Καθηγήτρια Σεισµολογίας, Τµήµα Γεωλογίας, Τοµέας Γεωφυσικής Α.Π.Θ. email: ritsa@geo.auth.gr

3 o Πανελλήνιο Συνέδριο Αντισεισµικής Μηχανικής & Τεχνικής Σεισµολογίας 5 7 Νοεµβρίου, 2008 Άρθρο 1900 Μεταβολές των τάσεων Coulomb Εφαρµογή στον ευρύτερο χώρο του Αιγαίου Coulomb stress changes and earthquake triggering An application in the broader Aegean area Παρθένα ΠΑΡΑ ΕΙΣΟΠΟΥΛΟΥ 1, Ελευθερία ΠΑΠΑ ΗΜΗΤΡΙΟΥ 2, Βασίλης ΚΑΡΑΚΩΣΤΑΣ 3, Stanislaw LASOCKI 4, Janusz Mirek 5, Αδαµάντιος ΚΙΛΙΑΣ 6 ΠΕΡΙΛΗΨΗ : Η Ελλάδα καθώς και η ευρύτερη περιοχή γύρω από αυτήν, χαρακτηρίζεται από υψηλή σεισµικότητα. Είναι γνωστό τόσο από ιστορικές πληροφορίες όσο και από τις ενόργανες καταγραφές, ότι ισχυροί σεισµοί (Μ>6.5) γίνονται συχνά στο χώρο αυτό, πολλές φορές σε συστοιχίες σε χώρο και χρόνο. Για το λόγο αυτό η γένεση των σεισµών αυτών κατά τη χρονική περίοδο από το 1900 έως και σήµερα, εξετάζεται στην εργασία αυτή, µε βάση την εξέλιξη του πεδίου των τάσεων στην περιοχή, µε υπολογισµό των µεταβολών της τάσης Coulomb που οφείλεται τόσο στις σεισµικές ολισθήσεις όσο και στη µακροπρόθεσµη τεκτονική φόρτιση των σηµαντικών ρηξιγενών δοµών. Με τον τρόπο αυτό καταβάλλεται προσπάθεια να ερµηνευθεί η γένεση των ισχυρών αυτών σεισµών σε χώρο και χρόνο σύµφωνα µε τις µεταβολές του πεδίου των τάσεων. Οι υπολογισµοί των µεταβολών εκτελούνται για ανάστροφα, κανονικά και οριζόντιας µετατόπισης ρήγµατα, ανάλογα µε τον τύπο διάρρηξης του επόµενου σεισµού στο σύνολο των δεδοµένων, για τον οποίο ελέγχεται πιθανή πρόκληση γένεσης. Σε κάθε στάδιο του εξελικτικού µοντέλου των τάσεων, µπορούν να εκτιµηθούν πιθανές θέσεις αναµενόµενων σεισµών. Οι συγκεκριµένες θέσεις συνδέονται µε τον υπολογισµό πιθανοτήτων γένεσης µε σκοπό την εκτίµηση της σεισµικής επικινδυνότητας στην περιοχή µελέτης. ABSTRACT: Greece and its surrounding area are characterized by high seismic activity. Strong earthquakes (M>6.5) have repeatedly occurred in this area, as historical information and instrumental recordings reveal, sometimes very close both in space and time. The evolution of the stress field since the beginning of the 20 th century is examined here, in an attempt to testify if the history of cumulative changes in stress can explain the spatial and temporal occurrence patterns of strong earthquakes in this area. The stress change calculations were preformed for thrust, strike slip and normal faults and in each stage of the evolutionary model the stress field is calculated according to the strike, dip, and rake of the next large event, whose triggering is inspected. At each stage of the stress evolutionary model, the possible sites for future strong earthquakes can be assessed given a new insight on the evaluation of future seismic hazards. 1 Υποψήφια ιδάκτωρ, Τµήµα Γεωλογίας, Τοµέας Γεωφυσικής, Α.Π.Θ. email: ppara@geo.auth.gr 2 Καθηγήτρια Σεισµολογίας, Τµήµα Γεωλογίας, Τοµέας Γεωφυσικής Α.Π.Θ. email: ritsa@geo.auth.gr 3 Επίκουρος Καθηγητής, Τµήµα Γεωλογίας, Τοµέας Γεωφυσικής Α.Π.Θ. email: vkarak@geo.auth.gr 4 Professor of Earth Sciences, AGH University, Krakow, Poland. email: lasocki@geol.agh.edu.pl 5 Assistant Professor, AGH University, Krakow, Poland. email: jmirek@seismo.geol.agh.edu.pl 6 Καθηγητής Τεκτονικής, Τµήµα Γεωλογίας Α.Π.Θ. email: kilias@geo.auth.gr

ΕΙΣΑΓΩΓΗ Ο ευρύτερος ελληνικός χώρος αποτελεί µία εξαιρετικά πολύπλοκη σεισµοτεκτονικά περιοχή. Τα σηµαντικότερα σεισµοτεκτονικά χαρακτηριστικά είναι τα ενεργά όρια τα οποία διαµορφώνονται στις περιοχές σύγκλισης των µικρών τεκτονικών πλακών της περιοχής αυτής, συγκεκριµένα της Ανατολίας, του Αιγαίου και της Απουλίας (Αδριατικής), σε συνδυασµό µε τις κινήσεις των κυρίων λιθοσφαιρικών πλακών, της Αραβικής, της Ευρασιατικής και της Αφρικανικής. Οι Papazachos and Comninakis (1969, 1971) πρότειναν για πρώτη φορά ότι η κατάδυση της ωκεάνιας λιθόσφαιρας της Ανατολικής Μεσογείου, που αποτελεί τη µετωπική συνέχεια της Αφρικανικής λιθοσφαιρικής πλάκας, κάτω από το Αιγαίο, συνδέεται µε την προς βορρά κίνηση της Αφρικανικής λιθοσφαιρικής πλάκας, και τη γένεση σεισµών ενδιαµέσου βάθους στην περιοχή του νοτίου Αιγαίου. Ο McKenzie (1972, 1978), έδειξε ότι η προς το βορρά κίνηση της Αραβικής λιθοσφαιρικής πλάκας ωθεί τη µικρότερη πλάκα της Ανατολίας προς τα δυτικά, κίνηση η οποία εκδηλώνεται κυρίως κατά µήκος του ρήγµατος της Βόρειας Ανατολίας. Η κίνηση αυτή συνεχίζεται κατά µήκος της Τάφρου του Βορείου Αιγαίου που αποτελεί το όριο µεταξύ της Ευρασιατικής πλάκας και της µικροπλάκας του Αιγαίου. Η περιοχή του ρήγµατος της Βόρειας Ανατολίας και της Τάφρου του Βορείου Αιγαίου κυριαρχείται από δεξιόστροφα ρήγµατα οριζόντιας ολίσθησης. Το έντονο εφελκυστικό πεδίο µε διεύθυνση του άξονα µέγιστου εφελκυσµού περίπου Β Ν, προστίθεται στη δεξιόστροφη αυτή κίνηση µε συνέπεια η µικροπλάκα του Αιγαίου να κινείται προς την Ελληνική Τάφρο µε µία νοτιοδυτική διεύθυνση. Το νότιο όριο της λιθόσφαιρας του Αιγαίου ορίζεται από µικρής κλίσης ανάστροφα ρήγµατα κατά µήκος της Ελληνικής Τάφρου, ενώ το βορειοδυτικό όριό της ορίζεται από το ρήγµα µετασχηµατισµού της Κεφαλονιάς (Scordilis et al., 1985; Papazachos et al., 1994). Η Απουλία (Αδριατική) µικροπλάκα θεωρείται ως προέκταση (σφήνα) της Αφρικανικής λιθοσφαιρικής πλάκας στην περιοχή µεταξύ της Ιταλίας και της Πρώην Γιουγκοσλαβίας Αλβανίας υτικής Ελλάδας. Η Απουλία πλάκα περιστρέφεται αριστερόστροφα (Ritsema 1974; McKenzie 1972) µε αποτέλεσµα τη σύγκλιση της πλάκας αυτής µε την Ευρασιατική πλάκα κατά µήκος των ανατολικών ακτών της Αδριατικής και του βορείου Ιονίου πελάγους και τη γένεση σεισµών πάνω σε ανάστροφα ρήγµατα. Πολλοί ισχυροί και καταστροφικοί σεισµοί έχουν συµβεί στην Ελλάδα και την ευρύτερη περιοχή της. Σκοπός της παρούσας εργασίας είναι η µελέτη αλληλεπίδρασης µεταξύ των ρηγµάτων µέσω της εξέλιξης του πεδίου των τάσεων στην περιοχή, λόγω ισχυρών σεισµών µε Μ 6.5 που έγιναν από τις αρχές του 20 ου αιώνα έως και σήµερα. Η µεθοδολογία η οποία υιοθετήθηκε προτάθηκε αρχικά από τους Deng and Sykes (1997). Με την εφαρµογή της µεθόδου επιδιώκεται η συσχέτιση µεταξύ των µεταβολών των τάσεων Coulomb και της γένεσης ισχυρών σεισµών. Οι µεταβολές αυτές είτε επιταχύνουν την εκδήλωση επερχόµενων σεισµών είτε την επιβραδύνουν. Εξαρτώνται από τη συνεχή φόρτιση στις σηµαντικότερες ζώνες διάρρηξης µιας περιοχής και από τη σεισµική ολίσθηση κατά τη γένεση των ισχυρότερων σεισµών. Ο λόγος για τον οποίο χρησιµοποιούνται οι µεταβολές των τάσεων και όχι οι απόλυτες τιµές τους οφείλεται στο ότι συχνά οι απόλυτες τιµές της τάσης δεν είναι γνωστές αλλά είναι και ιδιαίτερα δύσκολο να υπολογιστούν, ενώ αντίθετα οι µεταβολές τους 2

µπορούν να υπολογιστούν πολύ πιο εύκολα αν είναι γνωστή η γεωµετρία και οι ιδιότητες της ολίσθησης. Τα ρήγµατα δεν αποτελούν µεµονωµένα από το περιβάλλον συστήµατα, αντίθετα στη φύση εµφανίζονται συνήθως τµηµατοποιηµένα και όχι συνεχή σε όλο τους το µήκος και σε άµεση γειτνίαση µε άλλες ενεργές δοµές, µε αποτέλεσµα την ισχυρή ή ασθενή, άµεση ή έµµεση αλληλεπίδρασή τους. Η µεταβολή των τάσεων σε µία πολύπλοκη τεκτονικά περιοχή καθίσταται σηµαντική όσον αφορά τον προσδιορισµό των χαρακτηριστικών της σεισµικότητας της ευρύτερης περιοχής και την εκτίµηση της σεισµικής επικινδυνότητας. Επίσης είναι δυνατή η µελέτη του σεισµικού κύκλου της περιοχής αφού θεωρείται ότι κατά τη γένεση ενός µεγάλου σεισµού η περιοχή αποφορτίζεται ολοκληρωτικά, ενώ µετά το σεισµό συσσωρεύεται παραµόρφωση εκ νέου, εξαρτώµενη από τον απαιτούµενο χρόνο ανάκτησης των τάσεων. Στην περιοχή µελέτης έχει πραγµατοποιηθεί προηγούµενη έρευνα από τους Stein et al. (1994) οι οποίοι µελέτησαν το εξελικτικό µοντέλο των τάσεων για σεισµούς µε M 6.7 που έγιναν στο Ρήγµα της Βόρειας Ανατολίας κατά το διάστηµα 1932 1992 και επί πλέον υπολόγισαν τις πιθανότητας γένεσης τέτοιων σεισµών λαµβάνοντας υπόψη τη µόνιµη και παροδική επίδραση ξαφνικής αλλαγής της τάσης λόγω της γένεσης ισχυρού σεισµού. Οι Nalbant et al. (1998) υπολόγισαν τις µεταβολές των τάσεων Coulomb οι οποίες οφείλονταν στη σεισµική ολίσθηση 29 σεισµών (Μ 6.0) οι οποίοι έγιναν στη βορειοδυτική Τουρκία και το βόρειο Αιγαίο από το 1912 έως το 1983, και πρότειναν τα πλέον πιθανά ρήγµατα για τη γένεση µελλοντικών καταστροφικών σεισµών. Μία από τις θέσεις αυτές ήταν ο σεισµογόνος χώρος του σεισµού του Izmit του 1999. Οι Papadimitriou et al. (2001) µελέτησαν τη χωρική µεταβολή της τάσης Coulomb µετά τη γένεση του σεισµού στο Izmit το 1999 και βρήκαν υψηλές θετικές τιµές τάσης στα ανατολικά, όπου και έγινε ο σεισµός του Duzce το Νοέµβριο του ίδιου έτους, και δυτικά του επικέντρου του κυρίου σεισµού που είναι σε συµφωνία µε την αντίληψη ότι από τη γένεση του κυρίου σεισµού προκλήθηκε ενεργοποίηση δευτερευόντων ρηγµάτων. Το µοντέλο εξέλιξης του πεδίου των τάσεων εφαρµόσθηκε από τους Papadimitriou and Sykes (2001) στην περιοχή του βορείου Αιγαίου, οι οποίοι έλαβαν υπόψη τη σεισµική ολίσθηση σεισµών µε Μ>7.0 οι οποίοι έγιναν κατά τη διάρκεια του 20 ου αιώνα και συνδέονται µε ρήγµατα οριζόντιας µετάθεσης, καθώς επίσης και τη συνεχή τεκτονική φόρτιση στα σηµαντικότερα ρήγµατα της περιοχής, µε σκοπό τον προσδιορισµό πιθανών περιοχών µελλοντικών µεγάλων σεισµών. Παρόµοιες εργασίες έχουν γίνει και για την υπόλοιπη Ελλάδα και συγκεκριµένα για την περιοχή της Θεσσαλίας (Papadimitriou and Karakostas, 2003), των κεντρικών Ιονίων Νήσων (Papadimitriou, 2002), του νοτιοανατολικού Αιγαίου (Papadimitriou et al., 2005), του δυτικού τµήµατος του Ελληνικού Τόξου (Messini et al., 2007) και της Θράκης (Garlaouni et al., 2007). Στην παρούσα µελέτη εφαρµόζεται το µοντέλο εξέλιξης στον ευρύτερο χώρο του Αιγαίου, κατά την ενόργανη περίοδο, δηλαδή από τις αρχές του 20 ου αιώνα µέχρι σήµερα. Για τους υπολογισµούς αυτούς λήφθηκαν υπόψη η σεισµική ολίσθηση κατά τη γένεση των ισχυρών σεισµών (M 6.5) καθώς επίσης και η τεκτονική φόρτιση κατά µήκος των γνωστών ενεργών ρηγµάτων της περιοχής. Οι υπολογισµοί αυτοί γινόταν σταδιακά από την αρχή της περιόδου που καλύπτει η παρούσα µελέτη µέχρι ακριβώς πριν από το χρόνο γένεσης κάθε ισχυρού σεισµού, µε σκοπό να εξετασθεί αν η γένεση του σεισµού αυτού επηρεάσθηκε από τις µεταβολές του πεδίου των τάσεων, αν δηλαδή η γένεση του συγκεκριµένου σεισµού επιταχύνθηκε ή επιβραδύνθηκε λόγω των µεταβολών αυτών. Σε κάθε στάδιο του µοντέλου το 3

πεδίο των τάσεων υπολογιζόταν σύµφωνα µε τον τύπο διάρρηξης του επόµενου σεισµού, για τον οποίο ελέγχεται πιθανή πρόκληση. Σε σχέση µε τις προηγούµενες σχετικές µελέτες η εργασία αυτή καλύπτει το µεγαλύτερο δυνατό χρονικό διάστηµα ώστε τα δεδοµένα να είναι πλέον αξιόπιστα (ενόργανη περίοδο), λαµβάνει υπόψη τη συνεχή τεκτονική φόρτιση στις σηµαντικότερες ενεργές δοµές της περιοχής και ο υπολογισµος της εξέλιξης του πεδίου των τάσεων γίνεται κάθε φορά για όλους τους αναµενόµενους τύπους διάρρηξης (κανονική, ανάστροφη, οριζόντιας µετατόπισης). Επί πλέον καταβάλλεται προσπάθεια σύνδεσης των µεταβολών των τάσεων µε την πιθανότητα γένεσης ισχυρών σεισµών, όταν η πιθανότητα αυτή υπολογίζεται µε ανεξάρτητη µέθοδο, µε σκοπό τη συνδυασµένη εκτίµηση της µελλοντικής σεισµικής επικινδυνότητας. ΜΕΘΟ ΟΛΟΓΙΑ Ο υπολογισµός των µεταβολών των τάσεων Coulomb, βασίζεται στη µεταβολή του τανυστή της τάσης στο χώρο και το χρόνο ο οποίος µεταδίδεται µε ελαστικό τρόπο στα σεισµογόνα στρώµατα του εσωτερικού της Γης. To θραυσιγενές στρώµα του φλοιού στο οποίο υπολογίζουµε τις µεταβολές της στατικής τάσης, προσοµοιάζεται µε οµογενή ηµιχώρο, ο οποίος περιορίζεται από την υπερκείµενη ατµόσφαιρα και από το υποκείµενο όλκιµο στρώµα της γης. Οι αθροιστικές µεταβολές της τάσης οφείλονται σε δύο σηµαντικούς παράγοντες που αφορούν τόσο την παραγόµενη τεκτονική φόρτιση από τις συνεχείς κινήσεις των λιθοσφαιρικών πλακών όσο και από τις σεισµικές ολισθήσεις οι οποίες πραγµατοποιούνται πάνω στην επιφάνεια των ρηγµάτων κατά τη γένεση των σεισµών. Η γένεση των σεισµών προκαλείται λόγω της συσσωρευµένης τάσης πάνω στις ενεργές ρηξιγενείς επιφάνειες που πραγµατοποιείται στο µεσοδιάστηµα µεταξύ δύο ισχυρών σεισµών στις σηµαντικές τεκτονικές δοµές µιας περιοχής και οι τιµές της προσεγγίζονται λαµβάνοντας υπόψη τους µακράς διάρκειας ρυθµούς ολίσθησης των ρηγµάτων αυτών. Συµπεράσµατα για τους ρυθµούς ολίσθησης εξάγονται από γεωδαιτικές κυρίως µετρήσεις, παλαιοσεισµικά και γεωλογικά δεδοµένα. Ο υπολογισµός των συσσωρευτικών µεταβολών των στατικών τάσεων κατά το µεσοδιάστηµα µεταξύ δύο ισχυρών σεισµών γίνεται µε τη χρήση του µοντέλου της «Εικονικής Αρνητικής Ολίσθησης» (Negative Virtual Displacement). Υποθέτουµε ότι οι µεταβολές στην τάση οφείλονται τόσο στη συσσώρευση ελαστικής τάσης όσο και στην απελευθέρωση των τάσεων κατά τη διάρκεια των σεισµών, διαδοχικά φαινόµενα τα οποία εναλλάσσονται κατά τη διάρκεια του σεισµικού κύκλου. Η µεταβολή των τάσεων κατά το σεισµό, ανακτάται πλήρως µε τη διαδοχική συσσώρευση τάσεων, µε αποτέλεσµα το τελικό αποτέλεσµα της µεταβολής στο τέλος του σεισµικού κύκλου να είναι ίσο µε µηδέν. Οι µεταβολές στην τάση που σχετίζονται µε ισχυρούς σεισµούς, αφορούν τόσο εικονικές αρνητικές µεταθέσεις όσο και πραγµατικές µετατοπίσεις και υπολογίζονται εισάγοντας ένα µοντέλο µετάθεσης, σύµφωνα µε το οποίο, η επιφάνεια του ρήγµατος, Σ, βρίσκεται µέσα σε οµογενή ελαστικό ηµιχώρο. Σύµφωνα µε τον Steketee (1958) το πεδίο της µετάθεσης u k σε ελαστικό ηµιχώρο για µια αυθαίρετη οµοιόµορφη µετάθεση, U, κατά µήκος της επιφάνειας Σ ορίζεται από την Εξίσωση 1: u k Ui k = wij v j dσ 8πµ Σ (1) 4

όπου µ είναι ο συντελεστής διάτµησης, u, τα κατευθύνοντα συνηµίτονα της κάθετης στην k επιφάνεια τάσης, U, είναι η i-οστή συνιστώσα της U και w ij είναι τα έξι σύνολα της συνάρτησης Green. Η ελαστική τάση s ij υπολογίζεται από την ελαστική ανηγµένη παραµόρφωση, e ij, εφαρµόζοντας τον νόµο του Hooke για ισότροπο µέσο (Εξίσωση 2): 2µν s ij = δij ekk + 2µ eij (2) 1 2ν όπου ν είναι ο λόγος Poisson και δ το δέλτα του Kronecker. Οι απόλυτες τιµές όσο και οι µεταβολές της τάσης υπολογίζονται µε την βοήθεια των σχέσεων αυτών. Οι σεισµοί εκδηλώνονται στις επιφάνειες των ενεργών σεισµικών ρηγµάτων όταν οι ασκούµενες τάσεις από τα περιβάλλοντα πετρώµατα του φλοιού της Γης σε ορισµένο σηµείο, υπερβούν την αντοχή του πετρώµατος µε αποτέλεσµα να επέλθει η διάρρηξη του µέσου και έκλυση σεισµικής ενέργειας λόγω της συσσωρευµένης παραµόρφωσης, µε τη µορφή σεισµικών κυµάτων. Το κριτήριο Coulomb έχει τροποποιηθεί από τους Harris (1998) και Scholz (2002) έτσι ώστε να προσεγγίζει ποσοτικά τη θραύση, οπότε προκύπτει η συνάρτηση της κατάρρευσης του Coulomb (Εξίσωση 3): ' CFF = τ + µ σ (3) Στην Εξίσωση 3 µε τ και σ συµβολίζονται οι µεταβολές στην διατµητική και στην κάθετη τάση, αντίστοιχα. Οι µεταβολές της διατµητικής τάσης λαµβάνονται θετικές όταν έχουν τη διεύθυνση της ολίσθησης του ρήγµατος ενώ οι µεταβολές των κάθετων τάσεων είναι θετικές για αυξανόµενες εφελκυστικές τάσεις κάθετα στο ρήγµα. Το µ αποτελεί µια σταθερά του υλικού (φαινόµενος συντελεστής τριβής) της ζώνης διάρρηξης, ανεξάρτητη από το τεκτονικό περιβάλλον. Αύξηση στις δύο τιµές της διατµητικής και κάθετης τάσης σηµαίνει θετικές τιµές ( CFF>0). Αντίθετα, αρνητικές τιµές της µεταβολής της τάσης Coulomb ( CFF<0), επιµηκύνουν τον χρόνο µέχρι την εκδήλωση σεισµού καθιστώντας την περιοχή ως σκιερή ζώνη όπου η συγκεντρωµένη παραµόρφωση έχει εκτονωθεί από τη γένεση του ισχυρού σεισµού και η διάρκεια της οποίας εξαρτάται από το χρόνο ανάκτησης της απαιτούµενης τάσης λόγω της συνεχούς τεκτονικής φόρτισης ώστε να φτάσει τις οριακές τιµές και να προκαλέσει σεισµό. Θετικές µεταβολές τόσο της διατµητικής όσο και της κάθετης τάσης αυξάνουν τις πιθανότητες γένεσης, ενώ οι αρνητικές τις µειώνουν. Ωστόσο, θετικές τιµές των µεταβολών δεν ορίζουν θέσεις στις οποίες θα γίνουν σεισµοί αλλά θέσεις στις οποίες το επίπεδο των τάσεων είναι ικανό να προκαλέσει τη γένεση σεισµού µελλοντικά (Harris and Simpson, 1998). Οι ανώµαλες επιφάνειες διάρρηξης προσοµοιάζονται µε επίπεδα πεπερασµένων διαστάσεων και τα ρήγµατα µε ορθογώνια παραλληλόγραµµα πεπερασµένων διαστάσεων και µε τη µεγαλύτερη τους διάσταση να εκτείνεται παράλληλα προς την επιφάνεια της Γης. Τα ρήγµατα εµπεριέχονται στο θραυσιγενές στρώµα του φλοιού της Γης και έχουν ελαστικές ιδιότητες. Περιγράφονται από γεωµετρικές παραµέτρους όπως είναι το µήκος, L, και το πλάτος, w, της ζώνης διάρρηξης, καθώς επίσης και ο µηχανισµός γένεσης. Για τον υπολογισµό των παραµέτρων διάρρηξης, οι οποίες είναι απαραίτητες για την εφαρµογή του µοντέλου µεταβολής των τάσεων, χρησιµοποιήθηκαν οι εµπειρικές σχέσεις από τους 5

Papazachos et al. (2004), κυρίως σε περίπτωση που απουσίαζαν πληροφορίες όπως γεωλογικά δεδοµένα υπαίθρου, η µορφολογία, η χωρική κατανοµή της µετασεισµικής ακολουθίας, µακροσεισµικά δεδοµένα ή πληροφορίες από προηγούµενες µελέτες. Έτσι, για τα κανονικά ρήγµατα χρησιµοποιήθηκαν οι παρακάτω εξισώσεις 4 και 5: log L = 0.5M 1.86 (4) Για ρήγµατα οριζόντιας µετατόπισης οι σχέσεις 6 και 7: log w= 0.28M 0.7 (5) log L = 0.59M 2.30 (6) log w= 0.23M 0.49 (7) Και για ανάστροφα ρήγµατα ισχύουν οι εξισώσεις 8 και 9: log L= 0.55M 2.19 (8) log w= 0.31M 0.63 (9) Οι υπολογισµοί αυτοί συγκρίθηκαν και βρίσκονται σε πολύ καλή συµφωνία µε αυτούς που προκύπτουν από τις σχέσεις των Wells & Coppersmith (1994). Σε περιπτώσεις όπου η τιµή της σεισµικής ροπής ήταν γνωστή, χρησιµοποιήθηκε η Εξίσωση 10 προκειµένου να εξαχθεί η ολίσθηση κατά τη διάρκεια του σεισµού: M0 =µ u S =µ u L w (10) Όπου µ=3.3 10 11 dyn cm, S η επιφάνεια διάρρηξης και u η ολίσθηση. Εκτός από αυτά τα γεωµετρικά χαρακτηριστικά είναι απαραίτητη η γνώση του µηχανισµού γένεσης των σεισµών δηλαδή το αζιµούθιο, ξ, η κλίση, δ, και η γωνία ολίσθησης, λ, της διάρρηξης. Η επιλογή των µηχανισµών γένεσης είναι ουσιαστική γιατί η παραγόµενη µορφή του πεδίου των τάσεων είναι εξαρτώµενη από τα δεδοµένα αυτά. Ε ΟΜΕΝΑ ΠΑΡΑΤΗΡΗΣΗΣ Στη παρούσα εργασία µελετάται η µεταβολή των τάσεων η οποία προκλήθηκε µετά από κάθε ισχυρό επιφανειακό σεισµό µε µέγεθος Μ 6.5 ο οποίος έγινε στην Ελλάδα και την ευρύτερη περιοχή της κατά την ενόργανη περίοδο, δηλαδή από την αρχή του 20 ου αιώνα. Ο πρώτος σεισµός µε Μ 6.5 έγινε το 1902 και εποµένως το χρονικό διάστηµα που καλύπτει η παρούσα µελέτη είναι από την αρχή του αιώνα µέχρι το 2007. Τα σχετικά µε τα µεγέθη δεδοµένα ελήφθησαν από ιστορικές πληροφορίες (Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003), κυρίως για τους υπολογισµούς πιθανοτήτων και από τον κατάλογο του τοµέα Γεωφυσικής του Αριστοτελείου Πανεπιστηµίου Θεσσαλονίκης. Οι υπολογισµοί των µεταβολών γίνονται λαµβάνοντας υπόψη ότι το σεισµογόνο στρώµα εκτείνεται από τα 3 km µέχρι τα 15 km, ενώ 6

κάτω από το βάθος αυτό η απουσία ελαστικών ιδιοτήτων εµποδίζει τη συσσώρευση ελαστικής ανηγµένης παραµόρφωσης. Οι υπολογισµοί του πεδίου των τάσεων γίνονται σε εστιακό βάθος 10 km το οποίο λαµβάνεται ως το µέσο βάθος του σεισµογόνου όγκου, σε συµφωνία µε τους King et al. (1994) οι οποίοι συµπέραναν ότι οι µέγιστες τιµές της σεισµικής ολίσθησης αναπτύσσονται στο µέσο βάθος του σεισµογόνου στρώµατος. Οι τιµές των µεταβολών απεικονίζονται χρωµατικά, µε τις γαλάζιες αποχρώσεις να συµβολίζουν µικρές (ανοιχτό γαλάζιο) και µεγάλες µειώσεις (σκούρο µπλε). Αντίθετα, οι κόκκινες αποχρώσεις δείχνουν αυξήσεις των µεταβολών των τάσεων Coulomb. Ο συντελεστής διάτµησης και λόγος του Poisson που χρησιµοποιούνται για τον υπολογισµό της ανηγµένης παραµόρφωσης και της µέσης µετάθεσης λαµβάνονται ίσοι µε 33 GPa και 0.25, αντίστοιχα. Ο φαινόµενος συντελεστής τριβής λήφθηκε ίσος µε 0.4. Το πεδίο κάθε φορά προκύπτει από την ανάλυση των συνιστωσών των τάσεων σύµφωνα µε τον τύπο διάρρηξης του επόµενου σεισµού στο σύνολο των δεδοµένων. Το λογισµικό το οποίο χρησιµοποιήθηκε για τον υπολογισµό των τάσεων αποτελεί το πρόγραµµα Dis3d της Erikson (1986) το οποίο λαµβάνει υπόψη τις γεωµετρικές και κινηµατικές παραµέτρους των διαρρήξεων εισόδου και υπολογίζει το πεδίο των στατικών τάσεων σύµφωνα µε τις αντίστοιχες παραµέτρους του ρήγµατος-δέκτη (receiver fault). Η µεθοδολογία η οποία εφαρµόζεται προϋποθέτει την ποσοτικοποίηση των αργών συνεχών κινήσεων των ενεργών ρηγµάτων αφού ο συνυπολογισµός τους είναι απαραίτητος προκειµένου να εφαρµοστεί το µοντέλο εξέλιξης των τάσεων. Καθώς οι µεγάλες δοµές ολισθαίνουν διαρκώς ασεισµικά για µεγάλα χρονικά διαστήµατα του γεωλογικού χρόνου, η µετατόπιση τους αποτυπώνεται στους γεωλογικούς σχηµατισµούς και στη µορφολογία η µελέτη των οποίων συµβάλει στον προσδιορισµό του αντίστοιχου ρυθµού ολίσθησης του ρήγµατος. Οι παρατηρήσεις συνεπώς που αφορούν τους ρυθµούς ολίσθησης και τις ταχύτητες κινήσεων των επιµέρους µικροπλακών προκύπτουν τόσο από γεωλογικά, τεκτονικά, γεωµορφολογικά δεδοµένα όσο και από γεωδαιτικά στοιχεία όπως µετρήσεις GPS (Global Positioning Systems). Τα πιο αξιόπιστα από αυτά τα δεδοµένα έχουν ληφθεί από σχετικές µελέτες (όπως McClusky et al., 2000; Reilinger et al., 2006 µεταξύ άλλων) ή έχουν υιοθετηθεί από προηγούµενες δηµοσιεύσεις (Papadimitriou, 2002; Papadimitriou and Sykes, 2001; Papadimitriou and Karakostas, 2003; Papadimitriou et al., 2005; Papadimitriou et al., 2006; Garlaouni et al., 2007; Messini et al., 2007). Πληροφορίες για τους µηχανισµούς γένεσης έχουν ληφθεί από πλήθος σχετικών µελετών. Αξιόπιστες ερµηνείες µηχανισµών γένεσης για την περιοχή µελέτης υπάρχουν από τα µέσα της δεκαετίας του 1950 (Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003 και σχετική βιβλιογραφία εντός). Πολλοί από τους µηχανισµούς αυτούς βασίζονται στην αντιστροφή των κυµάτων χώρου, ενώ για τους υπόλοιπους χρησιµοποιήθηκαν οι πρώτες αποκλίσεις των επιµήκων κυµάτων κυρίως µακράς περιόδου. Αν και η σχετική ερµηνεία αποτελεί διαδικασία ρουτίνας από το 1976 (Harvard CMT solutions 1976 2006; Lamont Doherty Earth Observatory GCMT solutions από το 2006), υιοθετήθηκαν συνήθως οι λύσεις οι οποίες προτάθηκαν σε ερευνητικές εργασίες (Taymaz et al., 1991; Baker et al., 1997; µεταξύ άλλων). Ο καθορισµός των µηχανισµών γένεσης σεισµών οι οποίοι έγιναν προγενέστερα, βασίσθηκε σε έµµεσες πληροφορίες, όπως γεωλογικές παρατηρήσεις, χωρική κατανοµή µετασεισµών, 7

µακροσεισµικές παρατηρήσεις, και ελέγχθηκε ώστε να είναι σε συµφωνία µε τον αναµενόµενο αντιπροσωπευτικό µηχανισµό γένεσης στην επικεντρική του περιοχή. ΥΠΟΛΟΓΙΣΜΟΙ ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ ΕΞΕΛΙΚΤΙΚΟΥ ΜΟΝΤΕΛΟΥ ΤΑΣΕΩΝ Οι µεταβολές των στατικών τάσεων που οφείλονται στη σεισµική ολίσθηση κατά τη γένεση ενός ισχυρού σεισµού επηρεάζουν τη µελλοντική σεισµικότητα για σηµαντικό χρονικό διάστηµα (δεκαετίες ή και αιώνες) σε µία ευρεία περιοχή όπου οι µεταβολές αυτές είναι ακόµη και της τάξης των 0.1bar. Οι Harris and Simpson (1996) µελέτησαν την επίδραση των µεταβολών των στατικών τάσεων Coulomb του σεισµού του 1857 (που έγινε στην περιοχή Fort Tejon στη νότια Καλιφόρνια) σε γειτονικές περιοχές. Βρήκαν ότι από το 1987 έως το 1907 όλοι οι σεισµοί έγιναν σε περιοχές µε θετική τιµή των τάσεων ( CFF>0), ενώ µετά το 1907 οι σεισµοί έγιναν σε περιοχές αρνητικών µεταβολών των τάσεων. Το αποτέλεσµα έδειξε ότι οι µεταβολές των στατικών τάσεων Coulomb λόγω του σεισµού του 1857 επηρέασαν τη σεισµοκότητα της περιοχής για τουλάχιστον 50 χρόνια. Ισχυροποιείται δηλαδή το αποτέλεσµά των µεγάλων σεισµών και διαρκούν περισσότερο από 50 χρόνια στην ίδια περιοχή επιταχύνοντας το χρόνο γένεσης του επόµενου ισχυρού σεισµού (Toda et al., 2005). Για το λόγο αυτό και µε σκοπό την εκτίµηση της µελλοντικής σεισµικής επικινδυνότητας σε µία περιοχή, εφαρµόζεται το εξελικτικό µοντέλο για τον υπολογισµό των τάσεων Coulomb. Το µοντέλο αυτό συνυπολογίζει το αθροιστικό αποτέλεσµα που προκαλεί τόσο η µεταβολή στις στατικές τάσεις η οποία διαδραµατίζεται µε τη γένεση των ισχυρών σεισµών στο θραυσιγενές τµήµα του φλοιού αλλά και το διαρκές αποτέλεσµα των λιθοσφαιρικών κινήσεων το οποίο διοχετεύεται κυρίως στο όλκιµο υποκείµενο τµήµα. Με τον τρόπο αυτό επιτυγχάνεται η ενσωµάτωση κάθε διαθέσιµης πληροφορίας από τη γένεση παρελθόντων ισχυρών σεισµών και τη συνεχή τεκτονική φόρτιση για όσο το δυνατό µεγαλύτερο χρονικό διάστηµα επιτρέπει το εύρος των δεδοµένων για µία περιοχή. Τo Σχήµα 1 φαίνονται οι µεταβολές του πεδίου των τάσεων µέχρι το 2007, καθώς επίσης και οι ενεργές δοµές οι οποίες σήµερα βρίσκονται σε περιοχές θετικών µεταβολών των τάσεων. Οι µεταβολές του εξελικτικού πεδίου των τάσεων έχουν κάθε φορά υπολογιστεί για τρεις τύπους διάρρηξης (κανονική, ανάστροφη, οριζόντιας µετατόπισης). Το πεδίο των τάσεων κάθε φορά αναλύεται σε ένα συγκεκριµένο τύπο διάρρηξης, αυτού του ρήγµατος δέκτη. Το πλεονέκτηµα των υπολογισµών αυτών µας επιτρέπει να διαπιστώνουµε τις µεταβολές του πεδίου στο πολύπλοκο τεκτονικό καθεστώς το οποίο διαφοροποιείται ανάλογα µε τις διαφορετικές ιδιότητες του ρήγµατος που µας ενδιαφέρει. Αυτό συµβαίνει γιατί οι µεταβολές της τάσης υπολογίζονται, µε βάση τη γεωµετρία και την κινηµατική του ρήγµατος δέκτη, δηλαδή του ρήγµατος που ολίσθησε στον επόµενο ισχυρό σεισµό του δείγµατος. Για παράδειγµα µια συγκεκριµένη περιοχή πιθανόν να αποτελεί περιοχή θετικών µεταβολών των στατικών τάσεων (φωτεινή ζώνη) όταν υπολογίζεται για τα αριστερόστροφα ρήγµατα οριζόντιας µετατόπισης διεύθυνσης Β ΝΑ ενώ στη περίπτωση των συζυγών του ή άλλου τύπου ρήγµατος να αποτελεί περιοχή αρνητικών µεταβολών (σκιερή ζώνη). Πιο συγκεκριµένα, επειδή η τάση είναι τανυστής και όχι βαθµωτό µέγεθος, για το λόγο αυτό οι φωτεινές και σκιερές ζώνες οι οποίες δηµιουργούνται διαµορφώνονται µε βάση τις παραµέτρους του ρήγµατος (παράταξη, γωνία κλίσης, γωνία ολίσθησης) για το οποίο υπολογίζονται. Το πεδίο των τάσεων πριν τον πρώτο σεισµό για κάθε περιοχή λαµβάνεται 8

µηδενικό σε οποιοδήποτε σηµείο και η φόρτιση αρχίζει µετά τη γένεση του πρώτου σεισµού και διαµορφώνεται µε την αθροιστική συσσώρευση της παραµόρφωσης και τις επιµέρους µεταβολές που προκαλούν οι επόµενοι σεισµοί. ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ Σχήµα 1. Οι υπολογισµοί του εξελικτικού πεδίου των τάσεων όπως έχουν προκύψει για το 2007 στην Ελλάδα και την ευρύτερη περιοχή της. Οι µεταβολές δίνονται σύµφωνα µε τη χρωµατική κλίµακα στο κάτω µέρος του σχήµατος, σε bars. Οι υπολογισµοί έχουν πραγµατοποιηθεί για τιµή του φαινόµενου συντελεστή τριβής ίσο µε µ =0.4. (α) Οι υπολογισµοί έχουν γίνει για αντιπροσωπευτικό οριζόντιας µετατόπισης µηχανισµό γένεσης (45 /87 /178 ). (b) υπολογισµοί ισχύουν για µηχανισµό γένεσης αντιπροσωπευτικό κανονικού ρήγµατος (275 /45 /-90 ). (c) Οι υπολογισµοί έχουν γίνει για αντιπροσωπευτική ανάστροφη διάρρηξη (340 /29 /100 ). 9

Στο Σχήµα 1α απεικονίζονται οι µεταβολές της τάσης για τον επικρατέστερο τύπο διάρρυξης ο οποίος είναι δεξιόστροφος οριζόντιας µετατόπισης (45 /87 /178 ). Παρατηρείται ότι τα περισσότερα τεµάχη τα οποία έχουν ήδη ολισθήσει κατά το χρονικό διάστηµα που καλύπτει η παρούσα µελέτη, βρίσκονται σε περιοχές αρνητικών µεταβολών των τάσεων και εποµένως δεν αναµένεται να φιλοξενήσουν ένα ισχυρό σεισµό στο άµεσο µέλλον. Πιθανές θέσεις για τη γένεση ενός ισχυρού σεισµού µπορεί να θεωρηθούν οι περιοχές στη θάλασσα του Μαρµαρά και κάποιες περιοχές του Βορείου Αιγαίου και κοντά στην Εύβοια, γιατί βρίσκονται σε περιοχές θετικών µεταβολών. Στο Σχήµα 1b, το πεδίο των τάσεων είναι υπολογισµένο για αντιπροσωπευτική κανονική διάρρηξη (275 /45 /-90 ). Τέτοια ρήγµατα επικρατούν κατά µήκος της οροσειράς των Ελληνίδων (τα ρήγµατα στην περιοχή αυτή έχουν διεύθυνση Β-Ν και συνδέονται άµεσα µε το συµπιεστικό πεδίο που επικρατεί στην περιοχή Αλβανίδες-Πίνδος και Κύθηρα-Κρήτη- Κάρπαθος) και στο Αιγαίο όπου επικρατούν ρήγµατα Α-. Στην περιοχή αυτή η τάση εφελκυσµού που δρα κατά τη διεύθυνση Β-Ν οδηγεί σε διάρρηξη κανονικών ρηγµάτων που έχουν διεύθυνση Α- και κλίνουν προς το βορρά ή προς το νότο. Το εφελκυστικό αυτό πεδίο οφείλεται στην κίνηση προς το νότο του µπροστινού τµήµατος της µικροπλάκας του Αιγαίου σε σχέση µε το προς τα πίσω τµήµα της ίδιας µικροπλάκας. Η ζώνη αυτή των ρηγµάτων περιλαµβάνει τη νότια Βουλγαρία, τη βόρεια και κεντρική Ελλάδα, το ηφαιστειακό τόξο του νοτίου Αιγαίου, την κεντρική δυτική Τουρκία και τη νοτιοδυτική Τουρκία. ιαπιστώνεται ότι κάποιες περιοχές της κεντρικής δυτικής Τουρκίας όπου κυριαρχούν τα κανονικά ρήγµατα βρίσκονται σε περιοχές θετικών µεταβολών των τάσεων. Στο Σχήµα 1c, οι υπολογισµοί του εξελικτικού µοντέλου έγιναν για ένα µηχανισµό γένεσης (340 /29 /100 ) αντιπροσωπευτικό των περισσότερων ενεργών ρηγµάτων τα οποία ενεργοποιούνται κατά µήκος του Ελληνικού τόξου και στα νότια της δυτικής Τουρκίας στην περιοχή Isparta Angle. Τα αποτελέσµατα φανερώνουν ότι τα ρήγµατα τα οποία ενεργοποιήθηκαν από τις αρχές του 20 ου αιώνα έως σήµερα δεν αναµένεται να ενεργοποιηθούν στο άµεσο µέλλον. ΠΙΘΑΝΟΤΗΤΕΣ ΓΕΝΕΣΗΣ ΙΣΧΥΡΩΝ (Μ>6.5) ΣΕΙΣΜΩΝ Για τον υπολογισµό των πιθανοτήτων γένεσης ισχυρών (Μ>6.5) σεισµών στα γνωστά ενεργά ρήγµατα της περιοχής µελέτης, εφαρµόσθηκαν δύο µοντέλα: Το απλό µοντέλο Poisson και το µοντέλο δεσµευµένης πιθανότητας (conditional probability model (Cornell et al., 1968; Hagiwara, 1974)). Οι τιµές των πιθανοτήτων που υπολογίζονται παρακάτω, χρησιµοποιώντας τα δύο προηγούµενα µοντέλα, αναφέρονται στα επόµενα 30 χρόνια. Στον Πίνακα 1 παρουσιάζονται τα αποτελέσµατα από την εφαρµογή του µοντέλου Poisson. Κατά την εφαρµογή του µοντέλου αυτού δεν λαµβάνεται υπόψη ο χρόνος γένεσης του προηγούµενου ισχυρού σεισµού στη θέση ενδιαφέροντος, είναι δηλαδή ένα µοντέλο χωρίς µνήµη. Σύµφωνα µε το µοντέλο αυτό η πιθανότητα γένεσης ενός σεισµού σε ένα χρονικό διάστηµα είναι ανεξάρτητη από τον χρόνο που µεσολάβησε από τη γένεση του 10

προηγούµενου σεισµού. Η πιθανότητα γένεσης ενός σεισµού σε ένα χρονικό διάστηµα (t, t+ t) δίνεται από την Εξίσωση 11: t / T r P( t T t + t) = 1 e (11) Όπου Τ r είναι η περίοδος επανάληψης σεισµού µεγέθους ίσου ή µεγαλύτερου µιας συγκεκριµένης τιµής και t είναι το χρονικό διάστηµα για το οποίο υπολογίζονται οι τιµές των πιθανοτήτων. Στην παρούσα εργασία λήφθηκε ίσο µε 30 χρόνια. Οι τιµές Τ r καθώς και οι τιµές των πιθανοτήτων που υπολογίσθηκαν σύµφωνα µε το µοντέλο αυτό, δίνονται στον Πίνακα 1 (στήλες 4 και 5). Με το µοντέλο της δεσµευµένης πιθανότητας, η πιθανότητα µπορεί να αυξάνεται µε το χρόνο ώστε να αντιπροσωπεύει την αυξανόµενη τάση σε ένα ρήγµα. Ο υπολογισµός της πιθανότητας για την επανάληψη ενός σεισµού σε ένα ρήγµα, µετά από παρέλευση t ετών από τον προηγούµενο σεισµό και σε ένα χρονικό διάστηµα (t, t+ t) δίνεται (Working Group of California Earthquake Probabilities, 1990) από την παρακάτω εξίσωση 12: + P( t T t + t) = t t f ( t) dt t (12) Όπου f(t) είναι η συνάρτηση πυκνότητας πιθανότητας για ένα αβέβαιο χρόνο επανάληψης Τ σεισµού σε ένα συγκεκριµένο ρήγµα (ή τέµαχος ρήγµατος). Η πιθανότητα να γίνει σεισµός στο επόµενο χρονικό διάστηµα µήκους t, δεδοµένου ότι δεν έχει γίνει µέχρι τη χρονική στιγµή t είναι: P(t T t+ t) P(t T t+ t t>t)= P(t T ) (13) Ο υπολογισµός της συνάρτησης πυκνότητας πιθανότητας βασίζεται είτε στην λογαριθµοκανονική κατανοµή (lognormal distribution) (e.g. Nishenko and Buland, 1987) (Εξίσωση 14): t 2 (ln ) 1 (14) f( t, α, β ) = exp α 2 βt 2π 2β 2 2 st 2 όπου β = ln( + 1), α = ln T 2 r exp( 0.5 ) T β r Τ r είναι ο µέσος χρόνος επανάληψης και s t : η απόκλιση στον υπολογισµό του µέσου χρόνου επανάληψης. Μια άλλη κατανοµή πιθανότητας η οποία χρησιµοποιείται για την εύρεση της συνάρτησης πυκνότητας πιθανότητας είναι η κατανοµή χρονικής µετάβασης του Brownian (Brownian Passage Time distribution) (Kagan and Knopoff, 1987; Mathews et al., 2002), η οποία δίνεται από: ( t T ) 2 T r r f (, t T exp r, α)= 2 3 2 2πα t 2T α r t (15) 11

Όπου: Τ r είναι ο µέσος χρόνος επανάληψης και α: συντελεστής µεταβλητότητας (γνωστός και ως απεριοδικότητα). Και οι δύο από τις παραπάνω κατανοµές έχουν χαρακτηριστικά που διέπουν τη διαδικασία επανάληψης ενός σεισµού. Για τους υπολογισµούς της παρούσας µελέτης υιοθετήθηκε η λογαριθµοκανονική κατανοµή. Για τον υπολογισµό της περιόδου επανάληψης, Τ r, σεισµ;vn µεγέθους Μ>6.5 σε κάθε ρήγµα της περιοχής µελέτης το οποίο είναι γνωστό ότι συνδέεται µε τη γένεση τέτοιων σεισµών, χρησιµοποιήθηκαν ιστορικές πληροφορίες (Ambraseys, 2002; Παπαζάχος και Παπαζάχου 2003) δεδοµένου ότι η ενόργανη περίοδος είναι ιδιαίτερα σύντοµη. Στην περίπτωση περιορισµένου αριθµού σεισµών σ ένα ρήγµα (όπως ένας ή δύο γνωστοί σεισµοί) δεν ήταν δυνατός ο υπολογισµός της απεριοδικότητας. Για το λόγο αυτό λήφθηκε περίοδος επανάληψης ίση µε 500 ή 1000 χρόνια (λαµβάνοντας υπόψη και την περίοδο επανάληψης η οποία υπολογίσθηκε για γειτονικά ρήγµατα για τα οποία υπήρχαν διαθέσιµες οι απαραίτητες πληροφορίες) και τιµή απεριοδικότητας ίση µε α=0.5 (σε συµφωνία µε Stein et al., 1997; Parsons, 2004). Πίνακας 1. Υπολογισµός πιθανοτήτων για σεισµό Μ 6.5 για τα επόµενα 30 χρόνια στην περιοχή της Ελλάδας και στην ευρύτερη περιοχή της. Ο υπολογισµός της περιόδου επανάληψης βασίσθηκε σε : Παπαζάχος και Παπαζάχου (2003); Papadimitriou and Karakostas, (2003); Papadimitriou et al. (2006); Garlaouni et al. (2007) και σε τροποποιήσεις κατά την παρούσα µελέτη. Περιοχή Κωδική Ονοµασία Ρήγµατος Χρόνος γένεσης και µέγεθος σεισµού Τr (έτη) Πιθανότητα. Αλβανία Πρέβεζα Ιόνια. Κ. Ελλάδα Poisson Dubrovnic 1563(7.0), 1639(6.8), 1667(7.2) 52 0.59 0.25 Conditional Montenegro 1855 (6.5), 1979 (7.1) 124 0.21 0.16 Shkodra 1905 (6.5) 500 0.058 0.025 Dyrrachium 58 π.χ.(6.6), 346 (6.8), 1273(6.8), 1870 (6.7) 643 0.045 0.01 Elbasan Berat 1713 (6.6) 1000 0.03 0.0021 Fier 1851 (6.8) 1000 0.03 0.0021 Vlora 1833 (6.5), 1866 (6.6) 500 0.058 0.025 Himara 1893 (6.6) 1000 0.03 0.0021 Tepeleni Iωάννινα Ηγουµενίτσα 1854 (6.5) 1000 0.03 0.0021 Κέρκυρα 1674 (6.5), 1732 (6.5) 500 0.058 0.025 Παραµυθιά Παξοί Πρέβεζα Λευκάδα 968 (6.6), 1444(7.1), 1743 (7.1) 1768 (6.8) 1612 (6.5), 1625 (6.6), 1630 (6.7), 1723 (6.7), 1769 (6.7), 1783 (6.7), 1825 (6.5), 1948 (6.5) 266.7 0.10 0.051 48 0.46 0.325 12

Περιοχή Κωδική Ονοµασία Ρήγµατος Χρόνος γένεσης και µέγεθος σεισµού Τr (έτη) Πιθανότητα Poisson Conditional Kεφαλονιά 1469 (7.2),1636 (7.2), 1658 (7.0), 1766 (7.0), 1767 (7.2), 1862 (6.5), 1867 (7.4), 1912 (6.8), 1915 (6.6), 1915 (6.7), 1953 (7.2), 1983 (7.0) 51.4 0.44 0.43 Ζάκυνθος 1513 (6.5), 1592 (6.6), 1633 (7.0), 1664 (6.6), 1676 (6.5), 1811 (6.8), 1840(6.5), 1893 (6.5), 1953 (6.8), 1959 (6.8), 1976 (6.5), 1997 (6.6) 44 0.49 0.44 Κυλλήνη 1752 (6.8), 1791(6.8), 1820 (6.9), 1873 (6.6) 40.3 0.52 0.55 Κυπαρισσία Λάδωνας Μεγαλόπολη Κατούνα Ελληνική Τάφρος Φιλιατρά 1642 (6.8), 1796 (6.6), 1886 (7.3), 1947(7.0) 101.7 0.26 0.20 Τέναρο Ελαφόνησος 1246 (7.0), 1494 (7.5). 1612 (7.2), 1630 (7.3), 1681 (7.0), 100.85 0.25 0.112 1805 (7.0), 1972 (6.5) Προλεµαίος 796 (7.1), 1952(7.0) 500 0.058 0.025 ΤάφροςΣτράβωνα Όρος Στράβωνα Καστελόριζο 1303 (8.0), 1481 (7.2), 1741 207.7 0.13 0.29 Ρόδος 1366 (7.2),1513 (7.2), 1851 (6.8), 1870 (6.6),1957(7.2) 147.75 0.18 0.071 Αλβανίδες-Πίνδος Άρτα Erseke Καστοριά 1812 (6.5) 1000 0.03 0.0021 Koritsa 1960 (6.5) 1000 0.03 0.0021 Οχρίδα 1911 (6.7) 1000 0.03 0.0021 Bitola Peshkope Tetovo 518 (7.0) 1000 0.03 0.0021 Ιζηµατογενές Ελ. Μεσσήνη 1846 (6.6) 500 0.058 0.025 Καλαµάτα Σπάρτη 464 (6.8) 500 0.058 0.025 Μάνη 1842 (6.7), 1927 (7.1) 500 0.058 0.025 Γύθειο 1867 (6.8) 500 0.058 0.025 Κύθηρα Χανιά Πιτσίδια Καστέλι 1717 (7.0), 1750 (7.2), 1798 (6.8), 1866 (6.6) 49.7 0.45 0.42 13

Περιοχή Κωδική Ονοµασία Ρήγµατος Χρόνος γένεσης και µέγεθος σεισµού Τr (έτη) Πιθανότητα Ιεράπετρα ιονυσάδες 1508 (7.9), 1780 (6.8), 1815 (6.8) Poisson 153.5 0.17 0.14 Conditional Ζάκρος 1922 (6.8) 500 0.058 0.025 Κάρπαθος 1948 (7.1) 500 0.058 0.025 Κατάβεια Μακεδονία Κοζάνη-Γρεβενά 1695 (6.5), 1995 (6.6) 1000 0.03 0.0021 Βέροια Έδεσσα 1395 (6.7) 1000 0.03 0.0021 Ανθεµούντας Στίβος 700 (6.5), 1978 (6.5) 500 0.058 0.025 Σοχός 1902 (6.5) 500 0.058 0.025 Βόλβη Ιερισσός 1932 (7.0) 1000 0.03 0.0021 Βάλτα Θράκη Παγγαίο 597 (6.7), 620 (6.8) 1000 0.03 0.0021 Χρυς.-Ξάνθη Ξάνθη-Ίασµος Ίασµος-Κοµοτονή Κοµοτηνή-Σάπες 1784 (6.7) 1000 0.03 0.0021 Άβαντας Μαρώνεια Μαρώνεια-Κοµ.f1 Μαρώνεια-Κοµ.f2 ράµα- Προσοτζάνη Καβάλαf1 Καβάλαf2 Καβάλαf3 1829 (7.3) 1000 0.03 0.0021 ιδυµότειχο 1752 (7.4) 1000 0.03 0.0021 Arkadople 1689 (7.0) 1000 0.03 0.0021 Βουλγαρία Valadovo 1931 (6.7) 500 0.058 0.025 Kyustendil 1641 (6.7) 500 0.058 0.025 Sofia 1818 (7.2), 1858 (6.6) 40 0.53 0.36 Kocani 1866 (6.7), 1904 (7.3) 38 0.54 0.4 Popovitsa East 1750 (6.6), 1928 (7.0) 178 0.16 0.12 Popovitsa West KrupnikW KrupnikE Chirpan Gorna Κενρική Ελλάδα Μετέωρα Τρίκαλα Πηνειάς 14

Περιοχή Κωδική Ονοµασία Ρήγµατος Χρόνος γένεσης και µέγεθος σεισµού Τr (έτη) Πιθανότητα Λάρισα Ελασσόνα Κεραµίδι Poisson Conditional Λαµία 1545 (6.8) 1000 0.03 0.0021 Σκαρφεια 1740 (6.6) 1000 0.03 0.0021 Γραβιά Τιθωρέα Ορχοµενός Αταλάντη 1894 (7.0) 1000 0.03 0.0021 Αυλώνα Ερέτρεια Πάρνηθα Θεσσαλία Σοφάδες 1954(7.0) 500 0.058 0.025 Φάρσαλα 1743 (6.6), 1957 (6.8) 214 0.13 0.10 Ν. Αγχίαλος 1980 (6.5) 500 0.058 0.025 Κορινθιακός Θήβα 1853 (6.5) 500 0.058 0.025 Πάτρα Αίγιο 1748 (6.6), 1817 (6.6) 300 0.09 0.07 Ψαθόπυργος Ερατινή Α. 1147 (6.5) 500 0.058 0.025 Ερατινή. 996(6.8), 1794 (6.7) 500 0.058 0.025 Λιδορίκη Κόρινθος 1858 (6.5) 500 0.058 0.025 Offshore Καπαρέλι Πισία 1981 (6.7) 1000 0.03 0.0021 Αλεποχώρι Ξυλόκαστρο 1402 (6.8), 1742 (67), 1887 (6.5) 242.5 0.11 0.087 Ηφαιστειακό Τόξο Βόρειο Αιγαίο Ελίκη 1748(6.6), 1817(6.6), 1861 (6.7) 300 0.09 0.07 Ναύπακτος 551(6.5), 1756 (6.8), 1769 (6.8) 609 0.048 0.015 ελφοί 361 (6.8), 551 (6.8),1580 (6.8), 1870 (6.8) 503 0.05 0.03 Αντίκυρα Άργος Επίδαυρος Ύδρα Κύθνος Μήλος 1733 (6.8), 1735 (6.5) 500 0.058 0.025 Αµοργός 1956 (7.5) 500 0.058 0.025 Σαντορίνη Κως 334 (6.6), 459 (6.6), 556 (7.0), 1493 (6.8), 1933 (6.6) 399.75 0.07 0.033 Simi 1843 (6.6), 1869 (6.8) 500 0.058 0.025 Αλόννησος 15

Περιοχή Κωδική Ονοµασία Ρήγµατος Χρόνος γένεσης και µέγεθος σεισµού Τr (έτη) Πιθανότητα Άθως Λήµνος Poisson Conditional 1366 (6.6), 1585 (7.0), 1776 (6.7), 1905 (7.5), 1982 (7.0) 154 0.17 0.17 1471 (7.0), 1765 (6.9), 1797 (6.6), 1864 (7.3), 1893 (6.8), 1983 (6.8) 102.4 0.25 0.17 Αγ. Ευστράτιος 1511 (6.8), 1669 (6.8), 1968 (7.1) 228.5 0.12 0.11 Πιπέρι 1967 (6.6) 500 0.058 0.025 Β. Σκύρος Ψαρά Α. Σκύρος 1981 (7.2) 500 0.058 0.025 Καλονή 1383 (6.8), 1845 (6.7), 1867 (7.0), 1889 (6.8) 168.7 0.16 0.15 Β. Χίος 1389 (6.7), 1949 (6.7) 560 0.05 0.02 Ν. Χίος 1881 (6.5) 500 0.058 0.025 Σάµος 1873 (6.5), 1904 (6.8) 31 0.62 0.566 Western Turkey Saros 1719 (6.7), 1730 (6.5), 1859 85.3 0.30 0.16 Ganos 926 (6.6), 1265 (6.6), 1343 (6.5), 1354 (7.4), 1437 (6.8), 1659 (7.2), 1707 (6.8), 1756 80.9 0.24 0.14 (6.7), 1766 (7.6), 1912 (7.6) Izmit 1719 (7.2), 1754 (7.2), 1878 (6.8), 1999 (7.5) 93.3 0.27 0.12 Iznik 1065 (7.1) 500 0.058 0.025 Cimanzic (Marmaras1) 1011 (7.0), 1087 (6.8), 1231 (7.0), 1296 (7.0), 1332 (6.8), 1402 (6.5), 1766 (7.1), 1894 (7.2) 126.14 0.21 0.082 Marmaras 2 740 (7.5), 989 (7.2) 500 0.058 0.025 Marmaras 3 437(6.8), 860 (6.8), 1343 (7.2), 1509 (7.4), 1648 (6.8) 152.5 0.178 0.139 Marmaras 4 1063 (7.1) 500 0.058 0.025 Yalova 121 (7.2), 554 (7.0), 989 (7.2), 1419 (6.8), 1419 (6.6) 432.7 0.07 0.035 Sarikoy 160 (7.4), 460 (6.5), 543 (6.6), 1556 (7.1) 465.3 0.06 0.03 Etili 1737 (7.2), 1826 (6.6) 89 0.5 0.2 Tenedos 1672 (7.0), 1809 (6.9) 137 0.35 0.15 Edremit 1865 (6.6), 1944 (6.8) 79 0.32 0.10 Yenise 1688 (6.6), 1953 (7.2) 265 0.1 0.078 Manyas 1964 (6.9) 500 0.058 0.025 Bursa-a 1419 (6.8), 1794 (7.0), 1855 (7.4), 1860 (6.5) 147 0.15 0.18 Bursa-b 1855 (6.8) 500 0.058 0.025 Gediz 1860 (6.6), 1970 (7.1) 110 0.24 0.29 Mudurnu Düzce 1419(7.0), 1668 (6.5), 1967 (7.1) 1719 (7.2), 1878 (6.8), 1999 (7.2) 274 0.10 0.074 140 0.15 0.19 16

Περιοχή Κωδική Ονοµασία Ρήγµατος Χρόνος γένεσης και µέγεθος σεισµού Τr (έτη) Πιθανότητα Poisson Conditional Bergama 1296 (6.8), 1625 (7.0), 1919 (7.0), 1939 (6.6) 214.3 0.13 0.064 Bigadik Demirci Urla 1883 (6.8) 500 0.058 0.025 Izmir 1040 (6.8), 1688 (6.8) 648 0.045 0.012 Foca 1739 (6.8), 1880 (6.7) 141 0.19 0.16 Turgutlu 1845 (6.7), 1862 (6.9) 500 0.058 0.025 Torbali-a Torbali-b 1928 (6.5) 500 0.058 0.025 Alasehir 1969 (6.5) 500 0.058 0.025 Buyuk Menderes 1 1955 (6.9) 500 0.058 0.025 Buyuk Menderes 1646 (6.6), 1653 (7.1), 1899 2 (Aydin) (7.0) 126.5 0.21 0.157 Έφεσσος 1893 (6.6) 500 0.058 0.025 Laodicaea 1651 (6.7) 500 0.058 0.025 Denizli 1702 (7.0), 1717 (6.6) 500 0.058 0.025 Αφροδισιάς Acigol Burdur 1914 (7.0) 1000 0.03 0.0021 Marmaris 1869 (6.8) 500 0.058 0.025 Koycegiz Cibyra Isparta Dalaman Aksu Thrust ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ Η παρούσα εργασία µελετά την εξέλιξη του πεδίου των τάσεων στην Ελλάδα και την ευρύτερη περιοχή της, λόγω ισχυρών σεισµών (Μ 6.5) και λόγω της µακράς διάρκειας τεκτονική φόρτιση των ρηγµάτων και το συνδυασµό των µεταβολών των τάσεων µε την πιθανότα γένεσης ισχυρών σεισµών στην περιοχή. Το εξελικτικό µοντέλο των τάσεων εφαρµόσθηκε για τη χρονική περίοδο 1902-2007 µε σκοπό να προσδιοριστούν δοµές που σήµερα βρίσκονται σε περιοχές θετικών µεταβολών τάσεων. Πραγµατοποιήθηκαν υπολογισµοί των τάσεων για τρεις τύπους ρηγµάτων (οριζόντιας µετατόπισης, κανονικά και ανάστροφα, Σχήµα 1) οι οποίοι είναι αντιπροσωπευτικοί για κάθε περιοχή. Τα αποτελέσµατα στο σύνολό τους αποδεικνύουν την ενθάρρυνση µετέπειτα σεισµών στη θάλασσα του Μαρµαρά, σε κάποιες περιοχές στο βόρειο Αιγαίο, στη δυτική και βορειοδυτική Πελοπόννησο και κεντρική δυτική Τουρκία. Τα αποτελέσµατα της παρούσας έρευνας, κυρίως για τις περιοχές του δυτικού τµήµατος της θάλασσας του Μαρµαρά, του κόλπου Σάρου (ή κόλπο του Ξηρού) και στον κόλπο του Izmit έρχονται σε συµφωνία µε προηγούµενες έρευνες (Stein et al., 1997; Nalbant et al., 1998; Papadimitriou and Sykes, 2001) 17

Oι τιµές της πιθανότητας οι οποίες υπολογίσθηκαν µε βάση το απλό µοντέλο Poisson (3% 60%) είναι µεγαλύτερες από αυτές που υπολογίστηκαν µε βάση το µοντέλο της δεσµευµένης (conditional) πιθανότητας (0.5% 55%), όπως φαίνεται από τον Πίνακα 1 όπου αναγράφονται οι τιµές των αντίστοιχων πιθανοτήτων οι οποίες έχουν υπολογισθεί για τα επόµενα 30 χρόνια. Όπως αναφέρθηκε και παραπάνω οι τιµές του µέσου χρόνου επανάληψης και της τυπικής απόκλισης παίζουν σηµαντικό ρόλο στους υπολογισµούς της υπό συνθήκη πιθανότητας. Για τον υπολογισµό της δεσµευµένης πιθανότητας έγιναν αρκετές υποθέσεις κύριως όσον αφορά τον υπολογισµό του Τ r, για ρήγµατα στα οποία τα δεδοµένα δεν ήταν αρκετά. Συσχετίζοντας τις τιµές αυτές των πιθανοτήτων µε το εξελικτικό µοντέλο των τάσεων παρατηρήθηκε ότι για κάποια ρήγµατα υπάρχουν συγκλίνουσες ενδείξεις για ενδεχόµενη επαναδραστηριοποίηση. Έτσι στην περιοχή της θάλασσας του Μαρµαρά και στον κόλπο του Izmit, όπου όπως φαίνεται από το σχήµα 1 έχουν υπολογισθεί µεγάλες θετικές τιµές των τάσεων Coulomb, υπολογίσθηκαν οι υπό συνθήκη πιθανότητες σε 30 χρόνια οι οποίες κυµαίνονται από 8% 25% για την περιοχή της θάλασσας του Μαρµαρά και 12% για την περιοχή του Izmit. Στην κεντρική περιοχή της δυτικής Τουρκίας, επίσης σε περιοχές υψηλών θετικών µεταβολών των στατικών τάεων, οι πιθανότητες κυµαίνονται από 29% στην περιοχή του Gediz και από 2.5% 16% στην περιοχή του Büyük Menderes. Σε περιοχές του Αιγαίου όπου έχουν υπολογισθεί θετικές µεταβολές των τάσεων Coulomb, έχουν επίσης υπολογισθεί υψηλές τιµές πιθανοτήτων, όπως για παράδειγµα στην περιοχή της Σάµου (56%), και στις περιοχές Άθως, Λήµνος και Αγ. Ευστράτιος (11% 17%). Η ίδια παρατήρηση ισχύει για την περιοχή του Ιονίου (32.5% 55%) και την Ελληνική Τάφρο (2.5% 29%). Παρατηρείται δηλαδή γενικά ότι οι περιοχές µε υψηλές θετικές τιµές των τάσεων Coulomb συνδέονται µε υψηλές ή αρκετά υψηλές τιµές πιθανότητας σε αντίθεση µε τις περιοχές χαµηλών θετικών ή αρνητικών τάσεων Coulomb. Οι υπολογισµοί πιθανοτήτων που πραγµατοποιήθηκαν στα πλαίσια αυτής της εργασίας δεν έχουν λάβει υπόψη τη µεταβολή των στατικών τάσεων όπως αυτές έχουν υπολογισθεί σε κάθε ένα από τα γνωστά ενεργά ρήγµατα της περιοχής µελέτης. Ο συνυπολογισµός αυτών των µεταβολών για τη µόνιµη και παροδική επίδραση σε κάθε ρήγµα, αποτελεί µελλοντικό ερευνητικό στόχο για τον υπολογισµό πιθανοτήτων. Ένας άµεσος τρόπος για την ενσωµάτωση της µεταφοράς τάσης µεταξύ των ρηγµάτων σε υπολογισµούς πιθανότητας γένεσης ενός σεισµού, είναι η χρήση των µεταβολών των τάσεων ως επιτάχυνση ή επιβράδυνση στο χρόνο γένεσης του µελλοντικού αυτού σεισµού. Αναµένεται οι υπολογισµοί πιθανοτήτων οι οποίοι θα βασίζονται στις µεταβολές των τάσεων να δώσουν πλέον αξιόπιστα αποτελέσµατα για την εκτίµηση της µελλοντικής σεισµικής επικινδυνότητας στην περιοχή. ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ Ο υπολογισµός των τάσεων έγινε µε τη χρήση προγράµµατος από τον J. Deng (Deng and Sykes, 1997) που περιέχει τον κώδικα DIS3D από τον S. Dunbar και G. Converse, ο οποίος αργότερα τροποποιήθηκε από την (Erikson, 1986). Για τους χάρτες χρησιµοποιήθηκε το 18

πρόγραµµα GMT (Wessel and Smith, 1998). Η πρώτη από τους συγγραφείς συµµετέχει στο πρόγραµµα υποτροφίας Π.Ε.Ν.Ε.. από τη Γενική Γραµµατεία Έρευνας και Τεχνολογίας (Κωδικός προγράµµατος: 03E 815 61585 23 09 05) το οποίο αποτελεί συγχρηµατοδότηση 75% από το Ε.Κ.Τ. και 25% από εθνική συµµετοχή. Η εργασία αυτή αποτελεί δηµοσίευση του Τοµέα Γεωφυσικής του Α.Π.Θ. µε αριθµό 715. ΑΝΑΦΟΡΕΣ ή ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ Ambraseys N. N. (2002), The seismic activity of the Marmara Sea region over the last 2000 years, Bulletin of the Seismological Society of America, 92, pp. 1-18. Baker C., Hatzfeld D., Lyon-Caen H., Papadimitriou E., and Rigo A. (1997), Earthquake mechanisms of the Adriatic sea and western Greece, Geophysical Journal International, 131, pp. 559-594. Cornell C. A., Wu S. C., Winterstein S. R., Dieterich J.H., and Simpson R. W. (1968), Seismic hazard induced by mechanically interactive fault segments, Bulletin of the Seismological Society of America, 83, pp. 436 449. Deng J., and Sykes L. (1997), Evolution of the stress field in Southern California and triggering of moderate size earthquakes: A 200 year perspective, Journal of Geophysical Research, 102, pp. 9859 9886. Erikson L. (1986), User s manual for DIS3D: A three dimensional dislocation program with applications to faulting in the Earth, Master s Thesis, Stanford University, Stanford, California, pp. 167. Gkarlaouni C., Papadimitriou E., Kilias A., Falalakis G., and Gemitzi A. (2007), The evolution of the stress field in eastern Macedonian and Thrace, Bulletin of the Geological Society of Greece, XXXVII, Proceedings of the 11 th International Congress, Athens, May, 2007, 1, pp. 321 332. Hagiwara Y. (1974), Probability of earthquake occurrence as obtained from a Weibull distribution analysis of crustal strain, Tectonophysics, 23, pp. 313-318. Harris R. A. (1998), Introduction to special section: Stress triggers, stress shadows, and implications for seismic hazard, Journal of Geophysical Research, 103, pp. 347-358. Harris R., and Simpson R. (1996), In the shadow of 1857: The effect of the great Ft Tejon earthquake on subsequent earthquakes in Southern California, Geophysical Research Letters, 23, pp. 229 232. Harris R., and Simpson R. (1998), Suppression of Large Earthquakes by Stress Shandows: A Comparison of Coulomb and Rate and State Failure, Journal of Geophysical Research, 103, pp. 24439 24451. Kagan Y., and Knopoff L. (1987), Random stress and earthquake statistics: time dependence, Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, 88, pp. 723 731. King G., Oppenheimer D., and Amelung F. (1994), Βlock versus continuum deformation in the western United States, Earth and Planetary Science Letters, 128, 55 64. Matthews M. V., Ellsworth W. L., and Reasenberg P. A. (2002), A Brownian model for recurrent earthquakes, Bulletin of the Seismological Society of America, 92, pp. 2233-2250. McClusky S., Balassanian S., Barka A., Demir C., Ergintav S., Georgiev I., Gurkan O., Hamburger M., Hurst K., Kahle H., Kastens K., Kekelidze G., King R., Kotzev V., Lenk 19

O., Mahmoud S., Mishin A., Nadariya M., Ouzounis A., Paradissis D., Peter Y., Prilepin M., Reilinger R., Sanli I., Seeger H., Tealeb A., Toksoz M.N., and Veis G. (2000), Global positioning system constraints on plate kinematics and dynamics in the eastern Mediterranean and Caucasus, Journal of Geophysical Research, 105, pp. 5695-5719. McKenzie D.P. (1972), Active tectonics of the Mediterranean region, Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, 30, pp. 109 185. McKenzie D.P. (1978), Active tectonics of the Alpine-Himalayan belt: the Aegean Sea and surrounding regions, Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, 55, pp. 217 254. Messini A., Papadimitriou E., Karakostas V., and Baskoutas I. (2007), "Stress interaction between thrust faults along the SW Hellenic arc (Greece), Bulletin of the Geological Society of Greece vol. XXXVII, Proceedings of the 11 th International Congress, Athens, May, 2007, 1, pp. 386 398. Nalbant S., Hubert A., and King, G. (1998), Stress coupling between earthquakes in northwest Turkey and the north Aegean Sea, Journal of Geophysical Research, 103, pp. 469 486. Nishenko S. P., and Buland R. (1987), A generic recurrence interval distribution for earthquake forecasting, Bulletin of the Seismological Society of America, 77, pp. 1382 1399. Papadimitriou E.E. (2002), Mode of Strong Earthquake Recurrence in the Central Ionian Islands (Greece): Possible Triggering due to Coulomb Stress Changes Generated by the Occurrence of Previous Strong Shocks, Bulletin of the Seismological Society of America, 92, pp. 3293 3308. Papadimitriou E.E., and Sykes L.R. (2001), Evolution of the stress field in the northern Aegean Sea (Greece), Geophysical Journal International, 146, pp. 747 759. Papadimitriou E.E., and Karakostas V. G. (2003), Episodic occurrence of strong (M w 6.2) earthquakes in Thessalia area (central Greece), Earth and Planetary Science Letters, 215, pp. 395-409. Papadimitriou E.E., Karakostas V. G., Papazachos B. C. (2001), Rupture zones in the area of the 17.08.99 Izmit (NW Turkey) large earthquake (M w 7.4) and stress changes caused by its generation, Journal of Seismology, 5, pp. 269 276. Papadimitriou E., Sourlas G, Karakostas V. (2005), Seismicity variations in southern Aegean, Greece, before and after the large (M w 7.7) 1956 Amorgos earthquake due to evolving stress, Pure and Applied Geophysics, 162, pp. 783 804. Papadimitriou E., Karakostas V., Tranos M., Ranguelov B., and Gospodinov D. (2006), Static stress changes associated with normal faulting in south Balkan area, International Journal of Earth Sciences, doi: 10.1007/s00531-006-0139-x. Papazachos B. C., and Comninakis P.E. (1969), Geophysical features of the Greek Island Arc and Eastern Mediterranean Ridge, Com. Ren. Séances Conference Reunie Madrid, 16, pp. 74 75. Papazachos B. C., and Comninakis P.E. (1971), Geophysical and tectonic features of the Aegean arc, Journal of Geophysical Research, 76, pp. 8517 8533. Παπαζάχος Β., και Παπαζάχου Κ. (2003), Οι σεισµοί της Ελλάδας, Εκδόσεις Ζήτη, pp. 1-286. 20

Papazachos B. C, Karakaisis G. F., and Hatzidimitriou P M. (1994), Further information on the transform fault of the Ionian sea, Proc. XXIV Gen. As. European Seismological Commission, Athens, 19 24, Sept. 1994, pp. 377 384. Papazachos B. C., Scordilis E. M., Panagiotopoulos D. G., Papazachos C. B., and Karakaisis G. F. (2004), Global Relations between seismic fault parameters and moment magnitude of Earthquakes, Bulletin of the Geological Society of Greece, XXXVI, 1482 1489. Parsons T. (2004), Recalculated probability of M 7 earthquakes beneath the Sea of Marmara, Turkey, Journal of Geophysical Research, 109, doi:10.1029/2003jb002667. Reilinger R., McClusky S., Vernant P., Lawrence S., Ergintav S., Cakmak R., Ozener H., Kadirov F., Guliev I., Stepanyan R., Nadariya M., Hahubia G., Mahmoud S., Sakr K., ArRajehi A., Paradissis D., Al-Aydrus A., Prilepin M., Guseva T., Evren E., Dmitrotsa A., Filikov S. V., Gomez F., Al-Ghazzi R., and Karam, G. (2006), GPS constraints on continental deformation in the Africa Arabia Eurasia continental collision zone and implications for the dynamics of plate interactions, Journal of Geophysical Research, 111, doi: 10.1029/2005JB004051. Ritsema A. R. (1974), The earthquake mechanism of the Balkan region, Royal Netherlands Meteorological Institute Sci. Rep., 74, pp. 1 36. Scholtz, C.H. (2002), The Mechanics of Earthquakes and Faulting, Cambridge University Press New York, pp. 471. Scordilis E M., Karakaisis G.F., Karakostas B.G., Panagiotopoulos D. G., Comninakis P.E., and Papazachos B. C. (1985), Evidence for transform faulting in the Ionian Sea. The Cephalonia island earthquake sequence of 1983, Pure and Applied Geophysics, 123, pp. 388 397. Stein R.S., Barka A. A., and Dieterich H. (1994), Progressive failure on the North Anatolian fault since 1939 by earthquake stress triggering, Geophysical Journal International, 128, pp. 594-604. Stein R. S., Barka A. A., and Dietrich J. H. (1997), Progressive failure on the North Anatolian fault since 1939 by earthquakes stress triggering, Geophysical Journal International, 128, pp. 594 604. Steketee J. A. (1958), On Volterra s dislocations in a semi-infinite elastic medium, Canadian Journal of Physics, 36, pp. 192 205. Taymaz T., Eyidoğan H. and Jackson J. (1991), Source parameters of large earthquakes in the east Anatolian fault zone (Turkey), Geophysical Journal International, 106, pp. 537-550. Toda S., Stein R., Richards Dinger K., and Bozkurt S. (2005), Forecasting the evolution of seismicity in southern California: animations built on earthquake stress transfer, Journal of Geophysical Research, 110, doi: 10.1029/2004JB003415. Wells D. L., and Coppersmith K. J. (1994), New empirical relationships among magnitude, rupture length, rupture width, rupture area and surface displacement, Bulletin of the Seismological Society of America, 84, pp. 972 1002. Working Group on the probabilities of future large earthquakes in southern California (1992), Future Seismic Hazards in Southern California, Phase I: Implications of the 1992 Landers earthquake Sequence, California Division of Mines & Geology, Sacramento. 21