Παγκόσμιος χάρτης της Γήινης σεισμικής δραστηριότητας (1963 - 1998)Κατανομή σεισμών
Σεισμός είναι η αισθητή ανατάραξη της επιφάνειας ενός ουράνιου σώματος λόγω απότομων μετακινήσεων μαζών, που συνοδεύεται από σεισμικά κύματα που μεταφέρουν την ενέργεια του σεισμού. Σε πλανήτες με στερεό φλοιό, όπως η Γη, οι σεισμοί προκαλούν ανατάραξη της επιφάνειας του φλοιού και ο σεισμός γίνεται έτσι αισθητός από τους ανθρώπους αλλά και τα ζώα. Ο σεισμός γίνεται και σε άλλα ουράνια σώματα όπως η Σελήνη, ο Άρης και ο Ήλιος, σε κάποιο άλλο άστρο, πλανήτη ή δορυφόρο πλανήτη, σε ένα αστέρα νετρονίων κλπ. Ο σεισμός σε κάθε τέτοια περίπτωση έχει διαφορετική προέλευση και τα σεισμικά κύματα μπορεί να είναι διαφορετικού τύπου από τα γήινα ελαστικά, όπως για παράδειγμα τα σεισμικά κύματα ενός μαγνητικού σεισμού σε έναν αστέρα νετρονίων ή μάγναστρο. Τα σεισμικά κύματα, στην περίπτωση που είναι ελαστικά, οδεύουν μεταβάλλοντας την πυκνότητα ή παραμορφώνοντας το σχήμα του μέσου από το οποίο διέρχονται και ταξιδεύουν στο εσωτερικό, στην επιφάνεια ή και στην ατμόσφαιρα ενός πλανήτη σαν τον δικό μας, μεταφέροντας την ενέργεια του σεισμού, η οποία τελικά απορροφάται στο μέσο διάδοσης.
Διάδοση βαρυτικών σεισμικών κυμάτων υφίσταται και στο «κενό» του διαστήματος.[1][2] Παρατηρούνται επιδράσεις από ισχυρούς γήινους σεισμούς στη Σελήνη και σε τεχνητούς δορυφόρους γύρω από τη Γη.[3] Στο σύστημα Γης - Σελήνης μάλιστα, οποιαδήποτε ξαφνική μεταβολή της απόστασης των δύο θα προκαλέσει σεισμούς και στα δύο ουράνια σώματα, καθώς το ένα βρίσκεται εντός του βαρυτικού πεδίου του άλλου. Έναν τέτοιο σεισμό στη Γη θα προκαλούσε η σύγκρουση ενός κομήτη με τη Σελήνη για παράδειγμα.
Τέλος, στο «κενό» του διαστήματος έχουμε και διάδοση κυμάτων που αντιστοιχούν σε ισχυρές μεταβολές μαγνητικού πεδίου που παράγονται στα μάγναστρα, ικανές να προκαλούν σεισμούς σε ουράνια σώματα εντός της εμβέλειάς τους που περιέχουν σε επαρκείς ποσότητες υλικά ικανά να αντιδράσουν μαγνητικά. Οι μαγνητικοί σεισμοί στα μάγναστρα παράγουν και σεισμικά κύματα που ταξιδεύουν ως τη Γη με τη μορφή εκλάμψεων ακτίνων γ και ακτίνων χ.[4][5]
Γήινος σεισμός
Ο σεισμός στον πλανήτη μας συνήθως προκαλείται από ξαφνική απελευθέρωση συσσωρευμένης ενέργειας στον φλοιό της Γης. Τον αντιλαμβανόμαστε στην επιφάνειά της καθώς μέρος της ενέργειας μεταφέρεται εκεί με τα σεισμικά κύματα. Τα κύματα αυτά διαδίδονται στον φλοιό με ταλαντώσεις των πετρωμάτων και φθάνοντας στην επιφάνεια προκαλούν τις αναταράξεις του εδάφους που αισθανόμαστε. Τα σεισμικά κύματα προκαλούν με τις ταλαντώσεις και διαφορές ηλεκτρικού δυναμικού στα πετρώματα του φλοιού καθώς οδεύουν μέσα από αυτά (σεισμικό-ηλεκτρικό φαινόμενο δευτέρου είδους). Άλλη μια εκδήλωση των σεισμών, που προκαλείται από τη μετακίνηση των πετρωμάτων της λιθόσφαιρας, είναι η δημιουργία τσουνάμι στη θάλασσα όταν ο σεισμός είναι υποθαλάσσιος και έχει αποτέλεσμα ικανή κατακόρυφη ανάταξη του βυθού. Οι περισσότεροι σεισμοί σχετίζονται με τον τεκτονικό χαρακτήρα της Γης και ονομάζονται τεκτονικοί σεισμοί. Ένας σεισμός όμως μπορεί να οφείλεται και στο απότομο γλίστρημα ενός παγετώνα.
Ως σεισμός χαρακτηρίζεται και το άμεσο αποτέλεσμα από μία μη φυσική διεργασία, όπως για παράδειγμα μια έκρηξη, μια υπόγεια πυρηνική δοκιμή ή την τομογράφηση μέρους του φλοιού με σεισμικά κύματα που προκαλούμε με κτυπήματα του εδάφους. Σεισμός μπορεί να παραχθεί και από μία έκρηξη στην ατμόσφαιρα της Γης.Τέλος, ως σεισμός θα μπορούσε να θεωρηθεί και η παραγωγή σεισμικών βαρυτικών κυμάτων από το Haarp στην ιονόσφαιρα[εκκρεμεί παραπομπή]
Η απορρόφηση της ενέργειας που μεταφέρουν τα ελαστικά κύματα, συμβαίνει με διάφορους μηχανισμούς ανάλογα με την κατάσταση ρευστότητας του μέσου που διατρέχουν:
Στερεά: Η θραύση και οι μικροθραύσεις στα πετρώματα, αλλά και στις ανθρώπινες κατασκευές, προκαλούν είτε διάρρηξη των δεσμών συνοχής είτε μόνιμη (πλαστική) παραμόρφωση του υλικού και τελικά παράγεται θερμότητα. Ακόμα, λόγω του σεισμικού-ηλεκτρικού φαινομένου που εμφανίζεται στα πορώδη στερεά που περιέχουν ποσοστό υγρού, μέρος της ενέργειας του οδεύοντος σεισμικού κύματος μετατρέπεται από μηχανική σε ηλεκτρική και κατόπιν αντίστροφα και η ενέργεια μετατρέπεται σε θερμότητα, είτε κατά τις ωσμωτικές διαδικασίες, είτε λόγω της ηλεκτρικής αντίστασης των πετρωμάτων κατά τη διέλευση των ηλεκτρικών ρευμάτων ή δινορευμάτων (ρευμάτων Φουκώ).
Ρευστά με οριακή την ιδιότητα διάδοσης εγκάρσιων κυμάτων:[Σημ. 1] Το υλικό παραμορφώνεται προσωρινά (για χρόνο μερικά πολλαπλάσιο της περιόδου ταλάντωσης του κύματος) και τελικά η ενέργεια γίνεται θερμότητα (ρευστοποιείται περαιτέρω το υλικό του μέσου).
Ρευστά: Μπορούν να οδεύσουν μόνο σεισμικά κύματα που διαφοροποιούν τοπικά την πυκνότητα του μέσου και απορροφώνται αυξάνοντας τη θερμοκρασία του.
Σύμφωνα με την ανθρώπινη κλίμακα εκτίμησης γεγονότων, που ξεκινά με βάση τις διαστάσεις των ανθρώπινων κατασκευών, τα αποτελέσματα της απορρόφησης της ενέργειας ενός σεισμού στα στερεά είναι ενίοτε καταστροφικά.
Η πραγματική αιτία των σεισμών που γεννώνται στον φλοιό της Γης δηλώθηκε σωστά το 1760 από τον Βρετανό Τζον Μίτσελ (John Michell), ο οποίος έγραψε πως οι σεισμοί και τα κύματα ενέργειας που δημιουργούν προκαλούνται από «μάζες πετρωμάτων που μετατοπίζονται, μίλια κάτω από την επιφάνεια» και θεωρείται πατέρας της επιστήμης της μελέτης των σεισμών, της Σεισμολογίας.
Τύποι Σεισμών που γεννώνται στον Γήινο φλοιό
Τεκτονικοί
Παγκόσμια κίνηση των τεκτονικών πλακών
Η λιθόσφαιρα αποτελείται από πολλές λιθοσφαιρικές (τεκτονικές) πλάκες που βρίσκονται σε διαρκή κίνηση επιπλέοντας πάνω στο ρευστό υπόστρωμα της ασθενόσφαιρας. Οι πλάκες ασκούν πιέσεις μεταξύ τους κυρίως λόγω των κινήσεων του μάγματος κάτω από αυτές που τις παρασύρει και λιγότερο από τις παλιρροϊκές δυνάμεις που παραμορφώνουν τη Γη συμπιέζοντας και εφελκύοντάς την, τη βαρύτητα που τείνει να βυθίζει τις βαρύτερες από αυτές κλπ. Το μάγμα κινείται σε ανοδικά και καθοδικά ρεύματα καθώς κοντά στον πυρήνα της Γης θερμαίνεται, κυρίως από τις ραδιενεργές μεταπτώσεις της βαρύτερης ύλης που είναι συγκεντρωμένη εκεί και από την τριβή λόγω της γρηγορότερης περιστροφής του πυρήνα σε σχέση με τα εξωτερικά στρώματα, και ελαφρύτερο ανεβαίνει προς την επιφάνεια όπου ψύχεται και βαραίνει πάλι. Στα σημεία που ο στερεός φλοιός προεξέχει προς τα κάτω, συνήθως κάτω από βουνά, αναπτύσσονται ροπές από τις δυνάμεις τριβής με το ρευστό μάγμα ανάλογα με τη θέση της προεξοχής σε σχέση με τη ροή του μάγματος, το οποίο επανακάμπτει προς τον πυρήνα. Το μάγμα που κινείται κάτω από τον φλοιό υπόκειται και στις δυνάμεις του φαινομένου Κοριόλις που σε μεγάλες κλίμακες καθορίζει την κίνηση των τροπικών κυκλώνων και των ωκεάνιων θαλάσσιων ρευμάτων. Αποτέλεσμα της συνισταμένης δυνάμεων και ροπών, είναι η τάση για κίνηση των πλακών που μπορούν ακόμη και να τείνουν να περιστρέφονται. Στα όρια των πλακών δημιουργούνται εφελκυστικές ή συμπιεστικές ζώνες διάρρηξης: εφελκυστικές στα σημεία που οι πλάκες απομακρύνονται μεταξύ τους, συμπιεστικές στα σημεία που πλησιάζουν.
Κοντά στις ζώνες διάρρηξης, στα όρια των τεκτονικών πλακών, συσσωρεύεται ενέργεια (τασικό φορτίο) από τους μηχανισμούς εφελκυσμού και συμπίεσης. Εκεί σχηματίζονται ρωγμές στον φλοιό, τα ρήγματα, τις πλευρές των οποίων συγκρατεί η τριβή που δεν επιτρέπει την ολίσθηση μεταξύ τους. Όταν οι τεκτονικές τάσεις ξεπεράσουν την κρίσιμη τιμή του ορίου θραύσης του πετρώματος στον εστιακό χώρο, το σπάσιμο των σημείων τριβής έχει ως αποτέλεσμα την ολίσθηση του ρήγματος. Η ολίσθηση συνεπάγεται τη βίαιη ταλάντωση των πετρωμάτων και η απελευθερωμένη ενέργεια μεταφέρεται με τα σεισμικά κύματα ώσπου να απορροφηθεί εντελώς. Οι σεισμοί που προκαλούνται με τον τρόπο αυτό, αποτελούν τη συντριπτική πλειοψηφία, το 90% των Γήινων σεισμών και καλούνται Τεκτονικοί Σεισμοί.
Ηφαιστειακοί
Το υπόλοιπο 10% των παγκόσμιων σεισμών σχετίζονται με ηφαιστειακή δραστηριότητα και συνήθως είναι λιγότερο ισχυροί από τους τεκτονικούς. Ακόμα και αυτοί πάντως, μπορεί να είναι ιδιαίτερα καταστροφικοί, προκαλώντας σχισμές στο έδαφος, παραμόρφωση του εδάφους, και ζημιές σε κατασκευές. Ηφαιστειακός ονομάζεται ο σεισμός που είναι αποτέλεσμα αλλαγής της πίεσης στο εσωτερικό της γης, λόγω της εισροής ή εκροής μάγματος. Το σήμα τέτοιων σεισμών ονομάζεται ηφαιστειογενής δόνηση.
Εγκατακρημνισιγενείς
Εκτός από τα δύο προηγούμενα αίτια, υπάρχει και ένα ελάχιστο ποσοστό σεισμών που ονομάζονται Εγκατακρημνισιγενείς Σεισμοί, επειδή οφείλονται στην εγκατακρήμνιση οροφών υπογείων κοιλωμάτων (π.χ. σπηλαίων) λόγω διάβρωσης. Είναι σεισμοί συνήθως μικρού μεγέθους και τοπικού χαρακτήρα. Ορισμένες φορές έχουν παρατηρηθεί σε μετασεισμική ακολουθία ως συνεπακόλουθο άλλου τύπου σεισμών.[7]
Κρυογενείς
Υπάρχουν περιπτώσεις σεισμών που συμβαίνουν με την απότομη πτώση της θερμοκρασίας. Το έδαφος συγκρατεί νερό σε υγρή μορφή. Όταν η θερμοκρασία του πέσει κάτω από το κρίσιμο σημείο που το υγρό νερό γίνεται πάγος, η διαστολή που προκαλεί η αλλαγή φάσης του νερού συμπιέζει τα πετρώματα και είναι πιθανό να προκληθεί διάρρηξη σε αυτά. Οι επιπτώσεις ενός κρυονικού σεισμού (frostquake) δεν είναι σοβαρές, καθώς γίνονται αισθητοί σε ακτίνα ελάχιστων χιλιομέτρων από τον άνθρωπο. Συνοδεύονται από τον κρότο θραύσης και προκαλούν ζημιές σε τσιμεντένιες υποστρώσεις και πλάκες, στο δίκτυο σωληνώσεων και σε υλικά θεμελίωσης που βρίσκονται στη γραμμή θραύσης. Συμβαίνουν συνήθως τις πρώτες πρωινές ώρες κατά τις κρύες περιόδους του χειμώνα. Επειδή δεν προκαλούνται από τεκτονικά αίτια, είναι σημαντικό να αναγνωρίζονται ως κρυογενείς για να μην εισάγουν σφάλμα στα σεισμολογικά δεδομένα των ρηγμάτων.[8][9]
Τεχνητοί
Οι τεχνητοί σεισμοί προκαλούνται με εκρήξεις ή χτύπημα της επιφάνειας του γήινου φλοιού. Συνήθως χρησιμοποιούνται για την τομογράφηση του υπεδάφους. Σε μεγάλη κλίμακα είναι δυνατή και η πρόκληση σεισμών.
Είναι ιδιαίτερα δύσκολο να γίνει άμεση παρατήρηση της διαδικασίας γένεσης των σεισμών στα ρήγματα με όργανα μέτρησης των τάσεων και παραμορφώσεων, καθώς οι σεισμοί συμβαίνουν σε βάθη όπου δεν είναι δυνατή η εγκατάσταση οργανολογίας. Έτσι χρησιμοποιούνται έμμεσα φαινόμενα όπως η εκπομπή ηλεκτρομαγνητικής ακτινοβολίας (ΗΜΑ) που παράγεται κατά τη θραύση των υλικών. Αυτή ενδεχομένως καταγράφεται στην επιφάνεια κατά τη διάρκεια της εκδήλωσης των διαφόρων σταδίων προετοιμασίας του σεισμού, μέχρι να γίνει τελικά η σχετική ολίσθηση των δύο πλευρών του ρήγματος, δηλαδή ο σεισμός.[10][11][12][13]
Ένα μοντέλο ερμηνείας που προκύπτει από τη μελέτη των έμμεσων φαινομένων, και συγκεκριμένα της ΗΜΑ που σχετίζεται με τα καταληκτικά στάδια του σεισμού, είναι αυτό των τριών σταδίων προετοιμασίας του φαινομένου, που έχει προταθεί τα τελευταία χρόνια.[10][11][12][13]
Μοντέλο των τριών σταδίων
Τα asperities αποτρέπουν τη διολίσθηση των δύο πλευρών του ρήγματος, δηλαδή τη γέννηση του σεισμού.
Στάδια προετοιμασίας του σεισμού: Ένα ρήγμα (μπλε γραμμές) βρίσκεται μέσα σε περιβάλλον με ετερογενές υλικό που υφίσταται την επίδραση των τεκτονικών τάσεων (βέλη). Στάδιο 1: Γίνονται προσεισμοί στο εύθραυστο υλικό που περιβάλλει το ρήγμα, κατά τη θραύση του οποίου εκπέμπεται VHF Η/Μ ακτινοβολία. Αρχικά οι θραύσεις συμβαίνουν τυχαία μέσα σε ακτίνα Rcr από το ρήγμα, έπειτα συσχετίζονται χωροχρονικά μεταξύ τους σε ολοένα και μεγαλύτερες αποστάσεις εντός του κύκλου, και από ένα κρίσιμο σημείο και έπειτα συγκεντρώνονται κατά μήκος του ρήγματος. Ο σεισμός είναι αναπόφευκτος αν και μόνο αν (στάδιο 2) σπάσουν τα σκληρά asperities (εκπέμπεται VLF - πράσινη περιοχή), οπότε και (στάδιο 3) ακολουθεί Η/Μ ησυχία κατά την οποία αναπτύσσεται λιπαντικό στρώμα που θα επιτρέψει την απότομη διολίσθηση των πλευρών του ρήγματος, δηλαδή τον σεισμό.
Ο σεισμός εκδηλώνεται με την απότομη ολίσθηση μεταξύ των δύο πλευρών ενός ρήγματος, οι οποίες βρίσκονται σκαλωμένες μεταξύ τους σε σκληρές δομές, τα λεγόμενα asperities. Ένα ρήγμα ικανό να προκαλέσει έναν σημαντικό σεισμό περιβάλλεται γενικά από ένα ετερογενές (διαφορετικό κατά τόπους) και πιο εύθραυστο υλικό. Τα τρία στάδια ως τον σεισμό, σύμφωνα με το αντίστοιχο μοντέλο,[10][11][12][13] είναι τα εξής:
Στάδιο 1: θραύση του ετερογενούς υλικού που περιβάλλει το κύριο ρήγμα
Οι τεκτονικές τάσεις δεν μπορούν από την αρχή να επιδράσουν αποτελεσματικά πάνω στο ίδιο το κύριο ρήγμα. Προκαλούν προσεισμούς στο μαλακότερο ετερογενές υλικό που το περιβάλλει. Κατά τη διαδικασία αυτή των προσεισμών ξοδεύεται ενέργεια σε ακίνδυνα σεισμικά γεγονότα, από την ενέργεια που έχει αποταμιευθεί στα στερεά υλικά λόγω της παραμόρφωσης που έχουν υποστεί από τις τεκτονικές τάσεις. Κατά τις θραύσεις αυτές στην περιοχή που περιβάλλει το ρήγμα εκπέμπεται ηλεκτρομαγνητική ακτινοβολία VHF (συχνότητες MHz). Η εκπομπή αυτή ξεκινά συνήθως μια εβδομάδα πριν την εκδήλωση του σεισμού και διαρκεί όσο γίνονται θραύσεις (προσεισμοί) στο ετερογενές υλικό που περιβάλλει το ρήγμα.
Ο μηχανισμός της θραύσης του ετερογενούς υλικού χαρακτηρίζεται από «αρνητική ανάδραση», δηλαδή με κάθε μικρό σεισμό το σύστημα ξεθυμαίνει, εκτονώνεται. Η θραύση ξεκινά στην πιο εύθραυστη «νησίδα» του χώρου και όταν αυτή ολοκληρωθεί, η γενική θραύση του υλικού σταματά και επέρχεται ισορροπία. Η συνεχιζόμενη κίνηση όμως των τεκτονικών πλακών δημιουργεί τάσεις που επανεκκινούν τον κύκλο των θραύσεων, φθάνοντας κάθε φορά στο όριο θραύσης της πιο εύθραυστης από τις απομένουσες νησίδες του ετερογενούς υλικού, κ.ο.κ. Καθώς το ετερογενές υλικό θραύεται οι τεκτονικές τάσεις συνεχώς ανακατανέμονται. Στην αρχή οι θραύσεις είναι ασυσχέτιστες μεταξύ τους. Καθώς περνά όμως ο χρόνος αυτές συσχετίζονται όλο και περισσότερο μεταξύ τους και σε όλο και μεγαλύτερη απόσταση. Τελικά συσχετίζονται όλες οι θραύσεις που γίνονται σε όλο τον χώρο που περιβάλλει το κύριο ρήγμα (σε ακτίνα ~ 100 χλμ. για σεισμό μεγέθους 6 ρίχτερ). Τότε η διαδικασία διαπιστώνεται ως κρίσιμο φαινόμενο με μαθηματική ανάλυση της Η/Μ αντινοβολίας[11] ενώ η ανάλυση της ακολουθίας των προσεισμών επιβεβαιώνει την κρίσιμη κατάσταση, συνδέοντας τα δύο φαινόμενα[14]. Κρίσιμη κατάσταση σημαίνει αλλαγή φάσης για το σύστημα (αλλαγή φάσης έχουμε π.χ. όταν το νερό μεταβαίνει από υγρή φάση σε στερεή). Ως αποτέλεσμα αυτού, στο επόμενο στάδιο οι τάσεις και οι αντίστοιχες θραύσεις, από εκεί που γίνονταν σε μεγάλη περιοχή γύρω από το κύριο ρήγμα, συγκεντρώνονται κατά μήκος της ζώνης που περιβάλει το κύριο ρήγμα. Όταν εν τέλει σπάσει και αυτή η περιοχή του ετερογενούς υλικού, η VHF ακτινοβολία σταματά. Οι τάσεις «πολιορκούν» πλέον τη «ραχοκοκαλιά» των asperities που κατανέμονται κατά μήκος του ρήγματος.
Η εμφάνιση της VHF ακτινοβολίας δεν σημαίνει πως θα γίνει απαραίτητα ο κύριος, σημαντικός, σεισμός καθώς η συγκεκριμένη διαδικασία που την παράγει λαμβάνει χώρα στο περιβάλλον του κύριου ρήγματος και όχι στο ίδιο το ρήγμα. Η διαδικασία αυτή της συσσώρευσης των τάσεων μπορεί να διακοπεί ανά πάσα στιγμή με την υπαναχώρηση των τεκτονικών τάσεων λόγω της εκδήλωσης άλλου σεισμού σε γειτονική περιοχή. Επίσης δεν είναι δεδομένο ότι οι τάσεις που πολιορκούν το κύριο ρήγμα θα καταφέρουν να σπάσουν τη «σπονδυλική στήλη» των σκληρών asperities.
Στάδιο 2: θραύση των asperities
Η θραύση των asperities, εάν και όταν αυτή συμβεί, φανερώνεται από την εκπομπή ισχυρής ακολουθίας ηλεκτρομαγνητικών παλμών που εμπίπτει στην περιοχή των VLF (συχνότητες kHz). Η εκπομπή αυτή εμφανίζεται από μερικές δεκάδες ώρες ως και μία ώρα πριν τον σεισμό. Κατά τη θραύση των asperities (λόγω της οποίας παράγεται η VLF ακτινοβολία) το σύστημα χαρακτηρίζεται από «θετική ανάδραση», δηλαδή έχει εκτραπεί σε κατάσταση μη ισορροπίας· η θραύση της μιας σκληρής δομής ανατροφοδοτεί τη θραύση της επόμενης (φαινόμενο χιονοστιβάδας). Η διαδικασία της διαδοχικής θραύσης των asperities είναι σχετικά αργή. Έτσι η παραγωγή της VLF ακτινοβολίας έχει μεγάλη σχετικά διάρκεια, της τάξης των αρκετών ωρών, γεγονός που επιτρέπει την εφαρμογή ποικίλων στατιστικών και άλλων μεθόδων που τεκμηριώνουν τη σύνδεση της ακτινοβολίας αυτής με τη θραύση των asperities και τη διακρίνουν με ασφάλεια από τον ΗΜ θόρυβο. Όταν όλα τα σκληρά σημεία στα οποία το ρήγμα μένει σκαλωμένο έχουν σπάσει, σταματά και η εκπομπή VLF και αρχίζει ηλεκτρομαγνητική ησυχία. Η δημιουργία του σεισμού είναι αναπόφευκτη.
Στάδιο 3: σχηματισμός λιπαντικού στρώματος
Στο τρίτο στάδιο έχουν σταματήσει οι θραύσεις και των asperities και υπάρχει πλήρης ηλεκτρομαγνητική ησυχία.[15] Ο σεισμός θα ακολουθήσει σε ελάχιστο χρόνο, ως το πολύ σε μερικές ώρες. Στο στάδιο αυτό αρχίζει να αναπτύσσεται ένα «λιπαντικό στρώμα» μεταξύ των πλευρών του ρήγματος, από το κονιορτοποιημένο υλικό που έχει προκύψει από τη θραύση των asperities.[13] Κατά τον σχηματισμό του λιπαντικού στρώματος η σκληρή σκόνη με την ακανθώδη υφή λειαίνεται αποκτώντας ικανότητα κύλισης. Το κονιορτοποιημένο υλικό - λιπαντικό δρα σαν σύνολο ρουλεμάν που οργανώνεται έτσι ώστε μετά από κάποιον χρόνο να οδηγήσει στο γλίστρημα των δύο πλευρών του ρήγματος με υπερηχητική ταχύτητα, στη γέννηση, δηλαδή, του σεισμού. Ο σχηματισμός και η οργάνωση του λιπαντικού στρώματος δεν συνοδεύεται από σημαντική θραύση δεσμών του υλικού και έτσι δεν ανιχνεύεται εκπομπή ηλεκτρομαγνητικής ακτινοβολίας στο καταληκτικό στάδιο της δημιουργίας του σεισμού. Η ηλεκτρομαγνητική ησυχία είναι το τελευταίο πρόδρομο φαινόμενο του επερχόμενου σεισμού.
Κατηγοριοποίηση των σεισμών του φλοιού της Γης ανάλογα με το βάθος τους
Επίκεντρο και υπόκεντρο ενός σεισμού.
Η ακριβής θέση στην οποία συμβαίνει ένας σεισμός ονομάζεται εστία. Αν η εστία θεωρηθεί ως σημείο, αυτό ονομάζεται υπόκεντρο. Η προβολή του υποκέντρου στην επιφάνεια της Γης, ονομάζεται επίκεντρο. Ανάλογα με την απόσταση του υποκέντρου από την επιφάνεια της Γης (εστιακό βάθος, ΕΒ), οι σεισμοί χαρακτηρίζονται ως:
Επιφανειακοί ή σεισμοί μικρού βάθους (0 – 30 χλμ.)
Σεισμοί ενδιαμέσου βάθους (30 – 70 χλμ.)
Σεισμοί μεγάλου βάθους (άνω των 70 χλμ.)
Το εστιακό βάθος είναι σημαντικό χαρακτηριστικό ενός σεισμού, ως προς τις καταστροφές που αυτός μπορεί να επιφέρει στις ανθρώπινες κατασκευές. Π.χ. ένας επιφανειακός σεισμός μεγέθους 6,5 Ρίχτερ είναι καταστρεπτικότερος από ένα σεισμό ενδιάμεσου βάθους μεγέθους 6,9 Ρίχτερ. Αυτό συμβαίνει για δύο κυρίως λόγους:
Όσο αυξάνεται το βάθος, αυξάνεται και η απόσταση μεταξύ εστίας και επιφανείας της Γης, επιφέροντας έτσι εξασθένηση στα σεισμικά κύματα.
Η διασπορά των σεισμικών κυμάτων είναι μεγαλύτερη.
Το μεγαλύτερο εστιακό βάθος που έχει καταγραφεί είναι 750 χλμ. και είναι το σημείο όπου ο γήινος φλοιός καταβυθίζεται στον ανώτερο μανδύα.
Οργανολογία μέτρησης των σεισμών
Αδρανειακό σύστημα μέτρησης
Σεισμόγραμμα
Το όργανο που χρησιμοποιούμε για τη μέτρηση των σεισμικών δονήσεων στην επιφάνεια του εδάφους ή του θαλάσσιου πυθμένα στον Γήινο φλοιό ονομάζεται σεισμόμετρο. Ένα σεισμόμετρο με εγγενή δυνατότητα καταγραφής των δονήσεων ονομάζεται σεισμογράφος και ο όρος έχει παραμείνει σε καθημερινή χρήση και σήμερα, παρόλο που πλέον τα σήματα μεταδίδονται μέσω τηλεπικοινωνιακών δικτύων και καταγράφονται σε μεγάλη απόσταση από τους αισθητήρες. Η λειτουργία του σεισμομέτρου βασίζεται στην αρχή της αδράνειας. Ένα σεισμόμετρο είναι ρυθμισμένο να χρησιμοποιείται εντός του βαρυτικού πεδίου της Γης και σε απόσταση από το κέντρο της, όση έχει και η επιφάνεια του φλοιού. Άρα μετρά σωστά στερεωμένο στο έδαφος ή στον θαλάσσιο βυθό και ακόμη δεν πρέπει να αναρτάται σε σχηματισμούς που ταλαντώνουν ιδιόσυχνα όπως τα κτίρια. Αποτελείται από τα εξής μέρη:
Το περίβλημα το οποίο στερεώνει τη διάταξη και ακολουθεί τις κινήσεις του εδάφους.
Τη μάζα (αδρανειακό υποσύστημα) που τείνει να παραμένει ακίνητη σε σχέση με τις κινήσεις του περιβλήματος και άρα του εδάφους.
Το σύστημα ανάρτησης που επιτρέπει την ταλάντωση της μάζας σε μια σταθερή διεύθυνση ανάλογα με τον τύπο προσανατολισμού της καταγραφόμενης μεταβολής και αποσβαίνει την ταλάντωση:
για οριζόντιοσεισμόγραμμα (ή σεισμογράφημα): Ελατήριο στηριγμένο σταθερά στο περίβλημα στη μία άκρη του και ανάρτηση της μάζας την άλλη του άκρη. Η μάζα τροχιοδρομείται σε οριζόντια διεύθυνση κίνησης και συνδέεται με αποσβεστήρες της ενέργειας ταλάντωσης. Στους παλαιούς σεισμογράφους χρησιμοποιόταν εκκρεμές με δυνατότητα κίνησης της μάζας σε καμπύλη που προσέγγιζε την ευθεία της οριζόντιας κίνησης.
για κατακόρυφο σεισμόγραμμα: Ελατήριο όπου αναρτάται η μάζα όμοια με μετρητή βαρύτητας (δυναμόμετρο ή κανταράκι), τροχιοδρόμηση της μάζας στην κατακόρυφη διεύθυνση και αποσβεστήρες.
Το σύστημα καταγραφής που με διάφορα ηλεκτρομαγνητικά ή οπτικά συστήματα καταγράφει και αποστέλλει τηλεμετρικά για αποτύπωση στον σταθμό συλλογής τη σχετική θέση της αναρτημένης μάζας ως προς το περίβλημα της συσκευής. Στους σεισμογράφους χρησιμοποιόταν εγγενής καταγραφή με γραφίδα στηριγμένη στη μάζα που άφηνε ίχνος σε ρολό χαρτιού κυλιόμενο κάθετα στη διεύθυνση ταλάντωσης της μάζας.
Κανονικά σε θέση εγκαθίστανται τρία σεισμόμετρα με τους άξονες μέγιστης ευαισθησίας κάθετους μεταξύ τους, ώστε να καταγράφονται όλες οι συνιστώσες του σεισμικού κύματος. Με διαφοροποίηση της αντίστασης ελατηρίων που αναρτούν τη μάζα κατακόρυφα στη σύγχρονη αδρανειακή διάταξη, το σεισμόμετρο χρησιμοποιείται για τη μέτρηση των σεισμών και σε άλλα ουράνια σώματα, όπως η Σελήνη και ο Άρης, που έχουν διαφορετική τιμή του πεδίου βαρύτητας στην επιφάνειά τους.
Κλίμακες μέτρησης των σεισμών
Για τη μέτρηση μιας σεισμικής δόνησης χρησιμοποιούνται κυρίως δύο κλίμακες:
Στην κλίμακα αυτή μετράται το μέγεθος ενός σεισμού στην εστία του. Ουσιαστικά στην κλίμακα μετράται η ενέργεια που εκλύεται στον εστιακό χώρο με τη σεισμική θραύση και την ολίσθηση των πετρωμάτων. Παρότι η κλίμακα δεν έχει ανώτατο όριο, σεισμοί μεγαλύτεροι από 9,5 Ρίχτερ δεν έχουν παρατηρηθεί στη Γη και, πρακτικώς, είναι εντελώς απίθανο να συμβούν ποτέ. Επίσης, στην κλίμακα μετρώνται και αρνητικές τιμές, καθώς όταν ορίστηκε δεν ήταν δυνατόν με τα όργανα της τότε εποχής να καταγραφούν μικρότερα μεγέθη σεισμών. Η κλίμακα είναι λογαριθμική και χρησιμοποιείται για σεισμούς χαμηλότερους από 5[ασαφές].
Στην κλίμακα αυτή μετράται η ένταση ενός σεισμού σε μία περιοχή στην επιφάνεια του φλοιού της Γης. Η κλίμακα είναι εμπειρική και προσπαθεί να εκτιμήσει την ένταση του σεισμού σύμφωνα με τις επιπτώσεις του σε κτίρια, υποδομές κλπ. Είναι δωδεκαβάθμια (1 - 12) και προσμετρά κυρίως τις καταστροφές που προκαλούνται σε ανθρώπινες κατασκευές. Αυτό σημαίνει ότι ένας σεισμός που πλήττει ακατοίκητη περιοχή, δεν είναι δυνατό να αξιολογηθεί επαρκώς με αυτή την κλίμακα.
Άλλες κλίμακες
Επίσης υπάρχουν άλλες κλίμακες που χρησιμοποιούνται για διάφορους λόγους. Η κλίμακα επιφανειακού μεγέθους Μs, η κλίμακα χωρικού μεγέθους mb, η κλίμακα μεγέθους διάρκειας ΜΤ, και η κλίμακα μεγέθους σεισμικής ροπής ΜW.[16]
Η κλίμακα επιφανειακού μεγέθους μετράει το μέγεθος που λαμβάνεται από τη μέτρηση των κυμάτων επιφανείας. Να σημειώσουμε ότι το Ms είναι μεγαλύτερο από το ML. Για παράδειγμα, αν το μέγεθος ενός σεισμού μετρήθηκε σαν 5 βαθμοί της κλίμακας Ρίχτερ (ML), μπορεί να μετρηθεί και ως 5,5 Ms. Το Ms είναι αξιόπιστο για επιφανειακούς (< 50 χλμ. βάθος) σεισμούς και για μεγάλες αποστάσεις από το επίκεντρο. Χρησιμοποιείται στην Ελλάδα και προτάθηκε από τον Παπαζάχο. Η ενέργεια που εκλύεται δίνεται σε erg από τον τύπο: logE=12,24+ 1,40Ms.
Η κλίμακα χωρικού μεγέθους είναι μια επέκταση της κλίμακας Richter και έτσι εκμεταλλευόμαστε καλύτερα το δίκτυο των σεισμογράφων. Είναι το μέγεθος που λαμβάνεται από τη μέτρηση των πρωτευόντων P κυμάτων (Compressional Body Wave Magnitude). Είναι αξιόπιστο μέγεθος σεισμών με μεγαλύτερα εστιακά βάθη και για μεγάλες αποστάσεις από το επίκεντρο.
Η κλίμακα μεγέθους σεισμικής ροπής χρησιμοποιείται για σεισμούς άνω από 5. Όλα τα προηγούμενα μεγέθη βγαίνουν από τύπους που περιέχουν ένα συγκεκριμένο πλάτος ταλάντωσης ενός σεισμικού κύματος σε κάποια χρονική στιγμή. Το Mw, το οποίο χρησιμοποιείται για τη μέτρηση μεγάλων σεισμών, υπολογίζεται από ένα πολύπλοκο τύπο και είναι πολύ αξιόπιστο.[17] Ανακοινώσεις για μεγάλους σεισμούς (>5) χρησιμοποιούν αυτήν την κλίμακα.
Σεισμικά κύματα
Τα σεισμικά κύματα μεταφέρουν την ενέργεια μακριά από τον εστιακό χώρο του σεισμού, μέχρι αυτή σταδιακά να απορροφηθεί εντελώς και τότε παύουν. Τα σεισμικά κύματα διακρίνονται σύμφωνα με τον τρόπο με τον οποίο ταξιδεύουν. Ο τρόπος εξαρτάται από το μέσο στο οποίο τα κύματα ταξιδεύουν, που επιτρέπει να διαδίδονται ή όχι συγκεκριμένα είδη ταλάντωσης, ανάλογα με το είδος της ταλάντωσης και το μήκος κύματος του σεισμικού κύματος. Στον εστιακό χώρο ενός τεκτονικού σεισμού με τη θραύση παράγονται όλες οι ακουστικές συχνότητες με ταλαντώσεις πίεσης και παράγονται και ταλαντώσεις ελαστικής παραμόρφωσης. Από τα πρώτα μέτρα ακόμα που διανύουν τα κύματα, οι συχνότητες φιλτράρονταιβαθυπερατά σε ολοένα και μικρότερο με την απόσταση εύρος ζώνης και στα πρώτα χιλιόμετρα έχει ήδη γίνει ο διαχωρισμός των κυμάτων που διαδίδονται με διαφορετικό τρόπο ταλάντωσης. Τα σεισμικά κύματα τα μετράμε συνήθως με δειγματοληψία 100 Hz, καταγράφουμε δηλαδή συχνότητες των σεισμικών κυμάτων ως και 50 Hz.
Σεισμικά κύματα που διαδίδονται εσωτερικά στη Γη
Τα σεισμικά κύματα στο εσωτερικό της Γης και επιφανειακά σεισμικά κύματα.Λόγω διαδοχικής διάθλασης από τον μανδύα στον εξωτερικό πυρήνα και πάλι στον μανδύα τα P-κύματα δίνουν "ζώνη σκιάς" στα σημεία ανίχνευσης στην επιφάνεια. Τα S-κύματα που δε διαπερνούν τον εξωτερικό πυρήνα δίνουν "πλήρη σκιά" πίσω του, απέναντι από το επίκεντρο.Η διάδοση των P και S κυμάτων: φθάνοντας μη κάθετα στην ασυνέχεια της επιφάνειας του φλοιού τα κύματα ανακλώνται εσωτερικά Το K είναι P-κύμα που διαδίδεται στον εξωτερικό πυρήνα και προέρχεται είτε από διαθλώμενο P-κύμα είτε από μετασχηματισμένο S-κύμα.
Τα P-κύματα (primary-waves ή πρωτεύοντα κύματα) είναι διαμήκη κύματα πίεσης. Τέτοια κύματα είναι τα ηχητικά κύματα. Τα διαμήκη κύματα ταλαντώνουν τις μονάδες ταλάντωσης του μέσου από το οποίο διέρχονται παράλληλα στη διεύθυνση διάδοσής τους. Προκαλούν πυκνώματα και αραιώματα της ύλης σε επίπεδα κάθετα στη διεύθυνση διάδοσης και μάλιστα διαδίδονται σε οποιοδήποτε συμπιέσιμο (σε μεγέθη μήκους κύματος) μέσο έχει μνήμη του όγκου του και τον διατηρεί, τουλάχιστο στον χρόνο που το διάμηκες κύμα τον οδεύει. Στερεά, υγρά, αέρια και πλάσμα έως κάποιας πυκνότητας καθώς και ενδιάμεσες καταστάσεις ρευστότητας πληρούν με ευκολία τη συνθήκη αυτή για εύρη συχνοτήτων. Τα P-κύματα μπορούν και εναλλάσσουν μέσα διάδοσης και συνεχίζουν να διαδίδονται διαθλώμενα σε αυτά, τουλάχιστο στο εύρος των συχνοτήτων που δε φιλτράρονται από πιθανή μείωση της χωρικής πυκνότητας των μονάδων ταλάντωσης στο νέο μέσο. Έτσι από το σημείο που φθάνουν κατακόρυφα στην επιφάνεια του φλοιού συνεχίζουν και μεταφέρουν μέρος της ενέργειας του σεισμού πέραν του εδάφους ως και πολύ ψηλά στην ατμόσφαιρα αν και δε μπορούν να καταγραφούν εκεί με συμβατικά αδρανειακά σεισμόμετρα. Τα P-κύματα διαδίδονται σε όλα τα στρώματα της Γης, από τον φλοιό ως τον πυρήνα. Ως σεισμικά κύματα τα P έχουν τη μεγαλύτερη ταχύτητα από τα υπόλοιπα είδη σεισμικών κυμάτων και σε γρανίτη διανύουν 6 χιλιόμετρα ανά δευτερόλεπτο.
Τα S-κύματα (secondary-waves ή δευτερεύοντα κύματα) είναι εγκάρσια κύματα. Τα κύματα αυτά διαδίδονται με ταλαντώσεις των υλικών κάθετες στην κατεύθυνση του κύματος, διαδίδονται δηλαδή πολωμένα και αλλάζουν προς στιγμήν το σχήμα του μέσου το οποίο διατρέχουν. Διαδίδονται σε μέσα που οι μονάδες ταλάντωσης συνδέονται ελαστικά, δηλαδή υπάρχει μνήμη του σχήματος του υλικού. Το μέσο προσπαθεί να διατηρήσει το σχήμα του, τουλάχιστο σε μήκος ελαφρά πολλαπλάσιο του μήκους κύματος και για χρόνο όσο τουλάχιστο το άθροισμα των περιόδων μερικών ταλαντώσεων. Τα στερεά έχουν ισχυρή μνήμη και έτσι τα S-κύματα διαδίδονται στη λιθόσφαιρα, με ασυνέχεια στους ωκεανούς και την ατμόσφαιρα που δεν πληρούν την παραπάνω συνθήκη ελαστικότητας σε σχέση με τις παραμέτρους διάδοσης των συγκεκριμένων σεισμικών κυμάτων. Η κατάσταση ρευστότητας στον μανδύα φαίνεται πως δίνει στο υλικό του ικανή ελαστικότητα ώστε τα S-κύματα να διαδίδονται εκεί. Έτσι τα S-κύματα διαδίδονται από τη λιθόσφαιρα ως και το κάτω μέρος του μανδύα, σταματούν όμως φθάνοντας στον εξωτερικό πυρήνα της Γης που φαίνεται πως είναι πιο ρευστός ή και υγρός. Τα S-κύματα ταξιδεύουν πιο αργά από τα P και έχουν ταχύτητα κίνησης στον γρανίτη 3,6 χιλιόμετρα ανά δευτερόλεπτο.
Φθάνοντας την επιφάνεια του εσωτερικού πυρήνα σε γωνία διαφορετική των 90°, τα P-κύματα δε διαδίδονται πλέον κανονικά και μετασχηματίζονται σε S-κύματα καθώς το μέσον αλλάζει από υγρό σε στερεό. Έτσι έχουμε την εμφάνιση S-κυμάτων που διαδίδονται στον εσωτερικό πυρήνα. Όταν τα S-κύματα ταξιδεύοντας στο στερεό εσωτερικό πυρήνα συναντήσουν εξερχόμενα τον υγρό εξωτερικό πυρήνα η γωνία πρόσκρουσης είναι πάλι διαφορετική από 90° και μετασχηματίζονται ξανά σε P-κύματα. Στην περίπτωση που φθάνουν τα S-κύματα από τον μανδύα μη κάθετα στην ασυνέχεια του εξωτερικού πυρήνα αυτά μετασχηματίζονται σε P-κύματα με τη θεώρηση της μετάβασης από στερεό σε υγρό. Το φαινόμενο είναι πιο πολύπλοκο κατά τη μη κάθετη μετάβαση από στερεό σε στερεό, όπου τα κύματα ανακλώνται μερικώς και λαμβάνεται υπόψιν και η πόλωση των κυμάτων στα παραγόμενα κύματα.
Με δεδομένη τη διαφορετική ταχύτητα διάδοσης των κυμάτων που ταξιδεύουν στο εσωτερικό της Γης, την πόλωσή τους, τις ανακλάσεις, τις διαθλάσεις, τη διαπερατότητα ή μη σε υλικά και τα φαινόμενα των μετασχηματισμών των τύπων των κυμάτων κατά τις αλλαγές της φάσης της ύλης στον δρόμο τους είναι δυνατή η διερεύνηση του εσωτερικού της με την παρατήρηση και ανάλυση των κυμάτων που φθάνουν στα σημεία καταγραφής στην επιφάνειά της ανά την υφήλιο για κάθε μεγάλο σεισμό στον πλανήτη.
Σεισμικά κύματα που διαδίδονται στην επιφάνεια της Γης
Τα σεισμικά P- και S-κύματα από σεισμό με μικρό εστιακό βάθος, έχουν την τάση φθάνοντας στην επιφάνεια να μετασχηματίζονται σε κύματα που ταξιδεύουν επιφανειακά, ακολουθώντας την καμπύλη της Γης. Καθώς το νέο σεισμικό κύμα οδεύει παγιδευμένο στην επιφάνεια του στερεού φλοιού από την ασυνέχεια του υλικού καθ' ύψος και από την καμπυλότητα της γης, η διαμέριση της ενέργειας δε γίνεται πλέον με τον νόμο του αντίστροφου τετραγώνου όπως συνέβαινε κατά τη διάδοση των κυμάτων στο εσωτερικό της Γης. Αυτό σημαίνει πως σε ένα κύμα που διαδίδεται επιφανειακά η ενέργεια παραμένει το δυνατόν συγκεντρωμένη, αφού εξαπλώνεται κυρίως σε επιφάνεια αντί να εξαπλώνεται στον χώρο και το κύμα διανύει μεγαλύτερη απόσταση διατηρώντας μεγάλο πλάτος ταλάντωσης, συνεχίζει δηλαδή να επιδρά καταστροφικά και για μεγαλύτερες αποστάσεις. Για το λόγο αυτό τα σεισμικά κύματα που ταξιδεύουν επιφανειακά είναι καταστροφικότερα αυτών που φθάνουν στην επιφάνεια ταξιδεύοντας εσωτερικά στη Γη, καθώς τα τελευταία ταξιδεύοντας από πιο βαθιά πρώτον είναι ήδη εξασθενημένα και δεύτερον ανακλώνται στην επιφάνεια και συνεχίζουν να ταξιδεύουν στο εσωτερικό της Γης.
Τα κύματα Reyleigh είναι το αποτέλεσμα της συμβολής των P- και κατακόρυφα πολωμένων S-κυμάτων που συνεχίζουν και διαδίδονται επιφανειακά. Είναι κύματα πίεσης και ελαστικής παραμόρφωσης ταυτόχρονα που οι μονάδες ταλάντωσης εκτελούν ελλειπτικές κινήσεις με μεγαλύτερους άξονες κοντά στην επιφάνεια, όπου υπάρχει παραμόρφωση και καθ' ύψος και παρατηρούμε το μέγιστο των ταλαντώσεων. Αν ο σεισμός είναι μεγάλος, τα κύματα αυτά μπορεί να διανύσουν ολόκληρη την επιφάνεια της Γης αρκετές φορές ώσπου να απορροφηθούν εντελώς. Ταξιδεύουν με ταχύτητα 3 χιλιομέτρων ανά δευτερόλεπτο, που είναι χαμηλότερη από αυτή της διάδοσης και των P- και των S-κυμάτων. Για το λόγο αυτό, είναι δυνατό να γνωρίζουμε, μερικά δευτερόλεπτα πριν, την άφιξή τους και να εφαρμόζουμε συστήματα έγκαιρης προειδοποίησης, τα οποία όμως συχνά δίνουν λάθος συναγερμό.[18] Λόγω της φύσης τους, η ένταση του σεισμού σε μια περιοχή λόγω αυτών των κυμάτων εξαρτάται από αρκετούς παράγοντες:
το μέγεθος του σεισμού
την απόσταση από το επίκεντρο
το βάθος του σεισμού
το μηχανισμό της θραύσης στον εστιακό χώρο
τον προσανατολισμό της θραύσης του σεισμού
τη γεωλογική δομή του στερεού φλοιού που οδεύει το κύμα και το εξασθενεί
τη γεωλογική δομή του σημείου παρατήρησης που διαφοροποιεί την ταλάντωση
την ακριβή θέση παρατήρησης αν συμπίπτει με τη θέση της αρχικής συμβολής των P- και S-κυμάτων
Τα κύματα Love είναι επιφανειακά εγκάρσια κύματα που είναι πολωμένα οριζόντια, διαδίδονται δηλαδή παραμορφώνοντας ελαστικά τον φλοιό σε οριζόντιο επίπεδο, κάθετα στην κατεύθυνση που οδεύουν. Ο τρόπος που κυματίζουν την επιφάνεια είναι αυτός που δίνει τη χαρακτηριστική αίσθηση του σεισμού στον άνθρωπο με την κίνηση του εδάφους πέρα-δώθε. Το πλάτος της ταλάντωσης των κυμάτων αυτών μεγιστοποιείται επίσης κοντά στην επιφάνεια. Ταξιδεύουν πιο αργά από τα P- και S-κύματα αλλά λίγο πιο γρήγορα από τα Reyleigh. Ως επιφανειακά κύματα είναι εξίσου καταστροφικά και η έντασή τους τοπικά εξαρτάται από τους ίδιους παράγοντες με τα Reyleigh εκτός του παράγοντα συμβολής των P- και S-κυμάτων. Αν ο σεισμός είναι μεγάλος, τα κύματα αυτά μπορούν επίσης να διανύσουν ολόκληρη την επιφάνεια της Γης αρκετές φορές ώσπου να απορροφηθούν εντελώς.
Σεισμικά Βαρυτικά Κύματα στη Γήινη ατμόσφαιρα
Τα επιφανειακά σεισμικά κύματα (κυρίως τα κύματα Reyleigh) μετασχηματίζονται μερικώς και σε τύπου P-κύματα πίεσης αλλάζοντας μέσο από στερεό σε αέριο και ταξιδεύουν ως ψηλά στην ατμόσφαιρα. Οδεύουν με διαφορετική μορφή και προκαλούν ρυτίδιασμα στα σύννεφα σε σχέση με το μέρος των P-κυμάτων που διαδίδονται κατακόρυφα από τον εστιακό χώρο ως ψηλά στην ατμόσφαιρα, ταξιδεύοντας με μορφή «λείου μετώπου» πάνω από το επίκεντρο. Ονομάζονται και «σεισμικά βαρυτικά κύματα» και εισάγουν θόρυβο στους ανιχνευτές βαρυτικών κυμάτων που χρησιμοποιούνται για αστρονομικές παρατηρήσεις, ο οποίος αφαιρείται με ειδικά σχεδιασμένα φίλτρα.[19]
"Επιφανειακά" κύματα στο εσωτερικό της Γης
Κατά την αλλαγή μέσου στη διάδοση των P- και S-κυμάτων στο εσωτερικό της γης σχηματίζονται επιφανειακά κύματα στις επιφάνειες που ορίζονται από την αλλαγή των στρωμάτων της (π.χ. η επιφάνεια της σφαίρας που χωρίζει τον εσωτερικό στερεό από τον εξωτερικό υγρό πυρήνα). Είναι αυτά που με την ταλάντωση της επιφάνειας προκαλούν το φαινόμενο του μετασχηματισμού των P-κυμάτων σε S- ή αντίστροφα στο νέο υλικό.
Διέγερση σεισμών
Υπάρχουν θεωρίες ότι το τόξο της Ανατολίας συνέδεσε τον σεισμό του Ιζμίτ της Τουρκίας το 1999 με τον σεισμό της Αθήνας ένα μήνα μετά, διεγείροντάς τον (και) λόγω μη ύπαρξης ισχυρών asperities στον χώρο του Αιγαίου. [20] Δύο μήνες μετά έγινε και τρίτος καταστροφικός σεισμός στο Düzce λίγο πέραν (δεξιότερα) του Izmit πάνω στο τόξο και μάλιστα κατόπιν ισχυρότατου SES που ανιχνεύτηκε από τη Λαμία μέχρι και το Λουτράκι. [21]
Έχουν υπάρξει κάποιοι σεισμοί που είτε έχουν συσχετιστεί, είτε έχουν γίνει προσπάθειες συσχέτισης με γεγονότα συνήθως μεγάλης κλίμακας που έλαβαν χώρα πριν την εκδήλωση των σεισμών και φαίνεται πως προκάλεσαν επιτάχυνση της διαδικασίας γένεσής τους. Τέτοια γεγονότα είναι άλλοι σεισμοί,[20] τα μέγιστα των παλιρροϊκών δυνάμεων λόγω της ευθυγράμμισης Γης-Σελήνης-Ήλιου,[22][23] ανθρώπινες παρεμβάσεις όπως οι τεχνητές λίμνες (συσχετισμός σεισμού Γρεβενών-Κοζάνης το 1995 με την τεχνητή λίμνη Πολυφύτου)[24][25] και μέθοδοι πρόκλησης σεισμών με πυρηνικές εκρήξεις και ΗΜΠ.[26][27]
Οι μεμονωμένες προσπάθειες για πρόγνωση σεισμών έχουν δώσει αποτελέσματα,[28][29] δεν έχουν δώσει όμως κάποια ευρέως αποδεκτή μέθοδο πρόγνωσης. Για να θεωρηθεί μια μέθοδος πρόγνωσης ή συνεργασία μεθόδων επιτυχημένη, θα πρέπει να εκτιμά, για σεισμούς κάποιου μεγέθους και άνω, με ακρίβεια α) τις παραμέτρους της πρόγνωσης (τόπο, χρόνο, μέγεθος) και ταυτόχρονα β) τη βεβαιότητα πως θα γίνει σεισμός. Η ακρίβεια των παραμέτρων δεν έχει σαφώς καθοριστεί. Η προσπάθεια για πρόγνωση ενδυναμώνεται με την ενοποίηση των μεθόδων και τη σύγκλιση των εκτιμήσεων που προκύπτουν από αυτές, βελτιώνοντας την ακρίβεια των παραμέτρων της πρόγνωσης και ενισχύοντας την αξιοπιστία μιας πρότασης πως ένας μεγάλος σεισμός επέρχεται.[30]
Η προειδοποίηση για σεισμούς σε πυκνοκατοικοιμένες περιοχές αμφισβητείται πως είναι χρήσιμο να ανακοινώνεται στο κοινό καθώς μπορεί να προκαλέσει περισσότερα θύματα από τον σεισμό αυτόν καθεαυτόν λόγω πανικού, τροχαίων κτλ. και επειδή είναι αδύνατο να εκκενωθεί έγκαιρα και σε απόλυτο ποσοστό μια κατοικημένη περιοχή, ενώ υπάρχουν προβλήματα στην εκκένωση νοσοκομείων, γηροκομείων, χώρων που φιλοξενούν ζώα κτλ.[31] Παρά ταύτα, εφαρμόζεται ήδη σειρά συστημάτων άμεσης προειδοποίησης για σεισμούς ανά την υφήλιο, ακόμη και σε ομάδες της τάξης των εκατομμυρίων εκπαιδευμένων πολιτών.[18]
Με σκοπό την ακόμη πιο έγκαιρη και έγκυρη προειδοποίηση γίνονται σημαντικές προσπάθειες για την πρόγνωση των σεισμών. Μία από τις μεθόδους που αναπτύχθηκαν τις τελευταίες δεκαετίες είναι η μέθοδος ΒΑΝ (επινόηση των Ελλήνων Φυσικών Βαρώτσου, Αλεξόπουλου και Νομικού, απ' όπου και η ονομασία της) που έχει και ιστορική σημασία λόγω των αγώνων της ομάδας ενάντια σε επιθέσεις που δεχόταν και δέχεται κατά καιρούς. Ακρογωνιαίος λίθος στην έρευνα αυτή είναι οι ηλεκτρικές ώσεις που αναδύονται από τα πετρώματα όταν αυτά βρίσκονται υπό (μηχανική) τάση που υπερβαίνει ένα κρίσιμο σημείο. Τα πρόδρομα αυτά ηλεκτρικά σήματα εμφανίζονται στο δίκτυο καταγραφής ως και τρεις μήνες πριν την εκδήλωση του σεισμού και συνεκτιμώνται με άλλα δεδομένα από την ομάδα ΒΑΝ όπως οι μαγνητικές διαταραχές που γεννώνται ταυτόχρονα με τις πρόδρομες ηλεκτρικές και η επιτάχυνση της σεισμικότητας. Υπάρχουν ακόμη προσπάθειες, (μία εξ'αυτών επίσης Ελληνική), που δίνουν μοντέλα για τις διαδικασίες της γένεσης του σεισμού καθώς πλησιάζει ο χρόνος της θραύσης του ρήγματος και αναλύοντας δεδομένα μετρήσεων βελτιώνουν σημαντικές παραμέτρους της πρόγνωσης και δίνουν συνθήκες βεβαιότητας για την έλευση του σεισμού. Σημαντική συνεισφορά στην πρόγνωση, εκτός από τις επίγειες μετρήσεις, έχουν ήδη - και εκτιμάται πως θα έχουν ακόμη περισσότερη - οι δορυφορικές παρατηρήσεις της Γης.
Σημειώσεις
↑Πρόκειται για κατάσταση της ύλης που βρίσκεται σε ρευστή μορφή, έχει όμως ιδιότητες που επιτρέπουν τη διάδοση εγκάρσιων ελαστικών κυμάτων για ορισμένες συχνότητες, όπως σχεδόν συμβαίνει στα στερεά.
↑Vladimir G. Kossobokov and Vladimir I. Keilis-Borok (2000). «Similarities of multiple fracturing on a neutron star and on the Earth». Phys. Rev. E61: 3529–3533. doi:10.1103/PhysRevE.61.3529.
↑ 10,010,110,2P. G. Kapiris, K. A. Eftaxias, and T. L. Chelidze (2004). «Electromagnetic Signature of Prefracture Criticality in Heterogeneous Media». Phys. Rev. Lett.92. doi:10.1103/PhysRevLett.92.065702.
↑ 11,011,111,211,3Y. F. Contoyiannis, P. G. Kapiris, and K. A. Eftaxias (2005). «Monitoring of a preseismic phase from its electromagnetic precursors». Phys. Rev. Ε71: 066123 (14 pages). doi:10.1103/PhysRevE.71.066123.
↑S. M. Potirakis, A. Karadimitrakis and K. Eftaxias (2013). «Natural time analysis of critical phenomena: The case of pre-fracture electromagnetic emissions». Chaos23 (023117). doi:10.1063/1.4807908.
↑Scott A. Hughes and Kip S. Thorne (1998). «Seismic gravity-gradient noise in interferometric gravitational-wave detectors». Phys. Rev. D58: 27. doi:10.1103/PhysRevD.58.122002.
↑ 20,020,1Gerassimos A. Papadopoulos (2002). «The Athens, Greece, Earthquake (Ms 5.9) of 7 September 1999: An Event Triggered by the zmit, Turkey, 17 August 1999 Earthquake?». Bulletin of the Seismological Society of America92: 312-321. doi:10.1785/0120000805.
↑D.D. Dionysiou, G.A. Papadopoulos, E.N. Sarris and P.G. Tsikouras (1994). «Newtonian tidal theory and PPN metric theory - Variable G and earthquakes, II». Earth, Moon and Planets64: 1-29.
↑G. Drakatos, D. Papanastassiou, G. Papadopoulos, H. Skafida and G. Stavrakakis (1998). «Relationship between the 13 May 1995 Kozani-Grevena (NW Greece) earthquake and the Polyphyto artificial lake». Engineer. Geology51: 65-74.
↑G.A. Papadopoulos (1998). «Testing the triggering of strong earthquakes in dam areas - An application in Polyphyto dam, Greece». Cahiers du Centre Europeen Geodynamique et Seismologie16: 71-76.
↑V.A. Zeigarnik, V.A. Novikov, A.A. Avagimov, N.T. Tarasov, L.M. Bogomolov. «Discharge of Tectonic Stresses in the Earth Crust by High-power Electric Pulses for Earthquake Hazard Mitigation». Joint Institute for High Temperatures of Russian Academy of Sciences, Moscow, Russia Joint Institute of Physics of the Earth of Russian Academy of Sciences, Moscow, Russia Research Station of Russian Academy of Sciences, Bishkek, Kirghiyzia 2nd International Conference on Urban Disaster Reduction November 27~29, 2007.
