Συμβολή στη Μελέτη της Χρονικώς Μεταβαλλόμενης Σεισμικότητας στον Ελληνικό Χώρο Contribution to the Study of Time Dependent Seismicity in Greece Γεώργιος Φ. ΚΑΡΑΚΑΪΣΗΣ 1 ΠΕΡΙΛΗΨΗ : Το Περιοχικό Μοντέλο Πρόγνωσης του Χρόνου και του Μεγέθους εφαρμόζεται σε δεδομένα παρατήρησης τα οποία αφορούν τη σεισμική δράση που προηγήθηκε των δέκα ισχυρών επιφανειακών κύριων σεισμών (Μ 6.3) οι οποίοι έγιναν στον Ελλαδικό χώρο κατά την περίοδο 1 1980-2006. Γίνεται παράλληλη εφαρμογή του κλασσικού μοντέλου της χρονικά ανεξάρτητης σεισμικότητας, δηλαδή του μοντέλου πάνω στο οποίο βασίζεται ο αντισεισμικός μας κανονισμός. Προκύπτει ότι για μεγάλα χρονικά διαστήματα (Δt>60 έτη) τα δύο μοντέλα δίνουν παρόμοια ρεαλιστικά αποτελέσματα (υψηλές πιθανότητες). Για σχετικώς μικρά χρονικά διαστήματα (Δt<20 έτη) το μοντέλο της χρονικά εξαρτώμενης σεισμικότητας δίνει επίσης ρεαλιστικά αποτελέσματα ενώ το χρονικά ανεξάρτητο μοντέλο δίνει μη ρεαλιστικά αποτελέσματα. Συμπεραίνεται ότι η εφαρμογή του μοντέλου της χρονικά εξαρτώμενης σεισμικότητας για μεσοπρόθεσμη πρόγνωση των ισχυρών σεισμών και των αποτελεσμάτων τους θα συμβάλλει ουσιαστικά στη βελτίωση της αντισεισμικής μας προστασίας. ABSTRACT : The Regional Time and Magnitude Predictable Model as well as the classical model of time independent seismicity are applied on observational data concerning seismic activity that preceded ten strong (Μ 6.3) shallow mainshocks which occurred in Greece and the surrounding area between 1980 and 2006. It comes out that for large time intervals (Δt>60 years) the two models give similar realistic results (high probabilities). For relatively small time intervals (Δt<20 years) the model of the time dependent regional seismicity gives also realistic results but the time independent model does not. It is concluded that the application of the time dependent model will essentially improve the antiseismic protection. ΕΙΣΑΓΩΓΗ Η μελέτη των χρόνων επανάληψης των κύριων σεισμών σε ένα ρήγμα οδήγησε στο Μοντέλο Πρόγνωσης του Χρόνου (Time Predictable Model) το οποίο βασίζεται στην αντίληψη ότι το χρονικό διάστημα μεταξύ δύο διαδοχικών σεισμών σε ένα ρήγμα είναι ανάλογο της ολίσθησης στο ρήγμα κατά τη γένεση του προηγούμενου σεισμού (Bufe et al., 1977, Shimazaki and Nakata, 1980). Αυτό το μοντέλο δεν μπορεί να ελεγχθεί με ενόργανες παρατηρήσεις γιατί οι 1 Καθηγητής, Τομέας Γεωφυσικής, Τμήμα Γεωλογίας, Σχολή Θετικών Επιστημών, Αριστοτέλειο Πανεπιστήμιο Θεσσαλονίκης, email: karakais@geo.auth.gr 1
χρόνοι επανάληψης των ισχυρών σεισμών σε ένα ρήγμα είναι πολύ μεγάλοι (εκατοντάδες ή χιλιάδες έτη) σε σχέση με το χρόνο για τον οποίο διαθέτουμε ενόργανα δεδομένα (~ 100 έτη). Είναι, όμως, σήμερα γνωστό ότι η γένεση ισχυρών σεισμών σε γειτονικά ρήγματα επηρεάζει τη γένεση ενός ισχυρού σεισμού στο ρήγμα του και συνεπώς το χρόνο γένεσής του. Για το λόγο αυτό διάφοροι ερευνητές έχουν εξετάσει τους χρόνους επανάληψης των μεγαλύτερων σεισμών σε μια σεισμική ζώνη η οποία περιλαμβάνει δίκτυο ρηγμάτων (Rikitake, 1976, Wesnouski et al., 1984, μεταξύ άλλων). Αυτή η μεθοδολογία έχει το πλεονέκτημα ότι οι χρόνοι επανάληψης των ισχυρών σεισμών σε μια ζώνη είναι σχετικά μικροί (λίγες δεκαετίες) σε σχέση με τη διάρκεια της ενόργανης περιόδου. Οι Papazachos et al. (1997a, b) ανέπτυξαν το μοντέλο πρόγνωσης του χρόνου και του μεγέθους σεισμού σε μια περιοχή (regional time and magnitude predictable model) του οποίου η βασικότερη σχέση είναι: logtt = 0.19Mmin + 0.33Mp + q (1) η οποία συνδέει το χρόνο επανάληψης Τ t (σε έτη), με το μέγεθος Μ p του προηγούμενου κύριου σεισμού που έγινε στην περιοχή και με ένα οριζόμενο ελάχιστο μέγεθος κύριου σεισμού, M min, ενώ q είναι παράμετρος που υπολογίζεται από τις διαθέσιμες παρατηρήσεις της περιοχής. Η σχέση (1) χρησιμοποιείται για τον υπολογισμό της πιθανότητας γένεσης του επόμενου ισχυρού σεισμού στην περιοχή με Μ M min υπό την προϋπόθεση ότι ο λόγος Τ/T t, όπου Τ είναι ο παρατηρηθείς χρόνος μεταξύ δύο σεισμών στην περιοχή, ακολουθεί λογαριθμοκανονική κατανομή. Η χρονικά εξαρτώμενη πιθανότητα, P(δt), για τα επόμενα δt έτη υπολογίζεται από τη σχέση: P( δt) = F(L / σ) - F(L / σ) 2 1 1- F(L / σ) 1 (2) όπου L 1 =log(t/t t ), L 2 =log[(t+δt)/t t ], t είναι ο χρόνος (σε έτη) που πέρασε από τη γένεση του προηγούμενου κύριου σεισμού στην περιοχή μέχρι σήμερα, F είναι η συμπληρωματική σωρευτική συνάρτηση της τυπικής κανονικής κατανομής με μέσο ίσο με μηδέν και τυπική απόκλιση ίση με σ της ποσότητας log(t/t t ) και η T t υπολογίζεται από τη σχέση (1). Για το μοντέλο της χρονικά ανεξάρτητης σεισμικότητας ισχύει η σχέση των Gutenberg and Richter (1944): logn = a - bm (3) t όπου N t είναι ό αριθμός των σεισμών με μέγεθος Μ ή μεγαλύτερο που έγιναν σε χρόνο t ετών στην περιοχή και a t, b είναι παράμετροι που υπολογίζονται από τις παρατηρήσεις. Για τη μονάδα χρόνου (π.χ. 1 έτος): t 2
logn = a - bm (4) όπου a = a t - logt. Η μέση περίοδος επανάληψης, T t, των σεισμών μεγέθους Μ ή μεγαλύτερου δίνεται από τη σχέση: bm a T = 10 /10 (5) t και η πιθανότητα, P r, γένεσης ενός σεισμού μεγέθους Μ ή μεγαλύτερου σε χρονικό διάστημα δt δίνεται από τη σχέση: P r = 1 exp( δt / T ) (6) t Όταν οι δύο σχέσεις εφαρμοσθούν στην ίδια περιοχή, για το ίδιο ελάχιστο μέγεθος και τον ίδιο χρόνο δt, τότε η πιθανότητα Ρ(δt) που υπολογίζεται από την (2) και αφορά την χρονικά εξαρτώμενη πιθανότητα, μπορεί να συγκριθεί με την πιθανότητα τυχαίας γένεσης του σεισμού κατά το ίδιο χρονικό διάστημα που υπολογίζεται από την (6). Σκοπός της παρούσας εργασίας είναι να γίνει τέτοια σύγκριση για τους δέκα κύριους σεισμούς που έγιναν στον ελληνικό χώρο και τις γύρω περιοχές κατά την περίοδο 1980-2006 και είχαν μέγεθος Μ 6,3, ώστε να αναδειχθούν τα πλεονεκτήματα και τα μειονεκτήματα κάθε μοντέλου. Η επιλογή του ελάχιστου μεγέθους (Μ 6,3,) των κύριων σεισμών που μελετήθηκαν έγινε με βάση τα αποτελέσματα μελετών (π.χ. Papazachos et al., 2006) από τις οποίες προέκυψε ότι σεισμοί με μεγέθη Μ<6,3 είναι σεισμοί που σχετίζονται είτε με τη διαδικασία προετοιμασίας αυτών των ισχυρών κύριων σεισμών (προτεροσεισμοί, preshocks) είτε σεισμοί που γίνονται έπειτα από αυτούς (υστεροσεισμοί, postshocks) στη ευρύτερη περιοχή. Ως παραδείγματα τέτοιων συνοδών σεισμών είναι ο σεισμός της 21.11.1992 (Μ=6.3) που σχετίζεται με την προπαρασκευαστική διαδικασία του κύριου σεισμού των Κυθήρων της 8.1.2006 (Μ=6.9) (Papazachos et al. 2002), καθώς και ο σεισμός της 15.6.1995 (Μ=6.4) που ακολούθησε το σεισμό της Κοζάνης-Γρεβενών της 13.5.1995 (Μ=6.6). ΔΕΔΟΜΕΝΑ ΠΑΡΑΤΗΡΗΣΗΣ Τα δεδομένα παρατήρησης που χρησιμοποιούνται στην παρούσα εργασία αφορούν όλους τους σεισμούς με μέγεθος Μ 5,2 οι οποίοι έγιναν από το 1911 (όταν εγκαταστάθηκε ο πρώτος σεισμογράφος στον ελληνικό χώρο) ως το 2006, καθώς επίσης και τους ισχυρούς σεισμούς (Μ 6,0) που έγιναν στην ίδια περιοχή στο διάστημα 1900-1910. Τα στοιχεία της προσεισμικής δράσης αυτής της περιόδου χρησιμοποιήθηκαν για τον υπολογισμό της περιόδου επανάληψης που αφορά την χρονικά ανεξάρτητη σεισμικότητα (σχέση 5) και την χρονικώς εξαρτημένη σεισμικότητα (σχέση 1). Η προσεισμική αυτή δράση παρατηρήθηκε στην περιοχή κάθε ενός από τους δέκα ισχυρούς (Μ 6,3) σεισμούς που έγιναν στον ελληνικό χώρο και τις γύρω περιοχές 3
(34 ο Ν-42 ο Ν, 19 ο Ε-29 ο Ε) μεταξύ 1980 και 2006. Στον Πίνακα 1 δίνονται: η περιοχή, ο χρόνος γένεσης, t c, οι συντεταγμένες του επικέντρου, Ε(φ,λ), και το μέγεθος ροπής, Μ, για κάθε έναν από τους δέκα αυτούς ισχυρούς σεισμούς. Οι παράμετροι όλων των σεισμών με Μ 5,2 των οποίων στοιχεία χρησιμοποιούνται στην παρούσα μελέτη είναι δημοσιευμένες σε κατάλογο (Papazachos et al., 2007). Τα σφάλματα στα μεγέθη και στα επίκεντρα είναι μικρότερα από 0,3 και 20 Km, αντίστοιχα, που είναι ικανοποιητικά για τους σκοπούς της παρούσας εργασίας. Η πληρότητα του καταλόγου έχει ελεγχθεί με γραφικές παραστάσεις της σωρευτικής συχνότητας που βασίζεται στο νόμο των Gutenberg and Richter (1944). Ο έλεγχος αυτός δείχνει ότι ο κατάλογος περιλαμβάνει όλους τους σεισμούς με μέγεθος Μ 5,2 που έγιναν στο χώρο αυτό μεταξύ 1.1.1911 και 30.9.2007 και με μέγεθος Μ 6,0 που έγιναν στο διάστημα 1900-1910. Για τον υπολογισμό της πιθανότητας με το χρονικά ανεξάρτητο μοντέλο (σχέση 6) τα δεδομένα (Μ 5,2) χρησιμοποιήθηκαν όπως είναι στον κατάλογο, δηλαδή, δεν απαιτείται αποομαδοποίηση (declustering), γιατί ο νόμος των Gutenberg and Richter (1944) ισχύει για μη αποομαδοποιημένα δεδομένα. Πίνακας 1. Η περιοχή, ο χρόνος γένεσης, t c, το επίκεντρο, Ε(φ,λ), και το μέγεθος, Μ, των δέκα κύριων σεισμών. q είναι η παράμετρος της σχέσης (1), σ είναι είναι η τυπική απόκλιση, Ν είναι ο αριθμός των περιόδων επανάληψης, Ρ (10) είναι η πιθανότητα που προβλέπει το εξαρτώμενο από το χρόνο μοντέλο για χρονικό διάστημα 10 ετών και q t είναι η τιμή που υπολογίζεται από τη σχέση (8) για τον κύκλο στον οποίο υπολογίστηκε αυτή η πιθανότητα. a, b είναι οι παράμετροι της σχέσης (4), P r(10) είναι η πιθανότητα που προβλέπει το χρονικά ανεξάρτητο μοντέλο και R (σε Km) είναι η ακτίνα του κύκλου εντός του οποίου βρίσκονται τα επίκεντρα των προηγούμενων σεισμών και για την επιφάνεια του οποίου υπολογίσθηκαν οι δύο πιθανότητες. Περιοχή t c (Yr:Mo:Da) Ε (φ 0 N, λ 0 E) Μ q σ Ν q t P (10) A b P r(10) R (Km) 1. Μαγνησία 2. Αλκυονίδες 3. Β. Αιγαίο 4. Κεφαλονιά 5. Κοζάνη 6. Ν. Μεσσηνίας 1980:07:09 39.3, 22.9 6.5-2.36 0.13 34 2.53 0.88 5.89 1.09 0.73 150 1981:02:24 38.1, 23.0 6.7-2.24 0.18 33 1.86 0.77 6.66 1.26 0.35 140 1981:12:19 39.0, 25.3 7.2-2.21 0.26 12 0.46 0.24 2.76 0.65 0.16 110 1983:01:17 38.1, 20.2 7.0-2.17 0.19 20 1.08 0.59 3.84 0.85 0.13 40 1995:05:13 40.2, 21.7 6.6-2.30 0.14 44 3.17 0.90 5.57 1.04 0.65 150 1997:10:13 36.4, 22.2 6.4-2.08 0.26 23 0.90 0.64 3.56 0.78 0.50 90 4
7. Ζάκυνθος 8. Σκύρος 9. Λευκάδα 10. Κύθηρα 1997:11:18 37.5, 20.7 6.6-2.15 0.17 34 1.99 0.77 5.01 0.98 0.50 70 2001:07:26 39.1, 24.4 6.4-2.20 0.11 3 0.26 0.98 2.25 0.62 0.27 60 2003:08:14 38.7, 20.5 6.3-2.14 0.15 25 1.68 0.89 5.02 0.98 0.75 60 2006:01:08 36.3, 23.2 6.9-2.17 0.13 30 2.31 0.91 5.31 1.05 0.21 150 Για την εφαργογή, όμως, των σχέσεων που αφορούν τη χρονικά εξαρτώμενη σεισμικότητα χρησιμοποιήθηκε η ακόλουθη σχέση που προέκυψε από ένα μεγάλο δείγμα παγκόσμιων δεδομένων (Papazachos et al. 1997a, b): log t = 0.06 + 0.13M (7) όπου Μ είναι το μέγεθος του κύριου σεισμού και t (σε έτη) ο χρόνος πριν και μετά από τον κύριο σεισμό, κατά τον οποίο οι σεισμοί θεωρούνται εξαρτημένοι από τον κύριο σεισμό (προσεισμοί πριν, μετασεισμοί μετά). Για την απο-ομαδοποίηση ακολουθήθηκε η παρακάτω διαδικασία: ο μέγιστος από τους σεισμούς που περιλαμβάνονται σε μια περιοχή (π.χ. οι σεισμοί που έχουν τα επίκεντρά τους σ ορισμένο κύκλο) θεωρείται ως ο μέγιστος κύριος σεισμός. Το άθροισμα της ροπής αυτού και των ροπών των προσεισμών και μετασεισμών του που ορίσθηκαν από τη σχέση (7) θεωρείται ως η ροπή αυτού του κύριου σεισμού και από αυτήν υπολογίζεται το σωρευτικό μέγεθος του μέγιστου κύριου σεισμού. Μετά, ο μέγιστος σεισμός των υπόλοιπων σεισμών της περιοχής (δηλαδή των σεισμών που απέμειναν στον κύκλο μετά την αφαίρεση του μέγιστου σεισμού, των προσεισμών του και των μετασεισμών του) θεωρείται ως άλλος κύριος σεισμός και το μέγεθός του υπολογίζεται από το άθροισμα της ροπής του και της ροπής των προσεισμών του και μετασεισμών του, όπως αυτοί ορίζονται από τη σχέση (7). Η διαδικασία αυτή συνεχίζεται μέχρις ότου όλοι οι σεισμοί με Μ 5,2 της περιοχής (π.χ. του κύκλου) ορισθούν ως κύριοι σεισμοί των οποίων τα μεγέθη και οι μεταξύ τους χρόνοι είναι γνωστά, ή ως ακόλουθοι σεισμοί (προσεισμοί, μετασεισμοί). ΔΙΑΔΙΚΑΣΙΑ ΚΑΙ ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ Ο σκοπός της διαδικασίας αυτής είναι ο υπολογισμός της πιθανότητας γένεσης κάθε ενός από τους δέκα ισχυρούς σεισμούς, των οποίων στοιχεία παρατίθενται στον Πίνακα 1, σε συγκεκριμένο χρονικό διάστημα, Δt (=10 έτη), το οποίο αρχίζει ορισμένα έτη (=5 έτη) πριν τη γένεση του σεισμού. Ο υπολογισμός αυτός γίνεται τόσο με το μοντέλο της χρονικά εξαρτώμενης σεισμικότητας (σχέση 2) όσο και με το μοντέλο της χρονικά ανεξάρτητης σεισμικότητας (σχέση 6). Ως ελάχιστο μέγεθος τόσο κατά την εφαρμογή των τύπων (1 και 2) που αφορούν την χρονικά 5
εξαρτώμενη σεισμικότητα όσο και κατά την εφαρμογή των τύπων (5 και 6) που αφορούν την χρονικά ανεξάρτητη σεισμικότητα θεωρήσαμε το μέγεθος του κύριου σεισμού που δίνεται στον Πίνακα 1 ελαττωμένο κατά 0,3 που είναι το σφάλμα του μεγέθους. Ο υπολογισμός της πιθανότητας που προβλέπει το χρονικά εξαρτώμενο μοντέλο έγινε με την ακόλουθη διαδικασία: Τα πλήρη δεδομένα (Μ 5,2, 1911-2006 και Μ 6,0, 1900-1910) όλων των σεισμών που βρίσκονται εντός κύκλου με κέντρο το επίκεντρο, Ε(φ,λ), του κύριου σεισμού που δίνεται στον Πίνακα 1 απο-ομαδοποιήθηκαν. Αυτό έγινε για κύκλους διαφόρων ακτίνων (40-150 Km, με βήμα 10 Km). Με τα μεγέθη των σεισμών και τα διαστήματα μεταξύ αυτών των αποομαδοποιημένων δεδομένων υπολογίζεται η μέση τιμή της παραμέτρου q της σχέσης (1) και η τυπική της απόκλιση, σ, και ορίζεται για κάθε κύκλο η ποσότητα: N q t = (8) 100 σ όπου Ν είναι ο αριθμός των περιόδων μεταξύ των κύριων σεισμών. Στη συνέχεια, για τον υπολογισμό της Τ t κάθε κύκλου χρησιμοποιήθηκε στη σχέση (1) η τιμή της παραμέτρου q του κύκλου, ως M min το μέγεθος του κύριου σεισμού που δίνεται στον Πίνακα 1 μείον 0,3 και ως M p το μέγεθος του προηγούμενου κύριου σεισμού με επίκεντρο μέσα στον κύκλο (M p M min ). Η τιμή T t που υπολογίστηκε, η τυπική απόκλιση, σ, του κύκλου, ο χρόνος t που ορίζεται (π.χ. 5 έτη πριν το χρόνο γένεσης του κύριου σεισμού) και το χρονικό διάστημα δt που επίσης ορίζεται (π.χ. δt=10 έτη) χρησιμοποιήθηκαν για τον υπολογισμό της πιθανότητας Ρ(δt) με τη σχέση (2). Ως βέλτιστη λύση (βέλτιστος κύκλος) θεωρήθηκε αυτή στην οποία η πιθανότητα Ρ(δt) (για δt=10έτη) είναι μεγαλύτερη. Οι τιμές q, N, σ, q t, η τιμή της ακτίνας, R (σε Km), του βέλτιστου κύκλου και η πιθανότητα Ρ(δt) δίνονται στον Πίνακα 1. Στον χάρτη του Σχήματος 1 παριστάνονται με άστρα τα επίκεντρα των δέκα σεισμών των οποίων οι γεωγραφικές συντεταγμένες δίνονται στον Πίνακα 1. 6
Σχήμα 1. Τα επίκεντρα των δέκα ισχυρών (Μ 6,3) κύριων σεισμών που έγιναν στον ελλαδικό χώρο μεταξύ 1980 και 2006 (άστρα). Οι αριθμοί αντιστοιχούν στους κωδικούς αριθμούς του πίνακα (1). Για τον υπολογισμό της πιθανότητας γένεσης, P r (δt), κάθε ενός από τους δέκα κύριους σεισμούς κατά το ίδιο χρονικό διάστημα (Δt=10 έτη) με το μοντέλο της χρονικά ανεξάρτητης σεισμικότητας (σχέση 6) χρησιμοποιήθηκε το πλήρες δείγμα δεδομένων (Μ 5,2, 1911-2006 και Μ 6,0, 1900-1910) των σεισμών που είχαν επίκεντρα μέσα στον ίδιο κύκλο ο οποίος θεωρήθηκε ως βέλτιστος κατά τη μελέτη της χρονικά μεταβαλλόμενης σεισμικότητας. Έτσι, υπολογίσθηκαν οι παράμετροι a και b (σχέσεις 3, 4) και η πιθανότητα P r (σχέσεις 5, 6) που επίσης παρατίθενται στον Πίνακα 1. Έχουν υπολογισθεί οι πιθανότητες Ρ(δt) για διάφορα χρονικά διαστήματα (δt=5, 10, 15,.. έτη) για κάθε μια από τις δέκα περιπτώσεις. Υπολογίσθηκαν οι μέσοι όροι, P, και τα αντίστοιχα τυπικά σφάλματα αυτών και έχουν χαρτογραφηθεί σε συνάρτηση με τα χρονικά διαστήματα, δt, στο Σχήμα 2. Στο ίδιο σχήμα έχουν χαρτογραφηθεί οι μέσες τιμές, P r, και οι τα αντίστοιχα τυπικά σφάλματα αυτών. Παρατηρούμε ότι για μικρά χρονικά διαστήματα, η πιθανότητα, P, που προβλέπεται από το χρονικά εξαρτώμενο μοντέλο είναι αρκετά μεγαλύτερη από την πιθανότητα, P r, που προβλέπεται από το χρονικά ανεξάρτητο μοντέλο, ενώ για μεγάλα χρονικά διαστήματα οι δύο πιθανότητες είναι παρόμοιες. Σχήμα 2. Η μέση πιθανότητα, P, που προβλέπει το μοντέλο της χρονικά εξαρτημένης σεισμικότητας του Ελλαδικού χώρου (μικροί κύκλοι), σε συνάρτηση με τα χρονικά διαστήματα, Δt (σε έτη), που μετρώνται από το χρόνο t ο οποίος είναι μικρότερος κατά 5 έτη από το χρόνο γένεσης, t c, του κύριου σεισμού. Η μέση πιθανότητα, P r, που προβλέπει το μοντέλο της χρονικά ανεξάρτητης σεισμικότητας για τον ίδιο χώρο, σε συνάρτηση με τα ίδια χρονικά διαστήματα δt, παριστάνεται με μικρά τρίγωνα. Το τυπικό σφάλμα για κάθε σημείο παριστάνεται με ευθύγραμμο τμήμα παράλληλο με τον άξονα των πιθανοτήτων. ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ 7
Από τον Πίνακα 1 προκύπτει ότι η πιθανότητα, Ρ (10), γένεσης ενός ισχυρού σεισμού (Μ 6,3) στον Ελλαδικό χώρο που υπολογίζεται λίγα έτη (π.χ. 5 έτη) πριν τη γένεση του σεισμού κατά το επόμενο, σχετικώς μικρό, χρονικό διάστημα (π.χ. 10 έτη) με το μοντέλο της χρονικά εξαρτώμενης σεισμικότητας είναι πολύ μεγαλύτερη από την πιθανότητα P r(10), που υπολογίζεται με το μοντέλο της χρονικά ανεξάρτητης σεισμικότητας. Η διαφορά αυτή των πιθανοτήτων, Ρ(δt)-P r (δt), ελαττώνεται με την αύξηση του χρονικού διαστήματος πρόγνωσης, δt, και για χρονικό διάστημα ίσο με έξι περίπου δεκαετίες οι δύο πιθανότητες είναι πρακτικά ίσες. Δηλαδή, το χρονικά εξαρτημένο μοντέλο δίνει περισσότερο ρεαλιστικά αποτελέσματα όταν εφαρμόζεται για σχετικά μικρά χρονικά διαστήματα (π.χ. < 20 ετών) ενώ για μεγαλύτερα διαστήματα τα δύο μοντέλα δίνουν παρόμοια, επίσης ρεαλιστικά, αποτελέσματα. Έτσι, το εφαρμοζόμενο στον αντισεισμικό κανονισμό μοντέλο της χρονικά ανεξάρτητης σεισμικότητας είναι επαρκές για μακροπρόθεσμες εκτιμήσεις (Δt>60 έτη). Όμως, το χρονικά εξαρτώμενο είναι κατάλληλο για μεσοπρόθεσμες και μακροπρόθεσμες εκτιμήσεις (Δt<20 έτη). Συνεπώς, η αξιοποίηση και του χρονικά εξαρτημένου μοντέλου θα αποτελέσει σημαντική συμβολή στην αντισεισμική προστασία της χώρας μας. Πρέπει, όμως, να σημειωθεί ότι επειδή το μοντέλο αυτό εφαρμόζεται σε περιοχή που περιλαμβάνει δίκτυο ρηγμάτων, οι προγνωστικές του δυνατότητες αφορούν μόνο τον μέγιστο κύριο σεισμό από όλους τους ισχυρούς σεισμούς που γίνονται σε διάστημα λίγων ετών (~3 έτη) στα ρήγματα της περιοχής αυτής ή μόνο τον πρώτο από αυτούς. ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ Ευχαριστώ θερμά τον Ομότιμο Καθηγητή κ. Β. Παπαζάχο, για την επιστημονική του υποστήριξη καθώς και την παρότρυνσή του για την πραγματοποίηση αυτής της εργασίας. Η εργασία εκπονήθηκε στο πλαίσιο των ερευνητικών προγραμμάτων 81274 (Ανάπτυξη δικτύου σεισμολογικών και γεωδαιτικών παρατηρήσεων στην Περιφέρεια Ιονίων Νήσων ) και 81364 (Αξιοποίηση σύγχρονων μεθόδων των γεωεπιστημών στη διαχείριση του σεισμικού κινδύνου με έμφαση στο δομημένο περιβάλλον των νησιών του Β. Αιγαίου πέλαγους) της Επιτροπής Ερευνών του Α.Π.Θ. ΑΝΑΦΟΡΕΣ Bufe C.G., Harsch P.W., and Burford R.O., (1977), Steady-state seismic slip: a precise recurrence model, Geophys. Res. Letters, 4, pp. 91-94. 8
Gutenberg B., and Richter C.F., (1944), Frequency of earthquakes in California, Bull. Seism. Soc. Am., 34, pp. 185-198. Papazachos B.C., Papadimitriou E.E., Karakaisis G.F., and Panagiotopoulos D.G., (1997a), Long term earthquake prediction in the Circum-Pacific convergent belt, Pure appl. Geophys., 149, pp. 173-217. Papazachos B.C., Karakaisis G.F., Papadimitriou E.E., and Papaioannou C.A., (1997b), The regional time and magnitude predictable model and its application to the Alpine-Himalayan belt, Tectonophysics, 271, pp. 295-323. Papazachos, B.C., Comninakis, P.E., Scordilis, E.M., Karakaisis, G.F, Papazachos, C.B., (2007). A catalogue of earthquakes in Mediterranean and surrounding area for the period 1901-2006. Publ. Geoph. Laboratory, University of Thessaloniki. Papazachos, C.B., Karakaisis, G.F., Savvaidis, A.S., Papazachos, B.C., (2002). Accelerating seismic crustal deformation in the southern Aegean area, Bull. Seismol. Soc. Am., 92, 570-580. Papazachos, C.B., Karakaisis, G.F., Scordilis, E.M. and Papazachos, B.C., (2006). New observational information on the precursory accelerating and decelerating strain energy release, Tectonophysics, 423, 83-96. Rikitake T., (1976), Recurrence of great earthquakes at the subduction zones, Tectonophysics, 35, pp. 335-362. Shimazaki K., and Nakata T., (1980), Time predictable recurrence model for large earthquakes, Geophys. Res. Letters, 7, pp. 279-282. Wesnouski S.G., Scholz C.H., Shimazaki K., and Matsuda T., (1984), Integration of geological and seismological data for analysis of seismic hazard: a case study of Japan, Bull. Seism. Soc. Am., 74, pp. 687-708. 9