3 o Πανελλήνιο Συνέδριο Αντισεισµικής Μηχανικής & Τεχνικής Σεισµολογίας 5 7 Νοεµβρίου, 2008 Τα χαρακτηριστικά της εστίας των ισχυρών (Mw>6.0) σεισµών στην Ελλάδα (1958-2008) Source properties of strong Μw>6.0 earthquakes in Greece Αναστασία ΚΥΡΑΤΖΗ 1 ΠΕΡΙΛΗΨΗ : Οι µεγάλοι σεισµοί που έγιναν στην Ελλάδα τα τελευταία 50 έτη (~70 σεισµοί µε Μ>6.0 και βάθος <40km, και ~10 σεισµοί µε Μ>6.0 και εστιακό βάθος > 40 km) µας έδωσαν τη δυνατότητα να µελετήσουµε σηµαντικά χαρακτηριστικά της διάρρηξης, ιδιαίτερα κινηµατικά χαρακτηριστικά αυτής. Οι διαρρήξεις των περισσότερων ισχυρών σεισµών που µελετήθηκαν πρόσφατα, όταν η ποιότητα των δεδοµένων το επέτρεψε, παρουσιάζουν κατευθυντικότητα προς µια κατεύθυνση. Αυτό έχει ως συνέπεια η ενέργεια να εκλύεται σε µικρότερο χρόνο σε αυτήν την κατεύθυνση. Η ολίσθηση (µετάθεση) στην επιφάνεια του ρήγµατος, συµβαίνει σε περιορισµένο τµήµα της συνολικής επιφάνειας. Το εµβαδόν της περιοχής ενεργούς ολίσθησης, και ο χρόνος ανάδυσης εξαρτώνται από το µέγεθος του σεισµού. Εµπειρικές σχέσεις που συνδέουν τις ποσότητες αυτές µε το µέγεθος, Mw, προτείνονται για πρώτη φορά για σεισµούς της χώρας µας, αλλά θα πρέπει να θεωρηθούν ως πρώτες προσεγγίσεις µέχρι ο αριθµός των δεδοµένων να αυξηθεί και να προσδιοριστούν ακριβέστερα. ABSTRACT: The Aegean Sea and the surrounding lands have been the site of ~70 strong (Mw>6.0) shallow (h<40km) earthquakes and ~10 strong intermediate depth earthquakes in the past 50 years or so. For the most recent of these events we were able to study the kinematic characteristics of the rupture, to model the distribution of slip onto the fault plane using data from quite recently available broad band records. Most of the strong recent earthquakes in Greece revealed strong directivity effects in the near source, with ruptures which propagated with a speed ranging from 2.0 km/sec to 2.7 km/sec. Most of the slip, from our preferred slip models published elsewhere, reveals that it is concentrated in one or two slip patches. The area of these slip patches, where most of the moment was released, scales with magnitude. Moreover, the rise times of the recent strong events, are found to scale with magnitude. Empirical relations are proposed which are to be considered very rough approximations due to the limited number of data from well studied Aegean Sea events. ΕΙΣΑΓΩΓΗ Τα τελευταία 50 χρόνια (1959-2008) στην Ελλάδα έγιναν περίπου 70 επιφανειακοί (h<=40km) σεισµοί µε µέγεθος Μw>6.0. Για ~ 50 εκ των οποίων (Σχήµα 1) γνωρίζουµε τα χαρακτηριστικά της πηγής µε σύγχρονες µεθόδους αντιστροφής των κυµάτων χώρου σε τηλεσεισµικές ( >30 ο ) ή κοντινές (~ µερικών εκατοντάδων km) αποστάσεις. Το ίδιο χρονικό διάστηµα έγιναν 10 σεισµοί ενδιαµέσου βάθους (h>40 km, Μw>6.0) για οκτώ από τους οποίους γνωρίζουµε τα χαρακτηριστικά της εστίας τους µε µεθόδους αντιστροφής (Σχήµα 2). Για τους παλαιότερους 1 Καθ. Σεισµολογίας, Τοµέας Γεωφυσικής, Αριστοτέλειο Πανεπιστήµιο Θεσσαλονίκης, email: Kiratzi@geo.auth.gr
από τους σεισµούς αυτούς τα δεδοµένα προέρχονται από το Παγκόσµιο Ψηφιακό Σεισµολογικό ίκτυο, ενώ για τους πιο πρόσφατους από αυτούς (µετά το 1999) έχουν χρησιµοποιηθεί και τα δεδοµένα από τα ψηφιακά δίκτυα της χώρας µας (σεισµόµετρα ευρέως φάσµατος). Είναι προφανές ότι η συνεχής βελτίωση των δικτύων, τόσο σε εθνικό όσο και σε παγκόσµιο επίπεδο, θα έχει άµεσο αντίκτυπο και στην παραγωγή νέας γνώσης στη χώρα µας, ιδιαίτερα για τα κινηµατικά χαρακτηριστικά της διάρρηξης, που ακροθιγώς αναφέρονται εδώ, µε γρήγορους ρυθµούς, που δεν ήταν καθόλου εφικτοί πριν λίγα χρόνια. Τι αντιληφθήκαµε από τους ισχυρούς σεισµούς των τελευταίων ετών? Μια πρώτη γενική διαπίστωση σχετίζεται µε την τρωτότητα των µεγάλων πόλεων σε σεισµούς µε επίκεντρα κοντά σε αυτές ακόµα και αν αυτοί είναι σχετικά µικρού µεγέθους. Σχήµα 1. Τα τελευταία 50 χρόνια (1959-2008) στην Ελλάδα έγιναν περίπου 70 επιφανειακοί (h<=40km) σεισµοί µε µέγεθος Μw>6.0. Για ~ 50 εκ των οποίων (Σχήµα 1) γνωρίζουµε τα χαρακτηριστικά της πηγής µε σύγχρονες µεθόδους αντιστροφής των κυµάτων χώρου σε τηλεσεισµικές ( >30 ο ) ή κοντινές (~ µερικών εκατοντάδων km) αποστάσεις. Για παράδειγµα, στο Σχήµα 1 δεν συµπεριλαµβάνονται σεισµοί µε Μw<6.0, οι οποίοι όµως είναι γνωστοί για τις ζηµιές που προκάλεσαν σε κατασκευές, όπως είναι ο σεισµός της Καλαµάτας 1986 Μw5.8, Πάτρας 1993 Μw5.4, του Πύργου 1993 Mw5.4, Βαρθολοµιού 2002 2
Mw5.5, της Πάρνηθας 1999 Mw5.9. Μια δεύτερη διαπίστωση, µε σηµασία για την Αντισεισµική Μηχανική, έχει να κάνει µε το γεγονός ότι ένας ισχυρός σεισµός συχνά ενεργοποιεί µια οµάδα γειτονικών ρηγµάτων. Οι µεταθέσεις στις επιφάνειες των ρηγµάτων, σε επαναλαµβανόµενους σεισµούς, διαµορφώνουν την τοπογραφία, και το σηµαντικότερο καθορίζουν το πάχος των ιζηµάτων γύρω από το ρήγµα. Είναι δε γνωστό ότι το πάχος των ιζηµάτων έχει άµεση επίδραση στην ενίσχυση των εδαφικών κινήσεων κοντά στα ρήγµατα. Σχήµα 2. Τα τελευταία 50 χρόνια (1959-2008) στην Ελλάδα έγιναν περίπου δέκα σεισµοί βάθους (h>40 km, Μw>6.0) για οκτώ από τους οποίους γνωρίζουµε τα χαρακτηριστικά της εστίας τους µε µεθόδους αντιστροφής. Εδώ παρουσιάζονται οι µηχανισµοί γένεσης αυτών των οκτώ καλά µελετηµένων σεισµών (ανάστροφα ρήγµατα και σηµαντική ύπαρξη οριζόντιας συνιστώσας). ΑΒΕΒΑΙΟΤΗΤΕΣ ΤΩΝ ΕΠΙΚΕΝΤΡΩΝ ΚΑΙ ΤΩΝ ΕΣΤΙΑΚΩΝ ΒΑΘΩΝ Η ανάλυση ρουτίνας των σεισµών για τον προσδιορισµό των επικέντρων βασίζεται στις αφίξεις των επιµήκων, P και των εγκαρσίων, S κυµάτων στους σεισµολογικούς σταθµούς της Ελλάδας και των γειτονικών χωρών. Η αβεβαιότητα στον προσδιορισµό των επικέντρων εξαρτάται από την πυκνότητα των σταθµών γύρω από το επίκεντρο, από τα αν ο αναλυτής έχει συµπεριλάβει τις αφίξεις των εγκαρσίων κυµάτων, ειδικότερα δε η αβεβαιότητα στο βάθος εξαρτάται από το αν υπάρχει κοντινός σταθµός, σε απόσταση από το επίκεντρο, συγκρίσιµη µε το βάθος του σεισµού. Η απόσταση αυτή είναι ~15-20 km (Σχήµα 3) για τους επιφανειακούς σεισµούς. Στα προηγούµενα, προστίθενται και οι αβεβαιότητες που σχετίζονται 3
µε τα 1D µοντέλα ταχύτητας που υιοθετούνται κάθε φορά. Τα τελευταία τρία χρόνια, τέσσερα σεισµολογικά δίκτυα της χώρας µας ενοποιούνται σταδιακά για να σχηµατίσουν το Ελληνικό Ενοποιηµένο Σεισµολογικό ίκτυο (ΕΕΣ ) το οποίο σε συνδυασµό µε τους σταθµούς των γειτονικών χωρών (Σχήµα 4), στα δεδοµένα των οποίων υπάρχει πρόσβαση σε πραγµατικό χρόνο, οδηγεί σε ελάττωση των αβεβαιοτήτων. Σχήµα 3. Κατανοµή του βάθους των 50 ισχυρών σεισµών του διαστήµατος 1958-2008 των οποίων τα βάθη έχουν προσδιορισθεί µε µεθόδους αντιστροφής των κυµάτων χώρου ή των επιφανειακών. Το ~60% εξ αυτών έχει βάθη <15 km, σε συµφωνία µε την γενική αντίληψη ότι το πάχος του σεισµογενούς στρώµατος στην Ελλάδα είναι ~15-20 km. Για τον ακριβέστερο προσδιορισµό του βάθους των σεισµών προκύπτει ότι απαιτείται να υπάρχει σεισµολογικός σταθµός σε απόσταση ~15-20 km από το επίκεντρο και να συµπεριληφθεί η άφιξη των εγκαρσίων κυµάτων στην ανάλυση. Σχήµα 4. Θέσεις των σταθµών του Ενοποιηµένου Ελληνικού ικτύου Σεισµογράφων καθώς και των γειτονικών σταθµών 4
Για παράδειγµα για ένα σεισµό εντός του δικτύου, όπως αυτός της Ανδραβίδας 6 Ιουνίου 2008, οι αβεβαιότητες στο επίκεντρο και το βάθος είναι < 1km, καθώς ο κοντινότερος σταθµός στο επίκεντρο (RLS) απέχει λιγότερο από 10km. Οι αβεβαιότητες στο επίκεντρο και το βάθος των σεισµών όσο πηγαίνουµε πίσω στο χρόνο είναι µεγαλύτερες, και µπορεί να είναι και της τάξης των 10-15 km, ιδιαίτερα για τα επίκεντρα και τα βάθη κατά µήκος του Ελληνικού τόξου, λόγω µεγάλου ανοίγµατος στην κάλυψη από το νότο. Καθώς για ένα σεισµό µεγέθους Μw 6.3, ενδεικτικό µέσο µέγεθος της τελευταίας 50ετιας, το µήκος του ρήγµατος είναι της τάξης των 15 km, η συγκρίσιµη αβεβαιότητα στο επίκεντρο, µπορεί να οδηγήσει στη συσχέτιση του σεισµού µε λανθασµένο ρήγµα. Αυτό ενισχύει την παρατήρηση ότι είναι ανέφικτο να εξετάζουµε το σεισµικό κίνδυνο που απορρέει από µεµονωµένα ρήγµατα αλλά είναι ορθότερο να εξετάζονται οικογένειες γειτονικών ρηγµάτων κατά το σχεδιασµό κρίσιµων κατασκευών. ΚΙΝΗΜΑΤΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΗΣ ΙΑΡΡΗΞΗΣ ΕΠΙΛΕΓΜΕΝΩΝ ΣΕΙΣΜΩΝ Κατευθυντικότητα της διάρρηξης Τα σύγχρονα σεισµόµετρα είναι ευρέως φάσµατος (broad band) και επιτρέπουν την καταγραφή σεισµικών κινήσεων σε ένα µεγάλο εύρος συχνοτήτων και µεγάλο εύρος πλατών (dynamic range). Συνήθως ανταποκρίνονται σε συχνότητες από 0.01 Hz έως 50 Hz. Για τη σεισµικότητα το ενδιαφέρον παρουσιάζεται στο εύρος συχνοτήτων από 0.05 έως 20 Hz, και έτσι τα νέα σεισµόµετρα είναι αξιόπιστα όργανα για την καταγραφή τόσο γειτονικών σεισµών όσο και τηλεσεισµών. Παράλληλα µε την αναβάθµιση των σεισµοµέτρων, νέες µέθοδοι επεξεργασίας των δεδοµένων επιτρέπουν λεπτοµερείς απεικονίσεις των µεταθέσεων (ολίσθησης) στην επιφάνεια του ρήγµατος. Παράλληλα επιτρέπουν την µελέτη των υψίσυχνων σεισµικών κυµάτων σε κοντινές αποστάσεις, και δίνουν σηµαντικές πληροφορίες των κινηµατικών χαρακτηριστικών της διάρρηξης, όπως για παράδειγµα η κατευθυντικότητα της διάρρηξης. Οι ισχυροί σεισµοί συνήθως παρουσιάζουν κατευθυντικότητα, δηλαδή τα κύµατα S και Lg προς την κατεύθυνση διάδοσης της διάρρηξης είναι πιο ενισχυµένα σε σχέση µε τα ίδια κύµατα που διαδίδονται σε άλλες κατευθύνσεις. Η επίδραση της κατευθυντικότητας είναι, συνηθέστερα, κατά µήκος της παράταξης για τα ρήγµατα διεύθυνσης (strike-slip faults) και κατά µήκος της κλίσης για τα κανονικά ή τα ανάστροφα ρήγµατα (dip slip faults). Χαρακτηριστικά παραδείγµατα κατευθυντικότητας της διάρρηξης έχουµε από το σεισµό της Πάρνηθας 1999 (Σχήµα 5) και πιο πρόσφατα από το σεισµό της Πύλου, 14 Φεβρουαρίου 2008 (Σχήµα 6). Είναι προφανής η προς τα ΝΑ κατευθυντικότητα της διάρρηξης η οποία καθορίζει και το χρόνο της διάρρηξης στους σταθµούς που βρίσκονται σε αυτά τα αζιµούθια. Στην περίπτωση του σεισµού της Πύλου ειδικότερα η προς τα ΝΑ κατευθυντικότητα διαµορφώνει το σχήµα των χρονικών συναρτήσεων της πηγής στους σταθµούς KARN, ZKR και DAT, ενώ στους σταθµούς προς τα Β (KEK, TIP, FNA) είναι εµφανείς οι δυο λοβοί στο σχήµα των χρονικών συναρτήσεων της πηγής, που συνηγορούν και µε τις δυο πηγές που απαιτήθηκαν στο µοντέλο της πηγής αυτού του σεισµού (Roumelioti et al., 2008 in preparation). 5
Σχήµα 5. Παράδειγµα κατευθυντικότητας: Χρονικές συναρτήσεις της πηγής σε σταθµούς σε διάφορα αζιµούθια ως προς το επίκεντρο (αστέρι) του σεισµού της 7 Σεπτεµβρίου 1999 (Πάρνηθας). Επειδή σε όλους τους σταθµούς φτάνει ίδιο ποσό ενέργειας, το εµβαδόν της επιφάνειας που περικλείεται στις χρονικές συναρτήσεις της πηγής, που είναι ανάλογο του µεγέθους, είναι το ίδιο για όλους τους σταθµούς. Αυτό έχει ως αποτέλεσµα το πλάτος της χρονικής συνάρτησης της πηγής να είναι αντιστρόφως ανάλογο της διάρκειας αυτής. Προς την κατεύθυνση διάδοσης της διάρρηξης περισσότερη ενέργεια φτάνει σε µικρότερο χρόνο, ενώ προς την αντίθετη κατεύθυνση λιγότερη ενέργεια φτάνει σε µεγαλύτερο χρόνο. Στο παράδειγµα του σχήµατος, η προς τα ΝΑ κατευθυντικότητα της διάρρηξης είναι εµφανής από το σχήµα των χρονικών συναρτήσεων στους σταθµούς APE, ARG, PRK σε σχέση µε τους σταθµούς στα υπόλοιπα αζιµούθια (Roumelioti et al., 2003). Σχήµα 6. Παράδειγµα κατευθυντικότητας προς τα ΝΑ όπως διαπιστώνεται από την αζιµουθιακή κατανοµή του σχήµατος των χρονικών συναρτήσεων της πηγής για το σεισµό της Πύλου στις 14 Φεβρουαρίου 2008, Mw6.7 (Roumelioti et al., 2008 in preparation) 6
Κατανοµή της ολίσθησης στην επιφάνεια του ρήγµατος Από τη µελέτη της κατανοµής της ολίσθησης στην επιφάνεια των ρηγµάτων των τελευταίων µεγάλων σεισµών, είναι σαφές ότι µικρό τµήµα της συνολικής επιφάνειας του ρήγµατος ολισθαίνει κατά τη γένεση του κύριου σεισµού (Σχήµα 7). Εκείνα δε τα τµήµατα του ρήγµατος που δεν έσπασαν κατά τον µεγαλύτερο σεισµοί θα σπάσουν κατά τη διάρκεια των µετασεισµών, αν υπάρχουν. Σχήµα 7. Κατανοµή της ολίσθησης στην επιφάνεια του ρήγµατος του σεισµού της Πύλου (14 Φεβρουαρίου 2008), Μw=6.7. Παρατηρείστε ότι από την συνολική επιφάνεια του ρήγµατος 30x20 km που αντιστοιχεί σε σεισµό τέτοιου µεγέθους, η ενεργός επιφάνεια της ολίσθησης είναι πολύ µικρότερη. Το µέγιστο ποσοστό της ολίσθησης κατανέµεται σε δυο συγκεντρώσεις (slip patches) (Roumelioti et al., 2008 in prep.) Με άλλα λόγια, αν προβάλουµε τους µετασεισµούς στην επιφάνεια του ρήγµατος είναι σαφές ότι αυτοί θα πρέπει να κατανέµονται εκτός των τµηµάτων που ολίσθησαν κατά τον κύριο σεισµό. Αποτέλεσµα των ανωτέρω είναι οι συνήθεις εµπειρικές σχέσεις που συνδέουν τα συνολικά µήκη των ρηγµάτων µε το µέγεθος να µην εκφράζουν εκείνο το τµήµα του ρήγµατος (ποσοστό της συνολικής επιφάνειας) που οι παρατηρήσεις δείχνουν ότι πραγµατικά θα ολισθήσει κατά τη διάρκεια ενός σεισµού. Εµπειρικές σχέσεις που να συνδέουν την επιφάνεια ενεργούς ολίσθησης ή του χρόνου ανάδυσης (rise time) ή του συνολικού χρόνου της διάρρηξης µε το µέγεθος δεν υπάρχουν για την Ελλάδα, αλλά και σε διεθνές επίπεδο τώρα γίνονται προσπάθειες κυρίως για τις εφαρµογές που αναπτύσσουν συστήµατα προειδοποίησης για επερχόµενο σεισµό (Early Warning Systems). Με βάση τα στοιχεία από τα µοντέλα ολίσθησης που προσδιορίσαµε τα τελευταία χρόνια για σεισµούς της Ελλάδας (Πίνακας 1) προτείνονται εδώ κάποιες βασικές εµπειρικές σχέσεις σε πρώτη προσέγγιση. 7
Συσχέτιση της επιφάνειας ολίσθησης και του χρόνου ανάδυσης µε το µέγεθος, Mw Στο Σχήµα 8 παρουσιάζεται η γραµµική σχέση µεταξύ του µήκους της διάρρηξης (κατά µήκος της παράταξης του ρήγµατος), όπως αυτό µετρήθηκε πάνω στην επιφάνεια των ρηγµάτων από την κατανοµή της ολίσθησης (π.χ. Σχήµα 7) σε σχέση µε το µέγεθος, Mw. Τονίζεται ότι το µήκος αυτό της διάρρηξης δεν είναι το συνολικό µήκος του ρήγµατος αλλά το τµήµα εκείνο, που από τις παρατηρήσεις προκύπτει (Πίνακας 1) ότι πραγµατικά ολίσθησε κατά τη συνολική διάρκεια της διάρρηξης του κύριου σεισµού. Η εµπειρική γραµµική σχέση που συνδέει το µήκος της συγκέντρωσης της ολίσθησης (σε km) κατά µήκος της παράταξης του επιπέδου του ρήγµατος µε το µέγεθος ροπής, Mw, είναι: LogL 0.46Mw 1.79 (1) µε συντελεστή συσχέτισης 84%.Οµοίως το µήκος, w της περιοχής που ολίσθησε (σε km) κατά µήκος της κλίσης του ρήγµατος σχετίζεται µε το Μw, µε τη σχέση (συντελεστής συσχέτισης 52% και µέση τυπική απόκλιση 0.18): Logw 0.28Mw 0.80 (2) Η αντίστοιχη σχέση για την συνολικό εµβαδόν της επιφάνειας ενεργούς ολίσθησης (km 2 ) είναι: LogS 0.74Mw 2.59 3) α) β) Σχήµα 8. α) Συσχέτιση του µήκους (κατά µήκος της παράταξης) της περιοχής ολίσθησης της επιφάνειας ενός ρήγµατος σε σχέση µε το µέγεθος ροπής, Mw (Πίνακας 1). Η γραµµική σχέση µεταξύ των δυο παραµέτρων δεν πρέπει να συγχέεται ούτε είναι άµεσα συγκρίσιµη µε τις σχέσεις που συνδέουν το συνολικό µήκος ενός ρήγµατος µε το µέγεθος (για παράδειγµα τις σχέσεις Wells and Coppersmith, 1994). β) Οµοίως ως το α) αλλά για τη συνολική επιφάνεια ενεργούς ολίσθησης, S. Για συγκεκριµένο χρονικό παράθυρο, που εδώ αντιστοιχεί στο συνολικό χρόνο της διάρρηξης, η επιφάνεια του ρήγµατος στην οποία εµφανίζεται κατανεµηµένο το µεγαλύτερο ποσοστό της ολίσθησης εξαρτάται από το µέγεθος του σεισµού Οι εµπειρικές αυτές σχέσεις αποτελούν πρώτη προσέγγιση, λόγω του περιορισµένου αριθµού των δεδοµένων από σεισµούς της Ελλάδας, εν τούτοις καλύπτουν ικανό εύρος µεγεθών (από 5.5 έως 7.1). 8
Σχήµα 9. Εξάρτηση του χρόνου ανάδυσης (του χρόνου που απαιτείται να ολοκληρωθεί η ολίσθηση σε ένα σηµείο του ρήγµατος) µε το µέγεθος του σεισµού (Πίνακας 1). Η εµπειρική σχέση προσδιορίσθηκε χωρίς να συµπεριληφθούν οι δυο παρατηρήσεις (γκρι κύκλοι) που αντιστοιχούν σε σεισµούς µε µεγάλο βάθος οι οποίοι είχαν µεγάλο χρόνο ανάδυσης. Η σχέση (3) µας δείχνει ότι για συγκεκριµένο χρονικό παράθυρο, που εδώ αντιστοιχεί στο συνολικό χρόνο της διάρρηξης, η επιφάνεια του ρήγµατος στην οποία εµφανίζεται κατανεµηµένο το µεγαλύτερο ποσοστό της ολίσθησης εξαρτάται από το µέγεθος του σεισµού. Καθώς το εµβαδόν της επιφάνειας ενεργούς ολίσθησης σε δεδοµένη χρονική στιγµή εξαρτάται από τον χρόνο ανάδυσης (rise time, ), µια κινηµατική παράµετρο που εκφράζει το χρόνο ολίσθησης για ένα σηµείο της επιφάνειας του ρήγµατος, αυτή η υπόθεση έχει ως αποτέλεσµα την εξάρτηση και του χρόνου ανάδυσης από το µέγεθος του σεισµού. Είναι γεγονός ότι ο χρόνος ανάδυσης είναι µια παράµετρος που δύσκολα υπολογίζεται καθώς υπάρχει εξάρτηση µεταξύ της διάρκειας της ολίσθησης, του πλάτος της ολίσθησης και της ταχύτητας διάρρηξης, που όλα µαζί καθορίζουν το σχήµα και το πλάτος της σεισµικής ακτινοβολίας. Στο Σχήµα 9 παρουσιάζεται η συσχέτιση χρόνου ανάδυσης και µεγέθους. Η εµπειρική σχέση που συνδέει τις δυο παραµέτρους είναι: Logτ 0.68Mw 4.27 (4) µε συντελεστή συσχέτισης 89% και τυπική απόκλιση σ n =0.32. Στη σχέση 4 δεν συµπεριλήφθηκαν δυο παρατηρήσεις από δυο σεισµούς µε µεγάλο βάθος που είχαν πολύ µεγάλο χρόνο ανάδυσης. Γενικά οι σεισµοί ενδιαµέσου βάθους, κατά µήκος του ελληνικού τόξου, έχουµε παρατηρήσει ότι ο τανυστής σεισµικής ροπής που περιγράφει το µηχανισµό γένεσης, όταν αναλυθεί σε ένα διπλό ζεύγος και σε CLVD, το ποσοστό του διπλού ζεύγος είναι πολύ µικρό, της τάξης 60% (Benatatos and Kiratzi, 2008). 9
Πίνακας 1. Παράµετροι της εστίας και παράµετροι της ολίσθησης στην επιφάνεια του ρήγµατος. (h βάθος της εστίας, Mw µέγεθος ροπής, L και w διαστάσεις της περιοχής που ολίσθησε στην επιφάνεια του ρήγµατος, κατά µήκος της παράταξης και κατά µήκος της κλίσης αντίστοιχα, u ave και u max, µέση και µέγιστη τιµή της ολίσθησης, αντίστοιχα, Vr ταχύτητα διάρρηξης, χρόνος ανάδυσης δηλαδή ο χρόνος που απαιτείται ώστε η ολίσθηση να λάβει τη µέγιστη τιµή της σε οποιοδήποτε σηµείο της επιφάνειας του ρήγµατος, STF χρονική συνάρτηση της πηγής Date hh:mm:ss Lat ο Ν Long ο Ε h km Mw L km w km u ave (m) u max (m) Vr km/sec Rise time, sec STF sec Ref 19780620 20:03:24.0 40.73 23.25 7 6.5 20 7 3 2.6 1.5 8 1 19790415 06:19:48.0 42.04 19.21 7 7.1 28 12 0.49 2.7 2.0 4 27 2 19790524 17:23 42.15 18.71 6 6.2 14 7.5 0.38 2.6 2 19990907 11:56:51.0 38.06 23.57 10 5.9 10 10 0.16 0.95 2.7 0.4 3 20010726 00:21:38.0 38.99 24.36 14 6.4 12 12 0.23 1.8 2.4 0.7 4 20021202 04:58:56 37.83 21.12 17 5.5 4 5.5 0.7 2.7 0.4 5 20030706 19:10:28.0 40.43 26.1 18 5.7 8 5 2.7 0.3 6 20030814 05:14:55.0 38.78 20.6 11 6.0 13 11 0.20 0.34 2.4 7 2 nd source 5.8 7 5 7 20060108 11:34:52.6 36.21 23.42 67 6.7 15 20 0.30 2.7 2 15 8 20080106 05:14:18.4 37.16 22.64 79 6.2 2.8 6 9 20080214 10:09:24.7 36.51 21.8 30 6.7 24 13 3 2.5 1.5 16 10 20080214 12:08:56.0 36.36 21.94 34 6.2 2.2 10 10 20080220 18:27:07.6 36.36 21.91 12 6.1 9 10 0.18 0.6 2.6 0.8 10 10 20080608 12:25:28.0 37.94 21.54 31 6.2 1 5 11 Reference list 1 Roumelioti et al., 2006, 2 Benetatos and Kiratzi, 2006, 3 Roumelioti et al., 2003a, b; 4. Roumelioti et al., 2004a, 5. Roumelioti et al., 2004b, 6. Karabulut et al., 2006, 7. Benetatos et al., 2007, 8. Benetatos and Kiratzi, 2008, 9. Kiratzi and Benetatos, 2008, 10 Roumelioti et al., 2008 in prep; 11 Benetatos et al., 2008 in prep ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ Ευχαριστούµε την Γενική Γραµµατεία Έρευνας και Τεχνολογίας για µερική οικονοµική υπσστήριξη. ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ Benetatos, Ch. and A. Kiratzi (2006). Finite fault slip models for the 15 April 1979 (Mw 7.1) Montenegro earthquake and its strongest aftershock of 24 May 1979 (Mw 6.2). Tectonophysics, 421, 129-143. Benetatos C. and A. Kiratzi (2008). The 8 January 2006, M 6.7 intermediate depth Kythera earthquake: Focal mechanism of the mainshock and slip distribution model using teleseismic waveforms, Bulletin of the Geological Society of Greece, in review. 10
Benetatos, C., Dreger, D. and A. Kiratzi (2007). Complex and segmented rupture associated with the 14 August 2003 (Mw 6.2) Lefkada (Ionian Islands) earthquake. Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 97, No. 1B, 35 51, doi: 10.1785/ 0120060123. Karabulut, H., Roumelioti, Z., Benetatos, C., Kömec Mutlu, A., Özalaybey, S., Aktar, M. and A. Kiratzi (2006). A source study of the 6 July 2003 (Mw 5.7) earthquake sequence in the Gulf of Saros (Northern Aegean Sea): Seismological evidence for the western continuation of the Ganos fault. Tectonophysics, 412, 195 216. Roumelioti, Z., Dreger, D., Kiratzi, A., and Theodoulidis, N. (2003a). Slip distribution of the September 7, 1999 Athens earthquake inferred from an empirical Green s function study. Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 93(2), 775-782. Roumelioti, Z., Kiratzi, A., Theodoulidis, N., Kalogeras, I. and G. Stavrakakis (2003b). Source directivity during the September 7, 1999 (Mw 5.9) Athens (Greece) earthquake obtained from strong-motion records. Pure and Applied Geophysics, 160 (12), 2301-2318. Roumelioti, Z., Kiratzi, A. and D. Dreger (2004a). The source process of the July 26, 2001 Skyros Island (Greece) earthquake. Geophysical Journal International, 156 (3), 541-548. Roumelioti, Z., Ch. Benetatos, A. Kiratzi, G. Stavrakakis and N. Melis (2004b). A study of the 2 December 2002 (M5.5) Vartholomio earthquake sequence in western Peloponnese (Greece). Tectonophysics 387, 65-79. Roumelioti, Z., Theodulidis, N. and A. Kiratzi (2006). The 20 June 1978 Thessaloniki (northern Greece) earthquake revisited: slip distribution and forward modeling of geodetic and seismological observations. Proceedings of the 4th International Conf. on Earthquake Geotechnical Engineering, paper ID: 1594. Wells D. L., and Coppersmith K. J., (1994), New empirical relationships among magnitude, rupture length, rupture width, rupture area and surface displacement, Bull. Seism. Soc. Am., 84, No. 4, pp. 974-1002. 11