3o Πανελλήνιο Συνέδριο Αντισεισμικής Μηχανικής & Τεχνικής Σεισμολογίας

5–7 Νοεμβρίου, 2008 Άρθρο 2082

Στοχαστική προσομοίωση της ισχυρής σεισμικής κίνησης

από ενεργές τεκτονικές δομές κοντά στην πόλη της Θεσσαλονίκης

Stochastic ground motion simulations from active tectonic structures in the vicinity of the city of Thessaloniki

Αλεξάνδρα ΚΑΡΑΜΗΤΡΟΥ1, Ζαφειρία ΡΟΥΜΕΛΙΩΤΗ2, Αναστασία ΚΥΡΑΤΖΗ3

ΠΕΡΙΛΗΨΗ : Εφαρμόσαμε τη μέθοδο της στοχαστικής προσομοίωσης για να προσομοιώσουμε τις χρονο-ιστορίες της επιτάχυνσης σε ένα πλέγμα σημείων (0.5×0.5 km) στο ευρύτερο πολεοδομικό συγκρότημα της Θεσσαλονίκης. Από τα ιστορικά δεδομένα, που παραθέτουμε, φαίνεται ότι ο πολεοδομικός ιστός της πόλης έχει πληγεί τόσο από σεισμούς με επίκεντρα κοντά στην πόλη, όσο και από σεισμούς με επίκεντρα σε αποστάσεις μερικών δεκάδων χιλιομέτρων. Τα σενάρια που εξετάσαμε αντιστοιχούν στη γένεση μεσαίου μεγέθους σεισμών (~6.0) από ενεργά ρήγματα βέλτιστα προσανατολισμένα στο πεδίο των τάσεων. Πιο συγκεκριμένα προσομοιώθηκαν οι εδαφικές κινήσεις από τα ρήγματα α) Ασβεστοχωρίου, β) Πυλαίας –Πανοράματος, από την ανατολική πλευρά της πόλης και γ) Ν. Μεσημβρίας, από τη βορειο-δυτική πλευρά της πόλης. Κατά τις προσομοιώσεις διατηρήθηκε το ίδιο μοντέλο που περιγράφει, μέσω εμπειρικών σχέσεων, τη διάδοση των ελαστικών κυμάτων. Τα αποτελέσματα δείχνουν μεγάλα πλάτης της εδαφικής κίνησης κατά μήκος της παραλιακής ζώνης, επιβεβαιώνοντας για μια ακόμη φορά τη σημασία των τοπικών εδαφικών συνθηκών, αλλά και διαφορετική για κάθε σενάριο ζώνη συγκέντρωσης των μέγιστων τιμών της επιτάχυνσης, η οποία καθορίζεται από τη θέση της σεισμικής πηγής ως προς το πολεοδομικό συγκρότημα.

ABSTRACT: We applied the strong ground motion stochastic simulation method for finite faults to produce synthetics at grid points of a net (0.5×0.5 km), which covers the broader area of the city of Thessaloniki. We assume medium magnitude scenario earthquakes, which however occur on nearby to the city active faults. More specifically, we simulate strong ground motion from scenario earthquakes on the faults of a) Asvestochori and b) Pylaia-Panorama to the north and northeast of the city center, respectively and c) N. Mesimvria to the west. In all our simulations we used a common model for the propagation of the seismic waves, which consisted of empirical relations validated in previous studies. Among the examined earthquake scenarios the one on Asvestochori fault appears to be the worst for the building environment of Thessaloniki and especially for the low-storey structures. The other two scenarios appear to be overall of equivalent severity for the built environment of the city although their effect is different on different parts of Thessaloniki.

1 Γεωλόγος, Τομέας Γεωφυσικής, Αριστοτέλειο Πανεπιστήμιο Θεσσαλονίκης, email: alexkara@geo.auth.gr 2 Δρ. Σεισμολόγος, Τομέας Γεωφυσικής, Αριστοτέλειο Πανεπιστήμιο Θεσ/νίκης, email: zroum@geo.auth.gr 3 Καθ. Σεισμολογίας, Τομέας Γεωφυσικής, Αριστοτέλειο Πανεπιστήμιο Θεσ/νίκης, email: Kiratzi@geo.auth.gr

2

ΕΙΣΑΓΩΓΗ

Η ευρύτερη περιοχή του νομού Θεσσαλονίκης θέτει σε σεισμική διακινδύνευση μεγάλο τμήμα πληθυσμού (1.057.825 κάτοικοι, απογραφή 2001), με πυκνότητα πληθυσμού 287,2 κάτοικοι/ km², σημαντικό τμήμα του πολεοδομικού ιστού καθώς και των οικονομικών και διοικητικών δραστηριοτήτων. Η πόλη της Θεσσαλονίκης έχει ήδη καταπονηθεί από το σεισμό της 20ης

Iουνίου 1978, Μw 6.5, του οποίου το επίκεντρο βρισκόταν ~30 km ανατολικά από αυτήν. Ο σεισμός αυτός δεν είχε θύματα στα χωριά κοντά στο επίκεντρο, όμως με τα 37 θύματα από την κατάρρευση οικοδομής στο κέντρο της Θεσσαλονίκης, έδειξε το πόσο τρωτά είναι τα πυκνοκατοικημένα αστικά κέντρα στη γένεση σεισμών. Στην εργασία αυτή, πρώτα εξετάζουμε τα σεισμοτεκτονικά χαρακτηριστικά της Σερβομακεδονικής, με έμφαση στη λεκάνη της Μυγδονίας, και στη συνέχεια εφαρμόζουμε τη στοχαστική μέθοδο (Beresnev and Atkinson, 1997), σε ρήγματα πεπερασμένων διαστάσεων, για να εκτιμήσουμε τις αναμενόμενες εδαφικές κινήσεις στην πόλη της Θεσσαλονίκης, από πιθανή ενεργοποίηση ρηγμάτων που περιβάλλουν ή διατρέχουν την πόλη. Η στοχαστική μέθοδος προσομοίωσης των εδαφικών κινήσεων βασίζεται στο συνδυασμό παραμετρικών εξισώσεων που περιγράφουν το φάσμα πλάτους της εδαφικής κίνησης, με ένα τυχαίο φάσμα φάσης κατάλληλα τροποποιημένο έτσι ώστε η εδαφική κίνηση να κατανέμεται σε τόσο χρόνο, όσος αναμένεται από το μέγεθος του σεισμού και την απόσταση από τη θέση προσομοίωσης. Η στοχαστική μέθοδος έχει αποδειχθεί εξαιρετικά χρήσιμη για την προσομοίωση των υψίσυχνων εδαφικών κινήσεων, αυτών δηλαδή που παρουσιάζουν και το μεγαλύτερο ενδιαφέρον για τους μηχανικούς (συνήθως f>0.1 Hz). Σε περιοχές δε όπου δεν υπάρχουν καταγραφές εδαφικών κινήσεων από μεγάλους σεισμούς η μέθοδος της στοχαστικής προσομοίωσης χρησιμοποιείται ευρύτατα. Ένα από τα σημαντικά χαρακτηριστικά της μεθόδου είναι ότι περιγράφει με απλές παραμετρικές εξισώσεις τους παράγοντες που γνωρίζουμε ότι επηρεάζουν τις εδαφικές κινήσεις (πηγή, δρόμος διάδοσης και θέση). Οι προσομοιώσεις είναι ενδεικτικές των αναμενόμενων τιμών, καθώς στην εφαρμογή της μεθόδου υπάρχουν πολλές αβεβαιότητες όσον αφορά τις παραμέτρους των ενεργών δομών που υποθέτουμε. Η μέθοδος και οι αβεβαιότητες, έχουν λεπτομερώς αναπτυχθεί σε προηγούμενη εργασία (Theodulidis et al., 2006), που προσομοίωσε τις εδαφικές κινήσεις στην ευρύτερη περιοχή της Θεσσαλονίκης από τη γένεση του σεισμού του 1978 καθώς από την προς δυσμάς συνέχεια του τμήματος του ρήγματος που δεν έσπασε το 1978 (τμήμα ρήγματος Γερακαρούς) (Roumelioti et al., 2006). Η μέθοδος όμως μπορεί να εφαρμοσθεί και μετά τη γένεση ενός σεισμού, όπου πλέον δεν θα έχουμε σενάριο, αλλά ένα σεισμό του οποίου θα γνωρίζουμε με ακρίβεια τις παραμέτρους, με σκοπό τον εντοπισμό των περιοχών με τις μεγαλύτερες τιμές της εδαφικής κίνησης.

ΣΕΙΣΜΟΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΤΟΠΟΘΕΤΗΣΗ ΤΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ

Η ευρύτερη περιοχή της Θεσσαλονίκης βρίσκεται στο χώρο των γεωλογικών ζωνών Αξιού, Περιροδοπικής και Σερβομακεδονικής, όπου κατά το Νεογενές – Τεταρτογενές δημιουργήθηκαν μεγάλα τεκτονικά βυθίσματα και λεκάνες (για παράδειγμα λεκάνη του Αξιού, Ανθεμούντα, Μυγδονίας). Η Σερβομακεδονική ζώνη ακολουθεί τη γραμμή Κρέσνα Βουλγαρίας

3

– Βαλάντοβο Γιουγκοσλαβίας (λίμνη Δοϊράνη) – Μυγδονία λεκάνη (λίμνες Λαγκαδά – Βόλβης) – Ιερισσός – Άγιο Όρος (Άθως) και είναι η περισσότερο ενεργή σεισμική ζώνη του βορειοελλαδικού χώρου (Σχήμα 1). Τα επίκεντρα των μεγάλων σεισμών από το 1900 – σήμερα οριοθετούν τη συγκεκριμένη ζώνη που αναπτύσσεται κατά μια διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΝΑ, με τη σεισμική δράση κατά κύριο λόγο να εντοπίζεται στην περιοχή της λεκάνης της Μυγδονίας. Σεισμοτεκτονικά η περιοχή ελέγχεται από τον εφελκυσμό Β-Ν της οπισθότοξης περιοχής καθώς και από τις δεξιόστροφες κινήσεις οριζόντιας μετατόπισης λόγω των κλάδων του ρήγματος της Β. Ανατόλιας που εισέρχονται στην τάφρο του Β. Αιγαίου Πελάγους.

Σχήμα 1. Κατανομή της σεισμικότητας της Ελλάδας και των γειτονικών περιοχών (πλήρη δεδομένα σεισμών). Στην ευρύτερη περιοχή της πόλης της Θεσσαλονίκης η σεισμικότητα κατανέμεται σε διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΝΑ και οριοθετεί τη Σερβομακεδονική μάζα. Στο χάρτη η σεισμικότητα καλύπτει τόσο την ιστορική περίοδο (προ του 1911 για την Ελλάδα – κόκκινοι κύκλοι) όσο και την ενόργανη περίοδο (1911- σήμερα). Το γεωλογικό υπόβαθρο της ευρύτερης περιοχής αποτελείται από προ-αλπικά και αλπικά πετρώματα. Κατά τη διάρκεια της αλπικής παραμόρφωσης σχηματίσθηκαν ρήγματα ανάστροφα και οριζόντιας μετατόπισης καθώς και κανονικά και πλαγιοκανονικά που δημιουργήθηκαν ή ανα-δραστηριοποιήθηκαν από τη μετα-ορογενετική φάση του εφελκυσμού. Είναι δε αυτές οι τελευταίες δομές που δημιούργησαν τις λεκάνες οι οποίες στη συνέχεια πληρώθηκαν με ιζήματα κατά το Νεογενές και το Τεταρτογενές. Ο προσανατολισμός των ιζηματογενών λεκανών ποικίλλει από ΒΒΑ-ΝΝΔ σε Α-Δ, αν και η επικρατούσα διεύθυνση είναι η ΒΔ-ΝΑ. Τα ρήγματα που έχουν παράταξη Α-Δ είναι λίγα σε αριθμό και μικρού μήκους, αλλά είναι ενεργά καθώς είναι βέλτιστα προσανατολισμένα στο σημερινό πεδίο του Β-Ν εφελκυσμού.

4

Όσον αφορά το πεδίο των τάσεων στην περιοχή, με βάση τους υπάρχοντες μηχανισμούς γένεσης (Σχήμα 2) επικρατούν εφελκυστικές τάσεις με Β-Ν διεύθυνση του Τ άξονα και μικρή γωνία κλίσης. Το πεδίο αυτό ενεργοποίησε τα προϋπάρχοντα κανονικά ρήγματα, αυτά που σχημάτισαν τη Μυγδονία λεκάνη, κατά το κατώτερο Μειόκαινο, μέσα στη κρυσταλλική μάζα της Σερβομακεδονικής, και στη συνέχεια αυτή πληρώθηκε με Νεογενή και Τεταρτογενή ιζήματα, όπως προαναφέρθηκε. Η σεισμικότητα που συνδέεται με τη Μυγδονία λεκάνη (Vamvakaris et al., 2003) αποτελεί απειλή για την πόλη της Θεσσαλονίκης με κύρια εκδήλωση της παραμόρφωσης με τη σεισμική ακολουθία του 1978.

Σχήμα 2. Μηχανισμοί γένεσης (beach-balls), το μέγεθος των οποίων είναι ανάλογο του μεγέθους των σεισμών, (από τη βάση δεδομένων των Kiratzi et al., 2007) για την ευρύτερη περιοχή της Σερβομακεδονικής μάζας, σε συνδυασμό με τη σεισμικότητα (μαύροι κύκλοι δηλώνουν σεισμικότητα μετά το 1911, γκρι κύκλοι δηλώνουν την ιστορική σεισμικότητα). Κυριαρχούν τα κανονικά ρήγματα (μηχανισμοί γένεσης με πράσινο χρώμα) και συνυπάρχουν και ρήγματα καθαρά οριζόντιας μετατόπισης (μηχανισμοί γένεσης με μαύρο χρώμα). Η γεωλογική ιστορία της λεκάνης συνδέεται με ΒΔ και ΒΑ παράταξης ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης ή πλαγιο-κανονικά, τα πιο σημαντικά από τα οποία οριοθετούν το ΒΔ περιθώριο της λεκάνης, κατά μήκος των ακτών της λίμνης του Λαγκαδά (Mercier et al., 1983; Pavlides and Kilias, 1987). Τα νοτιοδυτικά ρήγματα της Μυγδονίας λεκάνης θεωρούνται η προς τα δυτικά συνέχεια της ζώνης ρηγμάτων που ενεργοποιήθηκε κατά το σεισμό του 1978. Οι Tranos et al. (2003) αντίθετα θεωρούν ότι η προς δυσμάς συνέχεια της σεισμικής ζώνης του 1978 βρίσκεται πιο νότια, εκτός των ορίων της Μυγδονίας λεκάνης, και ότι αποτελεί σημαντική απειλή για την πόλη, πιθανή ενεργοποίηση και αυτού του τμήματος της ενεργούς σεισμικής ζώνης.

5

ΣΕΙΣΜΟΙ ΠΟΥ ΠΡΟΚΑΛΕΣΑΝ ΒΛΑΒΕΣ ΣΤΗ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗ

Η πόλη της Θεσσαλονίκης έχει ιστορικά υποστεί βλάβες από σεισμούς, (Πίνακας 1, και Σχήμα 3; στοιχεία από Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003) τόσο από τη διάρρηξη γειτονικών ρηγμάτων αλλά και από τη διάρρηξη ρηγμάτων που απέχουν μερικές δεκάδες ως και εκατοντάδες χιλιόμετρα από αυτή, όπως για παράδειγμα ο σεισμός της Κρέσνας (1904) και του Βαλάντοβου (1931). Πίνακας 1. Ιστορικοί (προ του 1911) και σεισμοί της ενόργανης περιόδου που προκάλεσαν αστοχίες

στα κτίσματα της πόλης της Θεσσαλονίκης

Νο Έτος Μήνας Ημέρα Χρόνος γένεσης

Επίκεντρο Lat. ºN Long. ºE Μέγεθος Περιοχή Ένταση (ΜΜ)

1 (597) n/a n/a Νύχτα 40.70 24.10 (6.7) Σέρρες VIII, Αμφίπολη 2 (620) n/a n/a n/a 40.70 23.90 (6.8) Θεσσαλονίκη VII, Θεσσαλονίκη 3 677 n/a n/a n/a 40.70 23.50 (6.4) Θεσσαλονίκη VII, Θεσσαλονίκη 4 700 n/a n/a n/a 40.70 23.10 (6.5) Θεσσαλονίκη VII, Θεσσαλονίκη 5 1395 10 n/a n/a 40.90 22.30 (6.7) Έδεσσα VIII, Έδεσσα 6 1420 07 n/a n/a 40.80 23.10 <6.0 Θεσσαλονίκη Θεσσαλονίκη 7 1430 03 26 Νύχτα 40.70 23.20 (6.0) Θεσσαλονίκη VI, Θεσσαλονίκη 8 1677 n/a n/a n/a 40.50 23.00 (6.2) Θεσσαλονίκη VIII, Βασιλικά 9 1701 04 05 n/a n/a n/a n/a Αλβανία Αλβανία

10 1759 06 22 n/a 40.60 22.80 (6.5) Θεσσαλονίκη IX, Θεσσαλονίκη 11 1829 05 05 09: 41.10 24.20 7.3 Δράμα Χ, Δράμα 12 1864 06 14 n/a 40.30 25.00 7.3 Ξάνθη VII, Γενισέα 13 1902 07 05 14:56:30 40.82 23.04 6.5 Θεσσαλονίκη IΧ, Άσσηρος 14 1904 04 04 n/a 41.90 23.00 7.3 Βουλγαρία Χ, Κρέσνα 15 1905 11 08 22:30:30 40.00 24.50 7.5 Άθως Χ , Άθως 15 1928 04 18 19:22:48 42.10 25.00 7.0 Ν. Βουλγαρία Χ, Φιλιππούπολη 17 1931 03 08 01:50:28 41.38 22.49 6.7 Ν. Γιουγκοσλαβία Χ, Βαλάντοβο 18 1932 09 26 19:20:42 40.45 23.86 7.0 Χαλκιδική Χ, Ιερισσός 19 1932 09 29 03:57 40.97 23.23 6.2 Βρωμολίμνες Σοχός 20 1933 n/a n/a n/a n/a n/a n/a Βρωμολίμνες K. Στρυμονικός 21 1958 07 17 05:37:06 40.60 23.40 5.6 Θεσσαλονίκη VII, Ασκός 22 1978 06 20 20:03:21 40.61 23.27 6.5 Θεσσαλονίκη VIII+, Στίβος 23 1995 05 04 00:34:11 40.54 23.63 5.3 Αρναία Αρναία

Σύμφωνα με τα ιστορικά στοιχεία ο πιο καταστρεπτικός σεισμός για την πόλη ήταν αυτός του 1759, Ιούνιος 22, 40.6ºN, 22.8ºE, h=n, M=(6.5), με ένταση (ΙΧ) στη Θεσσαλονίκη. Ο σεισμός έγινε τη νύχτα και προκάλεσε μεγάλες καταστροφές και ανθρώπινα θύματα στη Θεσσαλονίκη, ενώ η φωτιά που ακολούθησε το σεισμό συμπλήρωσε την καταστροφή. Σύμφωνα με τις περιγραφές το μεγαλύτερο μέρος της πόλης μετατράπηκε σε σωρό ερειπίων, με μεγάλο αριθμό ανθρώπων θαμμένων κάτω από αυτά, με επακόλουθη επιδημία. Πολλοί κάτοικοι εγκατέλειψαν την πόλη και μόνο μετά από δυο χρόνια άρχισαν να επιστρέφουν, ενώ συνεχίζονταν οι μετασεισμοί. Το επίκεντρο του σεισμού σύμφωνα με τους Παπαζάχο και Παπαζάχου (2003) τοποθετείται στις σημερινές εκβολές του Αξιού ποταμού, με τις αβεβαιότητες που συνοδεύουν τις παραμέτρους των ιστορικών σεισμών. Τα ενεργά ρήγματα και τα πιθανώς ενεργά ρήγματα (Mountrakis et al., 2006 και οι βιβλιογραφικές αναφορές που συμπεριλαμβάνονται) που περιβάλλουν την ευρύτερη περιοχή της Μυγδονίας λεκάνης γενικώς έχουν παρατάξεις που ομαδοποιούνται σε δυο ομάδες: κυριαρχούν τα Α-Δ ρήγματα, προσανατολισμένα βέλτιστα στο σημερινό εφελκυσμό, παρατηρούνται όμως και ζώνες ρηγμάτων με παράταξη ΒΔ-ΝΑ. Οι δομές με παράταξη ΒΑ-ΝΔ παρόλο που η τοπογραφία και οι γεωμορφολογικές παρατηρήσεις (Tranos et al., 2003, 2004) συνηγορούν υπερ της ύπαρξής τους, εντούτοις τέτοιες δομές δεν είναι αναγνωρίσιμες στη

6

λεκάνη της Μυγδονίας. Στο Σχήμα 4 φαίνονται τα κυριότερα ρήγματα και οι μηχανισμοί γένεσης των σεισμών με Μ>=4.0.

Σχήμα 3. Ιστορικοί (προ 1911) και σεισμοί του παρόντα αιώνα (στοιχεία από Παπαζάχος και Παπαζάχου, 2003) που προκάλεσαν βλάβες στα κτίσματα της Θεσσαλονίκης. Τα επίκεντρα των σεισμών συμβολίζονται με κύκλους και δίπλα σε κάθε επίκεντρο φαίνεται το μέγεθος του σεισμού και το έτος γένεσης. Σημειώνεται ότι και μακρινοί σεισμοί (για παράδειγμα σεισμός της Φιλιππούπολης 1928, Κρέσνας 1904) με τα μεγάλης περιόδου επιφανειακά κύματα προκάλεσαν βλάβες. Η απόσταση και το συχνοτικό περιεχόμενο της μέγιστης εδαφικής κίνησης καθορίζει ποιο τμήμα του πολεοδομικού ιστού θα υποστεί βλάβες.

Σχήμα 4. Κύριες ζώνες διάρρηξης στην περιοχή της Μυγδονίας λεκάνης. Τα ενεργά ρήγματα (κόκκινο χρώμα και συνεχείς γραμμές) κατά κύριο λόγο έχουν παράταξη Α-Δ και ΒΔ-ΝΑ, ενώ τα πιθανώς ενεργά ρήγματα σημειώνονται με μαύρο χρώμα και στικτές γραμμές. Οι μηχανισμοί γένεσης που υπάρχουν για σεισμούς με Μ>=4.0 σημειώνονται επίσης για λόγους σύγκρισης. Τα ρήγματα είναι από Tranos et al. (2003) και Παυλίδης και συνεργάτες (2007, προσωπική επικοινωνία).

7

ΣΤΟΧΑΣΤΙΚΗ ΠΡΟΣΟΜΟΙΩΣΗ ΕΔΑΦΙΚΩΝ ΚΙΝΗΣΕΩΝ

Μέθοδος

Για τον υπολογισμό των παραμέτρων της ισχυρής εδαφικής κίνησης από σενάρια σεισμών στην ευρύτερη περιοχή του πολεοδομικού συγκροτήματος της Θεσσαλονίκης εφαρμόστηκε η στοχαστική μέθοδος για σεισμικές πηγές πεπερασμένων διαστάσεων (Beresnev and Atkinson, 1997, 1998, 1999). Ο πυρήνας της μεθόδου βασίζεται στην παρατήρηση ότι μεγάλο τμήμα της ισχυρής εδαφικής κίνησης, συνήθως αυτό που σχετίζεται με την άφιξη των εγκαρσίων κυμάτων, παρουσιάζεται να είναι τυχαίο στη φύση του και εκτός φάσης (λευκός θόρυβος). Παράλληλα, το φάσμα πλάτους Fourier της μορφής ω-2 που προκύπτει από το μοντέλο πηγής του Brune, είναι περίπου σταθερό και ανεξάρτητο της συχνότητας, για το διάστημα μεταξύ της γωνιακής συχνότητας, fc και της fmax. Αυτό οδήγησε στην υπόθεση ότι η ισχυρή εδαφική κίνηση μπορεί να προσεγγισθεί για πεπερασμένο εύρος συχνοτήτων (μεταξύ fc και της fmax) από λευκό θόρυβο (κανονικής κατανομής). Η μέθοδος περιλαμβάνει τον διαχωρισμό του επιπέδου του ρήγματος του υπο-προσομοίωση σεισμού σε μικρότερες υπο-πηγές, σε κάθε μία από τις οποίες εφαρμόζεται ένα φάσμα της μορφής ω-2. Οι συνεισφορές από όλες τις υπο-πηγές σε κάθε θέση παρατήρησης αθροίζονται κατάλληλα για να παραχθεί η συνθετική χρονική ιστορία της επιτάχυνσης. Οι αναγνώστες που επιθυμούν λεπτομερή ανάλυση μπορούν να ανατρέξουν σε προηγούμενες σχετικές εργασίες από εφαρμογές στην Ελλάδα (π.χ. Roumelioti and Kiratzi, 2002; Roumelioti et al., 2000, 2004) καθώς και στις εργασίες ανασκόπησης της στοχαστικής μεθόδου του Boore (1983, 2003). Πολύ συνοπτικά, το ρήγμα αναπαρίσταται ως ένα παραλληλόγραμμο, ενώ οι παράμετροι που περιγράφουν τη διάδοση (γεωμετρική διασπορά, απόσβεση και επίδραση εδαφικών συνθηκών) προκύπτουν από εμπειρικές σχέσεις. Ενώ το μοντέλο ρήγματος μπορεί να διαφέρει από σενάριο σε σενάριο, το μοντέλο διάδοσης των ελαστικών κυμάτων μπορεί να είναι το ίδιο, για εφαρμογές που αναφέρονται σε ενιαία ζώνη ρηγμάτων και για τις ίδιες θέσεις προσομοίωσης. Παράμετροι του μοντέλου ρήγματος και του μοντέλου διάδοσης

Εδώ προσομοιώνουμε τα αναμενόμενα επιταχυνσιογράμματα και τα φάσματα απόκρισης της επιτάχυνσης από πιθανή διάρρηξη των ρηγμάτων α) Ασβεστοχωρίου (για M 6.0), β) Πυλαίας-Πανοράματος (για M 5.9) και γ) Νέας Μεσημβρίας (για M 5.7), όλα σε απόσταση μερικών δεκάδων χιλιομέτρων από τη Θεσσαλονίκη (Σχήμα 4). Αν και το χαρτογραφημένο μήκος των τριών αυτών δομών δεν είναι μεγάλο, ωστόσο έχουν τη δυναμική να προκαλέσουν βλάβες στο πολεοδομικό συγκρότημα της συμπρωτεύουσας λόγω της πολύ μικρής απόστασής τους από αυτό. Όπως προαναφέρθηκε, η στοχαστική μέθοδος έχει ελεγχθεί για την περιοχή της Θεσσαλονίκης (Theodulidis et al., 2006) για την προσομοίωση της ισχυρής εδαφικής κίνησης από τον σεισμό του 1978. Τα συνθετικά αποτελέσματα συγκρίθηκαν με μακροσεισμικά και ισχυρής κίνησης παρατηρήσεις με ικανοποιητική συμφωνία, παρέχοντας ένα τεκμηριωμένο σύνολο παραμέτρων για την περιγραφή του μοντέλου του δρόμου διάδοσης μεταξύ της

8

Μυγδονίας λεκάνης και της πόλης της Θεσσαλονίκης. Οι τεκμηριωμένες στοχαστικές παράμετροι από τους Theodulidis et al. (2006) έχουν υιοθετηθεί και σε αυτή την εργασία. Μία περίληψη των παραμέτρων προσομοίωσης για τα τρία σενάρια που εξετάζουμε δίνονται στον Πίνακα 2. Οι διαστάσεις των ρηγμάτων είναι από την εργασία των Tranos et al. (2003) και από τους Παυλίδη και συνεργάτες (2007, προσωπική επικοινωνία). Οι διαστάσεις των ρηγμάτων (σε βάθος 2 km από την επιφάνεια) προέκυψαν από εμπειρικές σχέσεις (Wells and Coppersmith, 1994). Η διακριτοποίηση των ρηγμάτων σε υπο-ρήγματα έγινε με την εμπειρική σχέση logΔl= -2+0.4M (Beresnev and Atkinson, 1999).

Πίνακας 2: Α. Παράμετροι της γεωμετρίας των ρηγμάτων και Β. του μοντέλου διάδοσης των ελαστικών κυμάτων που χρησιμοποιήθηκαν στις στοχαστικές προσομοιώσεις

Α. Γεωμετρία των πηγών πεπερασμένων διαστάσεων

Σενάριο

Ρήγμα Ασβεστοχωρίου

Μw = 6.0

Ρήγμα Πυλαίας - Πανοράματος Μw = 5.9

Ρήγμα Ν. Μεσήμβριας

Μw =5.7

Παράταξη, κλίση του ρήγματος φ, δ

φ = 140° δ = 55° ΝΔ

(Papazachos et al., 2000)

φ= 880 δ=430 Β

(Kiratzi et. al., 2007)

φ=80° δ= 70° ΝΝΑ

(Paradisopoulou et. al., 2004)

Διαστάσεις ρήγματος (σε βάθος 2 km)

Μήκος L, Πλάτος w 13 km × 9 km 12 km × 8 km 9 km × 7 Km

Βάθος, h από την ακμή του ρήγματος (km) 2 2 2

Μέγεθος, Mw κύριου σεισμού (Wells and Coppersmith, 1994) 6.0 5.9 5.7

Αριθμός των υπο-πηγών κατά μήκος της παράταξης και

κλίσης ΝL×ΝW 5×4 5×4 5×4

Θέση υπόκεντρου i0, j0 3,3 3,3 3,3 Β. Μοντέλο διάδοσης των ελαστικών κυμάτων και επίδραση της θέσης

Πτώση τάσης, stress 50 bars Ταχύτητα εγκαρσίων κυμάτων, beta 3.4 km/sec Μέση πυκνότητα του φλοιού, rho 2.72 gr/cm3

Παράγοντας που ελέγχει την υψίσυχνη ακτινοβολία, sfact

1.5 (Beresnev and Atkinson, 2001a,b)

Παράμετρος κ Όπως στον πίνακα 3 Παράμετροι μοντέλου απόσβεσης

Q(f)=100*f**0.8

(Hatzidimitriou, 1995) Γεωμετρική διασπορά, igeom 0 (1/R μοντέλο)

Διάρκεια εξαρτώμενη από την απόσταση (sec) Ίση με τη διάρκεια της πηγής (τ) για R≤40 km τ+0.05R για R>40 km

Επίδραση τοπικών εδαφικών συνθηκών namp1 Εμπειρικοί συντελεστές ενίσχυσης κατά NEHRP Μοντέλο κατανομής της ολίσθησης, islip 30 τυχαία μοντέλα για κάθε προσομοίωση Ρυθμός δειγματοληψίας χρονοσειρών, dt 0.005

Παράμετρος επιλογής συνάρτησης μορφοποίησης, iwind τετραγωνικός παλμός (cosine – tapered boxcar)

Για να καλύψουμε πολλαπλά σενάρια διάρρηξης, εξετάσαμε διαφορετικά σημεία έναρξης της διάρρηξης με διαδοχικές αλλαγές στη θέση του υποκέντρου στις διάφορες υπο-πηγές της περιοχής του μοντέλου του ρήγματος. Συνολικά, υπολογίστηκαν 15 διαφορετικά σημεία έναρξης της διάρρηξης καλύπτοντας τα βαθύτερα ¾ της περιοχής του ρήγματος. Τέλος, για να συμπεριλάβουμε την αβεβαιότητα εξαιτίας της έλλειψης δεδομένων σχετικά με την κατανομή της ολίσθησης κατά τη διάρκεια ενός μελλοντικού σεισμού, εξετάσαμε 30 τυχαίες κατανομές τις ολίσθησης. Επομένως, οι τιμές των παραμέτρων της συνθετικής ισχυρής

9

κίνησης που παρουσιάζονται σε αυτή την εργασία ανταποκρίνονται στις μέσες τιμές των αποτελεσμάτων των 30x15 (σενάρια τυχαίας κατανομής της ολίσθησης x εξεταζόμενα αρχικά σημεία διάρρηξης) προσομοιώσεων.

α)

Βραχώδεις ΣχηματισμοίΣκληροί Εδαφικοί Σχηματισμοί

Μαλακοί Εδαφικοί Σχηματισμοί

Βραχώδεις ΣχηματισμοίΣκληροί Εδαφικοί Σχηματισμοί

Μαλακοί Εδαφικοί Σχηματισμοί β)

Σχήμα 5. α).Οι θέσεις προσομοίωσης στο πολεοδομικό συγκρότημα της Θεσσαλονίκης, β) Χάρτης γεωτεχνικής διαίρεσης του πολεοδομικού συγκροτήματος της Θεσσαλονίκης σε τρεις κατηγορίες εδάφους (Β=βραχώδες, C=σκληρό έδαφος και D=μαλακό έδαφος), σύμφωνα με την κατηγοριοποίηση του NEHRP (Anastasiadis et al., 2001, Theodulidis et al., 2006). Πίνακας 3. Εδαφική κατηγοριοποίηση με βάση τη μέση ταχύτητα των S-κυμάτων στα πρώτα 30 m της εδαφικής στήλης κάθε θέσης, VS30, (Anastasiadis et al., 2001; Theodulidis et al., 2006) και τιμές της

παραμέτρου κ (οι αναφορές δίδονται στον πίνακα).

Κατηγορία Εδάφους

VS30 (m/sec)

Γεωτεχνική περιγραφή

κ Αναφορά

B 760≤VS30≤1500 Βράχος 0.035 Margaris and Boore, 1998

C 360≤VS30≤760 Πολύ σκληρό έδαφος – μαλακός βράχος

0.044 Klimis et al., 1999

D 180≤VS30≤360 Σκληρό έδαφος 0.066 Klimis et al., 1999

Η γεωτεχνική κατηγοριοποίηση της πόλης της Θεσσαλονίκης, που υιοθετήθηκε σε αυτή την εργασία (Πίνακας 3 και Σχήμα 5β) βασίζεται σε ένα συνδυασμό από προηγούμενες μελέτες των Anastasiadis et al. (2001) and Theodulidis et al. (2006). Οι Theodulidis et al. (2006) επέκτειναν την υπάρχουσα κατηγοριοποίηση των Anastasiadis et al. (2001) ώστε να συμπεριλάβουν και δήμους της περιφέρειας βασιζόμενοι σε διαθέσιμα γεωτεχνικά δεδομένα γεωτρήσεων, καθώς και σε μετρήσεις μικροθόρυβου. Ο υπολογισμός συνθετικών επιταχυνσιογραμμάτων έγινε σε δυο φάσεις: πρώτα έγιναν προσομοιώσεις σε κάθε σημείο ενός καννάβου (Σχήμα 5α) που καλύπτει την ευρύτερη περιοχή της Θεσσαλονίκης από 40.520Β - 40.770Β και από 22.830Α – 23.090Α με διάστημα 0.5×0.5 km. Για κάθε σημείο του καννάβου έγιναν 450 υπολογισμοί της χρονοϊστορίας της εδαφικής επιτάχυνσης με βάση τα διαφορετικά σημεία έναρξης της διάρρηξης (15 θέσεις) και τα διαφορετικά τυχαία μοντέλα ολίσθησης (30 μοντέλα). Από τις 450 τιμές αυτές σε κάθε σημείο στη συνέχεια υπολογίσαμε μέσες τιμές τις οποίες χρησιμοποιήσαμε στους συνθετικούς χάρτες με την κατανομή των τιμών της εδαφικής κίνησης για κάθε εξεταζόμενο σενάριο. Σε

10

αυτό το στάδιο ο υπολογισμός των συνθετικών επιταχυνσιογραμμάτων έγινε και για τις τρεις κατηγορίες εδάφους (Πίνακας 3). Σε όλες τις περιπτώσεις υπολογίζονται και τα φάσματα απόκρισης της επιτάχυνσης για τρεις διακριτές τιμές της περιόδου (T = 0.2 sec, T = 0.62 sec και Τ = 1.07 sec), αντιπροσωπευτικές των ιδιοπεριόδων των κτηρίων του πολεοδομικού ιστού. Σε δεύτερη φάση κάθε σημείο του καννάβου του πολεοδομικού συγκροτήματος της πόλης χαρακτηρίσθηκε γεωτεχνικά (B, C ή D), με βάση το χάρτη του σχήματος 5β, και έτσι ανάλογα με τις συνθήκες της θέσης χρησιμοποιήθηκε το αντίστοιχο επιταχυνσιόγραμμα για τους χάρτες της εδαφικής κίνησης που συμπεριλαμβάνουν και την επίδραση των εδαφικών συνθηκών. Έτσι, οι χάρτες των συνθετικών τιμών των παραμέτρων της ισχυρής εδαφικής κίνησης που παρουσιάζονται για την ευρύτερη περιοχή της Θεσσαλονίκης αναφέρονται σε συγκεκριμένη κάθε φορά κατηγορία εδάφους (στην παρούσα εργασία παρουσιάζονται τα αποτελέσματα για την κατηγορία εδάφους Β), ενώ για το κέντρο της Θεσσαλονίκης παρουσιάζονται χάρτες που περιλαμβάνουν τη διαφοροποίηση των εδαφών και το αποτέλεσμά τους στη διαμόρφωση της ισχυρής εδαφικής κίνησης.

ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ ΤΗΣ ΕΦΑΡΜΟΓΗΣ

Οι συνθετικοί χάρτες κατανομής των παραμέτρων της ισχυρής εδαφικής κίνησης (μέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης και μέγιστης φασματικής επιτάχυνσης σε περιόδους 0.2, 0.62 και 1.07 sec) για το σενάριο σεισμού Μ6.0 στο ρήγμα του Ασβεστοχωρίου παρουσιάζονται στο Σχήμα 6(α-δ). Στα σχήματα αυτά χαρτογραφούνται οι τιμές των παραμέτρων που έχουν υπολογιστεί για επιφανειακές συνθήκες σκληρού πετρώματος (κατηγορία εδάφους Β). Από το Σχήμα 6(α) προκύπτει ότι οι τιμές της μέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης στην ευρύτερη περιοχή της πόλης της Θεσσαλονίκης κυμαίνονται μεταξύ 250-1050 cm/sec2 με τις μέγιστες τιμές να συγκεντρώνονται στην περιοχή της προβολής του θεωρούμενου μοντέλου ρήγματος στην επιφάνεια του εδάφους. Θα πρέπει να σημειωθεί ότι οι τιμές που χαρτογραφούνται, ιδιαίτερα στην περιοχή της προβολής της ρηξιγενούς επιφάνειας, εξαρτώνται σημαντικά από το εκάστοτε μοντέλο κατανομής της ολίσθησης. Η τυπική απόκλιση των μέσων τιμών στην περιοχή της προβολής είναι της τάξης του 30% και μειώνεται σταδιακά καθώς η απόσταση από τη θεωρούμενη σεισμική πηγή αυξάνεται. Ανάλογα μεταβάλλεται και η τυπική απόκλιση των μέσων τιμών της φασματικής επιτάχυνσης που χαρτογραφούνται στα σχήματα 6(b-d). Το εύρος των συνθετικών τιμών μέσα στο πολεοδομικό συγκρότημα της Θεσσαλονίκης, τόσο για τις μέγιστες εδαφικές επιταχύνσεις, όσο και για τη φασματική επιτάχυνση παρουσιάζονται στον Πίνακα 4. Στο Σχήμα 7 παρουσιάζεται ο χάρτης κατανομής των τιμών της μέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης από το σενάριο σεισμού Μ6.0 στο ρήγμα του Ασβεστοχωρίου στο κέντρο του πολεοδομικού συγκροτήματος της Θεσσαλονίκης. Στην περίπτωση του χάρτη αυτού έχουν ληφθεί υπόψη οι διαθέσιμες γεωτεχνικές πληροφορίες για το χαρακτηρισμό των εδαφών στο κέντρο της πόλης και έχει συνυπολογιστεί το αποτέλεσμα των τοπικών εδαφικών συνθηκών στη διαμόρφωση της μέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης. Ανάλογοι χάρτες έχουν συνταχθεί και για τη φασματική επιτάχυνση, οι οποίοι δεν παρουσιάζονται στην παρούσα εργασία για λόγους χώρου αλλά είναι διαθέσιμοι σε οποιονδήποτε ενδιαφερόμενο.

11

Σχήμα 6. Συνθετικοί χάρτες παραμέτρων της ισχυρής εδαφικής κίνησης για σενάριο σεισμού Μ6.0 στο ρήγμα του Ασβεστοχωρίου, α) χάρτης κατανομής της μέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης (σε μονάδες cm/sec2), β) χάρτης μέγιστης φασματικής επιτάχυνσης για τιμή της περιόδου T = 0.2 sec (σε μονάδες g), γ) για T = 0.62 sec και δ) για Τ = 1.07 sec. Για τις τιμές που χαρτογραφούνται έχει θεωρηθεί ότι τα εδάφη της περιοχής που καλύπτει ο χάρτης ανήκουν στην κατηγορία εδάφους Β.

Πίνακας 4. Σύγκριση μέγιστων εδαφικών επιταχύνσεων (σε κατηγορία Β) και αντίστοιχες μέγιστες φασματικές τιμές για τρεις διακριτές τιμές της περιόδου.

Μέγιστες τιμές για την πόλη της Θεσσαλονίκης

Σενάριο Ασβεστοχωρίου

Σενάριο Πυλαίας-Πανοράματος

Σενάριο Ν. Μεσημβρίας

PGA (cm/sec2) 350-650 150-300 150-300 PSA, T = 0.2 sec (χαμηλού ύψους οικοδομές) 0.8-1.4 g 0.3-0.55 g 0.35-0.65 g

PSA, T = 0.62 sec (μεσαίου ύψους οικοδομές) 0.28-0.48 g 0.12-0.2 g 0.10-0.18 g

PSA, T = 1.07 sec (μεγάλου ύψους οικοδομές) 0.14-0.23 g 0.05-0.09 g 0.04-0.07 g

12

Σχήμα 7. Χάρτης κατανομής των τιμών της μέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης (σε cm/sec2) στο κέντρο της Θεσσαλονίκης από σενάριο σεισμού Μ6.0 στο ρήγμα του Ασβεστοχωρίου (Σχήμα 4). Οι τιμές εμπεριέχουν το αποτέλεσμα των τοπικών εδαφικών συνθηκών. Στα Σχήματα 8, 9 και 10, 11 παρουσιάζονται τα αντίστοιχα αποτελέσματα (χάρτες μέγιστων τιμών για επιφανειακές συνθήκες βράχου και χάρτης μέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης με συνυπολογισμένο τον παράγοντα των τοπικών εδαφικών συνθηκών) για τα σενάρια σεισμών Μ5.9 στο ρήγμα Πυλαίας – Πανοράματος και Μ5.7 στο ρήγμα της Νέας Μεσήμβριας. Η συγκριτική παρουσίαση των επιπέδων της ισχυρής εδαφικής κίνησης που προβλέπεται από τα τρία εξεταζόμενα σενάρια σεισμών για το πολεοδομικό συγκρότημα της Θεσσαλονίκης γίνεται στον Πίνακα 4. Από τον Πίνακα αυτόν προκύπτει ότι το δυσμενέστερο για την πόλη της Θεσσαλονίκης σενάριο είναι αυτό στο ρήγμα του Ασβεστοχωρίου, το οποίο άλλωστε θεωρείται ότι βυθίζεται κάτω από αυτήν. Τα σενάρια σεισμών στα ρήγματα Πυλαίας-Πανοράματος και Ν. Μεσήμβριας είναι πρακτικά ισοδύναμα σε ότι αφορά τα επίπεδα της εδαφικής κίνησης που θα προκαλούσαν στη συνολική έκταση του πολεοδομικού συγκροτήματος της Θεσσαλονίκης. Ωστόσο, λόγω της αντι-διαμετρικής χωρικής τοποθέτησης των δυο θεωρούμενων σεισμικών πηγών ως προς το κέντρο της πόλης, τα αποτελέσματά τους σε επί μέρους τμήματα αυτής διαφέρουν. Πιο συγκεκριμένα, και τα δυο σενάρια προβλέπουν μέγιστες εδαφικές επιταχύνσεις της τάξης του 0.3-0.4g στους κεντρικούς δήμους με μια ζώνη υψηλών

13

Σχήμα 8. Συνθετικοί χάρτες παραμέτρων της ισχυρής εδαφικής κίνησης για σενάριο σεισμού Μ5.9 στο ρήγμα Πυλαίας-Πανοράματος, α) χάρτης κατανομής της μέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης (σε cm/sec2), β) χάρτης μέγιστης φασματικής επιτάχυνσης (σε g) για τιμή της περιόδου T = 0.2 sec, γ) για T = 0.62 sec και δ) για Τ = 1.07 sec. Για τις τιμές που χαρτογραφούνται έχει θεωρηθεί ότι τα εδάφη της περιοχής που καλύπτει ο χάρτης ανήκουν στην κατηγορία εδάφους Β.

Σχήμα 9. Χάρτης κατανομής των τιμών της μέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης (σε cm/sec2) στο κέντρο της Θεσσαλονίκης από σενάριο σεισμού Μ5.9 στο ρήγμα Πυλαίας - Πανοράματος (Σχήμα 4). Οι τιμές που χαρτογραφούνται εμπεριέχουν την επίδραση των τοπικών εδαφικών συνθηκών.

14

Σχήμα 10. Συνθετικοί χάρτες παραμέτρων της ισχυρής εδαφικής κίνησης για σενάριο σεισμού Μ5.7 στο ρήγμα Νέας-Μεσημβρίας, α) χάρτης κατανομής της μέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης (σε cm/sec2), β) χάρτης μέγιστης φασματικής επιτάχυνσης (σε g), για τιμή της περιόδου T = 0.2 sec γ) για T = 0.62 sec και δ) για Τ = 1.07 sec. Για τις τιμές που χαρτογραφούνται έχει θεωρηθεί ότι τα εδάφη της περιοχής που καλύπτει ο χάρτης ανήκουν στην κατηγορία εδάφους Β.

Σχήμα 11. Χάρτης κατανομής των τιμών της μέγιστης εδαφικής επιτάχυνσης (cm/sec2) στο κέντρο της Θεσσαλονίκης από σενάριο σεισμού Μ5.7 στο ρήγμα Νέας-Μεσημβρίας (Σχήμα 4). Στις τιμές έχει συμπεριληφθεί και η επίδραση των τοπικών εδαφικών συνθηκών.

15

επιταχύνσεων κατά μήκος της παραλίας ως αποτέλεσμα των τοπικών εδαφικών συνθηκών (σύγκριση χαρτών 9 και 11). Ωστόσο, εκτός από το κοινό αυτό χαρακτηριστικό οι συγκεντρώσεις των μέγιστων τιμών της επιτάχυνσης διαφέρουν στις δυο περιπτώσεις που εξετάζονται. Στην περίπτωση του σεναρίου σεισμού στο ρήγμα Πυλαίας – Πανοράματος οι μέγιστες επιταχύνσεις παρατηρούνται στο ανατολικό τμήμα της πόλης το οποίο βρίσκεται και πλησιέστερα στη θεωρούμενη σεισμική πηγή, ενώ στην περίπτωση του σεναρίου σεισμού στο ρήγμα της Ν. Μεσήμβριας οι περιοχές με τις υψηλότερες εδαφικές επιταχύνσεις παρατηρούνται στο δυτικό τμήμα της πόλης.

Σε γενικές γραμμές, οι χάρτες των σχημάτων 6, 8 και 10 μπορεί να θεωρηθεί ότι αποτυπώνουν κατά κύριο λόγο το αποτέλεσμα της σεισμικής πηγής καθώς οι τιμές έχουν όλες υπολογιστεί για επιφανειακές συνθήκες βράχου και δεν περιλαμβάνουν το αποτέλεσμα των τοπικών εδαφικών συνθηκών, ενώ στους χάρτες 7, 9 και 11 συμπεριλαμβάνονται και τα αποτελέσματα των τοπικών εδαφικών συνθηκών στην περιοχή του δήμου Θεσσαλονίκης.

ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ

Τα ρήγματα του Ασβεστοχωρίου, της Πυλαίας-Πανοράματος και της Νέας-Μεσήμβριας απέχουν μερικά χιλιόμετρα από την πόλη της Θεσσαλονίκης και κατά συνέπεια συμβάλλουν στη διαμόρφωση της εικόνας της σεισμικής διακινδύνευσης ενός σημαντικού ποσοστού του πληθυσμού της χώρας. Στην παρούσα εργασία παρουσιάζουμε χάρτες κατανομής παραμέτρων της ισχυρής εδαφικής κίνησης (μέγιστων εδαφικών και μέγιστων φασματικών επιταχύνσεων) που αντιστοιχούν σε σενάρια σεισμών στα τρία αυτά ρήγματα. Η μεθοδολογία προσομοίωσης έχει εντελώς στοχαστικό χαρακτήρα και γι’ αυτό άλλωστε τα αποτελέσματα αφορούν παραμέτρους που αντιστοιχούν στο υψίσυχνο τμήμα του φάσματος της εδαφικής κίνησης. Ωστόσο, η εφαρμοζόμενη μεθοδολογία λαμβάνει υπόψη τις πεπερασμένες διαστάσεις της εκάστοτε θεωρούμενης σεισμικής πηγής, ενώ εξετάζονται και πολλαπλά σενάρια που αφορούν τις λεπτομέρειες της διάρρηξης της ρηξιγενούς επιφάνειας (θέση σημείου έναρξης της διάρρηξης και κατανομή της ολίσθησης επάνω στην επιφάνεια του ρήγματος). Θα πρέπει να τονιστεί ιδιαίτερα ότι τα μεγέθη των σεναρίων σεισμών που εξετάζονται βασίζονται στο μέγιστο χαρτογραφημένο μήκος των τριών ρηγμάτων, χωρίς να λαμβάνεται υπόψη η πιθανότητα διάρρηξης των συγκεκριμένων ρηγμάτων. Από τα τρία σενάρια σεισμών που εξετάστηκαν φαίνεται ότι το δυσμενέστερο για το πολεοδομικό συγκρότημα της Θεσσαλονίκης (Πίνακας 4) είναι αυτό του σεισμού Μ6.0 στο ρήγμα του Ασβεστοχωρίου. Αυτό οφείλεται κατά κύριο λόγο στο γεγονός ότι η προβολή του μοντέλου ρήγματος που υιοθετήθηκε με βάση τα στοιχεία που δημοσίευσαν οι Papazachos et al. (2000) συμπίπτει κατά μεγάλο μέρος με την περιοχή όπου εκτείνεται η πόλη της Θεσσαλονίκης. Το σενάριο αυτό προβλέπει για τους κεντρικούς δήμους της πόλης μέγιστες εδαφικές επιταχύνσεις από 0.5g έως και >1.0g. Ωστόσο, η αβεβαιότητα στους συγκεκριμένους υπολογισμούς είναι η μέγιστη της μεθοδολογίας καθώς η εδαφική κίνηση εντός της προβολής ενός κανονικού ρήγματος διαμορφώνεται σε μεγάλο βαθμό από τις λεπτομέρειες της διάρρηξης, οι οποίες δεν είναι γνωστές πριν από την εκδήλωση του σεισμού. Τα σενάρια σεισμών στα ρήγματα Πυλαίας-Πανοράματος και Ασβεστοχωρίου προβλέπουν σε γενικές γραμμές παρόμοια πλάτη της εδαφικής κίνησης (μέγιστες εδαφικές επιταχύνσεις της

16

τάξης των 0.2-0.6g) στους κεντρικούς δήμους της πόλης, αλλά διαφορετική περιοχή συγκέντρωσης των μέγιστων τιμών.

ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ Οικονομική υποστήριξη από το πρόγραμμα INTERREG ΙΙΙΑ (Ελλάδα-ΠΓΔΜ) με συγχρηματοδότηση από το Ευρωπαϊκό Ταμείο Περιφερειακής Ανάπτυξης και από τη Γενική Γραμματεία Έρευνας και Τεχνολογίας (Υπουργείο Ανάπτυξης).

ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ

Anastasiadis A., Raptakis D., and Pitilakis, K. (2001), “Thessaloniki’s detailed microzoning: subsurface structure site response analysis”, Pageoph, 158, pp. 2597–2633.

Beresnev I. A., and Atkinson G. M. (1997), “Modeling finite-fault radiation from the ωn spectrum”, Bull. Seism. Soc. Am., 87, pp. 67 – 84.

Beresnev I. A., and Atkinson G. M., (1998), “FINSIM: a FORTRAN program for simulating stochastic acceleration time histories from finite faults”, Seism. Res. Lett., 69, pp. 27-32.

Beresnev I. A., and Atkinson G. M., (1999), “Gereric finite-fault model for ground-motion prediction in eastern North America”, Bull. Seism. Soc. Am., 89, pp. 608-625.

Beresnev I., and Atkinson G., (2001a), “Subevent structure of large earthquakes – A ground motion perspective”, Geophys. Res. Lett. 28, pp. 53 – 56.

Beresnev I., and Atkinson G., (2001b), “Correction to “Subevent structure of large earthquakes – A ground motion perspective”, Geophys. Res. Lett. 28, p. 4663.

Boore D. M., (1983), “Stochastic simulation of high-frequency ground motions based on seismological models of the radiated spectra”, Bull. Seism. Soc. Am., 73, pp. 1865 – 1894.

Boore D. M., (2003), “Simulation of ground motion using the stochastic method”, Pure Appl. Geophys., 160, pp. 635 – 676.

Hatzidimitriou P. M., (1995), “S-wave attenuation in the crust in Northern Greece”, Bull. Seism. Soc. Am., 85, pp. 1381 – 1387.

Kiratzi A., Benetatos Ch., and Roumelioti Z., (2007), “Distributed earthquake focal mechanisms in the Aegean Sea”, Bulletin of the Geological Society of Greece, Vol. XXXVII, pp. 9-18.

Klimis N., Margaris Β., Koliopoulos P., (1999), “Site dependent amplification functions and response spectra in Greece,” Journal of Earthquake Engineering, Vol. 3, No 2, pp. 237-270.

Margaris B. N., and Boore D. M., (1998), “Determination of Δσ and κ0 from response spectra of large earthquakes in Greece”, Bull. Seism. Soc. Am. 88, pp. 170 – 182.

Mercier J.-L., Carey-Gailhardis E., Mouyaris N., Simeakis K., Roundoyanis T. and Anghelidis, C., (1983), “Structural analysis of recent and active faults and regional state of stress in the epicentral area of the 1978 Thessaloniki earthquakes (Northern Greece)”, Tectonics, 2, pp. 577-600.

Mountrakis D., Tranos M., Papazachos C., Thomaidou E., Karagianni E. and Vamvakaris D., (2006), “Neotectonic and seismological data concerning major active faults, and the stress regimes of Northern Greece”, Geological Society, London, Special Publications, 260, pp. 649-670.

Παπαζάχος Β., και Παπαζάχου K. (2003), “Οι σεισμοί της Ελλάδας”, Εκδόσεις Ζήτη, Θεσσαλονίκη, σελ. 286.

Papazachos C., Soupios P., Savaidis A., and Roumelioti Z., (2000), “Identification of small-scale active faults near metropolitan areas: An example from the Asvestochori fault near Thessaloniki”, XXVII General Assembly of the European Seismological Commission (ESC) 10-15/9/2000.

17

Paradisopolou P.M., Karakostas V.G., Papadimitriou E.E., Tranos M.D., Papazachos C.B. and Karakaisis G.F., (2004), “Microearthquake study of the broader Thessaloniki area”, Annals of Geophysics, Vol. 49, N. 4/5.

Pavlidis S.B., Kilias A.A., (1987), “Neotectonic and active faults along the Servomacedonian zone (SE Chalkidiki, northern Greece)”, Ann. Tecton. I (2), pp. 9–104.

Roumelioti Z., and Kiratzi A., (2002), “Stochastic simulation of strong-motion records from the 15 April 1979 (M 7.1) Montenegro earthquake”. Bull. Seism. Soc. Am., 92, pp. 1095-1101.

Roumelioti Z., Kiratzi A., Theodoulidis N., and Papaioannou Ch., (2000), “A comparative study of a stochastic and deterministic simulation of strong ground motion applied to the Kozani-Grevena (NW Greece) 1995 sequence”, Annali di Geofisica 43, pp. 951 – 966.

Roumelioti Z., Kiratzi A., and Theodoulidis N., (2004), “Stochastic Strong Ground-Motion Simulation of the 7 September 1999 Athens (Greece) Earthquake”, Bull. Seism. Soc. Am. 94(3), pp.1036-1052.

Roumelioti Z., Kiratzi A., Theodulidis N., Panou A., Savvaidis A., and Benetatos Ch., (2006), “Earthquake ground motion scenarios in urban areas: the case of the city of Thessaloniki (northern Greece)”, In the monograph “Geodynamics of the Balkan Peninsula, Edt: G. Milev; Special Issue of reports on Geodesy 5(80), Warsaw University of Technology – Institute of Geodesy and Geodetic Astronomy, pp. 303-318.

Theodulidis N., Roumelioti Z., Panou A. A., Savvaidis A., Kiratzi A., Grigoriadis V., Dimitriou P. and Chatzigogos T. (2006), “Retrospective prediction of macroseismic intensities using strong ground motion simulation: the case of the 1978 Thessaloniki (Greece) earthquake (M6.5)”, Bulletin of Earthquake Engineering, 4, pp.101-130.

Tranos M.D., Papadimitriou Ε.Ε., Kilias Α.Α. (2003), “Thessaloniki-Gerakarou fault zone (TGFZ): the western extension of the 1978 Thessaloniki earthquake fault (northern Greece) and seismic hazard assessment”, Journal of Structural Geology, 25, pp.2109- 2123.

Tranos M.D., Meladiotis I.D., and Tsolakopoulos E.M., (2004), “Geometrical characteristics, scaling properties and seismic behaviour of the faulting of Chortiatis region and Anthemountas basin (Northern Greece)”. 5th International Symposium on Eastern Mediterranean Geology, Thessaloniki.

Vamvakaris D.A., Papazachos C.B., Savvaidis P.D., Tziavos I.N., Karagianni E.E., Scordilis E.M., Hatzidimitriou P.M., (2003), “Stress-field and time-variation of active crustal deformation in the Mygdonia basin based on the joined interpretation of seismological, neotectonic and geodetic data”. Geophys. Res. Abstr. 5, 08794.

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.