Μελέτη των κυμάτων tsunamis Εφαρμογή στην περιοχή μεταξύ Σαντορίνης και Βόρειας Κρήτης.

ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΑΙΓΑΙΟΥ ΣΧΟΛΗ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΟΣ ΤΜΗΜΑ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΗΣ ΘΑΛΑΣΣΑΣ Μελέτη των κυμάτων tsunamis Εφαρμογή στην περιοχή μεταξύ Σαντορίνης και Βόρειας Κρήτης. Επιμέλεια: Μελεμενή Χρυσούλα Επιβλέπων Καθηγητής: Καραμπάς Θ. 2007 1

ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ 1. Περιεχόμενα 1 2. Ευχαριστίες.3 3. Εισαγωγή...4 4. Κεφ. 1. Η δομή της Γης 5 4.1. Η εσωτερική δομή της Γης..5 4.2. Η δυναμική της λιθόσφαιρας...7 4.2.1. Θεωρία της μετατόπισης των ηπείρων..7 4.2.2. Κινήσεις των λιθοσφαιρικών πλακών...8 5. Κεφ. 2. Σεισμοί 10 5.1. Είδη σεισμών.10 5.2. Μέγεθος του σεισμού 10 5.3. Η σεισμικότητα του Ελλαδικού χώρου..13 5.3.1. Το Ελληνικό τόξο 14 5.3.2. Γεωγραφική κατανομή των σεισμών στην Ελλάδα.15 6. Κεφ. 3. Tsunamis.17 6.1. Αιτίες γένεσης tsunamis.17 6.1.1. Τsunamis παραγόμενα από σεισμούς..17 6.1.2. Τsunamis παραγόμενα από κατολισθήσεις εδαφών 18 6.1.3. Τsunamis παραγόμενα από ηφαιστειακές εκρήξεις.19 6.1.4. Τsunamis και πυρηνικές δοκιμές.20 6.1.5. Tsunamis και πτώση μετεωριτών...21 6.1.6. Γεωγραφική κατανομή των tsunamis..21 6.2. Διαμόρφωση κυματισμών στον παράκτιο χώρο 22 6.2.1. Επίδραση της ρηχότητας και διάθλασης..22 6.2.2. Περίθλαση 23 6.2.3. Κριτήριο θραύσης 23 6.2.4. Αναρρίχηση στην ακτή 25 6.3. Διάδοση των κυμάτων tsunamis 25 6.3.1. Χαρακτηριστικά κυμάτων tsunamis 25 6.3.2. Διάδοση των κυμάτων tsunamis..26 2

6.3.3. Κλίμακες μέτρησης της έντασης των tsunamis...28 6.3.4. Μέτρα προστασίας...31 6.4. Ανάκλαση των κυμάτων tsunamis και συντονισμός υδάτινων λεκανών..31 6.5. Τα tsunamis στον Ελλαδικό χώρο.32 6.5.1. Ιστορική αναδρομή..32 6.5.2. Σχέση μεταξύ της έντασης των tsunamis και του μεγέθους του σεισμού...33 6.6. Μαθηματικά μοντέλα μετάδοσης κυματισμών..35 6.6.1. Γενικά..35 6.6.2. Μοντέλο Κουτίτα Δημητρακόπουλου..36 6.6.3. Αριθμητικό μοντέλο προσομοιώσεων WAVE-L 37 6.6.4. Λογισμικό 41 6.7. Εφαρμογή του μοντέλου WAVE-L στην προσομοίωση tsunamis σε ιδανικά υπολογιστικά πεδία.42 6.8. Εφαρμογή μοντέλου προσομοίωσης..50 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ...75 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ...76 3

ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ Θα ήθελα να ευχαριστήσω τον κ. Καραμπά Θεοφάνη, για την καθοριστική και πολύτιμη βοήθειά του, όπου χωρίς αυτήν δεν θα είχε γίνει η συγγραφή της συγκεκριμένης πτυχιακής. Ευχαριστώ τον κ. Σουκισιάν Τακβόρ για τις πολύτιμες πληροφορίες που μου παρείχε. Θέλω να ευχαριστήσω τον κ. Ζερβάκη Βασίλειο και τον κ. Χασιώτη Θωμά που δέχτηκαν να μετέχουν στην τριμελή επιτροπή. Επίσης, θα ήθελα να ευχαριστήσω τους γονείς μου που με στήριξαν και μου συμπαραστάθηκαν κατά τη διάρκεια των σπουδών μου. Τέλος, ευχαριστώ τους φίλους μου Αθηνά, Λενιώ, Κώστα, Τάσο και Κύρο όπου ο καθένας με το δικό του τρόπο με βοήθησε και με συμβούλεψε για την συγγραφή αυτής της πτυχιακής. 4

ΕΙΣΑΓΩΓΗ Η συγκεκριμένη πτυχιακή εργασία αποσκοπεί στην προσομοίωση ενός κύματος tsunamis στην περιοχή μεταξύ Σαντορίνης και Βόρειας Κρήτης. Το μοντέλο που χρησιμοποιήθηκε για την προσομοίωση γένεσης και μετάδοσης του tsunamis στην περιοχή μελέτης μας ήταν το WAVE-L. Η απεικόνιση του tsunamis έγινε με προεπιλεγμένες πιθανές τιμές ύψους κύματος Η και μήκους κύματος L. Η χρονική διάρκεια κατά την οποία εξελίχθηκε το tsunamis στην περιοχή μελέτης μας ήταν περίπου ¼ της ώρας. Επίσης, έγιναν υποθέσεις για τις πιθανές επιπτώσεις που θα προκαλούσε η δημιουργία tsunamis κατά τη θραύση του στη ξηρά, θέτοντας τυχαία κλίση, ύψος και μήκος κύματος στα βαθιά νερά (Η ο και L ο ). Τέλος, έγινε μελέτη χρονικής εξέλιξης ενός tsunamis με υποθετικό ύψος κύματος Η στις περιπτώσεις παρουσίας ή μη, τεχνητού ή φυσικού εμποδίου (π.χ. κυματοθραύστη και μικρού νησιού αντίστοιχα). Τα tsunamis αποτελούν έναν από τους σημαντικότερους φυσικούς κινδύνους σε παράκτιες ζώνες. Συχνά τα κύματα αυτά παράγονται από μεγάλους σεισμούς ή ηφαιστειακές εκρήξεις σε υποθαλάσσιο περιβάλλον. Άλλοτε είναι δυνατόν να προκληθούν από παράκτιες ή υποβρύχιες κατολισθήσεις. Ακόμη, tsunamis μπορούν να διεγερθούν από διαφυγή μαζών φυσικών αερίων από τον θαλάσσιο πυθμένα, από πτώση μετεωριτών στη θάλασσα και από υποβρύχιες πυρηνικές δοκιμές. Η επικινδυνότητα των κυμάτων tsunamis εξαρτάται από το μέγεθος του κύματος, δηλαδή από το ποσό της ενέργειας που μεταφέρει. Αυτό με τη σειρά του εξαρτάται από την ενέργεια της πηγής που προκάλεσε το tsunamis. Έχει αποδειχθεί ότι η ενέργεια του κύματος tsunamis είναι ίση περίπου με το 1/10 της ενέργειας του σεισμού που το προκάλεσε. Ένα άλλο μέτρο του μεγέθους του κύματος είναι το ύψος του σε συγκεκριμένη παράκτια τοποθεσία. Αυτό εξαρτάται από την απόσταση από την ακτή ή άλλη πηγή, από τη βυθομετρία και την παράκτια γεωμορφολογία της περιοχής που ευνοεί ή εμποδίζει την αναρρίχηση και προέλαση του κύματος στα ενδότερα. Το φαινόμενο των tsunamis δεν είναι άγνωστο στη Μεσόγειο Θάλασσα και τη χώρα μας. Εκατοντάδες μικρών ή μεγάλων tsunamis έχουν αναφερθεί από την αρχαιότητα μέχρι σήμερα, ιδιαίτερα στην Ελλάδα. Το πιο γνωστό tsunamis της προϊστορικής περιόδου, όχι μόνο στη Μεσόγειο αλλά σ ολόκληρο τον κόσμο, είναι το Μινωικό που διεγέρθηκε από τη μεγάλη έκρηξη του ηφαιστείου της Θήρας (Σαντορίνης) γύρω στα 1630 π.χ. 5

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Η Δομή Της Γης 1.1. Η εσωτερική δομή της γης. Η εικόνα που έχουμε για τη Γη, κρίνοντας από την επιφάνεια της, δεν είναι αντιπροσωπευτική του εσωτερικού της. Η πυκνότητα του επιφανειακού στρώματος της Γης είναι περίπου d=3g/cm 3 ενώ η Γη έχει μια μέση πυκνότητα d=5,5g/cm 3. Αυτό σημαίνει ότι το εσωτερικό του πλανήτη μας είναι πιο πυκνό απ ότι η επιφάνειά του. Υπάρχουν δύο λογικές θεωρίες που εξηγούν αυτήν την αύξηση της πυκνότητας όσο προχωρούμε σε μεγαλύτερα βάθη. Η μεγάλη συμπίεση που δέχονται τα πετρώματα που βρίσκονται σε μεγάλο βάθος από το βάρος αυτών που βρίσκονται πάνω τους, και Μια μεταβολή στη χημική σύνθεση των υλικών από τα οποία αποτελείται το εσωτερικό της Γης δηλαδή βαριών χημικών στοιχείων, όπως Ni, Fe, Cu, Mg κ.λ.π. Με βάση αυτές τις θεωρίες έχουν αναπτυχθεί διάφορα μοντέλα που ικανοποιούν τις παρατηρήσεις μας, όπως το μοντέλο της Γης με πυρήνα, στο οποίο όλο το πυκνό υλικό είναι συγκεντρωμένο στο κέντρο της Γης ή το μοντέλο της Γης σταφιδόψωμο, όπου το πυκνό υλικό είναι διάσπαρτο στο εσωτερικό της Γης (σχ. 1). Σχ. 1 Μοντέλο Γης με πυρήνα και μοντέλο Γης- σταφιδόψωμο 6

Η απάντηση που έχει καταλήξει στο επικρατές μοντέλο δόθηκε από τη μελέτη των σεισμικών κυμάτων. Όπως οι ακτίνες Χ διαδίδονται μέσα στον ανθρώπινο οργανισμό και δίνουν πληροφορίες για τον σκελετό του και όχι μόνο, έτσι και τα σεισμικά κύματα διασχίζουν το εσωτερικό της Γης και δίνουν πληροφορίες για τη δομή της. Αν η Γη ήταν μια ομοιογενής σφαίρα τότε η ταχύτητα των σεισμικών κυμάτων (επιμήκη P και εγκάρσια S) μέσα σ αυτή θα ήταν ίδια και οι τροχιές τους ευθείες. Αυτό όμως φαίνεται να μην ισχύει. Οι τροχιές των κυμάτων αυτών υφίσταται ανακλάσεις και διαθλάσεις στα διάφορα στρώματα πετρωμάτων του εσωτερικού της Γης και έτσι η ταχύτητά τους μεταβάλλεται. Εκμεταλλευόμενοι το γεγονός ότι η ταχύτητα των σεισμικών κυμάτων εξαρτάται από την πυκνότητα και το συντελεστή ελαστικότητας και ακαμψίας των υλικών που διασχίζουν, έχουμε καταλήξει στην ύπαρξη διαφόρων στρωμάτων μέσα στη Γη. Τα κύρια αυτά στρώματα, ξεκινώντας από την επιφάνεια της Γης προς το εσωτερικό της, είναι τρία: ο επιφανειακός φλοιός, ο μανδύας και ο πυρήνας. Ο πυρήνας διακρίνεται σε εξωτερικό και εσωτερικό (σχ. 2). Πρέπει να τονιστεί ότι τα στρώματα αυτά δεν είναι απομονωμένα και χωρίς καμιά αλληλεπίδραση μεταξύ τους, αλλά αντίθετα αλληλεπιδρούν έντονα και μάλιστα αυτή η αλληλεπίδραση ξεκινάει από το εσωτερικό προς τα έξω. Σχ. 2 Δομή του εσωτερικού της Γης. 7

1.2. Δυναμική της λιθόσφαιρας. Το ανώτερο στρώμα του μανδύα μαζί με το φλοιό, συνολικού πάχους 70km κάτω από τους ωκεανούς και 130km κάτω από τις ηπείρους, συνθέτουν ένα, όμοιας συμπεριφοράς, στερεό και μη συμπιεστό στρώμα, τη λιθόσφαιρα. Η λιθόσφαιρα χαρακτηρίζεται από μια δυναμική συμπεριφορά, που αντικατοπτρίζεται στη συνεχή αλλαγή της μορφολογίας της επιφάνειας της Γης. Η αλλαγή αυτή συνήθως δε γίνεται αντιληπτή σε μικρή χρονική κλίμακα εκτός των περιπτώσεων εκδήλωσης εντυπωσιακών όσο και τρομακτικών γεωλογικών φαινομένων, όπως ηφαιστειακών εκρήξεων και σεισμών. Οι ορογενέσεις, οι σχηματισμοί των ηπείρων και των θαλασσών είναι φαινόμενα, που για χρόνους γεωλογικής κλίμακας, αποδεικνύουν ότι η φαινομενική ακινησία της γήϊνης επιφάνειας δεν ισχύει. 1.2.1 Θεωρία της τεκτονικής των πλακών. Η θεωρία αυτή, που είναι η επικρατούσα σήμερα, αναπτύχθηκε στη δεκαετία του 60 και ερμήνευσε όχι μόνο την μετακίνηση των ηπείρων αλλά και πολλές διεργασίες του γήϊνου συστήματος, οι οποίες πριν από την ανάπτυξή της δεν μπορούσαν να ερμηνευθούν και να συσχετιστούν. Ερμήνευσε τη γένεση των ηφαιστείων, την εκδήλωση των σεισμών, τη δημιουργία των οροσειρών, τη φυσιογραφία των ωκεανών κ.λ.π. Σύμφωνα με τη θεωρία αυτή το μη συμπιεστό και στερεό τμήμα της Γης που ονομάσαμε λιθόσφαιρα δεν είναι ενιαίο αλλά αποτελείται από οκτώ μεγάλα και μερικά μικρότερα τμήματα που ονομάζονται λιθοσφαιρικές ή τεκτονικές πλάκες (σχ. 3). Οι κυριότερες από αυτές τις πλάκες είναι: Πλάκα Β. Αμερικής (περιλαμβάνει τη Β. Αμερική, τον ΒΔ. Ατλαντικό ωκεανό και τη Γροιλανδία) Πλάκα Ν. Αμερικής (περιλαμβάνει τη Ν. Αμερική και τον ΝΔ Ατλαντικό ωκεανό) Πλάκα Ανταρκτικής (περιλαμβάνει την Ανταρκτική ήπειρο) Ευρασιατική πλάκα (περιλαμβάνει τον ΒΑ Ατλαντικό ωκεανό, την Ευρώπη και την Ασία εκτός από την Ινδία) Αφρικανική πλάκα (περιλαμβάνει την Αφρική, τον ΝΑ Ατλαντικό ωκεανό και το Δ. Ινδικό ωκεανό και μεγάλο μέρος της Μεσογείου) Ινδοαυστραλιανή πλάκα (περιλαμβάνει την Ινδία, την Αυστραλία, τη Νέα Ζηλανδία και το μεγαλύτερο μέρος του Ινδικού ωκεανού) Πλάκα Nazca (περιλαμβάνει τον Α. Ειρηνικό ωκεανό και μέρος της Ν. Αμερικής) Πλάκα Ειρηνικού (περιλαμβάνει το μεγαλύτερο μέρος του Ειρηνικού ωκεανού και τη νότια ακτή της Καλιφόρνια). 8

Σχ. 3 Οι λιθοσφαιρικές πλάκες της Γης Οι πλάκες αυτές δεν είναι ακίνητες αλλά εξ αιτίας των θερμικών ρευμάτων στην ασθενόσφαιρα (τμήμα του μανδύα που επιτρέπει στην υπερκείμενη λιθόσφαιρα να ολισθαίνει πάνω της) μετακινούνται, προκαλώντας έτσι με τα φαινόμενα που συνοδεύουν την κίνησή τους αλλαγές στη φυσιογραφία της επιφάνειας της Γης. Οι ταχύτητες μετακίνησης των λιθοσφαιρικών πλακών κυμαίνονται από 5cm/έτος ως 20cm/έτος. Αυτές οι ταχύτητες είναι φυσικά πολύ μικρές για την καθημερινή ανθρώπινη εμπειρία και γι αυτό η μετακίνηση αυτή δεν γίνεται αντιληπτή, είναι όμως σημαντικές για τη γεωλογική χρονική κλίμακα. Επειδή οι λιθοσφαιρικές πλάκες κουβαλούν πάνω τους τον ηπειρωτικό φλοιό είναι φυσικό η κίνησή τους να έχει σαν συνέπεια και την μετακίνηση των ηπείρων. Έτσι η κατανομή των ηπείρων σήμερα είναι διαφορετική απ ότι παλιότερα και προβλέπεται να αλλάξει σημαντικά στο μέλλον. 1.2.2. Κινήσεις των λιθοσφαιρικών πλακών. Οι λιθοσφαιρικές πλάκες παρουσιάζουν τριών τύπων περιθώρια ανάλογα με τη σχετική μεταξύ τους κίνηση, η οποία μπορεί να είναι: α) απομάκρυνση της μιας από την άλλη κατά μήκος ωκεάνιων λεκανών (σχ. 4α) β) σύγκλιση της μιας επί της άλλης κατά μήκος τάφρων (σχ. 4β) γ) εφαπτομενική μετατόπιση της μιας παράλληλα προς την άλλη κατά μήκος μεγάλων ρηγμάτων (σχ. 4γ). 9

Σχ. 4 Κινήσεις λιθοσφαιρικών πλακών Οποιοδήποτε είδος κίνησης των πλακών κι αν έχουμε, τα γεωλογικά φαινόμενα που τη συνοδεύουν (σεισμοί, ορογενέσεις, ηφαίστεια κ.λ.π.) περιορίζονται στα όρια των κινούμενων πλακών. Η παραδοχή ότι οι πλάκες δεν διαμορφώνονται στο εσωτερικό τους αποτελεί ένα από τα αξιώματα της Τεκτονικής των Πλακών, το οποίο όμως σήμερα αμφισβητείται σε σημαντικό βαθμό. Επειδή όλες οι πλάκες συνδέονται μεταξύ τους κάθε αλλαγή στην κίνηση σε οποιαδήποτε σημεία έχει επίπτωση σε ολόκληρο το σύστημα, παγκόσμια. Οι ήπειροι εκτελούν πράγματι στο σύνολο τους κινήσεις, αλλά οι πιθανοί μηχανισμοί για μια τέτοια διεργασία παραμένουν ασαφείς και είναι υπό αμφισβήτηση. Χαρακτηριστικό παράδειγμα είναι η Μεσόγειος, όπου οι συγκρούσεις μεταξύ της Αφρικανικής πλάκας και ενός πλήθους «μικροπλακών» αποτελούν τεκτονικό παράδοξο, η αποσαφήνιση του οποίου αργεί ακόμη πολύ. 10

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Σεισμοί 2.1. Είδη σεισμών. Σεισμοί είναι οι εδαφικές κινήσεις που γεννιούνται κατά τη διατάραξη της μηχανικής ισορροπίας των γήινων πετρωμάτων από φυσικά αίτια που βρίσκονται στο εσωτερικό της Γης. Στη θέση διατάραξης της ισορροπίας των πετρωμάτων απελευθερώνεται μηχανική ενέργεια, η οποία διαδίδεται μέσα στη Γη με τη μορφή κυμάτων. Τα κύματα αυτά λέγονται σεισμικά κύματα και εκδηλώνονται με τη μορφή δονήσεων του εδάφους. Οι σεισμοί ανάλογα με τα αίτια γένεσής τους διακρίνονται σε τρεις κατηγορίες: Τεκτονικοί σεισμοί: είναι εδαφικές δονήσεις, οι οποίες προκαλούνται από τη βίαιη διάρρηξη των πετρωμάτων της Γης. Είναι οι πιο συνηθισμένοι, δεδομένου ότι το 90% των επιφανειακών σεισμών είναι τεκτονικοί. Ηφαιστειογενείς σεισμοί: είναι εδαφικές δονήσεις, που είτε προηγούνται είτε συνοδεύουν τις ηφαιστειακές εκρήξεις. Αποτελούν το 7% του συνόλου των επιφανειακών σεισμών. Εγκατακρημνισιγενείς σεισμοί: είναι εδαφικές δονήσεις, που οφείλονται σε καταπτώσεις ορόφων φυσικών εγκοίλων και σπηλαίων. Έχουν συνήθως μικρό μέγεθος και αποτελούν το 3% του συνόλου των επιφανειακών σεισμών. Σεισμοί γεννιούνται μόνο μέσα στη λιθόσφαιρα και οι σεισμικές εστίες φθάνουν περίπου μέχρι 700km βάθος. Ανάλογα με το εστιακό τους βάθος οι σεισμοί διακρίνονται σε: α) επιφανειακούς σεισμούς με εστιακό βάθος μικρότερο από 60km β) σεισμούς ενδιάμεσου βάθους με εστιακό βάθος μεταξύ 60 300km γ) σεισμούς μεγάλου βάθους με εστιακό βάθος μεγαλύτερο από 300km. 2.2. Μέγεθος του σεισμού. Μέγεθος ενός σεισμού ονομάζουμε ένα μέτρο της ενέργειας που απελευθερώνεται στην εστία του σεισμού. Επειδή η ακριβής μέτρηση της απελευθερωμένης ενέργειας είναι αδύνατη γι αυτό προσδιορίζεται με μετρήσεις σεισμικών παραμέτρων (πλάτος, περίοδος, διάρκεια) των σεισμικών κυμάτων που παράγονται κατά τη γένεση του σεισμού. Οι σπουδαιότερες κλίμακες μεγέθους των σεισμών είναι: Η κλίμακα τοπικού μεγέθους Μ L γνωστή και σαν κλίμακα Richter. Είναι αξιόπιστη για τοπικούς σεισμούς (ο σεισμογράφος να μην απέχει 600km από το επίκεντρο του σεισμού) και περιόδου της τάξης του 1s. Είναι λογαριθμική κλίμακα, πράγμα που 11

σημαίνει ότι αύξηση του μεγέθους κατά μια μονάδα αντιστοιχεί σε αύξηση του πλάτους κατά 10 μονάδες. Η κλίμακα του επιφανειακού μεγέθους Μ S που βασίζεται σε μετρήσεις των επιφανειακών κυμάτων που έχουν περίοδο 20sec περίπου και γράφονται σε μεγάλες αποστάσεις (μεγαλύτερες από 600 χιλιόμετρα). Η κλίμακα του χωρικού μεγέθους Μ b που βασίζεται σε βραχείας περιόδου (~ 1sec) κύματα χώρου (επιμήκη και εγκάρσια) τα οποία γράφονται σε αποστάσεις μεταξύ 100 και 400 χιλιόμετρα. Είναι αξιόπιστη για σεισμούς μεγάλα εστιακά βάθη. Η κλίμακα του μεγέθους διάρκειας Μ T. Χρησιμοποιείται για τη μελέτη μικρών σεισμών από τοπικά δίκτυα. Η κλίμακα του μεγέθους σεισμικής ροπής Μ ο. Θεωρείται η πιο ακριβής αλλά ο υπολογισμός του είναι πολύπλοκος. Δίνει πληροφορίες για την επιφάνεια του ρήγματος και τη σεισμική ροπή, αντίθετα με τις άλλες που παρέχουν πληροφορίες μόνο για το πλάτος ορισμένων σεισμικών κυμάτων. Το μεγαλύτερο μέγεθος σεισμού που έχει μετρηθεί ως σήμερα σε παγκόσμια κλίμακα είναι 8,9 (Χιλή 1962). Για να γίνει κατανοητή η αντιστοιχία των εννοιών μέγεθος ενέργεια που εκλύεται από έναν σεισμό αρκεί να αναφερθεί ότι για μεγάλους σεισμούς (μέγεθος 8,7 8,9) η ενέργεια που εκλύεται είναι περίπου 900 φορές μεγαλύτερη από αυτήν της βόμβας στη Χιροσίμα. Οι κλίμακες μεγέθους, όπως είναι το μέγεθος Richter, μετρούν το μέγεθος του σεισμού στην πηγή του. Οι βλάβες και το ποσό της σεισμικής αναταραχής όμως διαφέρουν από τόπο σε τόπο και εξαρτώνται όχι μόνο από το μέγεθος του σεισμού αλλά επίσης από την απόσταση από το επίκεντρο του σεισμού και τη γεωλογική μορφή του τόπου. Η σεισμική ένταση είναι ένα μέτρο της αισθητότητας και των αποτελεσμάτων του σεισμού και συνδέεται με το μέγεθος με διάφορες εμπειρικές σχέσεις. Η μέτρηση της έντασης γίνεται με τη δωδεκαβάθμια κλίμακα Mercalli, της οποίας οι διαβαθμίσεις στηρίζονται στην εκτίμηση των μακροσεισμικών αποτελεσμάτων ενός σεισμού. Συνοπτική περιγραφή της κλίμακας ΜΜ. I. Δεν γίνεται αισθητός. ΙΙ. Αισθητός από μερικούς ανθρώπους που βρίσκονται σε ανάπαυση στους ψηλότερους ορόφους κτιρίων. ΙΙΙ. Αισθητός μέσα στα σπίτια. Μπορεί να μην αναγνωριστεί ως σεισμός. Δονήσεις σαν να περνάει ελαφρύ φορτηγό. ΙV. Τίθεται σε κίνηση κρεμασμένα αντικείμενα. Τζάμια τρίζουν. Σταματημένα αυτοκίνητα κλυδωνίζονται. Δονήσεις σαν να περνάει βαρύ φορτηγό. Κρότος παραθύρων, χτύπος στις πόρτες. V. Αισθητός στην ύπαιθρο. Αυτοί που κοιμούνται ξυπνούν. Αιώρηση κρεμασμένων αντικειμένων. Ανατροπή μερικών μικρών αντικειμένων. 12

VI. Aισθητός από όλους. Πολλοί τρομοκρατούνται και τρέχουν έξω από τα κτίρια. Οι άνθρωποι περπατούν με αστάθεια. Μικρές καμπάνες ηχούν. Μετακίνηση ή ανατροπή πολυάριθμων αντικειμένων και επίπλων. Βλάβες σε σοβάδες, κεραμίδια, καπνοδόχους. Βλάβες λίγες, ελαφρές. VII. Μεγάλες καμπάνες ηχούν. Πτώση πολυάριθμων κεραμιδιών, καπνοδόχων. Σοβάδες και τοιχοποιία ρηγματώνονται στις συνηθισμένες κατασκευές. Στις κακές κατασκευές πέφτουν σοβάδες, αποκολλούνται τούβλα και πέτρες. Γίνεται αισθητός από οδηγούς αυτοκινήτων. Κυματισμός στις λίμνες, θόλωμα νερού από λάσπη. VIII. Επηρεάζεται η οδήγηση των αυτοκινήτων. Αρκετές ζημιές και μερική κατάρρευση στις συνηθισμένες κατασκευές. Λίγες βλάβες στην τοιχοποιία των καλών κατασκευών, και μεγάλες στις κακές κατασκευές. Κλαδιά σπάνε από τα δένδρα. Αλλαγές στη ροή και στη θερμοκρασία του νερού σε πηγές και σε πηγάδια. IX. Γενική καταστροφή στις κακές καταστροφές. Σοβαρές βλάβες στην τοιχοποιία των καλών κατασκευών. Υπόγειοι αγωγοί σπάζουν. Σε περιοχές με αλλούβια αναβλύζει από το έδαφος λεπτή άμμος, ιλύς και νερό. Χ. Καταστροφή μερικών καλά κατασκευασμένων ξύλινων κτιρίων και γεφυρών. Οι περισσότερες κατασκευές τοιχοποιίας και τα προκατασκευασμένα κτίσματα καταστρέφονται μαζί με τα θεμέλια. Σοβαρές ζημιές σε φράγματα, υδροφράχτες και αναχώματα. Μεγάλες κατολισθήσεις. Οι σιδηροτροχιές κάμπτονται. ΧI. Μεγάλες ρωγμές στο έδαφος. Οι σιδηροτροχιές κάμπτονται έντονα. Υπόγειοι αγωγοί καταστρέφονται εντελώς. ΧΙΙ. Ολική καταστροφή. Αντικείμενα εκτινάσσονται στον αέρα. Μεταβάλλεται η επιφάνεια του εδάφους και η γραμμή του ορίζοντα. Ο προσδιορισμός της έντασης ενός σεισμού σε διάφορες περιοχές επιτρέπει τη χάραξη ισόσειστων καμπυλών (σχ. 5), ώστε να εντοπιστούν οι περιοχές στις οποίες ο σεισμός προκάλεσε τις ίδιες βλάβες, είχε δηλαδή την ίδια ένταση. Σχ. 5. Ισόσειστες καμπύλες 13

2.3. Η σεισμικότητα του Ελλαδικού χώρου. Η τεκτονική δράση σήμερα διαφέρει, όσον αφορά στην ένταση και στη μορφή της, από περιοχή σε περιοχή της Γης. Τα σημαντικότερα φαινόμενα λαμβάνουν χώρα σε ορισμένες ζώνες της Γης, οι οποίες ονομάζονται συστήματα διάρρηξης και ορίζουν τα όρια των λιθοσφαιρικών πλακών. Η Ελλάδα βρίσκεται στην Ευρασιατική Μελανησιακή ζώνη του ηπειρωτικού συστήματος διάρρηξης, δηλαδή στο όριο σύγκλισης δύο μεγάλων λιθοσφαιρικών πλακών, της Ευρασιατικής και της Αφρικανικής (σχ. 6). Γι αυτό το λόγο η σεισμικότητα, (όπως και άλλα τεκτονικά φαινόμενα π.χ. ηφαιστειότητα, ορογενέσεις κ.λ.π.) είναι υψηλή στον Ελλαδικό χώρο. Η Ελλάδα κατέχει την πρώτη θέση στην Ευρώπη και την έκτη παγκοσμίως στη σεισμική δραστηριότητα μετά την Ιαπωνία, Νέες Εβρίδες, Περού, νησιά Σολομώντα και Χιλή. Το θέμα της σεισμικής δραστηριότητας στο Αιγαίο και των αιτιών της είναι αρκετά πολύπλοκο. Πρόσφατα στοιχεία δείχνουν ότι η σεισμική δραστηριότητα στο Αιγαίο είναι αυξημένη εξαιτίας: α) Της συμπιεστικής δύναμης που οφείλεται στη σύγκλιση της Αφρικανικής Ανατολικής Μεσογείου λιθοσφαιρικής πλάκας με την αντίστοιχη Ευρασιατική Αιγαίου. Η σύγκλιση αυτή προκαλεί τους επιφανειακούς σεισμούς κατά μήκος του Ελληνικού τόξου καθώς και τους σεισμούς ενδιάμεσου βάθους στο Ν. Αιγαίο. β) Της συμπιεστής δύναμης που οφείλεται στην αριστερόστροφη περιστροφή της Αδριατικής Απουλίας πλάκας. Η περιστροφή προκαλεί τη γένεση επιφανειακών σεισμών κατά μήκος των δυτικών ακτών της Κεντρικής Ελλάδας, της Αλβανίας και της πρώην Γιουγκοσλαβίας. γ) Της συμπιεστής δύναμης που οφείλεται κυρίως στην κίνηση της Τουρκικής Ανατολίας λιθοσφαρικής πλάκας προς τα δυτικά, που με τη σειρά της η κίνηση αυτή οφείλεται στην προς Βορρά κίνηση της Αραβικής πλάκας. δ) Οριζόντιων εφελκυστικών δυνάμεων που έχουν διεύθυνση βορρά νότου και αναπτύσσονται στην κάτω επιφάνεια της λιθόσφαιρας του Αιγαίου εξαιτίας της οριζόντιας κίνησης των ρευμάτων μεταφοράς. Σχ. 6 Οι δυνάμεις που ασκούνται στη λιθόσφαιρα του Αιγαίου 14

2.3.1. Το Ελληνικό τόξο. Βασικό τεκτονικό γνώρισμα του Ελληνικού χώρου είναι το Ελληνικό τόξο. Το Ελληνικό τόξο (τόξο του Αιγαίου) αποτελεί το όριο επαφής της Ευρασιατικής λιθοσφαρικής πλάκας (τμήμα της οποίας είναι το Αιγαίο), και της Αφρικανικής πλάκας (τμήμα της οποίας είναι η λιθόσφαιρα της Ανατολικής Μεσογείου). Οι δύο λιθοσφαιρικές πλάκες συγκλίνουν στην περιοχή αυτή με σχετική ταχύτητα 2,5 εκατοστά το χρόνο, με συνέπεια την καταβύθιση της ωκεάνιας πλάκας της Ανατολικής Μεσογείου, λόγω μεγαλύτερης πυκνότητας, κάτω από την ηπειρωτική πλάκα του Αιγαίου. Το τόξο που δημιουργείται στην περίπτωση αυτή (σχ. 7) αποτελείται από την ελληνική τάφρο, το νησιωτικό τόξο, την οπισθοτάφρο και το ηφαιστειακό τόξο. Σχ. 7 Το Ελληνικό τόξο Η τάφρος δημιουργείται κατά μήκος της επαφής των δύο πλακών. Πρόκειται για ένα σύστημα τάφρων, μία σειρά από βαθιές θαλάσσιες λεκάνες από τη Ρόδο έως και την Κεφαλονιά (γνωστή και ως ελληνική δίαυλος). Το μέγιστο βάθος της εντοπίστηκε νοτιοδυτικά της Πελοποννήσου στο Ιόνιο πέλαγος (βάθος περίπου 4.500m). Αυτό είναι το βαθύτερο σημείο της Μεσογείου. 15

Το νησιωτικό τόξο αποτελείται από μια σειρά διαδοχικών νησιών όπως η Ρόδος, η Κρήτη, τα Κύθηρα και από την Πελοπόννησο. Τοποθετείται παράλληλα ως προς την τάφρο και σε μικρή απόσταση από αυτήν. Το τόξο αυτό δημιουργείται παράλληλα από την παραμόρφωση και ανύψωση πετρωμάτων (κυρίως ιζηματογενών) του περιθωρίου της Ευρασιατικής πλάκας και περιλαμβάνει πολύ παραμορφωμένα πετρώματα της Αλπικής πτύχωσης. Η οπισθοτάφρος είναι μία θαλάσσια λεκάνη (Κρητικό πέλαγος), μικρότερου βάθους από την τάφρο. Το μέγιστο βάθος της φτάνει τα 2.000m περίπου. Η λεκάνη αυτή βρίσκεται μπροστά από το νησιωτικό τόξο και πάνω στην Ευρασιατική πλάκα. Το ηφαιστειακό τόξο αποτελείται από διαδοχικά ηφαίστεια (ενεργά και ανενεργά) Σουσάκι, Μέθανα, Μήλος, Σαντορίνη, Νίσυρος. Η δημιουργία τους οφείλεται σε ανάτηξη υλικού της υποβυθιζόμενης Αφρικανικής πλάκας. Κατά την άνοδο του το υλικό αυτό διαπερνά την Ευρασιατική πλάκα και σχηματίζει τα ηφαίστεια. Όσον αφορά την περιοχή του Β. Αιγαίου, βασικό της μορφολογικό χαρακτηριστικό είναι η τάφρος του Β. Αιγαίου, με βάθος 1.500m περίπου. 2.3.2. Γεωγραφική κατανομή των σεισμών στην Ελλάδα. Μία γεωγραφική κατανομή των επικέντρων των σεισμών στον ελληνικό χώρο οδηγεί στα ακόλουθα: Τα επίκεντρα των επιφανειακών σεισμών στον ελληνικό χώρο και στις γύρω περιοχές εμφανίζουν σημαντική διασπορά (σχ. 8). Παρόλα αυτά όμως, τα περισσότερα διατάσσονται κατά μήκος μίας τοξοειδούς ζώνης στην περιοχή του ελληνικού τόξου (Δ. Αλβανία νησιά Ιονίου πελάγους Κρήτη Κάρπαθος Ρόδος Ν.Δ. Τουρκία). Σημαντική σεισμική δραστηριότητα παρατηρείται επίσης και στην περιοχή του Β. Αιγαίου και της Β.Δ. Ανατολίας. 16

Σχ. 8 Χάρτης επικέντρων επιφανειακών σεισμών στην Ελλάδα και τις γύρω περιοχές. Οι σεισμοί ενδιάμεσου βάθους εκδηλώνονται στην περιοχή του Ν. Αιγαίου (σχ. 9). Τα επίκεντρα διατάσσονται σε μία ζώνη παράλληλη με το ελληνικό τόξο, ενώ οι εστίες βρίσκονται πάνω στη ζώνη Benioff, η οποία κλίνει με γωνία περίπου 35 0 από το κυρτό προς το κοίλο μέρος του τόξου, από την Ανατ. Μεσόγειο προς το Αιγαίο πέλαγος. Τα εστιακά τους βάθη φτάνουν έως 160km περίπου. 17

Σχ. 9 Χάρτης επικέντρων σεισμών ενδιάμεσου βάθους. Από τη μελέτη των χαρτών των σχ. 8 και σχ. 9 παρατηρούμε ότι οι επιφανειακοί σεισμοί κατανέμονται σε δύο ευρείες σεισμικές ζώνες. Η πρώτη ακολουθεί τη διαδρομή: Αλβανία Δ. Ελλάδα Ιόνια νησιά Ν. Πελοπόννησο Κρήτη Ρόδο και η δεύτερη τη διαδρομή: Β. Ανατολία Β. Αιγαίο Κεντρ. Ελλάδα Ιόνια νησιά, όπου και συναντάται με την πρώτη. Έτσι δικαιολογείται η υψηλή σεισμικότητα των Ιονίων νησιών. Η ενδιάμεσου βάθους σεισμική δραστηριότητα επικεντρώνεται στο νότιο Αιγαίο και κυρίως στο εσωτερικό μέρος του Ελληνικού τόξου, όπου πραγματοποιείται επαφή μεταξύ της καταδυόμενης λιθόσφαιρας της Ανατ. Μεσογείου και της ανερχόμενης λιθόσφαιρας του Αιγαίου. 18

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Tsunamis Εισαγωγή Τα tsunamis είναι μια σειρά κυμάτων, τα οποία παράγονται όταν μεγάλος όγκο νερού σε μια λίμνη ή θάλασσα μετατοπίζεται γρήγορα. Συχνά χαρακτηρίζονται ως παλιρροιακά κύματα, όμως δεν έχουν καμιά σχέση με την παλίρροια και την άμπωτη, φαινόμενα τα οποία σχετίζονται με εξωγήινες βαρυτικές επιδράσεις της Σελήνης και του Ήλιου. Επίσης δεν πρέπει να συγχέονται με τα γνωστά μεγάλα θαλάσσια κύματα που παράγονται από τον άνεμο (ανεμογενή κύματα). Στον ανοικτό ωκεανό τα κύματα tsunamis είναι μόλις παρατηρήσιμα, όταν όμως πλησιάζουν τις ακτές γιγαντώνονται και μπορούν να προκαλέσουν μεγάλες καταστροφές. Ο όρος tsunamis προέρχεται από την ιαπωνική γλώσσα και σημαίνει «κύμα στο λιμάνι». Δημιουργήθηκε όταν Ιάπωνες ψαράδες, οι οποίοι ψάρευαν 20 μίλια ανοικτά της νήσου Honshu, επιστρέφοντας βρήκαν το λιμάνι κατεστραμμένο σε μια έκταση 170 μιλίων και 28.000 ανθρώπους νεκρούς, αν και οι ίδιοι δεν είχαν αντιληφθεί τίποτε. Αυτό γιατί, όπως θα δούμε στη συνέχεια, στον ανοικτό ωκεανό τα κύματα tsunamis έχουν πολύ μικρό ύψος κύματος (Η 1m) και ένα πολύ μεγάλο μήκος κύματος (L 500km) διαμορφώνοντας έτσι ένα εξόγκωμα στην επιφάνεια του νερού, κάτι σαν φουσκοθαλασσιά, που είναι μόλις παρατηρήσιμο. 3.1. Αιτίες γένεσης tsunamis. Τα tsunamis μπορούν να δημιουργηθούν από οποιαδήποτε διαταραχή, η οποία είναι σε θέση να μετακινήσει γρήγορα μια μεγάλη μάζα νερού. Μια τέτοια διαταραχή μπορεί να είναι ένας υποθαλάσσιος σεισμός, μια ηφαιστειακή έκρηξη, κατολισθήσεις υποβρύχιων ή παράκτιων εδαφών αλλά σύμφωνα με κάποιους επιστήμονες και πτώση μετεωριτών στη θάλασσα. Θεωρητικά και ο υποθαλάσσιες πυρηνικές εκρήξεις είναι σε θέση να προκαλέσουν tsunamis. 3.1.1. Τsunamis παραγόμενα από σεισμούς. Η πλέον κοινή αιτία δημιουργίας tsunamis είναι η τεκτονική σεισμική δραστηριότητα. Στη διάρκεια των δύο προηγούμενων χιλιετιών υπολογίζεται ότι το 82,3% των tsunamis που παρήχθησαν στη Γη είχαν σαν αιτία ένα σεισμό. Αυτό βέβαια δεν σημαίνει ότι κάθε σεισμός είναι σε θέση να παράγει tsunamis. Αντίθετα θα λέγαμε ότι οι σεισμοί που παράγουν tsunamis είναι σπάνιοι. Μεταξύ 1861 και 1948 πάνω από 15.000 σεισμοί 19

παγκοσμίως παρήγαγαν μόλις 124 tsunamis. Αυτό εξηγείται κυρίως από το γεγονός ότι τα περισσότερα tsunamis είναι μικρά και περνούν απαρατήρητα. Ένας σεισμός για να παράγει tsunamis πρέπει να πληρεί τις εξής τρεις προϋποθέσεις: α) να έχει επιφανειακό μέγεθος Μ s 7 β) η εστία του να βρίσκεται κοντά στην επιφάνεια του πυθμένα σε βάθος D 50km γ) να προκαλεί μια κατακόρυφη ώθηση του πυθμένα, η οποία θα θέσει σε κίνηση την υπερκείμενη μάζα νερού. Το tsunami δημιουργείται τότε εξ αιτίας της προσπάθειας της μάζας αυτής του νερού να επέλθει στη θέση ισορροπίας της υπό την επίδραση της βαρύτητας (σχ. 10). Σχ. 10 Δημιουργία tsunami από υποθαλάσσιο σεισμό. Οι περισσότεροι τσουναμογενείς σεισμοί λαμβάνουν χώρα στις μεγάλες ωκεάνιες τάφρους, όπου δύο λιθοσφαιρικές πλάκες συγκρούονται μεταξύ τους με αποτέλεσμα την καταβύθιση της μιας κάτω από την άλλη. Όταν η σύγκλιση των πλακών είναι βαθμιαία έχουμε την εκδήλωση πολλών ασθενών σχετικά σεισμών. Μερικές φορές όμως παρατηρείται συγκόλληση των δύο πλακών. Στις περιοχές αυτές, οι οποίες είναι γνωστές σαν σεισμικά χάσματα δεν παρατηρούνται πλέον σεισμοί, όμως οι τεκτονικές δυνάμεις εξακολουθούν να αναπτύσσονται και όταν η τάση ξεπεράσει το όριο αντοχής των πετρωμάτων, όλη η συσσωρευμένη ενέργεια απελευθερώνεται, αντί σε πολλούς μικρούς σεισμούς, σε ένα μεγάλο σεισμό. Ένας τέτοιος σεισμός προκαλεί την εκδήλωση ενός tsunami που συχνά είναι πιο καταστρεπτικό απ ότι ο ίδιος ο σεισμός που το προκάλεσε. 3.1.2. Τsunamis παραγόμενα από κατολισθήσεις εδαφών. Η δεύτερη πλέον συχνή αιτία παραγωγής tsunamis είναι οι κατολισθήσεις εδαφών. Μια κατολίσθηση μεγάλης μάζας εδάφους μπορεί να ξεκινήσει είτε σε παράκτια περιοχή, με 20

μεγάλη σχετικά κλίση, και να βυθιστεί κατόπιν στη θάλασσα, είτε να είναι εξ αρχής υποβρύχια. Οι κατολισθήσεις εδαφών συμβαίνουν όταν οι κλίσεις ή οι αποθέσεις ιζημάτων είναι πολύ απότομες και το υλικό καταρρέει υπό την επίδραση της βαρύτητας. Όταν οι συνθήκες κατολίσθησης είναι ώριμες, η κατολίσθηση μπορεί να προκληθεί από θύελλες, βροχές, σεισμούς ή την επιπλέον απόθεση ιζημάτων. Ορισμένα περιβάλλοντα είναι ιδιαίτερα ευαίσθητα στην διαδικασία παραγωγής tsunamis λόγω κατολίσθησης εδαφών. Τα δέλτα μεγάλων ποταμών, απότομες κλίσεις πάνω από υποβρύχια φαράγγια και πρανή στις ακτές τεχνητών λιμνών είναι για παράδειγμα, περιοχές όπου η πιθανότητα εμφάνισης tsunamis είναι αρκετά μεγάλη. Ένας άλλος τύπος περιοχών που είναι επιρρεπείς στην εμφάνιση στην εμφάνιση tsunamis λόγω κατολίσθησης εδαφών είναι τα φιόρδ. Η κλίση των παράκτιων εδαφών σ αυτούς τους παγετώδεις κόλπους έχει παράγει πολλά καταστρεπτικά tsunamis με εντυπωσιακότερο αυτό του 1958 στην Αλάσκα, όπου στην κορυφή του κόλπου Lituva παράχθηκε από κατολίσθηση ένα κύμα με εκτιμώμενο ύψος 50 150m, το οποίο έφθασε τα 524m στα παρακείμενα βουνά. Τα tsunamis που παράγονται από κατολισθήσεις εδαφών δεν έχουν τη δυνατότητα διάδοσης σε πολύ μακρινές αποστάσεις, τοπικά όμως αποβαίνουν πολύ καταστρεπτικά. 3.1.3. Τsunamis παραγόμενα από ηφαιστειακές εκρήξεις. Αν και τα tsunamis που σχετίζονται με ηφαιστειακές εκρήξεις είναι πολύ λιγότερο συχνά σε σύγκριση μ αυτά που σχετίζονται με τους σεισμούς, εν τούτοις είναι πολλές φορές ιδιαίτερα καταστρεπτικά. Τα ηφαιστειακά tsunamis ανέρχονται σε ποσοστό 4,6% του συνόλου των tsunamis αλλά ευθύνονται για το 9,1% των θανάτων από tsunamis. Στους ιστορικούς χρόνους έχουν υπάρξει 92 τουλάχιστον tsunamis που παρήχθησαν από ηφαιστειακή δράση. Περίπου 25% απ αυτά δημιουργήθηκαν από τους σεισμούς που συνοδεύουν τις ηφαιστειακές εκρήξεις, άλλα 25% από την πρόσκρουση στο νερό των πυροκλαστικών ροών, 20% από υποβρύχιες ηφαιστειακές εκρήξεις, 20% από διάφορους τύπους καθίζησης ηφαιστειακών εδαφών και 10% από κατάρρευση της καλδέρας του ηφαιστείου. Οι ηφαιστειακοί σεισμοί, αντίθετα απ αυτούς που παράγονται από τεκτονική δράση, προηγούνται είτε έπονται της έκρηξης ενός ηφαιστείου. Δεν είναι συνήθως πολύ ισχυροί και γίνονται αισθητοί τοπικά, κοντά στην περιοχή του ηφαιστείου. Οι πυροκλαστικές ροές περιγράφονται από τους ηφαιστειολόγους σαν υψηλής πυκνότητα μίγματα καυτών, ξηρών βράχων και καυτών αερίων. Οι ροές αυτές μπορούν να κινηθούν πολύ γρήγορα, με ταχύτητες ανάμεσα στα 50km/h και τα 250km/h, από το ηφαιστειακό νησί στον ωκεανό και κατά την πρόσκρουσή τους στο νερό το μετατοπίζουν βίαια δημιουργώντας έτσι ένα tsunami. Οι υποβρύχιες ηφαιστειακές εκρήξεις λαμβάνουν χώρα όταν το κρύο νερό των θαλασσών έρχεται σε επαφή με το καυτό μάγμα και αντιδρά βίαια μαζί του, παράγοντας 21

εκρήξεις ατμού. Τέτοιες εκρήξεις σε βάθος μικρότερο των 450m είναι σε θέση διαταράξουν το νερό μέχρι την επιφάνεια προκαλώντας έτσι ένα tsunami. Κατά την κατάρρευση της καλδέρας ενός ηφαιστείου το μάγμα κάτω από ένα ηφαίστειο αποσύρεται ξαφνικά πίσω, βαθύτερα στη Γη και η ξαφνική καθίζηση του ηφαιστειακού οικοδομήματος μετατοπίζει το νερό δημιουργώντας tsunamis. Ηφαιστειακές καθιζήσεις εδάφους έχουμε όταν εξ αιτίας ενός σεισμού ή εξαιτίας της βαρύτητας, μεγάλες μάζες βράχων, οι οποίοι συσσωρεύονται στις πλαγιές των ηφαιστείων γλιστρούν προς τη θάλασσα, διαταράσσοντας έτσι βίαια το νερό, με αποτέλεσμα τη γένεση ενός tsunami. Τα καταστρεπτικότερα από τα ηφαιστειακά tsunamis είναι εκείνα που οφείλονται στις πυροκλαστικές ροές και στις μεγάλες ηφαιστειακές καθιζήσεις. Εν τούτοις, οι ακριβείς αιτίες των δύο διασημότερων μέχρι σήμερα tsunamis, αυτών της Σαντορίνης, το 1470 π.χ. και του Krakatau το 1883, είναι ακόμη ασαφείς. Η έκρηξη του Krakatau στις 26-27 Αυγούστου 1883 στην Ινδονησία. 3.1.4. Τsunamis και πυρηνικές δοκιμές. Θεωρητικά, οι υποβρύχιες πυρηνικές δοκιμές μπορούν να προκαλέσουν ένα tsunamis. Όμως η διεθνής συμφωνία από το 1960 για την παύση των πυρηνικών δοκιμών στη θάλασσα και τον περιορισμό τους στο υπέδαφος, έχει σχεδόν εξαλείψει τις υποβρύχιες πυρηνικές δοκιμές. Επιπλέον και στην περίπτωση που αυτές συμβαίνουν, γίνονται σε 22

περιοχές πολύ μακριά από παράκτιες ζώνες και γι αυτό το λόγο, ακόμα και αν προκληθεί tsunami, η απόσβεση του μέχρι να φθάσει στις ακτές θα είναι μεγάλη. 3.1.5. Τsunamis και πτώση μετεωριτών. Η δυνατότητα διέγερσης ενός tsunami από πτώση μετεωριτών ή αστεροειδούς στη θάλασσα δεν μπορεί να αποκλειστεί. Η πιθανότητα όμως να συμβεί κάτι τέτοιο, σύμφωνα με τους ειδικούς επιστήμονες είναι πολύ μικρή. Προσομοιώσεις σε Η/Υ που έχουν κάνει επιστήμονες στο εργαστήριο του Los Alamos του Νέου Μεξικού, έχουν δείξει ότι αν ένας αστεροειδής διαμέτρου 3 μιλίων πέσει στη μέση του Ατλαντικού ωκεανού, το tsunami που θα προκαλέσει θα πλημμυρίσει τις ανατολικές ακτές των ΗΠΑ, μέχρι και τα Απαλάχια όρη, και θα πνίξει τις ακτές της Πορτογαλίας και της Γαλλίας. 3.1.6. Γεωγραφική κατανομή των tsunamis. Τα περισσότερα καταστρεπτικά tsunamis εκδηλώνονται στην περιοχή του Ειρηνικού ωκεανού. Αυτό γιατί η λεκάνη του Ειρηνικού περιβάλλεται από μια ζώνη πολύ ενεργών χαρακτηριστικών γνωρισμάτων του γήινου φλοιού, όπως βαθιές ωκεάνιες τάφροι, ηφαιστειακά νησιά και δυναμικές οροσειρές. Οι συχνοί σεισμοί και οι πολλές ηφαιστειακές καθιστούν τη λεκάνη του Ειρηνικού, την πλέον ενεργή γεωλογικά περιοχή στη Γη και γι αυτό ονομάζεται το δαχτυλίδι της φωτιάς (σχ. 11). Δεν είναι βέβαια η μοναδική περιοχή όπου εμφανίζονται tsunamis. Για παράδειγμα ένα από τα πιο καταστρεπτικά ιστορικά tsunamis εμφανίστηκε στον Ατλαντικό ωκεανό και προκλήθηκε από το σεισμό της Λισσαβόνας το 1755. Τέλος η περιοχή της Μεσογείου και κυρίως η Ανατολική Μεσόγειος πλήττεται από tsunamis αν και όχι τόσο συχνά όσο η λεκάνη του Ειρηνικού. Αυτό εξ αιτίας των πολλών σεισμών που προκαλούνται από τη σύγκλιση της αφρικανικής και της ευρασιατικής λιθοσφαιρικής πλάκας. Σχ. 11 Το δακτυλίδι της φωτιάς. 23

3.2. Διαμόρφωση κυματισμών στον παράκτιο χώρο. Η γραμμική θεωρία θαλάσσιων κυματισμών βασίζεται στην παραδοχή ότι το ύψος του κύματος Η είναι πολύ μικρότερο του βάθους d και το μήκος κύματος L καθώς και στην παραδοχή αστρόβιλης ροής. Η γραμμική θεωρία κυματισμών παύει να ισχύει όταν το πλάτος και το ύψος του κύματος είναι συγκρίσιμα με το βάθος d και το μήκος κύματος L. Τα κύματα καθίστανται τότε μη γραμμικά υπό την έννοια ότι δεν μπορούν να αγνοηθούν κάποιοι μη γραμμικοί όροι. Στη γραμμική θεωρία κυματισμών, η μόνη παράμετρος που υπεισέρχεται είναι το σχετικό βάθος του κύματος d/l. Κοντά στην ακτή όμως σημαντικό ρόλο παίζει και το ύψος Η του κύματος και πιο συγκεκριμένα η σχέση μεταξύ ύψους Η και βάθους d (Η/d κυρίως για ρηχά κύματα) όπως και η σχέση μεταξύ ύψους Η και μήκους κύματος L (Η/L κυρίως για βαθιά κύματα). Για την μελέτη του κύματος στον παράκτιο χώρο έχουν αναπτυχθεί διάφορες θεωρίες, οι πλέον γνωστές των οποίων είναι η θεωρία 2ου βαθμού του Stokes, η θεωρία 3ου βαθμού του Stokes, η θεωρία του Gerstner, η θεωρία του Cnoidal και η θεωρία του μεμονωμένου κυματισμού (Παρθενιάδης 1985). Ειδικά η θεωρία του μεμονωμένου κυματισμού έχει ιδιαίτερο ενδιαφέρον γιατί προσεγγίζει σημαντικά τα κύματα tsunamis. 3.2.1. Επίδραση της ρηχότητας και διάθλασης. Το φαινόμενο της διάθλασης οφείλεται στη μεταβολή της ταχύτητας μετάδοσης του κυματισμού σε σχέση με το βάθος σε αβαθείς ή ενδιάμεσου βάθους περιοχές. Η μεταβολή αυτή έχει σαν συνέπεια τη βαθμιαία κάμψη των γραμμών κορυφών των κυμάτων με αποτέλεσμα τα κύματα να τείνουν να προσαρμοστούν όλο και περισσότερο προς τις βυθομετρικές καμπύλες, όσο το κύμα πλησιάζει την ακτή. Σε ένα πεδίο με παράλληλες ισοβαθείς το φαινόμενο της διάθλασης και της ρηχότητας εμφανίζονται στο σχήμα 12. 24

Κορυφές κυματισμών φ ο Γωνία πρόσπτωσης στα βαθιά νερά φ i Ισοβαθείς d i Ακτογραμμή Σχ. 12 Διάθλαση κυματισμών (παράλληλες ισοβαθείς). 3.2.2. Περίθλαση. Σαν περίθλαση ορίζεται το φαινόμενο της διατάραξης της διάδοσης ενός κύματος από εμπόδιο, το οποίο έχει διαστάσεις ίδιας τάξης μεγέθους μ αυτή του μήκους κύματος. Στην περίπτωση αυτή, η ενέργεια μεταδίδεται κατά μήκος και του μετώπου του κύματος και όχι μόνο κατά τη διεύθυνση διάδοσης του κύματος. Η διεργασία της περίθλασης των υδάτινων κυμάτων είναι ουσιαστικά ίδια μ αυτή της περίθλασης του φωτός, του ήχου και γενικώς κάθε κύματος, βασίζεται δε στην αρχή του Hygens, σύμφωνα με την οποία κάθε σημείο του μετώπου ενός κύματος θεωρείται δευτερογενής πηγή κύματος, η ένταση και το πλάτος του οποίου δεν είναι ομοιόμορφη αλλά μεταβάλλεται συνεχώς από μια μέγιστη τιμή κατά τη διεύθυνση διάδοσης του κύματος μέχρι του μηδενός κατά την αντίθετη διεύθυνση. 3.2.3. Κριτήριο θραύσης. Στα ρηχά νερά, κατά τη μετάδοσή του προς την ακτή, ο κυματισμός αυξάνει το ύψος του λόγω της επίδρασης της ρηχότητας (η μείωση της ταχύτητάς του έχει σαν αποτέλεσμα τη μείωση του μήκους κύματός του, που οδηγεί στην αύξηση του ύψους του ώστε να διατηρηθεί η ισχύς σταθερή). Όταν όμως ο λόγος του ύψους Η προς το βάθος d ξεπεράσει μία οριακή τιμή γ, ο κυματισμός θραύεται. Αυτό συμβαίνει όταν η ταχύτητα κίνησης των μορίων του νερού στην κορυφή του κύματος γίνει ίση με την ταχύτητα διάδοσης του κύματος, οπότε τα μόρια αποσπώνται και πέφτουν στη βάση του κύματος. 25

Το κριτήριο θραύσης δίνεται από τη σχέση (Κουτίτας 1994): H d b 0,17 0,08 (3.1) b όπου Η b είναι το ύψος του κύματος στο σημείο θραύσης (που αποτελεί και τη μέγιστη δυνατή τιμή του) d b το βάθος του νερού στο σημείο θραύσης και ξ η παράμετρος Irribaren: tan (3.2) H0 L 0 όπου tanα η κλίση του πυθμένα και Η 0 και L 0 το ύψος και το μήκος κύματος στα βαθιά νερά. Σημείο θραύσης H b R d ΜΣΘ) Ζώνη θραύσης και αναρρίχησης Σχ. 13 Επίδραση της ρηχότητας, θραύση κυματισμών και αναρρίχηση στην ακτή. Το ύψος του κύματος στο σημείο θραύσης Η b υπολογίζεται από τη σχέση (Κουτίτας 1994): όπου k. ' 0 0 R Hb 1 ' H0 3,3 L 1 ' 3 0 0 (3.3) 26

Μετά τη θραύση ο κυματισμός μεταδίδεται ακολουθώντας προσεγγιστικά τη σχέση: 3.2.4. Αναρρίχηση στην ακτή. H d Το μέγιστο ύψος R (σχ. 13) πάνω από τη στάθμη ηρεμίας της θάλασσας που αναρριχάται ένας κυματισμός δίνεται από την απλή σχέση του Hunt: R H b για ξ< 2.3 R 2,3H b για ξ 2.3 (3.4) Στην παραπάνω τιμή συμπεριλαμβάνεται και η μέγιστη ανύψωση της Μέσης Στάθμης Θάλασσας ζ max στη ζώνη αναρρίχησης. 3.3. Διάδοση των κυμάτων tsunamis. 3.3.1. Χαρακτηριστικά κυμάτων tsunamis. Τα κύματα tsunamis είναι γενικά πολύ διαφορετικά από τα συνηθισμένα θαλάσσια κύματα. Η διαφορετικότητά τους συνίσταται τόσο στις αιτίες γένεσής τους, που όπως αναφέρθηκε είναι για τα κύματα tsunamis κυρίως οι σεισμοί, τα ηφαίστεια και οι κατολισθήσεις εδαφών ενώ για τα συνηθισμένα κύματα είναι ο άνεμος, όσο και σε ένα πλήθος άλλων χαρακτηριστικών όπως η περίοδος Τ, το μήκος κύματος L, η ταχύτητα διάδοσης υ, η δυνατότητα αναρρίχησης στην ακτή κ.λ.π. Μια βασική διαφορά των ανεμογενών θαλασσίων κυμάτων από τα tsunamis είναι ότι στην περίπτωση των ανεμογενών κυμάτων, αν και τα επιφανειακά στρώματα του νερού μπορούν να φθάσουν κινούμενα μέχρι και ύψος 30m, εν τούτοις τα βαθύτερα στρώματα (d L/2) παραμένουν ακίνητα. Απεναντίας στα tsunamis κινείται ολόκληρη η στήλη νερού που υπέρκειται του θαλάσσιου πυθμένα που μετακινήθηκε. Τα tsunamis ανήκουν στα κύματα βαρύτητας (όπου η δύναμη που προσπαθεί να επαναφέρει το νερό στη θέση ισορροπίας του είναι η βαρυτική) και πιο συγκεκριμένα στα κύματα ρηχών νερών. Αυτός ο χαρακτηρισμός των tsunamis προκύπτει από το γεγονός ότι το μήκος κύματός τους είναι πολύ μεγάλο (100 500km) συγκρινόμενο με το βάθος ακόμα και στον ανοικτό ωκεανό. Αντίθετα το μήκος κύματος των ανεμογενών κυμάτων (κύματα βαθιών νερών) δεν ξεπερνά τα 300m. Θεωρούνται όμως και αυτά κύματα βαρύτητας. Η περίοδος των tsunamis που δημιουργούνται από σεισμούς είναι γενικά μεγάλη και κυμαίνεται από 10min μέχρι και 2hr. Τsunamis που δημιουργούνται από τις υπόλοιπες αναφερθείσες αιτίες έχουν μικρότερη περίοδο που φθάνει μέχρι την τιμή των 15min. Η περίοδος των ανεμογενών κυμάτων δεν ξεπερνά τα 20s. Η περίοδος των tsunamis παραμένει σταθερή κατά τη διάδοσή τους, όπως σταθερή παραμένει και η ενέργειά τους. 27

Λόγω του μεγάλου μήκους κύματος, η ενέργεια που μεταφέρεται από έναν κυματισμό tsunami είναι πολλαπλάσια από την ενέργεια ενός ανεμογενούς κυματισμού που έχει ίδιο ύψος. Το γεγονός αυτό σε συνδυασμό με τη σχέση (3.3) που δίνει τη μέγιστη αναρρίχηση του κύματος στη ξηρά, δίνει την απάντηση στο ερώτημα γιατί το tsunami μεταδίδεται τόσο μακριά στην ενδοχώρα ενώ οι ανεμογενείς κυματισμοί όχι. Η αναρρίχηση του κυματισμού στις ακτές εξαρτάται από το ύψος του, το μήκος του και τη μορφολογία της παράκτιας περιοχής. Όσο πιο μεγάλο είναι το μήκος ενός κύματος (όπως στην περίπτωση των tsunamis) τόσο πιο ψηλά αναρριχάται στην ακτή (σχέση 3.3). Αυτό οφείλεται και στο φαινόμενο της θραύσης των κυμάτων, που αποτελεί τον βασικότερο μηχανισμό απώλειας της ενέργειάς τους. Ο βραχύς κυματισμός θραύεται σε ένα βάθος θάλασσας που είναι περίπου ίσο με το ύψος του. Μετά το σημείο αυτό αρχίζει η απόσβεση της ενέργειάς του με αποτέλεσμα όταν πλησιάζει την ακτή να έχει χάσει σημαντικό μέρος της ενέργειάς του και άρα τη δύναμη να αναρριχηθεί. Αντίθετα ένας μακρύς κυματισμός, εκτός του ότι θραύεται σε μικρότερα βάθη, έχει πολύ μεγαλύτερη ενέργεια η οποία δεν προλαβαίνει να αποσβεστεί μέσα στη θάλασσα και έτσι πλησιάζει την ακτή με μεγαλύτερη ενέργεια και άρα μεγαλύτερη δύναμη να αναρριχηθεί. Η αναρρίχηση αυτή μπορεί να φτάσει εκατοντάδες μέτρα μέσα στην ενδοχώρα ανάλογα και με την μορφολογία του εδάφους. Τέλος μια άλλη σημαντική διαφορά ανάμεσα στα tsunamis και στα ανεμογενή κύματα είναι το γεγονός ότι τα tsunamis θεωρούνται μεμονωμένα κύματα, μιας και ένα κυματικό επεισόδιο tsunamis περιλαμβάνει λιγότερους από 10 κυματισμούς, σε αντίθεση με τα ανεμογενή κυματικά επεισόδια που περιλαμβάνουν μέχρι και 3000 κυματισμούς. Το μεγάλο μήκος του κυματισμού tsunami (άρα και η περίοδος του) εξηγεί το γεγονός της γρήγορης μετάδοσης του tsunami. Εφόσον η ταχύτητα μετάδοσης της ενέργειας ενός μακρύ κυματισμού εξαρτάται κυρίως από το βάθος της θάλασσας, σε ένα βάθος 5000 μέτρων η ταχύτητα μετάδοσης θα είναι περίπου 800 km/h, μια ταχύτητα συγκρίσιμη μ αυτή ενός αεροπλάνου. Έτσι μέσα σε λίγες ώρες τα κύματα tsunamis μπορούν να διασχίσουν ολόκληρο τον ωκεανό διαδιδόμενα σε απόσταση μεγαλύτερη των 20000km, χωρίς να γίνουν αξιοπρόσεκτα, γεγονός που μειώνει το χρόνο αντίδρασης των κατοίκων των παράκτιων περιοχών που κινδυνεύουν στην περίπτωση που δεν υπάρχει σύστημα προειδοποίησης (π.χ. στον Ειρηνικό ωκεανό). Τέλος, λόγω πάλι του μεγάλου μήκους κύματος, το tsunami περιθλάται από τους κυματοθραύστες και εισχωρεί στα λιμάνια, σχεδόν χωρίς να μειωθεί καθόλου το ύψος του (αντίθετα η περίθλαση των ανεμογενών κυματισμών μειώνει σημαντικά το ύψος ενός κύματος στο εσωτερικό των λιμανιών). 3.3.2. Διάδοση των κυμάτων tsunamis. Η υδροδυναμική συμπεριφορά ενός κυματισμού tsunami, στα ρηχά κυρίως νερά, μπορεί να θεωρηθεί ότι προσομοιώνεται καλύτερα από τη θεωρία των μακρών μεμονωμένων κυματισμών αντί της κλασικής γραμμικής θεωρίας κυματισμών που αναφέρθηκε παραπάνω. 28

Η θεωρία του μεμονωμένου (ή μοναχικού) κύματος είναι μια μη γραμμική θεωρία μακρών κυματισμών, όπου δεν έχει γίνει η παραδοχή υδροστατικής κατανομής πίεσης (Κουτίτας, 1998). Το μεμονωμένο ή μοναχικό κύμα (solitary wave) δημιουργείται από την αρχική μετατόπιση πεπερασμένης μάζας νερού προς την κατεύθυνση του κυματαγωγού (κινητό όριο). Η κυματική αυτή μορφή προσεγγίζει πολύ καλά το κύμα πριν τη θραύση του στην ακτή. Τα κύρια χαρακτηριστικά του μεμονωμένου κύματος είναι το σχήμα, η ταχύτητα μετάδοσης και η ταχύτητα των μορίων του νερού. Σχήμα του κύματος. Τυπική μορφή μοναχικού κύματος δίνεται στο σχήμα 14. Επίσης, φαίνονται οι τροχιές των μορίων νερού κατά τη διάδοση μοναχικού κύματος. Είναι γενικά καμπύλες των οποίων η καμπυλότητα μειώνεται με το βάθος έτσι ώστε στον πυθμένα να είναι ουσιαστικά ευθείες. Φάσεις μετάδοσης του tsunamis. Σχ. 14. Μεμονωμένο ή μοναχικό κύμα. Στα βαθιά νερά το tsunami είναι μια πολύ απλή διαταραχή ύψους το πολύ μερικών μέτρων σε πολύ μεγάλη έκταση και έτσι περνά μάλλον απαρατήρητο. Στα ρηχά νερά η ταχύτητα του και το μήκος κύματός του μικραίνει και για να διατηρηθεί η ενέργειά του ίδια, αυξάνεται το ύψος του (σχ. 15 Φάση Α). Ακολουθεί η θραύση του και η αναρρίχησή του στην ακτή (Φάση Β και Γ) που συνοδεύεται από έντονα στροβιλώδεις κινήσεις. Ακριβώς όπως όλα τα κύματα ύδατος, τα tsunamis αρχίζουν να χάνουν ενέργεια καθώς ορμούν στην ακτή. Μέρος της ενέργειας τους ανακλάται παράκτια, ενώ μέρος της ενέργειας διάδοσης των κυμάτων απελευθερώνεται μέσω της τριβής στον πυθμένα και της αναταραχής. Παρά τις απώλειες αυτές, το tsunami φθάνει στην ακτή έχοντας ακόμη τεράστια ποσά ενέργειας, Έτσι έχει τη δυνατότητα μεγάλης αναρρίχησης σ αυτή. Το tsunami έχει μεγάλη διαβρωτική δυνατότητα, γδύνοντας τις παραλίες από 29

την άμμο που μπορεί να είχαν συσσωρευτεί εκεί σε διάρκεια πολλών ετών, καταστρέφοντας τα δέντρα και την υπόλοιπη παράκτια βλάστηση. Το φαινόμενο ολοκληρώνεται με την κάθοδό του προς τη θάλασσα (Φάση Δ), που συνήθως είναι και η πλέον καταστρεπτική του φάση. Η προσομοίωση (σχ.15) έγινε με το μαθηματικό μοντέλο WAVE-L (Kαραμπάς, 2005). Σχ. 15 Φάσεις της μετάδοσης κυματισμού tsunami Συχνά είναι δυνατόν η άφιξη ενός tsunami στην ακτή να αρχίσει με την υποχώρηση των νερών προς τον ωκεανό. Αυτό συμβαίνει όταν ο σεισμός ή η κατολίσθηση που προκάλεσαν το tsunami δημιουργούν μια υποχώρηση του νερού στην περιοχή του πυθμένα που βρίσκεται προς τη μεριά της ακτής. Έτσι το κύμα ξεκινά το ταξίδι του με μια κοιλιά και όχι με μια κορυφή. Το φαινόμενο ονομάζεται αρνητικό κύμα και συνήθως είναι πιο καταστρεπτικό. Μια τέτοια περίπτωση είχαμε και την 1η Νοεμβρίου του 1755 στη Λισσαβόνα. Τότε μαζεύτηκαν στο λιμάνι πολλοί άνθρωποι για να δουν το φαινόμενο και να περπατήσουν πάνω στο βυθό που είχε αποκαλυφθεί. Σε λίγα λεπτά όμως τους σκέπασε το tsunami και πνίγηκαν. Αναφέρθηκαν 10.000 60.000 νεκροί. Το ίδιο φαινόμενο παρατηρήθηκε και στο τελευταίο μεγάλο tsunami της Σουμάτρας (Δεκέμβριος 2004) που κόστισε τη ζωή σε πάνω από 200.000 ανθρώπους. 3.3.3. Κλίμακες μέτρησης της έντασης των tsunamis. Για την μέτρηση της έντασης των tsunamis, έχουν επινοηθεί διάφορες κλίμακες. Οι πλέον γνωστές των οποίων είναι η 6-βάθμια κλίμακα Sieberg Ambraseys, που επινόησε αρχικά, το 1927, ο August Sieberg και τροποποίησε αργότερα το 1962 ο Nicholas Ambraseys, και η 12-βάθμια κλίμακα Papadopoulos Imamura,που προτάθηκε το 2001 από τους Γεράσιμο Παπαδόπουλο και Fumihiko Imamura. Και στις δύο κλίμακες, η κατάταξη των tsunamis γίνεται με την εκτίμηση των ζημιών που αυτά προκαλούν. Παρακάτω δίνεται μια περιγραφή της πιο σύγχρονης κλίμακας Papadopoulos Imamura, η οποία αντιστοιχεί στις τρέχουσες κλίμακες έντασης σεισμού όπως η κλίμακα Mercalli. Η κλίμακα αυτή έχει συνταχθεί σύμφωνα (α) με τα αποτελέσματα ενός tsunami στους ανθρώπους, (β) τα αποτελέσματα στα αντικείμενα συμπεριλαμβανομένων των βαρκών και (γ) τις ζημιές στα κτίρια. Οι συντάκτες της κλίμακας tsunami πρότειναν έναν 30

δοκιμαστικό, χονδρικό συσχετισμό με τα ύψη κυμάτων tsunami, τα οποία σημειώνονται παρακάτω. Κλίμακα έντασης tsunamis κατά Papadoloulos Imamura. I. Μη αισθητό. ΙΙ. Μόλις και μετά βίας αισθητό. α Αισθητό από λίγους ανθρώπους επί των μικρών σκαφών. Μη παρατηρήσιμο στην ακτή. β. Καμία επίδραση. γ. Καμία ζημιά. ΙΙΙ. Αδύναμο. α. Αισθητό από τους περισσότερους ανθρώπους επί των μικρών σκαφών. Παρατηρήσιμο από μερικούς ανθρώπους στην ακτή. β. Καμία επίδραση. γ. Καμία ζημιά. ΙV. Κατά ένα μεγάλο μέρος παρατηρήσιμο. α. Αισθητό με όλα τα εν πλω μικρά σκάφη και από λίγους ανθρώπους επί των μεγάλων σκαφών. Παρατηρήσιμο από τους περισσότερους ανθρώπους στην ακτή. β. Κίνηση λίγων μικρών σκαφών ελαφρώς προς την ακτή. γ. Καμία ζημιά. V. Ισχυρό (ύψος κυμάτων 1m). α. Αισθητό σε όλα τα εν πλω μεγάλα σκάφη και παρατηρήσιμο από όλους στην ακτή. Λίγοι άνθρωποι τρομάζουν και τρέχουν προς εδάφη μεγαλύτερου υψομέτρου. β. Πολλά μικρά σκάφη κινούνται έντονα προς την ακτή, λίγα απ αυτά συντρίβονται το ένα πάνω στο άλλο ή ανατρέπονται. Ίχνη στρώματος άμμου αφήνονται πίσω στο έδαφος σε ευνοϊκές περιστάσεις. Περιορισμένη πλημμύρα του καλλιεργημένου εδάφους. γ. Περιορισμένη πλημμύρα υπαίθριων εγκαταστάσεων (π.χ. κήποι) των παράκτιων κατασκευών. VI. Ελαφρώς ζημιογόνο (2m). α. Πολλοί άνθρωποι τρομάζουν και τρέχουν προς εδάφη μεγαλύτερου υψομέτρου. β. Τα περισσότερα μικρά σκάφη κινούνται βίαια προς την ακτή, συντρίβονται το ένα πάνω στο άλλο ή ανατρέπονται γ. Ζημιές και πλημμύρα σε μικρές ξύλινες κατασκευές. Τα περισσότερα κτίρια αντιστέκονται. VII. Ζημιογόνο (4m). α. Πολλοί άνθρωποι τρομάζουν και προσπαθούν να τρέξουν προς εδάφη μεγαλύτερου υψομέτρου. β. Πολλά μικρά σκάφη καταστρέφονται. Λίγα μεγάλα σκάφη ταλαντεύονται βίαια. Αντικείμενα μεταβλητού μεγέθους και σταθερότητας ανατρέπονται και παρασύρονται. Στρώματα άμμου και συσσωρεύσεις χαλικιών αφήνονται πίσω. Λίγα σύνολα υδατοκαλλιέργειας μεταφέρονται από το νερό μακριά. γ. Πολλές ξύλινες κατασκευές καταστρέφονται, λίγες κατεδαφίζονται ή μεταφέρονται από το νερό μακριά. Ζημιές του βαθμού Ι και πλημμύρα σε μερικά κτίρια. VIII. Βαριά ζημιογόνο (4m). 31

α. Όλοι οι άνθρωποι δραπετεύουν προς εδάφη μεγαλύτερου υψομέτρου, μερικοί μεταφέρονται από το νερό μακριά. β. Τα περισσότερα από τα μικρά σκάφη καταστρέφονται, πολλά ξεπλένονται μακριά. Λίγα μεγάλα σκάφη κινούνται προς τη ξηρά ή συντρίβονται το ένα πάνω στο άλλο. Μεγάλα αντικείμενα παρασύρονται μακριά. Διάβρωση και ρύπανση της παραλίας. Εκτενής πλημμύρα. Μικρές ζημιές στα δάση σε περιοχές που φθάνει το κύμα. Πολλά σύνολα υδατοκαλλιέργειας μεταφέρονται από το νερό μακριά, λίγα απ αυτά καταστρέφονται μερικώς. γ. Οι περισσότερες ξύλινες δομές μεταφέρονται από το νερό μακριά ή κατεδαφίζονται. Ζημιές του βαθμού ΙΙ σε μερικά κτίρια. Τα περισσότερα μπετόν αρμέ κτίρια αντέχουν τις ζημιές, σε μερικά παρατηρούνται ζημιές του βαθμού Ι και πλημμύρα. ΙΧ. Καταστρεπτικό (8m). α. Πολλοί άνθρωποι μεταφέρονται από το νερό μακριά. β. Τα περισσότερα μικρά σκάφη κινούνται καταστρέφονται ή μεταφέρονται από το νερό μακριά. Πολλά μεγάλα σκάφη κινούνται βίαια προς τη ξηρά, λίγα καταστρέφονται. Εκτενής διάβρωση και ρύπανση της παραλίας. Τοπική επίγεια καθίζηση. Μερική καταστροφή στα δάση στις περιοχές που φθάνει το κύμα. Τα περισσότερα σύνολα υδατοκαλλιέργειας μεταφέρονται από το νερό μακριά, πολλά καταστρέφονται μερικώς. γ. Ζημιές του βαθμού ΙΙΙ σε πολλά κτίρια, σε λίγα μπετόν αρμέ κτίρια παρατηρούνται ζημιές του βαθμού ΙΙ. Χ. Πολύ καταστρεπτικό (8m). α. Πολλοί άνθρωποι μεταφέρονται από το νερό μακριά. β. Τα περισσότερα μεγάλα σκάφη κινούνται βίαια προς τη ξηρά, πολλά καταστρέφονται ή συγκρούονται με τα κτίρια. Οι μικροί λίθοι από τον πυθμένα της θάλασσας κινούνται προς την ενδοχώρα. Αυτοκίνητα αναποδογυρίζουν και παρασύρονται. Διαρροές πετρελαίου, έναρξη πυρκαγιών. Εκτενής επίγεια καθίζηση. γ. Ζημιές του βαθμού ΙV σε πολλά κτίρια, σε μπετόν αρμέ κτίρια παρατηρούνται ζημιές του βαθμού ΙΙΙ. Τεχνητά αναχώματα καταρρέουν. ΧΙ. Συντριπτικό (16m). α. Γενικός πανικός. Οι περισσότεροι άνθρωποι μεταφέρονται από το νερό μακριά. β. Σανίδες σωτηρίας αποκομμένες. Εκτενείς πυρκαγιές. Παλίνδρομα κύματα νερού παρασύρουν αυτοκίνητα και άλλα αντικείμενα στη θάλασσα. Μεγάλοι λίθοι από τον πυθμένα της θάλασσας κινούνται προς την ενδοχώρα. γ. Ζημιές του βαθμού V σε πολλά κτίρια. Σε λίγα μπετόν αρμέ κτίρια παρατηρούνται ζημιές του βαθμού ΙV. ΧΙΙ. Ολοκληρωτικά καταστρεπτικό (32m). Α. Γενικός πανικός. Οι περισσότεροι άνθρωποι μεταφέρονται από το νερό μακριά. Β. Σανίδες σωτηρίας αποκομμένες. Εκτενείς πυρκαγιές. Παλίνδρομα κύματα νερού παρασύρουν αυτοκίνητα και άλλα αντικείμενα στη θάλασσα. Μεγάλοι λίθοι από τον πυθμένα της θάλασσας κινούνται προς την ενδοχώρα. Γ. Σχεδόν όλα τα κτίρια κατεδαφίζονται. Στα περισσότερα μπετόν αρμέ κτίρια παρατηρούνται ζημιές του βαθμού ΙV. 32