61 CUPRUM Czasopismo Naukowo-Techniczne Górnictwa Rud nr 3 (76) 2015, s

61 CUPRUM Czasopismo Naukowo-Techniczne Górnictwa Rud nr 3 (76) 2015, s. 61-72 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 Lizurek Instytut 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

62 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 lokalnych 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 Europejsko-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 10 3-10 8 J), wstrząs z 19 marca był wyjątkowy. Do cech wyróżniających zjawisko należą przede wszystkim: bardzo duża siła, nietypowa 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 sejsmicznej, 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 przekraczał 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 10 3 a 10 4 J, które ze względów na lokalizację oraz siłę można traktować jako zjawiska następcze. Tego typu zachowanie może być podstawą do wysunięcia przypuszczenia, że wstrząs miał charakter reaktywacji uskoku tektonicznego. W artykule przedstawiamy analizę mechanizmu zjawiska z 19 marca. Do analizy wykorzystujemy różne sieci sejsmologiczne od lokalnych krótkookresowych po globalną sieć sejsmometrów 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 tąpnięciem w świetle badań nad mechanizmami zjawisk sejsmicznych.

63 Rys. 1. Lokalizacja wstrząsu z 19 marca 2013 r. (gwiazdka) na tle rejestrujących sieci sejsmologicznych: 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 koncernu KGHM Polska Miedź S.A. Głębokość wydobycia rudy waha się w granicach 950-1150 m. Wydobycie odbywa się systemem filarowo-komorowym. Jednym z naj-

64 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 rejestrującego. Sprawia to trudności w analizie pełnego pola falowego i pozwala na wyznaczenie mechanizmu jedynie 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 dynamiką 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 wyposażone 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. Dane dostępne są za darmo na stronie internetowej projektu ORFEUS. Wstępne ich przygotowanie polegało na dekonwolucji odpowiedzi sejsmometrów, w celu uzyskania sygnału przemieszczeniowego oraz decymacji sygnału do 5 Hz. 2. Analiza mechanizmu ogniska sejsmicznego Mechanizm ogniska analizujemy w naszych badaniach za pomocą estymacji pełnego tensora momentu sejsmicznego (MT). Tensor momentu sejsmicznego w kartezjańskim 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 związane z działaniem podwójnej pary sił (dominującego mechanizmu w przypadku naturalnych trzęsień ziemi), ale jest uważany za bardzo dobry opis mechanizmów rozrywu 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 stropu, jak również powstawanie uskoków związanych z działaniem par sił [9]. Analiza mechanizmu marcowego wstrząsu z OZG Rudna przeprowadzona została za pomocą dwóch różnych metodologii otrzymywania tensora momentu. W przypadku sieci

65 sejsmologicznej OZG Rudna, użyliśmy procedury wyznaczania mechanizmu za pomocą analizy pierwszych wstąpień fali sejsmicznej, zapisanej na pionowych sejsmogramach sieci. Metoda ta była wielokrotnie testowana dla zjawisk z kopalni rud miedzi [2, 12, 18]. Jest ona częścią oprogramowania komputerowego FOCI3.0, który pozwala na estymację zarówno pełnego tensora momentu, jak i mechanizmu ograniczonego do działania podwójnej pary sił [11]. W naszym przypadku pełny tensor momentu otrzymany został, używając lokalnego modelu prędkościowego opracowanego 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 piaskowca: 5,6 km/s. Dla dwóch pozostałych sieci sejsmologicznych, tj. powierzchniowej sieci LUMINEOS oraz sieci sejsmometrów szerokopasmowych, zmieniliśmy podejście w kierunku badania nie tylko pierwszych wstąpień, lecz większej części sejsmogramu 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 punktowego 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 sejsmologicznej OZG Rudna przeprowadzona została poprzez inwersję pierwszych amplitud 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 silniejszy, rozróżnienie mechanizmów w analizie pełnego pola falowego może być co najmniej kłopotliwe i prowadzić często do niejednoznacznych wyników [16]. W przypadku sieci OZG Rudna rozwiązanie mechanizmu otrzymane zostało jako MT, dla którego w normie L2 błąd dopasowania pomiędzy danymi obserwowanymi a syntetycznymi był najmniejszy. Następnie MT zdekomponowany został do części izotropowej (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.

66 Rys. 2. Model prędkości, opracowany na podstawie [5] dla sieci LUMINEOS oraz szerokopasmowej sieci regionalnej na podstawie [8] Tabela 1. Tensor momentu sejsmicznego, skalarny moment sejsmiczny M 0, magnituda momentu M w oraz dekompozycja tensora dla trzech analizowanych sieci sejsmologicznych M 11 [Nm] M 22 [Nm] M 33 [Nm] M 12 [Nm] M 13 [Nm] M 23 [Nm] M 0 [Nm] M w ISO [%] CLVD [%] Sieć dołowa LUMINEOS Sieć regionalna -1,26x10 14-6,11x10 14-1,38x10 15-0,71x10 14-3,99x10 14-1,43x10 15 4,46x10 14 0,45x10 14-4.12x10 15-0,67x10 14-0,75x10 14-0,05x10 15 0,05x10 14 0,35x10 14 0,24x10 15-0,71x10 14 0,69x10 14 0,11x10 15 3,05x10 14 3,59x10 14 3,24x10 15 3,6 3.6 4.2 25-50 -55 33 9-42

67 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 procentowemu 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 odpowiedniego 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 częstotliwościom fal powierzchniowych. Estymację MT przeprowadziliśmy w dwóch krokach, podążając za metodologią oprogramowania KIWI tools, opisaną w [4]. Pierwszy 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 polaryzacji, nie można w tym kroku określić stref kompresji oraz tensji. W tym celu niezbędny jest drugi krok, w którym dopasowujemy sejsmogramy w domenie czasu. Dopiero tak otrzymane rozwiązanie możemy uznawać za ostateczny wynik analizy (rys. 4, tabela 1).

68 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 sejsmogramu. Kilka czynników miało wpływ na otrzymane rozwiązanie. Jednym z najważniejszych było słabe pokrycie azymutalne sejsmometrami ogniska wstrząsu. Przyjmując 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 sejsmometry trójosiowe analiza tensora momentu mogła być przeprowadzona bez zagrożenia ze strony nieodpowiedniej ilości danych wejściowych (12 zapisów w stosunku do 6 niezależnych składowych MT). Ostatnim z problemów jest brak dokładnego lokalnego 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 parametrami MT podane jest na rys. 3 i w tabeli 1. Rys. 4. Rozwiązanie mechanizmu wstrząsu dla regionalnej sieci szerokopasmowej wraz z jego dekompozycją

69 3. Analiza wyników modelowanie tąpnięcia Jeśli przeanalizujemy otrzymane w wyniku inwersji rezultaty dla różnych sieci sejsmicznych, natychmiast zauważymy, że uzyskane MT są w przypadku sieci OZG Rudna i sieci szerokopasmowych zupełnie inne. Z drugiej zaś strony trudno jednoznacznie pokazać, że któreś z uzyskanych rozwiązań jest niewłaściwe, obarczone większym błędem rozwiązania czy też błędne. Znamienny jest fakt, że moment sejsmiczny otrzymany dzięki analizie sieci dołowej jest o rząd wielkości mniejszy niż ten uzyskany z sieci szerokopasmowej. Taki układ rozwiązań sugeruje złożoność mechanizmu wstrząsu z 19 marca. MT uzyskany z sieci dołowej ma znaczącą składową ścinającą, zaś lokalizacja oraz zarejestrowana sekwencja wstrząsów następczych potwierdzają możliwość reaktywacji uskoku Rudna Główna. Co więcej, kierunek płaszczyzn nodalnych uzyskanych w rozwiązaniu jest zgodny z kierunkiem obserwowanych w rzeczywistości płaszczyzn tegoż uskoku. Zupełnie inne wnioski wypływają 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 zaszło podczas wstrząsu. Jednym z możliwych wyjaśnień takiego charakteru mechanizmu jest powstanie zawału wewnątrz tuneli kopalni. W rzeczywistości tąpnięcie takie zaobserwowano i związane było ono z zawałem skał stropowych wraz z wypiętrzeniem 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 pomocą tensora momentu sejsmicznego. Tego typu model jest analogią do modelu tensyjnego zamykania się pustek w relacji 1:1:(λ+2μ) / λ (gdzie λ oraz μ są stałymi Lamego). Dla ciała Poissona, gdzie λ = μ, oraz zakładając pionowy kolaps, niezerowe elementy MT wynoszą odpowiednio: m 11 = m 22 = -1 and m 33 = -3. Przeprowadzona dla takiego teoretycznego MT generacja sejsmogramów syntetycznych przy założeniu siły zjawiska z momentem sejsmicznym M 0 = 2x10 15 Nm, co odpowiada magnitudzie momentu M w 4.1 (i co jest generalnie zgodne z siłą wyznaczonego regionalnego MT), pokazała doskonałe dopasowanie pomiędzy syntetykami a sejsmogramami 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.

70 Rys. 5. Schematyczny rysunek modelu tąpnięcia typu Tabular Cavity Collapse wraz z dopasowaniem 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 subzjawiska. Standardowa procedura dekompozycji tensora dla tego typu sieci wymaga jednak 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 odczuwalności na powierzchni spowodowało znaczne szkody wewnątrz wyrobisk. Nasze podejście 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 potwierdza znaczny udział uskoku Rudna Główna w możliwej generacji zjawiska.

71 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 obserwowane zapisy. Należy podejrzewać, że zjawisko zaobserwowane na stacjach regionalnych jest odpowiedzialne za wyrządzone wewnątrz tuneli szkody. Bardzo ciekawy przypadek stanowi sieć sejsmiczna LUMNEOS oraz rozwiązanie dla jej zapisów. 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 powstała przy wsparciu finansowym projektu IS-EPOS Cyfrowa Przestrzeń Badawcza Sejsmiczności Indukowanej dla celów EPOS (POIG.02.03.00-14-090/13-00), fundowanej przez Narodowe Centrum Badań i Rozwoju, oraz w ramach statutowej działalności 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 Geophysics, 51, s. 1-53. [8] Grad M., Jensen S.L., Keller G.R. Guterch A., Thybo H., Janik T., Tiira T., Yliniemi Luosto 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. Geophys. Res. 108, DOI: 10.1029/2003JB002426.

72 [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 parameters, 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 selected 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, Australian Centre for Geomechanics, Nedlands, s. 113-121. [18] Wiejacz P., 1992, Calculation of seismic moment tensor for mine tremors from the Legnica-Głogów Copper Basin. Acta Geophys. Pol. 40, s. 103-122. [19] www.emsc-csem.org strona internetowa Europejskiego Centrum Sejsmologicznego.