Mechanizm zjawiska sejsmicznego oraz tąpnięcia
w OZG Rudna w Polkowicach z 19.03.2013 r.
z wykorzystaniem lokalnych i regionalnych sieci
sejsmologicznych
Łukasz Rudziński, Grzegorz LizurekInstytut Geofizyki PAN, Zakład Sejsmologii, rudzin@igf.edu.pl, lizurek@igf.edu.pl Streszczenie
Zjawisko sejsmiczne z 19.03.2013 r. było jednym z najsilniejszych zarejestrowanych w ostatnim czasie na terenie działania kopalni rud miedzi w Polsce. W jego efekcie wyrobiska w rejonie wstrząsu uległy zniszczeniu. Lokalizacja hipocentrum w okolicy uskoku sugeruje możliwość zainicjowania wstrząsu na jego płaszczyźnie. Przedstawione badania próbują wyjaśnić naturę zjawiska w oparciu o dane sejsmologiczne, uzyskane z różnych sieci sejsmologicznych, dwóch lokalnych: kopalnianej oraz powierzchniowej jak również danych z wybranych szerokopasmowych stacji sejsmicznych. Przedstawione wyniki sugerują skomplikowaną naturę mechanizmu wstrząsu, począwszy od słabszego o silnej składowej ścinającej, do silniejszego o charakterze implozji, odpowiadające za zjawisko tąpnięcia. Przeprowadzone modelowania syntetyczne sugerują, że mechanizm tąpnięcia miał naturę zapadnięcia się stopu wraz z jednoczesnym wypiętrzeniem spągu. Tego typu mechanizm tąpnięcia potwierdza przeprowadzona wizja lokalna.
Słowa kluczowe: tąpnięcie, sejsmologia górnicza, OZG Rudna
Source mechanism of 19.03.2013 Rudna`s mine, Poland, seismic
tremor and following rockburst in a view of local and regional
seismic networks
Abstract
March 19th, 2013 seismic event occurred in Rudna mine, Poland was one of the strongest ever observed on this area. The event was both widely felt and in-mine tunnels were affected with heavy rockburst. Origin location close to Rudna Główna fault, strongly suggests that the event could be a reason of the fault reactivation. Based on seismological dataset recorded on different seismological networks: two locals and one regional with broadband equipments, we try to explain seismic source mechanism. Presented investigations suggest a complex nature of the Rudna's event which started as a smallest tremor with high double – couple component and which was followed by stronger event characterized with implosive part of moment tensor. Simple model of rockburst can be used to explain seismograms observed on regional distances. Such model was actually affirmed with in-mine damages observation. Key words: rockburst, mining seismology, Rudna mine, Poland
Wprowadzenie
19 marca 2013 r. o godzinie 21:09:52.0 UTC (22:09:52.0 CET) na terenie OZG Rudna w Polkowicach zarejestrowane zostało zjawisko sejsmiczne, którego siła była jedną z największych notowanych na obszarze Legnicko-Głogowskiego Zagłębia Miedziowego (LGOM). Zjawisko sejsmiczne zarejestrowane zostało nie tylko na lo-kalnych sieciach sejsmologicznych, ale również na globalnej sieci sejsmometrów szerokopasmowych. Według danych z naziemnej sieci sejsmicznej LUMINEOS, należącej do Instytutu Geofizyki PAN, wstrząs osiągnął magnitudę lokalną Ml 4.1 oraz magnitudę momentu sejsmicznego Mw 3.8 [13], podczas gdy według Europej-sko-Śródziemnomorskiego Centrum Sejsmologicznego (European Mediterranean Seismological Center – www.emsc-csem.org) magnituda lokalna (liczona dla sieci szerokopasmowych) wyniosła Ml 4.6. Pomimo że na terenie zagłębia miedziowego LGOM corocznie rejestruje się kilkaset zjawisk sejsmicznych w przedziale magnitud M0.4 – M4 (co odpowiada energiom 103-108 J), wstrząs z 19 marca był wyjątkowy. Do cech wyróżniających zjawisko należą przede wszystkim: bardzo duża siła, niety-powa lokalizacja w pewnej odległości od ówcześnie prowadzonych prac górniczych, wystąpienie serii wstrząsów następczych, a także znaczące skutki w wyrobiskach podziemnych [13, 19]. Lokalizacja wstrząsu wyznaczona została w polu G-3/4 OZG Rudna (rys. 1). Przeprowadzona powtórna lokalizacja zjawiska (metodą lokalizacji probabilistycznej, opisanej w pracy [14]) z wykorzystaniem podziemnej sieci sej-smicznej, wyznaczyła hipocentrum wstrząsu na szerokości geograficznej 51.4923N; długości geograficznej 16.0885E (co odpowiada lokalizacji w układzie 2000: 5707042; 5575521) oraz głębokości -897 metrów. Zjawisko wystąpiło o godzinie: 22:09:52.47 czasu lokalnego. Błąd lokalizacji składowych epicentralnych nie prze-kraczał 60 metrów, głębokości zaś 208 metrów. Wyznaczona lokalizacja zjawiska była zbliżona do pozycji uskoku Rudna Główna i nie znajdowała się w bezpośredniej bliskości frontu robót górniczych. W trakcie wizji lokalnej zaobserwowano tąpnięcie z widocznym wypiętrzeniem spągu chodnika. W przeciągu następnych kilku godzin w rejonie pola G 3/4 zarejestrowanych zostało 6 wstrząsów o energii pomiędzy 103 a 104 J, które ze względów na lokalizację oraz siłę można traktować jako zjawiska na-stępcze. Tego typu zachowanie może być podstawą do wysunięcia przypuszczenia, że wstrząs miał charakter reaktywacji uskoku tektonicznego. W artykule przedsta-wiamy analizę mechanizmu zjawiska z 19 marca. Do analizy wykorzystujemy różne sieci sejsmologiczne – od lokalnych krótkookresowych po globalną sieć sejs-mometrów szerokopasmowych. Mechanizm ogniska opisujemy pełnym tensorem momentu sejsmicznego, który w sposób całościowy opisuje siły działające w źródle sejsmicznym. Celem pracy jest analiza wstrząsu wraz z towarzyszącym mu tąpnię-ciem w świetle badań nad mechanizmami zjawisk sejsmicznych.
Rys. 1. Lokalizacja wstrząsu z 19 marca 2013 r. (gwiazdka) na tle rejestrujących sieci sejsmo-logicznych: a) regionalna sieć sejsmometrów szerokopasmowych; b) powierzchniowa sieć
sejsmiczna LUMIENOS; c) dołowa sieć sejsmologiczna OZG Rudna. Po prawej stronie umieszczono sejsmogram prędkościowy dla wybranej stacji z każdej z sieci
1. Analiza danych obserwacyjnych 1.1. Lokalne sieci sejsmiczne
Zakłady Górnicze „Rudna” w Polkowicach są głębinową kopalnią, należącą do kon-cernu KGHM Polska Miedź S.A. Głębokość wydobycia rudy waha się w granicach 950-1150 m. Wydobycie odbywa się systemem filarowo-komorowym. Jednym z naj-
większych naturalnych zagrożeń w OZG Rudna jest zagrożenie sejsmiczne wraz z towarzyszącym mu zagrożeniem tąpaniowym. Sejsmiczność na terenie kopalni jest monitorowana przez działającą na terenie zakładu Kopalnianą Stację Geofizyki Górniczej. Stacja prowadzi monitoring za pomocą sieci sejsmometrycznej (rys. 1c), złożonej z ponad 30 pionowych sejsmometrów krótkookresowych (1-100 Hz) Willmore II i Willmore III. System rejestruje sygnał z częstotliwością 500 próbek na sekundę w dynamice poniżej 70 dB. Niska dynamika sieci sprawia, że wstrząsy o znacznej sile mają obcięte zapisy w wyniku przesterowania systemu rejestrujące-go. Sprawia to trudności w analizie pełnego pola falowego i pozwala na wyznacze-nie mechanizmu jedywyznacze-nie z pierwszych wstąpień fali sejsmicznej. Powierzchniowa sieć sejsmologiczna LUMINEOS (rys. 1b) należy do Instytutu Geofizyki PAN i jest przeznaczona do rejestrowania drgań, w celu prowadzenia zaawansowanych badań sejsmologicznych. 19.03.2013 r. w sieci LUMINEOS zainstalowane były jedynie 4 trójskładowe krótkookresowe sejsmometry (1-100 Hz) LE 3d/1s firmy Lenartz Electronics. Sieć działa w trybie ciągłym z próbkowaniem sygnału 100 Hz i dynami-ką 120 dB. Pozwala to na rejestrację silnych zjawisk indukowanych działalnością górniczą bez przesterowania rejestracji.
1.2. Szerokopasmowa globalna sieć sejsmiczna
Wykorzystane w badaniach szerokopasmowe stacje sejsmiczne należą do polskiej, niemieckiej oraz czeskiej sieci obserwacyjnej (rys. 1a). Wspomniane stacje wyposa-żone są w sejsmometry szerokopasmowe Streckeisen STS2 o paśmie przenoszenia 120 s – 50 Hz i częstotliwości próbkowania sygnału 100 Hz. W naszych badaniach wybraliśmy 7 najlepiej dobranych geograficznie względem wstrząsu stanowisk. Da-ne dostępDa-ne są za darmo na stronie interDa-netowej projektu ORFEUS. WstępDa-ne ich przygotowanie polegało na dekonwolucji odpowiedzi sejsmometrów, w celu uzyska-nia sygnału przemieszczeniowego oraz decymacji sygnału do 5 Hz.
2. Analiza mechanizmu ogniska sejsmicznego
Mechanizm ogniska analizujemy w naszych badaniach za pomocą estymacji pełne-go tensora momentu sejsmicznepełne-go (MT). Tensor momentu sejsmicznepełne-go w karte-zjańskim układzie odniesienia jest tensorem o 9 składowych. Ponieważ zachowanie zasady momentu skręcającego musi być spełnione, liczba niezależnych składowych MT ogranicza się do sześciu. Tak zdefiniowany MT opisuje nie tylko źródło związa-ne z działaniem podwójzwiąza-nej pary sił (dominującego mechanizmu w przypadku natu-ralnych trzęsień ziemi), ale jest uważany za bardzo dobry opis mechanizmów rozry-wu w sejsmologii górniczej [6]. Najbardziej popularna w jej przypadku dekompozycja tensora na część izotropową, liniowy dipol skompensowany oraz podwójną parę sił, opisuje zarówno zmiany objętościowe w źródle, jak i inne możliwe mechanizmy. Zaliczamy do nich: zaciskanie wyrobisk, zawały, pękanie filara, rozwarstwienie stro-pu, jak również powstawanie uskoków związanych z działaniem par sił [9]. Analiza mechanizmu marcowego wstrząsu z OZG „Rudna” przeprowadzona została za po-mocą dwóch różnych metodologii otrzymywania tensora momentu. W przypadku sieci
sejsmologicznej OZG „Rudna”, użyliśmy procedury wyznaczania mechanizmu za pomocą analizy pierwszych wstąpień fali sejsmicznej, zapisanej na pionowych sejs-mogramach sieci. Metoda ta była wielokrotnie testowana dla zjawisk z kopalni rud miedzi [2, 12, 18]. Jest ona częścią oprogramowania komputerowego FOCI3.0, któ-ry pozwala na estymację zarówno pełnego tensora momentu, jak i mechanizmu ograniczonego do działania podwójnej pary sił [11]. W naszym przypadku pełny ten-sor momentu otrzymany został, używając lokalnego modelu prędkościowego opra-cowanego dla OZG „Rudna” [18], wynoszącego dla fali bezpośredniej: 5 km/s, dla fali refrakcyjnej po stropie anhydrytu: 5,9 km/s oraz refrakcyjnej poniżej warstwy pia-skowca: 5,6 km/s. Dla dwóch pozostałych sieci sejsmologicznych, tj. powierzchnio-wej sieci LUMINEOS oraz sieci sejsmometrów szerokopasmowych, zmieniliśmy po-dejście w kierunku badania nie tylko pierwszych wstąpień, lecz większej części sejs-mogramu przy założeniu modeli prędkości zgodnie z pracą [5] dla sieci LUMINEOS oraz [8] dla sieci regionalnej (rys. 2). Dla obu tych sieci MT otrzymano z użyciem oprogramowania KIWI tools (http://kinherd.org), które pozwala na badanie punkto-wego oraz rozciągłego źródła sejsmicznego w oparciu o modelowanie pełnego pola falowego [10, 15]. Analizę można przeprowadzać zarówno w domenie czasu, jak i częstotliwości, co powoduje znacznie mniejszą czułość metody na możliwe błędy, związane z niedopasowaniem modelu prędkościowego oraz pokrycia azymutalnego hipocentrum stacjami pomiarowymi [3].
2.1. Lokalna sieć sejsmiczna OZG Rudna – pierwsza faza wstrząsu Jak wspominaliśmy, analiza mechanizmu na podstawie zapisu dołowej sieci sejsmo-logicznej OZG „Rudna” przeprowadzona została poprzez inwersję pierwszych ampli-tud sejsmogramów przemieszczeniowych. W przypadku tej sieci nie można było zastosować innej metodologii z uwagi na saturację i obcięcie zapisów na wszystkich sejsmometrach rejestrujących marcowe zjawisko. Niemniej analiza, oparta na pierwszych wstąpieniach, niesie za sobą bardzo ciekawe spostrzeżenie, mianowicie w ten sposób jesteśmy zdolni do zbadania najwcześniejszej fazy pękania górotworu. Jest to bardzo ważne biorąc pod uwagę fakt, że wiele z obserwowanych silnych wstrząsów górniczych ma naturę złożoną z dwóch lub nawet kilku subwstrząsów [7]. Jeśli któryś z późniejszych względem pierwszej fazy rozrywu subwstrząs jest silniej-szy, rozróżnienie mechanizmów w analizie pełnego pola falowego może być co najmniej kłopotliwe i prowadzić często do niejednoznacznych wyników [16]. W przy-padku sieci OZG „Rudna” rozwiązanie mechanizmu otrzymane zostało jako MT, dla którego w normie L2 błąd dopasowania pomiędzy danymi obserwowanymi a synte-tycznymi był najmniejszy. Następnie MT zdekomponowany został do części izotro-powej (ISO) i dewiatorycznej, która z kolei zawiera informację o liniowym dipolu skondensowanym (CLVD) oraz podwójnej parze sił (DC) Rozwiązanie pokazane zostało na rys. 3a oraz w tabeli 1.
Rys. 2. Model prędkości, opracowany na podstawie [5] dla sieci LUMINEOS oraz szerokopa-smowej sieci regionalnej na podstawie [8]
Tabela 1. Tensor momentu sejsmicznego, skalarny moment sejsmiczny M0, magnituda mo-mentu Mw oraz dekompozycja tensora dla trzech analizowanych sieci sejsmologicznych
Sieć dołowa LUMINEOS Sieć regionalna
M11 [Nm] -1,26x1014 -6,11x1014 -1,38x1015 M22 [Nm] -0,71x1014 -3,99x1014 -1,43x1015 M33 [Nm] 4,46x1014 0,45x1014 -4.12x1015 M12 [Nm] -0,67x1014 -0,75x1014 -0,05x1015 M13 [Nm] 0,05x1014 0,35x1014 0,24x1015 M23 [Nm] -0,71x1014 0,69x1014 0,11x1015 M0 [Nm] 3,05x1014 3,59x1014 3,24x1015 Mw 3,6 3.6 4.2 ISO [%] 25 -50 -55 CLVD [%] 33 9 -42
DC [%] 42 41 3
Rys. 3. Rozwiązanie mechanizmu wstrząsu wraz z jego dekompozycją (powyżej mapy) na odpowiednio część: izotropową, liniowy dipol skompensowany oraz podwójną parę sił dla: a) sieci dołowej (szare symbole stanowisk oznaczają stację powyżej hipocentrum, czarne poniżej ogniska); b) sieci LUMIENOS. Wielkość zdekomponowanej piłeczki odpowiada
pro-centowemu stosunkowi każdej z część w pełnym MT
2.2. Sieć sejsmometrów szerokopasmowych – faza tąpnięcia Dla sieci sejsmometrów szerokopasmowych (rys. 1a) MT otrzymaliśmy za pomocą inwersji pełnego pola falowego. Wstępna faza badania polegała na doborze odpo-wiedniego modelu prędkości bazującego na kilku modelach regionalnych dla Polski. Ponieważ wynik rozwiązania nie ulegał zmianie dla wszystkich testowanych modeli, w pracy przedstawiamy rozwiązanie dla modelu opracowanego na podstawie [8], dla którego błąd inwersji w normie L2 był najmniejszy (rys. 2). Nasza analiza dotyczyła całości sejsmogramu. Wstępne testy wykazały, że najbardziej stabilne rozwiązanie osiągnięte zostało dla częstotliwości fal w zakresie 0,06-0,1 Hz, co odpowiada czę-stotliwościom fal powierzchniowych. Estymację MT przeprowadziliśmy w dwóch kro-kach, podążając za metodologią oprogramowania KIWI tools, opisaną w [4]. Pierw-szy krok polegał na analizie sejsmogramów w domenie częstotliwości. W tym kroku otrzymaliśmy informację o płaszczyznach nodalnych wraz z lokalizacją centroidalną. Ponieważ analizując zapisy w domenie częstotliwości, nie mamy informacji o pola-ryzacji, nie można w tym kroku określić stref kompresji oraz tensji. W tym celu nie-zbędny jest drugi krok, w którym dopasowujemy sejsmogramy w domenie czasu. Dopiero tak otrzymane rozwiązanie możemy uznawać za ostateczny wynik analizy (rys. 4, tabela 1).
2.3. Lokalna sieć sejsmiczna LUMINEOS – niejednoznaczność rozwiązania
Podobnie jak w przypadku sieci szerokopasmowej, również w przypadku sieci LU-MINEOS analizę przeprowadziliśmy za pomocą inwersji większej części sejsmo-gramu. Kilka czynników miało wpływ na otrzymane rozwiązanie. Jednym z najważ-niejszych było słabe pokrycie azymutalne sejsmometrami ogniska wstrząsu. Przyj-mując jednak, że analiza w domenie częstotliwości w znaczący sposób obniża wpływ pokrycia azymutalnego na stabilność rozwiązania, uważamy, że otrzymane z sieci LUMIENOS wyniki są warte dalszego badania. Nierozwiązanym problemem jest mała liczba stanowisk (jedynie 4 stacje), niemniej z uwagi na zastosowane sejs-mometry trójosiowe analiza tensora momentu mogła być przeprowadzona bez za-grożenia ze strony nieodpowiedniej ilości danych wejściowych (12 zapisów w sto-sunku do 6 niezależnych składowych MT). Ostatnim z problemów jest brak dokład-nego lokaldokład-nego modelu prędkościowego, a w zasadzie niedokładna znajomość pierwszej około 100-150-metrowej warstwy od powierzchni w głąb ziemi. Pozostała część modelu (rys. 2.) opracowana została na podstawie badań opisanych w pracy [5]. Estymacja MT przebiegała podobnie jak dla sieci szerokopasmowej w dwóch krokach, przy czym dopasowywana była jedynie cała faza P w czasie 5 sekund od czasu w ognisku z użyciem filtra pasmowego 2-3 Hz. Rozwiązanie wraz z parame-trami MT podane jest na rys. 3 i w tabeli 1.
Rys. 4. Rozwiązanie mechanizmu wstrząsu dla regionalnej sieci szerokopasmowej wraz z jego dekompozycją
3. Analiza wyników – modelowanie tąpnięcia
Jeśli przeanalizujemy otrzymane w wyniku inwersji rezultaty dla różnych sieci sej-smicznych, natychmiast zauważymy, że uzyskane MT są w przypadku sieci OZG Rudna i sieci szerokopasmowych zupełnie inne. Z drugiej zaś strony trudno jedno-znacznie pokazać, że któreś z uzyskanych rozwiązań jest niewłaściwe, obarczone większym błędem rozwiązania czy też błędne. Znamienny jest fakt, że moment sejs-miczny otrzymany dzięki analizie sieci dołowej jest o rząd wielkości mniejszy niż ten uzyskany z sieci szerokopasmowej. Taki układ rozwiązań sugeruje złożoność me-chanizmu wstrząsu z 19 marca. MT uzyskany z sieci dołowej ma znaczącą składo-wą ścinającą, zaś lokalizacja oraz zarejestrowana sekwencja wstrząsów następ-czych potwierdzają możliwość reaktywacji uskoku Rudna Główna. Co więcej, kieru-nek płaszczyzn nodalnych uzyskanych w rozwiązaniu jest zgodny z kierunkiem ob-serwowanych w rzeczywistości płaszczyzn tegoż uskoku. Zupełnie inne wnioski wy-pływają z kolei z MT uzyskanego za pomocą sieci regionalnej. W tym przypadku najsilniej zaznaczona w MT jest składowa ISO, mająca charakter implozyjny. Tego typu zachowanie tensora może wskazywać na opis odmiennego zjawiska, które za-szło podczas wstrząsu. Jednym z możliwych wyjaśnień takiego charakteru mecha-nizmu jest powstanie zawału wewnątrz tuneli kopalni. W rzeczywistości tąpnięcie takie zaobserwowano i związane było ono z zawałem skał stropowych wraz z wypię-trzeniem spągu i zaciśnięciem wyrobiska. Kilka prostych modeli teoretycznych może wyjaśnić silnie implozyjne źródło sejsmiczne. Najprostszy z nich to pełne zaciskanie wyrobiska i sferyczne zapadanie się górotworu do pustki w jego wnętrzu. Pomimo swej prostoty taki model wydaje się nieodpowiedni z fizycznego punktu widzenia, biorąc pod uwagę kształt wyrobisk górniczych oraz obserwowane w nich skutki. Drugim prostym modelem jest model kolapsu, w którym występuje zaciskanie pustki od strony stropu i spągu. Model taki, zwany w języku angielskim modelem Tabular
Cavity Collapse ([1, 17], rys. 5) może być w prosty sposób przedstawiony za
pomo-cą tensora momentu sejsmicznego. Tego typu model jest analogią do modelu ten-syjnego zamykania się pustek w relacji 1:1:(λ+2μ) / λ (gdzie λ oraz μ są stałymi La-mego). Dla ciała Poissona, gdzie λ = μ, oraz zakładając pionowy kolaps, niezerowe elementy MT wynoszą odpowiednio: m11 = m22 = -1 and m33 = -3. Przeprowadzona
dla takiego teoretycznego MT generacja sejsmogramów syntetycznych przy założe-niu siły zjawiska z momentem sejsmicznym M0 = 2x1015 Nm, co odpowiada
magni-tudzie momentu Mw4.1 (i co jest generalnie zgodne z siłą wyznaczonego
regional-nego MT), pokazała doskonałe dopasowanie pomiędzy syntetykami a sejsmogra-mami obserwowanymi na stacjach szerokopasmowych (rys. 5). Taki wynik sugeruje, że drugie z subzjawisk wyjaśnić można za pomocą modelu Tabular Cavity Collapse i to właśnie to zjawisko można traktować jako odpowiedzialne za obserwowane w wyrobisku skutki tąpnięcia.
Rys. 5. Schematyczny rysunek modelu tąpnięcia typu Tabular Cavity Collapse wraz z dopa-sowaniem sejsmogramów syntetycznych (czarne) oraz obserwowanych (szare) w zakresie
częstotliwości 0,06-0,1 Hz dla wybranych stacji szerokopasmowych
Ciekawy przypadek stanowi MT, otrzymany dla sieci powierzchniowej LUMINEOS. Pomimo problemów z siecią sejsmiczną w czasie zaistnienia wstrząsu, otrzymane rozwiązanie wydaje się być stabilne i prawidłowe. Silna składowa implozyjna, jak również spora składowa DC sugeruje, że zapis z tej sieci ma w sobie oba subzjawi-ska. Standardowa procedura dekompozycji tensora dla tego typu sieci wymaga jed-nak innego podejścia, które poradziłoby sobie z rozdzieleniem obu mechanizmów. Potrzebne są jednak dalsze prace w tym zakresie [16].
Podsumowanie
W pracy przedstawiona została analiza bardzo silnego zjawiska sejsmicznego z OZG „Rudna” w Polkowicach z 19 marca 2013 r. Zjawisko oprócz silnej odczuwal-ności na powierzchni spowodowało znaczne szkody wewnątrz wyrobisk. Nasze po-dejście polegało na zastosowaniu lokalnych oraz regionalnej sieci sejsmologicznej do opracowania historii mechanizmu wstrząsu. Bazując na danych z sieci dołowej, wyznaczyliśmy pierwszą fazę pękania górotworu z silną składową ścinającą, co po-twierdza znaczny udział uskoku Rudna Główna w możliwej generacji zjawiska.
Z drugiej strony obserwacje na szerokopasmowych stacjach regionalnych pokazały, że mechanizm to kolaps o silnej składowej nieścinającej w tym głównie o składowej implozyjnej. Założony prosty model tąpnięcia w bardzo dobrym stopniu wyjaśnił ob-serwowane zapisy. Należy podejrzewać, że zjawisko zaobob-serwowane na stacjach regionalnych jest odpowiedzialne za wyrządzone wewnątrz tuneli szkody. Bardzo ciekawy przypadek stanowi sieć sejsmiczna LUMNEOS oraz rozwiązanie dla jej za-pisów. MT z tej sieci najprawdopodobniej zawiera informację o obu zjawiskach, standardowa dekompozycja tensora nie jest jednak wystarczająca do ich rozdzielenia.
Podziękowania
Pragniemy podziękować pracownikom Kopalnianej Stacji Geofizyki Górniczej OZG „Rudna” w Polkowicach za udostępnienie danych do analizy przedstawionej w pracy oraz dodatkowej informacji, pomocnej przy interpretacji mechanizmów. Praca po-wstała przy wsparciu finansowym projektu IS-EPOS Cyfrowa Przestrzeń Badawcza Sejsmiczności Indukowanej dla celów EPOS (POIG.02.03.00-14-090/13-00), fundo-wanej przez Narodowe Centrum Badań i Rozwoju, oraz w ramach statutowej dzia-łalności IGF PAN Nr 3841/E-41/S/2015, fundowanej przez Ministerstwo Nauki i Szkolnictwa Wyższego.
Bibliografia
[1] Aki K., Richards P.G., 1980, Quantitative seismology, W.H. Freeman, San Francisco. [2] Awad H., Kwiatek G., 2005, Focal mechanism of earthquakes from June 1987swarm in
Aswan, Egypt, calculated by the moment tensor inversion, Acta Geophys. Pol., vol. 53, no. 3, s. 275-291.
[3] Cesca S., Buforn E., Dahm T., 2006, Moment tensor inversion of shallow earthquakes in Spain, Geophysical Journal International, doi:10.1111/j.1365246X.2006.03073.x. [4] Cesca S., Heimann S., Stammler K., Dahm T., 2010, Automated procedure for point and
kinematic source inversion at regional distances. J. Geophys. Res., 115, B06304, doi:10.1029/2009JB006450.
[5] Dec J., Pietach K., Marzec P., 2011, Application of seismic methods to identify potential gas concentration zones at the Zechstein Limestone Level in the ”Rudna” mining area, SW Poland, Annales Societatis Geologorum Poloniae; ISSN 0208-9068. – 2011, vol. 81, no. 1, s. 63-78.
[6] Gibowicz S.J., Kijko A., 1994, An Introduction to Mining Seismology, Academic Press, San Diego.
[7] Gibowicz S.J., 2009, Seismicity induced by mining: recent research, Advances in Geo-physics, 51, s. 1-53.
[8] Grad M., Jensen S.L., Keller G.R. Guterch A., Thybo H., Janik T., Tiira T., Yliniemi Lu-osto U., Motuza G., Nasedkin V., Czuba W., Gaczynski E., Sroda P., Miller K.C., Wilde- -Piórko M., Komminaho K., Jacyna J., Korabliova L., 2003, Crustal structure of the Trans-European suture zone region along POLONAISE'97 seismic profile P4, J. Ge-ophys. Res. 108, DOI: 10.1029/2003JB002426.
[9] Hasegawa H.S., Wetmiller R.J., Gendzwill D.J., 1989, Induced seismicity in mines in Canada – an overview, Pure and Applied Geophysics, 129, s. 423-453.
[10] Heimann S., 2010, A robust method to estimate kinematic earthquake source parame-ters, rozprawa doktorska, Uniwersytet w Hamburgu, Hamburg, Niemcy.
[11] Kwiatek G., 2013, http://www.sejsmologia-gornicza.pl/projekty/foci
[12] Lizurek G., Wiejacz P., 2011, Moment tensor solution and physical parameters of se-lected recent seismic events at Rudna Copper Mine, [w:] A.F. Idziak, R. Dubiel (eds.) Geophysics in Mining and Environmental Protection, Geoplanet: Earth and Planetary Sciences 2, Springer, Heidelberg, doi: 10.1007/978-3-642-19098_12.
[13] Lizurek G., Rudziński Ł., Plesiewicz B., 2015, Mining induced seismic event on inactive fault, Acta Geophysica DOI: 10.2478/s11600-014-0249-y.
[14] Rudziński Ł., Dębski W., 2011, Extending the Double-Difference Location Technique to Mining Applications, Part I: Numerical Study. Acta Geophysica, vol. 59, no. 4, Aug. 2011, s. 785-814, doi: 10.2478/s11600-011-0021-5.
[15] Rudziński Ł., 2013, Rozwiązanie mechanizmu zjawiska sejsmicznego poprzez inwersję sejsmogramów, Przegląd Górniczy, 5/2013, s. 49-55, UKD 622.33:622.83/.84:550.94. [16] Rudziński Ł., Cesca S., Lizurek G., 2015, Complex rupture process of the March 19,
2013, Rudna mine (Poland) induced seismic event and collapse in the light of local and regional moment tensor inversion, Seismological Research Letters (w trakcie recenzji). [17] Talebi S., Côté M., 2005, Implosional focal mechanisms in a hard-rock mine. In: Potvin
Y., Hudyma M. (eds.), Controlling seismic risk. Rockburst and Seismicity in Mines, Aus-tralian Centre for Geomechanics, Nedlands, s. 113-121.
[18] Wiejacz P., 1992, Calculation of seismic moment tensor for mine tremors from the Leg-nica-Głogów Copper Basin. Acta Geophys. Pol. 40, s. 103-122.
