1

ΕΘΝΙΚΟ ΚΑΙ ΚΑΠΟΔΙΣΤΡΙΑΚΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΑΘΗΝΩΝ

ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ

ΤΜΗΜΑ ΦΥΣΙΚΗΣ

ΤΟΜΕΑΣ ΦΥΣΙΚΗΣ ΣΤΕΡΕΑΣ ΚΑΤΑΣΤΑΣΗΣ

Δολόγλου Ελισάβετ : Επικ. Καθηγητρια

Τσιπούρα Αγγελική Σφυρής Γιώργος

ΑΘΗΝΑ 2009

2

ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ

Εισαγωγή : Η Γη 1

Κεφάλαιο 1 : Η ∆οµή της Γης 6 1.1 Το εσωτερικό της Γης 7

1.2 ∆ιάδοση των σεισµικών κυµάτων στο εσωτερικό της Γης 15

1.3 Το Γεωµαγνητικό πεδίο 20

1.4 Η Γεωλογική Κλίµακα Χρόνου 23

1.4.1 Γεωλογικές περίοδοι και σηµαντικά γεγονότα της Γης 25

Κεφάλαιο 2 : Μετατόπιση των Ηπείρων 30 2.1 Οι πρώτες θεωρίες 31

2.2 Υπόθεση του Βέγκενερ - ∆ιαδικασία διαχωρισµού των ηπείρων

(Continental drift) 32

2.3 Ενδείξεις που στηρίζουν την υπόθεση Βέγκενερ 36

2.3.1 Γεωµετρικές παρατηρήσεις 36

2.3.2 Γεωλογικές παρατηρήσεις 37

2.3.3 Παλαιοντολογικές παρατηρήσεις 37

2.3.4 Κατανοµή παγετώνων - Παλαιοκλιµατολογικές παρατηρήσεις 38

2.3.5 Παλαιοµαγνητισµός - Πολική περιπλάνηση 40

2.4 Αντιδράσεις για την υπόθεση του Βέγκενερ και τελική αποδοχή

αυτής 41

Κεφάλαιο 3 : ∆ιεύρυνση του Ωκεάνιου Πυθµένα 45 3.1 Το ανάγλυφο του πυθµένα των ωκεανών 46

3.2 Αποτελέσµατα της έρευνας του ωκεάνιου πυθµένα 49

3.3 ∆ιεύρυνση των ωκεανών - Αποµάκρυνση των ηπείρων

(Sea-floor spreading - Continental drift) 50

3.4 Παγκόσµιο Σύστηµα Προσδιορισµού Θέσης (G.P.S.) 53

Κεφάλαιο 4 : Η Θεωρία των Λιθοσφαιρικών Πλακών 55 4.1 Λιθοσφαιρικές Πλάκες 56

4.2 Κινήσεις των Λιθοσφαιρικών Πλακών 59

4.2.1 Σύγκλιση δύο πλακών (Convergence) 59

4.2.2 Απόκλιση δύο πλακών (Divergence) 62

4.2.3 Πλευρική ολίσθηση - Ρήγµα Μετασχηµατισµού 64

4.2.4 Συµπεράσµατα 66

4.3 Ορογένεση 68

4.3.1 ∆ιαδικασία Ορογένεσης 68

4.3.2 Ιµαλάια 69

4.3.3 Τύποι Ορέων 71

3

4.4 Ρήγµατα και σεισµοί 72

4.4.1 Ρήγµατα 72

4.4.2 Σεισµοί 74

4.4.2.1 Γένεση τεκτονικών σεισµών 75

4.4.2.2 Σεισµικές παράµετροι (Source parameters) 76

4.4.2.3 Ένταση σεισµών (Intensity) 82

4.4.2.4 Τσουνάµις (Tsunamis) 84

Κεφάλαιο 5 : Νησιωτικά Τόξα 85 5.1 Η δηµιουργία των νησιωτικών τόξων και των τάφρων 86

5.2 Βαρυτικές Μετρήσεις και Ροή Θερµότητας πάνω από τα

Νησιωτικά Τόξα 88

5.3 Νησιωτικά Τόξα και Σεισµικότητα - Ζώνες Benioff 89

5.4 Η δηµιουργία των Αβαθών Θαλασσών πίσω από τα Νησιωτικά

Τόξα 90

5.5 Συµπεράσµατα 93

Κεφάλαιο 6 : Ηφαίστεια 94 6.1 Σχηµατισµός Ηφαιστείων 95

6.2 Θέσεις Ηφαιστείων 96

6.2.1 Ηφαίστεια στην Ελλάδα 97

6.3 Ενεργά και σβησµένα ηφαίστεια 99

6.4 ∆οµή και χαρακτηριστικά ηφαιστείων 99

6.5 Τύποι Ηφαιστείων 103

6.6 Θερµές Πηγές - Θερµοπίδακες - Ατµίδες - Λίµνες Λάσπης 104

6.7 Ωφέλειες από τα ηφαίστεια 108

6.8 Κίνδυνοι από τα ηφαίστεια (Volcano Hazards) 110

6.9 Ιστορικές εκρήξεις - Γνωστά ηφαίστεια 111

Κεφάλαιο 7 : Μηχανισµός Κίνησης των Λιθοσφαιρικών

Πλακών 116 7.1 Εισαγωγή 117

7.2 Μηχανισµοί Θέρµανσης του εσωτερικού της Γης 117

7.3 Ρεύµατα Μεταφοράς Θερµότητας 117

7.4 Κριτήριο του Rayleigh 118

7.5 Ρεύµατα Μεταφοράς στον Μανδύα 119

7.6 Μοντέλα για τις κινήσεις των λιθοσφαιρικών πλακών 119

7.6.1 Μοντέλο του Arthur Holmes 120

7.6.2 Μοντέλο του Chandrasekhar 121

7.6.3 Μοντέλο του Runcorn 122

7.6.4 Μοντέλο του Seiya Uyeda 123

7.7 Θερµές Κηλίδες (Hot Spots) 126

4

Κεφάλαιο 8 : Τεκτονική του Ελλαδικού Χώρου 129 8.1 Γεωδυναµικό Μοντέλο του Ελλαδικού Χώρου - Σεισµικότητα 130

8.2 Ελληνικό Νησιωτικό Τόξο 133

8.3 Ζώνη Benioff 134

8.4 Μελέτη των Τάσεων που επικρατούν στον Ελλαδικό Χώρο 136

Παράρτηµα : Βαρυτοµετρία - Ισοστασία 138

Βιβλιογραφία 141

Ευρετήριο 144

Η ΓΗ

2

Η Γη είναι ένας από τους εννέα πλανήτες του Ηλιακού µας

Συστήµατος, το οποίο άρχισε να σχηµατοποιείται πριν από περίπου

5 δισεκατοµµύρια χρόνια. Η Γη µαζί µε το µοναδικό της δορυφόρο τη

Σελήνη, καθώς και οι υπόλοιποι οκτώ πλανήτες µε τους δορυφόρους

τους, οι αστεροειδείς (δηλαδή µικροί πλανήτες), οι µετεωρίτες, η αστρική

σκόνη και τα αέρια, συνιστούν το Ηλιακό µας Σύστηµα, το οποίο

περιστρέφεται γύρω από έναν κεντρικό αστέρα, τον Ήλιο. Το Ηλιακό

Σύστηµα βρίσκεται µέσα στον Γαλαξία µας (Milky Way) που ανήκει σε

ένα σµήνος Γαλαξιών, την Τοπική Οµάδα Γαλαξιών.

Η Γη είναι ο πέµπτος σε µέγεθος πλανήτης και ο τρίτος

πλησιέστερος στον Ήλιο µετά τον Ερµή και την Αφροδίτη (Σχήµα 1).

Συγκαταλέγεται στην οµάδα των πλανητών που βρίσκονται κοντά στον

Ήλιο (Ερµής, Αφροδίτη, Γη, Άρης), οι οποίοι ονοµάζονται εσωτερικοί

πλανήτες και έχουν µικρό όγκο και µεγάλη πυκνότητα, ενώ η επιφάνειά

τους είναι στερεή µε βραχώδη υφή (όπως η επιφάνεια της Γης). Αντίθετα,

οι επόµενοι τέσσερις µεγάλοι πλανήτες (∆ίας, Κρόνος, Ουρανός,

Ποσειδώνας), οι οποίοι ονοµάζονται εξωτερικοί πλανήτες, έχουν πολύ

µεγάλο όγκο, όµως, η πυκνότητά τους είναι µικρή, µόλις µεγαλύτερη από

εκείνη του νερού και αποτελούνται κυρίως από υδρογόνο. Ο Πλούτωνας

είναι ο πιο αποµακρυσµένος και ο πιο µικρός (µικρότερος και από τη

Σελήνη) πλανήτης, µε διάµετρο µικρότερη από το 1/5 της Γης και

αποτελεί ίσως µία ιδιαίτερη κατηγορία από µόνος του.

Σχήµα 1 : Θέση της Γης στο Ηλιακό µας Σύστηµα

3

Η Γη κατά την περιπλάνησή της στο διάστηµα συµµετέχει σε

4 βασικές κινήσεις :

α) Ολοκληρώνει µία πλήρη περιστροφή γύρω από τον άξονά της σε

χρόνο περίπου 24 ωρών (ηµέρα).

β) Κινείται σε ελλειπτική τροχιά γύρω από τον Ήλιο (ο οποίος κατέχει

την µία εστία της έλλειψης) µε µέση ταχύτητα 29,78 km/sec, αστρική

περίοδο ίση µε 365,256 ηµέρες (αστρικό έτος) και µέση απόσταση ίση µε

µία αστρονοµική µονάδα A.U. (1 A.U. = 1,496 ⋅ 108 km).

γ) Συµµετέχει στην περιστροφική κίνηση του Ηλιακού µας Συστήµατος

γύρω από το κέντρο του Γαλαξία µας, µε ταχύτητα 230 km/sec και σε

απόσταση περίπου στα 2/3 της Γαλαξιακής ακτίνας, και

δ) Συµµετέχει στην κίνηση ολόκληρου του Γαλαξία µας µέσα στο

Σύµπαν.

Ο πλανήτης µας είναι πιθανότατα ο µοναδικός στο Ηλιακό µας

Σύστηµα που έχει ζωή. Με την έννοια "ζωή" θεωρούµε ότι ένα σύστηµα

είναι ζωντανό όταν η αναπαραγωγή του και η ανάπτυξή του βασίζεται σε

νουκλεϊκά οξέα, ενώ αν βασίζεται σε άλλο µηχανισµό δεν είναι.

Οι παρατηρήσεις των διαφόρων µελών του Ηλιακού Συστήµατος

δείχνουν µία κοινή προέλευση. Σήµερα υποστηρίζεται ότι το Ηλιακό

Σύστηµα δηµιουργήθηκε από ένα στροβιλιζόµενο νέφος σκόνης και

αερίων, το νεφέλωµα (nebula).

Ο πλανήτης µας αρχικά ήταν µία δύνη από σκόνη και αεριώδη

υλικά. Η Αρχέγονη Γη - όπως ονοµάζεται αυτή κατά τα πρώτα

εκατοµµύρια χρόνια της ύπαρξής της - είχε υψηλή θερµοκρασία και η

επιφάνειά της βρισκόταν σε κατάσταση τήξης λόγω της αυξηµένης

ραδιενέργειάς της. Στη συνέχεια, τα στοιχεία της διαχωρίστηκαν ανάλογα

µε το βάρος τους: τα ελαφρύτερα ανέβηκαν στην επιφάνεια, ενώ τα

βαρύτερα (µέταλλα), όπως ο σίδηρος και το νικέλιο, καταβυθίστηκαν και

δηµιούργησαν τον πυρήνα της.

Πριν από 4 δισεκατοµµύρια χρόνια περίπου η Γη άρχισε να

ψύχεται. Τότε κρυσταλλώθηκαν τα πρώτα ορυκτά, όπως οι γάββροι και

οι ανορθωσίτες, και άρχισε η δηµιουργία του στερεού φλοιού. Για

µεγάλο χρονικό διάστηµα η επιφάνεια τη νεαρής Γης ήταν µία µάζα

ηφαιστείων και καπνού.

Το νερό εµφανίστηκε στην επιφάνειά της περίπου πριν από

3,9 δισεκατοµµύρια χρόνια. Ο πρώτος ωκεανός δηµιουργήθηκε περίπου

1 εκατοµµύριο χρόνια µετά από την εµφάνιση του νερού, από

συµπύκνωση υδρατµών, ενώ οι πρωτοήπειροι, οι οποίες είχαν πολύ

διαφορετική µορφή απ' ότι σήµερα, σχηµατίστηκαν στο φλοιό πριν από

περίπου 3,8 δισεκατοµµύρια χρόνια.

4

Χρειάστηκε ένα αρκετά µεγάλο χρονικό διάστηµα από τη

δηµιουργία της Γης για να σχηµατιστεί, από τα αέρια των ηφαιστείων, η

πρώτη, αρχέγονη όπως ονοµάζεται, ατµόσφαιρα. Σήµερα, η ατµόσφαιρα

προστατεύει εν µέρει τον εύθραυστο φλοιό της Γης από τον βοµβαρδισµό

των µετεωριτών και από τη βλαβερή υπεριώδη ακτινοβολία του Ήλιου.

Έτσι, εξασφαλίζει στην επιφάνειά της ένα περιβάλλον το οποίο µπορεί να

συντηρήσει µορφές ζωής που αναπνέουν οξυγόνο.

Από δορυφορικές παρατηρήσεις αποδείχτηκε ότι το πραγµατικό

σχήµα της Γης είναι ελλειψοειδές εκ περιστροφής. Η Γη είναι

πεπλατυσµένη στους Πόλους και εξογκωµένη στον Ισηµερινό, λόγω της

συνδυασµένης επίδρασης της βαρυτικής έλξης και της περιστροφής της

(περιστρέφεται ταχύτερα στον Ισηµερινό και πιο αργά προς τους

Πόλους).

Το µεγαλύτερο µέρος της γήινης επιφάνειας (περίπου το 70%)

καλύπτεται από νερό. Ο Ειρηνικός Ωκεανός είναι η µεγαλύτερη υγρή

έκταση (καταλαµβάνει περίπου το 30% της επιφάνειας της Γης). Τα

χερσαία τµήµατα κατανέµονται σε 7 ηπείρους, που κατά σειρά

µειούµενου µεγέθους είναι οι εξής: Ασία, Αφρική, Βόρεια Αµερική,

Νότια Αµερική, Ανταρκτική, Ευρώπη και Αυστραλία. Η Ασία, που είναι

η µεγαλύτερη σε έκταση ήπειρος, καταλαµβάνει το 30% της ξηράς της

Γης και οι έρηµοι καλύπτουν το 20% περίπου του συνολικού εδάφους

των ηπείρων. Στον Πίνακα Ι φαίνονται τα χαρακτηριστικά µεγέθη της

Γης.

Τα πετρώµατα της Γης αποτελούνται κυρίως από σίδηρο (35%) και

οξυγόνο (28%) και σε µικρότερα ποσοστά από µαγνήσιο (17%), πυρίτιο

(13%), νικέλιο (2,7%), θείο (2,7%), ασβέστιο (0,6%), αργίλιο (0,4%) και

άλλα στοιχεία (λιγότερο από 1%). Ο στερεός φλοιός της αποτελείται

κυρίως από οξυγόνο, πυρίτιο και αργίλιο.

Η Γη είναι ένας πλανήτης γεωλογικά ενεργός, βρίσκεται δηλαδή

σε µία δυναµική και εξελικτική διαδικασία. Τα διάφορα γεωδυναµικά

φαινόµενα, όπως οι σεισµοί, τα ηφαίστεια, οι ορογενέσεις, οι

παραµορφώσεις και οι διαρρήξεις στην επιφάνειά της, είναι µερικές από

τις µαρτυρίες αυτού του γεγονότος. Κάθε στιγµή, ακόµη και τώρα, οι

ήπειροι απωθούνται ή συγκρούονται µεταξύ τους, καινούριοι ωκεανοί

σχηµατίζονται, ενώ οι αρχαιότεροι καταστρέφονται.

Η σύγχρονη µορφή του χάρτη της επιφάνειας της Γης δεν είναι

παρά ένα στιγµιότυπο αυτής της συνεχούς µεταβολής. Για να

ερµηνεύσουν τις µεταβολές του παγκόσµιου χάρτη, από την εµφάνιση

5

της πρώτης "υπερηπείρου", της Πανγαίας (Παράγραφος 2.2), µέχρι

σήµερα, οι γεωλόγοι στηρίζονται στη Θεωρία των Λιθοσφαιρικών

Πλακών (Κεφάλαιο 4).

ΠΙΝΑΚΑΣ Ι : Χαρακτηριστικά µεγέθη της Γης

Μέση απόσταση από τον Ήλιο 149.600.000 km

∆ιάρκεια έτους 365,26 ηµέρες

∆ιάρκεια ηµέρας 23,93 ώρες

Επιφανειακή θερµοκρασία -88,3 °C έως 58,0 °C

Μάζα 5.976 × 1021

kgr

Όγκος 1,083 × 1012

km3

Μέση πυκνότητα 5,5 gr/cm3

Πολική διάµετρος 12.714 km

Ισηµερινή διάµετρος 12.756 km

Συνολικό εµβαδόν επιφάνειας 510 × 106 km

2

Εµβαδόν χερσαίας επιφάνειας 149 × 106 km

2

Ποσοστό ξηράς στη συνολική επιφάνεια 29,2 %

Εµβαδόν υδάτινης επιφάνειας 361 × 106 km

2

Ποσοστό υδάτων στη συνολική επιφάνεια 70,8 %

Ψηλότερο σηµείο ξηράς 8.848 m

Μεγαλύτερο ωκεάνιο βάθος 10.924 m

Ηλικία της Γης 4,6 δισεκατοµµύρια χρόνια

6

Η ∆ΟΜΗ ΤΗΣ ΓΗΣ

7

Η µελέτη της δοµής του εσωτερικού της Γης αποδείχθηκε ότι

είναι πολύ δύσκολο έργο, διότι µόνο ένα σχετικά λεπτό στρώµα της

µπορεί να γίνει αντικείµενο άµεσης παρατήρησης και αυτό µέσω των

γεωτρήσεων. Όµως, οι βαθύτερες γεωτρήσεις δεν ξεπερνούν τα 12 km,

ενώ η ακτίνα της Γης είναι περίπου 6.370 km.

Οι πληροφορίες για τα βαθύτερα στρώµατα προέρχονται από

έµµεσες µετρήσεις, µε τη βοήθεια σεισµικών µεθόδων, της

Μαγνητοµετρίας και της Βαρυτοµετρίας, καθώς και από ηλεκτρικές,

ηλεκτροµαγνητικές και θερµικές µετρήσεις. Έτσι, ενώ οι άνθρωποι παλιά

πίστευαν ότι το εσωτερικό της Γης είναι συµπαγές, η επιστηµονική

επεξεργασία της διάδοσης των σεισµικών κυµάτων σ' αυτήν απέδειξε ότι

έχει πιο πολύπλοκη δοµή.

Σύµφωνα, λοιπόν, µε τα αποτελέσµατα που προκύπτουν από την

εφαρµογή αυτών των µεθόδων, η Γη χωρίζεται σε τρία κύρια στρώµατα :

τον Στερεό Φλοιό, τον Μανδύα και τον Πυρήνα και το καθ' ένα από αυτά

σε υποστρώµατα. Ο διαχωρισµός αυτός γίνεται µέσω επιφανειών

(Ασυνέχειες), εκατέρωθεν των οποίων η ύλη εµφανίζει απότοµες

µεταβολές στις φυσικές σταθερές της.

1.1 Το εσωτερικό της Γης

Στο Σχήµα 1.1 φαίνονται τα κύρια στρώµατα του εσωτερικού της

Γης και τα υποστρώµατά τους, που αποτελούν τη δοµή της και αναλυτικά

είναι :

Σχήµα 1.1 : Τα κύρια στρώµατα του εσωτερικού της Γης : φλοιός (crust),

µανδύας (mantle), πυρήνας (core) και τα υποστρώµατά τους :

λιθόσφαιρα (lithosphere), ασθενόσφαιρα (asthenosphere), εξω-

τερικός πυρήνας (outer core), εσωτερικός πυρήνας (inner core).

8

Α) Στερεός Φλοιός (Crust)

Ο Στερεός Φλοιός είναι το βραχώδες εξωτερικό κάλυµµα της Γης.

Είναι άκαµπτος, αρκετά ανοµοιογενής και πολύ λεπτός, συγκρινόµενος

µε τον µανδύα και τον πυρήνα, καταλαµβάνοντας λιγότερο από το 1%

του συνολικού όγκου τη Γης. Εκτείνεται από την επιφάνειά της, µαζί µε

το ανάγλυφο (π.χ. βουνά), έως τα 70 km περίπου, δηλαδή έως την

ασυνέχεια Μοχορόβιτσιτς ή Μόχο (Mohorovičić ή Moho

discontinuity) (Παράγραφος 1.2) και επιπλέει στον πυκνότερο και

µαλακότερο µανδύα µε ένα είδος ισορροπίας που ονοµάζεται ισοστασία

(Παράρτηµα).

Ο φλοιός έχει πάχος περίπου 5 km κάτω από τους ωκεανούς, ενώ

κάτω από τις ηπείρους ποικίλλει µεταξύ 30 και 70 km. Συγκεκριµένα,

στον Ινδικό και τον Ατλαντικό Ωκεανό το πάχος του φθάνει µόλις τα

5 km, ενώ κάτω από τον Ειρηνικό Ωκεανό δεν υπάρχουν σαφή όρια

µεταξύ του φλοιού και του µανδύα. Κάτω από τις ηπείρους, το µικρότερο

πάχος που παρατηρείται είναι στη Νέα Ζηλανδία και φθάνει µόλις τα

30 km, ενώ το µέγιστο βρίσκεται στις Νότιες Άλπεις και τη Σιέρρα

Νεβάδα και φθάνει τα 60-70 km.

Ο στερεός φλοιός αποτελείται κυρίως από οξυγόνο και πυρίτιο και

σε µικρότερα ποσοστά από αργίλιο, σίδηρο, ασβέστιο, νάτριο, κάλιο,

µαγνήσιο και τιτάνιο. Επίσης, υπάρχουν σε µικρές ποσότητες άλλα 64

στοιχεία, όπως το υδρογόνο και το µαγγάνιο.

Το επιφανειακό µέρος του φλοιού, τόσο στις ηπείρους όσο και

στους ωκεανούς, αποτελείται από ένα σχετικά λεπτό στρώµα ιζηµάτων,

το πάχος των οποίων κυµαίνεται συνήθως µεταξύ 0 και 15 km. Το

µέγιστο γνωστό πάχος ιζηµατογενών πετρωµάτων παρατηρείται στη

λεκάνη του Λος Άντζελες.

∆ιακρίνουµε δύο είδη φλοιών, τον ωκεάνιο (oceanic crust) και

τον ηπειρωτικό (continental crust). Η διαφορά τους βρίσκεται στη

χηµική σύσταση, την ηλικία των πετρωµάτων τους, την πυκνότητα και το

πάχος τους.

Ο ηπειρωτικός φλοιός άρχισε να σχηµατίζεται πριν από

3,8 δισεκατοµµύρια χρόνια περίπου και έχει µέση πυκνότητα 2,7 gr/cm3.

Από τη διάδοση των σεισµικών κυµάτων φαίνεται ότι διαιρείται µέσω

της ασυνέχειας Κόνραντ (Conrad discontinuity) (Παράγραφος 1.2) σε

δύο υποστρώµατα, το γρανιτικό και το βασαλτικό. Το πρώτο στρώµα

αποτελείται από γρανίτη και άλλα πετρώµατα τα οποία περιέχουν κυρίως

πυρίτιο (Si) και αργίλιο (Al). Για το λόγο αυτό, το γρανιτικό στρώµα

ονοµάζεται και σιαλικό ή στρώµα Sial και τα πετρώµατα σιαλικά, από

τα σύµβολα των στοιχείων αυτών.

Κάτω από τις Άλπεις και τη Σιέρρα Νεβάδα το Sial φθάνει, υπό

µορφή ρίζας, µέχρι τα 35 km και τα 25 km αντίστοιχα. Κάτω από τα

9

Βρετανικά Νησιά το σιαλικό στρώµα µόλις φθάνει στα 10 km. Στην

Ελληνική χερσόνησο το πιθανό µέσο πάχος του γρανιτικού στρώµατος

είναι 16 km.

Κάτω από το γρανιτικό στρώµα υπάρχει το βασαλτικό µε

πετρώµατα που αποτελούνται από βασάλτη και περιέχουν λιγότερο

διοξείδιο του πυριτίου (SiO2) από το Sial. Τα στοιχεία που επικρατούν

είναι το πυρίτιο (Si) και το µαγνήσιο (Ma). Για το λόγο αυτό, το

βασαλτικό στρώµα ονοµάζεται και σιµατικό ή στρώµα Sima και τα

πετρώµατα σιµατικά, από τα σύµβολα των στοιχείων αυτών.

Το µεγαλύτερο πάχος του σιµατικού στρώµατος, 30 km περίπου,

παρατηρείται κυρίως κάτω από την Ιαπωνία, ενώ κάτω από τις Νότιες

Άλπεις και τη Σιέρρα Νεβάδα φθάνει τα 25 km και 35 km αντίστοιχα.

Εποµένως, στις δύο αυτές περιοχές, ο στερεός φλοιός πλησιάζει τα

60-70 km. Στην Ελληνική χερσόνησο, το πιθανό µέσο πάχος του

βασαλτικού στρώµατος είναι 26 km, δηλαδή, το ολικό µέσο πάχος του

φλοιού είναι περίπου 42 km.

Ο ωκεάνιος φλοιός αποτελείται σχεδόν εξολοκλήρου από βασάλτη

(είναι φτωχότερος σε πυρίτιο και πιο πλούσιος σε µαγνήσιο και σίδηρο

από τον ηπειρωτικό φλοιό), µε µέση πυκνότητα 2,9 gr/cm3. Τα

πετρώµατά του είναι σχετικά νέα, ηλικίας περίπου 200 εκατοµµυρίων

ετών. Μάλιστα, ο ωκεάνιος φλοιός είναι τόσο νεότερος όσο

προσεγγίζεται η µεσοωκεάνια ράχη των υποθαλάσσιων οροσειρών

(Κεφάλαιο 3).

Κάτω από τους ωκεανούς δεν υπάρχουν σιαλικά πετρώµατα. Σε

πολλές περιοχές δεν υπάρχουν ιζηµατογενή πετρώµατα και το βασαλτικό

στρώµα προβάλλει απ' ευθείας στην επιφάνεια της Γης, οπότε και

ονοµάζεται επιφανειακό στρώµα.

Στον Ινδικό και τον Ατλαντικό Ωκεανό, λόγω ελλείψεως του Sial,

το Sima εµφανίζεται αµέσως κάτω από τα ιζηµατογενή πετρώµατα. Σε

ορισµένες περιοχές του Ειρηνικού Ωκεανού λείπει πρακτικά και το

σιµατικό στρώµα, δηλαδή, εκεί ο ωκεάνιος φλοιός αποτελείται µόνο από

ιζηµατογενή πετρώµατα.

Συγκρίνοντας, λοιπόν, τα δύο είδη φλοιού βγαίνει το συµπέρασµα

ότι ο ηπειρωτικός φλοιός είναι αρχαιότερος, ελαφρύτερος και παχύτερος

από τον ωκεάνιο. Μετρήσεις όµως έδειξαν ότι ο µέσος όρος θερµικής

ροής είναι περίπου ίδιος και στους δύο. Τέλος, πρέπει να τονιστεί ότι

ωκεάνιος φλοιός είναι δυνατό να υπάρξει και κάτω από τον ηπειρωτικό

(Κεφάλαιο 4), δηλαδή δεν βρίσκεται µόνο κάτω από ωκεανούς.

Ο φλοιός υφίσταται συνεχώς έντονες µεταβολές, όπως πτυχώσεις,

δηµιουργία και καταστροφή του ανάγλυφού του (ορογενέσεις),

διαβρώσεις όλων των ειδών, ηφαιστειακές εκρήξεις µε άνοδο του

υποκείµενου µάγµατος, εκχύσεις λάβας, κλπ.

10

Β) Μανδύας (Mantle)

Μανδύας ονοµάζεται το εσωτερικό στρώµα της Γης το οποίο

εκτείνεται µεταξύ των ασυνεχειών Μοχορόβιτσιτς και Γκούτενµπεργκ

(Gutenberg discontinuity) (Παράγραφος 1.2), δηλαδή από τα

50 ή 70 km έως τα 2.900 km περίπου. Υπολογίζεται ότι καταλαµβάνει το

84% του όγκου και το 69% της µάζας της Γης, έχοντας πάχος 2.800 km

περίπου.

Η θερµοκρασία και η πίεση στο εσωτερικό της Γης αυξάνουν µε το

βάθος. Έτσι, στα 100 km η θερµοκρασία φθάνει τους 1.400 °C. Η πίεση

εκτιµάται ότι φθάνει στις 400.000 atm στα 1.000 km, ενώ στο όριο

µανδύα-πυρήνα ανέρχεται στις 1.400.000 atm. Η µέση πυκνότητα του

µανδύα υπολογίζεται ότι είναι 5,7 gr/cm3 περίπου. Εποµένως, ο µανδύας

είναι θερµότερος και πυκνότερος από τον στερεό φλοιό.

Οι πληροφορίες που υπάρχουν για τον µανδύα προέρχονται όχι

µόνο από τη µελέτη της ταχύτητας διαδόσεως των σεισµικών κυµάτων

µέσα σ' αυτόν, αλλά και από συγκριτικές µελέτες µετεωριτών, οι οποίοι

πιστεύεται ότι περιέχουν υλικό που υπήρχε κατά το σχηµατισµό του

Ηλιακού µας Συστήµατος. Επειδή πολλοί µετεωρίτες περιέχουν πυριτικά

άλατα σιδήρου και µαγνησίου, σήµερα πιστεύεται ότι ο µανδύας

αποτελείται κυρίως από τα άλατα αυτά, όπως είναι το πράσινο ορυκτό

ολιβίνης. Ο µανδύας περιέχει περισσότερο σίδηρο, µαγνήσιο και

ασβέστιο από τον στερεό φλοιό. Ορισµένα από τα πετρώµατά του, που

λέγονται περιδοτίτες, λόγω της υψηλής θερµοκρασίας βρίσκονται υπό

µερική τήξη, δηλαδή ο µανδύας µοιάζει µε µερικώς λιωµένο κερί.

Μέσω της ασυνέχειας Ρεπέτι (Repetti discontinuity)

(Παράγραφος 1.2) ο µανδύας διαιρείται φυσικά σε δύο µέρη: στον

Ανώτερο (Upper Mantle), το πάχος του οποίου ανέρχεται σε 600 km

περίπου και στον Κατώτερο Μανδύα (Lower Mantle), µε πάχος

2.200 km περίπου. Πιστεύεται ότι τα συστατικά του ανώτερου µανδύα

είναι πυριτικές ενώσεις των βαρέων µετάλλων (σιδήρου και µαγνησίου),

οι οποίες συναντώνται στους αερόλιθους, ενώ στον κατώτερο µανδύα

υπάρχουν κυρίως θειούχες ενώσεις και οξείδια πυριτίου και µαγνησίου.

Ο φλοιός µαζί µε τον ανώτερο µανδύα αποτελούν τη Λιθόσφαιρα

και την Ασθενόσφαιρα. Το πάχος του τµήµατος αυτού (περίπου 700 km)

είναι πολύ µικρό σε σχέση µε την ακτίνα της Γης, αλλά σε αυτό

συντελούνται τα πιο σηµαντικά γεωδυναµικά φαινόµενα, όπως είναι οι

σεισµοί, οι ηφαιστειακές εκρήξεις, η ορογένεση, κ.ά., που ενδιαφέρουν

τη Θεωρία των Λιθοσφαιρικών Πλακών (Κεφάλαιο 4). Η περιοχή αυτή

φαίνεται σε µεγέθυνση στο Σχήµα 1.2.

11

Σχήµα 1.2 : Τοµή της Γης. Το βέλος δείχνει την περιοχή, σε µεγέθυνση, που εκτεί-

νεται από την επιφάνεια της Γης µέχρι τα 700 km.

α) Λιθόσφαιρα (Lithosphere)

Το στρώµα που εκτείνεται από την επιφάνεια της Γης (µαζί µε το

ανάγλυφο) µέχρι το βάθος των 100 km περίπου ονοµάζεται Λιθόσφαιρα.

Περιλαµβάνει τον στερεό φλοιό και το σκληρό επάνω τµήµα του

ανώτερου µανδύα. ∆εν υπάρχουν τόσο σαφή κάτω όρια για το στρώµα

αυτό, επειδή οι ιδιότητες των υλικών προοδευτικά αλλάζουν καθώς η

θερµοκρασία βαθµιαία αυξάνει µε το βάθος.

Η λιθόσφαιρα δεν είναι συνεχής, αλλά είναι χωρισµένη σε µεγάλα

τεµάχη, που ονοµάζονται Λιθοσφαιρικές Πλάκες (Κεφάλαιο 4) και

ταιριάζουν µεταξύ τους σαν τα κοµµάτια ενός γιγαντιαίου παζλ. Τα

τεµάχη αυτά, σύµφωνα µε τη Θεωρία των Λιθοσφαιρικών Πλακών,

επιπλέουν στο πάνω στρώµα του ανώτερου µανδύα, που λέγεται

Ασθενόσφαιρα, όπως επιπλέει ένα παγόβουνο στη θάλασσα και

κινούνται προς διάφορες διευθύνσεις.

Στην εύθραυστη λιθόσφαιρα, που µπορεί να αντέξει και διατµητικές

τάσεις, συντελούνται τα περισσότερα γεωδυναµικά φαινόµενα, όπως οι

σεισµοί, η ηφαιστειακή δραστηριότητα, η ορογένεση και η δηµιουργία

ωκεάνιων ρηγµάτων.

12

β) Ασθενόσφαιρα (Asthenosphere)

Η περιοχή µεταξύ των 100 km και των 700 km από την επιφάνεια

της Γης ονοµάζεται Ασθενόσφαιρα και περιλαµβάνει το υπόλοιπο τµήµα

του ανώτερου µανδύα. Σε βάθος 100-250 km παρατηρείται ένα στρώµα

χαµηλής ταχύτητας (low velocity layer), όπου τα σεισµικά κύµατα

παρουσιάζουν χαµηλότερες ταχύτητες από ότι στον υπόλοιπο µανδύα

(Σχήµα 1.2).

Στην ασθενόσφαιρα επικρατούν αρκετά υψηλότερες θερµοκρασίες

από ότι στην λιθόσφαιρα (σε βάθος 100 km, δηλαδή στα όρια

λιθόσφαιρας-ασθενόσφαιρας, η θερµοκρασία φθάνει τους 1.400 °C) και

πιέσεις, στις οποίες αρχίζει η τήξη. Μάλιστα, η επικρατούσα άποψη για

την περιοχή αυτή είναι ότι τα πετρώµατά της ρέουν αργά σε

µακροχρόνιες γεωλογικές περιόδους εκατοµµυρίων ετών.

Η ασθενόσφαιρα είναι ένα, µαλακότερο από τη λιθόσφαιρα,

«παχύρρευστο» στρώµα, που δεν παρουσιάζει αντίσταση σε εγκάρσιες

παραµορφώσεις (δηλαδή δεν αναπτύσσονται διατµητικές τάσεις), γι' αυτό

και στην περιοχή αυτή, σε αντίθεση µε την λιθόσφαιρα, δεν

προκαλούνται σεισµοί. (Στην ασθενόσφαιρα παρατηρούνται µόνο οι

λεγόµενοι σεισµοί βάθους, οι οποίοι όµως αποτελούν µία ιδιαίτερη

κατηγορία και οφείλονται στη βύθιση τµήµατος της λιθόσφαιρας µέσα

στην ασθενόσφαιρα, όπως θα δούµε στο Κεφάλαιο 5.)

Γ) Πυρήνας (Core)

Ο Πυρήνας είναι το εσωτερικό τµήµα της Γης και η ύπαρξή του

ανακαλύφθηκε από τον R.D.Oldham το 1906. Το βάθος του

υπολογίσθηκε για πρώτη φορά από τον Beno Gutenberg (1914) στα 2.900

km, σύµφωνα όµως µε τον λεπτοµερή υπολογισµό του Jeffreys (1939),

βρίσκεται στα 2.898 ± 2,5 km από την επιφάνεια της Γης.

Ο πυρήνας έχει πάχος 3.500 km περίπου, καταλαµβάνοντας το

15% του συνολικού όγκου της Γης και φθάνει µέχρι το κέντρο της,

δηλαδή σε βάθος 6.370 km περίπου. Η πυκνότητα στο όριο µανδύα-

πυρήνα είναι περίπου 9,9 gr/cm3 και η πίεση 1.400.000 atm. Στο κέντρο

του πλανήτη µας η θερµοκρασία εκτιµάται γύρω στους 4.000 °C, αν και

υπάρχει αβεβαιότητα αρκετών εκατοντάδων βαθµών Κελσίου (°C). Στην

περιοχή αυτή η πίεση προσεγγίζει τις 3.700.000 atm, ενώ η µέση

πυκνότητα φθάνει τα 13 gr/cm3.

Οι πληροφορίες για τον πυρήνα της Γης προέρχονται από τέσσερις,

κυρίως, πηγές:

13

• Σεισµολογικές µελέτες.

• Συγκριτική σύνθεση: Μελέτες του Ήλιου (µε φασµατοσκόπιο) και

µετεωριτών που πέφτουν στη Γη αποδεικνύουν ότι τα διάφορα

στοιχεία εµφανίζονται γενικά στις ίδιες αναλογίες µέσα στα διάφορα

ουράνια σώµατα, µε αποτέλεσµα να είναι δυνατός ο υπολογισµός της

χηµικής σύστασης του πυρήνα.

• Φυσικά και γεωχηµικά δεδοµένα (π.χ. πίεση, ραδιενέργεια, κ.ά.).

• Γεωµαγνητισµός: Οι επιστήµονες θεωρούν ότι το µαγνητικό πεδίο της

Γης (Παράγραφος 1.3) δηµιουργείται στον πυρήνα.

Έτσι, αν και ο πυρήνας βρίσκεται πολύ βαθιά στο εσωτερικό της

Γης και έχουν διατυπωθεί πολλές θεωρίες, οι επιστήµονες έχουν

καταφέρει να σχηµατίσουν µία εικόνα για το πώς πρέπει να είναι.

Πιστεύεται, λοιπόν, ότι βρίσκεται πιθανώς σε µεταλλική µορφή και

αποτελείται κυρίως από σίδηρο, λίγο νικέλιο και µικρές ποσότητες

ελαφρύτερων στοιχείων όπως θείο, οξυγόνο, άνθρακα, πυρίτιο και κάλιο.

Η επιλογή του σιδήρου ως κύριου συστατικού του πυρήνα προέρχεται

από την παρατήρηση των µετεωριτών. Επίσης, επειδή η φυσική

κατάστασή του είναι περισσότερο µεταλλική παρά πετρώδης, ο πυρήνας

είναι περίπου δύο φορές πιο πυκνός από τον µανδύα.

Με την ασυνέχεια Λέµαν (Lehmann discontinuity)

(Παράγραφος 1.2) ο πυρήνας χωρίζεται στον Εξωτερικό (Outer Core),

που εκτείνεται από τα 2.900 km έως τα 4.980 km περίπου και στον

Εσωτερικό Πυρήνα (Inner Core) µε πάχος 1.390 km περίπου. Στο όριό

τους, η πυκνότητα φθάνει τα 12,7 gr/cm3 και η πίεση ανέρχεται στις

3.000.000 atm περίπου.

Ο εξωτερικός πυρήνας αποτελείται κυρίως από οξυγόνο, λιωµένο

σίδηρο και νικέλιο, και συµπεριφέρεται στη διάδοση των σεισµικών

κυµάτων σαν ρευστό (Παράγραφος 1.2). Ο εσωτερικός πυρήνας

αποτελείται από σίδηρο και νικέλιο σε θερµοκρασίες κοντά στους

4.000 °C. Πρώτη η ∆ανή Γεωφυσικός I.Lehmann (Ίνγκε Λέµαν,

1888-1992), καταγράφοντας τις σεισµικές δονήσεις, απέδειξε ότι ο

εσωτερικός πυρήνας τη Γης συµπεριφέρεται σαν στερεό και δεν είναι

υπέρθερµος και υγροποιηµένος, όπως πίστευαν οι επιστήµονες

παλιότερα. Αυτό πιθανόν να εξηγείται από το γεγονός ότι οι πιέσεις που

επικρατούν στην περιοχή αυτή είναι τεράστιες, ώστε η τήξη είναι

αδύνατη ακόµη και στους 4.000 °C.

Εξαιτίας της θερµότητας, που εκλύεται από τον εσωτερικό πυρήνα

λόγω ραδιενεργών διασπάσεων, τα ρευστά υλικά του κατώτερου µανδύα

βρίσκονται σε διαρκή κίνηση και δηµιουργούν θερµά ρεύµατα

µεταφοράς (Κεφάλαιο 7).

14

Στον Πίνακα 1.1 που ακολουθεί φαίνονται συνοπτικά τα κύρια

στρώµατα του εσωτερικού της Γης και τα υποστρώµατά τους από την

επιφάνεια έως το κέντρο της Γης (0 - 6.370 km).

ΠΙΝΑΚΑΣ 1.1

Στρώµατα Υποστρώµατα Βάθος (km)

Φλοιός 0 - 70

Μανδύας Ανώτερος 70 - 700

Κατώτερος 700 - 2.900

Πυρήνας Εξωτερικός 2.900 - 4.980

Εσωτερικός 4.980 - 6.370

15

1.2 ∆ιάδοση των σεισµικών κυµάτων στο εσωτερικό της

Γης

Όπως αναφέρθηκε και προηγουµένως, πολλές πληροφορίες για τη

δοµή του εσωτερικού της Γης προέρχονται από τις σεισµολογικές

παρατηρήσεις, δηλαδή από την επεξεργασία της διάδοσης των σεισµικών

κυµάτων µέσα σε αυτήν.

Ως σεισµικά ορίζονται τα ελαστικά κύµατα που παράγονται κατά

τη διάρρηξη των πετρωµάτων µέσα στη Γη και διαδίδονται προς όλες τις

διευθύνσεις, φτάνοντας στην επιφάνειά της. Κατά τη διέλευσή τους από

στρώµατα διαφορετικής πυκνότητας και ελαστικών σταθερών υφίστανται

ανάκλαση, διάθλαση, περίθλαση, σκέδαση, απόσβεση, κλπ,

ακολουθώντας τους νόµους της Κυµατικής (Σχήµα 1.3), µε αποτέλεσµα

να µεταβάλλεται η ταχύτητά τους.

Σχήµα 1.3 : ∆ιάδοση την σεισµικών κυµάτων το εσωτερικό της Γης

Έτσι, στην επιφάνεια της Γης φθάνουν πολλές κατηγορίες (φάσεις)

σεισµικών κυµάτων, οι οποίες διαφέρουν ως προς τη φαινόµενη ταχύτητα

διάδοσης, το πλάτος και την περίοδό τους και καταγράφονται από τους

σεισµογράφους. Από τα σεισµογραφήµατα µπορούµε να υπολογίζουµε

τις ταχύτητες διάδοσης των διαφόρων φάσεων των σεισµικών κυµάτων

από τους διαφορετικούς χρόνους άφιξής τους, δίνοντας έτσι πληροφορίες

για τις ιδιότητες του εσωτερικού της Γης.

Τα σεισµικά κύµατα διακρίνονται σε δύο µεγάλες κατηγορίες :

1) στα κύµατα χώρου (body waves), που διαδίδονται σφαιρικά προς

κάθε διεύθυνση στο εσωτερικό της Γης και

2) στα επιφανειακά κύµατα (surface waves), που προέρχονται από την

συµβολή των κυµάτων χώρου όταν αυτά ανακλώνται στην ελεύθερη

16

επιφάνεια της Γης ή διέρχονται µέσα από στρώµατα χαµηλής ταχύτητας

(low velocity layers, Σχήµα 1.2), δηλαδή είναι δευτερογενή κύµατα.

Υπάρχουν δύο είδη κυµάτων χώρου: τα επιµήκη κύµατα

(longitudinal ή compressional waves) ή κύµατα P (από τη λέξη

Primary = πρώτα, γιατί διαδίδονται πολύ γρήγορα και φθάνουν πρώτα

στον σταθµό παρατήρησης), µε ταχύτητα E/ρvP = , όπου E το µέτρο του

Young και ρ η πυκνότητα του µέσου και τα εγκάρσια κύµατα (shear ή

transverse waves) ή κύµατα S (από τη λέξη Secondary = δεύτερα, γιατί

διαδίδονται πολύ πιο αργά από τα P και έτσι φθάνουν στον σταθµό

παρατήρησης αργότερα από αυτά), µε ταχύτητα µ/ρvS = , όπου µ το

µέτρο διάτµησης και ρ η πυκνότητα του µέσου. Στα P κύµατα τα µόρια

της ύλης ταλαντώνονται παράλληλα προς τη διεύθυνση διαδόσεως του

κύµατος δηµιουργώντας διαδοχικά πυκνώµατα και αραιώµατα

(Σχήµα 1.4α), όπως τα ηχητικά κύµατα. Στα S κύµατα τα µόρια της ύλης

πάλλονται σε επίπεδα κάθετα προς τη διεύθυνση διαδόσεως

(Σχήµα 1.4β), όπως π.χ. τα ηλεκτροµαγνητικά κύµατα (π.χ. το φως).

Σχήµα 1.4 : Κύµατα P και S

17

Τα επιφανειακά κύµατα διακρίνονται : στα κύµατα Love (Love

waves) και στα κύµατα Rayleigh (Rayleigh waves). Τα κύµατα Love

πήραν το όνοµά τους από τον Βρετανό µαθηµατικό A.E.H.Love που

ασχολήθηκε µε αυτά το 1911. Στα κύµατα Love τα εδαφικά µόρια

εκτελούν πολωµένες εγκάρσιες τροχιές µε ταχύτητες µεγαλύτερες των

κυµάτων Rayleigh και κινούνται κάθετα στη διεύθυνση διαδόσεως των

κυµάτων (Σχήµα 1.5α). Τα κύµατα Rayleigh ανακαλύφθηκαν το 1885

από τον John Rayleigh και διαδίδονται κατά µήκος της ελεύθερης

επιφάνειας της Γης µε τον ίδιο ακριβώς τρόπο µε τον οποίο διαδίδεται

ένα κύµα στη θάλασσα. Στα κύµατα Rayleigh τα εδαφικά µόρια εκτελούν

ελλειπτικές τροχιές σε κατακόρυφο επίπεδο, µε τον µεγάλο άξονα της

έλλειψης κάθετο στη διεύθυνση διαδόσεως των κυµάτων. Η φορά

κίνησης των εδαφικών µορίων στο κάτω τµήµα της έλλειψης συµπίπτει

µε τη φορά διαδόσεως των κυµάτων (Σχήµα 1.5β).

Τα επιφανειακά κύµατα έχουν µεγαλύτερες περιόδους, της τάξης

µερικών δεκάδων sec, σε σχέση µε τα κύµατα χώρου και δηµιουργούν

σηµαντικές καταστροφές.

Σχήµα 1.5 : Κύµατα Love και Rayleigh

18

Οι ταχύτητες των κυµάτων χώρου (P και S) µεταβάλλονται

κατακόρυφα και οριζόντια µέσα στη Γη. Η µεταβολή µε το βάθος, που

φαίνεται στο Σχήµα 1.6, είναι, γενικά, πολύ σηµαντικότερη από την

οριζόντια και στο µεγαλύτερο µέρος της Γης εµφανίζεται σαν µία

συνεχής αλλά όχι γρήγορη αύξηση, δηλαδή µία κανονική µεταβολή.

Από το Σχήµα 1.6 φαίνεται ότι υπάρχουν στρώµατα στο εσωτερικό

της Γης όπου οι ταχύτητες των κυµάτων χώρου δεν µεταβάλλονται

κανονικά. Υπάρχουν, µάλιστα, ορισµένες διαχωριστικές επιφάνειες όπου

οι ταχύτητες µεταβάλλονται απότοµα και οι οποίες ονοµάζονται

ασυνέχειες ταχυτήτων. Εκατέρωθεν των επιφανειών αυτών αλλάζουν οι

φυσικές ιδιότητες της ύλης και ιδιαιτέρως το µέτρο ελαστικότητας και η

πυκνότητα, µε αποτέλεσµα και την αλλαγή της ταχύτητας διαδόσεως των

σεισµικών κυµάτων. ∆ιακρίνονται σε ασυνέχειες α' τάξης, οι οποίες

χωρίζουν τη Γη στα τρία κύρια στρώµατα και σε ασυνέχειες β' τάξης,

που διαιρούν τα κύρια στρώµατα σε υποστρώµατα.

Σχήµα 1.6 : Μεταβολή των ταχυτήτων των κυµάτων χώρου (P, S) µε το βάθος στο ε-

σωτερικό της Γης.

Συνοψίζοντας, οι ασυνέχειες που παρατηρούνται και που είναι

γνωστές µε τα ονόµατα των επιστηµόνων που τις ανακάλυψαν είναι :

♦ Ασυνέχειες α' τάξης :

• Ασυνέχεια Μοχορόβιτσιτς ή Μόχο (Mohorovičić ή Moho

discontinuity): Ανακαλύφθηκε από τον Γιουγκοσλάβο γεωφυσικό

Αντρία Μοχορόβιτσιτς (A. Mohorovičić) το 1909. Χωρίζει τον στερεό

φλοιό και τον µανδύα και βρίσκεται σε βάθος που ποικίλλει µεταξύ

5-70 km.

• Ασυνέχεια Γκούτενµπεργκ (Gutenberg dscontinuity): Χωρίζει τον

µανδύα και τον πυρήνα και παρατηρείται σε βάθος 2.900 km περίπου.

19

♦ Ασυνέχειες β' τάξης :

• Ασυνέχεια Κόνραντ (Conrad discontinuity): Χωρίζει τα στρώµατα

Sial και Sima του ηπειρωτικού φλοιού.

• Ασυνέχεια Ρεπέτι (Repetti iscontinuity): ∆ιαιρεί τον µανδύα σε δύο

υποστρώµατα, τον ανώτερο και κατώτερο µανδύα, στο βάθος των 700

km περίπου.

• Ασυνέχεια Λέµαν (Lehmann dscontinuity): ∆ιαιρεί τον πυρήνα στο

βάθος των 4.980 km περίπου, στον εξωτερικό και τον εσωτερικό

πυρήνα.

Μία σηµαντική ιδιότητα που παρουσιάζουν τα διάφορα υλικά, ως

προς την διάδοση των κυµάτων µέσα από αυτά, είναι ότι στα στερεά

διαδίδονται τόσο τα επιµήκη (P) όσο και τα εγκάρσια (S) κύµατα, ενώ

στα υγρά, επειδή δεν µπορούν να αναπτυχθούν διατµητικές τάσεις,

διαδίδονται µόνο τα επιµήκη (P) κύµατα. Οι επιστήµονες βασιζόµενοι

στην ιδιότητα αυτή της ύλης και παρατηρώντας ότι στον εξωτερικό

πυρήνα διαδίδονται µόνο επιµήκη κύµατα ενώ στον εσωτερικό

διαδίδονται και τα δύο είδη κυµάτων χώρου (Σχήµα 1.6), κατέληξαν στο

συµπέρασµα ότι ο εξωτερικός πυρήνας συµπεριφέρεται ως "ρευστό", ενώ

ο εσωτερικός συµπεριφέρεται ως "στερεό" (Παράγραφος 1.1).

20

1.3 Το Γεωµαγνητικό πεδίο

Πολλές θεωρίες έχουν διατυπωθεί για το µαγνητικό πεδίο της Γης

και γενικότερα των πλανητών. Η επικρατέστερη είναι η θεωρία του

"δυναµό" (dynamo theory), η οποία υποστηρίζει ότι ένας πλανήτης ή

αστέρας µπορεί να δηµιουργήσει µαγνητικό πεδίο όταν εξασφαλίζονται

δύο βασικές συνθήκες σ' αυτόν :

i) η ύπαρξη αγώγιµων υλικών σε υγρή µορφή και

ii) η ύπαρξη ρευµάτων µεταφοράς, για την ανάδευση των αγώγιµων

αυτών υλικών.

Αν κάποιος πλανήτης δεν πληρεί έστω και µία από τις

προϋποθέσεις αυτές, δεν δηµιουργεί µαγνητικό πεδίο. Σ' αυτήν την

κατηγορία ανήκουν η Αφροδίτη, η οποία λόγω της βραδύτατης κίνησής

της δεν µπορεί να εξασφαλίσει τα απαραίτητα ρεύµατα ανάδευσης και ο

Άρης, ο οποίος συγκεντρώνει το αγώγιµο του υλικό, δηλαδή τον σίδηρο,

κυρίως στην επιφάνειά του σε στερεή όµως µορφή.

Σε αντίθεση, όπως θα δούµε, στη Γη ικανοποιούνται οι δύο αυτές

συνθήκες. Οι επιστήµονες πιστεύουν ότι η εκλυόµενη, λόγω ραδιενεργών

διασπάσεων, θερµότητα στον εσωτερικό πυρήνα δηµιουργεί θερµικά

ρεύµατα ανάδευσης στον εξωτερικό υγρό πυρήνα της. Επιπλέον, η

περιστροφή της Γης γύρω από τον άξονά της µετατρέπει τον εξωτερικό

πυρήνα σε µία γιγαντιαία περιστρεφόµενη υγρή δύνη.

Έτσι, τα αγώγιµα υλικά, και κυρίως ο αγώγιµος σίδηρος (Fe++

,

Fe+++

) που βρίσκονται σε υγρή µορφή στον εξωτερικό πυρήνα

αναδευόµενα από τα θερµικά ρεύµατα δηµιουργούν το γήινο µαγνητικό

πεδίο, το οποίο είναι σχεδόν ευθυγραµµισµένο µε τον άξονα περιστροφής

της Γης. Συγκεκριµένα, όταν στον εξωτερικό πυρήνα (Β, Σχήµα 1.7)

συναντιούνται δύο αντίθετα κινούµενα ρεύµατα, τα οποία λόγω

θερµοκρασιακής διαφοράς δεν αλληλοαναιρούνται πλήρως (Σχήµα 1.7),

τότε τα στοιχειώδη µαγνητικά πεδία, που µεταφέρονται µέσω του υγρού

σιδήρου (Fe++

), επάγουν ηλεκτρικά πεδία το ένα στο άλλο.

Σχήµα 1.7 : Σχηµατική αναπαράσταση δύο αντίθετα κινούµενων ρευµάτων τα οποία

λόγω θερµοκρασιακής διαφοράς δεν αλληλοαναιρούνται πλήρως (Α:

εσωτερικός πυρήνας, Β: εξωτερικός πυρήνας).

21

Το αποτέλεσµα αυτής της αλληλεπίδρασης είναι η περαιτέρω

ενίσχυση της µαγνήτισης των ρευµάτων, η οποία µε τη σειρά της επάγει

περισσότερο ηλεκτρικό ρεύµα, οδηγώντας έτσι σε µία κυκλική διεργασία

ενίσχυσης του γεωµαγνητικού πεδίου. Η θεωρία αυτή προσφέρει και µία

πιθανή εξήγηση για το φαινόµενο της αναστροφής (κατά 180°) του

µαγνητικού πεδίου της Γης.

Η θερµική ανισοτροπία στον πυρήνα και τα ρεύµατα που

συµβάλλουν στη δηµιουργία του γήινου µαγνητικού πεδίου έχουν σαν

αποτέλεσµα, βάση µαθηµατικής ανάλυσης, την εµφάνιση διακυµάνσεων

της έντασης του µαγνητικού πεδίου και µάλιστα αναστροφών του. Αυτές

οι διακυµάνσεις µπορεί να είναι βραχείας ή µακράς διαρκείας, ανάλογα

µε τη διάρκεια και έκταση των θερµικών τοπικών ανωµαλιών στον

πυρήνα. Οι δε αναστροφές (reversals) που οφείλονται σε πολλαπλή

αναδίπλωση του µαγνητικού πεδίου γύρω από τον εαυτό του (Σχήµα 1.8),

συµβαίνουν κατά τακτά χρονικά διαστήµατα της τάξης πολλών

εκατοντάδων χιλιάδων ετών.

Σχήµα 1.8 : Η αναστροφή του γήινου µαγνητικού πεδίου

22

Έτσι, το γήινο µαγνητικό πεδίο δεν είναι ένα απλό διπολικό πεδίο

όµοιο µε αυτό που παράγει µία µαγνητική ράβδος, αλλά πολυπολικό και

εµφανίζει συνιστώσες υψηλής τάξης (π.χ. τετραπολικό).

Οι πρώτες ενδείξεις ότι το µαγνητικό πεδίο της Γης έχει

αναστραφεί πολλές φορές κατά την ιστορία του πλανήτη µας,

διαπιστώθηκαν το 1906 από τον Βρετανό Brunhes. Όµως, µόλις πριν από

λίγα χρόνια οι επιστήµονες κατάφεραν να κατανοήσουν το φαινόµενο

αυτό µελετώντας τη φορά µαγνήτισης ηφαιστειακών πετρωµάτων σε

σχέση µε την ηλικία τους στην επιφάνεια της Γης.

Είναι γνωστό από τη Φυσική ότι οι µαγνητικές ροπές των

σιδηροµαγνητικών υλικών που βρίσκονται σε θερµοκρασίες υψηλότερες

της θερµοκρασίας Curie έχουν τυχαίο προσανατολισµό. Όταν τα υλικά

αυτά βρεθούν κάτω από την επίδραση ενός εξωτερικού µαγνητικού

πεδίου, τότε οι µαγνητικές ροπές τους ευθυγραµµίζονται ως προς την

διεύθυνση του εξωτερικού πεδίου. Αν στη συνέχεια τα υλικά αυτά

ψυχθούν κάτω από τη θερµοκρασία Curie, τότε η αποκτηθείσα φορά

µαγνήτισης παραµένει ακόµα και αν αφαιρεθεί το εξωτερικό µαγνητικό

πεδίο (remnant magnetism).

Μία παρόµοια διεργασία είναι αυτή που λαµβάνει χώρα στη Γη.

Καθώς το καυτό µάγµα εξέρχεται στην επιφάνεια της Γης, η τυχαίας

διεύθυνσης µαγνητική ροπή των µαγνητικών υλικών που περιέχει

ευθυγραµµίζεται µε την υπάρχουσα φορά του µαγνητικού πεδίου, την

οποία και διατηρεί όταν ψύχεται κάτω από τη θερµοκρασία Curie. Έτσι,

τα ηφαιστειογενή πετρώµατα που δηµιουργούνται κατά τη στερεοποίηση

του εξερχόµενου µάγµατος αποτυπώνουν την εκάστοτε φορά του

µαγνητικού πεδίου της Γης.

Η τελευταία αναστροφή των γεωµαγνητικών πόλων φαίνεται ότι

έγινε πριν από περίπου 780.000 χρόνια και σήµερα ο νότιος µαγνητικός

πόλος βρίσκεται πολύ κοντά στο βόρειο γεωγραφικό, ενώ ο βόρειος

µαγνητικός κοντά στο νότιο γεωγραφικό πόλο.

Περισσότερες πληροφορίες για το µαγνητικό πεδίο στις διευθύνσεις:

("Source of the Earth's Magnetic field")

http://mb-soft.com/public/tecto2.html

http://www.phy6.org/earthmag/dynamos2.htm

http://image.gsfc.nasa.gov/poetry/magnetism/magnetism.html http://image.gsfc.nasa.gov/poetry/ask/amag.html http://hyperphysics.phy-astr.gsu.edu/hbase/magnetic/magearth.html - c2 http://www.psc.edu/science/glatzmaier.html

23

1.4 Η Γεωλογική Κλίµακα Χρόνου

Η ηλικία της Γης υπολογίζεται ότι είναι περίπου

4,6 δισεκατοµµύρια χρόνια. Τα πετρώµατα του ηπειρωτικού φλοιού της

άρχισαν να σχηµατίζονται πριν από 3,8 δισεκατοµµύρια χρόνια περίπου,

ενώ όλες οι µεγάλες γεωτεκτονικές µεταβολές που υφίσταται (π.χ.

µετάθεση ηπείρων, ορογένεση, ηφαιστειότητα, πτυχώσεις του φλοιού)

συµβαίνουν µέσα σε χρονικά πλαίσια της τάξης εκατοµµυρίων ετών.

Για την περιγραφή, λοιπόν, της ιστορίας της Γης (Σχήµα 1.9), που

περιλαµβάνει τόσο µεγάλα χρονικά διαστήµατα, χρησιµοποιείται µία

ειδική χρονοκλίµακα, η Γεωλογική Κλίµακα Χρόνου (Geological Time

Scale), η οποία έχει κατασκευαστεί µε τη βοήθεια της Στρωµατογραφίας,

της Παλαιοντολογίας και της Ραδιοχρονολόγησης των πετρωµάτων.

Σχήµα 1.9 : Η ιστορία της Γης

Η κλίµακα αυτή, που φαίνεται στον παρακάτω πίνακα, χωρίζει το

χρόνο σε δύο µεγάλους αιώνες, τους Μεγααιώνες (Eon), που

υποδιαιρούνται σε µικρότερους Αιώνες (Era), οι οποίοι χωρίζονται

επιπλέον σε Περιόδους (Period). κάθε Περίοδος, τέλος, περιλαµβάνει

διάφορες Εποχές (Epoch). Σηµειώνεται ότι τα πετρώµατα που

αντιπροσωπεύουν µία συγκεκριµένη γεωλογική περίοδο αναφέρονται ως

Σύστηµα (π.χ. πετρώµατα από την Κάµβρια περίοδο = Κάµβριο

Σύστηµα).

24

Η ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΚΛΙΜΑΚΑ ΧΡΟΝΟΥ ΜΕΓΑΑΙΩΝΑΣ

(EON)

ΑΙΩΝΑΣ

(ERA)

ΠΕΡΙΟ∆ΟΣ

(PERIOD)

ΕΠΟΧΗ

(EPOCH)

Εκατοµµύ -

ρια Χρόνια

πριν

Ολόκαινη

0,01

Τεταρτογενής

Πλειστόκαινη

1,8

Πλειόκαινη

5

Νεογενή

ς

Μειόκαινη

24

Ολιγόκαινη

37

Ηώκαινη

58

Καινοζω

ικός

Τριτογενή

ς

Παλαιογενή

ς

Παλαιόκαινη

65

Κρητιδική

142

Ιουρασική

206

Μεσοζω

ικός

Τριαδική

248

Πέρµια

290

Λιθανθρακο -

φόρος

354

∆εβόνια

417

Σιλούρια

443

Ορδοβίσια

495

ΦΑΝΕΡΟΖΩΙΚ

ΟΣ

Παλαιοζω

ικός

Κάµβρια

545

Προτεροζωικός

2.500

Αρχαιοζωικός

3.800

ΠΡΟΚΑΜΒΡΙΟ

Σ

ή Κ

ΡΥΠΤΟΖΩΙΚ

ΟΣ

Καταρχαιοζωικός

4.560

25

1.4.1 Γεωλογικές περίοδοι και σηµαντικά γεγονότα της Γης

Η αρχή της Γεωλογικής Κλίµακας Χρόνου βρίσκεται γύρω στα

4,6 δισεκατοµµύρια χρόνια πριν. Οι επιστήµονες κατέληξαν σε αυτό το

συµπέρασµα µελετώντας διάφορες ενδείξεις που προέρχονται από τα

πετρώµατα που σχηµατίζονται στον φλοιό της Γης. Συγκεκριµένα :

• Τα ίδια τα στρώµατα των πετρωµάτων καταγράφουν τα γεγονότα

που διαµόρφωσαν την επιφάνεια (Στρωµατογραφία).

• Μέσα στα πετρώµατα βρίσκονται θαµµένα απολιθώµατα, δηλαδή,

υπολείµµατα, ίχνη ή αποτυπώµατα φυτών και ζώων που έχουν

διατηρηθεί για πολλά εκατοµµύρια ή χιλιάδες χρόνια µέσα σ' αυτά και

δίνουν µία θαυµάσια γρήγορη µατιά στο παρελθόν (Παλαιοντολογία).

Μειονεκτήµατα της µεθόδου αυτής χρονολόγησης των πετρωµάτων της

Γης είναι ότι δεν είναι πολύ ακριβής και ότι παρέχει πληροφορίες µόνο

από τότε που εµφανίζεται για πρώτη φορά ζωή στον πλανήτη µας,

δηλαδή πριν από 570 εκατοµµύρια χρόνια περίπου.

• Στα πετρώµατα του φλοιού περιέχονται σε µικρές ποσότητες

ραδιενεργά στοιχεία, τα οποία διασπώνται στα (ραδιενεργά) ισότοπά

τους. Με τη µελέτη της διάσπασης αυτής µπορεί να γίνει ακριβής

καθορισµός της ηλικίας των πετρωµάτων (Ραδιοχρονολόγηση).

Με τη βοήθεια, λοιπόν, των παραπάνω µεθόδων, η Γεωλογική

Κλίµακα Χρόνου έχει χωρισθεί στα εξής χρονικά διαστήµατα :

Ι) Προκάµβριος ή Κρυπτοζωικός Μεγααιώνας (Precambrian ή

Cryptozoic Eon) : 4.560-545 εκατοµµύρια χρόνια πριν. Αντιπροσωπεύει

το 90% του παρελθόντος της Γης. Περιλαµβάνει 3 Αιώνες: τον

Καταρχαιοζωικό, τον Αρχαιοζωικό και τον Προτεροζωικό. Είναι µία

πολύ σηµαντική χρονική περίοδος, διότι καλύπτει τις δύο βασικές

εξελίξεις στην ιστορία του πλανήτη: την εξέλιξη του περιβάλλοντος που

περιλαµβάνει το οξυγόνο και την ανάπτυξη των πρώτων µονοκύτταρων

οργανισµών όπως τα κυανοφύκη. Αργότερα εµφανίστηκαν και

πολυκύτταροι οργανισµοί µε µαλακά µέρη, όπως οι µέδουσες και τα

σκουλήκια.

1) Καταρχαιοζωικός Αιώνας (Prearchean Era) : 4.560-3.800

εκατοµµύρια χρόνια πριν. Είναι το χρονικό διάστηµα πριν αναπτυχθεί

ζωή.

2) Αρχαιοζωικός ή Αρχαϊκός ή Αζωικός Αιώνας (Archean Era) :

3.800-2.500 εκατοµµύρια χρόνια πριν. Κατά την περίοδο αυτή (πριν από

3 δισεκατοµµύρια χρόνια) πρωτοεµφανίστηκαν στη Γη πρωτόγονες

µορφές ζωής. Τα παλαιότερα απολιθώµατα του Προκάµβριου έχουν

ηλικία 3.100-3.200 εκατοµµύρια χρόνια και ανήκουν σε αυτόν τον

26

Αιώνα, ενώ τα παλαιότερα γνωστά χερσαία πετρώµατα σχηµατίστηκαν

3.800 εκατοµµύρια χρόνια πριν περίπου.

3) Προτεροζωικός Αιώνας (Proterozoic Era) : 2.500-545 εκατοµµύρια

χρόνια πριν. Κατά τον Αιώνα αυτό αναπτύχθηκαν οργανισµοί µε σύνθετα

κύτταρα (ευκαρυωτικοί), ενώ πρωτοσχηµατίσθηκαν κοιτάσµατα χρυσού,

σιδήρου, χαλκού, ουρανίου και νικελίου.

ΙΙ) Φανεροζωικός Μεγααιώνας (Phanerozoic Eon) : 545 εκατοµµύρια

χρόνια πριν - σήµερα. Αντιπροσωπεύει µονο το 10% του παρελθόντος

της Γης και είναι η εποχή της εµφανούς ζωής. Περιλαµβάνει 3 Αιώνες:

τον Παλαιοζωικό, τον Μεσοζωικό και τον Καινοζωικό, καθ' ένας από

τους οποίους περιλαµβάνει Περιόδους και Εποχές.

1) Παλαιοζωικός Αιώνας (Paleozoic Era) : 545-248 εκατοµµύρια

χρόνια πριν. Στη διάρκειά του έγινε µία µεγάλη βιολογική επανάσταση,

δηλαδή, το γιγαντιαίο βήµα της ζωής από τη θάλασσα στην ξηρά.

Περιλαµβάνει 6 Περιόδους: Κάµβρια, Ορδοβίσια, Σιλούρια, ∆εβόνια,

Λιθανθρακοφόρο και Πέρµια.

i) Κάµβρια Περίοδος (Cambrian) : 545-495 εκατοµµύρια χρόνια πριν.

Εµφανίζονται τα περισσότερα ζωικά φύλα, όπως τα µαλάκια και

αρθρωτά οστρακοφόρα ασπόνδυλα, όπως οι τριλοβίτες. Ευηµερεί µία

ποικιλία φυτών και ασπόνδυλων στους ωκεανούς.

ii) Ορδοβίσια Περίοδος (Ordovician) : 495-443 εκατοµµύρια χρόνια

πριν. Αν παροµοιάζαµε την ηλικία της Γης µε µία ώρα, η Ορδοβίσια

Περίοδος θα αποτελούσε µόνο ένα λεπτό. Εµφανίζονται τα καρκινοειδή

µαζί µε τα πρώτα ιχθυόµορφα σπονδυλωτά. Επίσης, εµφανίζονται

ανθοφόρα θαλάσσια φυτά. Κοραλλιογενείς ύφαλοι αρχίζουν να

σχηµατίζονται στους ωκεανούς, ενώ οι νότιες ήπειροι µετατοπίζονται

προς τους Πόλους. Παγετώδης περίοδος στη Σαχάρα.

iii) Σιλούρια Περίοδος (Silourian) : 443-417 εκατοµµύρια χρόνια πριν.

Αναπτύσσονται τα πρώτα απλά χερσαία φυτά κατά µήκος των ακτών ή

σε εκβολές ποταµών και εµφανίζονται τα πρώτα ψάρια σε λίµνες και

ποτάµια. Οι ήπειροι αρχίζουν να µετακινούνται και να πλησιάζουν

µεταξύ τους.

iv) ∆εβόνια Περίοδος (Devonian) : 417-354 εκατοµµύρια χρόνια πριν.

Τα πρώτα έντοµα και αµφίβια, όπως ο Ιχθυόστεγος κάνουν την εµφάνισή

τους. Οι καρχαρίες και πολλά άλλα είδη αφθονούν στις θάλασσες.

Σχηµατίζονται τα πρώτα δάση από σποριόφυτα, όπως οι γιγαντιαίες

φτέρες και τα βρύα.

v) Λιθανθρακοφόρος Περίοδος (Carboniferous): 354-290 εκατοµµύρια

χρόνια πριν. Είναι η εποχή της µεγάλης µετάβασης από το νερό στην

ξηρά. Τα ελώδη δάση βρίσκονται σε ακµή και από αυτά σχηµατίζονται οι

27

σηµερινές αποθέσεις γαιάνθρακα (κάρβουνο). Τα πρώτα ερπετά

εξελίσσονται από τα αµφίβια. Παγετώδης περιόδος στην Γκοντβάνα

(Νότια Αµερική, Αφρική, Αραβία, Ινδία, Σρι Λάνκα, Μαδαγασκάρη,

Νέα Ζηλανδία, Αυστραλία, Ανταρκτική).

vi) Πέρµια Περίοδος (Permian): 290-248 εκατοµµύρια χρόνια πριν.

Πολλαπλασιάζονται τα ερπετά. Τα κωνοφόρα αντικαθιστούν τις φτέρες

και τα ελώδη δάση της Λιθανθρακοφόρου Περιόδου εξαφανίζονται, ενώ

επεκτείνονται οι έρηµοι. Σχηµατίζεται η πρώτη υπερήπειρος, η Πανγαία.

2) Μεσοζωικός Αιώνας (Mesozoic Era) : 248-65 εκατοµµύρια χρόνια

πριν. Κατά τη διάρκεια αυτού του Αιώνα άρχισε η µετατόπιση των

ηπείρων από την Πανγαία. Στις οικογένειες ερπετών του Μεσοζωικού

που επιζούν σήµερα ανήκουν τα φίδια, οι χελώνες και οι αλιγάτορες.

Περιλαµβάνει 3 Περιόδους: Τριαδική, Ιουρασική και Κρητιδική.

i) Τριαδική Περίοδος (Triassic) : 248-206 εκατοµµύρια χρόνια πριν.

Εµφανίζονται θαλάσσια θηλαστικά και οι αρχαϊκοί δεινόσαυροι, ενώ τα

σποριόφυτα επικρατούν. Η Βόρεια Αµερική και η Ευρώπη είναι τροπικές

χώρες. Αρχίζει η µετακίνηση των ηπείρων.

ii) Ιουρασική Περίοδος (Jurassic) : 206-142 εκατοµµύρια χρόνια πριν.

Το αρχαιότερο γνωστό πτηνό, η Αρχαιοπτέρυγα, εξελίσσεται από τα

ερπετά, ενώ οι δεινόσαυροι αφθονούν. Σηµειώνεται µεγάλη επέκταση

των κοραλλιογενών υφάλων. Η Πανγαία διαµελίζεται.

iii) Κρητιδική Περίοδος (Cretaceous) : 142-65 εκατοµµύρια χρόνια

πριν. Εµφανίζονται τα ανθοφόρα φυτά (π.χ. Μανόλια) και σχηµατίζονται

οι αποθέσεις πετρελαίου και φυσικού αερίου. Αναπτύσσονται τα πρώτα

µικρά χερσαία θηλαστικά. Προς το τέλος της περιόδου αυτής

εξαφανίζονται οι δεινόσαυροι και αρχίζουν να σχηµατίζονται τα

Βραχώδη Όρη και οι Άνδεις.

3) Καινοζωικός Αιώνας (Cenozoic Era) : 65 εκατοµµύρια χρόνια -

σήµερα. Η διάρκεια του Αιώνα αυτού είναι µικρή από γεωλογική άποψη.

Περιλαµβάνει 2 Περιόδους: την Τριτογενή και την Τεταρτογενή, που

υποδιαιρούνται σε Εποχές. Ονοµάζεται και "Εποχή των Θηλαστικών",

αφού το κυριότερο χαρακτηριστικό του είναι η ανάπτυξη και η εξέλιξη

των θηλαστικών, συµπεριλαµβανοµένου και του ανθρώπου.

i) Τριτογενής Περίοδος (Tertiary) : 65-1,8 εκατοµµύρια χρόνια πριν.

Χωρίζεται σε 2 περιόδους: την Παλαιογενή και την Νεογενή. Κατά την

Τριτογενή Περίοδο εξελίσσονται τα πρωτεύοντα θηλαστικά, τα πτηνά και

τα έντοµα. Οι ήπειροι πλησιάζουν στις σηµερινές τους θέσεις, ενώ

εξαπλώνονται και τα λιβάδια. Σχηµατίζονται τα Ιµαλάια και το Γκραν

Κάνιον.

28

• Παλαιογενής Περίοδος (Paleogene) : 65-24 εκατοµµύρια χρόνια

πριν. Περιλαµβάνει 3 Εποχές: την Παλαιόκαινη, την Ηώκαινη και την

Ολιγόκαινη.

α) Παλαιόκαινη Εποχή (Paleocene) : 65-58 εκατοµµύρια χρόνια πριν.

Παρατηρείται πλήρης απουσία δεινοσαύρων.

β) Ηώκαινη Εποχή (Eocene) : 58-37 εκατοµµύρια χρόνια πριν. Η

εποχή αυτή αντιπροσωπεύει την αυγή ("ηώς") της σύγχρονης ζωής.

γ) Ολιγόκαινη Εποχή (Oligocene) : 37-24 εκατοµµύρια χρόνια πριν.

Κατά τη διάρκεια της Εποχής αυτής εµφανίστηκε ελάχιστος αριθµός

σύγχρονων οργανισµών.

• Νεογενής Περίοδος (Neogene) : 24-1,8 εκατοµµύρια χρόνια πριν.

Περιλαµβάνει 2 Εποχές: την Μειόκαινη και την Πλειόκαινη.

α) Μειόκαινη Εποχή (Miocene) : 24-5 εκατοµµύρια χρόνια πριν.

Παρατηρούνται νέα θαλάσσια απολιθώµατα.

β) Πλειόκαινη Εποχή (Pliocene) : 5-1,8 εκατοµµύρια χρόνια πριν. Τα

απολιθώµατα αυτής της Εποχής σχετίζονται µε αυτά της Μειόκαινης.

ii) Τεταρτογενής Περίοδος (Quaternary) : 1,8 εκατοµµύρια χρόνια

πριν-σήµερα. Περιλαµβάνει 2 Εποχές: την Πλειστόκαινη και την

Ολόκαινη. Κατά την Περίοδο αυτή παρατηρούνται µεγάλοι παγετώνες

και ενώνεται η Βόρεια µε τη Νότια Αµερική. Από βιολογική άποψη, το

κυριότερο χαρακτηριστικό της Τεταρτογενούς Περιόδου είναι η εξέλιξη

και η ανάπτυξη του ανθρώπου.

α) Πλειστόκαινη Εποχή (Pleistocene) : 1,8-0,01 εκατοµµύρια χρόνια

πριν. Τουλάχιστον το 28% των χερσαίων εκτάσεων σε παγκόσµια

κλίµακα καλύπτεται από παγετώνες. Η γεωλογική αυτή περίοδος είναι

γνωστή ως "Η Εποχή των Παγετώνων" ("The Ice Age").

β) Ολόκαινη Εποχή (Holocene) : 0,01 εκατοµµύρια χρόνια (δηλαδή,

10.000 χρόνια) πριν - σήµερα. Κατά την Εποχή αυτή σηµειώθηκε άνοδος

τη θερµοκρασίας µε αποτέλεσµα την τήξη των παγετώνων της

Πλειστόκαινης Εποχής. Περιλαµβάνει όλη την καταγεγραµµένη

ανθρώπινη ιστορία.

♦ Αξίζει, τέλος, να γίνει µία αναφορά στην χρονολογική

εξέλιξη του ανθρώπου :

• Κατά την αρχή της Τεταρτογενούς Περιόδου και

συγκεκριµένα γύρω στα 1,8 εκατοµµύρια χρόνια πριν,

εµφανίστηκε ο Homo Habilis (Άνθρωπος ο Επιδέξιος). Το όνοµα

αυτό προκύπτει από την απόδειξη µέσω των απολιθωµάτων ότι

ήταν επιδέξιος στη χρήση εξελιγµένων για την εποχή του

εργαλείων.

• Στη συνέχεια, 1,5 εκατοµµύρια χρόνια πριν, κάνει την

εµφάνισή του ο Homo Erectus (Άνθρωπος ο Όρθιος), ένας

29

πρόγονος του σηµερινού ανθρώπου.

• Πριν από 110.000 χρόνια περίπου, εµφανίζεται ο Homo

Sapiens (Άνθρωπος ο Σοφός).

• Μεταξύ 70.000 και 30.000 χρόνια πριν εµφανίζεται ο Homo

Neanderthalensis (Άνθρωπος του Νεάντερταλ).

• Τέλος, το είδος µας, ο Homo Sapiens Sapiens (Σύγχρονος

Άνθρωπος) πρωτοεµφανίστηκε πριν από 60.000 - 40.000 χρόνια.

Κοιτάζοντας, λοιπόν, τη Γεωλογική Κλίµακα Χρόνου βγαίνει το

συµπέρασµα ότι στα πλαίσια του γεωλογικού χρόνου οι µεγάλες

γεωτεκτονικές µεταβολές γίνονται µέσα σε σχετικά σύντοµα χρονικά

διαστήµατα. Αντίθετα, στα πλαίσια της χρονικής διάρκειας της

ανθρώπινης ζωής, που είναι περίπου 80 χρόνια, οι µεταβολές αυτές

φαίνονται ότι πραγµατοποιούνται µέσα σε ασύλληπτα µεγάλα (για τον

ανθρώπινο νου) χρονικά διαστήµατα!

30

ΜΕΤΑΤΟΠΙΣΗ ΤΩΝ

ΗΠΕΙΡΩΝ

31

Όπως είδαµε στο Κεφάλαιο 1, ο φλοιός της Γης δεν είναι

συµπαγής αλλά αποτελείται από µεγάλα τεµάχη, τις Λιθοσφαιρικές

Πλάκες, τα οποία βρίσκονται σε διαρκή κίνηση. Αυτό έχει σαν

αποτέλεσµα οι ήπειροι να απωθούνται ή να συγκλίνουν και έτσι

καινούριοι ωκεανοί να σχηµατίζονται ενώ οι αρχαιότεροι να

εξαφανίζονται µε το πέρασµα των γεωλογικών αιώνων.

Μια µατιά στον παγκόσµιο χάρτη είναι αρκετή για να δούµε πόσο

ταιριάζει το περίγραµµα της ανατολικής ακτής της Νότιας Αµερικής µε

την δυτική ακτή της Αφρικής. Αυτή ακριβώς η παρατήρηση έγινε

αφορµή ώστε αρκετοί επιστήµονες να σκεφθούν ότι οι ήπειροι θα

µπορούσαν να ήταν κάποτε ενωµένες. Τελικά, ο Γερµανός µετεωρολόγος

Alfred Wegener (Άλφρεντ Βέγκενερ) πρότεινε το 1912 τη Θεωρία της

Μετατόπισης των Ηπείρων (Continental Drift), η οποία προσπαθεί να

εξηγήσει την εξέλιξη της θέσης των ηπείρων στη Γη.

2.1 Οι πρώτες θεωρίες

Ο Άγγλος φιλόσοφος Φράνσις Μπέικον (Francis Bacon) υπήρξε

ίσως ο πρώτος παρατηρητής που σχολίασε στα συγγράµµατά του την

εναρµόνιση των ακτογραµµών στις δύο πλευρές του Ατλαντικού και

διατύπωσε το 1620 την άποψη ότι η οµοιότητα αυτή δεν είναι τυχαία.

Τo 1801, ο Γερµανός φυσιοδίφης Αλεξάντερ φον Χούµπολντ

(Alexander Fon Humboldt) υποστήριξε ότι τα τµήµατα της χέρσου που

εκτείνονται πέρα από τις δύο πλευρές του Ατλαντικού Ωκεανού ήταν

κάποτε ενωµένα, αλλά διαβρώθηκαν και διαχωρίστηκαν από την δράση

θαλάσσιων ρευµάτων.

Κατά τον 19ο αιώνα αρκετοί ερευνητές, όπως ο γεωγράφος

Antonio Snider το 1858, έγραψαν πραγµατείες σχετικά µε την

µετατόπιση των ηπείρων, αλλά οι απόψεις τους αγνοήθηκαν από τους

επιστηµονικούς κύκλους της εποχής.

Μεταξύ 1885 και 1909, ο Αυστριακός γεωλόγος Έντουαρντ Ζυς

(Edward Suess) υποστήριξε ότι µέχρι το τέλος του Παλαιοζωικού Αιώνα

(250 εκατοµµύρια χρόνια πριν περίπου) υπήρχαν δύο πολύ µεγάλες

ηπειρωτικές µάζες στο Βόρειο Ηµισφαίριο και µία ή ίσως δύο στο Νότιο.

Σύµφωνα µε τον Ζυς οι ωκεανοί είναι ρηξιγενείς κοιλάδες µε πυθµένες

που σχηµατίστηκαν από τις καταβυθισµένες ηπείρους, άποψη αντίθετη

µε την υπόθεση του Βέγκενερ, όπως θα δούµε παρακάτω.

Τέλος, η µετατόπιση των ηπείρων πολλές φορές αποδόθηκε και σε

καταστροφές που σχετίζονται µε την ύπαρξη και την επίδραση της

Σελήνης.

32

2.2 Υπόθεση του Βέγκενερ - ∆ιαδικασία διαχωρισµού

των ηπείρων (Continental drift)

Ο Γερµανός µετεωρολόγος Α. Βέγκενερ, παρατηρώντας ότι τα

περιγράµµατα των ηπείρων ταιριάζουν σαν τα κοµµάτια ενός γιγαντιαίου

παζλ και ότι αποµακρυσµένες µεταξύ τους ήπειροι είχαν πανοµοιότυπα

πετρώµατα και απολιθώµατα, έκανε το 1912 την επαναστατική για την

εποχή του υπόθεση της ηπειρωτικής µετακίνησης.

Ο Βέγκενερ σκέφτηκε ότι τα όµοια πετρώµατα και απολιθώµατα

ήταν ευκολότερο να εξηγηθούν αν οι ήπειροι ήταν ενωµένες µαζί, παρά

αν ήταν διασκορπισµένες όπως σήµερα. Συγκεκριµένα, υποστήριξε ότι η

Βόρεια και η Νότια Αµερική (από την πλευρά του Ατλαντικού) ήταν

ενωµένες µε την Ευρασιατική και την Αφρικανική Ήπειρο.

"Επανασυναρµολόγησε", λοιπόν, τις ηπείρους και σχηµάτισε µία

γιγαντιαία υπερήπειρο, που την ονόµασε Πανγαία (Pangaea ή Pangea)

και που ήταν περιτριγυρισµένη από έναν τεράστιο ωκεανό, την

Πανθάλασσα. Μεµονωµένοι ωκεανοί, όπως ο Ατλαντικός, ο Ινδικός ή ο

Ανταρκτικός Ωκεανός, δεν υπήρχαν εκείνη την εποχή.

Σύµφωνα µε τη θεωρία του Βέγκενερ, η Πανγαία ήταν ενωµένη

πριν από περίπου 255 εκατοµµύρια χρόνια, κατά την Πέρµια Περίοδο

(Permian). Στη συνέχεια, κατά την Τριαδική Περίοδο (Triassic), περίπου

220 εκατοµµύρια χρόνια πριν, οι ήπειροι άρχιζαν να µετακινούνται. Έτσι,

η Πανγαία χωρίστηκε σε δύο µεγάλα τµήµατα, µεταξύ των οποίων

δηµιουργήθηκε η Τηθύς Θάλασσα (Tethys Sea). Το βόρειο τµήµα

ονοµάστηκε Λαυρασία (Laurasia) και περιλάµβανε τις σηµερινές Ασία,

Ευρώπη, Βόρεια Αµερική και Γροιλανδία. Το νότιο τµήµα ονοµάστηκε

Γκοντβάνα (Gondwanaland) και περιλάµβανε τις σηµερινές Νότια

Αµερική, Αφρική, Αραβία, Ινδία, Σρι Λάνκα, Μαδαγασκάρη, Νέα

Ζηλανδία, Αυστραλία και Ανταρκτική. Οι ονοµασίες "Λαυρασία" και

"Γκοντβάνα" προήλθαν από τον Αυστριακό γεωλόγο του 19ου

αιώνα

Έντουαρντ Ζυς.

Κατά την Ιουρασική Περίοδο (Jurassic), δηλαδή περίπου

165 εκατοµµύρια χρόνια πριν µε τον σχηµατισµό του Ατλαντικού

Ωκεανού, η Λαυρασία και η Γκοντβάνα άρχισαν να διαµελίζονται στις

σηµερινές ηπείρους. Προς το τέλος της Κρητιδικής Περιόδου

(Cretaceous), γύρω στα 65 εκατοµµύρια χρόνια πριν, οι ήπειροι άρχισαν

να πλησιάζουν στις σηµερινές τους θέσεις. Η χρονική εξέλιξη της

διαδικασίας διαχωρισµού της Πανγαίας, σύµφωνα µε τη Θεωρία της

Ηπειρωτικής Μετατόπισης του Βέγκενερ, φαίνεται στο Σχήµα 2.1.

33

ΠΑΡΕΛΘΟΝ ΚΑΙ ΠΑΡΟΝ ΤΗΣ ΓΗΣ

Σχήµα 2.1 : ∆ιαδικασία διαχωρισµού των ηπείρων (continental drift)

Ο Βέγκενερ ήταν ο πρώτος που πρότεινε δύο πιθανές αιτίες για τις

µετατοπίσεις των ηπείρων: η πρώτη είναι η µακροχρόνια δράση της

δύναµης, που ο Βέγκενερ ονόµασε «φυγοπόλο δύναµη» (pole-fleeing

force), η οποία τείνει να µετακινήσει την ύλη προς τον Ισηµερινό, και η

δεύτερη µια σεληνιακή-ηλιακή παλιρροιακή δύναµη τριβής, η οποία

µετακινεί την ύλη προς τα δυτικά. Ο Βέγκενερ πίστευε ότι οι δύο αυτές

δυνάµεις θα ήταν αποτελεσµατικές αν εφαρµόζονταν σε κλίµακα

γεωλογικού χρόνου. Οι περισσότεροι γεωφυσικοί, όµως, δεν αποδέχτηκαν

34

την ερµηνεία που βασίζεται στην επίδραση αυτών των δυνάµεων,

θεωρώντας ότι είναι τελείως ανεπαρκείς, ανεξάρτητα από τον χρόνο

δράσης τους. Οι δυνάµεις αυτές υπάρχουν, αλλά στην πραγµατικότητα

είναι πολύ ασθενείς.

Η σύγχρονη έρευνα δείχνει ότι οι ήπειροι πράγµατι µετατοπίζονται,

µε υπολογιζόµενους ρυθµούς 1 έως 15 εκατοστά το χρόνο. Οι Dewey και

Bird (1970) προσπάθησαν να εξετάσουν ακόµη πιο πίσω στο χρόνο την

ιστορία της µετακίνησης των ηπείρων. Υποστήριξαν ότι πριν την

δηµιουργία της Πανγαίας υπήρξε ο Ατλαντικός ωκεανός µε τη µορφή του

Πρωτο-Ατλαντικού Ωκεανού (Proto-Atlantic Ocean), ο οποίος

προοδευτικά κλείνοντας εξαφανίστηκε και δηµιουργήθηκε η Πανγαία.

Έτσι, κάθε περίπου 500 εκατοµµύρια χρόνια "κλείνει" ένας κύκλος

κατά τον οποίο οι ήπειροι επανενώνονται και ένας ωκεανός

καταστρέφεται, ενώ ένας άλλος δηµιουργείται. Σήµερα, βρισκόµαστε στη

µέση περίπου ενός τέτοιου κύκλου, όπου ο Ατλαντικός Ωκεανός ανοίγει

και ο Ειρηνικός κλείνει. Το µέλλον της µετακίνησης των ηπείρων µετά

από 50 εκατοµµύρια χρόνια περίπου (Σχήµα 2.2) είναι σχεδόν σίγουρο,

εφόσον αυτό είναι η συνέχεια της "σηµερινής" κίνησής τους. Έτσι, ο

Ατλαντικός Ωκεανός αναµένεται να "ανοίγει" ακόµη περισσότερο και ο

Ειρηνικός να συρρικνώνεται.

ΜΕΛΛΟΝ ΤΗΣ ΓΗΣ

Σχήµα 2.2 : Η εικόνα της Γης µετά από 50 εκατοµµύρια χρόνια περίπου

(Science NASA).

Είναι δυνατόν, όµως, κατά τη διάρκεια αυτής της ηπειρωτικής

µετατόπισης να συµβούν και κάποια έκτακτα γεγονότα, τα οποία µπορούν

να αλλάξουν αυτήν την "προδιαγεγραµµένη" πορεία των ηπείρων. Έτσι,

θα είναι πολύ δύσκολη η πρόβλεψη της εικόνας της επιφάνειας της Γης

µετά από 150 ή και 250 εκατοµµύρια χρόνια. Για παράδειγµα, στην

35

περίπτωση της διεύρυνσης του Ατλαντικού, οι γεωλόγοι πιστεύουν ότι

προοδευτικά θα σχηµατισθούν ζώνες καταβύθισης (Κεφάλαιο 4) τόσο

στις δυτικές όσο και στις ανατολικές ακτές του ωκεανού (Σχήµα 2.3). Ο

φλοιός στις περιοχές αυτές, όντας (µετά από 150 εκατοµµύρια χρόνια

περίπου) πολύ παλαιός σε σχέση µε το νέο φλοιό που συνεχώς

δηµιουργείται στη Μεσο-Ατλαντική Ράχη, θα είναι αρκετά βαρύτερος. Το

αποτέλεσµα θα είναι να αρχίσει να βυθίζεται κάτω από τις Αµερικανικες

πλάκες (Βόρεια και Νότια) και να συµπαρασύρει σιγά - σιγά τον δυτικό

πυθµένα του Ατλαντικού ωκεανού µέσα στον µανδύα.

ΜΕΛΛΟΝ ΤΗΣ ΓΗΣ

Σχήµα 2.3 : Η εικόνα της Γης µετά από 150 εκατοµµύρια χρόνια περίπου

(Science NASA).

Συνέπεια του γεγονότος αυτού θα είναι η αναχαίτιση της

διεύρυνσης του Ατλαντικού Ωκεανού και η προοδευτική συρρίκνωσή του.

Έτσι, µετά από πολλές δεκάδες εκατοµµύρια χρόνια, η Βόρεια και η

Νότια Αµερική θα συγκρουστούν µε την Αφρική και την Ευρώπη και

κατά µήκος της ζώνης σύγκρουσης θα δηµιουργηθεί µία νέα οροσειρά µε

τον ίδιο τρόπο που σχηµατίσθηκαν τα Ιµαλάια (Παράγραφος 4.3.2). Οι

περισσότερες από τις σηµερινές µάζες ξηράς θα ενωθούν σε µία νέα

υπερήπειρο, την "Pangea Ultima" (Σχήµα 2.4), η οποία πιθανόν να

περικλείει και έναν εσωτερικό ωκεανό, δηλαδή ό,τι απέµεινε από τον

Ατλαντικό.

36

ΜΕΛΛΟΝ ΤΗΣ ΓΗΣ

Σχήµα 2.4 : Η εικόνα της Γης µετά από 250 εκατοµµύρια χρόνια περίπου

(Science NASA).

Όλες αυτές οι σκέψεις είναι βέβαια υποθετικές, αλλά µπορούν

να πλησιάσουν αρκετά την πραγµατικότητα αν γνωρίζαµε τις

διάφορες φυσικές διεργασίες που λαµβάνουν χώρα στο εσωτερικό,

αλλά και στην επιφάνεια της Γης. Στις αρχές, όµως, του περασµένου

αιώνα η ιδέα και µόνο ότι οι ήπειροι µετακινούνται αποτελούσε µία

επανάσταση και δέχτηκε δριµύτατες κριτικές από τον επιστηµονικό

κόσµο.

2.3 Ενδείξεις που στηρίζουν την υπόθεση Βέγκενερ

Από το 1950 ως το 1960 νέα γεωφυσικά δεδοµένα ενίσχυσαν την

άποψη της µετάθεσης των ηπείρων. Υπάρχουν πλέον άφθονες ενδείξεις

που προέρχονται από γεωµετρικές, γεωλογικές, παλαιοντολογικές,

παλαιοκλιµατολογικές και παλαιοµαγνητικές παρατηρήσεις, οι οποίες

στηρίζουν την υπόθεση του Βέγκενερ και αποτελούν πειστικές ενδείξεις

ότι η µετατόπιση των ηπείρων πράγµατι γίνεται. Η σύγχρονη τεχνολογία

των G.P.S. (Global Positioning System) (Κεφάλαιο 3) επιβεβαίωσε, τόσο

ποιοτικά όσο και ποσοτικά και µάλιστα µε ακρίβεια, την µετατόπιση των

ηπείρων.

2.3.1 Γεωµετρικές παρατηρήσεις

Πρόκειται για τη θεωρία της εντυπωσιακής προσαρµογής των

περιγραµµάτων των ηπείρων της Αφρικής και της Νότιας Αµερικής. Οι

37

πρώτες παρατηρήσεις, όµως, σχετικά µε την εναρµόνιση των

ακτογραµµών αυτών είχαν ήδη γίνει από τον 17ο αιώνα (Παράγραφος

2.1).

2.3.2 Γεωλογικές παρατηρήσεις

Αποδείχθηκε ότι µεταξύ των ακτών της Νότιας Αµερικής και της

Αφρικής υπάρχουν στρωµατογραφικές οµοιότητες και µε τη µέθοδο της

Ραδιοχρονολόγησης βρέθηκε ότι πετρώµατα µε παρόµοια τεκτονική είναι

ίδιας ηλικίας. Το πιο χαρακτηριστικό παράδειγµα συναντάται κατά µήκος

των ακτών της Βραζιλίας, όπου υπάρχει µία ζώνη πολύ παλαιών

πετρωµάτων που παρουσιάζει οµοιότητες µε µία αντίστοιχη ζώνη της

χώρας Gabon της ∆υτικής Αφρικής. Τα πετρώµατα αυτά, που έχουν

ηλικία 2 δισεκατοµµυρίων χρόνων, ανήκουν δηλαδή στον Προτεροζωικό

Αιώνα, είναι παρεµφερή στον τύπο, τη δοµή, τα απολιθώµατα και τις

ηλικίες της κάθε στρωµάτωσης.

2.3.3 Παλαιοντολογικές παρατηρήσεις

Η άποψη του Βέγκενερ ενισχύθηκε από το γεγονός ότι βρέθηκαν

όµοια απολιθώµατα φυτών και ζώων ηλικίας εκατοµµυρίων ετών µέσα σε

πετρώµατα ηπείρων του Νοτίου Ηµισφαιρίου (π.χ. Νότια Αµερική -

Αφρική). Η ύπαρξη, όµως, οµοίων απολιθωµάτων ζώων στο Νότιο

Ηµισφαίριο απαιτεί την ελεύθερη µετακίνησή τους µεταξύ των ηπείρων.

Το γεγονός αυτό θα ήταν λοιπόν αδύνατο, αν ο παγκόσµιος χάρτης

της Γης είχε την σηµερινή εικόνα, γιατί θα έπρεπε τα ζώα αυτά να

διασχίσουν τον Ατλαντικό Ωκεανό. Μία διάταξη, όµως, των ηπείρων του

Νοτίου Ηµισφαιρίου πριν εκατοµµύρια χρόνια όπως στο Σχήµα 2.5,

εξηγεί την άνετη µετακίνηση ζώων από την µία ήπειρο στην άλλη, µε µία

"γέφυρα ξηράς" (land-bridge). Έτσι, παρατηρούµε ένα ερπετό να µπορεί

να κινείται από την Νότια Αµερική µέχρι την Αφρική ή κάποιο άλλο να

κινείται από την Αφρική στην Ινδία και από την Ινδία στην Ανταρκτική.

♦ Παραδείγµατα απολιθωµάτων

Το ερπετό Λυστρόσαυρος (Lystrosaurus) ζούσε στην Αφρική, την

Ινδία και την Ανταρκτική πριν από 210 εκατοµµύρια χρόνια, δηλαδή κατά

την Τριαδική Περίοδο. Η ανακάλυψη ενός απολιθωµένου Λυστρόσαυρου

την δεκαετία του 1960 στην Ανταρκτική ήταν αποδεικτικό στοιχείο της

θεωρίας περί µετατόπισης των ηπείρων. Η µόνη λογική εξήγηση θα ήταν

38

το γεγονός ότι κάποτε οι ήπειροι ήταν ενωµένες. Παρόµοιο αποδεικτικό

στοιχείο ήταν η ανακάλυψη απολιθώµατος του ερπετού Μεσόσαυρος

(Mesosaurus) στην Αφρική και την Νότια Αµερική, της φτέρης

Γλωσσόπτερης (Glossopteris) στην Αυστραλία, την Ανταρκτική, την

Ινδία, την Μαδαγασκάρη, την Αφρική και τη Νότια Αµερική και του

εντόµου ∆ιαδεκτίδα στην Ευρώπη και την Βόρεια Αµερική. Άλλη

απόδειξη είναι η παρουσία χαρακτηριστικών ειδών χελωνών, σαυρών και

φιδιών και στις δύο πλευρές του Ατλαντικού.

Σχήµα 2.5 : ∆ιάταξη των ηπείρων του Νοτίου Ηµισφαιρίου πριν εκατοµµύρια

χρόνια µε βάση την κατανοµή των απολιθωµάτων.

2.3.4 Κατανοµή παγετώνων - Παλαιοκλιµατολογικές παρατηρήσεις

Ο παγετώνας (glacier) είναι µια µεγάλη µάζα πάγου, που

δηµιουργείται στις ορεινές περιοχές όταν το νέο χιόνι που πέφτει πιέζει το

παλαιότερο και διώχνει τον αέρα µέσα από αυτό. Ο συµπαγής πάγος

αρχίζει να λιώνει στα κάτω στρώµατα εξ' αιτίας της πίεσης που ασκεί το

βάρος του µε αποτέλεσµα τελικά να κινείται προς τις κοιλάδες και να

39

διαβρώνει τα περιβάλλοντα πετρώµατα. Ο παγωµένος λοιπόν αυτός

"ποταµός" µεταφέρει µεγάλη ποσότητα διαβρωµένων υλικών µε την

µορφή ιζηµάτων. Με αυτόν τον τρόπο οι παγετώνες κινούµενοι αφήνουν

πίσω τους την σφραγίδα τους στο ανάγλυφο.

Πρέπει να σηµειώσουµε ότι ο φλοιός κάτω από το βάρος ενός

παγετώνα βυθίζεται µέσα στον µανδύα. Όταν ο πάγος αρχίζει να λιώνει,

τότε ο φλοιός επανέρχεται διαδοχικά στην προ του παγετώνα θέση του, µε

µία διαδικασία που ονοµάζεται Ισοστατική Εξισορρόπηση (Παράρτηµα).

Σήµερα, ο φλοιός της Γης συνεχίζει να ανυψώνεται (π.χ. Σκανδιναβία)

µετά από την τελευταία εξάπλωση παγετώνων.

Μελετώντας την κατανοµή από τα ίχνη που άφησαν οι παγετώνες

πάνω στα πετρώµατα περίπου 300 εκατοµµύρια χρόνια πριν,

αναδεικνύεται ότι η παγετώδης εποχή επηρέασε όλες τις ηπείρους του

Νοτίου Ηµισφαιρίου. Τροπικές σήµερα χώρες, όπως η Ινδία και η

Αφρική, βρέθηκαν την εποχή εκείνη κάτω από πάγους (Σχήµα 2.6α), ενώ

δεν υπάρχει καµία απόδειξη εξάπλωσης των παγετώνων αυτής της

περιόδου στο Βόρειο Ηµισφαίριο. Οι παρατηρήσεις αυτές µπορούν να

εξηγηθούν κλιµατολογικά, µόνο αν δεχτούµε ότι πριν από περίπου

300 εκατοµµύρια χρόνια οι ήπειροι ήταν συγκεντρωµένες γύρω από το

Νότιο Πόλο, όπως φαίνεται στο Σχήµα 2.6β.

Σχήµα 2.6α : Κατανοµή των ιχνών των παγετώνων που δηµιουργήθηκαν

πριν 300 εκατοµµύρια χρόνια περίπου στο σηµερινό χάρτη.

40

Σχήµα 2.6β : Κατανοµή των παγετώνων και θέσεις των ηπείρων πριν 300 εκατοµµύ-

ρια χρόνια περίπου. Με αστερίσκο σηµειώνεται ο νότιος γεωγραφικός

πόλος της Γης.

2.3.5 Παλαιοµαγνητισµός - Πολική περιπλάνηση

Το πεδίο της έρευνας που αφορά τη µέτρηση και ερµηνεία της

µόνιµης µαγνήτισης των ηφαιστειακών πετρωµάτων, δηλαδή την

αποτύπωση σε αυτά της συµπεριφοράς στο παρελθόν του γεωµαγνητικού

πεδίου, ονοµάζεται παλαιοµαγνητισµός. Οι γεωφυσικοί µελετώντας τα

ηφαιστειογενή πετρώµατα στα νησιά της Hawaii προσπάθησαν να

ανασυνθέσουν την ιστορία του µαγνητικού πεδίου της Γης.

Εκτός από τις αναστροφές του µαγνητικού πεδίου, στο ενδιάµεσο

χρονικό διάστηµα οι γεωµαγνητικοί πόλοι µετακινούνται ακολουθώντας

µία συστηµατική πορεία γύρω από τους γεωγραφικούς πόλους.

Παλαιοµαγνητικές µελέτες σε πετρώµατα µεγάλης ηλικίας έδειξαν

ότι η διεύθυνση µαγνήτισής τους δεν κατευθύνεται προς τους σηµερινούς

µαγνητικούς πόλους. Πετρώµατα της εποχής του Προκάµβριου

Μεγααιώνα (περίπου 600 εκατοµµύρια χρόνια πριν) δείχνουν τον

µαγνητικό πόλο στο σηµερινό βόρειο Ειρηνικό Ωκεανό. Έτσι, οι

επιστήµονες οδηγήθηκαν στο συµπέρασµα ότι οι µαγνητικού πόλοι δεν

είναι σταθεροί στο πέρασµα των γεωλογικών αιώνων, αλλά ακολουθούν

µία πορεία γύρω από τους γεωγραφικούς πόλους. Συγκεκριµένα, περίπου

250 εκατοµµύρια χρόνια πριν, κατά την Πέρµια Περίοδο, ο µαγνητικός

πόλος βρισκόταν βόρεια από την σηµερινή θέση των νησιών της

Ιαπωνίας, πολύ µακριά δηλαδή από τον σηµερινό Βόρειο Πόλο.

41

Αυτήν την φαινοµενική κίνηση των πόλων ο Βέγκενερ την

ονόµασε πολική περιπλάνηση (polar wandering). Στην πραγµατικότητα,

συµβαίνουν δύο γεγονότα : κατά την πάροδο των γεωλογικών αιώνων οι

µαγνητικοί πόλοι µετακινούνται (πολική περιπλάνηση), αλλά

µετακινούνται και οι ήπειροι (ηπειρωτική µετατόπιση).

Στο συµπέρασµα αυτό κατέληξαν ο Runcorn και η οµάδα του, οι

οποίοι διεξήγαγαν στην Αγγλία εντατική έρευνα για την πορεία του

µαγνητικού πόλου, εξετάζοντας τη φορά µαγνήτισης πετρωµάτων όχι

µόνο από την Ευρώπη, αλλά και από την Βόρεια Αµερική. Βρέθηκαν,

όµως, µπροστά σε µία παράξενη διαπίστωση. Ανακάλυψαν, λοιπόν, ότι

για την ίδια γεωλογική εποχή η θέση των µαγνητικών πόλων που έδειχναν

τα πετρώµατα (π.χ. της Κάµβριας περιόδου) της Βόρειας Αµερικής δεν

ήταν η ίδια µε αυτήν που όριζαν τα πετρώµατα ίδιας ηλικίας στην

Ευρώπη, όπως θα αναµενόταν. Παρατήρησαν, όµως, ότι αν

ακολουθούσαν την ιδέα του Βέγκενερ και "έκλειναν" τον Ατλαντικό

Ωκεανό, ώστε να επαναφέρουν τις ηπείρους στην παλιότερη θέση τους

(δηλαδή στην Πανγαία), η θέση των µαγνητικών πόλων που όριζαν τα

πετρώµατα (της περιόδου της Πανγαίας) στη Βόρεια Αµερική και στην

Ευρώπη ήταν ίδια (ηπειρωτική µετατόπιση).

Επαναλαµβάνοντας αυτήν τη διαδικασία για πετρώµατα διαφόρων

γεωλογικών εποχών, κατασκεύασαν καµπύλες πολικής περιπλάνησης, οι

οποίες στην πραγµατικότητα δείχνουν τις διαδοχικές θέσεις των

µαγνητικών πόλων της Γης στο πέρασµα του γεωλογικού χρόνου.

Οι Runcorn και Irving ανακάλυψαν επίσης, ότι η θέση του βόρειου

µαγνητικού πόλου της Γης µετακινήθηκε τουλάχιστον κατά 21.000 km

και διέγραψε µία καµπύλη από τη δυτική Βόρεια Αµερική (κατά τον

Ανώτερο Προκάµβριο Μεγααιώνα, δηλαδή περίπου 550 εκατοµµύρια

χρόνια πριν), διαµέσου του σηµερινού Ειρηνικού Ωκεανού και έφθασε

στη βόρεια Ασία (κατά τον Μεσοζωικό Αιώνα, δηλαδή περίπου 248

µε 65 εκατοµµύρια χρόνια πριν).

Η έρευνα αυτής της οµάδας αναβίωσε την θεωρία της ηπειρωτικής

µετατόπισης και εξασφάλισε µία εντελώς ανεξάρτητη απόδειξη για να την

στηρίξει.

2.4 Αντιδράσεις για την υπόθεση του Βέγκενερ και τελική

αποδοχή αυτής

Οι απόψεις του Βέγκενερ επηρέασαν άµεσα πολλούς γεωλόγους,

ιδιαίτερα τον Α. Ντυ Τουά (Alexander Du Toit) στη Νότια Αφρική και

τον Άρθουρ Χολµς (Arthur Holmes) στην Αγγλία. Ανεξάρτητα ο ένας

από τον άλλο, κατέληξαν στο συµπέρασµα ότι στην Γη συµβαίνουν

42

οριζόντιες µετατοπίσεις, που οφείλονται κυρίως σε θερµικά ρεύµατα του

µανδύα.

Κατά τα µέσα της δεκαετίας του 1920, οι υποστηρικτές της

υπόθεσης του Βέγκενερ άρχισαν να αντιµετωπίζουν σφοδρές αντιδράσεις.

Η υπόθεση παρουσίαζε τις παρακάτω αδυναµίες :

1) ∆εν υπήρχε ένας θεωρητικά ορθός µηχανισµός, ικανός να προκαλέσει

µετατοπίσεις των ηπείρων.

2) Υπήρχαν πάρα πολλές ενθουσιώδεις, αλλά αστήρικτες µαρτυρίες για

συµπτώσεις ακτογραµµών και κινήσεις χερσαίων µαζών. και

3) Η υπόθεση του Βέγκενερ ερµήνευε µόνο ένα πολύ πρόσφατο

επεισόδιο της ιστορίας της Γης, ενώ στις ηπείρους υπάρχουν ενδείξεις

πολύ παλιάς τεκτονικής δράσης.

Στα χρόνια που ακολούθησαν, οι περισσότεροι γεωεπιστήµονες

εγκατέλειψαν την θεωρία του Βέγκενερ µέχρις ότου, µετά τον Β΄

Παγκόσµιο πόλεµο, νέα επιχειρήµατα άρχισαν να διατυπώνονται και

µάλιστα να πολλαπλασιάζονται κατά την δεκαετία του 1960. Κατά την

διάρκεια ενός συµποσίου της Βασιλικής Εταιρείας του Λονδίνου, το

1964, η προσοχή του επιστηµονικού κόσµου άρχισε να στρέφεται και

πάλι στην υπόθεση της µετατόπισης των ηπείρων. Ο εργασίες που

παρουσιάστηκαν περιλάµβαναν επανεξέταση παλαιοµαγνητικών µελετών,

νέα δεδοµένα πάνω στην τοπογραφία του ωκεάνιου πυθµένα και άλλα

σχετικά θέµατα. Μια αξιοµνηµόνευτη αναφορά ήταν η αναπαράσταση

των ηπείρων που περιβάλλουν τον Ατλαντικό Ωκεανό, πριν από την

µετατόπισή τους, η οποία παρουσιάστηκε από τον Σερ Έντουαρντ

Μπάλλαρντ (Sir Edward C. Bullurd) και τους συνεργάτες του. Η

αναπαράσταση αυτή είχε γίνει µε την βοήθεια ηλεκτρονικού υπολογιστή,

ο οποίος είχε προγραµµατιστεί να βρει τον καλύτερο τρόπο προσαρµογής

των ακτογραµµών του Ατλαντικού. Η καλύτερη προσαρµογή βρέθηκε να

αντιστοιχεί σε βάθος 1 km και ερχόταν σε αντίθεση µε τις παλιότερες

αντιλήψεις που υποστήριζαν ότι η αντιστοιχία των περιθωρίων είναι πολύ

µικρή ή και ανύπαρκτη. Η εργασία αυτή ώθησε τους ερευνητές να τη

χρησιµοποιούν ως βασικό χάρτη για την αναζήτηση γεωλογικών επαφών,

οι οποίες είχαν αποκοπεί µε την παρεµβολή του ωκεανού.

♦ Άλφρεντ Λόθαρ Βέγκενερ (Alfred Lothar Wegener) (1880-1930)

Ο Άλφρεντ Βέγκενερ (Σχήµα 2.7) γεννήθηκε το 1880 στη

Γερµανία. Απέκτησε το διδακτορικό του δίπλωµα στην Αστρονοµία το

1905, αλλά σύντοµα άρχισε να ενδιαφέρεται για την Μετεωρολογία. Καθ'

όλη τη διάρκεια της ζωής του, συµµετείχε σε αρκετές µετεωρολογικές

αποστολές στην Γροιλανδία. Ήταν ένας από τους πρώτους που

43

συνειδητοποίησε ότι η κατανόηση των διαφόρων διεργασιών της Γης

απαιτούσε τη συνεργασία και γνώση πολλών επιστηµών.

Επίµονος από τη φύση του, ο Βέγκενερ, ξόδεψε αρκετά χρόνια από

την ζωή του υποστηρίζοντας µε σθένος τη Θεωρία του, της Μετατόπισης

των Ηπείρων, για την οποία είχε δεχθεί µεγάλη επίθεση από την αρχή της

διατύπωσής της και δεν κέρδισε την αποδοχή της επιστηµονικής

κοινότητας καθ' όλη τη διάρκεια της ζωής του. Παρά την αρνητική

κριτική από τους περισσότερους σηµαντικούς γεωλόγους της εποχής του,

οι οποίοι δεν τον θεωρούσαν παρά µόνο έναν µετεωρολόγο και έναν

"ξένο" που ανακατεύεται στον δικό τους χώρο, ο Βέγκενερ δεν

υποχώρησε, αλλά δούλεψε ακόµη σκληρότερα για να αποδείξει την ισχύ

της θεωρίας του.

Το επιστηµονικό όραµα του Βέγκενερ άρχισε να υλοποιείται καθώς

ανάρρωνε σε ένα στρατιωτικό νοσοκοµείο από έναν τραυµατισµό του

κατά τη διάρκεια του Πρώτου Παγκοσµίου Πολέµου. Το χρονικό

διάστηµα που ήταν κατάκοιτος, είχε άφθονο χρόνο να αναπτύξει µία ιδέα

που τον απασχολούσε επί χρόνια. Όπως και σε κάποιους άλλους

επιστήµονες πριν από αυτόν, του είχε κάνει εντύπωση το πόσο ταίριαζαν

οι ακτογραµµές της ανατολικής Νότιας Αµερικής και της δυτικής

Αφρικής. Ο Βέγκενερ για να στηρίξει τη θεωρία του αναζήτησε πολλές

πληροφορίες γεωλογικών και παλαιοντολογικών δεδοµένων, που

αποδείκνυαν ότι αυτές οι δύο ήπειροι ήταν κάποτε ενωµένες. Κατά τη

διάρκεια της µακράς του ανάρρωσης κατάφερε να αναπτύξει πλήρως τις

ιδέες του στο βιβλίο του: "Θεωρία της Ηπειρωτικής Μετατόπισης"

("Theory of Continental Drift"). Η θεωρία αυτή περιγράφεται λεπτοµερώς

σε ένα άλλο βιβλίο του, µε τίτλο: "Die Entstehung der Kontinente und

Ozeane", που στα Ελληνικά µεταφράζεται: "Η Προέλευση των Ηπείρων

και των Ωκεανών".

Το 1928, δηλαδή δύο χρόνια πριν από τον θάνατό του, ο Βέγκενερ

τελικά πέτυχε έναν από τους σκοπούς της ζωής του: µία ακαδηµαϊκή

θέση. Μετά από µία µακρά αλλά αποτυχηµένη αναζήτηση για µία

πανεπιστηµιακή θέση στην γενέτειρά του, την Γερµανία, δέχτηκε την

θέση του Καθηγητή στο Πανεπιστήµιο του Graz, στην Αυστρία.

Λίγο µετά αφ' ότου πέτυχε τον ακαδηµαϊκό του σκοπό, ο Βέγκενερ

πέθανε σε µία µετεωρολογική αποστολή στην Γροιλανδία, που του είχε

ζητήσει να συντονίσει ο φίλος και συνάδελφός του για πολλά χρόνια

Johannes Georgi. Μετά από πολλές καθυστερήσεις εξαιτίας του άσχηµου

καιρού, ο Βέγκενερ µαζί µε 14 Γροιλανδούς και αρκετά εφόδια για τους

επιστήµονες ξεκίνησε τον Σεπτέµβριο του 1930. Ταξιδεύοντας υπό

συνθήκες ψύξης, µε θερµοκρασίες στους -54°C, συνάντησε τον Georgi

5 εβδοµάδες αργότερα. ∆εν κατάφερε, όµως, να επιστρέψει. Το πτώµα

του βρέθηκε το επόµενο καλοκαίρι. Έτσι, ένας δραστήριος, λαµπρός

ερευνητής πέθανε σε ηλικία µόλις 50 ετών ακολουθώντας το όραµά του.

44

Πολλές από τις ιδέες του βοήθησαν στην ανάπτυξη της Θεωρίας των

Λιθοσφαιρικών Πλακών 30 χρόνια αργότερα.

Σχήµα 2.7 : Ο Άλφρεντ Βέγκενερ

45

∆ΙΕΥΡΥΝΣΗ ΤΟΥ

ΩΚΕΑΝΙΟΥ ΠΥΘΜΕΝΑ

46

3.1 Το ανάγλυφο του πυθµένα των ωκεανών

Στις αρχές του 20ου

αιώνα γίνονται οι πρώτες προσπάθειες για την

εξερεύνηση του ωκεάνιου πυθµένα. Οι επιστήµονες, έχοντας µελετήσει

για αρκετά χρόνια την ξηρά, άρχισαν να υποπτεύονται ότι πολλά από τα

µυστικά που µας κρύβει η Γη βρίσκονται στον πυθµένα των ωκεανών.

Ο Ολλανδός Vening Meinesz, γύρω στα 1930, διαπίστωσε µικρές

µεταβολές της τιµής της έντασης του βαρυτικού πεδίου της Γης πάνω

από το Ινδονησιακό Αρχιπέλαγος, κάνοντας χρήση µιας αρκετά

εξελιγµένης τεχνικής για εκείνη την εποχή. Αυτές οι µικρές µεταβολές

βαρύτητας αντικατοπτρίζουν αρκετά µεγάλης κλίµακας ανωµαλίες στο

ανάγλυφο της επιφάνειας του ωκεάνιου φλοιού.

Οι µεγάλες ανακαλύψεις όµως έγιναν µετά τον Β' Παγκόσµιο

Πόλεµο, οπότε όλη η τεχνολογία και η τεχνογνωσία, που είχε αναπτυχθεί

για να εξυπηρετήσει τις ανάγκες του πολέµου στην θάλασσα, βρήκε

εφαρµογή στην µελέτη του ωκεάνιου φλοιού.

Για την έρευνα και χαρτογράφηση των βυθών χρησιµοποιήθηκαν

πλοία εφοδιασµένα µε συστήµατα ηχοβολισµού, τα λεγόµενα "sonar"

(Σχήµα 3.1). Η αρχή λειτουργίας του sonar στηρίζεται στην εκποµπή

ηχητικών κυµάτων κατάλληλου µήκους κύµατος από ειδική συσκευή, τα

οποία ανακλώνται στον πυθµένα του ωκεανού και επιστρέφουν σε αυτήν.

Από τον χρόνο που απαιτείται για να διανύσει το µέτωπο ενός ηχητικού

κύµατος αυτή την απόσταση, δεδοµένης της ταχύτητας του ήχου σε αυτό

το µέσο, είναι δυνατόν να προσδιορίσουµε το βάθος σε εκείνο το σηµείο.

Η ανάπτυξη της µεθόδου µέτρησης βάθους µε την βοήθεια ηχητικών

κυµάτων είχε αρχίσει ήδη από το 1920. Όµως, µόλις το 1950 προέκυψαν

όργανα που µπορούσαν να µετρήσουν αρκετά µεγάλα βάθη (10.000 m)

µε ικανοποιητική ακρίβεια.

Τορπίλη GLORIA Αποκλίνουσες δέσµες sonar

Σχήµα 3.1 : Η µέθοδος της ηχοβολιστικής βυθοσκόπησης

47

Η εφεύρεση του sonar έδωσε ώθηση στην εξέλιξη των ερευνών.

Ύστερα από συντονισµένες προσπάθειες, µέσα στα λίγα χρόνια που

ακολούθησαν, προέκυψε ένας πρώτος παγκόσµιος χάρτης όπου

απεικονίζεται το ανάγλυφο του πυθµένα των ωκεανών.

Ορµώµενοι από την διαίσθησή µας, θα αναµέναµε το βαθύτερο

τµήµα του ωκεανού να βρίσκεται στο µέσο του. Εντούτοις, οι µετρήσεις

βάθους που έγιναν µε την βοήθεια των sonars έδειξαν ότι στο µέσο των

ωκεανών το βάθος µειώνεται λόγω της ύπαρξης κάποιων σχηµατισµών

που ονοµάζονται µεσοωκεάνιες ράχες (mid-oceanic ridges). Οι

µεσοωκεάνιες ράχες έχουν ύψος περίπου 3.000 m και πλάτος περίπου

2.000 m και δίνουν την εντύπωση υποθαλάσσιας οροσειράς. Στο Σχήµα

3.2 φαίνονται µε κόκκινη γραµµή οι µεσοωκεάνιες ράχες του Ατλαντικού

και του Ειρηνικού Ωκεανού.

Παράλληλα, οι µετρήσεις βάθους έδωσαν την πληροφορία ότι

πολύ κοντά στην ξηρά, σε διάφορες περιοχές του πυθµένα των ωκεανών,

εµφανίζονται υποθαλάσσια βάραθρα, δηλαδή περιοχές πολύ µεγάλου

βάθους που ονοµάζονται τάφροι (trenches). Στο Σχήµα 3.2 φαίνονται µε

πράσινη γραµµή οι ωκεάνιες τάφροι.

Από τις ωκεάνιες τοπογραφικές δοµές, οι µεσοωκεάνιες ράχες

είναι αυτές που καταλαµβάνουν τη µεγαλύτερη έκταση. Όµως, τόσο οι

µεσοωκεάνιες ράχες όσο και οι τάφροι είναι σχηµατισµοί µεγάλης

κλίµακας, οπότε η επιστηµονική τους διερεύνηση κέντρισε αµέσως το

ενδιαφέρον των ερευνητών. Τα αποτελέσµατα των µελετών δίνουν

πληροφορίες για τη ροή της θερµότητας, τη βαρύτητα σε αυτές τις

περιοχές, αλλά και γενικότερα για τη δοµή του φλοιού της Γης, καθώς

και για τις διεργασίες στο εσωτερικό της.

48

Σχήµα 3.2 : Παγκόσµιος χάρτης που απεικονίζει το ανάγλυφο του πυθµένα των ωκε -

ανών. Με πράσινη γραµµή φαίνονται οι µεσοωκεάνιες ράχες και µε κοκ -

κινη γραµµή φαίνονται οι τάφροι.

49

3.2 Αποτελέσµατα της έρευνας του ωκεάνιου πυθµένα

♦ Μεσοωκεάνιες ράχες

Η πρώτη σηµαντική παρατήρηση που προέκυψε από τις έρευνες

ήταν ότι οι µεσοωκεάνιες ράχες και οι ωκεάνιες τάφροι αντιστοιχούν σε

περιοχές µε έντονη σεισµική ή ηφαιστειακή δραστηριότητα. Έτσι, για

ένα χρονικό διάστηµα πριν ολοκληρωθεί η χαρτογράφηση του βυθού, η

σεισµική δραστηριότητα αποτέλεσε και µια µέθοδο πρόβλεψης της

ύπαρξης κάποιας τάφρου στο βυθό του ωκεανού.

Παράλληλα, παίρνοντας δείγµατα από τον βυθό διαπιστώθηκε ότι

στις µεσοωκεάνιες ράχες τα πετρώµατα έχουν ηφαιστειακή προέλευση,

ενώ φέρουν πάνω τους χαρακτηριστικά που δείχνουν ότι έχουν υποστεί

εφελκυσµό.

Τέλος, µελετώντας τον τρόπο µε τον οποίο κατανέµεται η ροή

θερµότητας (heat flow) από το εσωτερικό της Γης στην επιφάνεια του

πυθµένα σε διεύθυνση κάθετη ως προς την κορυφογραµµή (ridge axis)

της ράχης (προφίλ της ράχης), διαπιστώθηκε ότι ακριβώς στην

κορυφογραµµή εµφανίζεται ένα µέγιστο σε σχέση µε τις γειτονικές

περιοχές. Στο Σχήµα 3.3 φαίνεται ένα τέτοιο προφίλ της µεσοωκεάνιας

ράχης του Ειρηνικού.

Σχήµα 3.3 : Προφίλ της ροής θερµότητας σε µικροθερµίδες (microcalories) ανά

τετραγωνικό εκατοστό ανά δευτερόλεπτο και τοπογραφία κατά µήκος

της ράχης του ανατολικού Ειρηνικού από την ακτή της Νότιας Αµερι-

κής στο αρχιπέλαγος του Tuamotu. Η οριζόντια διακεκοµµένη γραµ-

µη απεικονίζει την παγκόσµια µέση τιµή της ροής θερµότητας από το

εσωτερικό της Γης.

Έτσι, σε ό,τι αφορά στις µεσοωκεάνιες ράχες οι επιστήµονες

κατέληξαν στα εξής συµπεράσµατα :

50

• Η Γη είναι "ζωντανή". Mόνο έτσι µπορεί να εξηγηθεί η σεισµική

και κυρίως η ηφαιστειακή δραστηριότητα που αναπτύσσεται σε αυτές τις

περιοχές.

• Το ηφαιστειακό υλικό των πετρωµάτων στις µεσοωκεάνιες ράχες

προέρχεται από τον µανδύα, όπως ακριβώς το υλικό των ηφαιστείων. Οι

εφελκυστικές τάσεις που αποτυπώνονται πάνω στα πετρώµατα των

ράχεων είναι σηµάδι ότι τα πετρώµατα παρουσιάζουν την τάση να

αποµακρυνθούν από την κορυφογραµµή της ράχης.

• Από το προφίλ της ροής θερµότητας στις µεσοωκεάνιες ράχες

συµπεραίνουµε ότι το µάγµα θα πρέπει να εξέρχεται από την ράχη µε

πολύ αργό ρυθµό. Έχουµε, δηλαδή, ήπια έξοδο του µάγµατος και όχι

βίαια ηφαιστειακά φαινόµενα.

♦ Ωκεάνιες τάφροι

Μετρήσεις βαρύτητας που έγιναν πάνω από τις ωκεάνιες τάφρους

έδειξαν ότι η ένταση του βαρυτικού πεδίου της Γης εκεί είναι ασυνήθιστα

µικρή. Αυτή η παρατήρηση φάνηκε αρχικά λογική, καθώς οι τάφροι είναι

βάραθρα γεµάτα νερό µε πυκνότητα 1 gr/cm3, αντί για υλικό πετρώµατος

µε µέση πυκνότητα 2,6 - 3 gr/cm3. Όµως, ακόµη και αυτή η διαφορά

πυκνοτήτων δεν είναι αρκετή για να δικαιολογήσει την παρατηρούµενη

µικρή τιµή του g. Στα παρακάτω κεφάλαια θα δούµε ότι η Θεωρία των

Λιθοσφαιρικών Πλακών δίνει ικανοποιητική εξήγηση για το φαινόµενο

αυτό.

Μια άλλη διαπίστωση είναι ότι στην περιοχή της τάφρου η ροή

θερµότητας από το εσωτερικό της Γης είναι χαµηλή σε σχέση µε την

ασυνήθιστα υψηλή ροή θερµότητας στις µεσοωκεάνιες ράχες.

3.3 ∆ιεύρυνση των ωκεανών - Αποµάκρυνση των ηπείρων

(Sea-floor spreading – Continental drift)

Τα προηγούµενα συµπεράσµατα θα έπρεπε να υποστηριχθούν από

περισσότερα στοιχεία. Για τον λόγο αυτό, η επιστηµονική κοινότητα

έστρεψε το ενδιαφέρον της στην ανάλυση των πετρωµάτων των

µεσοωκεάνιων ράχεων. Η συλλογή πετρωµάτων είναι ευκολότερη στις

ράχες λόγω του µικρού, σε σχέση µε τις τάφρους, βάθους τους.

Η µελέτη των δειγµάτων πετρωµάτων κατά µήκος µιας κάθετης

διεύθυνσης στην κορυφογραµµή της µεσοωκεάνιας ράχης έδειξε ότι η

µαγνήτισή τους ακολουθεί ένα συγκεκριµένο µοτίβο. Εκατέρωθεν της

51

κορυφογραµµής (ridge axis) σχηµατίζονται λωρίδες, στις οποίες τα

πετρώµατα εµφανίζουν µια ορισµένη φορά µαγνήτισης, και αυτές οι

λωρίδες όσο αποµακρυνόµαστε από την κορυφογραµµή εναλλάσσονται

µε άλλες, αντιπαράλληλης φοράς µαγνήτισης. Το µοτίβο αυτό φαίνεται

στο Σχήµα 3.4.

Σχήµα 3.4 : Γεωµαγνητικές λωρίδες που παρατηρούνται εκατέρωθεν της κορυφο -

γραµµής (ridge axis)

Στο Σχήµα 3.5 απεικονίζεται µε µαύρες και λευκές λωρίδες η

εναλλαγή της φοράς της µαγνήτισης των πετρωµάτων κάθετα σε µια

τοµή στη µεσοωκεάνια ράχη του Ατλαντικού στην περιοχή νότια της

Ισλανδίας.

Σχήµα 3.5 : Κάτοψη των γεωµαγνητικών λωρίδων στην Μεσο-Ατλαντική

Ράχη νότια της Ισλανδίας.

52

Επιπλέον, µελετώντας τα πετρώµατα ως προς την ηλικία τους µε

την µέθοδο της ραδιοχρονολόγησης, διαπιστώθηκε ότι καθώς

αποµακρυνόµαστε από την µεσοωκεάνια ράχη τα πετρώµατα όλο και

παλαιώνουν. Στο κάτω µέρος του Σχήµατος 3.5 φαίνεται ακριβώς αυτή η

κλίµακα ηλικίας των πετρωµάτων καθώς αποµακρυνόµαστε από το

κέντρο (κορυφογραµµή) της ράχης.

Το φαινόµενο αυτό ονοµάζεται παλαιοµαγνητισµός και η πιο

πειστική του ερµηνεία δόθηκε το 1963 από τους F. Vine, D. Matthews

και L. Morley (ο τελευταίος ανεξάρτητα από τους δύο προηγούµενους).

Οι τρείς επιστήµονες διατύπωσαν την Θεωρία της ∆ιεύρυνσης των

Ωκεανών (Sea-floor Spreading Theory), σύµφωνα µε την οποία αυτό το

µοτίβο των γεωµαγνητικών λωρίδων εναλλασσόµενης φοράς µαγνήτισης

οφείλεται στις χρονικές µεταβολές της φοράς του µαγνητικού πεδίου της

Γης, δηλαδή στις αναστροφές του (Παράγραφος 1.3).

Συγκεκριµένα, η θεωρία δέχεται ότι το µάγµα εξέρχεται µε ήπιο

τρόπο στην κορυφογραµµή της µεσοωκεάνιας ράχης και καθώς το

εξερχόµενο µάγµα ψύχεται σε θερµοκρασίες κάτω από το σηµείο Curie,

αποτυπώνεται σε αυτό η επικρατούσα φορά του µαγνητικού πεδίου της

Γης.

Στην συνέχεια, νέο µάγµα εξέρχεται από το εσωτερικό και

επικάθεται στο χείλος της κορυφογραµµής της ράχης αποτυπώνοντας,

σύµφωνα µε την προηγούµενη διαδικασία, τη φορά του εκάστοτε

µαγνητικού πεδίου της Γης, ενώ παράλληλα ωθεί τα γειτονικά

πετρώµατα µακριά από την κορυφογραµµή. Έτσι, δηµιουργούνται οι

γεωµαγνητικές λωρίδες εναλλασσόµενης φοράς µαγνήτισης (magnetic

stripes) (Σχήµα 3.6).

Σχήµα 3.6 : ∆ιαδικασία διεύρυνσης ωκεανών. Στο σχήµα φαίνεται η αποµά -

κρυνση των γεωµαγνητικών λωρίδων από την κορυφογραµµή.

Ο παλαιοµαγνητισµός ήλθε και στήριξε µε αδιαµφισβήτητα

στοιχεία τη θεωρία της διεύρυνσης των ωκεανών. Κατά µήκος της

53

κορυφογραµµής των ωκεάνιων ράχεων, όπως είδαµε, δηµιουργείται

συνεχώς νέος φλοιός µε αποτέλεσµα τη διεύρυνση του πυθµένα των

ωκεανών. Σε αυτό το αποτέλεσµα συνηγορεί και το γεγονός ότι ο

ωκεάνιος φλοιός που µεσολαβεί µεταξύ µιας µεσοωκεάνιας ράχης και

µιας τάφρου δεν υπερβαίνει ποτέ την ηλικία των

200 εκατοµµυρίων ετών, σε αντίθεση µε τον ηπειρωτικό φλοιό που

φτάνει σε ηλικία τα 3,8 δισεκατοµµύρια χρόνια.

Τέλος, η θεωρία αυτή επιβεβαιώνει και µε ένα άλλο τρόπο την

αποµάκρυνση των ηπείρων (continental drift). Πράγµατι, εφόσον στις

µεσοωκεάνιες ράχες δηµιουργείται φλοιός, αναµένουµε ο νέος φλοιός να

µεγαλώνει την απόσταση µεταξύ των ηπείρων. Κάτι τέτοιο έχει

επιβεβαιωθεί και πειραµατικά στις µέρες µας µε την βοήθεια του G.P.S.

Έτσι, για παράδειγµα, αποδείχτηκε ότι η Αµερική αποµακρύνεται από

την Ευρασία µε ένα ρυθµό 3 περίπου εκατοστών τον χρόνο.

3.4 Παγκόσµιο Σύστηµα Προσδιορισµού Θέσης (G.P.S)

To G.P.S (Global Positioning System) αποτελείται από ένα

σύστηµα 24 δορυφόρων, οι οποίοι βρίσκονται σε ύψος 20.200 km και

συµπληρώνουν µια πλήρη περιστροφή γύρω από τη Γη κάθε 12 ώρες.

Χρησιµοποιούµε το σήµα τεσσάρων δορυφόρων G.P.S (Σχήµα 3.7)

προκειµένου να προσδιορίσουµε τη θέση (x,y,z) σε 3 διαστάσεις ενός

αντικειµένου (δέκτη) στη Γη, καθώς και τον αντίστοιχο χρόνο στον οποίο

πραγµατοποιήθηκε η µέτρηση της θέσης. Η λειτουργία του G.P.S

στηρίζεται στην αρχή λειτουργίας του Radar. Κάθε δορυφόρος στέλνει

ένα σήµα σε ένα αντικείµενο πάνω στο πλανήτη και το σήµα ανακλάται

και επιστρέφει στον δορυφόρο. Από τον χρόνο που κάνει το σήµα να

διανύσει αυτή την απόσταση είναι δυνατό να υπολογιστεί η θέση του

αντικειµένου στην Γη.

Η σηµασία του G.P.S στην επιστήµη της Γεωφυσικής είναι πολύ

µεγάλη όχι µόνο γιατί βοήθησε στο να αποδειχθεί και να µετρηθεί µε

ακρίβεια ο ρυθµός αποµάκρυνσης των ηπείρων, αλλά, κυρίως, γιατί

συµβάλλει στην λεπτοµερή αποτύπωση οποιασδήποτε µεταβολής στο

ανάγλυφο της Γης.

54

Σχήµα 3.7 : Το Παγκόσµιο Σύστηµα Προσδιορισµού Θέσης (G.P.S)

55

Η ΘΕΩΡΙΑ ΤΩΝ

ΛΙΘΟΣΦΑΙΡΙΚΩΝ

ΠΛΑΚΩΝ

56

Η Θεωρία των Λιθοσφαιρικών Πλακών (Theory of Plate

Tectonics) γεννήθηκε στα τέλη της δεκαετίας του '60 συνδυάζοντας τις

δύο προϋπάρχουσες παραδοχές : την µετακίνηση των ηπείρων

(continental drift) και την διεύρυνση του θαλάσσιου πυθµένα (sea-floor

spreading).

Η βασική ιδέα είναι ότι η λιθόσφαιρα δεν είναι συµπαγής, αλλά

αποτελείται από τεµάχη τα οποία κινούνται σχετικά µεταξύ τους µε αργό

ρυθµό πάνω στην παχύρρευστη ασθενόσφαιρα. Στις παραγράφους που

ακολουθούν θα δούµε ποια είναι αυτά τα τεµάχη, τις σχετικές κινήσεις

τους, καθώς και τους µηχανισµούς και τα αίτια που τις προκαλούν.

Τέλος, θα εξετάσουµε ορισµένα από τα αποτελέσµατα αυτής της

κίνησης, όπως η εκδήλωση σεισµών, η ηφαιστειακή δραστηριότητα, η

δηµιουργία νησιωτικών τόξων και η ορογένεση.

4.1 Λιθοσφαιρικές Πλάκες

Στις αρχές του 1920 οι επιστήµονες παρατήρησαν ότι η κατανοµή

των επικέντρων των σεισµών δεν είναι τυχαία στον παγκόσµιο χάρτη.

Αντίθετα, οι σεισµοί είναι συγκεντρωµένοι σε πολύ συγκεκριµένες

στενές ζώνες.

Το 1954 ο Γάλλος σεισµολόγος J.P. Rothe δηµοσίευσε το χάρτη

του Σχήµατος 4.1 δείχνοντας τη συγκέντρωση των επικέντρων των

σεισµών κατά µήκος συγκεκριµένων ζωνών, που σηµειώνονται µε τις

τελείες και τις γραµµοσκιασµένες περιοχές.

Σχήµα 4.1 : Παγκόσµιος χάρτης µε επίκεντρα των σεισµών

57

Οι ζώνες αυτές, όπως είναι για παράδειγµα η Περι-Ειρηνική ζώνη

(Circum-Pacific belt), χωρίζουν τη λιθόσφαιρα σε µεγάλα και µικρότερα

τεµάχη. Έχοντας εποµένως τη σεισµικότητα σαν οδηγό, οι επιστήµονες

µπόρεσαν να καθορίσουν τα όρια των τεµαχών αυτών, τα οποία

ονοµάστηκαν λιθοσφαιρικές πλάκες (plate tectonics) το 1967 από τον

W.J. Morgan (Μόργκαν).

Τα πετρώµατα της λιθόσφαιρας µπορούν να αντέξουν τάσεις µέχρι

κάποιο ορισµένο όριο, το όριο θραύσης τους. Στην ασθενόσφαιρα όµως,

στα πετρώµατα του µανδύα που βρίσκονται σε µερικώς

πλαστικοποιηµένη µορφή, δεν µπορούν να αναπτυχθούν διατµητικές

τάσεις. Για το λόγο αυτό, σεισµοί προκαλούνται µόνο µέσα στη

λιθόσφαιρα όταν οι τάσεις υπερβούν τα όρια θραύσης των πετρωµάτων

της και όχι στην ασθενόσφαιρα. Φυσικά, υπάρχουν και οι σεισµοί βάθους

οι οποίοι εκδηλώνονται σε βάθη µέχρι και 700 km µέσα στην

ασθενόσφαιρα. Η εξήγηση του φαινοµένου αυτού δίνεται παρακάτω

(Κεφάλαιο 5), όπου λαµβάνουµε υπ' όψη µας τις σχετικές κινήσεις των

λιθοσφαιρικών πλακών (Παράγραφος 4.2) και συγκεκριµένα την βύθιση

µίας πλάκας κάτω από την άλλη (subduction zone).

Το άκαµπτο λιθοσφαιρικό κέλυφος είναι λοιπόν "σπασµένο" σε 7

µεγάλες (major plates) και σε 8 µικρότερες ή δευτερεύουσες πλάκες

(secondary plates), που φαίνονται στο Σχήµα 4.2.

Σχήµα 4.2 : Λιθοσφαιρικές Πλάκες και οι κινήσεις τους όπως δείχνουν τα βέλη.

58

Οι µεγάλες λιθοσφαιρικές πλάκες είναι οι :

• Ειρηνική (Pacific)

• Βόρεια Αµερικανική (North American)

• Νότια Αµερικανική (South American)

• Ευρασιατική (Eurasian)

• Αφρικανική (African)

• Αυστραλιανή (Australian)

• Ανταρκτική (Antarctic)

Πρέπει να σηµειώσουµε ότι υπάρχει µία αβεβαιότητα στο όριο

µεταξύ της Ευρασιατικής και της Βόρειας Αµερικανικής Πλάκας στην

περιοχή βόρεια της Ιαπωνίας.

Οι µικρότερες πλάκες, παρά το µέγεθός τους, είναι υπεύθυνες για

πολύ µεγάλους και καταστρεπτικούς σεισµούς. Για παράδειγµα, οι

σεισµοί που εκδηλώνονται στο Μεξικό οφείλονται στην Πλάκα Κόκος.

Οι µικρές Λιθοσφαιρικές Πλάκες είναι οι :

• Ινδική (Indian)

• Αραβική (Arabian)

• Καραϊβική (Caribbean)

• Φιλιππίνων (Philippine)

• Κόκος (Cocos)

• Νάζκα (Nazca)

• Σκότια (Scotia)

• Χουάν ντε Φούκα (Juan de Fuca)

Επίσης, οι 15 αυτές πλάκες είναι "κοµµατιασµένες" σε ακόµη

µικρότερες, τις υποπλάκες. ∆ύο γνωστές υποπλάκες που βρίσκονται στην

Ευρασιατική Πλάκα, στην περιοχή της ανατολικής Μεσογείου, είναι η

υποπλάκα του Αιγαίου και η υποπλάκα της Τουρκίας.

Μία σηµαντική παρατήρηση είναι ότι τα όρια των λιθοσφαιρικών

πλακών δεν συµπίπτουν µε τα γεωγραφικά όρια των ηπείρων. Έτσι, είναι

αρκετά συνηθισµένο µία πλάκα να περιέχει τόσο ηπείρους όσο και τµήµα

ωκεανού, όπως για παράδειγµα η Αφρικανική Πλάκα (Σχήµα 4.2).

59

4.2 Κινήσεις των Λιθοσφαιρικών Πλακών

Οι λιθοσφαιρικές πλάκες "επιπλέουν" πάνω στην παχύρρευστη

ασθενόσφαιρα και κινούνται κατά σύνθετο τρόπο µε ταχύτητα από

2-16 cm/year η µία σε σχέση µε την άλλη. ∆ιακρίνουµε τρία είδη

σχετικής κίνησης των λιθοσφαιρικών πλακών :

α) Απόκλιση (ή αποµάκρυνση) (Divergence)

β) Σύγκλιση (ή σύγκρουση) (Convergence)

γ) Πλευρική ολίσθηση

Με βάση τις τρεις αυτές κινήσεις, τα όρια των πλακών (plate

boundaries) κατατάσσονται σε µία από τις τρεις ακόλουθες κατηγορίες

(Σχήµα 4.3) : α) Τα όρια όπου δύο πλάκες αποκλίνουν και ονοµάζονται

ράχες (ridges), β) τα όρια όπου δύο πλάκες συγκλίνουν και ονοµάζονται

τάφροι (trenches) και γ) τα όρια όπου δύο πλάκες κινούνται οριζόντια η

µία πλάι στην άλλη και ονοµάζονται ρήγµατα µετασχηµατισµού

(transform faults).

Σχήµα 4.3 : Όρια των λιθοσφαιρικών πλακών : Α) Όρια απόκλισης των πλακών (Di-

vergent plate boundaries), Β) Όρια σύγκλισης των πλακών (Convergent

plate boundaries) και C) Ρήγµα µετασχηµατισµού (Transform fault boun-

daries).

Πρέπει να σηµειώσουµε ότι έχουν διατυπωθεί πολλές θεωρίες για

τα αίτια κίνησης των λιθοσφαιρικών πλακών (Κεφάλαιο 7), καµία όµως

δεν δίνει ακόµη µία απόλυτα ικανοποιητική εξήγηση για το φαινόµενο.

4.2.1 Σύγκλιση δύο πλακών (Convergence)

Η κίνηση δύο πλακών κατά την οποία η µία κατευθύνεται προς την

άλλη συνιστά τη διαδικασία της σύγκλισής τους (Σχήµα 4.3Β). Καθώς

λοιπόν οι δύο πλάκες συγκρούονται, η βαρύτερη από αυτές βυθίζεται

κάτω από την ελαφρύτερη και κατέρχεται µέσα στη µαλακή και θερµή

60

ασθενόσφαιρα. αυτή η διαδικασία συχνά αναφέρεται και ως καταβύθιση

(subduction).

Το όριο όπου δύο πλάκες συγκλίνουν στην επιφάνεια ονοµάζεται

τάφρος (trench) και είναι η ζώνη όπου αρχίζει η διαδικασία καταστροφής

των πλακών (destructive plate margin). Η διαδικασία αυτή

ολοκληρώνεται όταν το κάτω άκρο της πλάκας, έχοντας βυθιστεί βαθιά

(700 km) µέσα στη θερµή ασθενόσφαιρα, λιώσει. Η κατερχόµενη πλάκα

ονοµάζεται και ζώνη καταβύθισης (subduction zone) ή ζώνη Benioff

(Benioff zone).

Ανάλογα µε το είδος του φλοιού (ηπειρωτικός ή ωκεάνιος) των

πλακών που συγκλίνουν, διακρίνουµε τρία είδη σύγκλισης :

i) Σύγκλιση ωκεάνιας µε ωκεάνια πλάκα :

Στην περίπτωση αυτή συγκλίνουν δύο πλάκες που περιλαµβάνουν,

τόσο η µία όσο και η άλλη, ωκεάνιο φλοιό. Καθώς η βαρύτερη πλάκα

βυθίζεται κάτω από την ελαφρύτερη και κατέρχεται µέσα στην

ασθενόσφαιρα (Σχήµα 4.4), σπρώχνει το µάγµα που παγιδεύεται ανάµεσα

στις δύο πλάκες, µε αποτέλεσµα να δηµιουργείται µία σειρά από

ηφαίστεια, ένα ηφαιστειακό νησιωτικό τόξο (volcanic island arc). Το πιο

χαραστηριστικό παράδειγµα τέτοιων νησιών αποτελούν τα νησιά

Μαριάνας (Marianas Islands) που βρίσκονται στο δυτικό Ειρηνικό

Ωκεανό νότια της Ιαπωνίας και δηµιουργήθηκαν από τη σύγκλιση της

Ειρηνικής και της πλάκας των Φιλιππίνων.

Σχήµα 4.4 : Σύγκλιση ωκεάνιας µε ωκεάνια πλάκα

61

ii) Σύγκλιση ωκεάνιας µε ηπειρωτική πλάκα :

Όταν συγκλίνει µία πλάκα µε ωκεάνιο φλοιό µε µία άλλη µε

ηπειρωτικό, τότε η ωκεάνια βυθίζεται κάτω από την ηπειρωτική πλάκα

επειδή είναι πιο βαριά. Η διαδικασία αυτή έχει σαν συνέπεια τον

σχηµατισµό ενός ηφαιστειακού τόξου (Volcanic Arc) (Κεφάλαιο 6) και

µίας σειράς ορέων στην ηπειρωτική πλάκα (Σχήµα 4.5).

Σχήµα 4.5 : Σύγκλιση ωκεάνιας µε ηπειρωτική πλάκα

Το ηφαιστειακό τόξο στην περιοχή Cascade (The Cascade range)

στη δυτική Βόρεια Αµερική αποτελεί τυπικό παράδειγµα σύγκλισης

ωκεάνιας (Ειρηνική) µε ηπειρωτική (Βόρεια Αµερικανική) πλάκα.

Μπορεί επίσης να δηµιουργηθεί και ένα νησιωτικό τόξο (Island

Arc), όπως π.χ. είναι το σύµπλεγµα των νησιών της Ιαπωνίας, που είναι

αποτέλεσµα της σύγκλισης της ωκεάνιας Ειρηνικής και της ηπειρωτικής

Ευρασιατικής πλάκας. Τα νησιωτικά τόξα θα µελετηθούν αναλυτικά στο

Κεφάλαιο 5 εξαιτίας της ιδιοµορφίας τους.

iii) Σύγκλιση ηπειρωτικής µε ηπειρωτική πλάκα :

Κατά τη σύγκλιση δύο πλακών µε ηπειρωτικό φλοιό (Σχήµα 4.6)

δεν υπάρχει ιδιαίτερη διαφορά στην πυκνότητά τους, οπότε στη ζώνη

σύγκρουσης ασκούνται τεράστιες τάσεις µε αποτέλεσµα τα πετρώµατα

που βρίσκονται σ' αυτήν να ρηγµατώνονται, να πτυχώνονται και να

ανυψώνονται, δηλαδή να παρατηρείται το φαινόµενο της ορογένεσης

(orogeny). Τα Ιµαλάια, για παράδειγµα, έχουν σχηµατισθεί από τη

σύγκλιση της Ινδικής και της Ευρασιατικής Πλάκας (Παράγραφος 4.3.2).

62

Σχήµα 4.6 : Σύγκλιση ηπειρωτικής µε ηπειρωτική πλάκα

4.2.2 Απόκλιση δύο πλακών (Divergence)

Κατά την κίνηση αυτή οι δύο πλάκες αποκλίνουν η µία από την

άλλη καθώς κινούνται προς αντίθετες κατευθύνσεις (Σχήµα 4.7). Το

µεταξύ τους όριο, το οποίο ονοµάζεται ράχη (ridge), είναι όριο

δηµιουργίας των πλακών (constructive plate margin). Στην περιοχή αυτή

δηµιουργείται καινούριος φλοιός µε την ήπια άνοδο µάγµατος από την

ασθενόσφαιρα, το οποίο όταν φθάσει στην ράχη στερεοποιείται και ωθεί

εκατέρωθεν τις δύο πλάκες. Ο νέος αυτός φλοιός αποµακρύνεται

συνεχώς από το άνοιγµα-όριο των δύο πλακών, µε αποτέλεσµα όσο

αυξάνεται η απόσταση από τη ράχη να είναι και παλαιότερος και κατά

συνέπεια βαρύτερος (αφού µε την πάροδο του χρόνου συµπιέζεται από

νέα ιζηµατογενή στρώµατα που επκάθονται σε αυτήν).

Σχήµα 4.7 : Απόκλιση δύο πλακών

63

♦ Χαρακτηριστικό παράδειγµα ράχης αποτελεί η Μεσο-Ατλαντική

Ράχη (Mid-Atlantic Ridge) (Σχήµα 4.8). Σχηµατίσθηκε µε την απόκλιση

της Αφρικανικής και της Ευρασιατικής από τις Αµερικανικές (Βόρεια και

Νότια) πλάκες. Όταν η Πανγαία άρχισε να "κοµµατιάζεται" στην αρχή

του Μεσοζωικού Αιώνα, πριν από 220 εκατοµµύρια χρόνια περίπου, το

τεράστιο ρήγµα που διαχώρισε τις ηπειρωτικές µάζες του ανατολικού και

του δυτικού ηµισφαιρίου, σχηµάτισε τη λεκάνη του Ατλαντικού

Ωκεανού.

Η Μεσο-Ατλαντική Ράχη είναι µια υποθαλάσσια οροσειρά που

καταλαµβάνει το κεντρικό 1/3 του ωκεάνιου πυθµένα του Ατλαντικού

και εκτείνεται από το Βόρειο µέχρι το Νότιο Πόλο όπου και ενώνεται µε

την µεσοωκεάνια ράχη του Ειρηνικού. Το πλάτος της ράχης αυτής είναι

περίπου 1.600 km, ενώ το ύψος της 2 µε 3 km.

Σχήµα 4.8 : Η Μεσο-Ατλαντική Ράχη

♦ Ένα άλλο παράδειγµα απόκλισης δύο πλακών είναι η Ερυθρά

θάλασσα. Σχηµατίσθηκε κατά τη διαδικασία της αποµάκρυνσης της

Αραβικής από την Αφρικανική πλάκα και οδήγησε τελικά στην αποκοπή

της Σαουδικής Αραβίας από την Αφρική (triple junction).

64

4.2.3 Πλευρική ολίσθηση - Ρήγµα Μετασχηµατισµού

Στην περίπτωση αυτή οι δύο πλάκες κινούνται οριζόντια η µία

πλάι στην άλλη µε αντίθετες φορές (Σχήµα 4.9), ενώ το µεταξύ τους όριο

ονοµάζεται ρήγµα µετασχηµατισµού (transform fault).

Σχήµα 4.9 : Πλευρική ολίσθηση µεταξύ δύο πλακών

Το ρήγµα µετασχηµατισµού οφείλεται σε µία ευρύτερη τεκτονική

δράση και αποτελεί τµήµα αυτής. Αναλυτικότερα, το ρήγµα

µετασχηµατισµού (Σχήµα 4.10) συνδέει δύο περιοχές (Α) και (Β) όπου

παρατηρούνται αποκλίσεις πλακών µε αποτέλεσµα η ενδιάµεση περιοχή

(C), δηλαδή το ρήγµα µετασχηµατισµού, να κινηθεί οριζόντια πλευρικά.

Σχήµα 4.10 : Σχηµατική αναπαράσταση του τεκτονικού µηχανισµού

στην περιοχή (Α) και (Β) (αποκλίσεις πλακών) για τη

δηµιουργία του ρήγµατος µετασχηµατισµού (C).

A

C

B

65

♦ Το Ρήγµα του Αγίου Ανδρέα (San Andreas Fault) είναι κλασσικό

παράδειγµα ρήγµατος µετασχηµατισµού. ∆ηµιουργήθηκε κατά την

διαδικασία (Σχήµα 4.11) κατά την οποία η πλάκα Φάραλον (Farallon

Plate) (Σχήµα 4.11a) άρχισε πριν από περίπου 30 εκατοµµύρια χρόνια να

βυθίζεται κάτω από την Βόρεια Αµερικανική. Στη συνέχεια, από την

καταβυθιζόµενη πλάκα Φάραλον απέµειναν τα άκρα της, τα οποία

ονοµάστηκαν Κόκος (Cocos plate) και Χουάν ντε Φούκα (Juan de Fuca

plate) (Σχήµα 4.11b), ενώ η Ειρηνική πλάκα συγκρούστηκε µε τη Βόρεια

Αµερικανική, δηµιουργώντας την αρχή του ρήγµατος µετασχηµατισµού

του Αγίου Ανδρέα (Σχήµα 4.11b, τµήµα MR). Με την πάροδο του

χρόνου (Σχήµα 4.11c), 10 εκατοµµύρια χρόνια πριν, οι πλάκες Κόκος και

Χουάν ντε Φούκα προοδευτικά άρχισαν να εξαφανίζονται βυθιζόµενες

κάτω από τη Βόρεια Αµερικανική, ενώ το ρήγµα του Αγίου Ανδρέα

αυξανόταν σε µήκος.

a b c d

Σχήµα 4.11 : ∆ιαδικασία σχηµατισµού του Ρήγµατος του

Αγίου Ανδρέα

Τελικά, σήµερα, (Σχήµα 4.11d) από την αρχική πλάκα Φάραλον

έχουν αποµείνει η πλάκα Χουάν ντε Φούκα βορειοδυτικά και οι πλάκες

Ριβέρα (Rivera plate) και Κόκος νοτιοδυτικά του ρήγµατος του Αγίου

Ανδρέα, οι οποίες αποµακρυνόµενες από την Ειρηνική πλάκα, όπως

δείχνουν τα βέλη (περιοχές Α και Β αντίστοιχα του Σχήµατος 4.11d),

66

βυθίζονται κάτω από την Βόρεια Αµερικανική πλάκα.

Επιπλέον, στην περιοχή µεταξύ του San Francisco και του Los

Angeles οι δύο πλάκες (Ειρηνική και Βόρεια Αµερικανική) (περιοχή Γ

του Σχήµατος 4.11d) τρίβονται πλευρικά κινούµενες αντιπαράλληλα.

Έτσι, παρατηρούµε ότι το κλασσικό µοτίβο (µορφής "Ζ") του

Σχήµατος 4.10 που ισχύει για τα ρήγµατα µετασχηµατισµού εµφανίζεται

(Σχήµα 4.11d) και στην περίπτωση του Αγίου Ανδρέα.

Η σχετική κίνηση των πλακών είναι αργή και έχει σαν συνέπεια

την συσσώρευση τεράστιων τεκτονικών δυνάµεων κατά µήκος του

ρήγµατος. Έτσι, στην περιοχή αυτή εκδηλώνονται ισχυροί σεισµοί, όπως

για παράδειγµα ο σεισµός του San Francisco το 1906, µεγέθους ΜS = 7,7.

Στο πέρασµα εκατοµµυρίων χρόνων η ακτή της Καλιφόρνιας

τελικά θα αποκολληθεί από τη Βόρεια Αµερικανική ήπειρο κατά µήκος

του ρήγµατος του Αγίου Ανδρέα!

♦ Άλλο παράδειγµα ρήγµατος µετασχηµατισµού είναι το Βόρειο

Ρήγµα της Ανατολίας (North Anatolian Fault) που βρίσκεται στην

βόρεια Τουρκία. Το ρήγµα αυτό δίνει πολύ ισχυρούς και

καταστρεπτικούς σεισµούς, όπως ο σεισµός τον Αύγουστο του 1999

µεγέθους MS = 7,6.

4.2.4 Συµπεράσµατα

Μελετώντας τις βασικές αυτές κινήσεις των λιθοσφαιρικών

πλακών, παρατηρούµε ότι : στις µεσοωκεάνιες ράχες δηµιουργείται

συνεχώς καινούριος φλοιός, ενώ στις τάφρους καταστρέφεται, καθώς η

µία πλάκα καταβυθίζεται κάτω από την άλλη και κατέρχεται µέσα στην

ασθενόσφαιρα, όπου και λιώνει. Με αυτόν τον τρόπο, ο φλοιός

ανακυκλώνεται, διατηρώντας έτσι σταθερή την συνολική έκταση της

επιφάνειας της Γης. Στο Σχήµα 4.12 φαίνονται οι µηχανισµοί (σύγκλιση

και απόκλιση) που οδηγούν στην ανακύκλωση του γήινου φλοιού.

67

Σχήµα 4.12 : Συνοπτική απεικόνιση των µηχανισµών που οδηγούν στην

ανακύκλωση του φλοιού της Γης. Ο φλοιός καταστρέφεται

στις ζώνες καταβύθισης και δηµιουργείται στις µεσοωκεάνι-

ες ράχες.

Τέλος, θα πρέπει να αναφέρουµε τις σχετικές κινήσεις των

λιθοσφαιρικών πλακών, που φαίνονται στο Σχήµα 4.2. Συγκεκριµένα :

• Η Αφρικανική πλάκα κινείται βόρεια και βυθίζεται κάτω από την

Ευρασιατική, ενώ αποκλίνει από την Ανταρκτική.

• Η Αραβική πλάκα στρέφεται βορειοδυτικά και συγκρούεται µε την

Ευρασιατική, ενώ αποκλίνει από την Αφρικανική διευρύνοντας τον

πυθµένα της Ερυθράς θάλασσας.

• Η Ινδική πλάκα κινείται βόρεια και συγκλίνει µε την Ευρασιατική

σχηµατίζοντας τα Ιµαλάια.

• Η Αυστραλιανή πλάκα κινείται βορειοανατολικά και συγκλίνει µε την

Ευρασιατική και την Ειρηνική, ενώ αποκλίνει από την Ανταρκτική.

• Η πλάκα των Φιλιππίνων κινείται προς τα δυτικά και βυθίζεται κάτω

από την Ευρασιατική.

• Η Ευρασιατική πλάκα κινείται νοτιοανατολικά συγκλίνοντας µε την

πλάκα των Φιλιππίνων, ενώ αποκλίνει από τη Βόρεια Αµερικανική

στην περιοχή του βόρειου Ατλαντικού Ωκεανού.

• Η Ειρηνική πλάκα κινείται βορειοδυτικά και συγκλίνει µε την πλάκα

των Φιλιππίνων και την Αυστραλιανή πλάκα κάτω από τις οποίες

βυθίζεται. Αποκλίνει από τις πλάκες Χουάν ντε Φούκα, Κόκος,

Νάζκα, Ανταρκτική, ενώ στην περιοχή του ρήγµατος

(µετασχηµατισµού) του Αγίου Ανδρέα κινείται βορειοδυτικά και

ολισθαίνει πλευρικά µε την Βόρεια Αµερικανική πλάκα.

68

• Η Βόρεια Αµερικανική πλάκα κινείται δυτικά και αποκλίνει από την

Ευρασιατική και την Αφρικανική πλάκα.

• Η Νότια Αµερικανική πλάκα κινείται δυτικά και συγκλίνει µε την

πλάκα Νάζκα, η οποία κινείται ανατολικά, ενώ αποκλίνει από την

Αφρικανική.

• Η υποπλάκα της Τουρκίας, ωθούµενη από την Αραβική, στρέφεται

προς τα δυτικά και ολισθαίνει πλευρικά µε την Ευρασιατική,

δηµιουργώντας το ρήγµα µετασχηµατισµού της Ανατολίας.

4.3 Ορογένεση

Όπως είδαµε αποτέλεσµα της σύγκλισης δύο πλακών µε

ηπειρωτικό φλοιό είναι το φαινόµενο της ορογένεσης, µία τεκτονική

διεργασία που απαιτεί, όµως, πολλά εκατοµµύρια χρόνια. Έτσι, αν

µπορούσαµε να µεταβάλουµε την Γεωλογική Κλίµακα Χρόνου σε µία

κλίµακα που διαρκεί όσο η ανθρώπινη ζωή (δηλαδή περίπου 80 χρόνια),

θα βλέπαµε τα όρη να ρέουν!

4.3.1 ∆ιαδικασία Ορογένεσης

Η Oρογένεση (Orogeny) είναι η διαδικασία σχηµατισµού µίας

ορεινής αλυσίδας. Με την ευρύτερη έννοιά του, ο όρος αυτός, που είναι

ελληνικής προέλευσης από τις λέξεις όρος (βουνό) και γένεση

(δηµιουργία), περιγράφει και εξηγεί το σύνολο των τεκτονικών

διεργασιών που συµβάλλουν στη δηµιουργία οροσειρών.

Η διαδικασία της ορογένεσης αρχίζει καθώς οι δύο πλάκες

συγκρούονται και στα πετρώµατά τους δηµιουργούνται ρηγµατώσεις και

πτυχώσεις. Γενικά, το ορογενετικό φαινόµενο της πτύχωσης γίνεται τόσο

γρήγορα, ώστε να µην διαταράσσεται η ισοστατική ισορροπία

(Παράρτηµα). Μετά την πτύχωση αρχίζει αµέσως ισοστατική εξισωτική

κίνηση για την αντιστάθµιση της επιπλέον µάζας του ορεινού όγκου που

δηµιουργήθηκε στην περιοχή, η οποία αποσβένυται βαθµιαία. Όταν

ολοκληρωθεί η σύγκλιση των δύο λιθοσφαιρικών πλακών και γίνει η

ανάδυση της νέας οροσειράς, η ορογενετική διαδικασία σταµατά στο

συγκεκριµένο χώρο και µεταναστεύει σε µία καινούργια θέση.

Το φαινόµενο της ορογένεσης παρατηρείται σε περιορισµένες

περιοχές του κόσµου, που λέγονται ορογενετικές ζώνες και βρίσκονται

κατά µήκος των περιθωρίων συγκρουόµενων πλακών. Παράδειγµα

τέτοιων ζωνών είναι τα Ιµαλάια στην Ασία (Παράγραφος 4.3.2) και οι

Άνδεις στη Νότια Αµερική, που είναι η µακρύτερη οροσειρά του κόσµου.

Παρότι οι περισσότερες οροσειρές συνεχώς αυξάνονται σε ύψος

69

όσο συνεχίζεται η σύγκρουση των πλακών (π.χ. Ιµαλάια), πιστεύεται ότι

η ορογένεση ήταν πιο έντονη κατά τη διάρκεια συγκεκριµένων

επεισοδίων της ιστορίας της Γης που λέγονται ορογενετικές φάσεις.

Καθεµιά από αυτές κράτησε πολλά εκατοµµύρια χρόνια. Ορογενετικές

φάσεις αναγνωρίζονται σε διάφορες περιοχές, όπως η Καληδόνιος, η

Ερκύνιος ή Βαρίσκιος και η Αλπική φάση στην Ευρώπη, η Χιουρόνιος, η

Νεβάδιος και η Πασαδένιος στη Βόρεια Αµερική.

Οι µεγαλύτερες οροσειρές του κόσµου δεν έχουν όλες την ίδια

ηλικία. Οροσειρές στη Σιβηρία, τη Σαχάρα, τη Βραζιλία και τον Καναδά

υπολογίζεται ότι σχηµατίστηκαν κατά τη διάρκεια ορογένεσης που έλαβε

χώρα πριν από 800 περίπου εκατοµµύρια χρόνια, δηλαδή κατά τον

Προτεροζωικό Αιώνα. Οι οροσειρές που απαντώνται στη Σκανδιναβία,

στα Βρετανικά Νησιά και στη Βόρεια Αµερική (Απαλάχια) είναι το

αποτέλεσµα ορογένεσης που χρονικά τοποθετείται πριν από περίπου

400 εκατοµµύρια χρόνια, δηλαδή κατά τον Παλαιοζωικό Αιώνα. Τέλος,

οι Αρδένες, ο Μέλανας ∆ρυµός και τα Ουράλια είναι υπολείµµατα

ορογένεσης που συντελέστηκε πριν από 200 εκατοµµύρια χρόνια

περίπου, δηλαδή κατά την αρχή της Ιουρασικής Περιόδου.

Σήµερα διανύουµε τις τελευταίες φάσεις µίας ορογενετικής

διαδικασίας που άρχισε πριν από 60 εκατοµµύρια χρόνια (κατά τον

Καινοζωικό Αιώνα) και ονοµάζεται Αλπική Ορογένεση, από τις Άλπεις

όπου άρχισε η µελέτη της. Η διαδικασία αυτή έχει δηµιουργήσει τις

ορεινές αλυσίδες των Άνδεων - Βραχωδών Ορέων στην Αµερική και των

Άλπεων - Ιµαλαΐων στην Ευρασία.

Θα πρέπει να τονίσουµε ότι οι παλαιότερες οροσειρές έχουν

χαµηλότερο ύψος και είναι πιο οµαλές (Σκανδιναβικές Άλπεις) σε σχέση

µε τις νεότερες (Άλπεις), εξαιτίας του φαινοµένου της διάβρωσης

(corrosion). Η διάβρωση των πετρωµάτων οφείλεται σε διάφορους

παράγοντες, όπως το νερό, ο άνεµος, οι έντονες θερµοκρασιακές

µεταβολές και άλλα ατµοσφαιρικά φαινόµενα.

4.3.2 Ιµαλάια

Τα Ιµαλάια άρχισαν να σχηµατίζονται πριν από περίπου

40 εκατοµµύρια χρόνια (κατά την Τριτογενή Περίοδο), όταν η Ινδική

πλάκα µετακινούµενη βόρεια ήρθε σε σύγκρουση µε την Ευρασιατική

πλάκα (Σχήµα 4.13).

Οι επιστήµονες είχαν την δυνατότητα να ξεδιπλώσουν το ιστορικό

αυτής της µεγάλης σύγκρουσης µελετώντας τα απολιθώµατα και τα

70

πετρώµατα που βρέθηκαν πάνω στην οροσειρά των Ιµαλαΐων. Η µελέτη

τoυς δείχνει ότι πριν από περίπου 165 εκατοµµύρια χρόνια, όταν η

Πανγαία διαµελίστηκε, η Ινδία ήταν ένα µεγάλο νησί νότια της

Ευρασιατικής ηπείρου. Μεταξύ της Ινδίας και της Ευρασίας υπήρχε ένας

µεγάλος ωκεανός, γνωστός ως Τηθύς Θάλασσα (Tethys Sea).

Πριν από περίπου 60 εκατοµµύρια χρόνια (στην αρχή του

Καινοζωικού Αιώνα) η Ινδία πρέπει να βρισκόταν περίπου 6.000 km

νότια της Ασίας και να κινούταν βόρεια µε µέση ταχύτητα 9 m ανά

αιώνα. Όταν η Ινδική πλάκα ήρθε σε σύγκρουση µε την Ευρασιατική,

πριν από περίπου 40 εκατοµµύρια χρόνια, η ταχύτητά της περιορίστηκε

στο µισό. Το γεγονός αυτό σήµανε και την έναρξη της διαδικασίας της

ορογένεσης.

Μεταξύ των δύο αυτών πλακών άρχισαν να εξασκούνται

τροµακτικές τάσεις που είχαν σαν αποτέλεσµα η µικρότερη σε

διαστάσεις Ινδική πλάκα να βυθίζεται αργά και µε µικρή κλίση κάτω από

την Ευρασιατική και να την ανυψώνει στη ζώνη σύγκρουσης

(Σχήµα 4.14).

Σχήµα 4.13 : Μετακίνηση της Ινδίας

Παράλληλα, άρχισαν να δηµιουργούνται µεγάλης κλίµακας

πτυχώσεις µέσα στις οποίες εγκλωβίστηκαν µεγάλες ποσότητες νερού

καθώς και τα ιζηµατογενή πετρώµατα του πυθµένα του ωκεανού που

πρωτύτερα χώριζε την Ινδία από την Ασία. Το εγκλωβισµένο νερό του

ωκεανού µε την πάροδο του χρόνου εξατµίστηκε. Έτσι τα ιζηµατογενή

71

πετρώµατα που παρέµειναν µέσα στις πτυχώσεις άρχισαν να ανέρχονται

µαζί µε αυτές σε µεγάλα ύψη όπου και εντοπίζονται σήµερα

(Σχήµα 4.14).

Ακόµη και στις µέρες µας συνεχίζεται η καταβύθιση της Ινδικής

πλάκας κάτω από την Ευρασιατική και εποµένως, η αύξηση του ύψους

των Ιµαλαΐων µε ρυθµό περισσότερο από 1 cm/year. Απόδειξη

αποτελούν οι ιδιαίτερα καταστρεπτικοί σεισµοί του Ιράν, του

Αφγανιστάν και της δυτικής Κίνας, που µε τις εστίες τους οριοθετούν την

ζώνη καταβύθισης και µας δίνουν πληροφορίες για την ένταση του

φαινοµένου.

Η ορεινή αλυσίδα των Ιµαλαΐων περιλαµβάνει σήµερα το πιο ψηλό

όρος του κόσµου, το όρος Έβερεστ, γνωστό από την οµώνυµη κορυφή

του, το οποίο βρίσκεται µεταξύ του Νεπάλ και του Θιβέτ και έχει ύψος

8.848 m.

Σχήµα 4.14 : Σχηµατισµός των Ιµαλαΐων. Πάνω σχήµα : το σηµείο αναφο-

ράς (reference point) βρίσκεται στο κάτω άκρο της Ινδικής πλά-

κας. Κάτω σχήµα : µετά από εκατοµµύρια χρόνια κατά τη σύ-

γκρουση µε την Ευρασιατική πλάκα το ίδιο σηµείο ανυψώθηκε

στις πλαγιές των Ιµαλαΐων.

4.3.3 Τύποι Ορέων

Υπάρχουν τρεις κατηγορίες ορέων : τα ηφαιστειογενή (Volcanic

Mountains), τα πτυχωσιγενή (Fold Mountains) και τα ρηξιγενή ή

τεµαχωτά (Block Mountains).

• Τα περισσότερα ηφαιστειογενή όρη σχηµατίζονται κατά µήκος των

ορίων των λιθοσφαιρικών πλακών, εκεί όπου µία ωκεάνια και µία

ηπειρωτική πλάκα συγκλίνουν. ∆ηµιουργούνται από λάβα και άλλα

υλικά, που εκτοξεύονται και αποτίθενται στη γήινη επιφάνεια,

72

σχηµατίζοντας ηφαιστειακούς κώνους γύρω από τα στόµια των

ηφαιστείων. Τυπικό παράδειγµα είναι το Fujiyama στην Ιαπωνία.

• Τα πτυχωσιγενή όρη δηµιουργούνται από τη συµπίεση και την

ανύψωση των πετρωµάτων που προκαλεί η σύγκλιση δύο λιθοσφαιρικών

πλακών. Αλυσίδες ορέων, όπως τα Απαλάχια στη Βόρεια Αµερική,

ανυψώθηκαν κατά την καταβύθιση του ωκεάνιου φλοιού (Ειρηνική

Πλάκα) κάτω από τον ελαφρύτερο ηπειρωτικό (Βόρεια Αµερικανική

Πλάκα). Πτυχωσιγενή όρη σχηµατίζονται, επίσης, σε περιοχές σύγκλισης

δύο ηπειρωτικών πλακών, όπως τα Ιµαλάια.

• Τα ρηξιγενή όρη σχηµατίζονται όταν ένα τµήµα της ξηράς

ανυψώνεται µεταξύ δύο ρηγµάτων, εξαιτίας της συµπίεσης ή του

εφελκυσµού στον φλοιό της Γης. Σε πολλές περιπτώσεις, η κίνηση στις

δύο πλευρές των ρηγµάτων συνεχίζεται για εκατοµµύρια χρόνια.

4.4 Ρήγµατα και σεισµοί ∆ύο σηµαντικά αποτελέσµατα της σχετικής κίνησης των

λιθοσφαιρικών πλακών είναι η δηµιουργία ρηγµάτων και η πρόκληση

σεισµών.

Καθώς οι λιθοσφαιρικές πλάκες συµπιέζονται µεταξύ τους, στα

πετρώµατα ασκούνται τεράστιες τάσεις, µε αποτέλεσµα να υποβάλλονται

σε παραµορφώσεις και να οδηγούνται τελικά σε θραύση δηµιουργώντας

ρήγµατα. Η διάρρηξη αυτή των πετρωµάτων µπορεί να είναι είτε πολύ

αργή και να µην την αντιλαµβανόµαστε (creeping) είτε βίαιη και

απότοµη οπότε προκαλούνται σεισµοί.

4.4.1 Ρήγµατα

Τα ρήγµατα (faults) είναι διαρρήξεις σε ένα πέτρωµα, κατά µήκος

των οποίων τα εκατέρωθεν τεµάχη του πετρώµατος έχουν ολισθήσει

µεταξύ τους. Το µέγεθός τους ποικίλλει από λίγα εκατοστά έως πολλά

χιλιόµετρα. Τα ρήγµατα εµφανίζονται κυρίως σε περιοχές που λέγονται

ρηξιγενείς ζώνες κοντά στα περιθώρια των πλακών.

Υπάρχουν 3 κύριοι τύποι ρηγµάτων (Σχήµα 4.15) ανάλογα µε το

είδος της σχετικής κίνησης των δύο τεµαχών εκατέρωθεν του ρήγµατος

και κατ' επέκταση των λιθοσφαιρικών πλακών :

1) Κανονικό ρήγµα (Normal Fault) :

Ένα κανονικό ρήγµα δηµιουργείται όταν στα πετρώµατα

ασκούνται εφελκυστικές τάσεις. Έτσι, όταν βρισκόµαστε στο τέµαχος µε

τη µικρότερη κλίση (foot-wall), βλέπουµε το άλλο να κινείται προς τα

73

κάτω. Κανονικά ρήγµατα φυσικά παρατηρούνται και στα όρια

αποµάκρυνσης των λιθοσφαιρικών πλακών όπου επικρατούν

εφελκυστικές τάσεις.

2) Ανάστροφο ρήγµα (Thrust Fault) :

Ένα ανάστροφο ρήγµα δηµιουργείται όταν στα πετρώµατα

ασκούνται συµπιεστικές τάσεις. Έτσι, όταν βρισκόµαστε στο τέµαχος µε

τη µικρότερη κλίση (foot-wall), βλέπουµε το άλλο να κινείται προς τα

πάνω. Ανάστροφα ρήγµατα φυσικά παρατηρούνται και στα όρια

σύγκλισης των λιθοσφαιρικών πλακών όπου επικρατούν συµπιεστικές

τάσεις.

3) Οριζόντιο ρήγµα (Strike-Slip Fault) :

Όταν οι πλάκες κινούνται πλευρικά η µία σε σχέση µε την άλλη

δηµιουργείται ένα οριζόντιο ρήγµα, στο οποίο τα τεµάχη κινούνται

οριζόντια. Υπάρχουν 2 είδη οριζόντιων ρηγµάτων :

i) ∆εξιόστροφο ρήγµα : Αν βρισκόµαστε στο ένα τέµαχος, βλέπουµε το

άλλο να κινείται προς τα δεξιά.

ii) Αριστερόστροφο ρήγµα : Αν βρισκόµαστε στο ένα τέµαχος,

βλέπουµε το άλλο να κινείται προς τα αριστερά.

Σχήµα 4.15 : Οι 3 κύριοι τύποι ρηγµάτων: a) Κανονικό ρήγµα (εφελκυστικές τάσεις),

b) Ανάστροφο ρήγµα (συµπιεστικές τάσεις) και c) Οριζόντιο ρήγµα

(δεξιόστροφο και αριστερόστροφο αντίστοιχα). Τα κόκκινα βέλη

δείχνουν την κατεύθυνση των τάσεων που ασκούνται στα τεµάχη των

πετρωµάτων ενώ τα µαύρα την σχετική κίνησή τους.

74

4.4.2 Σεισµοί

Ένα πολύ σηµαντικό αποτέλεσµα της κίνησης των λιθοσφαιρικών

πλακών είναι η εκδήλωση πολύ ισχυρών σεισµών (earthquakes). Η

κατανοµή των επικέντρων των σεισµών δεν είναι, λοιπόν, τυχαία. Οι

περισσότεροι σεισµοί συµβαίνουν κυρίως στα όρια των λιθοσφαιρικών

πλακών (interplate earthquakes), σε δύο παγκόσµια συστήµατα ζωνών

διάρρηξης της Γης : το ηπειρωτικό σύστηµα διάρρηξης και το

σύστηµα µεσοωκεάνιων ράχεων.

Στο ηπειρωτικό σύστηµα διάρρηξης ανήκουν η Περι-Ειρηνική

ζώνη (Circum-Pacific belt) και η Ευρασιατική ζώνη (Asiatic-Europian

belt). Η Περιειρηνική ζώνη περιλαµβάνει τις δυτικές και βόρειες ακτές

του Ειρηνικού Ωκεανού, καθώς και το κεντρικό και το νότιο τµήµα των

ανατολικών ακτών του. Το 90% των σεισµών παγκοσµίως παρατηρείται

στη ζώνη αυτή. Η Ευρασιατική ζώνη αρχίζει δυτικά του Γιβραλτάρ,

ακολουθεί τις Άλπεις, περνάει από τα Βαλκάνια, τη Νότια Ελλάδα, την

Περσία, τα Ιµαλάια, τη Βιρµανία και ενώνεται µε την Περιειρηνική ζώνη.

Το σύστηµα των µεσοωκεάνιων ράχεων ξεκινάει από το Βόρειο

Παγωµένο Ωκεανό, διασχίζει τον Ατλαντικό Ωκεανό (Μεσο-Ατλαντική

Ράχη), συνεχίζει στον Ινδικό Ωκεανό και καταλήγει στο νότιο και

ανατολικό Ειρηνικό Ωκεανό.

Σεισµοί συµβαίνουν, όµως, και στο εσωτερικό των λιθοσφαιρικών

πλακών (intraplate earthquakes), τα αίτια γένεσής τους, όµως, δεν είναι

ακόµη πλήρως κατανοητά, η κατανοµή δε των επικέντρων τους είναι

διάχυτη.

Υπάρχουν τρία κύρια είδη σεισµών : οι τεκτονικοί, δηλαδή αυτοί

που έχουν άµεση σχέση µε την κίνηση των λιθοσφαιρικών πλακών, οι

κατακρηµνισιγενείς, που δηµιουργούνται κατά την κατακρήµνιση

εγκοίλων τµηµάτων των επιφανειακών στρωµάτων του φλοιού και οι

ηφαιστειογενείς σεισµοί, που προέρχονται από την ηφαιστειακή

δραστηριότητα.

Σχεδόν όλοι οι παρατηρούµενοι σεισµοί (περίπου το 90%) είναι

τεκτονικοί. Οι τεκτονικοί σεισµοί είναι αυτοί που µας ενδιαφέρουν

κυρίως εξαιτίας της µεγάλης συχνότητας που εκδηλώνονται αλλά και των

καταστροφών που προκαλούν.

75

4.4.2.1 Γένεση τεκτονικών σεισµών

Κατά τη σχετική κίνηση δύο λιθοσφαιρικών πλακών, στα

πετρώµατά τους ασκούνται τεράστιες δυνάµεις, µε αποτέλεσµα να

συσσωρεύεται µέσα σ' αυτά δυναµική ενέργεια υπό µορφή ελαστικής

παραµόρφωσης. Όταν οι τάσεις µέσα στα πετρώµατα ξεπεράσουν το όριο

θραύσης τους, τότε επέρχεται η διάρρηξή τους, µε συνέπεια να

µετακινηθεί βίαια το ένα τέµαχος του ρήγµατος που δηµιουργείται σε

σχέση µε το άλλο (Παράγραφος 4.4.1).

Αποτέλεσµα της σχετικής αυτής ολίσθησης είναι η αποθηκευµένη

στα πετρώµατα ενέργεια παραµόρφωσης να µετατραπεί σε κυµατική

ενέργεια (σεισµική ενέργεια) και να προκληθεί σεισµός, ο οποίος

εκδηλώνεται µε τη µορφή των σεισµικών κυµάτων (Παράγραφος 1.2).

Στο Σχήµα 4.16 φαίνεται µία προσοµοίωση της µετακίνησης των

τεµαχών ενός ρήγµατος κατά τη διαδικασία προπαρασκευής ενός

σεισµού και κατά τη διάρκειά του. Αρχικά φαίνεται ότι το ρήγµα ηρεµεί

(relaxed). Στη συνέχεια, στο ρήγµα ασκούνται τάσεις (stressed) και

αρχίζει η παραµόρφωσή του. Τέλος, επέρχεται η διάρρηξη του

πετρώµατος και εκδηλώνεται ο σεισµός. Τα τεµάχη µετακινούνται στη

νέα τους θέση (Elastic Rebound) και το ρήγµα "ανακουφίζεται"

(released).

Σχήµα 4.16 : Προσοµοίωση της µετακίνησης των τεµαχών ενός ρήγµατος κατά τη

διαδικασία εκδήλωσης ενός σεισµού.

76

4.4.2.2 Σεισµικές παράµετροι (Source parameters)

Κάθε σεισµός χαρακτηρίζεται από τρεις παραµέτρους : την εστία

(υπόκεντρο), το χρόνο γένεσης και το µέγεθός του, αντίστοιχα.

α) Η εστία (υπόκεντρο) (F) (focus) είναι ο χώρος µέσα στη Γη όπου

λαµβάνει χώρα η διάρρηξη των πετρωµάτων και δηµιουργούνται τα

σεισµικά κύµατα (P και S). Η κατακόρυφη απόσταση της εστίας από την

επιφάνεια ονοµάζεται βάθος (h) (depth), ενώ η κατακόρυφη προβολή της

στην επιφάνεια της Γης επίκεντρο (E) (epicenter) του σεισµού

(Σχήµα 4.17). Η απόσταση του επικέντρου από το σταθµό καταγραφής

ονοµάζεται επικεντρική απόσταση (∆) (epicentral distance).

Σχήµα 4.17 : Γένεση σεισµού. To υπόκεντρο F (focus) και το επίκεντρo E

(epicenter)

Ανάλογα µε το βάθος της εστίας οι σεισµοί διακρίνονται σε :

σεισµούς επιφανειακούς µε εστιακό βάθος 0-70 km από την επιφάνεια,

σεισµούς ενδιάµεσου βάθους µε βάθος εστίας 70-350 km και σεισµούς

βάθους (ή πλουτώνιους) όταν η εστία βρίσκεται σε βάθος 350-670 km.

β) Ο χρόνος γένεσης (origin time) είναι ο ακριβής χρόνος που άρχισε η

διάρρηξη των πετρωµάτων στην εστία του σεισµού.

γ) Το µέγεθος (Μ) (magnitude) ενός σεισµού.

Συχνά υπάρχει µία σύγχυση στους όρους µέγεθος και ένταση ενός

σεισµού. Το µέγεθος αποτελεί µέτρο της εκλυόµενης ενέργειας στην

εστία του σεισµού υπό µορφή σεισµικών κυµάτων και υπολογίζεται από

τις καταγραφές οργάνων. Αντίθετα, η ένταση εκφράζει µε περισσότερο

υποκειµενικά κριτήρια τα καταστροφικά αποτελέσµατα του σεισµού

77

στην επιφάνεια της Γης.

Η σύγκριση και η ταξινόµηση των σεισµών ως προς το πόσο

"µεγάλοι" είναι επιτυγχάνεται µε τον υπολογισµό της σεισµικής

ενέργειας που απελευθερώνεται κατά τη διάρκεια ενός σεισµού στην

εστία του. Για τον υπολογισµό της ενέργειας αυτής έχει εισαχθεί το

µέγεθος (Μ), το οποίο βασίζεται σε µετρήσεις φυσικών ποσοτήτων

(µεταθέσεων, απόστασης, περιόδων, κ.τ.λ.) των σεισµικών κυµάτων.

Ως γνωστόν, η ενέργεια που µεταφέρει ένα κύµα είναι ανάλογη του

τετραγώνου του πλάτους του. Έτσι, βασικό ρόλο για τον υπολογισµό του

µεγέθους (Μ) ενός σεισµού έχει το πλάτος (Α) του σεισµικού κύµατος το

οποίο καταγράφεται από ειδικά όργανα, τους σεισµογράφους. Για να

αναχθεί το πλάτος καταγραφής (Α) στο πραγµατικό πλάτος σεισµικού

κύµατος (α) πρέπει να διορθωθεί ως προς τις αλλοιώσεις που υπέστη,

τόσο κατά τη διάδοσή του από την εστία στο σταθµό (απόσβεση,

εξασθένηση), όσο και από τα όργανα καταγραφής (µεγέθυνση) και το

είδος του υπεδάφους του σταθµού.

Λαµβάνοντας υπ' όψην αυτές τις παρατηρήσεις, το µέγεθος (Μ)

ενός σεισµού δίνεται από τη γενική σχέση :

M = log(α/T) + f(∆,h) + c + d (1)

όπου : α : το πραγµατικό πλάτος της εδαφικής κίνησης που αντι-

στοιχεί σε ορισµένο κύµα

Τ : η αντίστοιχη περίοδος του κύµατος

f(∆,h) : η συνάρτηση της επικεντρικής απόστασης ∆ του

σεισµού και του βάθους h της εστίας του σεισµού

c : σταθερά του σταθµού που εξαρτάται από τη γεωτεκτο-

νική δοµή του υπεδάφους του

d : σταθερά που εξαρτάται από την περιοχή όπου βρίσκε -

ται η εστία του σεισµού (µηχανισµός γένεσης).

Ανάλογα µε τις φάσεις των σεισµικών κυµάτων (Σχήµα 4.18)

(δηλαδή, P και S ή επιφανειακά) στις οποίες αντιστοιχεί το πλάτος

καταγραφής (Α) που λαµβάνουµε υπ' όψην µας για τον υπολογισµό του

µεγέθους, διακρίνουµε τα εξής είδη µεγεθών :

78

Σχήµα 4.18 : Σχηµατική αναπαράσταση σεισµογραφήµατος όπου φαίνονται τα

κύµατα χώρου (P και S) και τα επιφανειακά κύµατα για τον υπολο-

γισµό των διαφόρων ειδών µεγέθους ενός σεισµού. Α και Α' είναι

τα µέγιστα πλάτη των κυµάτων S και των επιφανειακών κυµάτων

αντίστοιχα, S-P η χρονική διαφορά άφιξης των P και S κυµάτων που

αντιστοιχεί σε επικεντρική απόσταση ∆ και Τ η περίοδος.

α) Χωρικό µέγεθος mb (Body Wave Magnitude) :

Προτάθηκε από τον Gutenberg (1944) για τον υπολογισµό του

µεγέθους των σεισµών οποιασδήποτε επικεντρικής απόστασης και

οποιουδήποτε βάθους. Για τον υπολογισµό του mb χρησιµοποιούνται το

µέγιστο πλάτος (Α) και η περίοδος Τ του κύµατος χώρου S (Σχήµα 4.18)

στον τύπο (1).

β) Επιφανειακό µέγεθος MS (Surface Magnitude) :

Χρησιµοποιείται για τον καθορισµό του µεγέθους επιφανειακών

σεισµών (h < 60 km). Για τον υπολογισµό αυτού του µεγέθους

λαµβάνουµε υπ' όψην τα πλάτη (Α') των επιφανειακών κυµάτων µεγάλης

περιόδου (18 - 22 sec) (Σχήµα 4.18) που εµφανίζονται, όµως, µόνο στα

σεισµογραφήµατα σεισµών µεγάλης επικεντρικής απόστασης.

Για τον ελλαδικό χώρο υπάρχει ο εµπειρικός τύπος, ο οποίος ισχύει

και για µικρές επικεντρικές αποστάσεις :

MS = logα + 1,41log∆ + 0,2,

όπου : α : ο µέσος όρος των µεγίστων (πραγµατικών) πλατών της εδα-

φικής κίνησης (α = Α/W µε Α πλάτος καταγραφής και W

δυναµική µεγέθυνση του οργάνου) στις δύο οριζόντιες

συνιστώσες N - S, E - W σε µ (α = (αΕ + αΝ)/2, όπου αΕ, αΝ

τα µέγιστα πλάτη εδαφικής κίνησης),

∆ : η επικεντρική απόσταση σε km,

0,2 : σταθερά που εξαρτάται από τη γεωλογία της περιοχής του

σταθµού.

79

γ) Τοπικό µέγεθος ML (Local Magnitude) :

Το τοπικό µέγεθος ML αφορά κυρίως σεισµούς µικρής

επικεντρικής απόστασης, που έχουν όµως καταγραφεί από ειδικούς

σεισµογράφους τύπου Wood-Anderson (µε ιδιοπερίοδο Το = 0,8 sec,

µεγέθυνση W = 2.800 και απόσβεση ξ = 0,7). Υπολογίζεται δε από τη

σχέση :

ML = logA - logAo,

όπου : Α : ο µέσος όρος των µεγίστων πλατών αναγραφής (σε mm)

του σεισµού από τα δύο οριζόντια σεισµόµετρα Wood -

Anderson ενός σταθµού

Αο : το αντίστοιχο πλάτος αναγραφής του πρότυπου σεισµού

στην ίδια απόσταση. (Πρότυπος είναι ο σεισµός ο οποίος

γράφεται µε µέγιστο πλάτος Αο ίσο µε 1 µικρόν (1µ) από

βραχείας περιόδου σεισµόµετρο στρέψης Wood-Anderson

που βρίσκεται σε επικεντρική απόσταση 100 km.)

Σήµερα υπολογίζουµε τα τοπικά µεγέθη χρησιµοποιώντας

νοµογράµµατα. Ένα τέτοιο νοµόγραµµα δίνεται στο Σχήµα 4.19.

Σχήµα 4.19 : Νοµόγραµµα από το οποίο υ-

πολογίζονται τα τοπικά µεγέθη

Η στήλη (Ι) δίνει την επικεντρική απόσταση σε km (αριστερά) και

τη χρονική διαφορά άφιξης των κυµάτων P και S (S - P) σε sec (δεξιά), η

στήλη (ΙΙ) δίνει το µέγεθος ML και η στήλη (ΙΙΙ) το µέγιστο πλάτος

αναγραφής του σεισµού σε mm. Έτσι, για παράδειγµα, για να βρούµε το

µέγεθος ML ενός σεισµού µε πλάτος αναγραφής 23 mm και επικεντρική

απόσταση 210 km ενώνουµε τα αντίστοιχα σηµεία στις στήλες (ΙΙΙ) και

80

(Ι) και η τοµή τη ευθείας αυτής µε τη στήλη (ΙΙ) δίνει το µέγεθος ML (εδώ

ML = 5,0).

δ) Μέγεθος διάρκειας σήµατος Md (Duration Magnitude) :

Προτάθηκε από τον Bosztricsany (1958) και χρησιµοποιείται

κυρίως για σεισµούς που καταγράφονται σε τοπικά σεισµολογικά δίκτυα.

Ο υπολογισµός του βασίζεται στη µέτρηση της συνολικής διάρκειας

αναγραφής του σεισµού και δίνεται από τον τύπο :

Md = C1 + C2 logt + C3 (logt)2 + C4∆,

όπου : t : η διάρκεια αναγραφής του σεισµού σε sec

∆ : η επικεντρική απόσταση σε km,

C1, C2, C3, C4 : σταθερές (συνήθως C3 = 0).

ε) Μέγεθος σεισµικής ροπής MW (Moment Magnitude) :

Τα προηγούµενα είδη µεγεθών βασίζονται σε σεισµικά κύµατα

περιορισµένου φάσµατος συχνοτήτων και έτσι εκφράζουν µέρος της

συνολικής εκλυόµενης µηχανικής ενέργειας. Προκειµένου, λοιπόν, να

ξεπερασθεί αυτό το πρόβληµα, προτάθηκε από τον Aki (1966) ένα

µέγεθος που βασίζεται στην έννοια της σεισµικής ροπής.

Η σεισµική ροπή (Μο) ορίζεται από τον τύπο : Μο = µSD, όπου :

µ είναι το µέτρο ακαµψίας (shear modulus) των πετρωµάτων στην εστία

του σεισµού, S το εµβαδόν της επιφάνειας διάρρηξης σε km2 και D η

µέση ολίσθηση στην επιφάνεια του ρήγµατος σε cm (Σχήµα 4.20).

Σχήµα 4.20 : Σεισµική ροπή (Μο)

81

Το µέγεθος της σεισµικής ροπής (MW) δίνεται από τον τύπο :

MW = (2/3)logMo - 10,73,

όπου Μο είναι η σεισµική ροπή σε dyn·cm.

Το µέγεθος της σεισµικής ροπής εκφράζει την ολική εκλυόµενη

σεισµική ενέργεια, ενώ το επιφανειακό µέγεθος εκφράζει κοµµάτι της

εκλυόµενης ενέργειας υπό µορφή επιφανειακών κυµάτων. Αυτό φαίνεται

και στο παράδειγµα του Σχήµατος 4.21.

Σχήµα 4.21 : Παράδειγµα που δείχνει τη διαφορά µεταξύ του µεγέθους

της σεισµικής ροπής και του επιφανειακού µεγέθους.

Για παράδειγµα, ο σεισµός στην Αλάσκα το 1964 είχε επιφανειακό

µέγεθος MS=8,5, µεγαλύτερο από το αντίστοιχο µέγεθος για το σεισµό

της Χιλής του 1960 µε MS=8,3. Όµως, η σεισµική ροπή Μο=5,2.10

29 και

εποµένως και το µέγεθος σεισµικής ροπής MW για την Αλάσκα ήταν

µικρότερο από το αντίστοιχο της Χιλής (Μο=2,4.10

30).

82

4.4.2.3 Ένταση σεισµών (Intensity)

Η ένταση είναι ένα µέτρο εκτίµησης των σεισµικών βλαβών,

αντιπροσωπεύοντας τη σεισµική επιτάχυνση σε ένα σηµείο στην

επιφάνεια της Γης. Εκφράζει τη σεισµική ενέργεια που φθάνει σε

διάφορους τόπους στην επιφάνεια της Γης και έµµεσα τη σφοδρότητα

ενός σεισµού. Επειδή, λοιπόν, τα σεισµικά κύµατα κατά τη διαδροµή

τους υφίστανται απορρόφηση, ανάκλαση, διάθλαση, κλπ, η σεισµική

ενέργεια αποσβένυται βαθµιαία, γι' αυτό και η ένταση ενός σεισµού

διαφέρει από τόπο σε τόπο. Έτσι, ένας σεισµός έχει ένα µέγεθος

συγκεκριµένου τύπου (π.χ. ένα ML, ένα MS, κλπ) αλλά πολλές τιµές για

την ένταση σε διάφορους τόπους.

Η ένταση εξαρτάται από τους εξής παράγοντες :

1) Το µέγεθος του σεισµού.

2) Το µηχανισµό γένεσης του σεισµού.

3) Το βάθος της εστίας του σεισµού.

4) Την επικεντρική απόσταση (για µικρές αποστάσεις σε km, για µεγά-

λες σε µοίρες).

5) Το συντελεστή απορρόφησης Q (quality attenuation factor) των πε -

τρωµάτων.

6) Τις τοπικές εδαφικές συνθήκες του τόπου παρατήρησης.

7) Την ιδιοπερίοδο ταλάντωσης των κτιρίων.

Σήµερα, υπάρχουν διάφορες εµπειρικές κλίµακες για την ένταση,

από τις οποίες η πιο γνωστή είναι η δωδεκαβάθµια εµπειρική κλίµακα

Mercalli-Sieberg, που προτάθηκε το 1931 από τον J. Mercalli (Μερκάλι)

και φαίνεται στον παρακάτω πίνακα.

83

ΚΛΙΜΑΚΑ ΜΕΡΚΑΛΙ (Mercalli)

Ένταση Περιγραφή

I Μη αισθητός.

II Αισθητός από ανθρώπους σε ανάπαυση, στους πάνω ορόφους των

κτιρίων.

III Αισθητός µέσα στα σπίτια. Κινούνται κρεµάµενα αντικείµενα.

∆ονήσεις σαν να περνά ελαφρύ φορτηγό. Η διάρκεια της δόνησης

µπορεί να εκτιµηθεί.

IV Τίθενται σε κίνηση κρεµάµενα αντικείµενα. ∆ονήσεις σαν να

περνά βαρύ φορτηγό. Παράθυρα, πιάτα, πόρτες, τζάµια τρίζουν.

V Αισθητός στην ύπαιθρο. Η διεύθυνση της δόνησης µπορεί να

εκτιµηθεί. Τα υγρά αναταράσσονται και µερικά χύνονται έξω από

τα δοχεία. Μικρά ασταθή αντικείµενα µετακινούνται ή

ανατρέπονται. Παραθυρόφυλλα και κάδρα µετακινούνται.

VI Αισθητός από όλους. Οι άνθρωποι περπατούν µε αστάθεια.

Παράθυρα, πιάτα, γυαλικά σπάνε. Κάδρα πέφτουν από τους

τοίχους. Έπιπλα µετακινούνται ή αναποδογυρίζονται. Μικρές

καµπάνες χτυπούν. Είναι ορατή η ταλάντευση δέντρων και

θάµνων.

VII ∆ύσκολο να σταθεί κανείς όρθιος. Γίνεται αισθητός από οδηγούς

αυτοκινήτων. Κρεµάµενα αντικείµενα ταλαντώνονται έντονα.

Έπιπλα σπάνε. Ασταθείς καµινάδες σπάνε στην οροφή. Πέφτουν

σοβάδες, ξεκολλούν τούβλα, πέτρες, κεραµίδια. Μικρές

κατολισθήσεις. Μεγάλες καµπάνες χτυπούν.

VIII Επηρεάζεται η οδήγηση των αυτοκινήτων. Περιστρέφονται,

καταρρέουν καµινάδες, καπνοδόχοι σε εργοστάσια, µνηµεία,

πύργοι. Κλαδιά σπάνε από τα δέντρα. Ρωγµές στο βρεγµένο

έδαφος και σε απότοµες πλαγιές.

IX Γενικός πανικός. Γενική καταστροφή στα θεµέλια. Πλαίσια σπάνε.

Σοβαρές ζηµιές στις δεξαµενές. Υπόγειες σωληνώσεις σπάνε.

X Τα περισσότερα χτίσµατα από τοιχοποιία και τα

προκατασκευασµένα καταστρέφονται µαζί µε τα θεµέλια. Σοβαρές

ζηµιές στα φράγµατα. Μεγάλες κατολισθήσεις. Το νερό τινάζεται

στις όχθες καναλιών, ποταµών, λιµνών.

XI Οι σιδηροτροχιές λυγίζουν έντονα. Υπόγειες σωληνώσεις

καταστρέφονται ολοκληρωτικά.

XII Σχεδόν ολική καταστροφή. Μεγάλες βραχώδεις µάζες

µετακινούνται. Μεταβάλλεται η επιφάνεια του εδάφους και η

γραµµή του ορίζοντα. Αντικείµενα εκτοξεύονται στον αέρα.

84

4.4.2.4 Τσουνάµις (Tsunamis)

Ένα άλλο πολύ καταστροφικό και εντυπωσιακό συγχρόνως

αποτέλεσµα, εκτός από τα γνωστά, το οποίο προκαλούν σεισµοί

µεγέθους M ≥ 8 µε επίκεντρα, όµως, που βρίσκονται στον πυθµένα ενός

ωκεανού (π.χ. Ειρηνικός Ωκεανός) και µάλιστα µακρυά από ακτές, είναι

η δηµιουργία µεγάλων παλιρροϊκών κυµάτων, που ονοµάζονται

τσουνάµις (tsunamis). Ο όρος "tsunami" προέρχεται από τις Ιαπωνικές

λέξεις "tsu" που σηµαίνει λιµάνι και "nami" που σηµαίνει κύµα.

Το χαρακτηριστικό των κυµάτων αυτών είναι η µεγάλη περίοδός

τους, δηλαδή η απόσταση µεταξύ δύο διαδοχικών κορυφών τους

(εκατοντάδες χιλιόµετρα), καθώς και η µεγάλη ταχύτητά τους, η οποία

µπορεί να ξεπεράσει και τα 650 km/h. Μακρυά από την ακτή το ύψος

τους µπορεί να φθάνει µόνο µέχρι τα 2 m, ενώ κοντά στην ακτή µπορεί

να πλησιάσει και τα 30 m.

Ο µηχανισµός γένεσης των κυµάτων αυτών φαίνεται στο

Σχήµα 4.22. Μία απότοµη κατακόρυφη µετακίνηση (π.χ. στο ανάστροφο

ρήγµα του Σχήµατος 4.22 µία απότοµη κατακόρυφη ανύψωση) στον

πυθµένα του ωκεανού κινεί µεγάλες µάζες νερού (Σχήµα 4.22α). Η

βαρύτητα τραβάει το νερό πίσω στη θέση ισορροπίας του (Σχήµα 4.22β)

και η κίνηση αυτή δηµιουργεί κύµατα. Μακρυά από την ακτή το ύψος

των κυµάτων είναι περίπου 1 m και το µήκος κύµατός τους εκατοντάδες

χιλιόµετρα (Σχήµα 4.22γ). Κοντά στην ακτή, όµως, το ύψος των κυµάτων

γίνεται πολύ µεγάλο και προκαλεί καταστροφές (Σχήµα 4.22δ).

Στα κύµατα τσουνάµις δεν µεταφέρεται µόνο ενέργεια αλλά και

τεράστιες ποσότητες υδάτινης µάζας.

α β

εκατοντάδες χιλιόµετρα

γ δ

Σχήµα 4.22 : Μηχανισµός γένεσης των τσουνάµις.

85

ΝΗΣΙΩΤΙΚΑ ΤΟΞΑ

86

5.1 Η δηµιουργία των νησιωτικών τόξων και των τάφρων

Η γεωδυναµική µελέτη των τάφρων έχει ιδιαίτερη σηµασία αφού

σχετίζεται µε µια σειρά φαινοµένων, όπως η εµφάνιση σεισµών και

ηφαιστείων που έχουν σηµαντικές επιπτώσεις στη ζωή των ανθρώπων.

Επιπλέον, οι γεωφυσικοί µπορούν να εξάγουν χρήσιµα συµπεράσµατα

για τον τρόπο καταστροφής του φλοιού και την αλληλεπίδρασή του µε το

µανδύα.

Η καταβύθιση µιας ωκεάνιας πλάκας κάτω από µια ηπειρωτική,

κατά την σύγκλισή τους, έχει σαν αποτέλεσµα την εµφάνιση των

ακόλουθων γεωµορφολογικών χαρακτηριστικών όπως φαίνονται στο

Σχήµα 5.1 :

1. Τη δηµιουργία µιας τάφρου (trench) κατά µήκος του µετώπου

σύγκρουσης των δύο πλακών.

2. Το σχηµατισµό µιας πτύχωσης στην ηπειρωτική πλάκα όπισθεν της

τάφρου που ονοµάζεται νησιωτικό τόξο (island arc).

3. Την εµφάνιση µιας αβαθούς θάλασσας πίσω από το νησιωτικό τόξο.

Η ισχύς του µηχανισµού αυτού καταβύθισης ενισχύεται από ένα

τεράστιο πλήθος γεωλογικών, τοπογραφικών, µαγνητικών και

βαρυτοµετρικών µελετών στις συγκεκριµένες περιοχές.

Σχήµα 5.1 : ∆ηµιουργία νησιωτικών τόξων (πράσινο χρώµα) και τάφρων (κόκκινο

χρώµα) κατά την καταβύθιση ωκεάνιας πλάκας (oceanic plate) κάτω

από ηπειρωτική (continental plate).

Κατά µήκος του δυτικού τµήµατος του Ειρηνικού Ωκεανού από

Βορρά προς Νότο εξαπλώνεται µια σειρά νησιών: οι Αλεούτιοι νήσοι, οι

Κουρίλες, η Ιαπωνία, οι Φιλιππίνες και η Ινδονησία, τα οποία αποτελούν

87

τοξοειδή αλυσίδα (Σχήµα 5.2). Το κυριότερο κοινό στοιχείο των νησιών

αυτών είναι η ύπαρξη τάφρων προς την ωκεάνια πλευρά τους.

Σχήµα 5.2 : Αλυσίδα νησιών στο δυτικό τµήµα του Ειρηνικού Ωκεανού. Με

κόκκινο χρώµα συµβολίζονται οι τάφροι και µε πράσινο τα νησιά

των τόξων.

Το πιο χαρακτηριστικό και πιο καλά µελετηµένο νησιωτικό τόξο

είναι αυτό της Ιαπωνίας. Ακραία γεωλογικά φαινόµενα (ισχυροί σεισµοί,

εκρήξεις ηφαιστείων) έχουν ταλαιπωρήσει την Ιαπωνία στο πέρασµα των

88

αιώνων. Μελετώντας το βορειοδυτικό και κεντρικό νησιωτικό τόξο του

Ειρηνικού διαπιστώνουµε την ύπαρξη τάφρων, όπως οι Kurile, Japan, Izu

και Bonin. Το βάθος σε αυτές τις τάφρους είναι περίπου 6.000 m, ενώ

υπάρχουν βουνά σε ύψος 2.000 m περίπου στο νησιωτικό τµήµα. Τέλος,

πίσω από τα νησιά και προς την κοίλη ηπειρωτική πλευρά της αλυσίδας

παρατηρούµε την ύπαρξη αβαθών θαλασσών (marginal seas-back arc

basins), όπως οι Japan, Okhotsk και Philippine (Σχήµα 5.2).

5.2 Βαρυτικές Μετρήσεις και Ροή Θερµότητας πάνω από

τα Νησιωτικά Τόξα

Βαρυτικές µετρήσεις πάνω από τα νησιωτικά τόξα έδειξαν ότι η

τιµή της έντασης του βαρυτικού πεδίου της Γης είναι µικρότερη από τη

θεωρητικά αναµενόµενη (που υπολογίζεται βάσει ενός µοντέλου

κατακόρυφης βαθµίδας πυκνότητας), δηλαδή παρουσιάζει µία αρνητική

βαρυτική ανωµαλία, την γνωστή από τη Βαρυτοµετρία ανωµαλία

Bouguer (Παράρτηµα).

Στην περιοχή των τάφρων η καταβύθιση της ωκεάνιας πλάκας

µέσα στον πυκνότερο ανώτερο µανδύα (σε βάθος µέχρι 600-700 km) έχει

σαν αποτέλεσµα την παραβίαση του µοντέλου της κατακόρυφης

βαθµίδας, δηµιουργώντας έτσι έλλειµµα µάζας το οποίο µεταφράζεται σε

αρνητική ανωµαλία Bouguer στην επιφάνεια.

Μελετώντας την ροή της θερµότητας στην επιφάνεια της Γης (heat

flow), η οποία οφείλεται στη θερµοκρασιακή διαφορά του πυρήνα και

της επιφάνειας, µπορούµε να εξάγουµε χρήσιµα συµπεράσµατα για τα

υποκείµενα στρώµατα. Συγκεκριµένα, µπορούµε να αποφανθούµε για τη

σύστασή τους, για τη θερµοκρασία τους και την φυσική τους κατάσταση

(στερεά ή ρευστά).

Η µέση θερµική ροή στους ωκεανούς είναι 1,46 µονάδες (1µονάδα

= 1µcal/ cm2⋅sec). Στις µεσοωκεάνιες ράχες η ροή είναι περίπου 3 φορές

µεγαλύτερη, ενώ κοντά στις ηπείρους παρουσιάζεται αρκετά

χαµηλότερη.

Στo νησιωτικό τόξο η θερµική ροή δεν είναι οµοιόµορφη. Στην

περιοχή της τάφρου προς την ωκεάνια πλευρά της, η ροή είναι µικρότερη

από 1 µονάδα, κάτι που είναι αναµενόµενο αφού έχουµε καταβύθιση

ψυχρού υλικού σε µεγάλο βάθος. Όµως, προς την ηπειρωτική πλευρά του

τόξου η ροή αγγίζει περίπου τις 2 µονάδες. Η υψηλή αυτή θερµική ροή

είναι συσχετισµένη µε την ύπαρξη ηφαιστείων στην ηπειρωτική πλευρά

των νησιωτικών τόξων και µε τη δηµιουργία της αβαθούς θάλασσας.

89

Ο τρόπος που δηµιουργήθηκε η αβαθής θάλασσα είναι ένα

πρόβληµα που ταλανίζει ιδιαίτερα τους επιστήµονες. Στο τέλος του

Κεφαλαίου θα εξετάσουµε τα µοντέλα που υπάρχουν για τη δηµιουργία

της αβαθούς θάλασσας, αφού πρώτα µελετήσουµε διεξοδικά τα

νησιωτικά τόξα.

5.3 Νησιωτικά Τόξα και Σεισµικότητα – Ζώνες Benioff

Μελετώντας το Σχήµα 5.3, που αποτυπώνει την κατανοµή των

σεισµικών επικέντρων στην περιοχή της Ιαπωνίας, εύκολα µπορούµε να

παρατηρήσουµε ότι η περιοχή των νησιωτικών τόξων έχει ποικίλη

σεισµικότητα µιας και εµφανίζονται σεισµοί επιφανειακοί (0-70 km),

σεισµοί ενδιάµεσου βάθους (70-350 km) και σε κάποια απόσταση από

την περιοχή του τόξου και σεισµοί βάθους (ή πλουτώνιοι)

(350-670 km). Με βάση την περιγραφή για την δηµιουργία του

νησιωτικού τόξου µπορούµε εύκολα να εκτιµήσουµε πώς δηµιουργούνται

οι επιφανειακοί σεισµοί και οι σεισµοί βάθους.

Η αιτία της δηµιουργίας των επιφανειακών σεισµών είναι η ζώνη

της σύγκρουσης των δύο πλακών, της ωκεάνιας και της ηπειρωτικής,

κοντά στην επιφάνεια. Έτσι, πάνω ακριβώς στο νησιωτικό τόξο

εµφανίζονται ισχυροί σεισµοί, οι οποίοι σε συνδυασµό µε το γεγονός ότι

είναι επιφανειακοί µπορούν να προκαλέσουν µεγάλες καταστροφές.

Αυτοί είναι οι σεισµοί που έχουν καταστρέψει ολόκληρες πόλεις στην

Ιαπωνία, αλλά και στα άλλα νησιά που περιλαµβάνει το τόξο.

Οι σεισµοί βάθους όµως εµφανίζονται σε µεγάλες αποστάσεις από

τα νησιωτικά τόξα. Για παράδειγµα, στην περιοχή των Ιαπωνικών νησιών

η Ειρηνική πλάκα καταβυθίζεται µε κλίση ∆-Β∆ κάτω από την

Ευρασιατική πλάκα και συγκεκριµένα κάτω από τη Σιβηρία. Στο κάτω

τµήµα της πλάκας το οποίο, όπως ισχυρίζονται οι επιστήµονες, δεν έχει

χάσει ακόµη την ικανότητά του να θραύεται, συµβαίνουν οι σεισµοί

βάθους των οποίων τα επίκεντρα προφανώς θα βρίσκονται στην

ενδοχώρα της Σιβηρίας (Σχήµα 5.3 τµήµα άνω αριστερά).

Κατά την σύγκλιση δύο πλακών το καταβυθιζόµενο τµήµα δέχεται

ισχυρές τάσεις δηµιουργώντας µια ζώνη υψηλής σεισµικότητας, την

καλούµενη ζώνη Benioff. Τέτοιες ζώνες Benioff προσδιορίζονται εύκολα

σήµερα µε την τρισδιάστατη χαρτογράφηση των υποκέντρων των

σεισµών στην περιοχή σύγκλισης των πλακών. Άλλες γνωστές ζώνες

Benioff είναι του Ελληνικού τόξου στο Αιγαίο και η Cascade στην

Βόρεια Αµερική.

90

Σχήµα 5.3 : Επίκεντρα σεισµών στην περιοχή της Ιαπωνίας

5.4 Η δηµιουργία των Αβαθών Θαλασσών πίσω από τα

Νησιωτικά Τόξα

Το νησιωτικό τόξο της Ιαπωνίας έχει ηλικία περίπου

100 εκατοµµυρίων ετών. Σύµφωνα µε αρκετούς Ιάπωνες επιστήµονες

(Seiya Uyeda, K.Hasebe), η παρατηρούµενη υψηλή θερµική ροή

παράγεται λόγω τριβής κατά την καταβύθιση της ωκεάνιας πλάκας.

Λαµβάνοντας υπ' όψιν το γεγονός ότι η καταβυθιζόµενη πλάκα θα πρέπει

να απορροφά ένα µεγάλο ποσοστό της παραγόµενης θερµότητας επειδή

είναι ψυχρότερη από το περιβάλλον, η ροή θερµότητας του εδάφους θα

91

πρέπει να είναι 5 φορές µεγαλύτερη από την µετρούµενη και η θερµική

αγωγιµότητα των πετρωµάτων του µανδύα θα πρέπει να είναι 10 φορές

µεγαλύτερη. Ακόµη και αν υποθέσουµε ότι η θερµότητα προς την

επιφάνεια δεν γίνεται µόνο µε αγωγή αλλά και µε µεταφορά, δηλαδή µε

ταυτόχρονη άνοδο µάγµατος, τότε θα απαιτούνταν 10 φορές περισσότερη

ποσότητα µάγµατος στο χώρο µεταξύ των δύο πλακών.

Μια λογική διόρθωση, που έχουν προτείνει κάποιοι επιστήµονες

για όσα αναφέρθηκαν, είναι πως τα τηγµένα πετρώµατα που χρειάζονται

για τη µεταφορά της θερµότητας δρουν ίσως σαν "λιπαντικό" οπότε η

τριβή και κατά συνέπεια η ροή θερµότητας µειώνονται.

Ένα πρώτο µοντέλο για την εξήγηση της δηµιουργίας της αβαθούς

θάλασσας της Ιαπωνίας είναι αυτό που υποθέτει πως το νησιωτικό τόξο

ήταν προσαρτηµένο στο άκρο της ηπείρου (Ασίας, Σχήµα 5.4 άνω) και

µετακινήθηκε προς την ωκεάνια πλευρά αυξάνοντας την επιφάνεια της

θαλάσσιας λεκάνης και της καµπυλότητας του τόξου (Σχήµα 5.4 κάτω).

Σχήµα 5.4 : Η δηµιουργία της θάλασσας της Ιαπωνίας σύµφωνα µε το µοντέλο

της µετακίνησης του νησιωτικού τόξου προς την ωκεάνια πλευρά.

Ειρηνικός Ωκεανός Ιαπωνία Ασία

Ασία Θάλασσα της Ιαπωνίας Ιαπωνία Ειρηνικός

92

Η µετακίνηση αυτή πιθανόν να οφείλεται στην αυξηµένη θερµική

ροή αφ’ενός µεν λόγω του ανερχόµενου µάγµατος και αφ' ετέρου, λόγω

της θερµότητας που παράγεται από την τριβή που ασκείται στην

καταβυθιζόµενη πλάκα. Η αυξηµένη αυτή ροή θερµότητας µπορεί να

αρχίσει να «λιώνει» την υπερκείµενη πλάκα και να οδηγήσει σε

αποκόλληση τµήµατός της.

Προφανώς µια τέτοια θάλασσα πρέπει να είναι µικρής γεωλογικής

ηλικίας αφού οι εναποθέσεις των ιζηµάτων στον πυθµένα της θα την

γέµιζαν πολύ γρήγορα. Η νεαρότητα της αβαθούς θάλασσας

πιστοποιείται από το γεγονός ότι το πάχος των ιζηµάτων στον πυθµένα

της δεν είναι µεγαλύτερο από 2 km.

Το δεύτερο µοντέλο, που προσπαθεί να περιγράψει και να

εξηγήσει το φαινόµενο, είναι αυτό που έχει προταθεί από τον Σοβιετικό

επιστήµονα V. Beloussov. Συγκεκριµένα, προτείνει πως η δηµιουργία

αυτών των θαλασσών γίνεται µε καθίζηση και εποµένως συµπύκνωση

λόγω συµπίεσης του φλοιού και κατάληψη του κενού χώρου από νερό.

Αν είχαµε απότοµη καθίζηση θα έπρεπε να υπήρχε µια τεράστια

βαρυτική ανωµαλία που δεν έχει παρατηρηθεί. Η θεωρία λοιπόν µπορεί

να είναι βιώσιµη µόνο αν ο ηπειρωτικός φλοιός αντικαθίστατο µε

ωκεάνιο. Αυτή η «ωκεανοποίηση» του ηπειρωτικού φλοιού βρίσκει

αντίθετους τους περισσότερους ειδικούς, αν και η αντίστροφη διαδικασία

(δηλαδή η µετατροπή του ωκεάνιου σε ηπειρωτικό φλοιό) είναι αρκετά

πιθανή και αποδεκτή.

Είναι προφανές πως η θεώρηση αυτή αντιµετωπίζει πολλές

ενστάσεις, µιας και υποθέτει αναπόδεικτα, µέχρι στιγµής, φαινόµενα.

Τέλος, το µοντέλο της παγίδευσης προτείνει πως τα νησιωτικά

τόξα δηµιουργήθηκαν σε κάποια απόσταση από την ακτή και κατά τον

σχηµατισµό τους παγίδευσαν µικρό τµήµα του ωκεανού, σχηµατίζοντας

έτσι την αβαθή θάλασσα. Η Βερίγγειος θάλασσα θα πρέπει να έχει

σχηµατιστεί µε αυτόν τον τρόπο και να είναι ένα τµήµα του Ειρηνικού

Ωκεανού που παγιδεύτηκε κατά το σχηµατισµό του Αλεούτιου Τόξου.

Από τις τρεις υποθέσεις-µοντέλα για τον σχηµατισµό των αβαθών

θαλασσών, αυτό της µετακίνησης και πιθανόν αυτό της παγίδευσης (για

ορισµένες περιπτώσεις) να ανταποκρίνονται στην πραγµατικότητα πιο

πολύ από την «ωκεανοποίηση». Η πιστοποίηση αυτών των υποθέσεων

έγκειται στην απ' ευθείας µελέτη των θαλασσών. Ο D. Karig, µελετώντας

την τοπογραφία του βυθού, την διασκόρπιση των ιζηµάτων και άλλους

γεωλογικούς παράγοντες, κατέληξε στο συµπέρασµα ότι οι αβαθείς

θάλασσες διευρύνονται λόγω δυνάµεων που σπρώχνουν τα τόξα προς την

πλευρά των ωκεανών. Επίσης, διατύπωσε την ιδέα πως κατά την

δηµιουργία του το τόξο, λόγω των πιο πάνω δυνάµεων, διαιρείται σε δύο

µέρη που καλούνται εµπρόσθιο και εναποµένον τόξο. Το εµπρόσθιο

τόξο, το οποίο έχει µία αλυσίδα ηφαιστείων ακριβώς πίσω του, προχωρά

93

προς τον ωκεανό. Γι’ αυτό το λόγο, το εναποµένον τόξο ονοµάζεται και

"τρίτο τόξο".

5.5 Συµπεράσµατα

Η δηµιουργία των νησιωτικών τόξων, των ηφαιστειακών αλυσίδων

και των αβαθών θαλασσών αποτελεί µια ανοικτή πρόκληση για τους

επιστήµονες. Η Γη µας είναι σε δυναµική ισορροπία και είναι πολύ

δύσκολο κανείς να κατανοήσει και να περιγράψει µε ακρίβεια τους

µηχανισµούς µε τους οποίους συντελούνται τέτοιες διαδικασίες.

94

ΗΦΑΙΣΤΕΙΑ

95

Όπως είδαµε, ένα από τα αποτελέσµατα των σχετικών κινήσεων

των λιθοσφαιρικών πλακών είναι και ο σχηµατισµός των ηφαιστείων. Για

το λόγο αυτό, η κατανοµή τους στον παγκόσµιο χάρτη δεν είναι τυχαία,

αλλά συγκεντρώνονται, όπως θα δούµε, σε συγκεκριµένες ζώνες που

σχετίζονται µε τα όρια των λιθοσφαιρικών πλακών.

6.1 Σχηµατισµός Ηφαιστείων

Οι εκρήξεις των ηφαιστείων είναι συχνές σε ζώνες καταβύθισης

(subduction zones), όπου συµβαίνει σύγκλιση ωκεάνιας πλάκας µε

ηπειρωτική ή µε µία άλλη ωκεάνια (Σχήµα 6.1). Παρατηρούνται επίσης

σε περιοχές "Θερµών Κηλίδων" (Hot Spots), όπου διάπυρο υλικό από

τον κατώτερο µανδύα (κάτω από την ασθενόσφαιρα) υπερθερµαίνει την

υπερκείµενη λιθόσφαιρα και την "τρυπά", αναδυόµενο υπό µορφή

έκρηξης στην επιφάνεια της Γης. Τον τρόπο αυτό σχηµατισµού

ηφαιστείων θα δούµε αναλυτικά στο Κεφάλαιο 7.

Σχήµα 6.1 : Σχηµατισµός ηφαιστείων : α) Με τη βύθιση ωκεάνιας πλάκας (sub-

ducting plate) κάτω από ηπειρωτική (δεξιά) ή ελαφρύτερη ωκεάνια

πλάκα (αριστερά) και β) Από θερµές κηλίδες (Hot Spots) (κέντρο -

αριστερά).

96

Στη δεξιά πλευρά του Σχήµατος 6.1 παρατηρούµε ότι καθώς

βυθίζεται ο ωκεάνιος φλοιός κάτω από τον ηπειρωτικό, "παγιδεύεται"

µάγµα µεταξύ της ωκεάνιας και της ηπειρωτικής πλάκας. Η βυθιζόµενη

πλάκα ασκεί τεράστια πίεση στο παγιδευµένο µάγµα και το αναγκάζει να

κινηθεί βίαια προς τα πάνω, όπου αυτό βρίσκει διέξοδο στην επιφάνεια

της Γης και σπάζοντας τον ηπειρωτικό φλοιό, δηµιουργεί ένα ηφαίστειο.

Όπως µπορούµε να δούµε, το άκρο της βυθιζόµενης πλάκας καθώς

προχωράει προς τα κάτω αρχίζει να λιώνει µέσα στον µανδύα. Το "νέο"

πλέον καυτό µάγµα αναδύεται αργότερα στις µεσοωκεάνιες ράχες

αποµακρύνοντας εκατέρωθεν της κορυφογραµµής τις πλάκες και

δηµιουργώντας νέο φλοιό (κέντρο του Σχήµατος 6.1). Έτσι, έχουµε µία

συνεχή ανακύκλωση του φλοιού.

Στην αριστερή πλευρά του Σχήµατος 6.1 βλέπουµε το σχηµατισµό

των νησιωτικών τόξων (island arcs) (που µελετήσαµε στο Κεφάλαιο 5),

και το σχηµατισµό ηφαιστείων, στην περιοχή που βυθίζεται µία ωκεάνια

πλάκα κάτω από µία άλλη.

Τέλος, στο κέντρο και προς την αριστερή πλευρά του Σχήµατος

6.1 βλέπουµε το σχηµατισµό ηφαιστείου πάνω από µία Θερµή Κηλίδα

(Hot Spot).

♦ Αξίζει να αναφέρουµε ότι ο όρος "Volcano" προέρχεται από ένα µύθο

των Ρωµαίων, σύµφωνα µε τον οποίο ο Ήφαιστος, ο θεός της Φωτιάς και

σιδηρουργός των άλλων θεών, χρησιµοποιούσε για προσωπικό του

σιδηρουργείο το νησί Βουλκάνο (Vulcano).

6.2 Θέσεις Ηφαιστείων

Τα ηφαίστεια, λοιπόν, δεν τα συναντούµε σε τυχαίες θέσεις.

Αντίθετα, βρίσκονται συγκεντρωµένα στα όρια των λιθοσφαιρικών

πλακών, εκτός από τα Ηφαίστεια των Θερµών Κηλίδων, που βρίσκονται

στο εσωτερικό των πλακών, όπως για παράδειγµα της Χαβάης που

βρίσκονται στο κέντρο της Ειρηνικής πλάκας.

Σχεδόν όλα τα ενεργά ηφαίστεια (τα οποία αριθµούν περίπου τα

1.300) είναι κατανεµηµένα σε ζώνες. Μία από αυτές είναι η ζώνη του

Ειρηνικού Ωκεανού, που ονοµάζεται Πύρινη Ζώνη (Ring of Fire) και

φαίνεται στο Σχήµα 6.2.

97

Το συµπέρασµα, λοιπόν, που βγαίνει είναι ότι υπάρχει άµεση

σύνδεση ανάµεσα στις θέσεις των ηφαιστείων, τα όρια των

λιθοσφαιρικών πλακών και, φυσικά, τα επίκεντρα των σεισµών!

Σχήµα 6.2 : Παγκόσµιος Χάρτης µε τα ενεργά ηφαίστεια (κόκκινες κουκίδες), τα

όρια των λιθοσφαιρικών πλακών (µαύρη γραµµή) και την Πύρινη

Ζώνη (Ring of Fire) στον Ειρηνικό Ωκεανό.

6.2.1 Ηφαίστεια στην Ελλάδα

Ο ελλαδικός χώρος είναι µία περιοχή έντονης ηφαιστειακής

δραστηριότητας, αφού βρίσκεται στη ζώνη σύγκλισης της Αφρικανικής

µε την Ευρασιατική πλάκα. Συγκεκριµένα, ο χώρος του Αιγαίου

Πελάγους και των γειτονικών ακτών υπήρξε κατά το Τριτογενές και το

Τεταρτογενές (Κεφάλαιο 1) περιοχή έντονης ηφαιστειακής

δραστηριότητας, που συνεχίζεται µέχρι και τη σύγχρονη εποχή, µε ροές

λάβας και εκχύσεις δόµων (π.χ. στο Ηφαίστειο της Θήρας (Σαντορίνη)),

αλλά και µε µεταµαγµατικές δραστηριότητες, όπως είναι οι αναφύσεις

ατµού και άλλων αερίων (διοξείδιο του άνθρακα, υδρόθειο, κ.ά.).

Σήµερα, στον ελλαδικό χώρο, ενεργά ηφαίστεια (που

παρουσιάζουν κυρίως µεταµαγµατικές δραστηριότητες) απαντώνται κατά

µήκος του ηφαιστειακού τόξου του Νοτίου Αιγαίου, το οποίο φαίνεται

στο Σχήµα 8.3Α (Κεφάλαιο 8). Στο τόξο αυτό, στο οποίο παρατηρείται

σχετικά µεγάλος αριθµός ηφαιστειογενών σεισµών (κυρίως στην περιοχή

της Σαντορίνης), ανήκουν τα παρακάτω ηφαίστεια :

• Σουσάκι Κορινθίας (στο Νοµό Κορινθίας ΒΑ του Ισθµού κοντά στο

δυτικό τµήµα των νότιων ακτών του νοµού Αττικής), όπου εµφανίζεται

έντονη ατµιδική δράση (αναφύσεις ατµού και διοξειδίου του άνθρακα).

• Μέθανα, όπου βρίσκονται ιαµατικές πηγές και παρατηρούνται

αναφύσεις ατµού.

• Σαντορίνη. Η σηµερινή δραστηριότητα περιορίζεται στην ανάφυση

98

ατµού και στην ύπαρξη θερµών πηγών πλούσιων σε σιδηρούχα άλατα.

• Μήλος, όπου η σύγχρονη ηφαιστειακή δραστηριότητα περιορίζεται

σε αναφύσεις ατµού και θερµού αέρα καθώς και στην ύπαρξη θερµών

πηγών.

• Νίσυρος. Ολόκληρο το νησί είναι ένας ηφαιστειακός κώνος. Η πιο

πρόσφατη ενεργοποίηση του ηφαιστείου της Νισύρου έγινε το έτος 1956.

Στο Σχήµα 6.3 φαίνεται ένας από τους 5 κρατήρες της καλδέρας του

ηφαιστείου της Νισύρου. Τον ∆εκέµβριο του 2001 παρατηρήθηκε στην

καλδέρα του ηφαιστείου εµφανές ρήγµα µήκους 350 m, βάθους περίπου

50 m και πλάτους 2 m.

Εκτός, όµως, από το ηφαιστειακό τόξο του Νοτίου Αιγαίου, έντονη

ηφαιστειακή δραστηριότητα παρατηρήθηκε σε διάφορες γεωλογικές

περιόδους και σε άλλες περιοχές της Ελλάδας. Συγκεκριµένα, στην

περιοχή της Θράκης, στην περιοχή του Βορείου Αιγαίου (κυρίως στα

νησιά Σαµοθράκη, Λήµνο, Λέσβο και Άγιο Ευστράτιο), στην περιοχή της

Μακεδονίας (βόρεια της Έδεσσας), στην περιοχή του Νοτίου Αιγαίου

(εκτός από το ηφαιστειακό τόξο του Νοτίου Αιγαίου), στη Θεσσαλία

(όπου περιλαµβάνονται τα σβησµένα ηφαίστεια των Μικροθηβών, του

Αχιλλείου και του Πορφυρίωνα) και, τέλος, στην περιοχή του Κεντρικού

Αιγαίου (κυρίως στα νησιά Πάτµο, Κω, Σάµο και µερικά µικρά

ηφαιστειακά κέντρα της Χίου).

Σχήµα 6.3 : Ένας από τους 5 κρατήρες της καλδέρας του

ηφαιστείου της Νισύρου.

99

6.3 Ενεργά και σβησµένα ηφαίστεια

Υπάρχουν ηφαίστεια που είχαν έντονη δραστηριότητα στο

παρελθόν και στις µέρες µας είτε έχουν "σβήσει" τελείως είτε απλά

"κοιµούνται". Ανάλογα, λοιπόν, µε το αν ένα ηφαίστειο µπορεί να

εκραγεί ή όχι, διακρίνονται οι παρακάτω κατηγορίες :

Α) Ενεργό Ηφαίστειο (Active Volcano)

Είναι το ηφαίστειο που έχει ήδη εκραγεί πολλές φορές στο

παρελθόν ή µπορεί να ενεργοποιηθεί στο µέλλον. Υπάρχουν περίπου

1.300 χερσαία ηφαίστεια σ' όλον τον κόσµο, που θεωρούνται ενεργά,

δηλαδή µπορούν να εκραγούν κάθε στιγµή.

Υπάρχουν πολλά υποθαλάσσια ηφαίστεια, όπως αυτά του

συµπλέγµατος της Χαβάης, που κοχλάζουν διαρκώς και βγάζουν λάβα

και θερµά αέρια. Άλλα, πάλι, βρίσκονται σε ηρεµία για αιώνες και

εκρήγνυνται ξαφνικά και βίαια, όπως ο Βεζούβιος.

Β) Ανενεργό Ηφαίστειο

Είναι σβησµένο ηφαίστειο που ήταν κάποτε ενεργό, αλλά δεν

πρόκειται να εκραγεί ξανά. Τα ηφαίστεια Kauai, Oahu και Maui του

συµπλέγµατος των νησιών της Χαβάης αποτελούν ένα παράδειγµα

ανενεργών ηφαιστείων.

Γ) Κοιµισµένο Ηφαίστειο

Κοιµισµένο ονοµάζεται ένα ηφαίστειο για το οποίο οι επιστήµονες

πιστεύουν ότι µπορεί να εκραγεί ξανά επειδή ακόµα εκλύει ηφαιστειακά

αέρια. Το Ηφαίστειο της Σαντορίνης είναι ένα παράδειγµα από τον

ελλαδικό χώρο.

6.4 ∆οµή και χαρακτηριστικά ηφαιστείων Κατά την έκρηξη ενός µεγάλου ηφαιστείου τεράστιες ποσότητες

τηγµένων πετρωµάτων, διάπυρης τέφρας και θερµών αερίων

εκτινάσσονται στην επιφάνεια και διασκορπίζονται στην ατµόσφαιρα,

προκαλώντας καταστροφές σε µεγάλες αποστάσεις.

100

Ι) ∆οµή ενός ηφαιστείου

Το εσωτερικό ενός ηφαιστείου και τα υλικά που εκτινάσσονται

κατά τη διάρκεια µίας έκρηξής του φαίνονται στο Σχήµα 6.4. Βλέπουµε

ότι στη "ρίζα" του ηφαιστείου υπάρχει ο µαγµατικός θάλαµος, δηλαδή

µία δεξαµενή µάγµατος που βρίσκεται στο ανώτερο τµήµα του στερεού

φλοιού της Γης και τροφοδοτεί το ηφαίστειο δευτερογενώς. (Η

πρωτογενής εστία του µάγµατος βρίσκεται στα ανώτερα τµήµατα του

µανδύα.) Όλη η ποσότητα µάγµατος που ελευθερώνεται κατά την έκρηξη

πιστεύεται ότι συγκεντρώνεται σ' αυτόν τον υπόγειο θάλαµο.

Το χοανοειδές άνοιγµα στο ανώτερο άκρο του ηφαιστειακού πόρου

καλείται κρατήρας του ηφαιστείου. Ο κρατήρας βρίσκεται συνήθως

στην κορυφή ενός κωνικού υψώµατος, διαστάσεων λόφου ή ακόµη και

όρους, το οποίο ονοµάζεται ηφαιστειακός κώνος (dome). Ο κώνος

αυτός σχηµατίζεται από τη συσσώρευση στερεοποιηµένων ηφαιστειακών

αναβληµάτων κατά τη διάρκεια παλαιότερων διαδοχικών εκχύσεων του

ηφαιστείου.

Σχήµα 6.4 : Τοµή ενός ηφαιστείου

ΙΙ) Χαρακτηριστικά της έκρηξης ενός ηφαιστείου

Σε µία ηφαιστειακή έκρηξη εκτός από την εκτίναξη λάβας

παρατηρούνται και άλλα φαινόµενα, όπως η απελευθέρωση

ηφαιστειακών αερίων, η πυροκλαστική ροή, η εκτίναξη σύννεφου σκόνης

101

και σκωρίας, καθώς και λασπορροές (Σχήµα 6.4), τα οποία θα δούµε

αναλυτικά :

Α) Μάγµα και λάβα

Τα ηφαίστεια αποτελούν µία διέξοδο του µάγµατος στην επιφάνεια

της Γης µε τη µορφή λάβας. Ας δούµε, όµως, ποια είναι η διαφορά

µεταξύ µάγµατος και λάβας :

♦ Μάγµα (magma)

Το µάγµα προέρχεται από τον ανώτερο µανδύα και πρόκειται για

µία διάπυρη µάζα λιωµένων πετρωµάτων, που βρίσκονται σε στρώµατα

κάτω από τον γήινο φλοιό. Έχει ποικίλη σύσταση και η θερµοκρασία του

κυµαίνεται µεταξύ 800 °C και 1.500 °C.

♦ Λάβα (lava)

Όταν το διάπυρο µάγµα πλησιάζει στην επιφάνεια του στερεού

φλοιού και ρέει έξω από το ηφαίστειο λέγεται λάβα (διότι ορισµένα

συστατικά του µάγµατος καίγονται από το οξυγόνο της ατµόσφαιρας και

εποµένως αλλάζει η σύσταση του µάγµατος). Η θερµοκρασία της λάβας

κυµαίνεται µεταξύ 700 °C και 1.200 ° C.

Η λάβα διακρίνεται στους δύο παρακάτω τύπους :

• Σχοινόµορφη λάβα ή Παχόεχοε (Pahoehoe)

Πρόκειται για λάβα µε πτυχωµένη επιφάνεια. Είναι λεπτόρρευστη

και ψύχεται εξωτερικά, ενώ το εσωτερικό της παραµένει ρευστό. Όταν

αυτός ο λεπτός εξωτερικός φλοιός που σχηµατίζεται έχει πάχος 10 cm,

µπορούµε να περπατήσουµε πάνω σ' αυτόν. Επειδή το εσωτερικό είναι

ακόµη λιωµένο, καθώς ρέει, ρυτιδώνει τον εξωτερικό φλοιό. Η λάβα

Παχόεχοε είναι συχνό φαινόµενο στη Χαβάη.

• Αα (ή Αφρολιθική) λάβα (Aa)

Πρόκειται για βραδύρρευστη, κολλώδη, παχύρρευστη λάβα. Όταν

στερεοποιείται αποκτά µία τραχιά, οδοντωτή επιφάνεια. Βρίσκεται

κυρίως στη Χαβάη. Ο όρος αα είναι χαβανέζικος και χαρακτηρίζει

ακριβώς τον τύπο της λάβας που στερεοποιείται σε οδοντωτά τεµάχια.

Στο Σχήµα 6.5 φαίνεται η λάβα αα η οποία αναπτύσσεται πάνω

από την λάβα παχόεχοε κοντά στο ηφαίστειο Kilauea, στην Χαβάη.

102

Σχήµα 6.5 : Ροή λάβας αα πάνω σε λάβα παχόεχοε στην Χαβάη

Β) Ηφαιστειακά Αέρια (Volcanic Gas)

Κατά τη διάρκεια µίας ηφαιστειακής έκρηξης απελευθερώνονται

τα λεγόµενα ηφαιστειακά αέρια, καθώς πιέζονται από το µάγµα το

οποίο ανεβαίνει βίαια προς το εξωτερικό άκρο του ηφαιστείου.

Τα ηφαιστειακά αέρια αποτελούνται από υδρατµούς, διοξείδιο του

άνθρακα, µονοξείδιο του άνθρακα, υδρογόνο, άζωτο, αργό, διοξείδιο του

θείου, τριοξείδιο του θείου, θείο και χλώριο.

Γ) Πυροκλαστικά Υλικά

Όταν ένα ηφαίστειο εκρήγνυται βίαια και εκτινάσσει το

στερεοποιηµένο κάλυµµα του κρατήρα, διάπυρα θραύσµατα, καυτή

σποδός, ελαφρόπετρα και ηφαιστειακά αέρια, τα λεγόµενα

πυροκλαστικά υλικά διασκορπίζονται σε µεγάλη απόσταση. Η ροή

θερµής ηφαιστειακής στάχτης, σκουριάς και πυροκλαστικού υλικού

ονοµάζεται πυροκλαστική ροή (pyroclastic flow). Η ταχύτητα της

πυροκλαστικής ροής φτάνει τα 200 km την ώρα.

∆) Σύννεφα σκόνης

Τα σύννεφα σκόνης αποτελούνται από τέφρα και ηφαιστειακή

σποδό (στάχτη). Συγκεκριµένα :

103

• Τέφρα (Tephra)

Είναι πυροκλαστικό υλικό που εκτινάσσεται στον αέρα κατά την

ηφαιστειακή έκρηξη.

• Ηφαιστειακή σποδός (στάχτη) (Volcanic Ash)

Τέφρα µε µέγεθος µικρότερο από 2 mm.

Οι µεγάλες εκρήξεις δηµιουργούν τεράστια σύννεφα σκόνης

(τέφρα και σποδός) στην ατµόσφαιρα. Μεγάλο µέρος τους πέφτει σαν

βροχή καλύπτοντας σαν παχύ στρώµα µία ευρεία περιοχή.

Ε) Σκωρία (Scoria)

Πρόκειται για κυψελώδεις λίθους κρυσταλλωµένης λάβας που

εκτινάσσονται από ένα ηφαίστειο κατά τη διάρκεια της έκρηξης. Το

χρώµα της σκωρίας είναι σκούρο γκρι έως µαύρο και οφείλεται στον

σίδηρο που περιέχει.

ΣΤ) Λαχάρ (Lahar)

Τέλος, ένα χαρακτηριστικό των ηφαιστείων είναι η λάσπη : ένα

µείγµα νερού, τέφρας και ελαφρόπετρας µετατρέπεται γρήγορα σε

λάσπη που µπορεί να φθάσει πολύ µακριά (mud flow) σε µερικά λεπτά.

Ο όρος που χρησιµοποιείται για να περιγραφούν αυτές οι λασπορροές

είναι η Ινδονησιακή λέξη "λαχάρ".

6.5 Τύποι Ηφαιστείων Αν και η δοµή και τα χαρακτηριστικά των ηφαιστείων είναι γενικά

όµοια, υπάρχουν διάφοροι τύποι ηφαιστείων, οι πιο σηµαντικοί από τους

οποίους είναι οι ακόλουθοι :

Α) Ρωγµοειδές ή Γραµµικό Ηφαίστειο (Fissure Volcano)

Είναι µία µακριά ρωγµή στο φλοιό, απ' όλο το µήκος της οποίας

εκχύνεται λεπτόρρευστη λάβα και σχηµατίζει ένα υψίπεδο.

Β) Ασπιδικό ή Ασπιδωτό Ηφαίστειο (Shield Volcano)

Πλατύς αβαθής κώνος ηφαιστείου που σχηµατίζεται από ευκίνητη

λεπτόρρευστη λάβα. Έχει συνήθως αρκετούς πλευρικούς πόρους.

104

Γ) Στρωµατοηφαίστειο ή Στρωσιγενές Ηφαίστειο (Stratovolcano)

∆ηµιουργείται από κολλώδη λάβα. Αποτελείται από ρεύµατα

λάβας που εναλλάσσονται µε πυροκλαστικές αποθέσεις.

∆) Υποθαλάσσια Ηφαίστεια (Underwater Volcanoes)

Έχουν συνήθως σχήµα κανονικού κόλουρου κώνου και

αποτελούνται από ελαφρώς συγκολληµένο ηφαιστειακό υλικό. Όταν

συµβαίνουν πάρα πολλές αλλεπάλληλες εκρήξεις, µέσα σε µικρά χρονικά

διαστήµατα, τότε µπορεί να σχηµατιστεί ένα ηφαιστειακό νησί.

♦ Σε σβησµένα υποθαλάσσια ηφαίστεια (στις θερµές και αλµυρές

θάλασσες) είναι δυνατόν να αναπτυχθούν κοράλλια (µικροί θαλάσσιοι

οργανισµοί) και να δηµιουργηθούν τα ονοµαζόµενα κοραλλιογενή νησιά

ή ατόλες. Παράδειγµα κοραλλιογενών νησιών είναι οι Μαλβίδες στον

Ινδικό Ωκεανό.

Ε) Καλδέρες (Calderas)

Οι πολύ βίαιες ηφαιστειακές εκρήξεις (στα Στρωµατοηφαίστεια)

µπορεί να εκκενώσουν άµεσα ολόκληρο τον ηφαιστειακό πόρο και σε

µερικές περιπτώσεις ακόµη και το ανώτερο τµήµα του µαγµατικού

θαλάµου. Στην περίπτωση αυτή, το κεντρικό και αστήρικτο τµήµα του

ηφαιστείου καταρρέει και σχηµατίζονται κολοσσιαίοι κρατήρες, οι

καλδέρες. Στις καλδέρες συχνά σχηµατίζονται λίµνες (το νερό αυτών

των λιµνών προέρχεται είτε από τη βροχή είτε από υπόγειες υδάτινες

δεξαµενές που βρίσκονται κοντά στον ηφαιστειακό πόρο).

6.6 Θερµές Πηγές - Θερµοπίδακες - Ατµίδες - Λίµνες

Λάσπης Στην ευρύτερη περιοχή γύρω από ένα ηφαίστειο (εκτός από την

Καλδέρα που µπορεί να υπάρχει) απαντώνται Θερµές Πηγές,

Θερµοπίδακες (ή Γκέιζερ), Ατµίδες και Λίµνες λάσπης, τα οποία

αποτελούν γεωλογικά φαινόµενα συνδεόµενα µε τη δράση των

ηφαιστείων.

Α) Θερµές Πηγές (Hot Springs ή Thermal Springs)

Το µάγµα θερµαίνει το νερό που βρίσκεται στις ρωγµές των

105

πετρωµάτων και το νερό φθάνει στην επιφάνεια ως µία θερµή πηγή

(Σχήµα 6.6). Μία πηγή για να χαρακτηριστεί θερµή, πρέπει η

θερµοκρασία του νερού της να είναι µεγαλύτερη από τους 37 °C.

Το νερό των θερµών πηγών, λόγω της µεγάλης θερµοκρασίας του,

ευνοεί τη διάλυση αλάτων. Έτσι, ανάλογα µε τη χηµική σύσταση του

νερού που εκφορτίζουν, οι θερµές πηγές ταξινοµούνται σε θειούχες,

χλωριούχες, ανθρακούχες ή όξινες.

Στην Ελλάδα, σηµαντικές θερµές πηγές είναι η ηφαιστειακής

προέλευσης Πηγή Πολυχνίτου Λέσβου (87,6 °C - η θερµότερη της

Ευρώπης), οι πηγές Θερµοποτάµου (78,2 °C), Αιδηψού, Ικαρίας, κ.ά..

Σχήµα 6.6 : Θερµή πηγή και αναβαθµίδες

♦ Το θερµό νερό µέσα στο πέτρωµα µπορεί να διαλύει τα ορυκτά.

Καθώς, λοιπόν, το νερό κρυώνει, αποτίθενται κλιµακωτά γύρω από τη

διέξοδο διαδοχικές στρώσεις διαλυµένων ορυκτών, δηµιουργώντας έτσι

εκπληκτικές αναβαθµίδες. Μία θερµή πηγή σε µορφή αναβαθµίδων

φαίνεται στο Σχήµα 6.6 (πάνω δεξιά).

Β) Θερµοπίδακες ή Γκέιζερ (Geysers)

Πρόκειται για µία ρωγµή στο στερεό φλοιό απ' όπου περιοδικά

εκτοξεύονται καυτό νερό και ατµός (Σχήµα 6.7). Κάθε φορά που το νερό

βράζει, ένας πίδακας βραστού νερού εκτινάσσεται πολύ ψηλά.

Οι περισσότεροι από τους Γκέιζερ σ' όλο τον κόσµο βρίσκονται σε

τρεις µόνο περιοχές : στο Γελοουστόουν (ΗΠΑ), στην Ισλανδία και στη

Νέα Ζηλανδία. Ο ψηλότερος θερµοπίδακας είναι ο Στιµπόουτ του

Εθνικού Πάρκου Γελοουστόουν στο Ουαϊόµινγκ των ΗΠΑ, στον οποίο

το νερό που εκτοξεύεται µπορεί να φθάσει µέχρι και στα 115 m ύψος.

Ο όρος "Geyser" προέρχεται από τη λέξη "gaysir" που στα

Ισλανδικά σηµαίνει "αναβλύζουσα πηγή".

106

Σχήµα 6.7 : Θερµοπίδακας ή Γκέιζερ

Γ) Ατµίδες (Smokers)

Οι ατµίδες είναι ανοίγµατα στην επιφάνεια της Γης από τα οποία

εκλύονται αέρια. Εµφανίζονται σε γειτονικές περιοχές σβησµένων ή κατά

το στάδιο ηρεµίας ενεργών ηφαιστείων. Στα ατµιδικά φαινόµενα

ανήκουν, µε σειρά ελαττούµενης θερµοκρασίας : οι φουµαρόλες, οι

σολφατάρες και οι µοφέττες :

• Φουµαρόλες (Fumaroles) : Ο όρος "Fumarole" προέρχεται από τη

Λατινική λέξη "fumus" που σηµαίνει καπνός. Είναι ατµίδες µε ορισµένη

θερµοκρασία (ποικίλλει από 100 °C έως 900 °C) και σύσταση (ανάλογα

µε τη θερµοκρασία τους). Από τις φουµαρόλες εκτινάσσονται κυρίως

υδρατµοί, αλλά και όξινα αέρια, όπως διοξείδιο του άνθρακα και

υδρόθειο (Σχήµα 6.8).

Αξίζει να σηµειώσουµε ότι στη διάρκεια ξηρασίας οι θερµές πηγές

µετατρέπονται σε φουµαρόλες, που µε τη σειρά τους µετατρέπονται και

πάλι, στη διάρκεια υγρών εποχών, σε θερµοπηγές. Αυτές οι εποχικές

µεταβολές δείχνουν ότι τα νερά των θερµών πηγών προέρχονται από

υπόγειους υδροφόρους ορίζοντες που θερµαίνονται από τα αέρια του

µάγµατος.

107

Σχήµα 6.8 : Φουµαρόλη

• Σολφατάρες (Solfatara ή Sulphatara) ή Θειωνιές : Ο όρος

"Solfatara" προέρχεται από το ηφαίστειο Solfatara που βρίσκεται κοντά

στη Νάπολη της Ιταλίας (η Ιταλική λέξη "zolfo" σηµαίνει "θειάφι").

Είναι ατµίδες ανάλογες µε τις φουµαρόλες, αλλά εκτοξεύουν θερµούς

ατµούς και διάφορα θειούχα αέρια όπως διοξείδιο του θείου, τριοξείδιο

του θείου και υδρόθειο, ενώ η θερµοκρασία τους είναι περίπου

100 °C - 200 °C.

• Μοφέττες (Mofettes ή Moffettes) ή Ανθρακωνιές : Ο όρος

"Mofette" προέρχεται από τη Γερµανική λέξη "muff" που σηµαίνει "οσµή

µούχλας". Είναι ατµίδες από τις οποίες εκτοξεύονται κυρίως διοξείδιο

του άνθρακα, λίγο µεθάνιο και άλλοι υδρογονάνθρακες, καθώς και άζωτο

και οξυγόνο. Η θερµοκρασία τους είναι χαµηλότερη από 100 °C,

συνήθως 20 °C - 30 °C και η εµφάνισή τους σηµαδεύει το τελευταίο

στάδιο της ηφαιστειακής δράσης µίας περιοχής.

Στον ελλαδικό χώρο είναι γνωστές οι µοφέττες ή ανθρακωνιές του

Σουσακίου Κορινθίας.

∆) Λίµνες λάσπης (Mudpots)

Τα ηφαιστειακά αέρια διαλύουν τα πετρώµατα. Σωµατίδια

πετρωµάτων ανακατεύονται µε νερό για να σχηµατίσουν κοχλάζουσες

λίµνες λάσπης.

108

6.7 Ωφέλειες από τα ηφαίστεια

Οι περιοχές γύρω από τα ηφαίστεια είναι πολύ πλούσιες όσον

αφορά στην υδάτινη τροφοδοσία. Γενικά, οι ωφέλειες από τα ηφαίστεια

είναι αρκετά σηµαντικές και αφορούν κυρίως στην αξιοποίηση της

γεωθερµικής ενέργειας και των ιαµατικών πηγών.

Α) Γεωθερµική ενέργεια (Geothermal energy)

Η παραγόµενη θερµική ενέργεια που συνδέεται µε την

ηφαιστειότητα (δηλαδή τις γεωλογικές διεργασίες που έχουν σχέση µε τις

δραστηριότητες του µάγµατος και της λάβας) µπορεί να χρησιµοποιηθεί

από τον άνθρωπο. Η ενέργεια αυτή ονοµάζεται γεωθερµική και

πρόκειται για θερµική ενέργεια που προέρχεται από το εσωτερικό της

Γης και µεταδίδεται στην επιφάνεια µε τους φυσικούς ατµούς, τα θερµά

επιφανειακά ή υπόγεια νερά και τα θερµά ξηρά πετρώµατα.

Η γεωθερµική ενέργεια µπορεί να θεωρηθεί εκµεταλλεύσιµη µόνο

στις περιοχές όπου παρατηρείται γεωθερµική ανωµαλία, δηλαδή

περιοχές όπου η κατακόρυφη γεωθερµική βαθµίδα είναι πολλαπλάσια

της µέσης κανονικής. Οι θέσεις αυτές όπου παρατηρείται γεωθερµική

ανωµαλία ονοµάζονται γεωθερµικά πεδία.

Η γεωθερµική ενέργεια µπορεί να χρησιµοποιηθεί είτε άµεσα σαν

θερµική ενέργεια (π.χ. για σπίτια ή θερµοκήπια) είτε έµµεσα

µετασχηµατιζόµενη σε ηλεκτρική ενέργεια, όπως συµβαίνει στη Νέα

Ζηλανδία, την Ισλανδία, την Ιταλία και τις ΗΠΑ (Καλιφόρνια).

Γεωθερµικά πεδία υπάρχουν στη Μεσόγειο, την κεντρική και νότια

Αφρική, τη νότια Ασία, τις δυτικές ακτές του Ειρηνικού Ωκεανού, τις

δυτικές ΗΠΑ, τη Νέα Ζηλανδία, τη Νότια Αµερική, κλπ, στις περιοχές

δηλαδή όπου υπάρχει ηφαιστειακή δραστηριότητα.

♦ Γεωθερµική ενέργεια στην Ελλάδα

Ολόκληρος σχεδόν ο ελλαδικός χώρος αποτελεί µία γεωθερµική

περιοχή. Συγκεκριµένα, εκτεταµένα γεωθερµικά πεδία χαµηλής

ενθαλπίας εντοπίζονται κυρίως στη Μακεδονία, τη Θράκη και στον

ευρύτερο χώρο του Αιγαίου και δευτερευόντως στην Κρήτη και στο

µεγαλύτερο µέρος της ανατολικής Ελλάδας (βύθισµα Σπερχειού,

Ευβοϊκός, νότια Θεσσαλία).

Στη Μήλο, Νίσυρο, Κίµωλο, Σαντορίνη και Κω έχουν εντοπιστεί

σηµαντικά γεωθερµικά πεδία υψηλής ενθαλπίας, διότι είναι ηφαιστειακά

νησιά του ενεργού ηφαιστειακού τόξου του Νοτίου Αιγαίου (Σχήµα

8.3Α), το οποίο συνδέεται µε τη ζώνη σύγκλισης των λιθοσφαιρικών

109

πλακών της Αφρικής και της Ευρώπης (Κεφάλαιο 8). Τα γεωθερµικά

αυτά πεδία είναι εκµεταλλεύσιµα γιατί βρίσκονται σε βάθη που

προσφέρονται για οικονοµική αξιοποίηση.

Β) Ιαµατικές πηγές (Medical springs)

Η γεωθερµική ενέργεια γίνεται αντιληπτή στην επιφάνεια και στις

θέσεις όπου εµφανίζονται ιαµατικές πηγές. Οι ιαµατικές ή µεταλλικές

πηγές (Mineral springs) είναι πηγές µε θεραπευτικές ιδιότητες, το νερό

των οποίων χαρακτηρίζεται από αυξηµένη περιεκτικότητα (πάνω από

1 gr/lt) σε διαλυµένα άλατα ή αέρια.

♦ Ιαµατικές πηγές στην Ελλάδα

Η ύπαρξη και η γεωγραφική κατανοµή των ιαµατικών πηγών στον

ελλαδικό χώρο συνδέονται µε την έντονη τεκτονική δραστηριότητά του.

Έτσι, οι θερµές ιαµατικές πηγές της Ελλάδας εµφανίζονται σε τρεις

ευρύτερες ζώνες : (1) στο ηφαιστειακό τόξο του Νοτίου Αιγαίου

(Σχήµα 8.3Α, Κεφάλαιο 8), (2) στην ηφαιστειακή περιοχή του Βορείου

Αιγαίου, από το τεκτονικό βύθισµα του Αξιού ως τα σβησµένα Τριτογενή

ηφαίστεια της Σαµοθράκης, της Λίµνου και της Λέσβου και (3) στο

τεκτονικό βύθισµα του Μαλιακού Κόλπου και της κοιλάδας του

Σπερχειού.

Οι µεταλλικές πηγές στην Ελλάδα ξεπερνούν τις 750 και ποικίλλουν

ως προς τη θερµοκρασία και τη χηµική τους σύσταση. Οι κύριες

ιαµατικές πηγές και λουτροπόλεις στην Ελλάδα είναι :

• Αιδηψός (στη βορειδυτική ακτή της Εύβοιας)

• Βουλιαγµένη (Ιαµατική Λίµνη της Βουλιαγµένης, 25 km νότια της

Αθήνας)

• Ελευθέρες (στο όρος Παγγαίο, 71 km Ν∆ της Καβάλας)

• Θερµοπύλες (ΝΑ της Λαµίας)

• Ικαρία (ΒΑ Αιγαίο)

• Καϊάφας (στην Πελλοπόνησο)

• Καλλιθέα Ρόδου (10 km Ν της πόλης της Ρόδου)

• Καµένα Βούρλα (38 km ΝΑ της Λαµίας)

• Κύθνος

• Κυλλήνη

• Λαγκαδάς

• Λέσβος (ΒΑ Αιγαίο)

• Λουτράκι

110

• Μέθανα (στα ΝΑ της οµώνυµης χερσονήσου)

• Νέα Απολλωνία (κοντά στη Λίµνη Βόλβη, 52 km Α της

Θεσσαλονίκης)

• Νιγρίτας (κοντά στην οµώνυµη πόλη)

• Πλατύστοµο (στην κοιλάδα του Σπερχειού)

• Σµόκοβο (σε χαράδρα στα Άγραφα)

• Υπάτη (αναβλύζει από µία φυσική ρωγµή του εδάφους, 19 km Ν∆ της

Λαµίας).

Γ) Οικοδοµικά υλικά

Εκτός, όµως, από την προσφορά νερού και ενέργειας, τα ηφαίστεια

παρέχουν και άλλες ωφέλειες στους ανθρώπους : για παράδειγµα, η λάβα

και η σποδός είναι επίσης χρήσιµες για τον άνθρωπο καθώς είναι

εξαιρετικά οικοδοµικά υλικά!

∆) Εύφορα εδάφη

Τέλος, τα εδάφη κοντά στα ηφαίστεια είναι πολύ εύφορα και

προσφέρονται για καλλιέργεια. Παράδειγµα στον ελλαδικό χώρο

αποτελεί η φηµισµένη φάβα Σαντορίνης.

6.8 Κίνδυνοι από τα ηφαίστεια (Volcano Hazards) Όταν ακούµε ή διαβάζουµε για µία ηφαιστειακή έκρηξη, η πρώτη

σκέψη που περνάει από το µυαλό µας είναι οι υλικές καταστροφές ή

ακόµη και τα ανθρώπινα θύµατα από αυτό το φυσικό φαινόµενο.

• Ο πιο σηµαντικός, φυσικά, κίνδυνος από ένα ηφαίστειο που

εκρήγνυται είναι η ροή της λάβας, η οποία εξαιτίας της πολύ υψηλής

θερµοκρασίας της καίει ακαριαία ό,τι ακουµπήσει.

• Και ο ρόλος της τέφρας, όµως, δεν είναι λιγότερο καταστροφικός :

η επικάλυψη των γεωργικών περιοχών, η πυρπόληση των δασών, η

κατάρρευση των κτιρίων κάτω από το βάρος της τέφρας είναι µερικές

από τις καταστροφές εξαιτίας της εκτίναξης της τέφρας.

• Ακόµη και τα ηφαιστειακά αέρια παρουσιάζουν µερικές φορές

κινδύνους, εξαιτίας της τοξικότητάς τους, για τη βλάστηση και τα ζώα.

• Τέλος, µην ξεχνάµε τις καταστροφικές λασπορροές. Μπορούν σε

µερικά λεπτά να καλύψουν τεράστιες εκτάσεις και, στο πέρασµά τους, να

καταστρέψουν κτίρια, καλλιέργειες, να παρασύρουν ανθρώπους.

111

6.9 Ιστορικές εκρήξεις - Γνωστά ηφαίστεια

Ένας τρόπος για να συγκριθεί το µέγεθος των διαφορετικών

εκρήξεων είναι να µετρήσουµε το ποσό τη τέφρας που ελευθερώθηκε

κατά τη διάρκεια της έκρηξης. Επίσης, µπορεί να µετρηθεί το ύψος του

νέφους σκόνης και οι καταστροφές της έκρηξης.

Έτσι, στον παρακάτω πίνακα, ο οποίος βαθµολογεί τις εκρήξεις

από το 0 έως το 8, φαίνονται οι µεγαλύτερες µέχρι τώρα ηφαιστειακές

εκρήξεις. Κάθε έκρηξη βαθµού µεγαλύτερου του 5 είναι πολύ µεγάλη και

βίαιη. Στην τελευταία σειρά του πίνακα βρίσκεται η πιο πρόσφατη βίαιη

έκρηξη : αυτή του ηφαιστείου Σεντ Χέλενς (ΗΠΑ - Καλιφόρνια) που

σηµειώθηκε το 1980.

ΟΙ ΜΕΓΑΛΥΤΕΡΕΣ ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΕΣ ΕΚΡΗΞΕΙΣ

ΗΦΑΙΣΤΕΙΟ ΧΡΟΝΟΛΟΓΙΑ ΒΑΘΜΟΣ ΕΚΡΗΞΗΣ

Κράτερ Λέικ, Όρεγκον, ΗΠΑ 4895 π.Χ. 7

Τοβάντα, Χόνσου, Ιαπωνία 915 5

Οραϊβαγιέκιουλ, Ισλανδία 1362 6

Τάµπορα, Ινδονησία 1815 7

Κρακατόα, Ινδονησία 1883 6

Σάντα Μαρία, Γουατεµάλα 1902 6

Κατµάι, ΗΠΑ 1912 6

Αγία Ελένη, ΗΠΑ 1980 5

Ηφαίστεια όπως αυτό της Σαντορίνης ή το Fujiyama έδωσαν στο

παρελθόν εντυπωσιακές εκρήξεις. Άλλα, όπως η Αίτνα ή το Hekla

εκρήγνυνται κατά περιόδους προκαλώντας µεγάλες καταστροφές.

Παρακάτω θα γίνει µία αναφορά σε ιστορικές εκρήξεις και ορισµένα

γνωστά ηφαίστεια.

Α) Σαντορίνη

Το Ηφαίστειο της Σαντορίνης ανήκει, όπως είδαµε στην

Παράγραφο 6.2.1, στο ηφαιστειακό τόξο του Νοτίου Αιγαίου. Είναι ένα

"κοιµισµένο" ηφαίστειο, όπως φανερώνουν οι κατά περιόδους εκχύσεις

λάβας, µε αποτέλεσµα τον σχηµατισµό νέων µικρών νησιών στο

εσωτερικό της Καλδέρας του ηφαιστείου.

Η καλδέρα του είναι µία από τις µεγαλύτερες και επιβλητικότερες

στον κόσµο. Σχηµατίστηκε µετά την Μινωική έκρηξη που έγινε περίπου

το 1600 π.Χ.. Η ηφαιστειακή σποδός που εκτινάχτηκε κατά την έκρηξη

διασκορπίστηκε σε πολύ µεγάλη απόσταση και έφθασε µέχρι τις

γειτονικές παράκτιες περιοχές της ανατολικής Μεσογείου

112

(Γαλανόπουλος 1958 και 1960). Μετά το σχηµατισµό της καλδέρας

σταµάτησε κάθε ηφαιστειακή δραστηριότητα για 1.500 περίπου χρόνια.

Η πιο πρόσφατη δράση του Ηφαιστείου της Σαντορίνης άρχισε το

1950. Έκτοτε βρίσκεται σε ηρεµία, αλλά στην περιοχή των Νέων

Καµένων (νησίδα που βρίσκεται µέσα στην περιοχή της καλδέρας)

αναδύονται διοξείδιο του άνθρακα, διοξείδιο του θείου, υδρόθειο και

αέρια. Το γεγονός αυτό υποδηλώνει ότι το ηφαίστειο, αν και προσωρινά

"κοιµισµένο", παραµένει πάντα ενεργό.

Β) Βεζούβιος

Είναι ένα ενεργό ηφαίστειο που υψώνεται πάνω από τον Κόλπο

της Νάπολης, στην πεδιάδα της Καµπανίας στη Νότια Ιταλία. Παρ' όλο

που είναι σχετικά νεαρό ηφαίστειο, ο Βεζούβιος βρισκόταν σε ηρεµία επί

αιώνες πριν από τη µεγάλη έκρηξη του 79 µ.Χ., η οποία κατέστρεψε τις

πόλεις Ποµπηία, Στράβιαι και Ηράκλεια.

Ο Βεζούβιος πρωτοσχηµατίστηκε, πιθανώς κατά την Πλειστόκαινη

Εποχή (Παράγραφος 1.4), κάπου λιγότερο από 1.800.000 χρόνια πριν. Η

τελευταία έκρηξη έγινε το 1944. Στο Σχήµα 6.9 βλέπουµε τον Βεζούβιο

από τον αρχαιολογικό χώρο της Ποµπηίας.

Σχήµα 6.9 : Ο Βεζούβιος όπως φαίνεται από

τον αρχαιολογικό χώρο της Πο-

µπηίας

Στον αρχαιολογικό χώρο της Ποµπηίας, µίας από τις πόλεις που

κατάστρεψε η έκρηξη του Βεζούβιου το 79 µ.Χ., υπάρχουν τα "πτώµατα

της Ποµπηίας". Πολλοί από τους κατοίκους της πόλης αυτής πέθαναν

από ασφυξία από τα τοξικά ηφαιστειακά αέρια. Τα πτώµατα των

ανθρώπων καλύφθηκαν από λάβα και έλιωσαν εξαιτίας της πολύ υψηλής

της θερµοκρασίας. Έτσι, έµεινε η στερεοποιηµένη λάβα, σαν ένα

"εκµαγείο" των σωµάτων αυτών. Στο "εκµαγείο" αυτό οι ειδικοί τεχνίτες

113

παροχέτευσαν υγρό γύψο που γέµισε το κενό. Στη συνέχεια, έσπασαν τη

στερεοποιηµένη λάβα και σχηµάτισαν έτσι πιστά οµοιώµατα των νεκρών

ατόµων. Η µέθοδος αυτή της αναπαραγωγής σωµάτων, αλλά και ξύλινων

αντικειµένων ή τροφών, εφευρέθηκε από τον Τζουζέπε Φιορέλι

(G. Fiorelli) το 1864.

Γ) Αίτνα

Ενεργό ηφαίστειο στην ανατολική ακτή της Σικελίας. Τα

γεωλογικά χαρακτηριστικά της δείχνουν ότι η Αίτνα ήταν σε ενέργεια

από το τέλος της Τριτογενούς Περιόδου (Κεφάλαιο 1), δηλαδή πριν από

2.000.000 χρόνια περίπου. Η βιαιότερη από τις ιστορικές εκρήξεις

σηµειώθηκε το 1669 (11 Μαρτίου - 15 Ιουλίου) όταν ξεχύθηκαν κάπου

830.000.000 κυβικά µέτρα λάβας. Στο Σχήµα 6.10 φαίνονται οι πρόποδες

της χιονισµένης Αίτνας.

Πρέπει να σηµειώσουµε ότι µία εντυπωσιακή έκρηξη της Αίτνας

έγινε το Μάιο του 2000. Την ίδια περίοδο σηµειώθηκαν και διαδοχικοί

σεισµοί στα όρια της σύγκλισης της Αφρικανικής µε την Ευρασιατική

Πλάκα. Η Αίτνα βρίσκεται ακριβώς στην ζώνη σύγκλισης των δύο αυτών

πλακών.

Η Αίτνα δραστηριοποιήθηκε τελευταία φορά το καλοκαίρι του

2001, οπότε και σηµειώθηκε µία σειρά από εξαιρετικά καταστροφικές

εκρήξεις.

Σχήµα 6.10 : Οι πρόποδες της Αίτνας

∆) Fujiyama

Το ψηλότερο όρος της Ιαπωνίας (3.776 m), το οποίο βρίσκεται

κοντά στις ακτές του Ειρηνικού Ωκεανού, στο κεντρικό τµήµα της νήσου

Χόνσου. Πρόκειται για ένα ανενεργό ηφαίστειο. Εξερράγει για τελευταία

φορά το 1707. Η ονοµασία του σηµαίνει "Αιώνια Ζωή". Το όρος Fuji

(Φούτζι) θεωρείται ιερό και αποτελεί το σύµβολο της Ιαπωνίας. Στην

κορυφή του, µάλιστα, βρίσκεται ένα ιερό. Στο Σχήµα 6.11 φαίνεται το

114

όρος Fuji.

Σχήµα 6.11 : Το όρος Fuji

Ε) Το Ηφαίστειο Σεντ Χέλενς (St Helens Volcano)

Το ηφαίστειο Σεντ Χέλενς (ή ηφαίστειο της Αγίας Ελένης) ανήκει

στην οροσειρά Κασκέιντ (Cascade Range) που βρίσκεται στις δυτικές

ΗΠΑ. Η έκρηξη που συνέβη στις 18 Μαΐου 1980, µετά από 123 χρόνια

ηρεµίας, ήταν 500 φορές δυνατότερη από εκείνη της Χιροσίµα. Εκείνη

την ηµέρα, το ηφαίστειο αυτό, το οποίο είναι και το πιο δραστήριο

ηφαίστειο στις βορειοδυτικές ΗΠΑ, αυτοκαταστράφηκε, προκαλώντας τη

µεγαλύτερη κατολίσθηση της ιστορίας, και η κορυφή του έχασε 400 m

ύψος.

Η καταστροφή του 1980 απλώθηκε σαν βεντάλια σε ακτίνα 25 km

από το ηφαίστειο προς τα βόρεια, δυτικά και ανατολικά, ενώ η σποδός

έφτασε σε ύψος 18 km.

Ένα µήνα πριν την έκρηξη, υδρατµοί έκρυβαν την κωνική κορυφή,

σηµάδι ότι το ηφαίστειο είχε ενεργοποιηθεί. Το ανερχόµενο µάγµα πίεσε

τη βόρεια πλαγιά και προκάλεσε κατολίσθηση, που (όπως είπαµε)

αφαίρεσε 400 m απ' την κορυφή.

Το καυτό νέφος αερίων, πετρωµάτων και τέφρας ισοπέδωσε

600 τετραγωνικά χιλιόµετρα δάσους. Το ανοιξιάτικο χιόνι που κάλυπτε

την περιοχή προστάτεψε βλαστούς, σπόρους και ζώα σε χειµερία νάρκη

και πυροδότησε την αναγέννηση του φυτικού και ζωικού κόσµου της.

ΣΤ) Hekla

Το ηφαίστειο αυτό (Σχήµα 6.12) είναι ένα από τα κυριότερα και τα

πιο δραστήρια ηφαίστεια της Ισλανδίας. Βρίσκεται στο νότιο άκρο της

ανατολικής ρηξιγενούς ζώνης της χώρας. Αριθµεί γύρω στις 167 εκρήξεις

115

από το 1104 µ.Χ..

Σχήµα 6.12 : Το ηφαίστειο Hekla

♦ Η Ισλανδία δεν είναι τίποτε άλλο από την επιφανειακή εκδήλωση

της Μεσο-Ατλαντικής Ράχης, στον Βόρειο Ατλαντικό Ωκεανό. Το µισό

τµήµα της Ισλανδίας βρίσκεται, δηλαδή, στη Βόρεια Αµερικανική πλάκα

και το υπόλοιπο µισό στην Ευρασιατική. Εκεί συναντάµε µεγάλο αριθµό

ηφαιστείων, καθώς και θερµές πηγές, γκέιζερ και ατµίδες (Παράγραφος

6.6).

116

ΜΗΧΑΝΙΣΜΟΣ

ΚΙΝΗΣΗΣ ΤΩΝ

ΛΙΘΟΣΦΑΙΡΙΚΩΝ

ΠΛΑΚΩΝ

117

7.1 Εισαγωγή

Μετά την διεξοδική µελέτη των πλακών και των κινήσεών τους

κρίνεται αναγκαίο να στρέψουµε το ενδιαφέρον µας στις προσπάθειες

που έχουν γίνει για να εξηγηθούν οι κινήσεις αυτές. Θα εξετάσουµε

επίσης πως οι προτεινόµενες θεωρίες ερµηνεύουν και κάποια άλλα

φαινόµενα όπως π.χ. αυτό των θερµών κηλίδων.

Θεωρώντας γνωστή τη δοµή της Γης, θα πρέπει να τονίσουµε πως

όλες οι υποθέσεις που θα αναφέρουµε ξεκινούν µε την βασική αρχή πως

η µετάδοση θερµότητας από τον πυρήνα προς την επιφάνεια της Γης

δηµιουργεί ρεύµατα µεταφοράς θερµότητας στον µανδύα πάνω στον

οποίο «επιπλέουν» οι λιθοσφαιρικές πλάκες. Προφανώς η φύση των

ρευµάτων αυτών θα καθορίζει και την κίνηση των λιθοσφαιρικών

πλακών. Θα µελετήσουµε τους µηχανισµούς θέρµανσης της Γης, τα

ρεύµατα µεταφοράς θερµότητας και τα θεωρητικά µοντέλα που εξηγούν

τις κινήσεις των πλακών.

7.2 Μηχανισµοί Θέρµανσης του εσωτερικού της Γης

Υπάρχουν δύο εκδοχές για τον µηχανισµό θέρµανσης του

εσωτερικού της Γης. Η πρώτη υποστηρίζει ότι η θερµότητα προήλθε από

την βαρυτική κατάρρευση της Γης κατά τον σχηµατισµό της. Σύµφωνα

µε τη θεωρία αυτή το αρχικό σύννεφο σκόνης (νεφέλωµα) κατέρρευσε

βαρυτικά και σχηµάτισε τη Γη άλλα κατά τη διάρκεια της κατάρρευσης

η θερµοκρασία του πυρήνα διαρκώς αυξανόταν µε αποτέλεσµα να έχει

µια τόσο µεγάλη θερµοκρασία ακόµη και σήµερα. Η δεύτερη θεωρεί

πως το εσωτερικό της Γης θερµαίνεται από την ενέργεια που εκλύεται

κατά την διάσπαση των ραδιενεργών στοιχείων, που υπάρχουν σε

υπολογίσιµη ποσότητα στον πυρήνα.

7.3 Ρεύµατα Μεταφοράς Θερµότητας

Ουσιαστικά η εξήγηση της κίνησης των λιθοσφαιρικών πλακών

ανάγεται στο πρόβληµα του τρόπου διάδοσης θερµότητας. Θα

θεωρήσουµε το απλούστερο δυνατό σύστηµα : µια κατσαρόλα µε νερό

που θερµαίνεται από το κάτω µέρος. Το νερό στον πυθµένα θερµαίνεται,

διαστέλλεται, γίνεται ελαφρύτερο και ανεβαίνει στην επιφάνεια όπου

118

ψύχεται. Στη συνέχεια σαν βαρύτερο κατέρχεται πάλι στον πυθµένα

δηµιουργώντας έτσι ρεύµατα µεταφοράς.

7.4 Κριτήριο του Rayleigh

Ο L. Rayleigh σηµείωσε τα ρεύµατα µεταφοράς εµφανίζονται

όταν το διαθέσιµο ποσό της θερµότητας είναι πολύ µεγάλο για να

απαχθεί µε κανονική αγωγή θερµότητας. Στα υγρά µε µικρή πυκνότητα

η εµφάνιση των ρευµάτων είναι άµεση και εύκολη ενώ στα υγρά µε

µεγάλη πυκνότητα είναι δυσκολότερη. Απλούστερα η αύξηση της

πυκνότητας περιορίζει την εµφάνιση των ρευµάτων αυτών.

Λαµβάνοντας αυτούς τους παράγοντες υπ' όψιν του ο Rayleigh

διατύπωσε την αναγκαία θεωρητική συνθήκη για την εµφάνιση των

ρευµάτων µεταφοράς. Κατ' αρχήν, όρισε έναν αδιάστατο αριθµό R, ο

οποίος όταν ξεπερνά µια κρίσιµη τιµή (critical Rayleigh number) σε ένα

υγρό τότε εµφανίζονται ρεύµατα µεταφοράς. Η τιµή αυτή είναι πρακτικά

περίπου ίση µε το 1.000 και αν το υγρό έχει R<1.000 τότε δεν έχουµε

εµφάνιση ρευµάτων.

Το R ορίζεται από τη σχέση:

R = (αβgh4) / kn

όπου

• α: ο συντελεστής θερµικής διαστολής

• β: η βαθµίδα της θερµοκρασίας, δηλαδή ο ρυθµός αύξη -

σης της θερµοκρασίας µε το βάθος

• g: η ένταση του πεδίου βαρύτητας της Γης

• k: η θερµική αγωγιµότητα

• n: η πυκνότητα του υγρού

• h: η απόσταση του πυθµένα από την επιφάνεια, δηλαδή

το πάχος του υγρού.

Η παραπάνω θεώρηση δεν λαµβάνει υπ' όψιν της την επιφανειακή

τάση του υγρού και για αυτό εφαρµόζεται µόνο σε περιπτώσεις που το

υγρό έχει σχετικά µεγάλο πάχος. Το αστείο της υπόθεσης είναι πως ο

Rayleigh εργάστηκε στο πρόβληµα µε αφορµή τα πειράµατα ενός

Γάλλου επιστήµονα ονόµατι H. Bénard ο οποίος όµως µελετούσε πολύ

λεπτά στρώµατα υγρών στα οποία η επιφανειακή τάση ασκεί µεγάλη

επίδραση στο αποτέλεσµα του πειράµατος. Τελικά, ο Rayleigh έλυσε

άλλο πρόβληµα από αυτό που είχε ξεκινήσει!

119

7.5 Ρεύµατα Μεταφοράς στον Μανδύα

Για να εξετάσουµε την πιθανότητα εµφάνισης ρευµάτων

µεταφοράς θερµότητας στον µανδύα της Γης, πρωταρχικά θα πρέπει να

διαπιστώσουµε αν η θεωρία του Rayleigh µπορεί να εφαρµοστεί σε

αυτόν.

Καταρχήν ο νόµος του Rayleigh αναφέρεται σε υγρά. Από τη

διάδοση όµως των σεισµικών κυµάτων, καθώς και από παρατηρήσεις

που έχουν κάνει οι ειδικοί ηφαιστειολόγοι στο µάγµα που εξέρχεται από

διάφορα ηφαίστεια, συνάγουµε το συµπέρασµα ότι ο µανδύας είναι

παχύρευστος. Το µάγµα είναι η µόνη άµεση παρατήρηση του

εσωτερικού της Γης και από την µελέτη του τελευταίου σε συνδυασµό

και µε κάποιες άλλες µεθόδους βρέθηκαν τα εξής για το µανδύα:

1. Παρουσιάζει µεταβολή στην πυκνότητα µε το βάθος.

2. Παρουσιάζονται εµφανείς τοπικές ανωµαλίες στην σύστασή του.

3. ∆ύναται να µην είναι Νευτώνειο Υγρό. (Οι εξισώσεις της

Ρευστοµηχανικής που θα χρησιµοποιήσουµε για να

προσδιορίσουµε τη µορφή των ρευµάτων µπορεί να µην ισχύουν.)

Λαµβάνοντας όλους αυτούς τους παράγοντες υπ' όψιν βρίσκουµε

ότι για τον µανδύα η τιµή του R κυµαίνεται από 106 ως 10

8, τιµή η οποία

διαφέρει κατά τάξεις µεγέθους από τον κρίσιµο αριθµό Rayleigh (103).

Τελικά, ο µανδύας φαίνεται να ικανοποιεί τις απαραίτητες προϋποθέσεις

για την εµφάνιση των ρευµάτων µεταφοράς, παραβλέποντας όµως τόσο

τις παραπάνω αδυναµίες, όσο και το γεγονός ότι δεν έχουµε πολύ καλές

µελέτες για υγρά µε τόσο µεγάλη τιµή του R.

7.6 Μοντέλα για τις κινήσεις των λιθοσφαιρικών πλακών

Θα ξεκινήσουµε µε το µοντέλο του Arthur Holmes που

παρουσιάστηκε το 1928. Κατόπιν, θα αναφερθούµε σε αυτό του

S. Chandrasekhar, του S.K. Runcorn και θα καταλήξουµε στο µοντέλο

που έχει προταθεί από τον Seiya Uyeda, το οποίο θεωρείται καθολικά

αποδεκτό σήµερα. Αξίζει να αναφέρουµε το γεγονός πως τα δύο πρώτα

µοντέλα είναι καθαρά θεωρητικά, δηλαδή δεν είχαν τεκµηριωθεί από

µετρήσεις. Στην περίπτωση δε του τρίτου υπήρξαν κάποιες µετρήσεις οι

οποίες δεν διευκόλυναν την κατάσταση.

120

7.6.1 Μοντέλο του Arthur Holmes

Στο µοντέλο αυτό ο πυρήνας θεωρείται στερεός, ο µανδύας υγρός

και ο φλοιός στερεός και χωρισµένος σε λιθοσφαιρικές πλάκες.

∆ηµιουργούνται ρεύµατα µεταφοράς που είναι ανοδικά στον Ισηµερινό

και καθοδικά στους πόλους, όπως φαίνεται και στο Σχήµα 7.1.

Σχήµα 7.1 : Μοντέλο του Holmes, όπου διακρίνονται τα ανοδικά

ρεύµατα στον Ισηµερινό και τα καθοδικά ρεύµατα

στους πόλους.

Οι λιθοσφαιρικές πλάκες κινούνται λόγω των θερµικών αυτών

ρευµάτων για τα οποία όµως δεν έχει προταθεί ακριβής περιγραφή ως

προς τον αριθµό και το µέγεθός τους. Ουσιαστικά, ο τρόπος κίνησης των

πλακών προσοµοιώνεται µε εκείνη ενός µικρού φελλού που επιπλέει

στην επιφάνεια δοχείου µε υγρό που βράζει όπως φαίνεται στο

Σχήµα 7.2.

121

Σχήµα 7.2 : Στο δεξί τµήµα απεικονίζεται η κίνηση του φελλού, ενώ στο αρι -

στερό τµήµα προσοµειώνεται η αντίστοιχη κίνηση των πλακών.

Ο ίδιος ο Holmes είχε δηλώσει για το µοντέλο του ότι

κατασκευάστηκε µε βάση καθαρά υποθετικές ιδέες που δεν έχουν καµία

επιστηµονική αξία µέχρις ότου να υποστηριχθούν από ανεξάρτητα

στοιχεία. Αν και σήµερα έχουν προταθεί σχετικά τεκµηριωµένοι

µηχανισµοί οδήγησης των πλακών πολλοί ακολουθούν το µοντέλο αυτό

το οποίο προφανώς είναι παρά πολύ γενικό.

7.6.2 Μοντέλο του Chandrasekhar

Το µοντέλο του Chandrasekhar αφορά κυρίως τα ρεύµατα

µεταφοράς και αποτελεί προέκταση της θεωρίας του Rayleigh. Θεωρεί

τον πυρήνα της Γης σφαιρικό στερεό σώµα µεταβλητής ακτίνας. Το

αποτέλεσµα στο οποίο κατέληξε είναι πως υπάρχουν ρεύµατα

µεταφοράς όταν ο πυρήνας είναι σχετικά µικρός. Όταν ο πυρήνας

µεγαλώνει, το µέγεθος των ρευµάτων αυτών (λέγονται και κύτταρα)

µειώνεται. Στο Σχήµα 7.3 φαίνεται ακριβώς αυτή η διαδικασία.

122

Σχήµα 7.3 : Μοντέλο του Chandrasekhar, όπου ανάλογα µε το µέγεθος του πυρήνα

εµφανίζονται και τα αντίστοιχα ρεύµατα µεταφοράς. Από αριστερά προς

τα δεξιά έχουµε αύξηση του µεγέθους του πυρήνα.

7.6.3 Μοντέλο του Runcorn

Ο S.K. Runcorn αποδέχτηκε πλήρως την πιο πάνω θεωρία και το

1965 τη χρησιµοποίησε για να εξηγήσει τον τρόπο δηµιουργίας της

µεσοωκεάνιας ράχης (Σχήµα 7.4).

Σχήµα 7.4 : Μεσοωκεάνιες ράχες και ρεύµατα µεταφοράς θερµότητας στο µανδύα.

Πρότεινε πως κάποια εποχή οι ήπειροι «επέπλεαν» πάνω σε

µεγάλα ρεύµατα µεταφοράς τα οποία είχαν τη φορά των καµπύλων

βελών του Σχήµατος 7.4. Σε συγκεκριµένες περιόδους της ιστορίας της

Γης το µέγεθος του πυρήνα άλλαξε µε αποτέλεσµα, σύµφωνα και µε τη

θεωρία του Chandrasekhar, να υπάρξουν αλλαγές και στα ρεύµατα

123

µεταφοράς. Αυτές οι αλλαγές προκάλεσαν αστάθεια και στις

λιθοσφαιρικές πλάκες οι οποίες άρχισαν να κινούνται και να

αποχωρίζονται. Η αποµάκρυνση αυτή των πλακών αφήνει µια δίοδο στο

µάγµα του µανδύα που ανεχόµενο µε ήπιο τρόπο στην επιφάνεια,

ψύχεται και δηµιουργεί τις µεσοωκεάνιες ράχες. Προφανώς, οι

µεταβολές αυτές έγιναν σε κλίµακα γεωλογικού χρόνου (Παράγραφος

1.4). Το συγκεκριµένο µοντέλο αντιµετώπισε σκληρή κριτική αφού η

πραγµατική κατάσταση που επικρατεί στο εσωτερικό της Γης απέχει

πολύ από το µοντέλο του Chandrasekhar και αφού η πυκνότητα στον

µανδύα παρουσιάζει διακυµάνσεις. Συνοπτικά µπορούµε να

επισηµάνουµε τα εξής:

Πλεονεκτήµατα του µοντέλου:

1. Απλές εξισώσεις και γρήγορη λύση τους.

2. Αν, όπως πιστεύουµε, ο σίδηρος που υπάρχει στον µανδύα

κατέρχεται και επικάθεται στον πυρήνα, αυξάνοντας και το

µέγεθός του, τότε το µοντέλο µας δίνει µια καλή εξήγηση τόσο

για την µορφή των ρευµάτων µεταφοράς στο παρελθόν όσο στο

παρόν και το µέλλον.

Μειονεκτήµατα του µοντέλου:

1. Η πυκνότητα του µανδύα διαφέρει από περιοχή σε περιοχή

(τοπικές ανωµαλίες).

2. Η θερµοκρασία του µανδύα διαφέρει κατά τόπους.

3. Ο µανδύας µάλλον δεν είναι νευτώνειο υγρό.

Όπως είδαµε το πρόβληµα είναι υπερβολικά δύσκολο λόγω της

έλλειψης ακριβών µετρήσεων και στοιχείων. Η διαµάχη συνεχίζεται και

σήµερα αφού γίνονται προσπάθειες να αποδειχθεί το γεγονός πως ο

πυρήνας συµπεριφέρεται σαν νευτώνειο υγρό σε µεγάλη χρονική

κλίµακα.

7.6.4 Μοντέλο του Seiya Uyeda

Ο S. Uyeda ακολούθησε µια διαφορετική προσέγγιση για να

δηµιουργήσει το δικό του µοντέλο. Ο βασικός άξονας της σκέψης του

ήταν πως αφού αποδεδειγµένα οι πλάκες κινούνται (Σχήµα 4.2) µε

σταθερή ταχύτητα τότε οι δυνάµεις που ασκούνται πάνω τους

εξισορροπούνται. Ενδεικτικά, θα σηµειώσουµε πως την µεγαλύτερη

ταχύτητα την έχει η Ειρηνική πλάκα (στο νότιο τµήµα της

6 έως 18 cm/year), ενώ την µικρότερη την έχει η Ευρασιατική πλάκα

(2 cm/year). Αυτό που έµενε πλέον ήταν να προσδιοριστεί η φύση των

124

δυνάµεων που κινούν τις πλάκες για να µπορεί να προσδιοριστεί ο

µηχανισµός οδήγησης τους. Οι ερευνητές µελέτησαν την κίνηση στα

άκρα των πλακών γιατί σε αυτές τις περιοχές έχουµε τα περισσότερα και

καλύτερα στοιχεία. Από τις µελέτες αυτές διαπίστωσαν την ύπαρξη

διαφόρων δυνάµεων όπως:

Ελκτική δύναµη του µανδύα (Mantle drag force). Η δύναµη αυτή

οφείλει την ύπαρξή της στα ρεύµατα µεταφοράς που βρίσκονται κάτω

από τις πλάκες.

Ώθηση Ράχης (Ridge Push). Όπως έχουµε αναφέρει κατά µήκος

µιας µεσοωκεάνιας ράχης οι πλάκες αποµακρύνονται και ανοίγουν

συνεχώς µε αποτέλεσµα το ανερχόµενο µάγµα να ασκεί δυνάµεις

εκατέρωθεν της ράχης. Μεγάλος αριθµός γεωφυσικών έχει µεγαλώσει

µε την πεποίθηση πως αυτή η δύναµη είναι ο κυριότερος µηχανισµός

οδήγησης.

Έλξη και αντίσταση πλάκας (Slab Pull and Slab Resistance). Το

καταβυθιζόµενο κοµµάτι µιας πλάκας στην περιοχή της τάφρου επειδή

είναι ψυχρότερο από τον περιβάλλοντα µανδύα θα είναι και πυκνότερο.

Έτσι, η δηµιουργούµενη άνωση δεν εξισορροπεί το βάρος της πλάκας µε

αποτέλεσµα την εµφάνιση µιας δύναµης που έλκει την πλάκα προς τα

κάτω. Από θεωρητικούς υπολογισµούς προέκυψε πως η δύναµη αυτή

είναι ισχυρότερη της δύναµης ώθησης ράχης, γεγονός που την καθιστά

πιθανό µηχανισµό οδήγησης της πλάκας. Η δύναµη αυτή είναι

ανεξάρτητη της ταχύτητας κίνησης της πλάκας αρκεί η τελευταία να έχει

µια σχετικά µεγάλη τιµή (5 cm/year περίπου). Μια µικρή ταχύτητα της

πλάκας θα είχε σαν αποτέλεσµα µείωση της θερµικής διαφοράς της

πλάκας µε τον περιβάλλοντα µανδύα και εποµένως µείωση της διαφοράς

πυκνότητας, µε αποτέλεσµα η άνωση να εξισορροπεί σχεδόν το βάρος

της πλάκας. Προφανώς κατά την διάρκεια της καταβύθισης η πλάκα

συναντά και αντίσταση από τον µανδύα και αυτή είναι η δύναµη της

αντίστασης πλάκας. Η δύναµη αυτή για απλότητα θεωρείται ανάλογη

της ταχύτητας και θεωρείται πως επικεντρώνεται στο άκρο της πλάκας

που καταβυθίζεται.

125

7.7 Θερµές Κηλίδες (Hot Spots)

Η ύπαρξη των Θερµών Κηλίδων αποκαλύφθηκε µε τη διεξοδική

µελέτη των ηφαιστείων. Το 99% των ηφαιστείων παγκοσµίως

βρίσκονται στα όρια των λιθοσφαιρικών πλακών και είναι

συγκεκριµένου τύπου. Παρ' όλα αυτά το υπόλοιπο 1% εντοπίζεται σε

φαινοµενικά σεισµικά ανενεργές περιοχές όπως για παράδειγµα το

κέντρο µιας πλάκας. Στο Σχήµα 7.5 βλέπουµε την παγκόσµια κατανοµή

των ηφαιστείων και των θερµών κηλίδων, ενώ στο Σχήµα 7.6 έχουµε

µόνο τις θερµές κηλίδες και τα όρια των λιθοσφαιρικών πλακών.

Σχήµα 7.5 : Όρια των πλακών, ηφαίστεια και θερµές κηλίδες (κόκκινες κηλίδες)

σε παγκόσµια κλίµακα.

126

Σχήµα 7.6 : Θερµές κηλίδες σε παγκόσµια κλίµακα και όρια πλακών

Τα ηφαίστεια των θερµών κηλίδων εν αντιθέσει µε τα υπόλοιπα

παραµένουν ενεργά για πολλά χρόνια γεγονός που οδήγησε τους

επιστήµονες στο συµπέρασµα πως οι θερµές κηλίδες είναι σηµεία-

περιοχές στον κατώτερο µανδύα µε µεγάλη θερµότητα. Έτσι,

προτάθηκαν δύο θεωρίες για να εξηγήσουν το φαινόµενο. Η πρώτη

υποστήριζε πως οι θερµές κηλίδες συµπίπτουν ακριβώς µε το ανοδικό

τµήµα ενός ρεύµατος µεταφοράς στον µανδύα ενώ η δεύτερη πως οι

θερµές κηλίδες είναι απλώς η έκφραση ενός σηµείου-περιοχής υψηλής

θερµότητας στον κατώτερο µανδύα. Χωρίς να επεκταθούµε σε

λεπτοµέρειες θα σηµειώσουµε πως η δεύτερη θεωρία είναι και η

πιθανότερη.

Ένα γεγονός που ενίσχυσε την άποψη αυτή είναι πως τα ηφαίστεια

των θερµών κηλίδων φαίνεται να µετακινούνται αντίθετα από τη φορά

της κίνησης της πλάκας. Στην πραγµατικότητα, η θερµή κηλίδα

παραµένει ακίνητη στον κατώτερο µανδύα ενώ η υπερκείµενη πλάκα

κινείται. Στο Σχήµα 7.7 έχουµε την περίπτωση της Χαβάης όπου

εµφανίζονται τα διαδοχικά ηφαίστεια. Τα βέλη δείχνουν την φορά της

κίνησης της Ειρηνικής πλάκας. Η θερµή κηλίδα εµφανίζεται ακίνητη

στον κατώτερο µανδύα. Έτσι, το νησί Κάουι είναι το παλαιότερο

ηφαίστειο το συµπλέγµατος των νησιών, ενώ το νησί Χαβάη το πιο νέο.

Η σειρά νεότητας των ηφαιστείων έχει εποµένως κατεύθυνση αντίθετη

της κίνησης της πλάκας και η εµφάνιση καινούργιου ηφαιστείου γίνεται

µετά από χιλιάδες χρόνια. Τελικά, οι θερµές κηλίδες λόγω των ιδιοτήτων

τους χρησιµοποιήθηκαν ως το απόλυτο σύστηµα αναφοράς µέσω του

οποίου προσδιορίζονται οι απόλυτες ταχύτητες των πλακών. Στο Σχήµα

7.8 φαίνεται ο κρατήρας του ηφαιστείου Kilauea της Χαβάης.

127

Σχήµα 7.7 : Σχηµατική παράσταση του µηχανισµού δηµιουργίας του συµπλέγ-

µατος των νησιών της Χαβάης και της παλαιότητας αυτών µε βάση

τη θεωρία των Θερµών Κηλίδων.

Σχήµα 7.8 : Φωτογραφία του ηφαιστείου Kilauea στη Χαβάη.

128

Μελετώντας την κίνηση των πλακών, µε απόλυτο σύστηµα

αναφοράς τις θερµές κηλίδες, η οµάδα του Seiya Uyeda κατέληξε στο

συµπέρασµα πως η δύναµη της έλξης της πλάκας είναι η ισχυρότερη από

όλες. Βέβαια, η ισχύς της δύναµης διαφέρει από πλάκα σε πλάκα αλλά

το συµπέρασµα ισχύει παντού. Αυτή η νέα θεώρηση αναφορικά µε την

κίνηση των λιθοσφαιρικών πλακών σίγουρα έχει συνεισφέρει τα µέγιστα

στην κατανόηση της δυναµικής συµπεριφοράς της Γης. Παρ' όλα

αυτά ένας τεράστιος αριθµός ερωτηµάτων παραµένουν αναπάντητα. Η

µεγαλύτερη πρόκληση για τους γεωφυσικούς είναι να συνεχίσουν να

επεξεργάζονται τα δεδοµένα και να επιβεβαιώνουν τις θεωρίες τους µε

πειράµατα (πράγµα αρκετά δύσκολο αφού τα περισσότερα πειράµατα

γίνονται µε προσοµοιώσεις στον υπολογιστή) και καινούργια γεωλογικά

δεδοµένα.

129

ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΤΟΥ

ΕΛΛΑ∆ΙΚΟΥ ΧΩΡΟΥ

130

8.1 Γεωδυναµικό Μοντέλο του Ελλαδικού Χώρου -

Σεισµικότητα

Η Ελλάδα είναι µία από τις πιο σεισµικά ενεργές χώρες του

κόσµου. Περισσότερο από το 2% της παγκόσµιας σεισµικότητας και το

60% της Ευρωπαϊκής καταγράφεται στην χώρα µας.

Η υψηλή αυτή σεισµικότητα οφείλεται στις πολύπλοκες δυναµικές

διεργασίες που επικρατούν στην ευρύτερη περιοχή της Νοτιοανατολικής

Μεσογείου. ΄Ενα σύστηµα τριών λιθοσφαιρικών πλακών (Σχήµα 8.1), το

οποίο αποτελείται από την Ευρασιατική πλάκα, στην οποία βρίσκεται και

η Ελλάδα, την Αφρικανική και την Αραβική, είναι υπεύθυνο για τη

δηµιουργία µεγάλων ρηγµάτων στην ΝΑ Ευρώπη τόσο στην Ελλάδα όσο

και στην Τουρκία.

Σχήµα 8.1 : Τεκτονικός χάρτης της ευρύτερης περιοχής της Μεσογείου. Τα βέλη

δείχνουν την κατεύθυνση της κίνησης των πλακών.

Μια σύντοµη αναδροµή στο πέρασµα του γεωλογικού χρόνου

δείχνει ότι η εξέλιξη της λεκάνης της Μεσογείου αρχίζει απο την εποχή

του Μεσοζωικού Αιώνα (248 - 65 εκατοµµύρια χρόνια πριν) όταν η

υπερήπειρος Πανγαία άρχισε να διαµελίζεται.

Το γνωστό φαινόµενο της διεύρυνσης των ωκεανών δηµιούργησε,

κατά την Τριαδική Περίοδο (248 - 206 εκατοµµύρια χρόνια πριν), την

Τήθυ θάλασσα η οποία χώριζε την Αφρικανική πλάκα από την

Ευρασιατική. Προς το τέλος της Κρητιδικής Περιόδου (περίπου 65

εκατοµµύρια χρόνια πριν) οι δύο αυτές πλάκες άρχισαν να συγκλίνουν µε

αποτέλεσµα να κλείνει η θάλασσα της Τηθύος και τελικά να παραµείνει

131

από αυτήν η κλειστή λεκάνη της Μεσογείου όπως την γνωρίζουµε στη

σύγχρονη ιστορία.

Στο µέλλον η θάλασσα της Μεσογείου θα εξαφανιστεί αφού η

Αφρικανική πλάκα θα προσεγγίζει την Ευρασιατική µε ταχύτητα

1 cm/year. Τελικά, µετά από περίπου 100 εκατοµµύρια χρόνια η

ηπειρωτική Ελλάδα θα ανυψωθεί και θα εµφανιστούν φαινόµενα

ορoγένεσης όπως και στην περίπτωση των σηµερινών Ιµαλαΐων

(Παράγραφος 4.3.2).

Σχήµα 8.2 : Τεκτονική στην ευρύτερη περιοχή της Ελλάδας. Τα όρια της Αφρικανι -

κής πλάκας στο Β∆ τµήµα (Σ2) όπου επικρατεί σύγκρουση συµβολίζονται

µε κόκκινο χρώµα, το δε νότιο τµήµα (Σ1) ως την Κύπρο, όπου επικρα -

τεί σύγκλιση συµβολίζεται µε πράσινο χρώµα. Στην περιοχή της Κεφαλ -

λονιάς επικρατεί η οριζόντια ολίσθηση, συµβολίζεται δε µε µπλε χρώµα.

Επίσης, µε τις µπλε γραµµές απεικονίζονται τα ανατολικά και δυτικά όρια

της Αφρικανικής πλάκας.

Σήµερα, η Αφρικανική πλάκα η οποία περιλαµβάνει και τµήµα της

ΝΑ Μεσογείου καθώς και τη σφηνοειδή εσοχή της Απουλιανής

υποπλάκας στην Νότια Αδριατική, κινείται προς βορρά και συγκρούεται

µε την Ευρασιατική. Η σύγκρουση αυτή είναι η βασικότερη αιτία

δηµιουργίας σεισµών στον ελλαδικό χώρο.

132

Συγκεκριµένα, στο νότιο µέτωπο σύγκρουσης, δηλαδή στο τµήµα

από την Κεφαλλονιά µέχρι τη Ρόδο (Σχήµα 8.2, πράσινη γραµµή)

λαµβάνει χώρα το φαινόµενο της σύγκλισης και η Αφρικανική πλάκα

καταβυθίζεται κάτω από την Ευρασιατική δηµιουργώντας το Ελληνικό

Νησιωτικό Τόξο το οποίο θα εξετάσουµε αναλυτικότερα παρακάτω.

Το σφηνοειδές Β∆ τµήµα της Αφρικάνικης πλάκας, δηλαδή η

Απουλιανή υποπλάκα συγκρούεται µε την Ευρασιατική χωρίς να

καταβυθίζεται, κατά µήκος των ακτών της ∆αλµατίας και της Αλβανίας

και εµφανίζονται φαινόµενα ήπιας ορογένεσης (Σχήµα 8.2 κόκκινη

γραµµή, περιοχή Σ2).

Αξίζει να σηµειώσουµε την ιδιοµορφία που παρουσιάζεται κατά

µήκος του τόξου στη στενή περιοχή βόρεια της Κεφαλλονιάς όπου

επικρατεί οριζόντια ολίσθηση µε διεύθυνση Βορρά-Νότο (Σχήµα 8.2

µπλέ βέλη).

Τέλος, µια τρίτη πλάκα, η Αραβική, επηρεάζει άµεσα την

σεισµικότητα κυρίως της Τουρκίας και έµµεσα του Αιγαίου (Σχήµα 8.2

µπλέ γραµµή). Η Αραβική πλάκα αποµακρυνόµενη από την Αφρικανική

(διευρύνεται η Ερυθρά Θάλασσα) και στρεφόµενη βορειοδυτικά

συµπιέζει µαζί µε τη συγκλίνουσα Αφρικανική πλάκα την υποπλάκα της

Τουρκίας. Το γεγονός αυτό έχει σαν αποτέλεσµα να δηµιουργηθούν στο

µεν ΝΑ τµήµα της Μικράς Ασίας το Ανατολικό Ρήγµα της Ανατολίας

(East Anatolian fault), στο δε βόρειο το τεράστιο δεξιόστροφο

Βόρειο Ρήγµα της Ανατολίας (North Anatolian Fault) µε µήκος 1.300

km και διεύθυνση Ανατολή–∆ύση. Το ρήγµα αυτό επεκτείνεται και µέσα

στο Αιγαίο φτάνοντας στις Σποράδες και µάλιστα πιθανότατα συνεχίζει

και διέρχεται τυφλά κάτω από την Στερεά Ελλάδα για να καταλήξει στην

Ελληνική τάφρο στην περιοχή της Κεφαλλονιάς (Triple junction).

Έτσι, η αριστερόστροφη κίνηση της Αραβικής πλάκας σε

συνδυασµό µε τη σύγκλιση της Αφρικανικής–Ευρασιατικής πλάκας µέσω

του Βόρειου Ρήγµατος της Ανατολίας επηρρεάζει τη σεισµικότητα του

Κεντρικού Αιγαίου αλλά και πιθανόν την περιοχή της Εύβοιας –Στερεάς

Ελλάδας.

Σύγχρονες µελέτες υποστηρίζουν ότι ο ισχυρότατος σεισµός

(Ms=7,6) της 17ης

Αυγούστου του 1999 στο Izmit της Μ. Ασίας (δυτικό

άκρο του Βόρειου Ρήγµατος της Ανατολίας) επιφόρτισε δυναµικά την

περιοχή της Στερεάς Ελλάδας. Το αποτέλεσµα ήταν η περαιτέρω

διέγερση της ήδη τεκτονικά βεβαρυµένης ευρύτερης περιοχής της

Αττικής που πιθανόν να προκάλεσε το σεισµό της 7ης

Σεπτεµβρίου του

1999 στην Πάρνηθα.

Φυσικά, για να υποστηριχθεί πλήρως η άποψη αυτή χρειάζεται

βαθύτερη µελέτη και κατανόηση των µηχανισµών µε τους οποίους

ισχυροί σεισµοί µπορεί να διεγείρουν συγγενικές τεκτονικά περιοχές και

133

να προκαλέσουν νέους σεισµούς. Σηµειώνουµε ότι οι µηχανισµοί αυτοί

δεν αναφέρονται στο γνωστό φαινόµενο του Domino το οποίο

σχετίζεται µε διαδοχικές διεγέρσεις κατά µήκος όµως ενός

συγκεκριµένου µεγάλου ρήγµατος (όπως το Βόρειο Ρήγµα της

Ανατολίας).

8.2 Ελληνικό Νησιωτικό Τόξο

Όλα όσα έχουν αναφερθεί σχετικά µε τη σύγκλιση δύο πλακών

µπορούν να εφαρµοστούν και στην περίπτωση του ελλαδικού χώρου.

Ιδιαίτερο ενδιαφέρον παρουσιάζει το Ελληνικό Τόξο (Hellenic Arc) που

δηµιουργείται από την καταβύθιση της Αφρικανικής πλάκας κάτω από

την Ευρασιατική και έχει όλα τα χαρακτηριστικά των νησιωτικών τόξων.

Σχήµα 8.3 : Τεκτονική δοµή ελλαδικού χώρου - Βύθιση Αφρικανικής πλάκας. Α: Κά-

τοψη του ελλαδικού χώρου µε τα κλασσικά χαρακτηριστικά ενός νησιωτι-

κού τόξου: τάφρος, νησιωτικό τόξο και ηφαιστειακό τόξο. Β: Κάθετη το-

µή κατά µήκος της διεύθυνσης Β-Ν στην ευρύτερη περιοχή της Κρήτης -

Κεντρικού Αιγαίου, όπου διακρίνεται η ζώνη Benioff.

134

Αναλυτικότερα, µε βάση το Σχήµα 8.3 και µε κατεύθυνση από την

Αφρική προς τη χώρα µας παρατηρούµε τα εξής:

1. Μια τάφρο µεγάλου βάθους (πάνω από 4.000 m σε ορισµένες

περιοχές) αµφιθεατρικού σχήµατος, που εκτείνεται σε όλο το µήκος της

περιοχής καταβύθισης, από το Ιόνιο (Κεφαλλονιά) ως τα ∆ωδεκάννησα

(Ρόδος).

2. Ένα νησιωτικό τόξο, που περιλαµβάνει µια αλυσίδα νησιών όπως η

Ρόδος, η Κάρπαθος, η Κρήτη, τα Ιόνια νησιά καθώς και τµήµα της

Πελοποννήσου. Η περιοχή αυτή είναι ανυψωµένη λόγω της προώθησης

της Ευρασιατικής πλάκας πάνω από την Αφρικανική. Κατά µήκος των

ακτών της ∆υτικής Κρήτης ο ρυθµός της κατακόρυφης ανύψωσης είναι

µεγαλύτερος από ότι στο ανατολικό τµήµα του νησιού. Έτσι, στο ΝΑ

τµήµα της τάφρου παρατηρείται εκτός από την κίνηση της σύγκλισης, µε

διεύθυνση προς βορρά, και µια οριζόντια συνιστώσα ολίσθησης (strike

slip component).

3. Μια θάλασσα µικρού βάθους (οπισθοτάφρος), η οποία και αποτελεί

το Κρητικό Πέλαγος.

4. Τέλος, το Ελληνικό ηφαιστεικό τόξο του Νότιου Αιγαίου µε µια

αλυσίδα ηφαιστείων όπως των Μεθάνων, της Νισύρου, της Μήλου και

της Σαντορίνης.

8.3 Ζώνη Benioff

Η καταβύθιση της Αφρικανικής πλάκας κάτω από την Ευρασιατική

είναι η σηµαντικότερη τεκτονική κίνηση στην περιοχή του Αιγαίου και

του ελλαδικού χώρου και δηµιουργεί τη γνωστή ζώνη Benioff όπου

εµφανίζεται υψηλή σεισµικότητα (Σχήµα 8.3Β). Στη διείσδυση αυτή

οφείλονται επίσης η ηφαιστεική δράση, οι γεωθερµικές εκδηλώσεις και

οι γεωµαγνητικές και βαρυτοµετρικές ανωµαλίες που παρατηρούνται στο

εσωτερικό µέρος του Ελληνικού τόξου.

Με βάση την κατανοµή των σεισµικών εστιών, στην περιοχή της

καταβύθισης διακρίνουµε τρείς ζώνες (Σχήµα 8.4). Η πρώτη ζώνη

εκτείνεται κάτω από την Κρήτη ως και τα Ιόνια, κατά µήκος της τάφρου,

στην οποία εµφανίζονται επιφανειακοί σεισµοί (βάθους 0-60 km). Η

δεύτερη ζώνη βρίσκεται στα νότια των Κυκλάδων και στην περιοχή αυτή

παρατηρούνται σεισµοί ενδιάµεσου βάθους (βάθους 60-100 km). Τέλος,

στην τρίτη ζώνη περιλαµβάνει το κεντρικό Αιγαίο και έχουµε την

εµφάνιση σεισµών βάθους (100-160 km).

135

Σχήµα 8.4 : Κατανοµή σεισµικών επικέντρων στον ελλαδικό χώρο την περίοδο

1970-2009 όπου διακρίνονται οι τρεις ζώνες ως προς το βάθος των

σεισµών. Κόκκινο : Επιφανειακοί σεισµοί (0-60 km) : Πράσινο

Σεισµοί ενδιάµεσου βάθους (60-100 km). Μπλε : Σεισµοί βάθους

(100-160 km).

Έτσι, η κατανοµή αυτή οδήγησε στο γενικά αποδεκτό µοντέλο της

ζώνης Benioff για την περιοχή του Αιγαίου που απεικονίζεται στο

Σχήµα 8.5. Κοντά στην περιοχή της τάφρου η Αφρικανική πλάκα

καταβυθίζεται υπό γωνία περίπου 15 µοιρών (Κρήτη), ενώ κάτω από τον

χώρο του Αιγαίου η κλίση της πλάκας αυξάνεται, γύρω στις 38 µοίρες.

Εποµένως το κάτω άκρο της καταβυθιζόµενης πλάκας περιλαµβάνει

τις εστίες σεισµών βάθους, ενώ στην περιοχή κοντά στην τάφρο έχουµε

επιφανειακούς σεισµούς. Ένα αξιοσηµείωτο γεγονός είναι πως οι

ενδιάµεσοι σεισµοί αντιστοιχούν στην επιφάνεια (επίκεντρα) στο

ηφαιστειακό τόξο του νότιου Αιγαίου.

136

Σχήµα 8.5 : Ζώνη Benioff στον ελλαδικό χώρο - κατακόρυφη τοµή σε διεύ -

θυνση Β-Ν στην ευρύτερη περιοχή της Κρήτης - Κεντρικό Αιγαίο.

Με αστερίσκους γενικά συµβολίζονται οι εστίες σεισµών στη ζώνη

Benioff.

8.4 Μελέτη των Τάσεων που επικρατούν στον Ελλαδικό

Χώρο

Η γνώση της τεκτονικής δράσης της ευρύτερης περιοχής της χώρας

µας, καθώς και τα είδη των ρηγµάτων που υπάρχουν σε αυτήν και

φυσικά οι µηχανισµοί γένεσης των σεισµών, µπορούν να δώσουν

χρήσιµα συµπεράσµατα για την κατανοµή των τάσεων στον ελλαδικό

χώρο.

Σχήµα 8.6 : Κατανοµή των τάσεων στον ελλαδικό χώρο όπως προκύπτει από τη σει-

σµικότητα και τους µηχανισµούς γένεσης των σεισµών (Παπαζάχος 1991)

137

Εξετάζοντας τις τάσεις που επικρατούν σε οριζόντιο επίπεδο

παρατηρούµε ότι συµπιεστικές τάσεις µε διεύθυνση Α-∆ δηµιουργούνται

κατά µήκος των ακτών της ∆αλµατίας, της Αλβανίας και της

Βορειοδυτικής Ελλάδας λόγω της σύγκρουσης της Απουλιανής

υποπλάκας µε την Ευρασιατική πλάκα. Έτσι, εµφανίζονται ανάστροφα

ρήγµατα (thrust faults).

Επίσης, συµπιεστικές τάσεις εµφανίζονται και κατά µήκος του κυρτού

µέρους του Ελληνικού Τόξου, δηλαδή στη Ζάκυνθο, την Νότια

Πελοπόννησο, τη νότια Κρήτη και τη Ρόδο εξ' αιτίας της καταβύθισης

της Αφρικανικής πλάκας. Επικρατούν πάλι τα ανάστροφα ρήγµατα.

Ειδικά στην περιοχή της Κεφαλλονιάς, η οποία συνδέει τη ζώνη

συµπίεσης στο Βορρά µε τη ζώνη σύγκλισης στο Νότο, υπάρχει

οριζόντια ολίσθηση και εµφανίζονται οριζόντια δεξιόστροφα ρήγµατα

(strike-slip faults).

Στην Ηπειρωτική Ελλάδα και στο κεντρικό Αιγαίο επικρατούν

εφελκυστικές τάσεις µε διεύθυνση Β-Ν, ενώ επικρατούν κανονικά

ρήγµατα (normal faults). Αντίθετα, στο Βόρειο Αιγαίο έχουµε τόσο

συµπιεστικές όσο και εφελκυστικές τάσεις κατά µήκος της προέκτασης

του Ρήγµατος της Ανατολίας και εµφανίζονται ρήγµατα

µετασχηµατισµού. Τέλος, στην περιοχή της Στερεάς Ελλάδας και του

Κορινθιακού παρουσιάζονται εφελκυστικές τάσεις µε διεύθυνση Βορρά–

Νότου. Έτσι, ο Κορινθιακός Κόλπος διευρύνεται δηµιουργώντας ένα

κανονικό ρήγµα µε διεύθυνση Ανατολή–∆ύση το οποίο ευθύνεται και για

τον καταστροφικό σεισµό των Αλκυονίδων (Ms=6,8) της 24ης

Φεβρουαρίου του 1981 που έπληξε την Αθήνα.

Οι παρατηρήσεις αυτές προέρχονται και επιβεβαιώνονται από

σεισµολογικές καταγραφές µε όργανα µεγάλης ακρίβειας και

ευαισθησίας, από τοπογραφικές παρατηρήσεις µε τη βοήθεια της

διαστηµικής τεχνολογίας και άλλες σύγχρονες τεχνικές. Είναι εµφανές

ότι η Ελλάδα έχει µια σύνθετη τεκτονική δοµή η οποία την καθιστά

ιδιαίτερα σεισµική και γεωλογικά ενεργή. Η ευχή όλων είναι οι ισχυροί

σεισµοί που βασανίζουν την περιοχή να έχουν όσο το δυνατόν

µικρότερες συνέπειες τόσο για την χώρα µας όσο και για τους γείτονές

µας.

138

ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ

♦ ΒΑΡΥΤΟΜΕΤΡΙΑ

Αντικείµενο της βαρυτικής διασκόπησης είναι η εντόπιση

ωφέλιµων γεωλογικών σχηµατισµών (π.χ. κοιτάσµατα πετρελαίου,

χρυσού) ή τεκτονικών διεργασιών (π.χ. ζώνες καταβύθισης,

προετοιµασία έκρηξης ηφαιστείων) στα ανώτερα στρώµατα της Γης. Στο

εσωτερικό της Γης, εκτός από την κατακόρυφη µεταβολή της

πυκνότητας, υπάρχουν και οριζόντιες ή πλευρικές µεταβολές, κυρίως στα

ανώτερα στρώµατά της (στερεός φλοιός, ανώτερος µανδύας).

Η βαρυτοµετρία, λοιπόν, είναι µία φυσική µέθοδος, η οποία

ανιχνεύει τις τοπικές αυτές οριζόντιες µεταβολές της πυκνότητας των

πετρωµάτων κοντά στην επιφάνεια, µετρώντας τις µικρές αλλαγές που

αυτές επιφέρουν στην τιµή του πεδίου βαρύτητας της Γης.

Ας θεωρήσουµε το µοντέλο του γεωειδούς, κατά το οποίο η Γη

περιστρέφεται γύρω από τον άξονά της και είναι πεπλατυσµένη στους

πόλους και εξογκωµένη στον Ισηµερινό χωρίς ανάγλυφο στην επιφάνεια

και µε κατακόρυφη µόνο µεταβολή της πυκνότητάς της. Τότε

οποιαδήποτε οριζόντια ανωµαλία πυκνότητας (περίσσεια ή έλλειµµα

µάζας σε σχέση µε το σφαιροειδές) θα απεικονίζεται σαν µία µικρή

απόκλιση (θετική ή αρνητική) στην προβλεπόµενη θεωρητική τιµή της

βαρύτητας που ισχύει για το γεωειδές.

Αν ο φλοιός της Γης δεν είχε πλευρικές ανωµαλίες πυκνότητας,

τότε οι µετρούµενες τιµές βαρύτητας σε οποιαδήποτε περιοχή, µετά από

µία σειρά απαραίτητων διορθώσεων (του γεωγραφικού πλάτους, του

υψόµετρου, της τοπογραφίας, κ.λ.π.) θα ήταν ίδιες. Κάθε, λοιπόν,

διαφορά µεταξύ της µετρούµενης διορθωµένης τιµής της βαρύτητας και

της θεωρητικής συνιστά µία βαρυτική ανωµαλία, τη λεγόµενη ανωµαλία

Bouguer και υποδεικνύει πλευρική ανωµαλία πυκνότητας.

Έτσι, πάνω από αλατούχους δόµους, που είναι οι γεωλογικοί

σχηµατισµοί στην κορυφή των οποίων συγκεντρώνεται το πετρέλαιο,

παρουσιάζεται αρνητική ανωµαλία Bouguer, αφού η πυκνότητα των

αλατούχων δόµων είναι µικρότερη από την προβλεπόµενη πυκνότητα για

τον φλοιό. Επίσης, αρνητική ανωµαλία Bouguer διαπιστώνεται και στις

139

ζώνες καταβύθισης µίας πλάκας κάτω από µία άλλη. Σε αντίθεση, η

προετοιµασία έκρηξης ενός ηφαιστείου δηµιουργεί θετική ανωµαλία

Bouguer, αφού το ωθούµενο προς τα πάνω µάγµα του µανδύα έχει

µεγαλύτερη πυκνότητα από τον φλοιό, µε αποτέλεσµα να δηµιουργεί

περίσσεια µάζας σε σχέση µε την προβλεπόµενη από το µοντέλο του

σφαιροειδούς.

♦ ΙΣΟΣΤΑΣΙΑ

Βαρυτικές µετρήσεις µεγάλης κλίµακας έδειξαν ότι πάνω από

τους ωκεανούς εµφανίζεται θετική ανωµαλία Bouguer, η οποία εκφράζει,

όπως εξηγήσαµε, περίσσεια µάζας, ενώ πάνω από τα όρη αρνητική, που

υποδηλώνει έλλειψη µάζας. Εξάλλου, ο Γάλλος Bouguer (1749)

µετρώντας την τιµής της βαρύτητας (g) κοντά στις Άνδεις στη Νότια

Αµερική βρήκε ότι η επίδραση της µάζας του ορεινού όγκου των Άνδεων

στην τιµή του g και συγκεκριµένα στην αλλαγή της διεύθυνσής του ήταν

µικρότερη από την αναµενόµενη µε βάση το νόµο του Νεύτωνα. Τον

19ο αιώνα ο Sir John Everest παρατήρησε το ίδιο φαινόµενο µειωµένης

απόκλισης της διεύθυνσης του νήµατος της στάθµης από τον ορεινό όγκο

των Ιµαλαΐων.

Το 1855 οι J. Pratt και G. Airy διατύπωσαν δύο διαφορετικές

υποθέσεις για να εξηγήσουν τις παρατηρήσεις των Bouguer και Everest.

Έτσι, χρησιµοποίησαν τον όρο της Ισοστασίας.

Ο Pratt υποστηρίζει ότι τόσο κάτω από τα Ιµαλάια όσο και κάτω

από τις Άνδεις θα πρέπει ο φλοιός να έχει µικρότερη πυκνότητα από τις

π.χ. ωκεάνιες περιοχές για να εξηγηθεί η µειωµένη απόκλιση της

διεύθυνσης του νήµατος της στάθµης.

Ο Airy όµως θεωρεί ότι η πυκνότητα του φλοιού είναι σταθερή και

αλλάζει µόνο το πάχος του. Σύµφωνα λοιπόν µε το µοντέλο του, ο φλοιός

"επιπλέει" πάνω στον ανώτερο µανδύα όπως ένα παγόβουνο στη

θάλασσα. Από την αρχή του Αρχιµήδη, όµως, γνωρίζουµε ότι το

παγόβουνο βυθίζεται µέσα στο νερό έως ότου η δύναµη του βάρους του

να εξισορροπηθεί από τη δύναµη που δέχεται από το νερό, δηλαδή την

άνωση.

Εποµένως, όσο πιο ψηλό είναι ένα όρος, τόσο πιο βαθιά "ρίζα" θα

πρέπει να έχει µέσα στο µανδύα. Αντίστοιχα, κάτω από τις ωκεάνιες

λεκάνες, ο φλοιός έχει µικρότερο πάχος (αντίρριζα). Η ισοστατική

140

εξισορρόπηση είναι µία δυναµική και όχι στατική διαδικασία που

λαµβάνει χώρα κατά τη διάρκεια τεκτονικών µεταβολών, όπως είναι η

ορογένεση και η καταβύθιση των λιθοσφαιρικών πλακών.

Εκτός, όµως, από την εξισορρόπηση του φλοιού στις ορεινές

περιοχές, το φαινόµενο της ισοστασίας εµφανίζεται και στην περίπτωση

βύθισης του φλοιού στον µανδύα κάτω από το βάρος ενός παγετώνα.

Όπως, δηλαδή, ένα φορτωµένο πλοίο βυθίζεται περισσότερο στη

θάλασσα, έτσι και ο φλοιός βυθίζεται περισσότερο στον µανδύα, εφ'

όσον αυξήθηκε το βάρος του εξ' αιτίας του παγετωνικού καλύµµατος.

Όταν οι πάγοι λιώσουν, τότε ο φλοιός αρχίζει να ανυψώνεται µέχρι να

επιστρέψει στην αρχική του θέση. Αυτό το φαινόµενο παρατηρείται στη

Σκανδιναβία : ο πάγος της τελευταίας παγετώδους περιόδου, που

σχηµατίστηκε περίπου πριν από 1,8 εκατοµµύρια χρόνια, άρχισε να

λιώνει περίπου 40.000 χρόνια πριν και η διαδικασία αυτή ολοκληρώθηκε

πριν περίπου 10.000 χρόνια. Ο µη βεβαρηµένος από τους παγετώνες

πλέον φλοιός άρχισε να ανυψώνεται αργά και προοδευτικά λόγω της

µεγάλης τιµής του ιξώδους του µανδύα. Η ανύψωση αυτή στην περιοχή

της Σκανδιναβίας συνεχίζεται και στις µέρες µας µε µέσο ρυθµό

1 cm/year. ο φλοιός έχει ανυψωθεί κατά 500 m και υπολείπονται άλλα

200 m, σύµφωνα µε τη δυναµική ισοστατική εξισορρόπηση.

141

ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ

∗ Άγγελου Γ. Γαλανόπουλου, Στοιχεία Σεισµολογίας και Φυσικής του

Εσωτερικού της Γης, Αθήνα, 1976

∗ Βασίλη Κ. Παπαζάχου, Εισαγωγή στη Σεισµολογία, Β' Έκδοση,

Εκδόσεις Ζήτη, Θεσσαλονίκη, 1997

∗ Βασίλη Κ. Παπαζάχου, Κατερίνας Παπαζάχου, Οι σεισµοί της

Ελλάδας, Εκδόσεις Ζήτη, Θεσσαλονίκη, 1989

∗ ∆ελήµπασης Ν. ∆., Εισαγωγή στην Τεκτονική των Λιθοσφαιρικών

Πλακών, Πανεπιστήµιο Αθηνών, Γεωλογικό Τµήµα, Τοµέας

Γεωφυσικής - Γεωθερµίας, Αθήνα, 1990

∗ ∆ολόγλου Ε., Σηµειώσεις στο Μάθηµα Φυσική της Γης,

Πανεπιστήµιο Αθηνών, Τµήµα Φυσικής, Τοµέας Φυσικής Στερεάς

Κατάστασης, Αθήνα, 2000

∗ Μ. Αρζόγλου - Κοντιζά, Ε. ∆ανέζης, Ι. ∆εληγιάννης, Ε.

Θεοδοσίου, Ξ. ∆. Μουσάς, Α. Πινότσης, Εισαγωγή στην

Αστροφυσική, Πανεπιστήµιο Αθηνών, Αθήνα, 1989

∗ ∆ιονύσης Π. Σιµόπουλος, Στη Γειτονιά της Γης, Εκδόσεις

Ερευνητές, Αθήνα, 2001

∗ Γεωργία - Ειρήνη Αγγελοπούλου, Κωνσταντίνα Χρέµµου,

Επιβλέπουσα Καθηγήτρια Ε. ∆ολόγλου, Εργασία στα πλαίσια του

µαθήµατος Φυσική της Γης : Τεκτονική των Λιθοσφαιρικών

Πλακών, Πανεπιστήµιο Αθηνών, Τµήµα Φυσικής, Τοµέας

Φυσικής Στερεάς Κατάστασης, Αθήνα, 1998

∗ Ελένη Σιµητοπούλου, Επιβλέπουσα Καθηγήτρια Ε. ∆ολόγλου,

Εργασία στα πλαίσια του µαθήµατος Φυσική της Γης : Μηχανισµός

Γένεσης των σεισµών - Σεισµικά Μεγέθη, Πανεπιστήµιο Αθηνών,

Τµήµα Φυσικής, Τοµέας Φυσικής Στερεάς Κατάστασης

∗ Κωστούρου Κωνσταντίνα, Μπουρτζάνης ∆ηµήτρης, Ψαρρός

Λευτέρης, Επιβλέπουσα Καθηγήτρια Ε. ∆ολόγλου, Εργασία στα

πλαίσια του µαθήµατος Φυσική της Γης : Η ιστορία των σεισµών,

142

Πανεπιστήµιο Αθηνών, Τµήµα Φυσικής, Τοµέας Φυσικής Στερεάς

Κατάστασης

∗ Εγκυκλοπαίδεια Πάπυρος Λαρούς Μπριτάννικα, Εκδοτικός

Οργανισµός Πάπυρος, 1996

∗ Εκπαιδευτική Ελληνική Εγκυκλοπαίδεια, Τόµος 16 : Επιστήµες της

Γης και του ∆ιαστήµατος, Εκδοτική Αθηνών, Αθήνα, 1994

∗ Εγκυκλοπαίδεια Επιστήµη, Επιστηµονική και Τεχνολογική

Εγκυκλοπαίδεια, Εκδόσεις Κ. Κουµουνδουρέας, Αθήνα, 1992

∗ Εγκυκλοπαίδεια Επιστήµη και Ζωή, Εκδοτικές και Εµπορικές

Επιχειρήσεις Χατζηιακώβου

∗ Φυσικός Κόσµος, ∆ιµηνιαία Έκδοση της Ένωσης Ελλήνων

Φυσικών, Αριθµός Τεύχους 159, Οκτώβριος - Νοέµβριος 1999

∗ Ενηµερωτικό ∆ελτίο της Ένωσης Ελλήνων Φυσικών, Ειδική

Έκδοση για το φαινόµενο των σεισµών, Αριθµός Τεύχους 50,

Οκτώβριος - Νοέµβριος 1999

∗ Γαιόραµα, Τεύχος 36ο, Έτος 6

ο, Μάρτιος - Απρίλιος 1999

∗ Γαιόραµα, Τεύχος 38ο, Έτος 7

ο, Ιούλιος - Αύγουστος 2000

∗ National Geographic, Ελλάδα, Τεύχος 5ο, Τόµος 4

ος, Μάιος 2000

∗ National Geographic, Vol. 147, No.3, March 1975

∗ National Geographic, Vol. 182, No.6, December 1992

∗ Cally Hall και Scarlett O' Hara, Γεωλογικά Φαινόµενα, Εκδόσεις

Πατάκη, Αθήνα, 1997

∗ John Fardon, Λεξικό της Γης, Εκδόσεις Ερευνητές, 1995

∗ Σειρά Εποπτικών Λεξικών : Εικονογραφηµένο Λεξικό Η ΓΗ,

Εκδόσεις Άλφα, 1994

143

∗ Seiya Uyeda, The New View of the Earth: Moving Continents and

Moving Oceans, W.H.Freeman and company, San Francisco, 1978

∗ Ota Kulhánek, Developments in Solid Earth Geophysics, 18 :

Anatomy of Seismograms, Elsevier, Uppsala, 1990

∗ David Mc Geary, Charles Plummer, Diane Carlson, Physical

Geology : Earth Revealed, Fourth Edition, Mc Graw Hill, 2001

∗ Susanna Van Rose and Ian F. Mercer, Volcanoes, The Natural

History Museum, London, 1999

∗ Katie Edwards and Brian Rosen, From the Begining, The Natural

History Museum, London, 2000

∗ Deirdre Janson - Smith, with Gordon Cressey, Scientific Advisor,

Earth's Restless Surface, The Natural History Museum, London,

1996

∗ Robert Hutchinson & Andrew Graham, Meteorites, The Natural

History Museum, London, 2000

Internet : http://www.usgs.gov

http://www.nasa.gov

http://www.geocities.com

http://www.seismo.unr.edu

http://www.geo.mtu.edu

http://www.south.is

ftp://ftp.cribx1.u-bordeaux.fr

http://www.gein.noa.gr

("Source of the Earth's Magnetic field")

http://mb-soft.com/public/tecto2.html

http://www.phy6.org/earthmag/dynamos2.htm

http://image.gsfc.nasa.gov/poetry/magnetism/magnetism.html http://image.gsfc.nasa.gov/poetry/ask/a11813.html http://image.gsfc.nasa.gov/poetry/ask/amag.html

144

http://hyperphysics.phy-astr.gsu.edu/hbase/magnetic/magearth.html - c2 http://www.psc.edu/science/glatzmaier.html