ΓΕΩΦΥΣΙΚΗ -ΣΕΙΣΜΟΛΟΓΙΑ

Transcript

1 1 Bασίλης Καρακώστας Καθηγητής Σεισµολογίας Τοµέας Γεωφυσικής Τµήµα Γεωλογίας, Α. Π. Θ. ΓΕΩΦΥΣΙΚΗ -ΣΕΙΣΜΟΛΟΓΙΑ Σηµειώσεις για το µάθηµα του 6 ου εξαµήνου του Τµήµατος Φυσικής ΑΠΘ Θεσσαλονίκη 2015

2 2 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο ΚΥΡΙΑ ΓΕΩΦΥΣΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΗΣ ΓΗΣ 1.1 Εισαγωγή Η Γη είναι ένας πλανήτης που βρίσκεται σε δυναµική εξέλιξη. Διαρκώς µεταβάλλεται τόσο εξωτερικά όσο και εσωτερικά. Η επιφάνειά της αλλάζει σταθερά από ενδογενείς και εξωγενείς διαδικασίες. Στις πρώτες ανήκουν η ηφαιστειότητα και η τεκτονική δραστηριότητα ενώ στις δεύτερες η διάβρωση και η απόθεση ιζηµάτων. Η ηφαιστειακή και σεισµική δραστηριότητα προκαλούν ξαφνικές αλλαγές στο τοπίο. Επίσης, η επιφάνεια της Γης µεταβάλλεται σταθερά από γεωλογικές διαδικασίες σε ρυθµούς οι οποίοι είναι εξαιρετικά αργοί για τα ανθρώπινα µέτρα. Περιοχές οι οποίες είχαν υποστεί καθοδικές κινήσεις από την κάλυψή τους από παγετώνες επανέρχονται ακόµα και σήµερα µε κατακόρυφες ανοδικές κινήσεις σε ρυθµούς που φθάνουν τα αρκετά χιλιοστά το χρόνο. Τεκτονικές δυνάµεις προκαλούν την ανύψωση των βουνών σε παρόµοιους ρυθµούς. Σε µεγαλύτερη κλίµακα οι ήπειροι κινούνται σχετικά η µία προς την άλλη µε ταχύτητες που φθάνουν µέχρι αρκετά εκατοστά το χρόνο. Το εσωτερικό της Γης βρίσκεται επίσης σε κίνηση, τόσο στο µανδύα, µε ροή (ή ερπυσµό) σε ρυθµούς αρκετών εκατοστών το χρόνο, όσο και στον πυρήνα. Ο υγρός πυρήνας πιθανά ρέει σε γρήγορους γεωλογικά ρυθµούς µερικών δεκάτων του χιλιοστού ανά δευτερόλεπτο. Έχουν γίνει αρκετές υποθέσεις για να εξηγηθούν οι µηχανισµοί αυτών των φαινοµένων. Στα τέλη του 19 ου και στις αρχές του 20 ου αιώνα οι γεωλόγοι ήταν υπέρ της υπόθεσης της συστελλόµενης Γης. Οι οροσειρές θεωρούνταν ότι έχουν σχηµατισθεί στη συστελλόµενη επιφάνεια όπως οι ρυτίδες σε ένα αφυδατωµένο µήλο. Οι οριζόντιες τεκτονικές µετατοπίσεις ήταν γνωστές, αλλά θεωρούνταν ότι είναι επακόλουθο των περισσότερο σηµαντικών κατακόρυφων κινήσεων. Η συνειδητοποίηση ότι µεγάλες επωθήσεις έπαιζαν ένα σηµαντικό ρόλο στο σχηµατισµό των λεπίων στις Άλπεις απαιτούσε ποσότητες οριζόντιας βράχυνσης που θα ήταν δύσκολο να αποδοθούν στην υπόθεση της συστολής. Παρουσιάστηκε έτσι µια νέα σχολή σκέψης σύµφωνα µε την οποία η ορογένεση είναι το αποτέλεσµα των οριζόντιων κινήσεων. Το 1620, παρά την περιορισµένη ακρίβεια των χαρτών της εποχής, ο Francis Bacon πρόσεξε την παραλληλία των ακτογραµµών του Ατλαντικού. Στα τέλη του 19 ου αιώνα ο Αυστριακός γεωλόγος Eduard Suess πρότεινε την ύπαρξη µιας µεγάλης ηπείρου η οποία βρισκόταν κατά κύριο λόγο στο νότιο ηµισφαίριο στη διάρκεια του Παλαιοζωϊκού. Την ήπειρο αυτή, την οποία ονόµασε Γκοντβάνα, αποτελούσαν η Αφρική, η Ανταρκτική, η Αραβία, η Αυστραλία, η Ινδία και η Νότια Αµερική. Κατά τον Παλαιοζωϊκό, η Βόρεια Αµερική, η Γροιλανδία, η Ευρώπη και το µεγαλύτερο µέρος της Ασίας σχηµάτιζαν επίσης µια ήπειρο τη Λαυρασία. Η Λαυρασία και η Γκοντβάνα διασπάσθηκαν κατά τον κατώτερο Μεσοζωϊκό. Σύµφωνα µε τα παραπάνω, η σηµερινή θέση των ηπείρων είναι το επακόλουθο των αργών οριζόντιων µετακινήσεων κατά µήκος της επιφάνειας του πλανήτη.

3 3 1.2 Κίνηση των ηπείρων Η «υπόθεση της µετατόπισης» των ηπείρων ωρίµασε στις αρχές του 20 ου αιώνα. Ο πλέον σθεναρός υποστηρικτής της υπόθεσης της µετατόπισης ήταν ο Γερµανός µετεωρολόγος και γεωλόγος Alfred Wegener. Το 1912 ο Wegener πρότεινε ότι όλες οι ήπειροι βρίσκονταν µαζί κατά το ανώτερο Παλαιοζωϊκό (Σχ. 1.1). Την ήπειρο αυτή ονόµασε Πανγαία και τον γύρω από αυτή ωκεανό Πανθάλασσα. Ο Wegener αναφέρθηκε σε µεγάλης κλίµακας οριζόντιες µετατοπίσεις τεµαχών του φλοιού που έχουν διαστάσεις ηπείρου και γίνονται µε πολύ αργό ρυθµό και για µεγάλα χρονικά διαστήµατα. Σχ. 1.1 Αναπαράσταση των θέσεων των ηπείρων από το Δεβόνιο (375 εκατοµµύρια χρόνια) µέχρι σήµερα, βασισµένη σε παλαιοµαγνητικά δεδοµένα (Irving, 1977). Οι ιδέες του Wegener ενισχύθηκαν το 1937 µε τις µελέτες του νοτιοαφρικανού γεωλόγου Alexander du Toit ο οποίος σηµείωσε τεκτονικές, ιζηµατολογικές, παλαιοντολογικές και παλαιοκλιµατικές οµοιότητες µεταξύ της δυτικής Αφρικής και της ανατολικής Νότιας Αµερικής. Τα παραπάνω υποστηρίζουν την ύπαρξη της Γκοντβάνα κατά τη διάρκεια του ανώτερου Παλαιοζωικού και κατώτερου Μεσοζωικού. Η εξέλιξη των υπολογιστών τη δεκαετία του 1960, έδωσε τη δυνατότητα ανάπτυξης νέων ακριβέστερων µεθόδων µελέτης της παλαιογεωγραφικής θέσης των ηπείρων. Στο Σχ.

4 4 1.2 έχει γίνει προσπάθεια να ταυτισθούν οι ακτές των διαφόρων ηπείρων µεταξύ τους µε σκοπό να δοθεί µια αρχική εικόνα από την οποία έχει προκύψει η σηµερινή τους θέση. Βρέθηκε ότι η καλύτερη ταύτιση προκύπτει όταν ως περίγραµµα κάθε ηπείρου θεωρηθεί η ισοβαθής των 900 m, και όχι οι σηµερινές ακτογραµµές οι οποίες έχουν αλλάξει µορφή εξαιτίας της διάβρωσης και της πρόσφατης ιζηµατογένεσης. Σχ. 1.2 Ταύτιση των ηπείρων γύρω από τον Ατλαντικό χρησιµοποιώντας ως όριο κάθε ηπείρου τη γραµµή που ορίζεται από την ισοβαθή των 900 m (Bullard et al., 1965). Μια άλλη σηµαντική πηγή δεδοµένων για την αναπαράσταση της παλαιογεωγραφικής θέσης των ηπείρων είναι ο παλαιοµαγνητισµός. Στα τέλη του 19 ου αιώνα οι γεωλόγοι ανακάλυψαν ότι τα πετρώµατα µπορούν να µεταφέρουν αναλλοίωτη την καταγραφή της διεύθυνσης του γεωµαγνητικού πεδίου κατά τη στιγµή του σχηµατισµού τους. Από τη διεύθυνση της µαγνήτισης είναι δυνατό να υπολογιστεί η θέση του µαγνητικού πόλου εκείνη την εποχή. Για µια συγκεκριµένη ήπειρο, πετρώµατα διαφορετικών ηλικιών δίνουν διαφορετική θέση του πόλου του γεωµαγνητικού πεδίου. Η σύνδεση των µέσων θέσεων των πόλων όπως προκύπτει από πετρώµατα διαφορετικών ηλικιών της ίδιας ηπείρου δίνει µια γραµµή η οποία καλείται φαινόµενη τροχιά περιφοράς των πόλων (Σχ. 1.3). Κάθε ήπειρος παράγει µια διαφορετική τροχιά, η οποία εποµένως δεν µπορεί να είναι η καταγραφή της κίνησης των πόλων. Κάθε τέτοια γραµµή εκφράζει την κίνηση της ηπείρου σε σχέση µε τον πόλο. Συγκρίνοντας τις γραµµές αυτές µπορεί να γίνει αναπαράσταση των σχετικών κινήσεων των ηπείρων. Ο παλαιοµαγνητισµός αναπτύχθηκε ως γεωλογικός κλάδος τις δεκαετίες του 1950 και Τα πρώτα αποτελέσµατα που έδειχναν µεγάλης κλίµακας κινήσεις των ηπείρων έγιναν δεκτά µε σχετικό σκεπτικισµό. Οι εργασίες όµως που ακολούθησαν έχουν εδραιώσει τα αποτελέσµατα που αφορούν τις κινήσεις των ηπείρων.

5 5 Η ποιότητα των παλαιοµαγνητικών δεδοµένων είναι καλή για τις περισσότερες γεωλογικές εποχές από το Μέσο Παλαιοζωϊκό και µετά. Η αξιοπιστία των παλαιοµαγνητικών δεδοµένων για προηγούµενες γεωλογικές περιόδους δεν είναι ικανοποιητική για διάφορους λόγους. Στο κατώτερο Παλαιοζωικό ο µικρός αριθµός δεδοµένων δεν επιτρέπει τον καλό καθορισµό των τροχιών περιφοράς των ηπείρων. Ένας άλλος παράγοντας που µπορεί να οδηγήσει σε µη σωστό προσδιορισµό των διευθύνσεων είναι ότι όσο παλιότερα είναι τα δεδοµένα τόσο περισσότερο αυξάνεται η πιθανότητα να έχουν υποστεί µια δευτερεύουσα µαγνήτιση η οποία δεν έχει ανιχνευθεί. Αυτό γίνεται όταν θερµικά και τεκτονικά γεγονότα αλλάζουν την αρχική µαγνήτιση µε αποτέλεσµα η διεύθυνση να µην αντιστοιχεί στη διεύθυνση του µαγνητικού πεδίου κατά τη χρονική στιγµή του σχηµατισµού του πετρώµατος. Επαναµαγνητίσεις µπορούν να επηρεάσουν πετρώµατα κάθε ηλικίας, όµως αναγνωρίζονται ευκολότερα και έτσι αποτελούν µικρότερο πρόβληµα στα πετρώµατα νεότερης ηλικίας. Σχ. 1.3 Φαινόµενες τροχιές περιφοράς του πόλου για τη Βόρεια Αµερική και την Ευρώπη για τα τελευταία 350 εκατοµµύρια χρόνια (Irving, 1977). Η συνέπεια την οποία παρουσιάζουν τα παλαιοµαγνητικά αποτελέσµατα αφήνει πολύ µικρή αµφιβολία για το ότι οι ήπειροι έχουν αλλάξει θέση η µία ως προς την άλλη στο πέρασµα του γεωλογικού χρόνου. Αυτό δικαιολογεί την έννοια της µετατόπισης των ηπείρων δεν εξηγεί όµως το µηχανισµό ο οποίος παράγει την κίνηση αυτή. Μία άλλη πλευρά των παλαιοµαγνητικών καταγραφών, η ιστορία της πολικότητας του µαγνητικού πεδίου και όχι οι τροχιές περιφοράς, έχουν παίξει σηµαντικό ρόλο στον προσδιορισµό του µηχανισµού ο οποίος παράγει την κίνηση αυτή. 1.3 Εξάπλωση του θαλάσσιου πυθµένα Μια βασική αδυναµία της θεωρίας της µετατόπισης των ηπείρων ήταν η αδυναµία να εξηγηθεί ο µηχανισµός που την προκαλεί. Ο Wegener είχε επικαλεσθεί δυνάµεις που σχετίζονται µε τη βαρύτητα και την περιστροφή της Γης, οι οποίες ήταν ολοφάνερα αρκετά ασθενείς για να εξαναγκάσουν σε κίνηση τις ηπείρους µέσα στον αντιστεκόµενο βασαλτικό φλοιό.

6 6 Ένας σηµαντικός παράγοντας στην εξέλιξη της σύγχρονης θεωρίας των λιθοσφαιρικών πλακών ήταν η ανάπτυξη της ωκεανογραφίας στα χρόνια που ακολούθησαν το Β Παγκόσµιο πόλεµο, όταν η τεχνολογία που σχεδιάστηκε για πολεµικές επιχειρήσεις βρήκε εφαρµογή σε ειρηνικούς σκοπούς. Η βαθυµετρία των ωκεανών παραστάθηκε µε λεπτοµέρεια και µέσα σε µερικά χρόνια έγιναν φανερά αρκετά εντυπωσιακά χαρακτηριστικά της. Ανακαλύφθηκαν βαθιές τάφροι, µε βάθος µεγαλύτερο από το διπλάσιο της λεκάνης του ωκεανού, κοντά σε νησιωτικά τόξα και µερικά ηπειρωτικά όρια. Η τάφρος των Μαριανών έχει βάθος µεγαλύτερο από 11 km. Σε κάθε ωκεανό βρέθηκε µια έντονη υποθαλάσσια οροσειρά, που καλείται ωκεάνια ράχη. Οι ωκεάνιες ράχες υψώνονται µέχρι 3000 m πάνω από τις γειτονικές λεκάνες και σχηµατίζουν ένα συνεχές σύστηµα, το οποίο έχει µήκος µεγαλύτερο από km και περιβάλλει ολόκληρη τη Γη. Σε αντίθεση µε τις ηπειρωτικές οροσειρές, το πλάτος των οποίων είναι µικρότερο από µερικές εκατοντάδες χιλιόµετρα, το πλάτος των ωκεάνιων ραχών κυµαίνεται από km. Ο σηµαντικός ρόλος των ωκεάνιων ραχών αναγνωρίστηκε πρώτα από τον H. Hess (1962). Αυτός υπέθεσε ότι άνοδος θερµού υλικού από το µανδύα στις περιοχές που βρίσκονται οι ωκεάνιες ράχες έχει ως αποτέλεσµα το σχηµατισµό νέου ωκεάνιου φλοιού. Η ύπαρξη ρευµάτων µεταφοράς στον πάνω µανδύα προκαλεί την άνοδο του θερµού υλικού στην επιφάνεια τη στερεοποίησή του και στη συνέχεια την οριζόντια εξάπλωσή του σε διευθύνσεις συµµετρικές ως προς τον άξονα της ράχης. Οι ήπειροι µπορούν να ταξιδεύουν πάνω στο εξαπλούµενο υλικό του µανδύα, µεταφερόµενες παθητικά από τα ρεύµατα µεταφοράς. Το 1961 ο R. Dietz πρότεινε την έκφραση εξάπλωση του θαλάσσιου πυθµένα. Η εξάπλωση του θαλάσσιου πυθµένα σε συνδυασµό µε τη µεταβολή της πολικότητας του µαγνητικού πεδίου της Γης, έχει ως αποτέλεσµα τη γένεση ευθύγραµµων και συµµετρικών ως προς τη ράχη ζωνών οι οποίες χαρακτηρίζονται από µαγνητικές ανωµαλίες οι οποίες καταγράφουν την ιστορία της αντιστροφής της γεωµαγνητικής πολικότητας. Η µελέτη αυτών των µαγνητικών ιδιοτήτων οδήγησε στην επιβεβαίωση της εξάπλωσης του θαλάσσιου πυθµένα Η υπόθεση Vine Matthews Morley Παλαιοµαγνητικές µελέτες στα τέλη του 1950 και στις αρχές του 1960 σε ραδιοχρονολογηµένες ηπειρωτικές λάβες, έδειξαν ότι το γεωµαγνητικό πεδίο έχει αλλάξει πολικότητα σε ακανόνιστα χρονικά διαστήµατα (Σχ. 1.4). Για δεκάδες χιλιάδες ως εκατοµµύρια χρόνια η πολικότητα µπορεί να είναι κανονική και έπειτα για ανεξήγητο λόγο αντιστρέφεται µέσα σε µερικές χιλιάδες χρόνια, έτσι ώστε ο βόρειος µαγνητικός πόλος να είναι κοντά στο νότιο γεωγραφικό πόλο και ο νότιος µαγνητικός πόλος κοντά στο βόρειο γεωγραφικό πόλο. Αυτή η κατάσταση µπορεί να παραµείνει για µεγάλο χρονικό διάστηµα, πριν οι πόλοι αντιστραφούν και πάλι. Οι ηλικίες των αντιστροφών τα τελευταία τέσσερα εκατοµµύρια χρόνια έχουν υπολογισθεί µε ραδιοχρονολόγηση και δίνουν µια ακανόνιστη αλλά καλά χρονολογηµένη ακολουθία της πολικότητας. Μια µαγνητική ανωµαλία είναι η απόκλιση από το θεωρητικό µαγνητικό πεδίο σε µια δοσµένη θέση. Αν το πεδίο είναι ισχυρότερο από το αναµενόµενο, η ανωµαλία είναι θετική, αν είναι ασθενέστερο από το αναµενόµενο, η ανωµαλία είναι αρνητική. Οι µαγνητικές έρευνες που έγιναν στους ωκεανούς στα τέλη της δεκαετίας του 1950, αποκάλυψαν ένα χαρακτηριστικό µοντέλο αποτελούµενο από λωρίδες εναλλασσόµενων θετικών και αρνητικών ανωµαλιών σε µεγάλα τµήµατα του ωκεάνιου φλοιού (Σχ.1.5), για τις οποίες οι συµβατικές µέθοδοι ερµηνείας δεν έδιναν κάποια ικανοποιητική εξήγηση. Το 1963 οι Άγγλοι γεωφυσικοί F.J. Vine και D. H. Matthews, αλλά και ανεξάρτητα από αυτούς ο Καναδός γεωλόγος L. W. Morley (Morley and Larochelle, 1964), σχηµατοποίησαν µια σηµαντική

7 7 υπόθεση η οποία εξηγεί τη γένεση του συγκεκριµένου µοντέλου των ωκεάνιων µαγνητικών ανωµαλιών. Σχ. 1.4 Χρονική κλίµακα της γεωµαγνητικής αντιστροφής. Σχ 1.5 Συµµετρικές λωρίδες µαγνητικών ανωµαλιών από τη µεσοωκεάνια ράχη του Ατλαντικού ωκεανού (νοτιοδυτικά της Ισλανδίας). Η υπόθεση των Vine Matthews Morley εντάσσει το αποτέλεσµα αυτό στη γνώση των αντιστροφών του γεωµαγνητικού πεδίου και στην ιδέα της εξάπλωσης του θαλάσσιου πυθµένα (Σχ. 1.6). Η βασαλτική λάβα εξέρχεται σε λειωµένη κατάσταση. Όταν αυτή στερεοποιείται και η θερµοκρασία µειώνεται κάτω από τη θερµοκρασία Curie των µαγνητικών της ορυκτών, ο βασάλτης µαγνητίζεται έντονα κατά τη διεύθυνση του

8 8 µαγνητικού πεδίου της Γης εκείνη τη χρονική στιγµή. Κατά µήκος µιας ενεργού ράχης εξάπλωσης και στις αντίθετες πλευρές του επεκτεινόµενου κέντρου σχηµατίζονται συµµετρικές στενόµακρες λωρίδες από µαγνητισµένο βασαλτικό φλοιό, η κάθε µία από τις οποίες µεταφέρει τη σφραγίδα του µαγνητικού πεδίου στο οποίο σχηµατίστηκε. Η εξάπλωση του θαλάσσιου πυθµένα µπορεί να διαρκέσει για πολλά εκατοµµύρια χρόνια σε µια ωκεάνια ράχη. Στη διάρκεια αυτού του χρόνου το µαγνητικό πεδίο αλλάζει πολικότητα πολλές φορές, σχηµατίζοντας λωρίδες ωκεάνιου φλοιού οι οποίες είναι µαγνητισµένες εναλλακτικά κατά την ίδια φορά ή αντίθετα από τη διεύθυνση του σηµερινού µαγνητικού πεδίου δίνοντας το παρατηρούµενο σχήµα των θετικών και αρνητικών ανωµαλιών. Έτσι, το βασαλτικό στρώµα ενεργεί σαν µια µαγνητική ταινία, συντηρώντας την καταγραφή της αλλαγής της πολικότητας του µαγνητικού πεδίου. Σχ. 1.6 Πάνω: Παρατηρηµένες και υπολογισµένες θαλάσσιες µαγνητικές ανωµαλίες σε nanotesla (nt), κατά µήκος της ράχης Ειρηνικού Ανταρκτικής. Κάτω: Η ερµηνεία των ανωµαλιών µε βάση την υπόθεση Vine Mathews (Pitman and Heirtzler, 1966) Ρυθµοί εξάπλωσης του θαλάσσιου πυθµένα Το πλάτος µιας µαγνητικής λωρίδας εξαρτάται από δύο παράγοντες: την ταχύτητα µε την οποία ο ωκεάνιος φλοιός αποµακρύνεται από το κέντρο εξάπλωσης και τη χρονική διάρκεια όπου η γεωµαγνητική πολικότητα είναι σταθερά κανονική ή ανάστροφη. Όταν η απόσταση µιας δοσµένης αντιστροφής της πολικότητας από τον άξονα εξάπλωσης χαρτογραφείται σε συνάρτηση µε την ηλικία της αντιστροφής, αποκτάται µια σχεδόν γραµµική σχέση (Σχ.1.7). Η κλίση της ευθείας δίνει το µισό του µέσου ρυθµού αποµάκρυνσης από τη ράχη. Οι τιµές είναι της τάξης των 10 mm/yr στο Βόρειο Ατλαντικό ωκεανό και mm/yr στον Ειρηνικό ωκεανό. Με τον τρόπο αυτό υπολογίζεται ο ρυθµός της κίνησης στη µία πλευρά της ράχης µόνο. Στις περισσότερες περιπτώσεις η αποµάκρυνση είναι συµµετρική σε κάθε πλευρά της ράχης, δηλαδή, οι αντίθετες πλευρές αποµακρύνονται από τη ράχη µε ίσες ταχύτητες, έτσι ο πλήρης ρυθµός αποµάκρυνσης στον άξονα µιας ράχης είναι διπλάσιος του υπολογιζόµενου µε τον παραπάνω τρόπο.

9 9 Σχ. 1.7 Υπολογισµός του ρυθµού της επέκτασης του ωκεάνιου πυθµένα (προς τη µία κατεύθυνση) σε διάφορα κέντρα επέκτασης, µε µέτρηση των αποστάσεων των ανωµαλιών σε συνάρτηση µε τις γνωστές ραδιοχρονολογηµένες ηλικίες των πετρωµάτων (Vine, 1966). Οι ρυθµοί των κινήσεων των πλακών όπως ερµηνεύονται µε τις µαγνητικές ανωµαλίες (Σχ 1.7) είναι οι µέσες τιµές για αρκετά εκατοµµύρια χρόνια. Σύγχρονες γεωδαιτικές µέθοδοι επιτρέπουν µετρήσεις των µεταβολών της απόστασης µεταξύ δύο σταθµών στη Γη µε εξαιρετική ακρίβεια. Μετά από µετρήσεις αρκετών ετών βρέθηκε ότι οι αποστάσεις µεταξύ ζευγών σταθµών σε αντίθετες πλευρές του Ατλαντικού ωκεανού αυξάνουν αργά µε ένα µέσο ρυθµό ίσο µε 17 mm/yr. 1.4 Δοµή της Γης Από τις αρχές του 20 ου αιώνα ήταν πλέον φανερό από τη µελέτη της διάδοσης των σεισµικών κυµάτων ότι το εσωτερικό της Γης αποτελείται από στρώµατα. Τα όρια µεταξύ των στρωµάτων διακρίνονται από απότοµες µεταβολές στην ταχύτητα των σεισµικών κυµάτων. Κάθε στρώµα χαρακτηρίζεται από ιδιαίτερες φυσικές ιδιότητες οι οποίες ορίζονται από τη σύσταση, την πίεση και τη θερµοκρασία του στρώµατος. Τα τέσσερα κύρια στρώµατα είναι ο φλοιός, ο µανδύας, ο εξωτερικός και εσωτερικός πυρήνας (Σχ. 1.8) Λιθοσφαιρικές πλάκες Το αποτελούµενο από στρώµατα µοντέλο του εσωτερικού της Γης παρουσιάζει σφαιρική συµµετρία. Η συµµετρία δεν ισχύει για το φλοιό και τον πάνω µανδύα. Αυτά τα δύο εξωτερικά στρώµατα της Γης παρουσιάζουν σηµαντικές οριζόντιες µεταβολές. Ο φλοιός και το ανώτατο τµήµα του µανδύα µέχρι το βάθος των km, περίπου, κάτω από τους ωκεανούς και km κάτω από τις ηπείρους είναι άκαµπτα σχηµατίζοντας ένα σκληρό εξωτερικό κέλυφος που καλείται λιθόσφαιρα. Η λιθόσφαιρα διακρίνεται σε µεγάλα ή σχετικά µικρότερα τεµάχη τα οποία ονοµάζονται λιθοσφαιρικές πλάκες. Κάτω από τη λιθόσφαιρα βρίσκεται η ασθενόσφαιρα, ένα στρώµα µέσα στο οποίο παρατηρείται συχνά µείωση της

10 10 ταχύτητας των σεισµικών κυµάτων, που δηλώνει χαµηλότερο βαθµό ακαµψίας. Η ασθενόσφαιρα έχει πάχος περίπου 250 km. Αυτό το ασθενέστερο στρώµα θεωρείται ότι είναι µερικώς τηγµένο και είναι ικανό να ρέει για µακρές χρονικές περιόδους µε τρόπο που εξαρτάται από τη θερµοκρασία και τη σύσταση. Η ασθενόσφαιρα παίζει σηµαντικό ρόλο στην τεκτονική των πλακών επειδή κάνει δυνατή τη σχετική κίνηση των υπερκείµενων λιθοσφαιρικών πλακών. Σχ. 1.8 Σχηµατική παράσταση που δείχνει τα βάθη των κύριων σεισµικών ασυνεχειών οι οποίες διακρίνουν τα στρώµατα από τα οποία αποτελείται το εσωτερικό της Γης. Η ωκεάνια λιθόσφαιρα είναι λεπτή κοντά στον άξονα των ραχών, αλλά το πάχος της αυξάνεται µε την απόσταση από τη ράχη, φθάνοντας τα km. Ο ωκεάνιος φλοιός καταλαµβάνει µόνο τα 5 10 km από την επιφάνεια της Γης. Η ηπειρωτική λιθόσφαιρα µπορεί να φθάσει το πάχος των 150 km, από το οποίο µόνο τα επιφανειακά km αντιστοιχούν στον ηπειρωτικό φλοιό. Οδηγούµενες από δυνάµεις που βρίσκονται κάτω από αυτές (Σχ. 1.9), οι λιθοσφαιρικές πλάκες κινούνται η µία σε σχέση µε την άλλη επάνω στην επιφάνεια του πλανήτη. Η γνώση αυτή προσφέρει τον κρίκο που έλειπε στην υπόθεση της κίνησης των ηπείρων του Wegener, αφαιρώντας µια από τις πιο σοβαρές αντιρρήσεις σε αυτή. Δεν είναι απαραίτητο για τις ηπείρους να ανοίξουν δρόµο µέσα στις άκαµπτες ωκεάνιες λεκάνες. Αυτές µεταφέρονται παθητικά στην κορυφή των κινούµενων πλακών όπως οι κορµοί των δέντρων επιπλέουν και ταξιδεύουν σε ένα ποτάµι. Έτσι, η κίνηση των ηπείρων είναι επακόλουθο της κίνησης των λιθοσφαιρικών πλακών. Το µοντέλο των τεκτονικών πλακών εµπεριέχει το σχηµατισµό νέας λιθόσφαιρας σε µια ράχη και την καταστροφή της σε µια ζώνη κατάδυσης (Σχ 1.10). Επειδή η µέση πυκνότητα της ωκεάνιας λιθόσφαιρας είναι µεγαλύτερη από αυτή της ηπειρωτικής λιθόσφαιρας, η ωκεάνια λιθόσφαιρα µπορεί να καταδυθεί κάτω από ηπειρωτική ή ωκεάνια λιθόσφαιρα, ενώ η ηπειρωτική λιθόσφαιρα δεν µπορεί να καταδυθεί κάτω από ωκεάνια λιθόσφαιρα. Έτσι όπως οι κορµοί των δέντρων συσσωρεύονται σε ένα σηµείο του ποταµού που υπάρχει ένα επιφανειακό εµπόδιο, µια ήπειρος που µεταφέρεται σε µια ζώνη κατάδυσης συγκρούεται µε την τάφρο βαθιάς θάλασσας, το νησιωτικό τόξο ή τη γειτονική ήπειρο. Μια τέτοια σύγκρουση έχει ως αποτέλεσµα τη δηµιουργία µιας οροσειράς. Σε µια σύγκρουση ηπείρου-ηπείρου, καµία από τις πλάκες δεν µπορεί να βυθιστεί και η σχετική κίνηση των πλακών µπορεί να σταµατήσει. Εναλλακτικά, κατάδυση µπορεί να αρχίσει σε µια άλλη περιοχή, πίσω από τη µία από τις δύο ηπείρους, αφήνοντας µια οροσειρά ως ένδειξη της ζώνης συρραφής µεταξύ των αρχικά συγκρουόµενων ηπείρων. Οι οροσειρές των Αλπεων, των Ιµαλαΐων και των Απαλλαχίων, θεωρείται ότι έχουν σχηµατισθεί από αυτό το µηχανισµό.

11 11 Η θεωρία των τεκτονικών πλακών ενισχύεται πειστικά από ένα πλήθος γεωφυσικών, πετρολογικών και γεωλογικών ενδείξεων από τους τρεις τύπους ορίων των πλακών. Σχ. 1.9 Μορφολογικά χαρακτηριστικά του φλοιού της Γης τα οποία συνδέονται µε τις κινήσεις των λιθοσφαιρικών πλακών και τοµή όπου φαίνονται τα βασικά στρώµατα της Γης, τα ρεύµατα µεταφοράς στον πάνω µανδύα και τα χαρακτηριστικά της καταδυόµενης λιθόσφαιρας Σχ Σχηµατική παράσταση µιας κατακόρυφης τοµής µιας λιθοσφαιρικής πλάκας από την ωκεάνια ράχη ως τη ζώνη κατάδυσης. Η κίνηση των λιθοσφαιρικών πλακών έχει ως αποτέλεσµα τη συσσώρευση τάσεων κοντά στα όρια γειτονικών πλακών. Όταν οι τάσεις ξεπεράσουν την αντοχή των πετρωµάτων προκαλείται θραύση (διάρρηξη) και απελευθέρωση της δυναµικής ενέργειας που έχει συσσωρευθεί. Η διάρρηξη παράγει το φαινόµενο του σεισµού που είναι η απότοµη απελευθέρωση της ελαστικής ενέργειας και οφείλεται στην ξαφνική µετατόπιση των δύο πλευρών µιας επιφάνειας στο εσωτερικό της γης η οποία ονοµάζεται ρήγµα. Όπως θα δούµε, το µήκος της επιφάνειας του ρήγµατος καθορίζει και το πόσο µεγάλος θα είναι ο σεισµός. Η διαδικασία αυτή έχει ως αποτέλεσµα την κατανοµή των σεισµών κατά µήκος καλά

12 12 καθορισµένων ζωνών (Σχ. 1.11). Αυτές είναι: (α) Η Περιειρηνική ζώνη ή «δαχτυλίδι της φωτιάς», (β) µια ηµιτονοειδής ζώνη που ξεκινάει από τις Αζόρες, περνάει από τη βόρεια Αφρική και τη ζώνη Άλπεων Ιµαλαΐων και φθάνει µέχρι τη νοτιοανατολική Ασία και (γ) το παγκόσµιο σύστηµα των ωκεάνιων ραχών και εξάρσεων. Οι σεισµικές ζώνες ακολουθούν πολύ καλά τα όρια των λιθοσφαιρικών πλακών (Σχ. 1.12). Υπάρχουν δώδεκα κύριες πλάκες (Ανταρκτικής, Αφρικής, Ευρασίας, Ινδίας, Αυστραλίας, Αραβίας, Φιλιππινών, Βόρειας Αµερικής, Νότιας Αµερικής, Ειρηνικού και οι πλάκες Νάζκα και Κόκος) καθώς και αρκετές δευτερεύουσες όπως της Σκωτίας της Καραϊβικής κλπ. Σχ Η γεωγραφική κατανοµή των σεισµών από το Τα επίκεντρα των σεισµών δείχνουν τις ενεργά τεκτονικές περιοχές της Γης (Barazagni and Dorman, 1969). 1.5 Τύποι ορίων των πλακών Υπάρχουν τρεις τύποι ορίων των πλακών οι οποίοι διακρίνονται από διαφορετικές τεκτονικές διαδικασίες (Σχ. 1.13). Ο τρόπος γένεσης των σεισµών σε παγκόσµια κλίµακα δείχνει ότι στις ωκεάνιες ράχες οι λιθοσφαιρικές πλάκες αποµακρύνονται η µία από την άλλη. Στα όρια αυτά σχηµατίζεται νέα λιθόσφαιρα. Οι σεισµικές ζώνες που συνδέονται µε βαθιές τάφρους, νησιωτικά τόξα και οροσειρές αποτελούν περιοχές όπου οι λιθοσφαιρικές πλάκες συγκλίνουν. Η µία πλάκα αναγκάζεται να προχωρήσει κάτω από µια άλλη σχηµατίζοντας την αποκαλούµενη ζώνη κατάδυσης. Επειδή κάθε λιθοσφαιρική πλάκα είναι λεπτή σε σχέση µε το εύρος της, η κατώτερη πλάκα κάµπτεται απότοµα και κατέρχεται σε βάθος αρκετών εκατοντάδων χιλιοµέτρων όπου αποσυντίθεται. Η ζώνη κατάδυσης δηλώνει µια περιοχή καταστροφής της λιθόσφαιρας. Όρια πλακών όπου δηµιουργείται ή καταστρέφεται λιθόσφαιρα µπορεί να αποτελούνται από πολλά τµήµατα τα οποία συνδέονται µεταξύ τους µε ρήγµατα οριζόντιας διεύθυνσης.

13 13 Σχ Οι κύριες και δευτερεύουσες λιθοσφαιρικές πλάκες της Γης. Τα βέλη δείχνουν τις σχετικές ταχύτητες των σηµερινών κινήσεων των πλακών σε στα όρια τους σε mm/yr (DeMets et al., 1990). Σχ Σχηµατικό µοντέλο των τριών τύπων των ορίων των πλακών. Διακρίνονται περιοχές απόκλισης (ridges), περιοχές σύγκλισης (subduction zones) και περιοχές ρηγµάτων µετασχηµατισµού (transform faults). Tο σχήµα έχει σχεδιασθεί µε βάση τον πόλο της σχετικής κίνησης µεταξύ των πλακών Α και Β. Τα τελευταία ανήκουν σε µια τάξη ρηγµάτων που ονοµάζονται ρήγµατα µετασχηµατισµού. Στο σηµείο που ένα ρήγµα µετασχηµατισµού συναντάει µια ωκεάνια ράχη µετατρέπει το άνοιγµα που γίνεται στη ράχη σε οριζόντια διατµητική κίνηση πάνω στο ρήγµα. Αντίστοιχα, όπου ένα τέτοιο ρήγµα συναντάει ένα όριο καταστροφής της λιθόσφαιρας, µετατρέπει την κατάδυση σε οριζόντια διατµητική κίνηση. Τα ρήγµατα µετασχηµατισµού σχηµατίζουν ένα όριο, όπου ούτε δηµιουργείται ούτε καταστρέφεται λιθόσφαιρα. Το όριο αυτό χωρίζει πλάκες οι οποίες κινούνται η µία ως προς την άλλη εφαπτοµενικά. Τα ρήγµατα µετασχηµατισµού παίζουν σηµαντικό ρόλο στην ερµηνεία των κινήσεων των πλακών. Επέκταση και κατάδυση συχνά θεωρείται ότι είναι κάθετες στη διεύθυνση της ράχης ή της τάφρου. Όµως αυτό δεν είναι απαραίτητο να συµβαίνει πάντα. Είναι πιθανό να

14 14 γίνεται µία πλάγια κίνηση µε µία συνιστώσα παράλληλη προς τη διεύθυνση του ορίου των πλακών. Όµως, επειδή λιθόσφαιρα ούτε δηµιουργείται ούτε καταστρέφεται σε ένα όριο διατήρησης, η σχετική κίνηση µεταξύ γειτονικών πλακών πρέπει να είναι παράλληλη µε τη διεύθυνση ενός κοινού ρήγµατος µετασχηµατισµού. Πρωτοπόρες ανεξάρτητες εργασίες από τους D.P. McKenzie και R.L. Parker (1967) και W.J. Morgan (1968) έδειξαν ότι τα ρήγµατα µετασχηµατισµού µπορούν να χρησιµοποιηθούν για τον προσδιορισµό της θέσης του πόλου περιστροφής των δύο πλακών (Euler pole). Χρησιµοποιώντας τη µέθοδο αυτή ο X. Le Pichon (1968) προσδιόρισε τις σύγχρονες σχετικές κινήσεις των κύριων τεκτονικών πλακών. 1.6 Χαρακτηριστικές ιδιότητες των ορίων των πλακών Όρια δηµιουργίας νέας λιθόσφαιρας Αν και οι ωκεάνιες ράχες γενικά δεν βρίσκονται στο κεντρικό τµήµα των ωκεανών, συχνά αναφέρονται ως µεσο ωκεάνιες ράχες. Ο τύπος του ωκεάνιου βασάλτη που σχηµατίζεται σε ένα ωκεάνιο κέντρο εξάπλωσης ονοµάζεται βασάλτης µεσοωκεάνιας ράχης. Μερικώς τηγµένα πετρώµατα του πάνω µανδύα, αναδύονται κάτω από τις ράχες. Η ελάττωση της πίεσης που οφείλεται στη µεταβολή του βάθους προκαλεί επιπλέον τήξη και το σχηµατισµό βασαλτικού µάγµατος. Κάποιο από το υγρό µάγµα εξέρχεται κοντά στην κεντρική ρηξιγενή ζώνη ή τον άξονα της ράχης και ρέει ως λάβα κατά µήκος του ωκεάνιου πυθµένα, ενώ µέρος εισέρχεται ως φλέβα µέσα στο λεπτό ωκεάνιο φλοιό. Η χωρική κατανοµή των σεισµών ορίζει µια στενή ζώνη σεισµικής δραστηριότητας κοντά στην κορυφογραµµή της ωκεάνιας ράχης. Οι σεισµοί αυτοί γίνονται σε επιφανειακά βάθη µερικών χιλιοµέτρων και είναι στην πλειονότητά τους µικροί. Σεισµοί µε µέγεθος Μ=6 ή µεγαλύτεροι είναι σπάνιοι. Η σεισµική ενέργεια που απελευθερώνεται στις ράχες είναι ένα ασήµαντο τµήµα της παγκόσµια εκλυόµενης σεισµικής ενέργειας. Η σχετική έρευνα έχει δείξει ότι οι σεισµοί αυτοί συνδέονται µε κανονικές διαρρήξεις, υποδηλώνοντας εφελκυσµό κατά µήκος του άξονα της ράχης. Κοντά στις ωκεάνιες ράχες παρατηρείται η υψηλότερη ροή θερµότητας των ωκεανών και ελαττώνεται συστηµατικά µε την απόσταση από αυτές. Υψηλές τιµές ροής θερµότητας προκαλούνται από το σχηµατισµό νέας λιθόσφαιρας από το καυτό ανερχόµενο µάγµα στον άξονα της ράχης. Με το χρόνο, η λιθόσφαιρα αποµακρύνεται από τη ράχη και βαθµιαία ψύχεται, ώστε η ροή θερµότητας να περιορίζεται µε την αύξηση της ηλικίας ή της απόστασης από τη ράχη. Ο ωκεάνιος φλοιός είναι λεπτός, µε συνέπεια τα υψηλής πυκνότητας πετρώµατα του µανδύα να συναντώνται σε επιφανειακότερα βάθη από ότι κάτω από τις ηπείρους. Αυτό προκαλεί µια γενική αύξηση του πεδίου βαρύτητας της Γης πάνω από τους ωκεανούς, δίνοντας θετικές ανωµαλίες βαρύτητας. Όµως, πάνω από τα συστήµατα των ραχών η βαρύτητα ελαττώνεται προχωρώντας προς τον άξονα έτσι ώστε να επικάθεται µια αρνητική βαρυτική ανωµαλία πάνω στην κανονικά θετική ανωµαλία βαρύτητας των ωκεανών. Το αποτέλεσµα αυτό οφείλεται στην πυκνότητα της τοπικής δοµής κάτω από τη ράχη η οποία αποδίδεται σε υλικό του µανδύα µε πυκνότητα ελαφρά µικρότερη από την κανονική. Η πυκνότητα είναι µικρότερη εξαιτίας της διαφορετικής σύστασης του µανδύα κάτω από τις ράχες και την υψηλή τους θερµοκρασία. Έχει ήδη παρουσιασθεί η ερµηνεία των µαγνητικών ανωµαλιών που σχηµατίζονται από την εξάπλωση του θαλάσσιου πυθµένα σε «δηµιουργικά» όρια. Τα αποτελέσµατα παρέχουν άµεσους υπολογισµούς των µέσων ρυθµών των κινήσεων των πλακών στο γεωλογικό χρόνο.

15 Όρια καταστροφής της λιθόσφαιρας Οι ζώνες κατάδυσης υπάρχουν εκεί όπου µια πλάκα καταδύεται κάτω από τη γειτονική της σε µεγάλα βάθη, µέχρι που η πίεση και η θερµοκρασία να προκαλέσουν την εξαλλοίωσή της. Η πυκνότητα δείχνει ότι η κατερχόµενη πλάκα σε µια ζώνη κατάδυσης είναι ωκεάνιου τύπου. Η επιφανειακή εµφάνιση εξαρτάται από τον τύπο της επωθούµενης πλάκας. Όταν αυτή είναι επίσης µια ωκεάνια πλάκα, η ζώνη κατάδυσης χαρακτηρίζεται από ένα νησιωτικό τόξο και παράλληλα µε αυτό, από µία βαθιά τάφρο. Το νησιωτικό τόξο βρίσκεται κοντά στα όρια της επωθούµενης πλάκας και είναι κυρτό ως προς το τµήµα της πλάκας που καταδύεται. Η τάφρος σηµειώνει σε ποιό σηµείο η ωκεάνια πλάκα κάµπτεται προς τα κάτω µέσα στο µανδύα (σχ.1.9). Η τήξη του καταδυόµενου τεµάχους παράγει µάγµα το οποίο τροφοδοτεί τα ηφαίστεια. Η διείσδυση µάγµατος πίσω από ένα νησιωτικό τόξο παράγει µια οπισθότοξη λεκάνη στην εσωτερική κοίλη πλευρά του τόξου. Τέτοιες λεκάνες είναι κοινές στο δυτικό Ειρηνικό. Αν το τόξο είναι κοντά στην ήπειρο, ο εκτός τόξου µαγµατισµός µπορεί να δηµιουργήσει µια περιθωριακή θάλασσα, όπως είναι η Ιαπωνική θάλασσα. Ο πυθµένας των οπισθότοξων λεκανών και των περιθωριακών θαλασσών αποτελείται από ωκεάνιο φλοιό. Ένα εξαιρετικό παράδειγµα όπου η επωθούµενη πλάκα είναι ηπειρωτική είναι αυτό κατά µήκος των ακτών της Νότιας Αµερικής. Συµπίεση µεταξύ της νοτιοαµερικανικής πλάκας και της πλάκας Νάζκα έχει δηµιουργήσει τις Άνδεις, µια τοξοειδή-πτυχωµένη οροσειρά κοντά στα όρια της ηπειρωτικής πλάκας. Ενεργά ηφαίστεια κατά µήκος της οροσειράς εκβάλλουν ένα τύπο λάβας η οποία ονοµάζεται ανδεσιτική και η οποία έχει υψηλότερη σύσταση σε πυρίτιο από ότι ο ωκεάνιος βασάλτης. Η λάβα αυτή µπορεί να σχηµατίζεται από την τήξη του καταδυόµενου τεµάχους και του επωθούµενου τεµάχους σε µεγάλα βάθη εξαιτίας της µεταξύ τους τριβής. Αν κάποια πυριτικά ιζήµατα από την τάφρο της βαθιάς θάλασσας µεταφερθούν µαζί µε την κατερχόµενη πλάκα, µπορούν να αυξήσουν τα πυριτικά συστατικά του τήγµατος παράγοντας µάγµα ανδεσιτικής σύστασης. Η σεισµικότητα σε µια ζώνη κατάδυσης µας παρέχει το κλειδί των ενεργών διαδικασιών που γίνονται εκεί. Όπου η µια πλάκα επωθείται πάνω στην άλλη, οι διατµητικές δυνάµεις προκαλούν ισχυρούς σεισµούς σε επιφανειακά βάθη. Κάτω από την περιοχή αυτή, οι σεισµοί συστηµατικά κατανέµονται µέσα στην καταδυόµενη πλάκα και σχηµατίζουν µια κεκλιµένη σεισµική ζώνη η οποία ονοµάζεται ζώνη Wadati Benioff και η οποία µπορεί να εκτείνεται σε βάθος αρκετών εκατοντάδων χιλιοµέτρων µέσα στο µανδύα. Οι βαθύτεροι σεισµοί έχουν καταγραφεί µέχρι το βάθος των 700 περίπου χιλιοµέτρων. Μελέτη των µηχανισµών γένεσης των σεισµών που γίνονται στην καταδυόµενη λιθοσφαιρική πλάκα και σε βάθη µεγαλύτερα του πάχους της επωθούµενης πλάκας, δείχνει ότι η καταδυόµενη πλάκα αρχικά βρίσκεται σε µια κατάσταση εφελκυσµού ως προς τη διεύθυνση κλίσης (σχ.1.14α). Η καταδυόµενη λιθόσφαιρα είναι ψυχρότερη και πυκνότερη από ότι η υποκείµενη ασθενόσφαιρα. Αυτό δίνει µια αρνητική πλευστότητα, η οποία προκαλεί τη βύθισή της, τραβώντας την πλάκα προς τα κάτω. Σε µεγαλύτερα βάθη, το υλικό του µανδύα που είναι περισσότερο άκαµπτο από ότι στην ασθενόσφαιρα, αντιστέκεται στη διείσδυση (σχ.1.14b). Ενώ το πάνω τµήµα βυθίζεται, το κατώτερο τµήµα υποστηρίζεται µερικώς από τα βαθύτερα στρώµατα, µε αποτέλεσµα την ανάπτυξη συµπιεστικών δυνάµεων κατά τη διεύθυνση της κλίσης στο κατώτερο τµήµα της κατερχόµενης πλάκας και εφελκυστικών στο πάνω τµήµα της. Ένα κενό στην κατανοµή της σεισµικότητας µε το βάθος µπορεί να υπάρχει εκεί που οι τάσεις µεταβάλλονται από εφελκυστικές σε συµπιεστικές. Σε µια πολύ βαθιά ζώνη κατάδυσης η αύξηση της αντίστασης µε το βάθος προκαλεί συµπίεση κατά τη διεύθυνση της κλίσης σε ολόκληρη την κατερχόµενη πλάκα (Σχ 1.14c). Σε µερικές περιπτώσεις τµήµα της πλάκας µπορεί να αποσπασθεί και να βυθιστεί σε µεγάλα βάθη, όπου

16 16 οι σεισµοί έχουν µηχανισµούς συµπιεστικού τύπου (Σχ 1.14d). Στην τελευταία περίπτωση παρατηρείται ένα κενό στην σεισµικότητα µεταξύ των δύο τεµαχών της καταδυόµενης πλάκας. Σχ Τρόπος που ενεργούν οι τάσεις σε µια καταδυόµενη λιθοσφαιρική πλάκα. Οι µαύροι και ανοιχτοί κύκλοι µέσα στη βυθιζόµενη λιθοσφαιρική πλάκα δηλώνουν αντίστοιχα εφελκυσµό και συµπίεση. Η σεισµική δραστηριότητα παριστάνεται ποιοτικά µε το µέγεθος του κάθε κύκλου. Οι εφελκυστικές τάσεις στο πάνω τµήµα της καταδυόµενης λιθόσφαιρας των a, b, d οφείλονται στην είσοδό της στο µικρής αντοχής υλικό της ασθενόσφαιρας. Η αντίσταση του πλέον άκαµπτου στρώµατος που βρίσκεται κάτω από την ασθενόσφαιρα προξενεί συµπίεση στο κάτω µέρος, b, ή κατά µήκος ολόκληρης της βυθιζόµενης πλάκας, c. Σε µερικές περιπτώσεις, d, το βαθύτερο κοµµάτι της βυθιζόµενης πλάκας µπορεί να αποσπασθεί (Isacks and Molnar, 1969). Η ροή θερµότητας σε ένα «όριο καταστροφής» αντανακλά σε κάποιο βαθµό την ιστορία εξάπλωσης της πλάκας. Η πλάκα φθάνει τη µέγιστη ηλικία της και έτσι έχει ψυχθεί στο µέγιστο βαθµό κατά το χρόνο που αυτή φθάνει στη ζώνη κατάδυσης. Οι τιµές της ροής θερµότητας στις βαθιές ωκεάνιες λεκάνες είναι γενικά χαµηλές, αλλά οι τιµές που µετρώνται σε τάφρους βαθιάς θάλασσας είναι οι χαµηλότερες που έχουν βρεθεί στους ωκεανούς. Αντίθετα, τα ηφαιστειακά τόξα και οι οπισθότοξες λεκάνες συχνά παρουσιάζουν ανώµαλα υψηλές τιµές ροής θερµότητας που οφείλεται στη διείσδυση µάγµατος. Οι ανωµαλίες βαρύτητας κατά µήκος των ζωνών κατάδυσης έχουν αρκετά ευδιάκριτα χαρακτηριστικά. Στην προς τη θάλασσα ως προς την τάφρο περιοχή, η λιθόσφαιρα κάµπτεται προς τα πάνω λίγο πριν να αρχίσει να κατέρχεται, προκαλώντας µια θετική ανωµαλία. Η παρουσία του νερού ή χαµηλής πυκνότητας ιζηµάτων σε µια τάφρο βαθιάς θάλασσας έχει ως αποτέλεσµα τη δηµιουργία µιας ισχυρής αρνητικής ανωµαλίας βαρύτητας και πάνω από την κατερχόµενη πλάκα παρατηρείται µια θετική ανωµαλία, η οποία οφείλεται µερικώς στην ορυκτολογική µετατροπή του καταδυόµενου ωκεάνιου φλοιού σε υψηλότερης πυκνότητας εκλογίτη. Οι ζώνες κατάδυσης δεν έχουν κάποια ιδιαίτερη µαγνητική συµπεριφορά. Κοντά σε ένα ηπειρωτικό όριο η αντίθεση µεταξύ των µαγνητικών ιδιοτήτων του ωκεάνιου και του ηπειρωτικού φλοιού, παράγει µια µαγνητική ανωµαλία, αλλά αυτό δεν είναι το άµεσο αποτέλεσµα των διαδικασιών των τεκτονικών πλακών. Στις περιθωριακές λεκάνες οι µαγνητικές ανωµαλίες δεν είναι γραµµωτές εκτός από µερικές σπάνιες περιπτώσεις. Αυτό συµβαίνει επειδή ο ωκεάνιος φλοιός της λεκάνης δεν παράγεται από την εξάπλωση του θαλάσσιου πυθµένα σε µια ράχη, αλλά από διείσδυση που διαχέεται σε ολόκληρη τη λεκάνη Όρια διατήρησης της λιθόσφαιρας Τα ρήγµατα µετασχηµατισµού είναι ρήγµατα οριζόντιας µετατόπισης µε µεγάλης κλίσης (κατακόρυφα) επίπεδα του ρήγµατος. Είναι πιθανό να συνδέουν τµήµατα ζωνών κατάδυσης, αλλά παρατηρούνται κυρίως σε δηµιουργικά όρια πλακών και συνδέουν τµήµατα της ωκεάνιας ράχης. Τα ρήγµατα µετασχηµατισµού είναι τα πλέον ενεργά σεισµικά τµήµατα ενός συστήµατος ραχών, επειδή εδώ η σχετική κίνηση µεταξύ γειτονικών πλακών είναι

17 17 περισσότερο έντονη. Σεισµολογικές µελέτες έχουν επιβεβαιώσει ότι οι µετατοπίσεις στα ρήγµατα µετασχηµατισµού συµφωνούν µε τη σχετική κίνηση των γειτονικών πλακών. Το ίχνος του ρήγµατος µετασχηµατισµού µπορεί να εκτείνεται µακριά από τη ράχη και από τις δύο πλευρές της σαν µια ζώνη διάρρηξης. Αυτές οι ζώνες διάρρηξης είναι µεταξύ των πλέον εντυπωσιακών χαρακτηριστικών της τοπογραφίας του ωκεάνιου πυθµένα. Αν και το πάχος µιας ζώνης διάρρηξης είναι µόνο µερικές δεκάδες χιλιόµετρα, το µήκος της µπορεί να είναι χιλιάδες χιλιόµετρα. Στην επιφάνεια της Γης ακολουθεί το τόξο ενός τµήµατος κύκλου. Αυτό το σπουδαίο χαρακτηριστικό επιτρέπει τη χρήση των ζωνών διάρρηξης στον καθορισµό των σχετικών κινήσεων των πλακών, οι οποίες δεν µπορούν να καθορισθούν από τη διεύθυνση µιας ράχης ή ενός τµήµατος της τάφρου, όπου είναι πιθανή πλάγια επέκταση ή κατάδυση Μπορεί να υπάρξει µια µεγάλη µεταβολή στο υψόµετρο κατά µήκος µιας ζώνης διάρρηξης η οποία σχετίζεται µε τις διαφορετικές θερµικές ιστορίες των πλακών που χωρίζει. Καθώς µια πλάκα ψύχεται, γίνεται πυκνότερη και λιγότερο πλεύσιµη, έτσι ώστε αυτή βαθµιαία να βυθίζεται. Εποµένως, το βάθος µέχρι την κορυφή της ωκεάνιας λιθόσφαιρας αυξάνεται µε την ηλικία, δηλαδή, µε την απόσταση από το κέντρο εξάπλωσης. Τµήµατα που βρίσκονται ακριβώς απέναντι κατά µήκος ενός ρήγµατος µετασχηµατισµού βρίσκονται σε διαφορετικές αποστάσεις από τα αντίστοιχα κέντρα εξάπλωσης. Έχουν διαφορετικές ηλικίες και έτσι έχουν βυθισθεί κατά διαφορετικό τρόπο σε σχέση µε τη ράχη. Το παραπάνω µπορεί να εκδηλώνεται ως αξιοσηµείωτη υψοµετρική διαφορά κατά µήκος της ζώνης διάρρηξης. Το κύριο µαγνητικό αποτέλεσµα ενός ρήγµατος µετασχηµατισµού είναι η διακοπή των ωκεάνιων µαγνητικών γραµµώσεων που είναι παράλληλες προς τον άξονα ενός ρήγµατος και η αποµάκρυνση αυτών µεταξύ τους κατά την ίδια ποσότητα όπως τα τεµάχη της ράχης. Το αποτέλεσµα είναι ένα πολύ σύνθετο µοντέλο των µαγνητικών γραµµώσεων σε µερικές ωκεάνιες λεκάνες όπως στο βορειοανατολικό Ειρηνικό. 1.7 Θερµές κηλίδες Με τον όρο θερµές κηλίδες γίνεται αναφορά σε κέντρα επιφανειακής ηφαιστειότητας και τοπικά υψηλής ροής θερµότητας. Αν και θερµές κηλίδες είναι δυνατό να υπάρχουν και στις ηπείρους, περισσότερο κοινή είναι η παρουσία τους στους ωκεανούς. Υπάρχουν δύο σηµαντικοί τύποι ηφαιστειακών τόξων στην τεκτονική των λιθοσφαιρικών πλακών. Η τοξοειδούς σχήµατος αλυσίδες των νησιών που συνδέονται µε βαθιές ωκεάνιες τάφρους σε όρια καταστροφής της λιθόσφαιρας και σχετίζονται µε τις διαδικασίες κατάδυσης και οι σχεδόν ευθύγραµµες αλυσίδες ηφαιστειακών νησιών µέσα στις ωκεάνιες λεκάνες µακριά από ενεργά τεκτονικά όρια. Αυτά τα ενδοπλακικά χαρακτηριστικά είναι ιδιαίτερα ενδεικτικά σε βαθυµετρικούς χάρτες του Ειρηνικού ωκεανού. Μια τέτοια περίπτωση αποτελεί η αλυσίδα των νησιών της Χαβάης µε διεύθυνση σχεδόν κάθετη στον άξονα της εξάπλωσης του θαλάσσιου πυθµένα που βρίσκεται στο έξαρµα του ανατολικού Ειρηνικού (Σχ. 1.14a). Η ηφαιστειότητα κατά µήκος της αλυσίδας ελαττώνεται από το νοτιοανατολικό προς το βορειοδυτικό τµήµα της αλυσίδας. Μια θερµή κηλίδα είναι ένα σταθερό µαγµατικό κέντρο που έχει τις ρίζες του στο µανδύα κάτω από τη λιθόσφαιρα. Η άνοδος του µάγµατος οικοδοµεί ηφαιστειακά συµπλέγµατα που µπορεί να ξεπερνούν την επιφάνεια του νερού ή να βρίσκονται κάτω από αυτή. Η κίνηση της λιθοσφαιρικής πλάκας µεταφέρει τα νησιά µακριά από τη θερµή κηλίδα και η ηφαιστειότητα εξαφανίζεται (Σχ.1.14b). Επιβεβαίωση της θεωρίας αυτής γίνεται µε ραδιοχρονολόγηση των βασαλτών του ηφαιστειακού συµπλέγµατος. Η ηλικία των βασαλτών αυξάνεται µε την απόσταση από το ενεργό ηφαίστειο Κιλαουέα που βρίσκεται στα νοτιοανατολικά του συµπλέγµατος στο νησί Χαβάη. Από τις ραδιοχρονολογήσεις προκύπτει ότι η κίνηση της πλάκας του Ειρηνικού πάνω από τη θερµή κηλίδα της Χαβάης γίνεται µε

18 18 ταχύτητα περίπου 10 cm/yr τα τελευταία εκατοµµύρια χρόνια. Η αλλαγή στη διεύθυνση της ράχης της Χαβάης δείχνει µια µεταβολή στη διεύθυνση και την ταχύτητα της πλάκας του Ειρηνικού πριν από περίπου 43 εκατοµµύρια χρόνια. Σχ (a) Γεωγραφική κατανοµή των ηφαιστειογενών σχηµατισµών πάνω από τη θερµή κηλίδα στην περιοχή της Χαβάης. Οι αριθµοί δίνουν την κατά προσέγγιση ηλικία της ηφαιστειότητας. Είναι χαρακτηριστική η µεταβολή της διεύθυνσης περίπου 43 εκατοµµύρια χρόνια πριν (Van Andel, 1992). (b) Ερµηνεία της γεωγραφικής κατανοµής των ηφαιστειακών σχηµατισµών (Wilson, 1963). Υπάρχουν ενδείξεις ότι µια θερµή κηλίδα δεν είναι σταθερή για πολύ µεγάλα χρονικά διαστήµατα. Στην περίπτωση αυτή δεν µπορούν οι θερµές κηλίδες να χρησιµοποιηθούν ως σταθερά σηµεία αναφοράς. Παρόλα αυτά, επειδή ο ρυθµός της κίνησης τους είναι αρκετά µικρός, µπορούν να χρησιµοποιηθούν ως ένα πλαίσιο αναφοράς της απόλυτης κίνησης των λιθοσφαιρικών πλακών σε ένα τυπικό χρονικό διάστηµα των 10 εκατοµµυρίων ετών.

19 19 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 ο ΣΕΙΣΜΟΛΟΓΙΑ ΚΑΙ ΦΥΣΙΚΗ ΤΟΥ ΕΣΩΤΕΡΙΚΟΥ ΤΗΣ ΓΗΣ 2.1 Εισαγωγή Η Σεισµολογία είναι µια επιστήµη µε πολύ µεγάλη ιστορία. Ο Κινέζος επιστήµονας Chang Heng κατασκεύασε το πρώτο σεισµοσκόπιο το 132 µ.χ., δηλαδή, περίπου δύο χιλιάδες χρόνια πριν. Πρόκειται για ένα πρωτόγονο αλλά ευφυές όργανο, καλαίσθητου σχεδιασµού και κατασκευής το οποίο κατέγραφε τις αφίξεις των σεισµικών κυµάτων και έδινε τη δυνατότητα στον παρατηρητή να προσδιορίσει την κατεύθυνση από την οποία έρχονταν τα σεισµικά κύµατα. Τα αίτια των σεισµών δεν ήταν πλήρως κατανοητά. Για αιώνες, οι άνθρωποι απέδιδαν τους σεισµούς σε υπερφυσικές δυνάµεις. Οι µεγάλες καταστροφές και η απώλεια ανθρώπινων ζωών γινόταν συχνά κατανοητή κάτω από προληπτικούς όρους και θεωρούνταν ως η τιµωρία που επέβαλαν οι θεοί στην αµαρτωλή κοινωνία. Αν και πρώιµοι αστρονόµοι και φιλόσοφοι θεώρησαν τους σεισµούς ως φυσικά φαινόµενα τα οποία δεν έχουν καµιά σχέση µε πνευµατικούς παράγοντες, η πίστη ότι οι σεισµοί ήταν έκφραση της θεϊκής οργής επικράτησε µέχρι την έλευση της Εποχής της Αιτιότητας το 18 ο αιώνα. Ο δρόµος για µια λογική ερµηνεία των φυσικών φαινοµένων άνοιξε το 17 ο αιώνα µε τις συστηµατικές παρατηρήσεις επιστηµόνων όπως ο Galileo, την ανακάλυψη και τη διατύπωση των φυσικών νόµων από τον Newton και την εξέλιξη της λογικής σκέψης από τους φιλόσοφους εκείνης της εποχής. Εκτός από την εξέλιξη των τεχνικών των επιστηµονικών παρατηρήσεων, η κατανόηση των νόµων της ελαστικότητας και της περιορισµένης αντοχής των υλικών ήταν απαραίτητα πριν η Σεισµολογία µπορέσει να προχωρήσει ως επιστήµη. Σε µια πρωτοπόρα µελέτη, ο Galileo στα 1638, περιέγραψε την απόκριση µιας δοκού στη φόρτιση, ενώ στα 1660 ο Hooke διατύπωσε το νόµο της ελαστικότητας. Οι πρώτες περιγραφές των χαρακτηριστικών των σεισµών ήταν υποχρεωτικά περιορισµένες σε παρατηρήσεις και µετρήσεις στο «κοντινό πεδίο» του σεισµού, δηλαδή, σε σχετικά κοντινές περιοχές γύρω από το χώρο που έγινε ο σεισµός. Μια εµφανής ώθηση στην επιστήµη της Σεισµολογίας δόθηκε µε την εφεύρεση ενός αξιόπιστου και ευαίσθητου σεισµογράφου από τον John Milne το Αν και ήταν ογκώδης και πρωτόγονος σε σύγκριση µε τα σύγχρονα όργανα, η ακρίβεια και η ευαισθησία αυτού του επαναστατικού οργάνου, επέτρεψε την ακριβή ποσοτική περιγραφή των σεισµών σε µεγάλες αποστάσεις από την εστία τους, δηλαδή, στο «µακρινό πεδίο». Η συγκέντρωση αξιόπιστων καταγραφών από µακρινούς σεισµούς έκανε δυνατή τη συστηµατική µελέτη της σεισµικότητας και της δοµής του εσωτερικού της Γης. Η λεπτοµερής µελέτη του µεγάλου ισχυρού σεισµού που έγινε στο San Francisco το 1906 έδωσε σηµαντική ώθηση στις προσπάθειες κατανόησης των αιτίων αυτών των φυσικών φαινοµένων. Η ανάγκη των παγκόσµιων δυνάµεων να ανιχνεύσουν αδιάσειστα τις πυρηνικές δοκιµές των αντιπάλων τους έδωσε σηµαντική ώθηση στην επιστήµη της σεισµολογίας τις δεκαετίες του 1950 και Η ποσότητα της ενέργειας που απελευθερώνεται σε µια πυρηνική έκρηξη είναι συγκρίσιµη µε αυτή ενός σεισµού, αλλά τα δύο φαινόµενα µπορούν να διακριθούν µεταξύ τους µε ανάλυση των διευθύνσεων των πρώτων αποκλίσεων των καταγραφών των σεισµογράφων. Ο ακριβής προσδιορισµός του επικέντρου και του εστιακού βάθους της δόνησης, απαιτούσε τη βελτίωση της γνώσης της ταχύτητας διάδοσης των σεισµικών κυµάτων χώρου στο εσωτερικό της Γης. Οι πολιτικές αυτές απαιτήσεις της ψυχροπολεµικής περιόδου οδήγησαν σε ουσιαστικές βελτιώσεις του σεισµολογικού εξοπλισµού και στην εγκατάσταση ενός νέου παγκόσµιου δικτύου σεισµολογικών σταθµών

20 20 µε κοινά χαρακτηριστικά. Οι εξελίξεις αυτές είχαν µια σηµαντική ανάδραση στις γεωεπιστήµες επειδή βοήθησαν στον ακριβέστερο προσδιορισµό των εστιακών συντεταγµένων των σεισµών και στην καλύτερη κατανόηση της δοµής της Γης. Η χωρική κατανοµή της παγκόσµιας σεισµικότητας και η κατά κύριο λόγο συγκέντρωσή της σε στενές ενεργές ζώνες, ήταν ένας σηµαντικός παράγοντας στην εξέλιξη της θεωρίας των λιθοσφαιρικών πλακών, καθώς επέτρεψε τον προσδιορισµό των ορίων των πλακών και την έννοια της σχετικής τους κίνησης. Οι τεχνικές της σεισµικής διάθλασης και ανάκλασης µε τη χρήση τεχνητών, ελεγχόµενων εκρήξεων ως πηγών, αναπτύχθηκε στην έρευνα για πετρέλαιο. Από τη δεκαετία το 1960 οι µέθοδοι αυτές έχουν χρησιµοποιηθεί µε αξιοσηµείωτη επιτυχία για τη λεπτοµερή ανάλυση της δοµής κάτω από τις ηπείρους και τους ωκεανούς. Η εξέλιξη της τεχνολογίας των υπολογιστών έκανε δυνατή τη βελτίωση της ακρίβειας στον προσδιορισµό των εστιακών συντεταγµένων των σεισµών και στον προσδιορισµό του χρόνου διαδροµής των σεισµικών κυµάτων χώρου. Οι πρόοδοι αυτές οδήγησαν στο νέο επιστηµονικό πεδίο της σεισµικής τοµογραφίας, µιας δυναµικής και θεαµατικής τεχνικής στην αποκάλυψη δοµών του εσωτερικού της Γης µε βάση τη µελέτη της µεταβολής της ταχύτητας των σεισµικών κυµάτων. Η ανάγκη της προστασίας του πληθυσµού και των ανθρώπινων κατασκευών οδήγησε στην επένδυση σηµαντικής προσπάθειας στη µελέτη της πρόγνωσης των σεισµών και στην ανάπτυξη αντισεισµικών κανονισµών για τη µείωση των καταστροφών από τους σεισµούς. Για να αξιολογήσουµε τον τρόπο µε τον οποίο οι σεισµολόγοι έχουν κάνει φανερή τη δοµή του εσωτερικού της Γης, είναι απαραίτητο να κατανοήσουµε τους τύπους των σεισµικών κυµάτων που παράγονται από τους σεισµούς ή τις τεχνητές εκρήξεις. Η διάδοση των σεισµικών διαταραχών µέσα στη Γη καθορίζεται από τις φυσικές ιδιότητες τέτοιες όπως η πυκνότητα και από τον τρόπο µε τον οποίο το υλικό του εσωτερικού της Γης αντιδρά σε αυτές τις διαταραχές. Το υλικό µέσα στη σεισµική πηγή υφίσταται µόνιµη παραµόρφωση, αλλά έξω από αυτή η διέλευση µιας σεισµικής διαταραχής γίνεται κατά κύριο λόγο µε ελαστική µετατόπιση του µέσου, δηλαδή, το υλικό δεν παθαίνει µόνιµη παραµόρφωση. Πριν να προχωρήσουµε στην ανάλυση των διαφορετικών ειδών των σεισµικών κυµάτων, είναι σηµαντικό να έχουµε µια καλή αντίληψη της θεµελιώδους θεωρίας ελαστικότητας. Αυτό απαιτεί την κατανόηση των εννοιών της τάσης και ανηγµένης παραµόρφωσης καθώς και των ελαστικών σταθερών που σχετίζονται µε αυτές. 2.2 ΘΕΩΡΙΑ ΕΛΑΣΤΙΚΟΤΗΤΑΣ Ελαστική, ανελαστική και πλαστική συµπεριφορά των υλικών Όταν µια δύναµη εφαρµόζεται σε ένα υλικό αυτό παραµορφώνεται. Αυτό σηµαίνει ότι τα υλικά σηµεία µετατοπίζονται από τις αρχικές τους θέσεις. Δοθέντος ότι η δύναµη δεν ξεπερνάει µια κρίσιµη τιµή, η µετατόπιση είναι αναστρέψιµη, δηλαδή, τα υλικά σηµεία επιστρέφουν στις αρχικές τους θέσεις όταν η δύναµη αφαιρεθεί και δεν παρατηρείται µόνιµη παραµόρφωση. Αυτή καλείται ελαστική συµπεριφορά. Οι νόµοι της ελαστικής παραµόρφωσης µπορούν να παρουσιασθούν µε το ακόλουθο παράδειγµα. Ας θεωρήσουµε ότι σε µια κυλινδρική ράβδο µήκους h και διατοµής A, εφαρµόζεται δύναµη F η οποία προκαλεί επιµήκυνση της ράβδου κατά την ποσότητα Δh (Σχ. 2.1). Πειραµατικά έχει δειχθεί ότι η ελαστική παραµόρφωση Δh είναι ανάλογος της εφαρµοζόµενης δύναµης και του αρχικού µήκους της ράβδου, αλλά είναι αντιστρόφως ανάλογη της επιφάνειας της διατοµής της ράβδου. Δηλαδή, Δh Fh/A, ή

21 21 F A Δh h 2.1 Όταν η επιφάνεια Α γίνει απείρως µικρή, η ορική τιµή της δύναµης ανά µονάδα επιφάνειας (F/A) καλείται τάση, σ. Οι µονάδες της τάσης είναι ίδιες µε τις µονάδες της πίεσης. Η µονάδα στο SI είναι το Pascal, και ισούται µε τη δύναµη 1 Newton ανά τετραγωνικό µέτρο (1 Pa=1Nm -2 ). Στο CGS µονάδα της τάσης είναι το bar, που ισούται µε 10 6 dyne cm -2. Από τα παραπάνω προκύπτει ότι 1bar=0.1MPa. Σχ. 2.1 Μια δύναµη F που ενεργεί σε µία ράβδο διατοµής Α επεκτείνει το αρχικό µήκος h κατά την ποσότητα Δh. Σύµφωνα µε το νόµο του Hooke για την ελαστική παραµόρφωση, ο λόγος Δh/h είναι ανάλογος του F/A. Όταν το h γίνει απείρως µικρό, η στοιχειώδης µεταβολή της διάστασης (Δh/h) καλείται ανηγµένη παραµόρφωση ε, η οποία είναι µία µονόµετρη ποσότητα. Η σχέση (2.1) δηλώνει ότι για ελαστική συµπεριφορά η ανηγµένη παραµόρφωση ενός σώµατος είναι ανάλογη της τάσης που εφαρµόζεται σε αυτό. Αυτή η γραµµική σχέση ονοµάζεται νόµος του Hooke. Ο νόµος αυτός θέτει τις βάσεις της θεωρίας της ελαστικότητας. Πέρα από µια ορισµένη τιµή της ανηγµένης παραµόρφωσης η οποία ονοµάζεται όριο αναλογικότητας, ο νόµος του Hooke δεν ισχύει πλέον (Σχ.2.2α). Παρά το γεγονός ότι το υλικό είναι ακόµη ελαστικό (αυτό επιστρέφει στην αρχική του µορφή όταν η τάση αφαιρείται), η σχέση µεταξύ τάσης-ανηγµένης παραµόρφωσης είναι µη γραµµική. Αν το στερεό παραµορφωθεί πέρα από ένα σηµείο, το οποίο είναι γνωστό ως ελαστικό όριο, δεν θα επιστρέψει στο αρχικό του σχήµα µετά την αφαίρεση της τάσης. Στην περιοχή αυτή, µια µικρή αύξηση της εφαρµοζόµενης τάσης προκαλεί µια δυσανάλογα µεγάλη αύξηση της ανηγµένης παραµόρφωσης. Η παραµόρφωση στην περίπτωση αυτή ονοµάζεται πλαστική. Αν η εφαρµοζόµενη τάση αφαιρεθεί στην πλαστική περιοχή, η ανηγµένη παραµόρφωση δεν µηδενίζεται. Δηλαδή, παράγεται µια µόνιµη ανηγµένη παραµόρφωση. Τελικά, η εφαρµοζόµενη τάση ξεπερνά την αντοχή του υλικού και αυτό αστοχεί. Σε µερικά πετρώµατα η αστοχία µπορεί να συµβεί ξαφνικά στην ελαστική περιοχή. Στην περίπτωση αυτή έχουµε θραυστική συµπεριφορά. Η µη εύθραυστη ή όλκιµη συµπεριφορά των υλικών κάτω από τάση, εξαρτάται από τη χρονική εξέλιξη της παραµόρφωσης (Σχ. 2.2b). Ένα ελαστικό υλικό παραµορφώνεται άµεσα µε την εφαρµογή τάσης και διατηρεί σταθερή ανηγµένη παραµόρφωση µέχρι την αφαίρεση της τάσης, όπου η ανηγµένη παραµόρφωση επανέρχεται στην αρχική της κατάσταση. Το διάγραµµα ανηγµένης παραµόρφωσης-χρόνου έχει τετραγωνική µορφή. Πάντως, σε κάποια υλικά η ανηγµένη παραµόρφωση δεν φθάνει µια σταθερή τιµή αµέσως µετά την εφαρµογή της τάσης, αλλά φθάνει βαθµιαία σε µια σταθερή τιµή. Αυτός ο τύπος µεταβολής της ανηγµένης παραµόρφωσης είναι χαρακτηριστικός των ανελαστικών υλικών. Μετά την

22 22 αφαίρεση της τάσης, η χρονικά εξαρτώµενη ανηγµένη παραµόρφωση επιστρέφει αντίστροφα στο αρχικό επίπεδο. Στην πλαστική παραµόρφωση η ανηγµένη παραµόρφωση αυξάνεται για το χρονικό διάστηµα για το οποίο εφαρµόζεται η τάση. Όταν η τάση αφαιρεθεί, η ανηγµένη παραµόρφωση δεν επιστρέφει στο αρχικό επίπεδο, αλλά παραµένει στο υλικό µια µόνιµη ανηγµένη παραµόρφωση. Σχ. 2.2 (a) Η σχέση µεταξύ της τάσης και της ανηγµένης παραµόρφωσης. (b) Μεταβολή της ελαστικής, ανελαστικής και πλαστικής παραµόρφωσης σε συνάρτηση µε το χρόνο κατά τη διάρκεια και µετά την εφαρµογή της τάσης. Η γνώση µας για τη δοµή και τη φύση του εσωτερικού της Γης, έχει αποκτηθεί σε µεγάλο µέρος από µελέτες των σεισµικών κυµάτων που παράγονται από σεισµούς. Οι σεισµοί γίνονται στο φλοιό ή στον πάνω µανδύα όταν οι τεκτονικές τάσεις ξεπεράσουν την τοπική αντοχή των πετρωµάτων και αυτά αστοχούν. Μακριά από την περιοχή της διάρρηξης τα σεισµικά κύµατα ταξιδεύουν µε ελαστική παραµόρφωση των πετρωµάτων µέσα από τα οποία περνούν. Η διάδοσή τους εξαρτάται από τις ελαστικές ιδιότητες οι οποίες περιγράφηκαν από τις σχέσεις µεταξύ τάσης και ανηγµένης παραµόρφωσης. 2.3 ΣΕΙΣΜΙΚΑ ΚΥΜΑΤΑ ΚΑΙ ΕΙΔΗ ΑΥΤΩΝ Ελεύθερη ταλάντωση της Γης Αν χτυπήσουµε ένα κουδούνι µε ένα σφυρί, αυτό δονείται σε ένα αριθµό ιδιοσυχνοτήτων. Ο συνδυασµός των ιδιοταλαντώσεων οι οποίες διεγείρονται δίνει σε κάθε κουδούνι τη χαρακτηριστική ήχηση. Με ανάλογο τρόπο, η ξαφνική απελευθέρωση ενέργειας σε ένα πολύ ισχυρό σεισµό, µπορεί να θέσει ολόκληρη τη Γη σε ταλάντωση, µε

23 23 ιδιοσυχνότητες των ταλαντώσεων οι οποίες προσδιορίζονται από τις ελαστικές ιδιότητες και τη δοµή του εσωτερικού της Γης. Οι ελεύθερες ταλαντώσεις απαιτούν τρισδιάστατη παραµόρφωση της σφαιρικής επιφάνειας της Γης και µπορεί να είναι αρκετά σύνθετες. Πριν να συζητήσουµε τις ελεύθερες ταλαντώσεις της Γης αξίζει να αναφερθούµε σε κάποιες έννοιες δονούµενων συστηµάτων που µπορούµε να διδαχθούµε από τη διέγερση µονοδιάστατης χορδής η οποία είναι σταθερή στα δύο της άκρα. Σχ. 2.3 Η θεµελιώδης και οι πρώτης και δεύτερης τάξης αρµονικές µιας χορδής µε σταθερά άκρα. Κάθε σύνθετη δόνηση της χορδής µπορεί να θεωρηθεί ως η συµβολή ενός αριθµού απλούστερων δονήσεων οι οποίες καλούνται αρµονικές της δόνησης. Αυτό προκύπτει όταν τα διαδιδόµενα κύµατα ανακλώµενα στα άκρα της χορδής συµβάλλουν µεταξύ τους δίνοντας ένα στάσιµο κύµα. Κάθε αρµονική αντιστοιχεί σε ένα στάσιµο κύµα µε συχνότητα και µήκος κύµατος που προσδιορίζονται από τη συνθήκη ότι το µήκος της χορδής πρέπει πάντα να είναι ίσο µε ένα ακέραιο πολλαπλάσιο του µισού του µήκους κύµατος (Σχ. 2.3). Όπως και τα σταθερά άκρα, υπάρχουν και άλλα σηµεία της χορδής τα οποία έχουν µηδενικές µετατοπίσεις και καλούνται κόµβοι της δόνησης. Η θεµελιώδης αρµονική της δόνησης δεν έχει κόµβους. Η πρώτη αρµονική έχει ένα κόµβο. Το µήκος κύµατος και η περίοδός της είναι το µισό της θεµελιώδους αρµονικής. Η δεύτερη αρµονική έχει συχνότητα τριπλάσια της θεµελιώδους αρµονικής κλπ. Αρµονικές µε ένα ή περισσότερους κόµβους καλούνται αρµονικές ανώτερης τάξης. Οι έννοιες των αρµονικών και των κόµβων είναι επίσης εφαρµόσιµες σε µία δονούµενη σφαίρα. Η σύνθετη γενικά δόνηση µιας σφαίρας µπορεί να αναλυθεί ως η συµβολή ενός αριθµού αρµονικών. Οι κόµβοι µηδενικής µετάθεσης γίνονται κοµβικές επιφάνειες πάνω στις οποίες το πλάτος της δόνησης είναι µηδέν. Οι ελεύθερες ταλαντώσεις της Γης µπορούν να διακριθούν σε τρεις κατηγορίες. Στις ακτινοειδείς ταλαντώσεις όπου οι µετατοπίσεις είναι καθαρά ακτινικές, στις σφαιροειδείς ταλαντώσεις όπου αυτές είναι µερικώς ακτινικές και µερικώς εφαπτοµενικές και στις στροφικές ταλαντώσεις οι οποίες είναι καθαρά εφαπτοµενικές Ακτινοειδείς ταλαντώσεις Η απλούστερη περίπτωση των ελεύθερων ταλαντώσεων είναι οι ακτινοειδείς ταλαντώσεις, κατά τις οποίες το σχήµα της Γης παραµένει «σφαιρικό» και όλα τα υλικά σηµεία ταλαντώνονται ακτινικά (Σχ. 2.4α). Στη θεµελιώδη αρµονική αυτού του τύπου