεις μονοδιάστατα προσομοιώματα ταχύτητας των εγκαρσίων κυμάτων σε συνάρτηση με το βάθος και οι Raptakis et al. (1994) χρησιμοποιώντας την τεχνική των φασματικών λόγων σε δεδομένα από ένα κατακόρυφο δίκτυο επιταχυνσιογράφων (downhole array) μελέτησαν την επίδραση της επιφανειακής γεωλογίας στη σεισμική απόκριση. Τη χρονική περίοδο Νοέμβριος 1993 - Φεβρουάριος 1994, στη μητροπολιτική περιοχή της Θεσσαλονίκης, πραγματοποιήθηκε ένα τοπικό πείραμα κατά τη διάρκεια του οποίου εγκαταστάθηκε και λειτούργησε ένα δίκτυο 10 φορητών [118]
σεισμογράφων και 10 επιταχυνσιογράφων (στις ίδιες θέσεις) για την καταγραφή σεισμικών διεγέρσεων και εδαφικού θορύβου σε περιοχές με διαφορετικά γεωτεχνικά χαρακτηριστικά. Οι Lachet et al. (1996) εφάρμοσαν τεχνικές υπολογισμού της απόκρισης των εδαφικών σχηματισμών στις παραπάνω θέσεις από τις καταγραφές της εδαφικής ταχύτητας του δικτύου των φορητών σεισμογράφων και συνέκριναν τα αποτελέσματα των διαφόρων τεχνικών όσον αφορά το συχνοτικό περιεχόμενο και τις ενισχύσεις των φασματικών πλατών. Η μέθοδος του κλασικού φασματικού λόγου εφαρμόστηκε και από τον Τριανταφυλλίδη (1997) για τις καταγραφές από τους επιταχυνσιογράφους του ίδιου τοπικού πειράματος σε συνδυασμό με μονοδιάστατα και δισδιάστατα προσομοιώματα θεωρητικής προσομοίωσης (Τριανταφυλλίδης, 2000, Triantafyllidis et al., 1998,1999,2004b) για διάφορες θέσεις και τομές στο πολεοδομικό συγκρότημα της Θεσσαλονίκης. Οι Raptakis et al. (1998), Ραπτάκης και συνεργάτες (2001α) και Αναστασιάδης και συνεργάτες (2001) μελέτησαν τη γεωμετρία και τις δυναμικές ιδιότητες των κυριοτέρων εδαφικών στρωμάτων στην πόλη της Θεσσαλονίκης με γεωφυσικές διασκοπήσεις και εργαστηριακές δοκιμές εδαφομηχανικής με αποτέλεσμα την παραγωγή 1D, 2D και 3D εδαφικών προσομοιωμάτων. Οι Ραπτάκης και συνεργάτες (2001α) και οι Raptakis et al. (2004a, b) χρησιμοποιώντας μονοδιάστατα και δισδιάστατα εδαφικά προσομοιώματα για την πόλη της Θεσσαλονίκης, πραγματοποίησαν αριθμητική προσομοίωση σεισμικών καταγραφών και έδειξαν την αναγκαιότητα της δισδιάστατης προσομοίωσης όταν η εδαφική δομή παρουσιάζει πολυπλοκότητα. Επίσης οι Anastasiadis et al. (2001), έπειτα από μελέτη της γεωμετρίας και των δυναμικών ιδιοτήτων των κυριότερων εδαφικών σχηματισμών του πολεοδομικού συγκροτήματος της Θεσσαλονίκης, πρότειναν ένα λεπτομερή γεωτεχνικό χάρτη και διάφορα μονοδιάστατα προσομοιώματα για συγκεκριμένες θέσεις και δισδιάστατες εδαφικές τομές για τους κυριότερους εδαφικούς σχηματισμούς. Οι Scherbaum et al. (2002) παρουσίασαν μια εργασία πάνω στην εκτίμηση της ταχύτητας των εγκαρσίων κυμάτων με το βάθος των επιφανειακών σχηματισμών, με τη μέτρηση εδαφικού θορύβου από ειδικό δίκτυο δεκτών (array technique) σε [119]
επιλεγμένα σημεία της Ελλάδας, μεταξύ αυτών και η Θεσσαλονίκη. Η ικανοποιητική ταύτιση των αποτελεσμάτων της μεθόδου με τα αποτελέσματα γεωτεχνικών εργασιών για τις διάφορες θέσεις ήταν το σημαντικότερο συμπέρασμα της εργασίας αυτής. Ο Αποστολίδης (2002) και οι Apostolidis et al. (2004a, b) παρουσίασαν τη μέθοδο του εδαφικού θορύβου ως μία εναλλακτική μέθοδο γεωφυσικής διασκόπησης στο πολεοδομικό συγκρότημα της Θεσσαλονίκης. Σε 16 θέσεις στο πολεοδομικό συγκρότημα της Θεσσαλονίκης πραγματοποιήθηκαν μετρήσεις εδαφικού θορύβου και από το φασματικό λόγο (HVSR) υπολογίστηκε η θεμελιώδης ιδιοσυχνότητα της κάθε θέσης. Στις ίδιες θέσεις πραγματοποιήθηκαν μετρήσεις εδαφικού θορύβου με ειδικό δίκτυο δεκτών κυκλικής διάταξης (μέθοδος SPAC) και υπολόγισαν την ταχύτητα των εγκαρσίων κυμάτων από την ελεύθερη επιφάνεια του εδάφους έως το βραχώδες υπόβαθρο. Η συνδυαστική ερμηνεία της ταχύτητας των διατμητικών κυμάτων με διαθέσιμα γεωτεχνικά στοιχεία από προηγούμενες μελέτες επέτρεψε τον σχεδιασμό από τους ερευνητές δισδιάστατων γεωτεχνικών τομών και τρισδιάστατων εδαφικών προσομοιώματων που περιγράφουν τα γεωμετρικά και δυναμικά στοιχεία όλων των εδαφικών σχηματισμών του πολεοδομικού συγκροτήματος. Ο Λεβεντάκης (2003) πραγματοποίησε επίσης μια μικροζωνική μελέτη για την πόλη της Θεσσαλονίκης, όπου έκανε λεπτομερή καταγραφή και επεξεργασία των μακροσεισμικών εντάσεων από το σεισμό της 20 ης Ιουνίου 1978 στη Θεσσαλονίκη και τέλος, με βάση μετρήσεις εδαφικού θορύβου και όλα τα άλλα στοιχεία συνέταξε χάρτη μικροζωνών για την πόλη. Οι Theodulidis et al. (2006) προσομοίωσαν με τη στοχαστική μέθοδο για διάφορα σενάρια διάρρηξης το σεισμό της 20 ης Ιουνίου 1978, υπολογίζοντας τη μέγιστη εδαφική και φασματική επιτάχυνση σε πυκνό πλέγμα θέσεων του πολεοδομικού συγκροτήματος της Θεσσαλονίκης και συσχέτισαν τα αποτελέσματά τους με στοιχεία για τις βλάβες που προκλήθηκαν από το σεισμό αυτό. Οι Panou et al. (2005a,b) και η Πάνου (2007) μελέτησαν την επίδραση των τοπικών εδαφικών συνθηκών στη σεισμική κίνηση με τη χρήση καταγραφών εδαφικού θορύβου. Η θεμελιώδης συχνότητα, το αντίστοιχο πλάτος ενίσχυσης και ο δείκτης τρωτότητας του εδάφους συσχετίστηκαν με γεωτεχνικά δεδομένα καθώς και με μακροσεισμικά δεδομένα από το σεισμό του 1978. Επίσης, πραγματοποίησε [120]
θεωρητική προσομοίωση του εδαφικού θορύβου σε μονοδιάστατες και δισδιάστατες δομές (1D/2D) στο ιστορικό κέντρο της πόλης και συνέκρινε τους πειραματικούς φασματικούς λόγους με τους αντίστοιχους θεωρητικούς. Τέλος οι Ameri et al. (2008) υπολόγισαν τα επίπεδα της εδαφικής κίνησης για διάφορα σενάρια διάρρηξης πιθανών ρηγμάτων στην ευρύτερη περιοχή της Θεσσαλονίκης με τη σύνθεση δύο τεχνικών προσομοίωσης (υβριδική μέθοδος), μίας για την παραγωγή χαμηλόσυχνων και μίας για την παραγωγή υψίσυχνων συνθετικών καταγραφών. Στο κεφάλαιο αυτό παρουσιάζεται η τροποποίηση των διαθέσιμων τρισδιάστατων εδαφικών προσομοιωμάτων (Anastasiadis et al., 2001; Apostolidis et al., 2004a,b) για την περιοχή της Θεσσαλονίκης με σκοπό την παραγωγή υπολογιστικών προσομοιωμάτων που θα χρησιμοποιηθούν για την προσομοίωση τρισδιάστατων συνθετικών καταγραφών με τη μέθοδο των Πεπερασμένων Διαφορών (Π.Δ). Παρουσιάζονται επίσης οι παράμετροι των σεισμών που επιλέχθηκαν για προσομοίωση και τέλος παρατίθενται όλες οι τιμές των παραμέτρων που χρησιμοποιήθηκαν για την εκτέλεση των υπολογισμών. 4.1. ΠΑΡΑΜΕΤΡΟΙ ΤΩΝ ΤΡΙΣΔΙΑΣΤΑΤΩΝ ΠΡΟΣΟΜΟΙΩΜΑΤΩΝ ΤΑΧΥΤΗΤΩΝ Για τη σύγκριση των δύο προτεινόμενων προσομοιωμάτων συγκεντρώθηκαν τα δυναμικά χαρακτηριστικά [πάχος στρωμάτων, ταχύτητες επιμήκων (V p ) και εγκαρσίων κυμάτων (V s ) και πυκνότητα (ρ)] του κάθε στρώματος, καθώς και οι παράγοντες απόσβεσης τόσο για τα επιμήκη (Q p ) όσο και τα εγκάρσια κύματα (Q s ). Θα πρέπει επίσης να σημειωθεί ότι για τη ρεαλιστικότερη προσομοίωση της διάδοσης των σεισμικών κυμάτων στο βραχώδες υπόβαθρο, για το προσομοίωμα των Anastasiadis et al. (2001) επιλέχθηκαν να χρησιμοποιηθούν γραμμικά μεταβαλλόμενες συναρτήσει του βάθους, ταχύτητες επιμήκων και εγκαρσίων κυμάτων μέχρι το βάθος των 1000m. Οι παράμετροι αυτές, καθώς και οι γεωλογικές περιγραφές για τον κάθε εδαφικό σχηματισμό, παρουσιάζονται συνοπτικά στους Πίνακες 4.1 και 4.2. [121]
Οι τιμές πυκνότητας που χρησιμοποιήθηκαν στις προσομοιώσεις υπολογίστηκαν από τη συσχέτιση των ιδιοτήτων των εδαφικών σχηματισμών της περιοχής της Θεσσαλονίκης, με παρόμοιους εδαφικούς σχηματισμούς γνωστών ιδιοτήτων στην ευρύτερη περιοχή μελέτης (π.χ. περιοχή EUROSEISTEST). Επίσης στην εργασία των Anastasiadis et al. (2001) δίνονται μόνο οι τιμές του παράγοντα απόσβεσης των εγκαρσίων κυμάτων, Q s. Οι αντίστοιχες τιμές του παράγοντα απόσβεσης των επιμήκων κυμάτων (Q p ) υπολογίστηκαν από τη σχέση που συνδέει τους δύο παράγοντες απόσβεσης (Q p και Q s ) (Aki and Richards, 2002): V Q V Q 2 1 4 s 1 = 2 p 3 p s (4.1) Πίνακας 4.1. Παράμετροι του τρισδιάστατου προσομοιώματος ταχυτήτων και γεωλογικές περιγραφές των εδαφικών σχηματισμών που προτάθηκαν από τον Αποστολίδη (2002). Σχηματισμός Περιγραφή V p (m/s) V s ρ (m/s) (gr/cm 3 ) Q p Q s Α Υπερκείμενος σχημ. Νεογενών 1050 220 2050 260 15 BB Υποκείμενος σχημ. Πλειστοκαινικών 3500 900 2300 1130 100 B Ανώτερος ενδιάμεσος Νεογενών 1900 400 2150 510 30 C Κατώτερος ενδιάμεσος Νεογενών 2000 600 2200 250 30 D Υποκείμενος σχημ. Νεογενών 3200 930 2350 530 60 Υπόβαθρο 4500 2200 2600 630 200 Αντίστοιχα, στα αποτελέσματα του Αποστολίδη (2002) προτείνονται μόνο οι ταχύτητες των εγκαρσίων κυμάτων (V s ) για τους διάφορους εδαφικούς [122]
σχηματισμούς, καθώς και το βάθος του υποβάθρου. Οι υπόλοιπες παράμετροι που χρησιμοποιήθηκαν στις προσομοιώσεις υπολογίστηκαν σε συνάρτηση με τις πληροφορίες που δίνονται για παρόμοιων ιδιοτήτων εδαφικούς σχηματισμούς στην εργασία των Anastasiadis et al. (2001). Πίνακας 4.2. Παράμετροι του τρισδιάστατου προσμοιώματος ταχυτήτων και γεωλογικές περιγραφές των εδαφικών σχηματισμών που προτάθηκαν από τους Anastasiadis et al. (2001). Σχηματισμός Περιγραφή V p (m/s) Α C B E/F Υπόβαθρο (Ελ. Επιφ.) Υπόβαθρο (1000m) Τεχνητές προσχώσεις, μπάζα και φερτά υλικά Πολύ μαλακή θαλάσσια ιλύς και ιλυώδεις άργιλοι Πολύ στιφρές αμμώδεις ιλύες έως αργιλώδεις άμμοι με χαμηλή πλαστικότητα, μαλακοί αμμώδειςιλυώδεις άργιλοι έως αργιλώδεις άμμοι με χαμηλή έως μέτρια πλαστικότητα, στριφρές έως σκληρές άργιλοι υψηλής πλαστικότητας Στιφρές έως σκληρές αμμοιλυώδεις άργιλοι έως αργιλώδεις άμμοι, πολύ στιφρές έως σκληρές άργιλοι έως αμμώδεις άργιλοι με χαμηλή έως μέτρια πλαστικότητα υπερσυμπυκνωμένες με φερτά υλικά και λεπτά στρώματα από χαλίκια V s ρ (m/s) (gr/cm 3 ) Q p Q s 1050 250 2050 260 15 1850 180 2300 1130 25 1900 300 2150 510 20 3000 700 2350 690 50 Πρασινοσχιστόλιθοι και Γνεύσιος 4500 2000 2600 450 200 Πρασινοσχιστόλιθοι και Γνεύσιος 6000 3400 2600 450 200 [123]
4.2. ΔΗΜΙΟΥΡΓΙΑ ΥΠΟΛΟΓΙΣΤΙΚΩΝ ΠΡΟΣΟΜΟΙΩΜΑΤΩΝ Για τη χρήση των τρισδιάστατων γεωφυσικών προσομοιωμάτων στην παραγωγή συνθετικών καταγραφών απαιτείται κατάλληλη επεξεργασία έτσι ώστε να αναπαραχθεί το προσομοίωμα με τέτοιο τρόπο που να μπορεί να χρησιμοποιηθεί από τον κώδικα των Π.Δ. που χρησιμοποιείται στην παρούσα διατριβή. Για το κάθε εδαφικό προσομοίωμα ακολουθήθηκε διαφορετική διαδικασία επεξεργασίας, μιας και υπήρχαν διαφορές μεταξύ τους τόσο στην περιοχή κάλυψης όσο και στο σύστημα συντεταγμένων που χρησιμοποιούσαν (σχήμα 4.6). Στη συνέχεια θα περιγραφούν ξεχωριστά για το κάθε προσομοίωμα τα στάδια που χρειάστηκε να παρεμβληθούν μέχρι την τελική δημιουργία του υπολογιστικού προσομοιώματος. 4.2.1 Επεξεργασία του εδαφικού προσομοιώματος που προτάθηκε από τον Αποστολίδη (2002) Για να μπορέσουν να συγκριθούν τα αποτελέσματα από τις θεωρητικές προσομοιώσεις για το προσομοίωμα που προτάθηκε από τον Αποστολίδη (2002) με ενόργανες παρατηρήσεις, πρέπει να αναφέρονται σε ένα κοινό σύστημα συντεταγμένων. Ως κοινό σύστημα συντεταγμένων επιλέχθηκε αυτό που χρησιμοποιήθηκε από τον Αποστολίδη (2002), το οποίο είναι ένα αυθαίρετο σύστημα συντεταγμένων. Για το λόγο αυτό οι συντεταγμένες των σταθμών καταγραφής του τοπικού πειράματος και των επικέντρων των σεισμών που χρησιμοποιήθηκαν στις προσομοιώσεις μετατράπηκαν στο ίδιο σύστημα. Στο υπολογιστικό προσομοίωμα πρέπει να εμπεριέχεται και το υπόκεντρο του σεισμού που πρόκειται να προσομοιωθεί. Συνεπώς οι διεπιφάνειες μεταξύ των εδαφικών σχηματισμών πρέπει να προεκταθούν, αφού η περιοχή που καλύπτουν αποτελεί υποσύνολο της συνολικής περιοχής που θα αποτελέσει το υπολογιστικό προσομοίωμα. Στο σχήμα 4.6 φαίνεται σκιασμένη η περιοχή που καλύπτει το προσομοίωμα του Αποστολίδη (2002) (αριστερά) και των Anastasiadis et al. (2001) (δεξιά). Θεωρητικά η μέθοδος των Π.Δ. θα μπορούσε να προσομοιώσει τη διάδοση των σεισμικών κυμάτων σε νερό, αλλά λόγω της περιορισμένης γνώσης της δομής στο Θερμαϊκό κόλπο αλλά και του γεγονότος ότι δεν υπάρχουν μέχρι στιγμής στη [124]
διεθνή βιβλιογραφία καταγεγραμμένες προσπάθειες από άλλους ερευνητές για την εφαρμογή της μεθόδου σε αντίστοιχες συνθήκες, επιλέχθηκε για την κάλυψη της θαλάσσιας περιοχής η πλασματική επέκταση των διεπιφανειών που είχαν μελετηθεί από τον Αποστολίδη (2002) προς τα Νοτιοδυτικά. Σχήμα 4.6. Χάρτης της ευρύτερης περιοχής της Θεσσαλονίκης. Με τις σκιασμένες επιφάνειες φαίνονται: Αριστερά η περιοχή που καλύπτει το προσομοίωμα του Αποστολίδη (2002) και δεξιά η περιοχή που καλύπτει το προσομοίωμα των Anastasiadis et al. (2001). Συνεπώς, οι τομές επεκτάθηκαν ακολουθώντας τα χαρακτηριστικά που εμφάνιζαν και στη ξηρά, προσέχοντας παράλληλα να υπάρχει συμφωνία των βαθών των διεπιφανειών στις τομές των προεκτάσεων τους. Στο σχήμα 4.7, αριστερά, φαίνονται οι αρχικές τομές όπως αυτές είχαν μελετηθεί από τον Αποστολίδη (2002) ενώ δεξιά, φαίνονται οι τομές όπως έχουν προεκταθεί για να καλύψουν τη θαλάσσια περιοχή στην παρούσα διατριβή. Για την επέκταση του προσομοιώματος προς τα Ανατολικά, θεωρήθηκε ότι το υπόβαθρο συνεχίζει την επιφανειακή του εμφάνιση προς τη διεύθυνση αυτή μέχρι την περιοχή περίπου της λίμνης του Λαγκαδά. [125]
Σχήμα 4.7. (Αριστερά) Αρχικές τομές όπως είχαν μελετηθεί στη διατριβή του Αποστολίδη (2002). (Δεξιά) Προεκτάσεις των τομών για την κάλυψη της θαλάσσιας περιοχής. Στην πραγματικότητα η παραδοχή αυτή δεν πρόκειται να επηρεάσει σημαντικά τους υπολογισμούς, επειδή η διάδοση των σεισμικών κυμάτων ξεκινάει από το βάθος που συμβαίνει ο σεισμός και σε συνάρτηση με τη θέση των δεκτών (κυρίως στο πολεοδομικό συγκρότημα της Θεσσαλονίκης) δημιουργεί μια σχεδόν μηδενική εξάρτηση από την επιφανειακή γεωλογία. 4.2.2 Παραγωγή κανονικών καννάβων Για κάθε εδαφικό σχηματισμό χρησιμοποιήθηκαν τα δεδομένα από τις προεκταμένες τομές του σχήματος 4.7 για την παραγωγή κανονικών καννάβων. Για την παραγωγή τους επιλέχθηκε, έπειτα από δοκιμές, η μέθοδος Kriging η οποία είναι ευρέως διαδεδομένη στα περισσότερα εφαρμοσμένα ερευνητικά πεδία και μπορεί να εφαρμοστεί σε όλους σχεδόν τους τύπους δεδομένων. Με βάση τα δεδομένα κατασκευάστηκε το πειραματικό βαριόγραμμα και στη συνέχεια προσαρμόστηκαν σε αυτό διάφορα προσομοιώματα (σφαιρικό, 4 ου βαθμού, γραμμικό κ.α.). Τα τελικά αποτελέσματα πρακτικά δε διέφεραν μεταξύ τους και για το λόγο αυτό επιλέχθηκε το γραμμικό προσομοίωμα που ήταν το απλούστερο από [126]
αυτά που δοκιμάστηκαν. Οι τελικές διαστάσεις του κανονικού καννάβου ήταν 9 Km x 12Km, για τις διευθύνσεις Ανατολής-Δύσης και Βορρά-Νότου, αντίστοιχα. Τέλος, οι κανονικοί κάνναβοι των εδαφικών σχηματισμών εξομαλύνθηκαν με τη χρήση χαμηλοπερατού φίλτρου για την αποφυγή πολύ τοπικών ανωμαλιών που προέρχονταν από τη διαδικασία της κανονικοποίησης. Για τον έλεγχο των αποτελεσμάτων από τους τελικούς-επεξεργασμένους εδαφικούς σχηματισμούς επαναπαράχθηκαν οι τομές του σχήματος 4.7β και συγκρίθηκαν με τις πραγματικές. Στα σχήματα 4.8 φαίνονται οι προεκτεταμένες-εξομαλυμένες τομές. Το βάθος και η γεωμετρία των τελικών σχηματισμών που χρησιμοποιήθηκαν στις προσομοιώσεις φαίνονται στα σχήματα 4.9. [127]
Σχήμα 4.8. Προεκτεταμένες-εξομαλυμένες τομές από τους τροποποιημένους εδαφικούς σχηματισμούς του σχήματος 4.7. [128]
Σχήμα 4.9. Βάθη και γεωμετρία των σχηματισμών του τροποποιημένου προσομοιώματος του Αποστολίδη (2002). [129]
4.2.3 Επεξεργασία του προσομοιώματος που προτάθηκε από τους Anastasiadis et al. (2001) Το συγκεκριμένο προσομοίωμα ήταν διαθέσιμο στο σύστημα συντεταγμένων ΕΓΣΑ. Για το λόγο αυτό υπολογίστηκαν οι σταθερές μετατροπής των συντεταγμένων ΕΓΣΑ στο σύστημα συντεταγμένων του Αποστολίδη (2002) για να υπάρχει δυνατότητα άμεσης σύγκρισης των αποτελεσμάτων. Η περιοχή που καλύπτει το προσομοίωμα των Anastasiadis et al. (2001) αποτελεί επίσης μέρος του συνολικού υπολογιστικού προσομοιώματος. Η περιοχή κάλυψης φαίνεται στο σχήμα 4.6. Ομοίως με προηγουμένως, το προσομοίωμα προεκτάθηκε για να καλύψει τη συνολική περιοχή του υπολογιστικού προσομοιώματος με την ίδια τεχνική που ακολουθήθηκε και για το προσομοίωμα του Αποστολίδη (2002). Επιλέχθηκαν οι ίδιες τομές με αυτές του Αποστολίδη (2002) και προεκτάθηκαν με την ίδιο τρόπο, όπως φαίνεται και στα σχήματα 4.7. 4.2.4 Παραγωγή κανονικών καννάβων Για κάθε εδαφικό σχηματισμό χρησιμοποιήθηκαν τα δεδομένα από τις προεκτεταμένες τομές για την παραγωγή κανονικών καννάβων. Για την παραγωγή τους ακολουθήθηκε η ίδια ακριβώς διαδικασία με αυτή που περιγράφηκε για το προσομοίωμα του Αποστολίδη (2002) και ο τελικός κάνναβος είχε τις ίδιες διαστάσεις (9 Km x 12Km) με αυτό. Για τον έλεγχο των αποτελεσμάτων επαναπαράχθηκαν οι τομές του σχήματος 4.7β από τους κανονικούς κάνναβους και συγκρίθηκαν με τις πραγματικές. Στα σχήματα 4.10 φαίνονται οι προεκτεταμένεςεξομαλυμένες τομές. Το βάθος και η γεωμετρία των τελικών σχηματισμών που χρησιμοποιήθηκαν στις προσομοιώσεις φαίνονται στα σχήματα 4.11. [130]
Σχήμα 4.10. Προεκτεταμένες-εξομαλυμένες τομές από τους τροποποιημένους εδαφικούς σχηματισμούς του σχήματος 4.7 για το προσομοίωμα των Anastasiadis et al. (2001). [131]
Σχήμα 4.11. Βάθη και γεωμετρία των σχηματισμών του τροποποιημένου προσομοιώματος των Anastasiadis et al. (2001). [132]
4.2.5 Tοπικά μονοδιάστατα προσομοιώματα Για τα προσομοιώματα των Anastasiadis et al. (2001) και του Αποστολίδη (2002) σχεδιάστηκαν ενδεικτικά, τοπικά μονοδιάστατα προσομοιώματα για τις θέσεις AGO, CITY, LAB, LEP, OTE και ROT όπου είχαν εγκατασταθεί ψηφιακοί σεισμογράφοι κατά τη διάρκεια του τοπικού πειράματος στην πόλη της Θεσσαλονίκης το διάστημα 1993-1994. Οι θέσεις των σταθμών αυτών φαίνονται στον Πίνακα 4.4 και στο χάρτη του σχήματος 4.13. Τα μονοδιάστατα προσομοιώματα για τις παραπάνω θέσεις φαίνονται στα σχήματα 4.12. Σχήμα 4.12. Μεταβολή της ταχύτητας των επιμήκων (συνεχής γραμμές) και των εγκαρσίων κυμάτων (διακεκομμένες γραμμές) σε συνάρτηση με το βάθος για τις θέσεις LAB, LEP, AGO, ROT, OTE και CITY. Με τις μπλε γραμμές φαίνεται η μεταβολή της ταχύτητας όπως υπολογίστηκε από το τροποποιημένο προσομοίωμα των Anastasiadis et al. (2001) και με τις κόκκινες από του Αποστολίδη (2002). [133]
Από τη σύγκριση φαίνονται σε όλες τις θέσεις που μελετήθηκαν, σημαντικές διαφορές μεταξύ των δύο εδαφικών προσομοιωμάτων, με το προσομοίωμα του Αποστολίδη (2002) να υπερεκτιμά συστηματικά τα βάθη των εδαφικών σχηματισμών σε σχέση με αυτό των Anastasiadis et al. (2001). Ειδικότερα για τις θέσεις LEP, OTE και CITY οι διαφορές αυτές είναι ιδιαίτερα σημαντικές, πλησιάζοντας για το βραχώδες υπόβαθρο τα 80m περίπου. Οι διαφορές αυτές ίσως οφείλονται στο γεγονός της ομαδοποίησης των εδαφικών σχηματισμών που ακολουθήθηκε από τον Αποστολίδη (2002) με βάση τις ταχύτητες των σεισμικών κυμάτων και η οποία φαίνεται ότι οδηγεί σε απλουστευμένα εδαφικά προσομοιώματα για τις συγκεκριμένες θέσεις που εξετάστηκαν. Το γεγονός αυτό επηρεάζει σημαντικά τα αποτελέσματα της προσομοίωσης, που σχολιάζονται στο επόμενο κεφάλαιο, τόσο στη σύγκριση μεταξύ των δύο εδαφικών προσομοιωμάτων όσο και στη σύγκριση με ενόργανες παρατηρήσεις. 4.3. ΥΠΟΛΟΓΙΣΜΟΣ ΣΥΝΘΕΤΙΚΩΝ ΚΑΤΑΓΡΑΦΩΝ. Ο τελικός έλεγχος της αξιοπιστίας και της λειτουργικότητας των υπό εξέταση προσομοιωμάτων, που περιγράφηκαν στις προηγούμενες παραγράφους, έγινε με τον υπολογισμό συνθετικών καταγραφών, για διάφορα σεισμικά σενάρια, με τη μέθοδο των Π.Δ. Τα επίκεντρα των σεισμών που επιλέχθηκαν για προσομοίωση κατανεμήθηκαν στο χώρο έτσι ώστε τα χαρακτηριστικά τους (επίκεντρο, εστιακό βάθος, μηχανισμός γένεσης, μέγεθος) να αντιστοιχούν στα πραγματικά χαρακτηριστικά της σεισμικότητας της ευρύτερης περιοχής της Θεσσαλονίκης. Στον Πίνακα 4.4 φαίνονται οι γεωγραφικές συντεταγμένες των επικέντρων των σεισμών και οι παράμετροι των μηχανισμών γένεσής τους. Επίσης φαίνεται η θέση των επικέντρων στο σύστημα συντεταμένων που επιλέχθηκε κατά τη διαδικασία επεξεργασίας των δύο εδαφικών προσομοιωμάτων. Το εστιακό βάθος (5Km) και το μέγεθος (M5.1) είναι ίδια για όλους τους σεισμούς που επιλέχθηκαν για προσομοίωση. Συνθετικές καταγραφές υπολογίστηκαν για τις ένδεκα θέσεις στις οποίες ήταν εγκατεστημένο το δίκτυο των φορητών σεισμογράφων και επιταχυνσιογράφων [134]
κατά τη διάρκεια του τοπικού πειράματος της Θεσσαλονίκης (Νοέμβριος 1993- Φεβρουάριος 1994) (Lachet et al., 1996). Πίνακας 4.4. Εστιακές παράμετροι σεισμών που χρησιμοποιήθηκαν για την παραγωγή συνθετικών καταγραφών. Το εστιακό βάθος (5Km) και το μέγεθος (M5.1) είναι το ίδιο για όλους τους σεισμούς που επιλέχθηκαν για προσομοίωση. Α/Α λ ο (Ε) φ ο (Ν) Ε α (m) Ν α (m) λ ο φ ο ξ ο 1α 23.0743 40.7506 7500 15000 90 55-70 1β 23.0743 40.7506 7500 15000 135 55-90 2α 23.0743 40.5977 7500-2000 90 55-70 2β 23.0743 40.5977 7500-2000 135 55-90 3α 22.9295 40.7506-4700 15000 90 55-70 3β 22.9295 40.7506-4700 15000 135 55-90 Πίνακας 4.5. Κωδικές ονομασίες των δεκτών και περιγραφές των θέσεων για τις οποίες παράχθηκαν συνθετικές καταγραφές. Α/Α Κωδική Θέση λ ο (Ε) φ ο (Ν) Ε α (m) Ν α (m) Ονομασία 1 AGO Αρχαία Αγορά 22.9459 40.6374-3327 2403 2 AMP Αμπελόκηποι 22.9215 40.6541-5381 4266 3 KAL Καλαμαριά 22.9485 40.5812-3109 -3845 4 LAB Εργ. Εδαφομηχανικής Α.Π.Θ. 22.9592 40.6285-2202 1414 5 LEP Λευκός Πύργος 22.9495 40.6251-3022 1034 6 OBS Σεισμολογικός Σταθμός Α.Π.Θ. 22.9628 40.6318-1902 1784 7 OTE ΟΤΕ Βαρδαρίου 22.9343 40.6398-4306 2671 8 POL Ν. Κρήνη 22.9557 40.5949-2497 -2318 9 ROT Ροτόντα 22.9529 40.6330-2733 1913 10 ΤΗΕ Θέατρο βράχων 22.9670 40.6370-1544 2360 11 TYF Σχολή τυφλών 22.9530 40.6140-2726 -197 12 CIT Ξενοδοχείο City 40.6340 22.9401-3814 2027 13 AGK Εκκλησία Αγ. Κωνστ. Υποδρόμιο 40.6292 22.9507-2920 1493 14 SEK Ναός Κοιμήσεως της Θεοτόκου 40.6314 22.9668-1561 1737 [135]
Επίσης υπολογίστηκαν συνθετικές καταγραφές για τρείς επιπλέον θέσεις που υπήρχαν διαθέσιμες ενόργανες παρατηρήσεις από το μεγαλύτερο μετασεισμό του σεισμικής ακολουθίας της 20 ης Ιουνίου 1978 που έπληξε την ευρύτερη περιοχή της Θεσσαλονίκης. Οι κωδικές ονομασίες των δεκτών και οι περιγραφές των θέσεων φαίνονται στον Πίνακα 4.5. Παράλληλα σχεδιάστηκε και υλοποιήθηκε υπολογιστικά ένας πυκνότερος κάνναβος δεκτών ο οποίος χρησιμοποιήθηκε για τη μελέτη της χωρικής μεταβολής των φασμάτων απόκρισης και πλάτους Fourier στην περιοχή του πολεοδομικού συγκροτήματος της Θεσσαλονίκης. Στους χάρτες του σχήματος 4.13 φαίνονται οι θέσεις για τις οποίες υπολογίστηκαν συνθετικές καταγραφές, ο κάνναβος δεκτών καθώς και τα επίκεντρα και οι μηχανισμοί γένεσης των σεισμών που χρησιμοποιήθηκαν για την παραγωγή των συνθετικών καταγραφών. Οι παράμετροι των υπολογισμών των Π.Δ. βρίσκονται στον Πίνακα 4.6. Σχήμα 4.13. (Αριστερά) Με τρίγωνα σημειώνονται οι θέσεις του τοπικού πειράματος (Νοέμβριος 1993-Φεβρουάριος 1994) ενώ με τετράγωνα οι τρείς επιπλέον θέσεις για τις οποίες υπολογίστηκαν συνθετικές καταγραφές. Επίσης φαίνονται τα επίκεντρα των σεισμών (κόκκινα άστρα) που επιλέχθηκαν μαζί με τους αντίστοιχους μηχανισμούς γένεσης. (Δεξιά) Κάνναβος δεκτών για τον οποίο υπολογίστηκαν τα φάσματα απόκρισης και τα φάσματα Fourier για τα τρία επίκεντρα (έξι σενάρια) που φαίνονται στο χάρτη. [136]
Πίνακας 4.6. Παράμετροι των υπολογισμών Π.Δ. του σχήματος 4.13. Χρονική διάρκεια συνθετικών καταγραφών : 20 s. Βήμα χρονικής διακριτοποίησης : 0.0012 s. Διαστάσεις υπολογιστικού καννάβου : Χ=22545 m,υ=16200 m, Ζ=12105 m. Βήμα χωρικής διακριτοποίησης : 15 m για τα πρώτα 1170 m, 135 m. Πάχος απορροφητικής ζώνης σε βήματα χωρικής διακριτοποίησης : 10 Παράμετρος συντονισμού : 1.5 Μέγιστη θεωρητική συχνότητα υπολογισμών : 2Hz Για τη διέγερση των κυμάτων χρησιμοποιήθηκε μια πηγή διπλού ζεύγους δυνάμεων. Ως χρονική συνάρτηση της εστίας χρησιμοποιήθηκε το σήμα Gabor του οποίου η συνάρτηση περιγράφεται στο Κεφάλαιο 3 (σχέση 3.1). Οι παράμετροι της συνάρτησης που επιλέχθηκαν για τους συγκεκριμένους υπολογισμούς φαίνονται στον Πίνακα 4.7. Στο σχήμα 4.14 παρουσιάζεται η χρονική συνάρτηση της πηγής που χρησιμοποιήθηκε για τη διέγερση των κυμάτων, καθώς και το φάσμα πλάτους Fourier της. Σχήμα 4.14. Αριστερά: Χρονική συνάρτηση της πηγής που χρησιμοποιήθηκε για τη διέγερση των κυμάτων. Δεξιά: Το φάσμα πλάτους Fourier της χρονική συνάρτηση πηγής. Με τη στικτή γραμμή φαίνεται η συχνότητα (2Hz) μέχρι την οποία οι υπολογισμοί μας είναι θεωρητικά ακριβείς. [137]