Σεισμός – Ό,τι πρέπει να γνωρίζουμε

Μέγεθος, εστία, ένταση, επίκεντρο, ρήγμα, σεισμικά κύματα…

Έννοιες που ακούγονται συχνά και που επαναλαμβάνονται από όλους μετά από έναν μεγάλο σεισμό. Τι είναι όμως ο σεισμός;

Στην αρχαιότητα: Η δόνηση λόγω της κίνησης του Εγκέλαδου* μέσα στον τάφο του, αναγκαίο κακό σταλμένο από τον Δία, το αποτέλεσμα της συμπίεσης ατμών στο εσωτερικό της Γης ή ο κραδασμός του εδάφους από το σπαρτάρισμα του γατόψαρου των Ιαπώνων.

Σήμερα: Το τράνταγμα, η κίνηση του εδάφους που οφείλεται στη θραύση πετρωμάτων, το στιγμιαίο αποτέλεσμα μιας μακροχρόνιας διαδικασίας συσσώρευσης δυναμικής ενέργειας σε καταπονούμενες περιοχές της λιθόσφαιρας. Ένα φυσικό φαινόμενο που μπορεί να προκαλέσει πολλές απώλειες τόσο σε ανθρώπινο δυναμικό όσο και σε υλικά αγαθά.

Σεισμός είναι η εδαφική δόνηση που γεννιέται κατά τη διατάραξη της μηχανικής ισορροπίας των πετρωμάτων από φυσικές αιτίες που σχετίζονται με το εσωτερικό της γης.

*Ο Εγκέλαδος στην Ελληνική Μυθολογία φέρεται ως αρχηγός των Γιγάντων, γιος του Τάρταρου και της Γαίας που έπαιξε όμως πρωτεύοντα ρόλο στη Γιγαντομαχία στην οποία και φονεύθηκε. Οι Αρχαίοι Έλληνες πίστευαν πως, όταν γινόταν σεισμός, ο Εγκέλαδος είχε θυμώσει και επειδή ήταν πολύ μεγάλος τράνταζε όλη τη γη.

Η Γη αποτελείται από τρία διαφορετικά στρώματα: τον φλοιό, τον μανδύα και τον πυρήνα, συνολικού πάχους 6.370km περίπου.

Ο φλοιός είναι το στερεό, εξωτερικό περίβλημα της Γης. Υπάρχουν δύο είδη φλοιού, ο ηπειρωτικός και ο ωκεάνιος. Το μέσο πάχος του ηπειρωτικού είναι περίπου 35km, κάτω όμως από τις μεγάλες οροσειρές μπορεί να φτάσει τα 60 – 70km. Το μέσο πάχος του ωκεάνιου είναι 7km.

Ο μανδύας είναι το αμέσως επόμενο στρώμα και φτάνει μέχρι το βάθος των 2.900km. Η επιφάνεια που χωρίζει τον φλοιό από τον μανδύα, είναι γνωστή με το όνομα ασυνέχεια Mohorovicic.

Ως λιθόσφαιρα χαρακτηρίζεται το δύσκαμπτο στρώμα, μέσου πάχους 80km περίπου, που αποτελείται από τον στερεό φλοιό και μέρος του στερεού ανώτερου μανδύα. Το τμήμα του μανδύα που βρίσκεται κάτω από τη λιθόσφαιρα είναι γνωστό ως ασθενόσφαιρα.

Κάτω από τον μανδύα υπάρχει ο πυρήνας που φτάνει έως το κέντρο της γης. Ο πυρήνας διακρίνεται σε εξωτερικό (υγρή/ρευστή κατάσταση) και σε εσωτερικό (στερεή κατάσταση).

Η λιθόσφαιρα δεν είναι ενιαία αλλά απαρτίζεται από ένα σύνολο μεγάλων και μικρότερων πλακών που ολισθαίνουν πάνω στο υποκείμενο παχύρρευστο μανδυακό υλικό (ασθενόσφαιρα) πραγματοποιώντας σχετικές μεταξύ τους κινήσεις. Οι πλάκες αυτές λέγονται λιθοσφαιρικές πλάκες. Τα αίτια κίνησής τους πιθανόν να είναι οι οριζόντιες εφαπτομενικές κινήσεις που ασκούνται στον πυθμένα τους από τα θερμικά ρεύματα μεταφοράς τα οποία δημιουργούνται στον ασθενοσφαιρικό μανδύα.

Η λιθόσφαιρα της Γης αποτελείται από επτά μεγάλες πλάκες (Αφρικανική, Ευρασιατική, Ινδο-Αυστραλιανή, Ανταρκτική, πλάκα του Ειρηνικού, Βορειο-Αμερικανική, Νοτιο-Αμερικανική). Υπάρχουν όμως και αρκετές μικρότερες. Οι πλάκες κινούνται προς διαφορετικές διευθύνσεις. Τα βέλη δείχνουν την κίνησή τους.

Αναλυτικά οι μεγαλύτερες λιθοσφαιρικές (τεκτονικές) πλάκες

Κύριες πλάκες

Οι κύριες πλάκες αποτελούν το μεγαλύτερο μέρος των ηπείρων και του Ειρηνικού Ωκεανού. Για τους σκοπούς αυτής της λίστας, κύρια πλάκα είναι κάθε πλάκα με έκταση μεγαλύτερη από 20 εκατομμύρια km².

1. Αφρικανική πλάκα – 61,300,000 km²
2. Ανταρκτική πλάκα – 60,900,000 km²
3. Ευρασιατική πλάκα – 67,800,000 km²
4. Ινδο-Αυστραλιανή πλάκα – 58,900,000 km²
   • Ινδική πλάκα – 11,900,000 km²
   • Αυστραλιανή πλάκα – 47,000,000 km²
5. Βορειο-Αμερικανική πλάκα – 75,900,000 km²
6. Νοτιο-Αμερικανική πλάκα – 43,600,000 km²
7. Πλάκα του Ειρηνικού – 103,300,000 km²

Δευτερεύουσες πλάκες

Αυτές οι μικρότερες πλάκες συχνά δεν εμφανίζονται στους χάρτες, καθώς η πλειονότητά τους δεν περιλαμβάνει σημαντική έκταση. Για τους σκοπούς αυτής της λίστας, δευτερεύουσα πλάκα είναι κάθε πλάκα με έκταση μικρότερη από 20 εκατομμύρια km² αλλά μεγαλύτερη από 1 εκατομμύριο km².

1. Πλάκα Σομαλίας – Μικρή τεκτονική πλάκα που περιλαμβάνει την ανατολική ακτή της Αφρικής και τον παρακείμενο βυθό – 16,700,000 km²
2. Αραβική πλάκα – 5,000,000 km²
3. Πλάκα της Καραϊβικής – Μια κυρίως ωκεάνια τεκτονική πλάκα που περιλαμβάνει τμήμα της Κεντρικής Αμερικής και της Καραϊβικής Θάλασσας – 3,300,000 km²
4. Πλάκα Σκοτίας – Μικρή ωκεάνια τεκτονική πλάκα μεταξύ των πλακών της Νότιας Αμερικής και της Ανταρκτικής – 1,600,000 km²
5. Πλάκα των Φιλιππίνων – Ωκεάνια τεκτονική πλάκα στα ανατολικά των Φιλιππίνων – 5,500,000 km²
6. Πλάκα Νάζκα – Ωκεάνια τεκτονική πλάκα στη λεκάνη του ανατολικού Ειρηνικού Ωκεανού – 15,600,000 km²
7. Πλάκα Κόκος – Νεαρή ωκεάνια τεκτονική πλάκα κάτω από τον Ειρηνικό Ωκεανό στα ανοιχτά της δυτικής ακτής της Κεντρικής Αμερικής – 2,900,000 km²
8. Πλάκα Χουάν ντε Φούκα (Ανήκει στις μικροπλάκες, αναφέρεται εδώ επειδή περιλαμβάνεται στο χάρτη) – 250,000 km²

Και κάποιες που δεν αναφέρονται στον παραπάνω χάρτη:

• Amurian Plate – Μια μικρή τεκτονική πλάκα στην ανατολική Ασία
• Πλάκα Βιρμανίας – Μικρή τεκτονική πλάκα στη Νοτιοανατολική Ασία – 1.100.000 km²
• Caroline Plate – Μικρή ωκεάνια τεκτονική πλάκα βόρεια της Νέας Γουινέας – 1.700.000 km²
• New Hebrides Plate – Μικρή τεκτονική πλάκα στον Ειρηνικό Ωκεανό κοντά στο Βανουάτου – 1.100.000 km²
• Πλάκα Okhotsk – Μικρή τεκτονική πλάκα στην Ασία
• Πλάκα Sunda – Τεκτονική πλάκα συμπεριλαμβανομένης της Νοτιοανατολικής Ασίας
• Πλάκα Yangtze – Μικρή τεκτονική πλάκα που μεταφέρει το μεγαλύτερο μέρος της νότιας Κίνας

---

Η θεωρία που ερμηνεύει ικανοποιητικά το σύνολο των γεωλογικών και γεωφυσικών παρατηρήσεων, που σχετίζονται με την ενεργό τεκτονική δράση και κατά συνέπεια και με τη σεισμική δράση, είναι αυτή που περιγράφει την κίνηση των λιθοσφαιρικών πλακών.

Οι λιθοσφαιρικές πλάκες αλλού αποκλίνουν, αλλού συγκλίνουν και αλλού η μία κινείται παράλληλα – εφαπτομενικά σε σχέση με τη διπλανή της.

Στις περιοχές που αποκλίνουν οι λιθοσφαιρικές πλάκες, που ονομάζονται μεσοωκεάνιες ράχες, θερμό ασθενοσφαιρικό υλικό ανεβαίνει προς στην επιφάνεια, ψύχεται, στερεοποιείται και οδηγεί έτσι στη δημιουργία νέας λιθόσφαιρας κατά μήκος των δύο πλευρών των ράχεων (πχ μεσοωκεάνια ράχη Ατλαντικού ωκεανού, απομάκρυνση Αμερικανικής – Αφρικανικής πλάκας).

Στην περίπτωση της σύγκλισης των πλακών η πυκνότερη από τις δύο βυθίζεται κάτω από την άλλη, οπότε η πρώτη πλάκα «λιώνει» μέσα στο θερμό μανδυακό υλικό κι έτσι καταστρέφεται το λιθοσφαιρικό υλικό. Η δημιουργία νέου ωκεάνιου φλοιού στις μεσοωκεάνιες ράχες αντισταθμίζεται λοιπόν με την καταστροφή αντίστοιχης ποσότητας στις περιοχές σύγκλισης πλακών, οπότε η συνολική επιφάνεια της Γης παραμένει “σταθερή”.

Στις περιοχές που ολισθαίνουν οριζόντια η μία πλάκα σε σχέση με την άλλη, η κίνηση γίνεται κατά μήκος κατακόρυφων ρηγμάτων μετασχηματισμού.

Αποτέλεσμα της σχετικής κίνησης των λιθοσφαιρικών πλακών είναι η αργή παραμόρφωση των πετρωμάτων στις παρυφές τους. Για τον λόγο αυτό, στα πετρώματα που βρίσκονται κοντά στις περιοχές αυτές συσσωρεύονται τεράστια ποσά δυναμικής ενέργειας (ενέργεια ελαστικής παραμόρφωσης πετρωμάτων) και αναπτύσσονται μεγάλες τάσεις που συνεχώς αυξάνουν. Όταν οι τάσεις αυξηθούν τόσο πολύ, ώστε να υπερβούν το όριο αντοχής του λιθοσφαιρικού υλικού στο σημείο αυτό επέρχεται θραύση. Ταυτόχρονα πραγματοποιείται απότομη σχετική κίνηση των δύο τμημάτων που έχουν προκύψει κατά μία επιφάνεια έως ότου ισορροπήσουν σε νέες θέσεις. Η επιφάνεια αυτή είναι το σεισμικό ρήγμα. Τη χρονική αυτή στιγμή γεννιέται ένας σεισμός.

Τύποι Σεισμών που γεννώνται στον Γήινο φλοιό

• Τεκτονικοί
• Ηφαιστειακοί
• Εγκατακρημνισιγενείς
• Κρυογενείς
• Τεχνητοί

Ο χώρος που πρωτοεκδηλώνεται η διάρρηξη των πετρωμάτων (σεισμογόνος χώρος) μπορεί κατά προσέγγιση να θεωρηθεί ως σημείο και ονομάζεται εστία ή υπόκεντρο του σεισμού.

Το ίχνος της κατακόρυφης προβολής της εστίας πάνω στην επιφάνεια της γης είναι το επίκεντρο. Η απόσταση του επικέντρου από την εστία (βάθος της εστίας) λέγεται εστιακό βάθος. Σύμφωνα με όσα έχουν ήδη αναφερθεί προκύπτει ότι οι σεισμοί γεννιούνται μόνο μέσα στη λιθόσφαιρα και κατά κύριο λόγο εντοπίζονται στα όρια των λιθοσφαιρικών πλακών.

Οι σεισμογράφοι είναι όργανα με τα οποία γίνεται αυτόματη και, κατά το δυνατόν, πιστή αναγραφή της σεισμικής κίνησης. Η αναγραφή αυτή, που λέγεται σεισμόγραμμα.

Ένας σεισμογράφος αποτελείται από το εκκρεμές, το σύστημα ενίσχυσης (ή μεγέθυνσης), το σύστημα αναγραφής, το σύστημα απόσβεσης της ελεύθερης ταλάντωσης του εκκρεμούς, το σύστημα ψηφιοποίησης των σεισμογραμμάτων (οι ψηφιακοί σεισμογράφοι).

Το σεισμόγραμμα γίνεται πάνω σε  μαγνητική ταινία,  με γραφίδα πάνω σε αιθαλωμένη (καπνισμένη) ταινία ή σε θερμογραφικό χαρτί,  με φωτεινή κηλίδα πάνω σε φωτογραφική ταινία ή ψηφιακά στη μνήμη ηλεκτρονικού υπολογιστή.

Στον ελληνικό χώρο υπάρχουν μόνιμα εγκατεστημένοι σεισμογράφοι σε σεισμολογικούς σταθμούς, οι οποίοι αποτελούν το Εθνικό Δίκτυο Σεισμογράφων. Υπάρχει όμως και η δυνατότητα εγκατάστασης φορητών δικτύων σεισμογράφων, για κάποιο χρονικό διάστημα, σε περιοχές με αυξημένη σεισμική δραστηριότητα.

Αξίζει να αναφερθεί ότι οι ενόργανες καταγραφές των σεισμών στην Ελλάδα ξεκινούν στην αρχή του αιώνα (1911) με την εγκατάσταση του πρώτου σεισμομέτρου στην Αθήνα. Τα προγενέστερα του 1911 στοιχεία που αφορούν τη σεισμική δραστηριότητα βασίζονται σε περιγραφές κυρίως μακροσεισμικών αποτελεσμάτων.

Για να υπάρχει κάποιο μέτρο σύγκρισης των σεισμών δημιουργήθηκε η ανάγκη υπολογισμού μίας ποσότητας που να τους χαρακτηρίζει. Έτσι ορίστηκε το Μέγεθος (Μ) του σεισμού που είναι το μέτρο της ενέργειας που εκλύεται από την εστία κατά τη διάρκεια της σεισμικής δόνησης.

Το μέγεθος προσδιορίζεται με μετρήσεις διαφόρων παραμέτρων των σεισμικών κυμάτων όπως το πλάτος, η περίοδος και η διάρκεια.

Για τον υπολογισμό του μεγέθους των σεισμών επινοήθηκαν διάφορες κλίμακες. Οι πιο γνωστές είναι: η κλίμακα τοπικού μεγέθους ΜL (κλίμακα Richter – το όνομά της το πήρε από τον Ch. Richter to 1935) και η κλίμακα επιφανειακού μεγέθους ΜS ενώ υπάρχουν και οι κλίμακες: χωρικού μεγέθους mb, μεγέθους διάρκειας ΜΤ, μεγέθους σεισμικής ροπής ΜW.

Οι σεισμοί που προκαλούν βλάβες έχουν τις περισσότερες φορές μέγεθος μεγαλύτερο από 5 βαθμούς της κλίμακας Richter. Θα πρέπει όμως να σημειωθεί ότι οι επιπτώσεις ενός σεισμού στους ανθρώπους και στις κατασκευές (βλάβες ή μη βλάβες) εξαρτώνται εκτός από το μέγεθος και από άλλους παράγοντες όπως το βάθος της εστίας, τη θέση του επικέντρου, την κατασκευή, το έδαφος θεμελίωσης της κατασκευής, τη γειτνίαση με ενεργά ρήγματα κλπ.

Το μεγαλύτερο μέγεθος σεισμού που έχει μετρηθεί έως σήμερα σε παγκόσμια κλίμακα είναι 9.5 (σεισμός Χιλής, 22-5-1960).

Η Ένταση του σεισμού αποτελεί μέτρο των μακροσεισμικών αποτελεσμάτων και πιο συγκεκριμένα μέτρο των βλαβών της σεισμικής δόνησης στους ανθρώπους και στις τεχνικές κατασκευές.

Οι εμπειρικές κλίμακες που χρησιμοποιούνται για τον υπολογισμό της έντασης είναι: η τροποποιημένη 12βάθμια κλίμακα Mercalli (MM, 1931), η επίσης 12βάθμια MSK (1964) που προτάθηκε από τους Medvedev, Sponheuer, Karnik και η 8βάθμια JMA (Japanese Meteorological Agency) που χρησιμοποιείται από τους Ιάπωνες. Το 1992 το Συμβούλιο της Ευρώπης υιοθέτησε μία νέα κλίμακα που αποτελεί εξέλιξη της MSK και έχει προσαρμοστεί σε ευρωπαϊκά δεδομένα. Η κλίμακα αυτή είναι η EMS (European Macroseismic Scale).

Οι περισσότεροι σεισμοί οφείλονται στις κινήσεις των λιθοσφαιρικών πλακών, και κατά συνέπεια οι ζώνες έντονης σεισμικής δράσης ουσιαστικά ταυτίζονται με τις παρυφές των πλακών.

Ο ελληνικός χώρος βρίσκεται στα όρια επαφής και σύγκλισης της Ευρασιατικής πλάκας με την Αφρικανική, γι’ αυτό και είναι χώρος μεγάλης σεισμικότητας (η σεισμικότητα ενός τόπου καθορίζεται από τη συχνότητα εμφάνισης των σεισμών και τα μεγέθη τους). Σύμφωνα με στατιστικά στοιχεία η Ελλάδα, από άποψη σεισμικότητας, κατέχει την πρώτη θέση στην Ευρώπη και την έκτη θέση σε παγκόσμιο επίπεδο, μετά την Ιαπωνία, Νησιά Βανουάτου, Περού, νησιά Σολομώντα και Χιλή.

Βασικό τεκτονικό γνώρισμα του Ελληνικού χώρου είναι το Ελληνικό τόξο. Το Ελληνικό τόξο αποτελεί το όριο επαφής της Ευρασιατικής λιθοσφαιρικής πλάκας (τμήμα της οποίας είναι το Αιγαίο) και της Αφρικανικής πλάκας. Οι δύο λιθοσφαιρικές πλάκες συγκλίνουν στην περιοχή αυτή με σχετική ταχύτητα 2,5cm τον χρόνο, με συνέπεια την καταβύθιση της ωκεάνιας πλάκας της Ανατ. Μεσογείου, λόγω μεγαλύτερης πυκνότητας, κάτω από την ηπειρωτική πλάκα του Αιγαίου.

Το τόξο που δημιουργείται στην περίπτωση αυτή αποτελείται από την ελληνική τάφρο, το νησιωτικό τόξο, την οπισθοτάφρο και το ηφαιστειακό 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 (βάθος περίπου 4.500m). Αυτό είναι το βαθύτερο σημείο της Μεσογείου.

Το νησιωτικό τόξο αποτελείται από μία 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 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 άνοδό 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 Βορείου Αιγαίου, με βάθος 1.500m περίπου.

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. Παρόλα αυτά όμως, τα περισσότερα διατάσσονται κατά μήκος μίας τοξοειδούς ζώνης στην περιοχή του ελληνικού τόξου (Δ. Αλβανία – νησιά Ιονίου πελάγους – Κρήτη – Κάρπαθος – Ρόδος – ΝΔ Τουρκία). Σημαντική σεισμική δραστηριότητα παρατηρείται επίσης και στην περιοχή του Β. Αιγαίου και της ΒΔ Ανατολίας.
• οι σεισμοί ενδιάμεσου βάθους εκδηλώνονται στην περιοχή του Ν. Αιγαίου. 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 35ο 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.

Το θέμα της σεισμικής δραστηριότητας στο Αιγαίο και των αιτίων της είναι αρκετά πολύπλοκο. Πρόσφατα στοιχεία δείχνουν ότι η σεισμική δραστηριότητα στο Αιγαίο είναι αυξημένη εξαιτίας:

• συμπιεστικής δύναμης που οφείλεται στη σύγκλιση της Αφρικανικής λιθοσφαιρικής πλάκας με την αντίστοιχη Ευρασιατική. Η σύγκλιση αυτή προκαλεί τους επιφανειακούς σεισμούς κατά μήκος του Ελληνικού τόξου καθώς και τους σεισμούς ενδιάμεσου βάθους στο Ν. Αιγαίο.
• συμπιεστικής 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 κλπ.
• συμπιεστικής δύναμης που οφείλεται κυρίως στην κίνηση της Τουρκικής – Ανατολίας λιθοσφαιρικής πλάκας προς τα δυτικά, που με τη σειρά της η κίνηση αυτή οφείλεται στην προς Βορρά κίνηση της Αραβικής πλάκας.
• οριζόντιων εφελκυστικών δυνάμεων που έχουν διεύθυνση βορρά – νότου και αναπτύσσονται στην κάτω επιφάνεια της λιθόσφαιρας του Αιγαίου εξαιτίας της οριζόντιας κίνησης των ρευμάτων μεταφοράς.