Tsunami (津波)

Η λέξη tsunami είναι ιαπωνική και συγκεκριμένα αποτελείται από τις λέξεις tsu και nami όπου tsu σημαίνει λιμάνι και nami σημαίνει κύμα, δηλαδή tsunami σημαίνει το κύμα του λιμανιού. Τα tsunamis είναι κύματα με πολύ μεγάλο μήκος κύματος, 100 έως και 200 χιλιόμετρα (100-200 km) από κορυφή σε κορυφή, και με πολύ μεγάλη περίοδο κύματος που μπορεί να φθάσει ακόμη και την μία ώρα. Στον ανοικτό ωκεανό ταξιδεύουν με ταχύτητες μεγαλύτερες ακόμη και από την ταχύτητα του ήχου! Αυτές οι ταχύτητες κυμαίνονται από 600 έως και 800 χιλιόμετρα την ώρα (600-800 km/h). Αυτό σημαίνει ότι ένα tsunami που δημιουργείται στην Χιλή, από υποθαλάσσιο σεισμό λόγω της βύθισης της τεκτονικής πλάκας Nazca κάτω από την νοτιοαμερικανική πλάκα, μπορεί να φθάσει στην Χαβάη σε 15 ώρες και στην Ιαπωνία σε 22 περίπου ώρες. Το tsunami όταν διασχίσει τον ωκεανό (όταν λέμε tsunami δεν εννοούμε ένα κύμα, αλλά μια σειρά κυμάτων το ένα πίσω από το άλλο) έχει πολύ μικρό ύψος που συνήθως φθάνει το ένα μέτρο. Αυτό έχει ως αποτέλεσμα τα πλοία που διασχίζουν τον ωκεανό και συναντιούνται σε βαθιά νερά με το tsunami όχι μόνο να μην παθαίνουν καμιά απολύτως ζημιά αλλά και οι άνθρωποι που είναι πάνω σε αυτά να μην αντιλαμβάνονται καν το tsunami πριν, τη στιγμή και αφού περάσει από αυτούς.

Ένα tsunami μπορεί να δημιουργηθεί με τους ακόλουθους τρόπους: από σεισμό ηπειρωτικό ή υποθαλάσσιο, από έκρηξη κάποιου ηφαιστείου που βρίσκεται εγγύς της θάλασσας, ακόμη και από την πτώση στη θάλασσα κάποιου μετεωρίτη. Αξίζει να σημειωθεί εδώ πως ο Θουκυδίδης ήταν ο πρώτος που συνέδεσε την γένεση ενός tsunami με υποθαλάσσιο σεισμό.

Στα όρια των λιθοσφαιρικών πλακών λαμβάνει χώρα ή απομάκρυνση δύο λιθοσφαιρικών πλακών, για παράδειγμα απομάκρυνση ωκεάνιας από ωκεάνια πλάκα με αποτέλεσμα την άνοδο μάγματος και την δημιουργία ωκεάνιου φλοιού ή λαμβάνει χώρα υποβύθιση μιας λιθοσφαιρικής πλάκας κάτω από μία άλλη, πχ μιας ωκεάνιας κάτω από μία ηπειρωτική με αποτέλεσμα την καταστροφή της ωκεάνιας πλάκας, την ορογένεση και φυσικά την πρόκληση σεισμών μεγάλου μεγέθους της κλίμακας Richter. Μάλιστα ο ωκεάνιος φλοιός που δημιουργείται από την απομάκρυνση δύο ωκεάνιων πλακών είναι ίσος με αυτόν που καταστρέφεται κατά την υποβύθιση μιας ωκεάνιας πλάκας κάτω από μια ηπειρωτική πλάκα. Στις περιοχές όπου λαμβάνει χώρα υποβύθιση μιας ωκεάνιας πλάκας κάτω από μία ηπειρωτική πλάκα όπως στις περιοχές στην περιφέρεια του Ειρηνικού ωκεανού, δημιουργούνται μεγάλοι υποθαλάσσιοι σεισμοί οι οποίοι προκαλούν tsunami είτε από κάποια βίαιη ανύψωση του ωκεάνιου πυθμένα (ρήγμα) είτε λόγω κάποιας υποθαλάσσιας κατολίσθησης. Για παράδειγμα στον Ειρηνικό ωκεανό tsunamis δημιουργούνται συχνά στην Χιλή, στην Ιαπωνία, στην χερσόνησο της Καμτσάκα αλλά και στην Αλάσκα. Σε όλες αυτές τις περιοχές που βρίσκονται στην περιφέρεια του Ειρηνικού ωκεανού λαμβάνει χώρα υποβύθιση ωκεάνιας πλάκας κάτω από ηπειρωτική με αποτέλεσμα την έντονη σεισμικότητα και την πρόκληση tsunamis. Συγκεκριμένα στην νότια Αμερική η πλάκα Nazca βυθίζεται κάτω από την πλάκα της νότια Αμερικής, η πλάκα του Ειρηνικού βυθίζεται κάτω από την πλάκα της βόρειας Αμερικής στην περιοχή της Αλάσκας, κάτω από την ευρασιατική πλάκα στην περιοχή της Καμτσάκας και της Ιαπωνίας και κάτω από την πλάκα των Φιλιππίνων. Επιπλέον η αυστραλό – ινδική πλάκα βυθίζεται κάτω από την ευρασιατική πλάκα στην περιοχή της Ινδοκίνας. Σε όλες αυτές τις περιοχές η σεισμικότητα είναι εντονότατη, με υποθαλάσσιους σεισμούς οι οποίοι μπορούν να οδηγήσουν σε δημιουργία tsunami. Πρέπει να σημειωθεί εδώ πως για να προκαλέσει ένας υποθαλάσσιος σεισμός tsunami θα πρέπει να είναι τουλάχιστον βαθμού 7,5 της κλίμακας Richter.

Παραδείγματα tsunamis που προκλήθηκαν από υποθαλάσσιους σεισμούς στην περιοχή του Ειρηνικού ωκεανού υπάρχουν αρκετά. Στις 3 Φεβρουαρίου του 1923 ένας σεισμός βαθμού 8,3 της κλίμακας Richter στην περιοχή της Καμτσάκας προκάλεσε ένα tsunami ύψους 8 μέτρων που προκάλεσε καταστροφές στην παράκτια ζώνη της Καμτσάκας και της Χαβάης. Επίσης το συγκεκριμένο tsunami αν και εξασθενημένο έφθασε ως την Ιαπωνία και την Καλιφόρνια. Στις 7 Δεκεμβρίου του 1944 από σεισμό βαθμού 8,1 της κλίμακας Richter, στην χερσόνησο Κιι της Ιαπωνίας, προκλήθηκε tsunami που στην Ιαπωνία ήταν υπεύθυνο για τον θάνατο 998 ανθρώπων ενώ 2135 άνθρωποι τραυματίστηκαν σοβαρά. Επιπλέον 26135 σπίτι καταστράφηκαν ολοκληρωτικά ενώ 46950 σπίτια καταστράφηκαν μερικώς. Το συγκεκριμένο tsunami έφθασε έως την Χαβάη και τις Αλεούτιες νήσους. Στις 20 Δεκεμβρίου του 1946 ένας σεισμός βαθμού 8,1 της κλίμακας Richter στην Χονσού της Ιαπωνίας προκάλεσε tsunami που κατέστρεψε 1451 σπίτια (άλλα 2598 τα κατέστρεψε ο σεισμός) και σκότωσε 1443 ανθρώπους. Το συγκεκριμένο tsunami παρατηρήθηκε πολύ εξασθενημένο στην Καλιφόρνια, στο Περού και στη Χαβάη. Την 1 Απριλίου 1946 προκλήθηκε tsunami από σεισμό μεγέθους 7,3 στον νησί Γιούνιμακ στην περιοχή της Αλάσκας. Οι νεκροί στην Αλάσκα έφθασαν τους 159 με τις υλικές ζημιές να ανέρχονται σε 26 εκατομμύρια δολάρια. Το tsunami έπληξε και την Καλιφόρνια. Στις 4 Μαρτίου του 1952 σεισμός βαθμού 8,1 της κλίμακας Richter στο Χοκάϊντο της Ιαπωνίας προκάλεσε tsunami το οποίο επέφερε ολοκληρωτική καταστροφή σε 815 σπίτι, 1324 σπίτια καταστράφηκαν μερικώς και πολλά άλλα κτήρια πλημμύρισαν. Από το tsunami σκοτώθηκαν 28 άτομα, 287 τραυματίστηκαν και 5 ήταν αγνοούμενοι. Το tsunami έφθασε έως και την δυτική ακτή των Η.Π.Α. την Αλάσκα, το Περού, τα νησιά Μάρσαλ και το Παλάου. Στις 4 Νοεμβρίου του 1952, στην χερσόνησο της Καμτσάκας ένας σεισμός βαθμού 9 της κλίμακας Richter προκάλεσε tsunami ύψους 13 μέτρων που χτύπησε τα νησιά της Χαβάης προκαλώντας υλικές ζημιές 800000 – 1000000 δολαρίων με δίχως ευτυχώς νεκρούς. Επίσης από το tsunami προκλήθηκαν και κάποιες μικρές υλικές ζημιές σε περιοχές της δυτικής ακτής των Η.Π.Α.

Στις 9 Μαρτίου του 1957 ένας σεισμός βαθμού 9,1 της κλίμακας Richter στην περιοχή των Αλεούτιων νήσων στην Αλάσκα προκάλεσε tsunami που επέφερε υλικές καταστροφές στο νησί Άντεκ. Ωστόσο οι μεγαλύτερες υλικές καταστροφές αξίας 5 εκατομμυρίων δολαρίων προκλήθηκαν στην Χαβάη. Στις 22 Μαΐου 1960 σεισμός βαθμού 9,5 της κλίμακας Richter στην Χιλή προκάλεσε tsunami. Oι νεκροί από τον σεισμό και το tsunami ανέρχονταν σε 490 και 5700 άτομα αντίστοιχα, 3000 ήταν οι τραυματίες ενώ 717 ήταν οι αγνοούμενοι. Το tsunami προκάλεσε καταστροφές ακόμη και στην Χαβάη και Ιαπωνία καθώς και σε αρκετές περιοχές του Ειρηνικού Ωκεανού. Στις 28 Μαρτίου του 1964 στην περιοχή Prince William Sound στην Αλάσκα σεισμός βαθμού 9,2 της κλίμακας Richter προκάλεσε tsunami. Ο σεισμός μαζί με το tsunami προκάλεσαν τον θάνατο 125 ανθρώπων και υλικές ζημιές αξίας 311 εκατομμυρίων δολαρίων. Στις 16 Μαΐου 1968 στην Χονσού της Ιαπωνίας σεισμός μεγέθους 8,2 στην κλίμακα Richter δημιούργησε tsunami από το οποίο σκοτώθηκαν 52 άνθρωποι, 329 τραυματίστηκαν, 676 σπίτια καταστράφηκαν ολοσχερώς, 2994 σπίτια καταστράφηκαν μερικώς, 529 σπίτια πλημμύρισαν και 97 πλοία ‘’πετάχτηκαν’’ από το κύμα μέσα στην ξηρά! Τέλος, στις 29 Νοεμβρίου του 1975 σεισμός βαθμού 7,2 στην κλίμακα Richter προκάλεσε tsunami το οποίο διαδόθηκε σε όλη την περιοχή του Ειρηνικού ωκεανού. Από αυτό το tsunami σκοτώθηκαν 2 άνθρωποι, τραυματίστηκαν 19 και προκλήθηκαν υλικές ζημιές αξίας 1,5 εκατομμυρίων δολαρίων.

Πέρα από τον Ειρηνικό ωκεανό, tsunami από υποθαλάσσιο σεισμό, μπορεί να προκληθεί και στον Ατλαντικό ωκεανό αν και το φαινόμενο στην περιοχή του Ατλαντικού είναι σπάνιο καθώς λείπουν οι ζώνες υποβύθισης λιθοσφαιρικών πλακών που θα μπορούσαν να προκαλέσουν υποθαλάσσιους σεισμούς άρα και tsunami. Για την ακρίβεια η μοναδική ζώνη υποβύθισης του Ατλαντικού ωκεανού βρίσκεται στην περιοχή της Καραϊβικής όπου η αμερικάνικη πλάκα βυθίζεται κάτω από την πλάκα της Καραϊβικής. Ωστόσο η συγκεκριμένη ζώνη υποβύθισης είναι αρκετά μικρή αν την συγκρίνουμε με τις αντίστοιχες ζώνες υποβύθισης του Ειρηνικού ωκεανού και δεν δίνει συχνά σεισμούς που θα μπορούσαν να προκαλέσουν tsunami. Το πιο γνωστό tsunami στον Ατλαντικό είναι αυτό που συνέβη την 1 Νοεμβρίου του 1755 από σεισμό μεγάλου μεγέθους (>7,5 της κλίμακας Richter) με επίκεντρο στην θαλάσσια περιοχή της Λισαβόνας στην Πορτογαλία. Το συγκεκριμένο tsunami χτύπησε τις ακτές της Πορτογαλίας, Ισπανίας, βόρειας Αφρικής (Μαρόκο) καθώς και τις ακτές των νησιών της Καραϊβικής. Στην Λισαβόνα το tsunami κατέφθασε μέσα σε 20 λεπτά από τη πρόκληση του σεισμού και είχε ύψος έως και 12 μέτρα. Κύματα ύψους 7 μέτρων έφθασαν μέχρι και τις Κάτω Χώρες (Ολλανδία, Βέλγιο). Από το tsunami υπολογίζεται πως σκοτώθηκαν 60000 με 100000 άνθρωποι! Αλλά δύο γνωστά tsunamis που προκλήθηκαν από σεισμούς στον Ατλαντικό ωκεανό είναι αυτό του Πουέρτο Ρίκο και του Grand Banks στον Καναδά. Το πρώτο συνέβη στις 11 Οκτωβρίου του 1918 από σεισμό βαθμού 7,3 της κλίμακας Richter με το επίκεντρο να βρίσκεται δυτικά του Πουέρτο Ρίκο. Το συγκεκριμένο tsunami είχε ύψος 6 μέτρων και προκάλεσε εκτεταμένες καταστροφές στις παράκτιες περιοχές του δυτικού και βόρειο Πουέρτο Ρίκο. Σκοτώθηκαν 116 άνθρωποι, χάθηκαν 100 άνθρωποι και προκλήθηκαν υλικές ζημιές αξίας 29 εκατομμυρίων δολαρίων. Το tsunami του Grand Banks συνέβη στις 18 Νοεμβρίου του 1929 από σεισμό βαθμού 7,3 της κλίμακας Richter με επίκεντρο την θαλάσσια περιοχή νότια του Newfoundland. Ο συγκεκριμένος σεισμός έγινε αισθητός μέχρι το Μόντρεαλ και την Νέα Υόρκη. Το tsunami που προκλήθηκε από τον σεισμό έπληξε την ανατολική ακτή του Καναδά και των Η.Π.Α. νησιά της Καραϊβικής καθώς και την Πορτογαλία. Οι νεκροί στο Newfoundland ανήλθαν σε 28 ενώ οι υλικές ζημιές σε 1 εκατομμύριο δολάρια.

Πέρα από τους σεισμούς tsunami μπορεί να προκαλέσει και η έκρηξη ενός ηφαιστείου που βρίσκεται πολύ κοντά στην θάλασσα ή πρόκειται για ένα νησί/ηφαίστειο όπως για παράδειγμα η Σαντορίνη (Θήρα). Ακόμη και ένα υποθαλάσσιο ηφαίστειο είναι δυνατόν να προκαλέσει tsunami, με ένα από αυτά να είναι το υποθαλάσσιο ηφαίστειο Marsili το οποίο βρίσκεται στην Τυρρηνική θάλασσα 150 χιλιόμετρα ΝΔ της Νάπολης. Το συγκεκριμένο υποθαλάσσιο ηφαίστειο βρίσκεται 450 μέτρα κάτω από την επιφάνεια της θάλασσας, έχει ασταθή τοιχώματα και ένα εκτεταμένο μαγματικό θάλαμο. Σύμφωνα με τους ειδικούς είναι πολύ πιθανή μία έκρηξη του συγκεκριμένου υποθαλάσσιου ηφαιστείου η οποία θα μπορούσε να προκαλέσει tsunami από τις τεράστιες δυνάμεις που θα ασκηθούν από το μάγμα κατά την ανοδική του πορεία προς την επιφάνεια της θάλασσας καθώς και από την κατάρρευση των τοιχωμάτων του ηφαιστείου (υποθαλάσσια κατολίσθηση). Πρέπει εδώ να σημειωθεί πως ένα tsunami που προκαλείται από ηφαιστειακή έκρηξη μπορεί να είναι το ίδιο ισχυρό με ένα tsunami που προκαλείται από σεισμό. Η έκρηξη του ηφαιστείου της Σαντορίνης το 1638 π.Χ. προκάλεσε ένα tsunami τεραστίων διαστάσεων που έπληξε όλη την περιοχή της ανατολικής Μεσογείου και ισοπέδωσε στην κυριολεξία τις παράλιες περιοχές της βόρειας Κρήτης. Συγκεκριμένα η έκρηξη ήταν τόσο ισχυρή που προκάλεσε την κατάρρευση του ηφαιστειακού κώνου και εκτοξεύθηκαν στον ουρανό 60 κυβικά χιλιόμετρα ηφαιστειακού υλικού. Η συγκεκριμένη ηφαιστειακή έκρηξη έχει δείκτη VEI 7 (volcanic explosivity index) και είναι από τις μεγαλύτερες καταγεγραμμένες ηφαιστειακές εκρήξεις στην ιστορία του ανθρώπου, μία θέση μόλις πίσω από την μεγαλύτερη έκρηξη ηφαιστείου που συνέβη ποτέ, αυτή του Ταμπόρα στην Ινδονησία το 1815. Πριν την μεγάλη έκρηξη της Σαντορίνης και για ένα διάστημα δεκάδων ημερών σημειώνονταν σεισμοί οι οποίοι λειτούργησαν ως προειδοποιητικός συναγερμός για τους κατοίκους οι οποίοι εκκένωσαν το νησί. Όσον αφορά τον τρόπο που προκλήθηκε το tsunami υπάρχουν δύο απόψεις: σύμφωνα με την πρώτη άποψη πυροκλαστική ροή όγκου 30 km3 και πάχους 50 μέτρων που προκλήθηκε από την έκρηξη του ηφαιστείου κατευθύνθηκε προς την θάλασσα με ταχύτητα 170 μέτρων/δευτερόλεπτο προκαλώντας ένα tsunami ύψους 30 μέτρων!

Υπολογίζεται μάλιστα πως η πυροκλαστική ροή προχώρησε έως και 40 χιλιόμετρα μέσα στη θάλασσα! Οι υποστηρικτές της δεύτερης άποψης λένε πως με την κατάρρευση του ηφαιστειακού κώνου προκλήθηκε tsunami ύψους 17 μέτρων. Όπως και να έχει το tsunami που προκλήθηκε από την έκρηξη του ηφαίστειου της Σαντορίνης έπληξε τα γύρω νησιά του Αιγαίου και φυσικά την Κρήτη χωρίς όμως να σχετίζεται πλέον η καταστροφή του μινωικού πολιτισμού με την συγκεκριμένη ηφαιστειακή έκρηξη καθώς από διάφορες μεθόδους χρονολόγησης (ράδιο-, δένδρο-, πάγο- χρονολόγηση) διαπιστώθηκε πως είναι προγενέστερη (1638 π.Χ.) της περιόδου όπου είναι αποδεκτό πως καταστράφηκε ο λαμπρός πολιτισμός των Μινωιτών (15ος αιώνας π.Χ.). Με άλλα λόγια το tsunami του 17ου αιώνα π.Χ. μπορεί να προκάλεσε τεράστιες καταστροφές στα βόρεια παράλια της Κρήτης και εισήλθε αρκετά μέτρα στην ενδοχώρα ωστόσο δεν έβλαψε καθόλου ενδότερα σημεία όπως πόλεις σαν την Κνωσό, Φαιστό ή τις Αρχανές. Συμπληρωματικά πρέπει να αναφερθεί εδώ πως πέρα από το tsunami από την έκρηξη του ηφαιστείου της Σαντορίνης τα υλικά τα οποία εκτοξεύθηκαν (θηραϊκή γη/ελαφρόπετρα) έφθασαν και ως την Αίγυπτο (δέλτα του Νείλου) ενώ τα ηφαιστειακά αέρια που έφθασαν έως την στρατόσφαιρα προκάλεσαν μείωση της μέσης παγκόσμιας θερμοκρασίας κατά 3 κελσίου για τουλάχιστον 3 έτη. Επίσης οι αποθέσεις τέφρας και ελαφρόπετρας στην Σαντορίνη, την Θηρασία και το Ασπρονήσι φθάνουν τα 80 μέτρα πάχος.

Κατά την έκρηξη του ηφαιστείου Κρακατόα στην Ινδονησία στις 26/27 Αυγούστου του 1883 προκλήθηκε tsunami ύψους 40 μέτρων (!) το οποίο και σάρωσε τις ακτές της Ιάβας και της Σουμάτρας με αποτέλεσμα να σκοτωθούνε 36000 άνθρωποι και να καταστραφούνε 295 πόλεις και χωριά. Το tsunami έφθασε και ως την Ιαπωνία, Αυστραλία, Χαβάη, Αλάσκα και Καλιφόρνια έχοντας ύψος αρκετά κάτω από μισό μέτρο. Από την έκρηξη του ηφαιστείου εκτοξεύθηκαν 25 km3 ηφαιστειακού υλικού που έφθασε στην στρατόσφαιρα και προκλήθηκε ψύξη για δεκαετίες. Πέτρες 30 κιλών εκτοξεύτηκαν έως και 80 χιλιόμετρα μακριά από το ηφαίστειο ενώ η ηφαιστειακή σκόνη στην ατμόσφαιρα έκανε το φεγγάρι να εμφανίζεται πράσινο ή μπλε για δύο έτη. Επίσης ένα άλλο tsunami που προκλήθηκε από ηφαιστειακή έκρηξη είναι αυτό που συνέβη στις 10 Απριλίου του 1815. Εκείνη την ημέρα το ηφαίστειο Ταμπόρα στην Ινδονησία έδωσε την μεγαλύτερη καταγεγραμμένη ηφαιστειακή έκρηξη στην ιστορία του ανθρώπου με 160 Km3 ηφαιστειακού υλικού να εκτοξεύονται στον ουρανό, δηλαδή σχεδόν τριπλάσια ποσότητα από αυτήν της ηφαιστειακής έκρηξης στην Σαντορίνη το 1638 π.Χ. και εξαπλάσια από την ηφαιστειακή έκρηξη του Κρακατόα το 1883 μ.Χ. Η έκρηξη του ηφαιστείου Ταμπόρα δημιούργησε ένα tsunami ύψους 5 μέτρων ενώ οι νεκροί ήταν πάνω από 71000.

Όλα αυτά τα ηφαίστεια που προκάλεσαν τα tsunamis βρίσκονται σε συγκεκριμένες περιοχές πάνω στη γη και όχι φυσικά τυχαία. Συγκεκριμένα βρίσκονται σε περιοχές όπου λαμβάνει χώρα υποβύθιση μίας λιθοσφαιρικής πλάκας κάτω από μια άλλη, με αποτέλεσμα η πλάκα που βυθίζεται να λιώνει και να δίνει μάγμα το οποίο συγκεντρώνεται σε μαγματικούς θαλάμους και διαφεύγει προς την επιφάνεια της γης μέσω οπών που υπάρχουν πάνω σε αυτήν και που είναι τα ηφαίστεια. Σήμερα από τα 450 ενεργά ηφαίστεια που υπάρχουν στην ξηρά και τα 80 ενεργά ηφαίστεια που υπάρχουν στην θάλασσα το 60% από αυτά εντοπίζεται στην περιφέρεια του Ειρηνικού ωκεανού (Ring of Fire), το 17% στο κέντρο του Ειρηνικού ωκεανού, το 14% στο τόξο της Ινδονησίας και ένα 9% εντοπίζεται στην Μεσόγειο και στην Αφρική.

Όσον αφορά τον ελλαδικό χώρο και πιο συγκεκριμένα τον χώρο του Αιγαίου πελάγους το πιο πρόσφατο tsunami είναι αυτό που προκλήθηκε στις 9 Ιουλίου του 1956 από υποθαλάσσια κατολίσθηση εξαιτίας ενός σεισμού μεγέθους 7,5 στην κλίμακα Richter με επίκεντρο την θαλάσσια περιοχή της νήσου Αμοργού. Το tsunami χτύπησε τα γύρω νησιά μεταξύ των οποίων ήταν και η Κάλυμνος από όπου και υπάρχουν σχετικές μαρτυρίες σύμφωνα με τις οποίες ελάχιστα λεπτά μετά τον σεισμό η θάλασσα άρχισε να μαζεύεται προς τα μέσα έως και 200 μέτρα (!) και αμέσως μετά έφθασε το πρώτο κύμα που είχε ύψος σχεδόν 4 μέτρα. Συγκεκριμένα έλαβαν χώρα τρεις διαδοχικές εισχωρήσεις και αποχωρήσεις της θάλασσας. Η θάλασσα εισχωρούσε αρκετές εκατοντάδες μέτρα μέσα στο νησί ενώ όταν τα νερά αποχωρούσαν παρέσυραν μαζί τους από ζώα έως και δένδρα. Στις περισσότερες περιοχές το έδαφος απογυμνώθηκε. Τα ύψος του tsunami ήταν 25 μέτρα στην Αμοργό, 20 μέτρα στην Αστυπάλαια, 10 μέτρα στην Φολέγανδρο, 5 μέτρα στους Λειψούς ενώ έφθασε και ως την Χίο και την Ρόδο με ύψος 0,15 και 0,20 μέτρα αντίστοιχα. Επίσης σύμφωνα με τους ειδικούς σήμερα μια περιοχή στην Ελλάδα που κινδυνεύει από tsunami είναι η θαλάσσια περιοχή του Κορινθιακού κόλπου που γεωλογικά αποτελεί μία τεκτονική τάφρο. Η περιοχή κόβεται από πολλά ρήγματα τα οποία κάνουν τα πρανή να έχουν μεγάλη κλίση, οι παράκτιες αποθέσεις είναι χαλαρές και ασταθής και η σεισμική δραστηριότητα στην περιοχή είναι έντονη.

Επίσης πέρα από την Ελλάδα στον χώρο του Ατλαντικού ωκεανού το ηφαιστειακό νησί Λα Πάλμα είναι εμφανισιακά όπως ήταν η Σαντορίνη πριν την έκρηξη του 1638 π.Χ. Μια πιθανή του έκρηξη θα μπορούσε να προκαλέσει ένα tsunami στον Ατλαντικό ωκεανό λόγω κατάρρευσης του ηφαιστειακού κώνου ή πυροκλαστικής ροής. Το μεγαλύτερο καταγεγραμμένο tsunami είναι αυτό που συνέβη στις 7 Ιουλίου του 1958 στην Αλάσκα. Ένας σεισμός βαθμού 8,3 στην κλίμακα Richter προκάλεσε σε ένα κόλπο μια τεράστια κατολίσθηση. Τα πετρώματα έπεσαν με φοβερή δύναμη στη θάλασσα και προκάλεσαν tsunami ύψους 400 μέτρων (!!!) που ‘’ξύρισε’’ την γύρω παράκτια περιοχή. Ευτυχώς η περιοχή ήταν ακατοίκητη διαφορετικά τα θύματα θα ήταν ακόμη περισσότερα και από αυτά του tsunami του Ινδικού ωκεανού που προκλήθηκε το 2004 από σεισμό μεγέθους 9.3R. Ο συγκεκριμένος σεισμός με επίκεντρο την θαλάσσια περιοχή δυτικά της Σουμάτρας δημιούργησε ένα tsunami που σε κάποιες ακτές που χτύπησε είχε ύψος από 24 έως 30 μέτρα! Τo tsunami χτύπησε αλύπητα τις χώρες της Ινδοκίνας, την Ινδονησία, την Ινδία, την Σρι Λάνκα και της Μαλβίδες ενώ έφθασε και μέχρι την Σομαλία, την Κένυα, την Τανζανία, τη Μαδαγασκάρη, τις Σεϋχέλλες και την Νότια Αφρική. Οι συνολικοί νεκροί ανήλθαν σε 300000 με τους 168000 να είναι Ινδονήσιοι καθιστώντας το συγκεκριμένο tsunami το φονικότερο της ανθρώπινης ιστορίας. Επιπλέον ο σεισμός που προκάλεσε το tsunami είναι ο τρίτος μεγαλύτερος (στην κλίμακα Richter) στην ιστορία της ανθρωπότητας.

γη, πλανήτες, πλανητοειδείς, κομήτες-μετεωρίτες, ήλιος

Η γη είναι ένας κινητός αστέρας ή πλανήτης. Υπάρχει στο ηλιακό μας σύστημα με άλλους οχτώ πλανήτες, περισσότερους από 2000 πλανητοειδείς, 500 κομήτες καθώς και σμήνη μετεωριτών.

Τους πλανήτες τους διακρίνουμε σε εσωτερικούς πλανήτες και σε εξωτερικούς πλανήτες. Εσωτερικοί πλανήτες είναι οι: Ερμής, Αφροδίτη, Γη και Άρης. Τα χαρακτηριστικά τους είναι ή μικρή διάμετρος, μικρή μάζα, μεγάλη πυκνότητα και ελάχιστη επιπλάτυνση. Εξωτερικοί πλανήτες είναι οι: Δίας, Κρόνος, Ποσειδώνας και Πλούτωνας. Αν εξαιρέσουμε τον Πλούτωνα τα χαρακτηριστικά των εξωτερικών πλανητών είναι η μεγάλη διάμετρος, μεγάλη μάζα, μικρή πυκνότητα και μεγάλη επιπλάτυνση. Τέλος στο διάστημα μεταξύ Άρη και Δία (550 εκατομμύρια χιλιόμετρα) κινούνται οι πλανητοειδείς. Οι πλανήτες δίχως έναν οι περισσότερους δορυφόρους είναι ο Ερμής, η Αφροδίτη και ο Πλούτωνας. Επίσης μπορούν να παρατηρηθούν μόνο οι επιφάνειες του Ερμή και του Άρη και όχι των υπολοίπων πλανητών διότι οι επιφανειές τους καλύπτονται απο αέριο που επι το πλείστον συνίσταται από μεθάνιο.

O Άρης ως ο κοντινότερος στη Γη πλανήτης είναι και ο πιο προσιτός για έρευνα. Η ατμόσφαιρα του Άρη είναι διαφανής και έχει περισσότερο CO2 απ'ότι έχει η γήινη ατμόσφαιρα. Οι θερμοκρασίες το χειμώνα μπορούν να φθάσουν ακόμη και τους -60 με -80 βαθμούς κελσίου ενώ το καλοκαίρι τους 10 με 25 βαθμούς κελσίου. Οι πλανητοειδείς βρίσκονται στο διάστημα μεταξύ Άρη και Δία. Ο αριθμός του φθάνει τους 2000. Περιστρέφονται γύρω από τον ήλιο σε ελλειψοειδείς τροχιές και τα μεγέθη τους κυμαίνονται από 100 μέτρα διάμετρο έως και 100 χιλιόμετρα διάμετρο. Η Σελήνη απέχει από την Γη 384000 χιλιόμετρα. Μορφολογικά στη Σελήνη διακρίνουμε τις πεδιάδες ή θάλασσες καθώς και τα σεληνιακά όρη. Οι πεδιάδες αποτελούνται από βασαλτικά πετρώματα ηλικίας 3,6 δις ετών ενώ τα όρη αποτελούνται από ανορθωσίτες ηλικίας 4,7 δις ετών. Οι κομήτες-μετεωρίτες κινούνται σε επιμήκεις ελλήψεις γύρω από τον ήλιο και είναι περίπου 500 στον αριθμό. Συγκεκριμένα οι μετεωρίτες είναι ουράνια σώματα κινούμενα με ταχύτες από 10 έως 100 χιλιόμετρα το δευτερόλεπτο και καθώς εισέρχονται στην γήινη ατμόσφαιρα λόγω θερμότητας κονιορτοποιούνται. Ως προς την υλική σύσταση τους μετεωρίτες τους διακρίνουμε σε:

Σιδηρομετεωρίτες που ορυκτολογικά αποτελούνται από καμαζίτη, τενίτη, τροιλίτη.
Πετρομετεωρίτες που ορυκτολογικά αποτελούνται από ενστατίτη και ολιβίνη.
Σιδηρόλιθοι που έχουν ενδιάμεση ορυκτολογική σύσταση με ύπαρξη αυτοφυούς σιδήρου με μορφή μικρών σταγονιδίων.

Ο Ήλιος έχει μάζα 700 φορές μεγαλύτερη από όλους τους πλανήτες μαζί. Απο μέσα προς τα έξω διακρίνουμε την φωτόσφαιρα, χρωμόσφαιρα και κορώνα. Η θερμοκρασία στην επιφάνεια του ήλιου ανέρχεται σε 5700 kelvin ενώ για τον πυρήνα υπολογίζεται σε 19*10 εις την έκτη βαθμοί κελσίου. Οι ηλιακές κηλίδες είναι σκοτεινές θέσεις στην φωτόσφαιρα με θερμοκρασίες 4500 βαθμών kelvin.

Kλίμα της Γης κατά τους γεωλογικούς αιώνες

Σκοπός του παρόντος άρθρου είναι να γίνει μία γενική αναφορά στο κλίμα του πλανήτη γη σε κάθε γεωλογικό αιώνα. Τα παρακάτω συμπεράσματα προέκυψαν με διάφορους τρόπους μελέτης του κλίματος κατά το παρελθόν όπως η δενδροχρονολόγηση, τα καρότα πάγου, τα στοιχεία από τους κοραλλιογενείς υφάλους, τα στοιχεία που δίνουν τα ισότοπα οξυγόνου και τέλος τα στοιχεία που δίνει η ποικιλότητα της πανίδας των ωκεανών.

γεωλογική κλίμακα του χρόνου

Η γη σχηματίστηκε πριν από περίπου 4,6 δισεκατομμύρια χρόνια. Κατά τον αρχαικό αιώνα (από σχηματισμό γης έως πριν από 570 ΕΧΠ - εκατομμύρια χρόνια πριν), αρχικά τουλάχιστον δεν υπήρχαν παγετώνες πάνω στον πλανήτη. Αυτό οφείλονταν στην ιδιαίτερα υψηλή περιεκτικότητα της ατμόσφαιρας σε CO2, συνέπεια του οποίου ήταν οι υψηλές θερμοκρασίες που απέτρεπαν τον σχηματιμσό πάγου (το CO2 είναι αέριο του φαινομένου του θερμοκηπίου).

Αργότερα όμως, πριν από περίπου 2,6 δις χρόνια μειώθηκαν σημαντικά οι ποσότητες CO2 στην ατμόσφαιρα με αποτέλεσμα την πτώση της μέσης παγκόσμιας θερμοκρασίας και τον σχηματισμό των πρώτων πάγων. Στη συνέχεια ακολούθησε μια θερμή περίοδος έως και πριν από 900 ΕΧΠ και έπειτα ακολούθησε μια προοδευτική ψύξη έως πριν από 600 ΕΧΠ.

Κατά τον παλαιοζωικό αιώνα (570 - 250 ΕΧΠ) το κλίμα ήταν γενικά θερμό. Σε αυτόν τον αιώνα έλαβαν χώρα δύο παγετώδεις περίδο, η πρώτη 450 ΕΧΠ και η δεύτερη 320 - 250 ΕΧΠ κατά το Πέρμιο. Οι παγετώνες εμφανίζονται σε περιοχές που σήμερα βρίσκονται στο νότιο ημισφαίριο δηλαδή την Ν.Αμερική, Αφρική και Αυστραλία. Εκείνη την εποχή βρίσκονταν στον νότιο πόλο. Αντιθέτως σε περίοχές που σήμερα βρίσκονται στο βόρειο ημισφαίριο, δεν υπήρξαν παγετώνες. Αυτές οι περιοχές την εποχή εκείνη βρίσκονταν στους τροπικούς και στον ισημερινό.

Στον μεσοζωικό αιώνα (250 - 65 ΕΧΠ) το κλίμα γενικά χαρακτηρίζεται θερμό. Συγκεκριμένα στις αρχές του αιώνα το κλίμα είναι ψυχρό και υγρό. Κατά το Μέσο Τριαδικό όλες οι σημερινές ήπειροι ήταν ενωμένες και συνιστούσαν μια υπερήπειρο, την Παγγαία. Στο εσωτερικό της Παγγαίας, δηλαδή σε περιοχές μακριά από την θάλασσα, το κλιμα ήταν ακραίο ηπειρωτικό. Ήταν θερμό και ξηρό. Λόγω του παραπάνω (θερμές + ξερές συνθήκες) σχηματίστηκαν σε αρκετές περιοχές εβαπορίτες, δηλαδή αποθέσεις άλατος. Οι εβαπορίτες κυρίως σχηαμτίστηκαν στα υποτροπικά πλάτη. Στα τέλη του Τριαδικού ξεκινάει μια γενική ψύξη του πλανήτη, όχι πολύ έντονη, που συνεχίζεται στο Ιουρασικό. Παρά την ψύξη και καθώς αρχίζει το Κρητιδικό αλλά και κατά την διάρκεια αυτού, δεν σχηματίζονται παγετώνες. Στο Κρητιδικό τα κοράλλια εξαπλώνονται έως τα μεγάλα πλάτη (για να ευδοκιμίσουν κοράλλια πρέπει τα νερά να είναι θερμά), κοιτάσματα ανθράκων σχηματίζονται έως και 70 μοίρες βόρειο γεωγραφικό πλάτος, τροπική βλάστηση ευδοκιμή στην Αλάσκα, στον Αρκτικό ωκεανό δεν υπάρχουν πάγοι και η στάθμη της θάλασσας βρίσκονταν 200 μέτρα πάνω από το σημερινό της επίπεδο ενώ η θερμοκρασία ήταν κατά 6 βαθμούς κελσίου υψηλότερη από την σημερινή μέση παγκόσμια θερμοκρασία.

Η Γη κατά το Ιουρασικό (199 - 145 ΕΧΠ)

Καινοζωικός αιώνας: α) Τριτογενές (65 - 3 ΕΧΠ) και β) Τεταρτογενές (3 ΕΧΠ - σήμερα).

Κατά το Τριτογενές, και πιο συγκεκριμένα στα τέλη Κρητιδικού - αρχές Τριτογενούς, σημειώθηκε μια σύντομη μεν πολύ έντονη δε ψύξη, η οποία μάλιστα προκάλεσε και την εξαφάνιση χερσαίας αλλά και θαλάσσιας πανίδας. Κατόπιν αυτού σταδιακά άρχισαν να σχηματίζονται οι κλιματικές ζώνες. Σημειώθηκε και μία δεύτερη ψύξη, ιδιαίτερα έντονη μεταξύ Ηωκαίνου και Ολιγοκαίνου (55 - 23 ΕΧΠ). Οι ορεινές περιοχές της Ανταρκτικής άρχισαν να καλύπτονται από πάγους 25 ΕΧΠ, το ίδιο και οι πεδινές περιοχές της 15 ΕΧΠ. Πριν από 5 ΕΧΠ (αρχές Πλειοκαίνου) λόγω του θερμού και υγρού κλίματος η βλάστηση στην Ευρώπη ήταν τροπική ενώ 3 ΕΧΠ σχηματίστηκαν πάγοι στα μεγάλα υψόμετρα της Γροιλανδίας, Ισλανδίας και των Άνδεων στην Ν.Αμερική.Στο Τεταρτογενές δημιουργήθικαν σταθερά παγοκαλυμματα στα μεγάλα υψόμετρα των ηπείρων και 2,7 ΕΧΠ εμφανίσθηκαν οι πρώτοι παγετώνες του Τεταρτογενούς. Οι παγετώδεις περίοδοι του Τεταρτογενούς για την Ευρώπη είναι οι Gunz, Mindel, Riss και Wurm και για την Βόρεια Αμερική (ίδιες χρονικές περίοδοι με διαφορετικές ονομασίες) Nebraskan, Kansan, Illinoian, Wiskosin. Η τελευταία παγετώδης περίδος σε Ευρώπη και Β. Αμερική (Wurm ή Wiskosin αντίστοιχα) έληξε πριν από 20000 χρόνια.

Cyclones, Typhoons (κυκλώνες, τυφώνες)

Ο τυφώνας είναι έντονη καταιγίδα τροπικής προέλευσης, με ταχύτητες ανέμου που φθάνουν τους 64 κόμβους. Σχηματίζεται επάνω από τον θερμό Β. Ατλαντικό και τον ΒΑ. Ειρηνικό ωκεανό. Η μέση διάμετρος των τυφώνων φθάνει τα 550 χμ.Το κεντρικό τμήμα ενός τυφώνα γύρω από το οποίο ο τυφώνας περιστρέφεται, ονομάζεται μάτι του τυφώνα. Το μάτι ενός τυφώνα κατά μέσο όρο έχει διάμετρο από 20 έως 50 χμ. Στο μάτι του τυφώνα οι άνεμοι είναι ασθενείς και τα νέφη διαλύονται. Η επιφανειακή πίεση του αέρα είναι πολύ χαμηλή (965 mb). O δακτύλιος που περιβάλλει το μάτι του τυφώνα ονομάζεται τείχος του ματιού. Χαρακτηρίζεται από έντονες καταιγίδες οι οποίες περιστρέφονται γύρω από το κέντρο του τυφώνα και απέχουν από την επιφάνεια της θάλασσας περί τα 15 χμ. Μέσα στο τείχος του ματιού συναντάμε τις ισχυρότερες βροχοπτώσεις και ανέμους.

Κοντά στην επιφάνεια της θάλασσας, υγρός τροπικός αέρας πνέει προς το κέντρο του τυφώνα. Στην περιοχή του ματιού ο αέρας ανέρχεται και δημιουργεί καταιγίδες με έντονες βροχοπτώσεις. Στην κορυφή της καταιγίδας ο αέρας έχοντας χάσει ένα μεγάλο μέρος της υγρασίας του είναι ξηρός και απομακρύνεται από το κέντρο του τυφώνα. Το παραπάνω προκαλεί έναν αντικυκλώνα εκατοντάδες χιλιόμετρα μακριά από το μάτι του τυφώνα. Καθώς αυτή η ροή πλησιάζει την περιφέρεια της καταιγίδας αρχίζει να θερμαίνεται και να βυθίζεται.
Οι τυφώνες σχηματίζονται επάνω από θερμά τροπικά νερά όπου οι άνεμοι είναι ασθενής και τα επιφανειακά νερά έχουν υψηλές θερμοκρασίες(26 βαθμοί Κελσίου ). Τέτοιες συνθήκες όπως ειπώθηκε παραπάνω επικρατούν στον Β. Ατλαντικό και στον Β.Α. Ειρηνικό ωκεανό. O τρόπος δημι ουργίας είναι ο εξής. Ψυχρός αέρας επάνω από μία μάζα τροπικών καταιγίδων δημιουργεί ασταθή αέρα και νέφη cumulonimbus. Η απελευθέρωση λανθάνουσας θερμότητας θερμαίνει την ανώτερη τροπόσφαιρα, δημιουργώντας μία περιοχή υψηλών πιέσεων. Οι άνεμοι ανώτερης επιφάνειας κινούνται μακριά από τις υψηλές πιέσεις. Το παραπάνω σε συνδυασμό με τη θέρμανση του στρώματος αέρος, προκαλεί πτώση των επιφανειακών πιέσεων. Καθώς ο αέρας κοντά στην επιφάνεια κινείται προς τις χαμηλές πιέσεις , συγκλίνει, ανέρχεται και δημιουργεί περισσότερες καταιγίδες.

Ακόμη όμως και αν υπάρχουν όλες οι επιφανειακές συνθήκες για να σχηματιστεί τυφώνας (θερμά νερά, σύγκλιση ανέμων κ.α.) υπάρχουν περιπτώσεις στις οποίες μπορεί να μη σχηματιστεί τυφώνας.

• - Στην περιοχή των αληγών ανέμων, και συγκεκριμένα 20 Γ. Π. ο αέρας συνήθως βυθίζεται λόγω του υποτροπικού υψηλού. Ο βυθιζόμενος αέρας θερμαίνεται και δημιουργεί την αναστροφή των αληγών ανέμων. Όταν αυτή η αναστροφή είναι έντονη εμποδίζει τον σχηματισμό τυφώνων.

• - Τυφώνες δεν σχηματίζονται και στην περίπτωση που οι άνεμοι ανώτερης επιφάνειας είναι ισχυροί.

Στάδια εξέλιξης ενός τυφώνα

1. Τροπική διαταραχή:μάζα καταιγίδων με ασθενή κυκλοφορία ανέμων.

2. Τροπική ύφεση(tropical depression): όταν η ταχύτητα των ανέμων αυξάνεται και αποκτά τιμές 20-35 κόμβους η τροπική διαταραχή μετατρέπεται σε τροπική ύφεση.

3. Τροπική καταιγίδα(tropical storm): όταν οι άνεμοι γίνονται ακόμή πιο ισχυροί (35-64 κόμβοι) η τροπική ύφεση μετατρέπεται σε τροπική καταιγίδα.

4. Τυφώνας: όταν οι άνεμοι ξεπεράσουν τους 64 κόμβους η τροπική καταιγίδα μετατρέπεται σε τυφώνα.

Κίνηση των τυφώνων

• Οι τυφώνες που σχηματίζονται επάνω από τον Β. Ειρηνικό και τον Β. Ατλαντικό ωκεανό οδηγούνται από ανατολικούς ανέμους και κινούνται προς τα δυτικά ή Β.Δ. Σταδιακά γυρίζουν προς τους πόλους γύρω από το υποτροπικό υψηλό , και αφού κινηθούν αρκετά βόρεια εισέρχονται στην ροή των δυτικών ανέμων οι οποίοι στρίβουν τους τυφώνες προς τα Β. Α. Στα μεσαία πλάτη οι τυφώνες μπορούν να έχουν ταχύτητα περισσότερο και από 50 κόμβους.

• Στην δυτική ακτή του Μεξικού δημιουργούνται κάθε έτος οκτώ τυφώνες. Οι ανατολικοί τυφώνες του Β. Ειρηνικού συνήθως κινούνται δυτικά μακριά από την ακτή . Μάλιστα όταν κινούνται προς τα Β. Δ. μειώνεται η ένταση τους λόγω των ψυχρών νερών του Β. Ειρηνικού ωκεανού.

• Από τα νησιά της Χαβάης περνούν πολλοί τυφώνες του Ειρηνικού ωκεανού, καθώς και τροπικές καταιγίδες. Οι συγκεκριμένοι τυφώνες συνήθως είναι μικρής εντάσεως και ως εκ τούτου δεν είναι καταστροφικοί. Εξαίρεση αποτελεί ο τυφώνας IWA το 1982 που είχε ταχύτητα 100 κόμβων και προξένησε υλικές ζημιές αξίας 312 εκατομμυρίων δολαρίων.

• Οι περισσότεροι τυφώνες που δημιουργούνται στον Β. Ατλαντικό ωκεανό απομακρύνονται από τις παράκτιες περιοχές και δεν εισχωρούν στην ενδοχώρα των Η.Π.Α. .

• Οι προς τα βόρεια κινούμενοι τυφώνες του Ατλαντικού ωκεανού και για τα ίδια Γ.Π. έχουν μεγαλύτερη διάρκειας ζωής από τους αντίστοιχους τυφώνες του Α. Ειρηνικού ωκεανού. Το παραπάνω οφείλεται στα θερμότερα νερά του Ατλαντικού ωκεανού.

Τι είναι το El Nino

Στον Ειρηνικό ωκεανό πνέουν ισχυροί αληγείς άνεμοι οι οποίοι απομακρύνουν τα επιφανειακά νερά που βρέχουν τις δυτικές ακτές τις Ν.Αμερικής και τα κατευθύνουν προς την περιοχή των Φιλλιπινών. Το αποτέλεσμα της παραπάνω διαδικασίας είναι τη θέση των θερμών επιφανειακών νερών, που απομακρύνονται από την πνοή των αληγών , να την παίρνουν ψυχρότερα νερά τα οποία ανέρχονται από μεγάλα βάθη. Τα ψυχρά αυτά νερά είναι πλούσια σε οξυγόνο και θρεπτικές ουσίες κάνοντας τις περιοχές όπου βρίσκονται ιδανικούς ψαρότοπους.

Ο Δ.Ειρηνικός ωκεανός στον οποίο συγκεντρώνονται είναι θερμότερος από τον Α.Ειρηνικό και χαρακτηρίζεται ‘’θερμή λίμνη’’.

Κοντά στην περίοδο όμως των Χριστουγέννων οι αληγείς άνεμοι του Ειρηνικού ωκεανού μετατοπίζονται αρκετά νοτιότερα από τη συνήθη τους θέση. Εξαιτίας αυτού του γεγονότος αλλάζει σημαντικά ο καιρός κατά μήκος των δυτικών ακτών της Ν.Αμερικής. Επίσης παύει η άντληση ψυχρού νερού, επομένως μειώνονται οι ποσότητες των θρεπτικών ουσιών με συνέπεια την εξαιρετικά μικρότερη ποσότητα ψαριών που αλιεύονται.Το παραπάνω φαινόμενο είναι γνωστό ως EL NINO.



Tο EL NINO δεν έχει μόνο τοπικό χαρακτήρα καθώς επηρρεάζει το κλίμα σε παγκόσμια κλίμακα και κυρίως στις τροπικές περιοχές.

Συνήθως το EL NINO διαρκεί μερικές εβδομάδες και στη συνέχεια ο καιρός επανέρχεται στην πρωτύτερη του κατάσταση με αποτέλεσμα την αύξηση των ποσοτήτων των ψαριών που αλιεύονται. Όμως ορισμένα έτη το EL NINO διαρκεί μήνες με καταστρεπτικά αποτελέσματα λόγω της δραματικής μείωσης των αλιευόμενων ψαριών. Τέτοια ενισχυμένα El NINO συμβαίνουν κάθε τρία με επτά έτη.

Θαλάσσια ρεύματα

Ως θαλάσσιο ρεύμα ορίζεται η συνεχής οριζόντια κίνηση, οριζόντια μετακίνηση μεγάλων ποσοτήτων θαλασσίου ύδατος μέσα στις εκτεταμένες υδάτινες μάζες των ωκεανών. Αυτή η κίνηση οφείλεται σε τρεις παράγοντες: στην πνοή των επιφανειακών ανέμων, στις αντιθέσεις πυκνότητας των υδάτων λόγω έντονης εξάτμισης και αλμυρότητας. Άλλοι παράγοντες είναι η διαμόρφωση των ακτών και των πυθμένων, η θέση των μεγάλων κέντρων ατμοσφαιρικής κυκλοφορίας καθώς και η επίδραση της δύναμης Coriolis (δεξιόστροφη στο βόρειο ημισφαίριο και αριστερόστροφη στο νότιο).

Τα θαλάσσια ρεύματα γενικά τα διακρίνουμε στα:

• Θερμά θαλάσσια ρεύματα, τα οποία κινούνται από τον ισημερινό προς τους πόλους και είναι θερμότερα από τα γειτονικά ύδατα.
• Ψυχρά θαλάσσια ρεύματα, τα οποία από τους πόλους προς τον ισημερινό και είναι ψυχρότερα από τα γειτονικά του ύδατα.
• Ρεύματα αποζημίωσης, (ή επιστρέφοντα ρεύματα) τα οποία αναπληρώνουν τις απώλειες σε νερό που υφίσταται μια θαλάσσια περιοχή από την οποία ξεκινούν θαλάσσια ρεύματα.

Eπίσης πολύ στενή είναι η σχέση μεταξύ της Γ. Κ. Α. (γενικής κυκλοφορίας ατμόσφαιρας) και των θαλασσίων ρευμάτων. Αυτή η σχέση είναι εντονότερη στα μεσαία και μεγάλα πλάτη του Ν.Ημισφαιρίου. Στα μεγάλα πλάτη του Β.Ημισφιαρίου η σχέση αυτή διαταράσσεται λόγω της μεγάλης εξάπλωσης της ξηράς.

Παγκόσμιος χάρτης με τα θαλάσσια ρεύματα

Ορισμένα θερμά θαλάσσια ρεύματα είναι τα εξής:

• ρεύμα του κόλπου (gulf stream)
  
• βορειοατλαντικό ρεύμα
• βόρειο ισημερινό ρεύμα
• νότιο ισημερινό ρεύμα
• ισημερινό αντίρευμα
• εκτροπή βορείου ειρηνικού
• ρεύμα Γουινέας
• ρεύμα Βραζιλίας
• ρεύμα Μοζαμβίκης
• χειμερινή μουσωνική εκτροπή
• θερινή μουσωνική εκτροπή
• κουροσίο (ιαπωνία)
• ανατολικό αυστραλιανό ρεύμα

και ψυχρά:

• ρεύμα Λαμπραντόρ
• ρεύμα Καναρίων
• ρεύμα Καλιφόρνιας
• ρεύμα Περού
• ανατολικό γροιλανδικό ρεύμα
• περιανταρκτικό ρεύμα
• ρεύμα Φώκλαντ
• ρεύμα Μπεγκουέλα
• δυτικό αυστραλιανό ρεύμα
• ογιασίο (ιαπωνία)

Όσον αφορά τη φορά κίνησης των θαλασσίων ρευμάτων αυτή είναι ίδια με τη φορά των δεικτών του ρολογιού για το βόρειο ημισφαίριο ενώ στο νότιο ημισφαίριο είναι αντίθετη από τη φορά των δεικτών του ρολογιού.

Oι κλιματικές επιδράσεις των θαλασσίων ρευμάτων είναι οι εξής:

1. δυτικές ακτές τροπικών περιοχών

• βρέχονται από ψυχρά ρεύματα
• χαμηλές θερμοκρασίες
• ξηρασία, συχνές ομίχλες

2. δυτικές ακτές μέσων, μεγάλων πλατών

• βρέχονται από θερμά ρεύματα
• ωκεάνιο κλίμα
• ήπιοι χειμώνες, δροσερά καλοκαίρια, μέτριες βροχοπτώσεις
• παράδειγμα κλίμα Μ.Βρετανίας

3. ανατολικές ακτές μικρών πλατών

• θερμά ρεύματα
• θερμό βροχερό κλίμα

4. ανατολικές ακτές μέσων πλατών

• θερμά ρεύματα
• ψυχροί χειμώνες, θερμά καλοκαίρια λόγω ηπειρωτικής επίδρασης
• 
  

5. ανατολικές ακτές μεγάλων πλατών

• ψυχρά ρεύματα
• ψυχροί χειμώνες, δροσερά καλοκαίρια

Πολύ γνωστό θαλάσσιο ρεύμα είναι το ρεύμα του Κόλπου (gulf stream).

Gulf stream

To συγκεκριμένο ρεύμα δημιουργείτε στον κόλπο του Μεξικού, και στη συνέχεια ρέει βόρεια κατά μήκος της ανατολικής ακτής των Η. Π. Α. Μεταφέρει τεράστιες ποσότητες θερμού τροπικού ύδατος στα μεγαλύτερα πλάτη. Στην περιοχή Grand Banks του Newfoundland ρέει αντίθετα και πάνω από το ψυχρό ρεύμα του Labrador. Aυτό δημιουργεί συχνές ομίχλες στην περιοχή. Στο σημείο όπου συναντιούνται τα δύο ρεύματα, το ρεύμα του κόλπου χωρίζεται στο θερμό βορειοατλαντικό ρεύμα και στο ψυχρό ρεύμα των καναρίων. Το θερμό ρεύμα του βόρειου ατλαντικού κατευθύνεται προς την Ιρλανδία, τα Βρετανικά νησιά και την Σκανδιναβία κάνοντας το κλίμα των περιοχών αυτών πολύ πιο ήπιο απ' ότι θα έπρεπε να ήταν για τα πλάτη που βρίσκονται. To ψυχρό ρεύμα των καναρίων μεταφέρει ψυχρό νερό από τα βόρεια προς τον ισημερινό. Μετατρέπεται στο θερμό βόρειο ισημερινό ρεύμα.

Ωκεάνιο μέτωπο

Το όριο που χωρίζει δύο μάζες νερού με διαφορετικές θερμοκρασίες και πυκνότητες ονομάζεται ωκεάνιο μέτωπο. Κατά μήκος του ορίου αυτού τμήματα από το ρεύμα του κόλπου αποκόπτονται σχηματίζοντας κλειστές κυκλοφορίες θερμού ή ψυχρού νερού.

Φαινόμενο ανάβλυσης (upwelling)

Κατά μήκος μερικών ακτών οι επικρατούντες άνεμοι απομακρύνουν τα επιφανειακά θερμά νερά τα οποία αντικαθίστανται από ψυχρότερα νερά που βρίσκονται κάτω από αυτά. Τα νερά αυτά (ψυχρά) είναι πλούσια σε φυτοπλαγκτόν και οξυγόνο (ιδανικοί τόποι αλιείας).

Φαινόμενο Ekman

Όταν πνέει άνεμος το επιφανειακό νερό τίθεται σε κίνηση με τη δύναμη coriolis να το κατευθύνει προς τα δεξιά (Β.Ημισφαίριο). Σταδιακά ξεκινώντας από την επιφάνεια το νερό θα επιβραδύνει στρίβωντας προς τα δεξιά. Σε βάθος περίπου 100 μέτρων θα κινηθεί προς διεύθυνση αντίθετη από αυτή του επιφανειακού νερού.

Γεωλογικές ζώνες της Ελλάδας

Γεωλογικά η Ελλάδα χωρίζεται στις παρακάτω ζώνες (από ανατολή προς δύση) :

Μάζα της Ροδόπης----------------Rh
Σερβομακεδονική Μάζα-----------Sm
Περιροδοπική ζώνη----------------CR
Ζώνη Αξιού----------------------- (Pe ζώνη παιονίας, Pa ζώνη πάικου, Αl ζώνη αλμωπίας)
Πελαγονική ζώνη------------------Pl
Αττικοκυκλαδική ζώνη------------Ac
Υποπελαγονική ζώνη--------------Sp
Ζώνη Παρνασσού-Γκιώνας--------Pk
Ζώνη Ωλονού-Πίνδου--------------P
Ζώνη Γαβρόβου-Τρίπολης---------G
Αδριατικοιόνιος ζώνη--------------I
Ζώνη Παξών ή Προαπουλία--------Px

Κατά Δ.Μουντράκη et al. 1983

Παρακάτω θα γίνει πολύ περιληπτική αναφορά στα βασικά γνωρίσματα κάθε ζώνης. Για αρχή ξεκινάμε με την μάζα της Ροδόπης και την Σερβομακεδονική μάζα καθώς και την Περιροδοπική ζώνη.

Γεωλογική κλίμακα χρόνου

Η μάζα της Ροδόπης είναι η περιοχή από τον Έβρο έως και την ανατολική όχθη του Στρυμώνα ενώ η Σερβομακεδονική μάζα είναι η περιοχή μεταξύ της δυτικής όχθης του Στρυμώνα και της Περιροδοπικής ζώνης. Η μάζα της Ροδόπης και η Σερβομακεδονική μάζα αποτελούν την ελληνική ενδοχώρα. Κατά ένα μεγάλο μέρος τους αποτελούσαν ρηχές θάλασσες κατά την διάρκεια του Μεσοζωικού αιώνα (Μέσο Τριαδικό-Κάτω Ιουρασικό). Ωστόσο ένα μεγάλο τμήμα, ιδίως της μάζας της ροδόπης ήταν χέρσος. Γενικά πάντως και σύμφωνα με τις απόψεις της νέας παγκόσμιας τεκτονικής, τόσο η ροδόπη όσο και η σερβομακεδονική μάζα θεωρούνται ηπειρωτικές μάζες και τμήματα της Λαυρασίας. Ως προς την λιθοστρωματογραφία και στις δύο ζώνες κυριαρχούν τα κρυσταλλοσχιστώδη (μεταμορφωμένα) και πυριγενή πετρώματα. Συγκεκριμένα στη μάζα της ροδόπης συναντάμε γνευσίους, μάρμαρα και μαρμαρυγιακούς σχιστολίθους ενώ στην σερβομακεδονική μάζα μάρμαρα, βιοτιτικούς γνευσίους (κατώτερη-αρχαιότερη σειρά των Κερδυλλίων) καθώς και γνευσίους, μαρμαρυγιακούς σχιστολίθους με λεπτά στρώματα μαρμάρων και μεταγάββρους, μεταδιαβάσες και αμφιβολίτες (ανώτερη και νεότερη σειρά του Βερτίσκου). Εδώ πρέπει να σημειωθεί πως στην λεγόμενη "σειρά Κερδυλλίων", που περιλαμβάνει σε γενικές γραμμές την παραθαλάσσια περιοχή μεταξύ της δυτικής πλευράς των εκβολών του Στρυμώνα και του Στρατωνίου στην Χαλκιδική, υπάρχουν οι βαθύτεροι και αρχαιότεροι ορίζοντες πετρωμάτων σε όλη την Ελλάδα. Επίσης στις δύο ζώνες απαντούν και πολλοί πυριγενής όγκοι, για παράδειγμα στην μάζα της ροδόπης υπάρχουν ο γρανοδιορίτης Καβάλας-Συμβόλου ή ο πλουτωνίτης Σαμοθράκης και Ελατιάς, και στις δύο περιπτώσεις η ηλικία των πυριγενών όγκων είναι κρητιδική. Επιπλέον συναντάμε τους πλουτωνικούς όγκους του Παγγαίου, Παρανεστίου, Ξάνθης και Βροντούς, η ηλικία όλων αυτών είναι ηωκαινική-ολιγοκαινική (30-25 ΕΧΠ). Τεκτονικά η μάζα της ροδόπης χωρίζεται στην ανώτερη ενότητα Σιδηρόνερου και στην κατώτερη ενότητα του Παγγαίου. Πολύ χονδρικά, η ενότητα Σιδηρόνερου (χωριό στο νομό Δράμας) εφιππεύει (καβαλάει, βρίσκεται πάνω από) την ενότητα του Παγγαίου με διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ. Η επαφή των δύο ζωνών (εφίππευση ροδόπης στην σερβομακεδονική) εντοπίζεται κατά μήκος του ποταμού Στρυμώνα (γραμμή Στρυμώνα), βέβαια δεν είναι ορατή καθώς καλύπτεται από τις νεογενείς και τεταρτογενείς αποθέσεις (ιζήματα ή κοινώς χώματα) της κοιλάδας του Στρυμώνα-Σερρών. Ωστόσο υπάρχουν δύο σημεία στα οποία είναι ορατή η επαφή των δύο ζωνών. Το ένα σημείο βρίσκεται κοντά στα ελληνοβουλγαρικά σύνορα, στο όρος Άγγιστρο κόντα στον Προμαχώνα Σερρών και το άλλο σημείο βρίσκεται ανατολικά του Στρυμώνα μεταξύ των χωριών Κάτω Λακοβίκια (Μεσσολακιάς) και Παλαιοκώμη.

Η Περιροδοπική ζώνη είναι μια στενή λωρίδα μεταξύ της Σερβομακεδονικής μάζας και της ζώνης του Αξιού. Έχει διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ και πλάτος 10 έως 20 χιλιόμετρα. Ξεκινάει από τα ελληνοσκοπιανά σύνορα, κατευθύνεται προς τη Σιθωνία Χαλκιδικής, στη συνέχεια στρίβει ανατολικά προς την χερσόνησο του Άθω, διασχίζει υποθαλάσσια την βόρεια άκρη του Αιγαίου-Θρακικό πέλαγος και επανεμφανίζεται (επιφανειακά) στην περιοχή της Αλεξανδρούπολης, στον Έβρο. Παλαιογεωγραφικά η περιροδοπική ζώνη είχε τον ρόλο της ηπειρωτικής κατωφέρειας της ελληνικής ενδοχώρας (μάζα ροδόπης+σερβομακεδονική μάζα), που έζωνε γύρω γύρω την ροδόπη-σερβομακεδονική εξού και τομ πέρι-. Μέ πιο άπλά λόγια η περιδοδοπική ήταν ένας υποθαλλάσιος γκρεμός-απότομη αύξηση του βάθους εκεί που τελείωνε η ρηχή θάλασσα-υφαλοκρηπίδα της μάζας της ροδόπης+σερβομακεδονικής. Πολύ γενικά η ζώνη ως προς την λιθολογία της είναι χωρισμένη σε τρεις ενότητες από τα ανατολικά προς τα δυτικά, Ντεβέ Κοράν (Καμήλα)-Δουμπιά, Μελισοχώρι-Χολομώντας και Άσπρη Βρύση-Χορτιάτης. Σε αυτές τις ενότητες συναντάμε μετακλαστικά ιζήματα, ηφαιστειοιζηματογενή ιζήματα, μεταμορφωμένα και ημιμεταμορφωμένα πετρώματα, όπως χαλαζιακούς σχιστολίθους, ασβεστιτικούς σχιστολίθους, ιζήματα βαθιάς θάλασσας όπως κερατόλιθους, αργιλικούς και μαύρους γραφιτικούς φυλλίτες κ.α. Επίσης γενικά όλα τα πετρώματα της περιροδοπικής είναι ελαφρά μεταμορφωμένα σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Η μεταμόρφωση έγινε μεταξύ ανωτέρου ιουρασικού (τέλος δηλαδή ιουρασικού) και κάτω κρητιδικού (αρχές δηλαδή κρητιδικού). Τέλος τεκτονικά, στην επαφή της περιροδοπικής ζώνης και της σερβομακεδονικής μάζας τόσο οι σχηματισμοί της περιροδοπικής όσο και τα μεταμορφωμένα πετρώματα της σερβομακεδονικής είναι ανεστραμμένα.

H ζώνη Αξιού έχει διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΝΑ. Ξεκινάει από την περιοχή των Σκοπίων, διασχίζει τονν Θερμαικό κόλπο και τα νησιά των Βορείων Σποράδων και στη συνέχεια στρέφεται ανατολικά προς την Μ.Ασία. Βασικό γνώρισμα της ζώνης Αξιού είναι οι οφειόλιθοι που υπάρχουν σε αυτή καθώς η συγκεκριμένη ζώνη αποτελεί την εσωτερική οφειολιθική λωρίδα του ελληνικού χώρου (IRO). Πάνω σε αυτό στηρίχτηκε η άποψη πως η ζώνη Αξιού αποτέλεσε τμήμα του ωκεανού της Τηθύος στον ελληνικό χώρο. Φυσικά μάζι με τους οφειολίθους συναντάμε και τα συνοδά ιζήματα βαθειάς θάλασσας (μεσοζωικό). H ζώνη Αξιού χωρίζεται σε τρεις ενότητες, απο ανατολικά προς τα δυτικά: ενότητα Παιονίας, ενότητα Πάικου και ενότητα Αλμωπίας. Παλαιογεωγραφικά η ενότητα του Πάικου ήταν ένα ύβωμα μεταξύ των αυλάκων-βαθιών θαλασσών της ενότητας Παιονίας και της ενότητας Αλμωπίας. Το βασικό κριτήριο (όχι βέβαια το μοναδικό) για αυτήν την διάκριση είναι η ύπαρξη μιας παχιάς νηριτικής ασβεστολιθικής σειράς στην ενότητα Πάικου εν εντιθέση με τα αργιλικά-κερατολικά ιζήματα (ιζηματογένεση βαθιάς θάλασσας) που απαντούν στις ενότητες Παιονίας και Αλμωπίας. Πάρα πολύ συνοπτικά στην ενότητα Παιονίας συναντούμε διάφορα πετρώματα όπως σχιστολίθους, πηλίτες, ψαμμίτες, δολερίτες, ασβεστολίθους, μάρμαρα, κροκαλοπαγή κ.α. Επίσης τεκοντικά η ενότητα Παιονίας χαρακτηρίζεται από λεπιοειδή (λέπια) τεκτονική του τριτογενούς. Μάλιστα τα δεν είναι όλα τα λέπια εμφανή καθώς πολλά από αυτά καλύπτονται από τεταρτογενή ιζήματα. Η ενότητα Πάικου γενικά χαρακτηρίζεται από μεταμορφωμένα πετρώματα και ρήγματα με διευθύνσεις ΒΔ και ΒΑ. Τέλος η ζώνη Αλμωπίας απαρτίζεται από οφειολίθους+ιζήματα βαθειάς θάλασσας, από ανωκρητιδικά επικλυσιγενή ιζήματα καθώς και από μεταμορφωμένα προ-οφειολιθικά πετρώματα. Η επαφή της ζώνης της Αλμωπίας με αυτήν του Πάικου είναι τεκτονική με ανάστροφα ρήγματα ΒΔ-ΝΑ διεύθυνσης, και επίσης εφιππεύει (η ζώνη Αλμωπίας) προς τα δυτικά την Πελαγονική ζώνη.

H Πελαγονική ζώνη έχει διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΝΑ. Στον ελληνικό χώρο ξεκινάει από το όρος Βόρας, μετά πάει στο Βίτσι (Καιμάκτσαλαν), στις Σποράδες και πιθανόν στη συνέχεια να κατευθύνεται προς τις Οινούσες (βόρεια της Χίου) και μετά στην βόρεια Μ.Ασία. Παλαιογεωγραφικά η Πελαγονική ζώνη ήταν ένα ύβωμα που χώριζε την αύλακα της Αλμωπίας από την αύλακα της Πίνδου. Στην Πελαγονική ζώνη συναντάμε νηρητική ιζηματογένεση του Μεσοζωικού. Σύμφωνα με τις νεότερες απόψεις η Πελαγονική ζώνη αποτελούσε τμήμα ενός ηπειρωτικού τέμαχους, της Κιμμερικής ηπείρου η οποία αποσπάστηκε από την Γκοντβάνα. Η Πελαγονική ήταν ένα ύβωμα μεταξύ του ωκεανού της Παλαιο-Τηθύος (ζώνη Αξιού για τον ελληνικό χώρο) και του ωκεανού της Νέο-Τηθύος (Υποπελαγονική-ζώνη Πίνδου). Ως προς την λιθολογία από κάτω προς τα πάνω συναντάμε: μεταμορφωμένο υπόβαθρο, γνευσιωμένους γρανίτες Άνω λιθανθρακοφόρου, περμοτραιδικές μετακλάστικές ακολουθίες, ανθρακικά καλύμματα τριαδικού-ιουρασικού, οφειολίθους και συνοδά ιζήματα. επικλυσιγενή ιζήματα μέσω-άνω κρητιδικού. Επίσης στην Πελαγονική ζώνη σημειώθηκε μια μεταμόρφωση πρασινοσχιστολιθικής φάσης που μεταμόρφωσε το κρυσταλλοσχιστώδες υπόβαθρο (παλαιοζωικό) καθώς και μια μεταμόρφωση χαμηλής πρασινοσχιστολιθικής φάσης που μεταμόρφωσε τους γνευσιωμένους γρανίτες Άνω λιθανθρακοφόρου, τις περμοτραιδικές μετακλάστικές ακολουθίες, και τα τριαδικοιουρασικά ιζήματα. Ένα άλλο χαρακτηριστικό της Πελαγονικής ζώνης είναι και το λεγόμενο τεκτονικό παράθυρο του Ολύμπου. Τεκτονικό παράθυρο στην γεωλογία ονομάζουμε τα πετρώματα μια γεωλογικής ζώνης τα οποία βρίσκονται κάτω από τα πετρώματα μιας άλλης γεωλογικής ζώνης αλλά έρχονται στην επιφάνεια μέσα από την υπερκείμενη ζώνη με τη βοήθεια κάποιων ρηγμάτων ή λόγω αποσάθρωσης. O Όλυμπος λοιπόν ο οποίος αποτελεί μια συνεχή ανθρακική σειρά ιζηματογενή σειρά τριαδικού-ιουρασικού ξεπροβάλλει μέσα από την Πελαγονική ζώνη και φυσικά περιβάλλεται από τα πετρώματα αυτής.

Η Αττικοκυκλαδική ζώνη περιλαμβάνει ορισμένα νησιά των Κυκλάδων, τμήμα της Αττικής και της νότιας Εύβοιας. Η Αττικοκυκλαδική ζώνη δεν αποτελεί την συνέχεια προς νότο της Πελαγονικής ζώνης καθώς πρόκειτε για μια ζώνη ετερογενούς σύστασης. Η Αττικοκυκλαδική ζώνη χωρίζεται σε ορισμένες ενότητες που είναι: ενότητα Αττικής, ενότητα Βορείων Κυκλάδων και ενότητα Νοτίων Κυκλάδων. Γενικά οι τρεις ενότητες ως προς την λιθολογία αποτελούνται από μάρμαρα-δολομίτες τριαδικού ιουρασικού, βασικά-υπερβασικά μεταμορφωμένα πετρώματα, φλύσχη, σχιστολίθους, κλαστικά ιζήματα κ.α. Επίσης στην Αττικοκυκλαδική ζώνη συνέβησαν δύο φάσεις μεταμόρφωσης, μία πρασινοσχιστολιθικής-αμφιβολιτικής (χαμηλή πίεση-υψηλή θερμοκρασία) φάσης (παλαιοζωικό) που επηρρέασε τα μεταμορφωμένα πετρώματα των νοτίων κυκλάδων καθώς και μια μεταμόρφωση γλαυκοφανιτικής φάσης (υψηλή πίεση-χαμηλή θερμοκρασία) στο ηώκαινο που επηρρέασε τα πετρώματα των βορείων αλλά και των νοτίων κυκλάδων.

Άνδρος

Η Υποπελαγονική ζώνη βρίσκεται δυτικά της Πελαγονικής. Έχει διεύθυσν ΒΔ-ΝΑ. Ξεκινάει από την Αλβανία, μετά πάει προς την δυτική Θεσσαλία, ανατολική Στερεά Ελλάδα, Σαλαμίνα, Ύδρα, ανατολική Πελοππόνησο, Κω και Μ.Ασία. Ως προς τον παλαιογεωγραφικό της ρόλο η Υποπελαγονική ζώνη θεωρείται πως είναι η κατωφέρεια της Πελαγονικής λόγω της ύπαρξης των οφειολίθων (στην Υποπελαγονική). Ως προς την λιθολογία στην Υποπελαγονική ζώνη διακρίνουμε γένικά προαλπικά, αλπικά και μεταλπικά στρώματα. Το προαλπικό υπόβαθρο της ζώνης αποτελείται από ιζηματογενή και ημιμεταμορφωμένα στρώματα του παλαιοζωικού μαζί με απολιθώματα. Τα αλπικά στρώματα περιλαμβάνουν τριαδικά ιζήματα, σχιστοκερατόλιθους και οφειόλιθους, ασβεστόλιθους του ιουρασικού και ιζήματα μέσω-ανω κρητιδικής επίκλυσης. Τα μεταλπικά στρώματα περιλαμβάνουν μολασσικά ιζήματα τα οποία τα συναντάμε στην λεγόμενη "Μεσοελληνική Αύλακα" η οποία λειτούργησε κατά το ολιγόκαινο με μέσο μειόκαινο.

***Ενότητα Βοιωτίας

Πρόκειται για μια ιδιαίτερη περίπτωση περιοχής ως προς την γεωλογία της. Σύμφωνα με τις επικρατούσες σημερινές απόψεις δεν θεωρείται ανεξάρτητη ζώνη αλλά ενότητα σχηματισμών. Γεωγραφικά βρίσκεται στο όριο μεταξύ των εσωτερικών και των εξωτερικών ελληνίδων. Με βάση την παλαιογεωγραφική της εξέλιξη φαίνεται μάλλον να ανήκει στις εσωτερικές ελληνίδες και πιθανότατα να πρόκειται για μια ελαφρώς διαφοροποιημένη ενότητα της Υποπελαγονικής ζώνης. Ως προς τη λιθολογία από κάτω προς τα πάνω υπάρχεουν νηριτικοί ασβεστόλιθοι - δολομίτες Τριαδικού - Μ.Ιουρασικού, ραδιολαριτικοί κερατόλιθοι Μ-Α. Ιουρασικού, φλύσχης Κ - Α.Κρητιδικό. Ο σημαντικότερος σχηματισμός είναι ο φλύσχης καθώς έχει ορισμένα ειδικά χαρακτηριστικά τα οποία διαφοροποιούν τη συγκεκριμένη περιοχή από γειτονικές με παρόμοιους σχηματισμούς ανάλογης ηλικίας και την συγκροτούν σε ιδιαίτερη ενότητα.

Η ζώνη Παρνασσού - Γκιώνας παλαιογεωγραφικά έπαιζε το ρόλο του υβώματος το οποίο παρεμβαλλόταν μεταξύ της ηπειρωτικής κατωφέρειας της Υποπελαγονικής ζώνης και της αύλακας Πίνδου. Η ζώνη εντοπίζεται στην Στερεά Ελλάδα στις περιοχές του Παρνασσού και της Γκιώνας, ενώ προς τα βόρεια, στην Θεσσαλία και στην Μακεδονία εξαφανίζεται διότι πιθανότα καλύπτεται απο τα καλύμματα των εσωτερικών Ελληνίδων (Υποπελαγονική κτλ) τα οποία είναι επωθημένα προς δυσμάς. Ως προς τη λιθολογία συναντάμε τους παρακάτω σχηματισμούς από κάτω προς τα πάνω: παχυστρωματώδης τεφρός ασβεστόλιθος Α.Τριαδικού, σκούρος ασβεστόλιθος Κ.Ιουρασικού, ωολιθικοί ασβεστόλιθοι Α.Ιουρασικού. Από εκεί και πέρα ακολουθούν οι βωξιτικοί ορίζοντες που είναι χαρακτηριστικό γνώρισμα της ζώνης.

1ος βωξιτικός ορίζοντας που είναι φυσικά ο κατώτερος. Καλύπτεται από σκοτεινόχρωμος ασβεστόλιθους του Α.Ιουρασικού.

2ος βωξιτικός ορίζοντας (μεσαίος) που καλύπτεται από ασβεστόλιθους ("ενδιάμεσοι ασβεστόλιθοι") Α.Ιουρασικού - Μ.Κρητιδικού.

3ος βωξιτικός ορίζοντας (ανώτερος) που καλύπτεται ο μαύρους ασβεστόλιθους, με ρουδιστές, ηλικίας Μ.Κρητιδικού.

Ακολουθούν λευκοί - κοκκινοπράσινοι κονδυλώδεις ασβεστόλιθοι Α.Κρητιδικού και όλα αυτά τα καλύπτει φλύσχης ηλικίας Παλαιοκαίνου - Μ.Ηωκαίνου. Το συνολικό πάχος της ανθρακικής σειράς ανέρχεται περίπου σε 1800 μέτρα.

Οι τρεις βωξιτικοί ορίζοντες αυτομάτως υποδηλώνουν πως η περιόχη, όντας θάλασσα, πέρασε από τρεις διαδοχικές φάσεις χέρσευσης κατά τις οποίες προφανώς διακόπηκε η ιζηματογένεση. Άρα η περιοχή θα υπέστει και τρεις ορογενέσεις οι οποίες κατά τους επιστήμονες τοποθετούνται οι δύο πρώτες μέσα στο Α.Ιουρασικό και η τρίτη στο Μ.Κρητιδικό.

Η ζώνη Ωλονού - Πίνδου ξεκινάει από τα σύνορα με την Αλβανία, κατευθύνεται στην οροσειρά της Πίνδου, στα όρη Άγραφα, Αιτωλικό, Βαρδούσια και στη συνέχεια στην Πελοπόννησο στα όρη Παναχαικό και Ωλονό. Εμφανίσεις της ζώνης υπάρχουν στην Κρήτη και Ρόδο. Παλαιογεωφραφικά (μεσοζωικό) η ζώνη Ωλονού - Πίνδου ήταν μια βαθιά αύλακα μεταξύ του υβώματος της Πελαγονικής (ανατολή) και του υβώματος της ζώνης Γαβρόβου - Τρίπολης (δυτικά). Ο Aubouin (1959) τη χώρισε σε τρεις υποζώνες: την ανατολική υποζώνη ή υπερπινδική υποζώνη η οποία συνίσταται από ιζήματα μεταβατικού χαρακτήρα μεταξύ της Πίνδου και της Υποπελαγονικής. Η ανατολική υποζώνη συγκροτείται από τις ενότητες Κόζιακα και Θυμιανών. Δεύτερον, η αξονική υποζώνη που με ιζήματα βαθιάς θάλασσας και τρίτον η δυτική υποζώνη ή εξωτερική Πίνδος που είναι μεταβατική προς τη ζώνη Γαβρόβου - Τρίπολης στα δυτικά. Ως προς τη λιθολογία γενικά απαντούν από κάτω προς τα πάνω, δολομίτες - ασβεστόλιθοι Μ. Τριαδικού, πελαγικοί πλακώδεις ασβεστόλιθοι Α.Τριαδικού (σε ορισμένα σημεία συναντάμε ammonitico rosso) με παρεμβολές κερατολίθων, ηφαιστειοιζηματογενών και αργιλοψαμμιτικών υλικών. Ακολουθούν ιζήματα βαθιάς θάλασσας (άργιλλοι, κερατόλιθοι, ραδιολαρίτες κ.α.) καθόλη τη διάρκεια του Ιουρασικού γνωστά και ως σχιστοκερατολιθική διάπλαση με πάχος περί τα 200 μέτρα. Στα ανώτερα της τμήματα η διάπλαση θυμίζει φλύσχη (δηλαδή ρυθμικές εναλλαγές ψαμμιτών, μαργών κτλ) και ονομάστηκε πρώτος φλύσχης της Πίνδου(?). Η ιζηματογένεση συνεχίζεται συνεχίστηκε στο Α.Κρητιδικό, δίχως ασυμφωνίες, με απόθεση πελαγικών ασβεστολίθων. Στο τέλος του Κρητιδικού η ιζηματογένεση έγινε ασβεστομαργαική και έτσι συνεχίστηκε έως το Α.Ηώκαινο - Κ.Ολιγόκαινο (Τριτογενές) με αποτέλεσμα την δημιουργία του λεγόμενου δεύτερου φλύσχη Πίνδου. Πάνω από τον φλύσχη βρίσκονται σε ασυμφωνία μολασσικά ιζήματα της Μεσοελληνικής αύλακας (Ολιγόκαινο).

συνεχίζεται....