Οι προεπιστημονικές αντιλήψεις για τη Γη (δομή, σχήμα, σύσταση, εξέλιξη) κυριάρχησαν σχεδόν μέχρι το 18° μ.Χ. αιώνα. Μερική ίσως εξαίρεση αποτελούν οι πρώτες προσπάθειες σε επιστημονική βάση (φιλοσοφία, μαθηματικά) που έγιναν στα κλασσικά χρόνια και την αλεξανδρινή περίοδο (ελληνική επιστήμη), καθώς επίσης και μέσα στα πλαίσια της εξέλιξης της αστρονομίας, όπου τεκμηριώθηκαν μερικές επιστημονικές αντιλήψεις κυρίως για το σχήμα του πλανήτη μας.

Κατά το 18° αιώνα άρχισε μια πρώτη συστηματική μελέτη των συστατικών του φλοιού της Γης (ορυκτά, πετρώματα), χωρίς όμως οργάνωση και συγκρότηση κάποιου επιστημονικού κλάδου. Η ανάγκη που προέκυψε από την αυξανόμενη δημιουργία ορυχείων, ώθησε την παρατήρηση και έρευνα προς την κατεύθυνση αυτή και έτσι πρωτοδημιουργήθηκε η Ορυκτολογία και άρχισαν να λειτουργούν τα πρώτα Σχολεία Ορυχείων (Αγγλία, Σκωτία, Γερμανία, Γαλλία).

Η λέξη "Γεωλογία" φαίνεται ότι πρωτοχρησιμοποιήθηκε στις αρχές του 19ου αιώνα. Ο αιώνας αυτός θεωρείται η "ηρωική εποχή" της Γεωλογίας, όταν διαμορφώθηκε πια σε επιστήμη, άρχισε να θεμελιώνει τις πρώτες θεωρίες και να προσκομίζει αποδείξεις για τον τρόπο δημιουργίας της Γης σαν πλανήτη, της δομής και εξέλιξης του φλοιού, τον τρόπο σχηματισμού των πετρωμάτων κ.λπ.. Την εποχή εκείνη θεωρούνταν βασική και θεμελιώδης επιστήμη.

Η εξέλιξη της γεωλογίας σαν επιστήμης πέρασε από μερικά βασικά φιλοσοφικά θα λέγαμε πλαίσια, με την ανάπτυξη θεωριών (υποθέσεων), τη σύγκρουση τους και δραματικές αλλαγές στην γεωλογική αντίληψη και σκέψη.

Οι επιστημονικές θεωρίες, όπως κάθε άλλο ανθρώπινο κατασκεύασμα, είναι ιστορικές οντότητες, με γέννηση, ακμή και τέλος και με συμμετοχή όχι μόνο στην αλήθεια, αλλά και στο λάθος.
Η εξέλιξη της επιστήμης δεν είναι μια ομαλή, γραμμική συσσωρευτική διαδικασία, αλλά ένα πολύ πιο σύνθετο φαινόμενο με περιόδους συνέχειας και ασυνέχειας, με ριζικές αναθεωρήσεις και βαθιά ρήγματα. Η αποτυχία ορισμένων καθιερωμένων κανόνων είναι φυσικό να οδηγεί στην αναζήτηση νέων.

Οι επιστημονικές επαναστάσεις είναι εκείνα τα ασυνεχή αναπτυξιακά επεισόδια, στη διάρκεια των οποίων "οι πεποιθήσεις των ειδικών μεταβάλλονται ριζικά" και μια "παλιότερη θεωρία αντικαθίσταται, εξ ολοκλήρου ή εν μέρει, από μια νέα".

Μεταξύ των κυριότερων φιλοσοφικών απόψεων (αρχές) που κυριάρχησαν κατά καιρούς στην γεωλογία είναι:
- Ο ΚΑΤΑΣΤΡΟΦΙΣΜOΣ (Catastrophism) άποψη που δεχόταν τις επαναλαμβανόμενες ξαφνικές και μεγάλης κλίμακας (παγκόσμιες) καταστροφές που σημάδευαν τις αλλαγές στον πλανήτη μας, όπως ξαφνική εξαφάνιση ειδών (θεωρίες Cuvier) απότομη δημιουργία βουνών κ.ά.. Ο καταστροφισμός υποστηρίχθηκε από τον Mutton.
- Ο ΟΜΟΙΟΜΟΡΦΙΣΜΟΣ (Uniformitarianism) ο οποίος, σ' αντίθεση με τον καταστροφισμό, δέχεται μια συνεχή και ομοιόμορφη διαδικασία εξέλιξης του γήινου φλοιού και διατυπώνεται ως "οι εξωτερικές και εσωτερικές διεργασίες που αναγνωρίζονται σήμερα, λειτουργούν αδιάλειπτα και με τους ίδιους ρυθμούς σ' όλο το διάστημα της γεωλογικής ιστορίας της γης". (Ομοιομορφία στους ρυθμούς, η ομοιομορφία στο φυσικό νόμο). Ο ομοιομορφισμός διατυπώθηκε από τον Charles LyelI.
- Ο ομοιομορφισμός σταδιακά αντικαταστάθηκε και συμπληρώθηκε από τον ΑΚΤΟΥΑΛΙΣΜΟ (Actualism, πραγματισμό), ο οποίος αποδίδει σαφέστερα την έννοια της συνεχιζόμενης φυσικής διεργασίας και διατυπώνεται ως: η αρχή που δέχεται ότι οι ίδιοι φυσικοί νόμοι και οι ίδιες διεργασίες που κυριάρχησαν στο παρελθόν, ισχύουν και σήμερα." Η υπόθεση του ακτουαλισμού, αποτελεί βασική αρχή για τη σύγχρονη Γεωλογία.

Όσον αφορά τις θεωρίες, που διατυπώθηκαν κατά καιρούς για να ερμηνεύσουν διάφορα γεωλογικά φαινόμενα, αξιοσημείωτες είναι οι θεωρίες του Πλουτωνισμού και του Νεπτουνισμού που κυριάρχησαν τον περασμένο αιώνα. Η διαμάχη μεταξύ πλουτωνιστών και νεπτουνιστών ήταν ανάλογες μ' εκείνες των καταστροφιστών και ομοιομορφιστών.

Ο πλουτωνισμός δεχόταν σαν κύρια δύναμη διαμόρφωσης του γήινου φλοιού, τις εσωτερικές διεργασίες κυρίως δημιουργία πετρωμάτων με την πήξη του μάγματος, ενώ ο νεπτουνισμός υπερτόνιζε τις εξωτερικές διεργασίες, τη διάβρωση και καταστροφή των πετρωμάτων, την απόθεση των υλικών διάβρωσης και τη διαμόρφωση της γήινης επιφάνειας.

Μια από τις πιο βασικές θεωρίες της Γεωλογίας υπήρξε η "θεωρία του γεωσυγκλίνου", η οποία προσπαθούσε να ερμηνεύσει ολόκληρο το γεωλογικό κύκλο, από τη δημιουργία της λεκάνης (γεωσύγκλινο) που δεχόταν τα ιζήματα (ιζηματογένεση), το μαγματισμό και τη μεταμόρφωση, μέχρι την ορογένεση (δημιουργία βουνών). Η θεωρία αυτή κυριάρχησε για περισσότερο από 100 χρόνια και συμπληρώθηκε ή καλύτερα αντικαταστάθηκε από τη "θεωρία των Λιθοσφαιρικών Πλακών" στο τέλος της δεκαετίας του 1960.

Ειδικότερα γεωσύγκλινο θεωρείται μια εκτεταμένη και επιμήκης ζώνη ("λεκάνη") του φλοιού της γης, πλάτους μερικών εκατοντάδων χιλιομέτρων, η οποία φέρει ιζήματα κατά πολύ παχύτερα από ιζήματα γειτονικών περιοχών αντίστοιχης ηλικίας. Όλες οι οροσειρές του πλανήτη (σύγχρονες και παλιότερες) πιστεύεται ότι προήλθαν από συμπίεση και πτύχωση των ιζημάτων και των άλλων πετρωμάτων που τα συνόδευσαν (π.χ. μαγματικές διεισδύσεις) των γεωσυγκλίνων. Τα γεωσύγκλινα βρίσκονται στα περιθώρια των ηπείρων, κοντά σε ωκεάνιους πυθμένες ή μεταξύ μεγάλων ηπειρωτικών τεμαχών. Λειτουργούν μεγάλο διάστημα σαν "θαλάσσιοι τάφροι" και δέχονται ιζήματα από τις ηπειρωτικές περιοχές. Κινούνται σε μια μονόδρομη διεύθυνση, είτε καθοδικά κατά τη διάρκεια της φόρτισης, είτε ανοδικά κατά τη διάρκεια της ορογένεσης-ηπειρογένεσης.

Διαίρεση της Γεωλογίας (Επιστημονικοί κλάδοι των γεωεπιστημών)

Η γεωλογία έχει αντικείμενο τη μελέτη του φλοιού της Γης (σύνθεση, δομή, εξέλιξή του). Μετά τη συσσώρευση σημαντικού όγκου γνώσεων, ανάπτυξη μεθόδων και τη σταδιακή εξειδίκευση, η σύγχρονη γεωλογία αποτελείται από πάρα πολλούς κλάδους, όπως όλες οι επιστήμες, ενώ δεχόμαστε σήμερα ότι όλοι αυτοί οι κλάδοι δεν ανήκουν στο στενότερο χώρο της Γεωλογίας, αλλά σ' ένα ευρύτερο σύνολο Γεωεπιστημών.

Οι βασικοί (κλασικοί) κλάδοι της Γεωλογίας είναι:
Ιστορική Γεωλογία (Παλαιογεωγραφία, Στρωματογραφία)
Ορυκτολογία - Πετρολογία
Φυσική Γεωλογία
Τεκτονική Γεωλογία
ενώ αλληλοεπικαλυπτόμενοι κλάδοι με άλλες επιστήμες είναι:
Παλαιοντολογία (με Βιολογία)
Γεωφυσική (με Φυσική)
Γεωχημεία (με Χημεία)
Εφαρμοσμένοι κλάδοι της Γεωλογίας είναι: Τεχνική Γεωλογία - Υδρογεωλογία - Κοιτασματολογία και Οικονομική Γεωλογία - Γεωλογία Περιβάλλοντος - Εφαρμοσμένη Γεωφυσική - Γεωλογία Πετρελαίων κ.ά. Μέσα στο σύνολο των Γεωεπιστημών μπορούν να θεωρηθούν οι: Μετεωρολογία, Κλιματολογία, Υδρομετεωρολογία, Γεωχρονολόγηση, Τηλεπισκόπηση με εφαρμογή στη Γεωλογία, Ωκεανογραφία, Γεωδαισία κ.ά.

Τέλος, ενδεικτικά αναφέρονται μερικοί σύγχρονοι κλάδοι ή εξειδικεύσεις των Γεωεπιστημών:
Γεωδυναμική (κλάδος της Τεκτονικής και Γεωφυσικής)
Νεοτεκτονική (κλάδος της Τεκτονικής)
Σεισμοτεκτονική (κλάδος της Τεκτονικής και Σεισμολογίας)
Φυσική του Εσωτερικού της Γης (κλάδος της Γεωφυσικής)
Παλαιομαγνητισμός (κλάδος της Γεωφυσικής)
Παλαιοντολογία ασπόνδυλων (κλάδος της Παλαιοντολογίας)
Παλαιοντολογία σπονδυλωτών (κλάδος της Παλαιοντολογίας)
Μικροπαλαιοντολογία (κλάδος της Παλαιοντολογίας)
Παλαιοανθρωπολογία (κλάδος της Παλαιοντολογίας)
Παλαιοκλιματολογία (κλάδος της Παλαιοντολογίας)
Ορυκτοχημεία (κλάδος της Ορυκτολογίας - Γεωχημείας)
Πετρογέννεση (κλάδος της Πετρολογίας)
Κρυσταλλογραφία (κλάδος της Ορυκτολογίας)
Φυσική Γεωγραφία (κλάδος της Φυσικής Γεωλογίας)
Γεωμορφολογία (κλάδος της Φυσικής Γεωλογίας)
Ιζηματολογία (κλάδος της Φυσικής Γεωλογίας)

Ένα από τα βασικότερα ερωτήματα που απασχολούσαν τους γεωεπιστήμονες στις αρχές του παρόντος αιώνα ήταν το πρόβλημα της δομής του εσωτερικού της Γης για το οποίο δεν είχαν καμιά άμεση παρατήρηση. Τη λύση αυτού του προβλήματος την πέτυχαν σε σημαντικό βαθμό με τη βοήθεια των σεισμικών κυμάτων και τα όργανα τα οποία καταγράφουν αυτά τους σεισμογράφους.

Η πρώτη παρατήρηση έγινε από τον Γερμανό επιστήμονα Ε. von Rebeur Paschwite, ο οποίος διαπίστωσε ότι τα σεισμικά κύματα διαδίδονται στο εσωτερικό ολόκληρης της Γης. Καταγράφονται δηλαδή σεισμοί και σε πολλά σεισμολογικά κέντρα παγκόσμια, μετά από χρονικό διάστημα t₁ μετά τη γένεση του σεισμού (t₀) σε συνάρτηση με την απόσταση, και όχι μόνο, από το υπόκεντρο.

Κύματα χώρου και επιφανειακά κύματα

Τα πετρώματα του εσωτερικού της Γης έχουν ελαστικές ιδιότητες, που τους επιτρέπουν να παραμορφώνονται και να δονούνται όταν ασκούνται πάνω τους δυνάμεις πίεσης ή εφελκυσμού.

Όταν προκληθεί μια διατάραξη σε ένα ελαστικό και ισότροπο μέσο απείρων διαστάσεων, παράγονται δύο είδη ελαστικών κυμάτων, τα επιμήκη κύματα και τα εγκάρσια κύματα, τα οποία ονομάζονται κύματα χώρου. Όταν, όμως, το ελαστικό μέσο δεν επεκτείνεται στο άπειρο προς όλες τις διευθύνσεις αλλά περιορίζεται από ορισμένη επιφάνεια (π.χ. την επιφάνεια της Γης), αναπτύσσεται και ένα άλλο είδος ελαστικών κυμάτων, τα επιφανειακά κύματα, τα οποία διακρίνονται σε κύματα Rayleigh, σε κύματα Love και σε κύματα Stonley.

Επιμήκη κύματα

Κατά τη διάδοση των κυμάτων αυτών, τα υλικά σημεία του μέσου διάδοσης ταλαντώνονται κατά διεύθυνση παράλληλη προς τη διεύθυνση διάδοσης του κύματος, δηλαδή προς τη διεύθυνση της σεισμικής ακτίνας και μάλιστα κατά τέτοιο τρόπο, ώστε να δημιουργούνται διαδοχικά πυκνώματα και αραιώματα, με συνέπεια την παροδική διαδοχική αύξηση και ελάττωση της πυκνότητας του μέσου (σχ. 1).

Σε ελαστικό και ισότροπο μέσο, τα επιμήκη κύματα διαδίδονται με ταχύτητα u, που δίνεται από τη σχέση:

Όπου λ και μ είναι παράμετροι γνωστές ως ελαστικές σταθερές του Lame και ρ είναι η πυκνότητα του μέσου διάδοσης του κύματος.

Τα επιμήκη κύματα παριστάνονται στη Σεισμολογία με το σύμβολο Ρ (primus), επειδή τα επιμήκη κύματα που παράγονται στην εστία μιας δόνησης φθάνουν σε ορισμένο σταθμό και αναγράφονται πρώτα αυτά από τα σεισμόμετρά του και κατόπιν φθάνουν και αναγράφονται τα εγκάρσια και τα επιφανειακά κύματα, τα οποία παράγονται συγχρόνως με τα επιμήκη κύματα, στην εστία της δόνησης. Αυτό οφείλεται στο γεγονός ότι η ταχύτητα διάδοσης των επιμηκών κυμάτων είναι μεγαλύτερη από την ταχύτητα διάδοσης των εγκάρσιων και των επιφανειακών κυμάτων σε ορισμένο μέσο.

Εγκάρσια κύματα

Κατά τη διάδοση των εγκάρσιων κυμάτων τα υλικά σημεία του μέσου διάδοσης του κύματος και κατά τέτοιο τρόπο, ώστε το μέσο να παθαίνει διατμητική παραμόρφωση. Δηλαδή, η διάδοση της διατμητικής παραμόρφωσης αποτελεί τα εγκάρσια κύματα (σχ. 2).

Η ταχύτητα διάδοσης των εγκάρσιων ελαστικών κυμάτων μέσα σε ελαστικό και ισότροπο μέσο δίνεται από τη σχέση:

όπου μ είναι η ελαστική σταθερά του Lame και ρ η πυκνότητα του μέσου διάδοσης των κυμάτων.

Η σταθερά μ αποτελεί μέτρο της διατμητικής παραμόρφωσης του μέσου κατά τη διάδοση των κυμάτων και έχει τόσο μεγαλύτερη τιμή όσο μεγαλύτερη είναι η αντίδραση του μέσου στη διατμητική παραμόρφωσή του. Έτσι, για τα ρευστά είναι μ=0. Για το λόγο αυτό, η ταχύτητα διάδοσης των εγκάρσιων κυμάτων μέσα στα ρευστά (υγρά, αέρια) είναι ίση με μηδέν, σύμφωνα με τη σχέση (2), δηλαδή δεν διαδίδονται εγκάρσια κύματα μέσα στα ρευστά.

Από τη σύγκριση των σχέσεων (1) και (2) προκύπτει ότι η ταχύτητα διάδοσης των εγκάρσιων κυμάτων (S) σε ένα μέσο είναι μικρότερη από την αντίστοιχη ταχύτητα διάδοσης των επιμήκων κυμάτων (Ρ). Γι΄ αυτό, τα εγκάρσια κύματα που γεννιούνται στην εστία μιας δόνησης, φτάνουν και γράφονται σε ορισμένο σταθμό μετά τα επιμήκη κύματα της δόνησης. Για το λόγο αυτό, τα εγκάρσια σεισμικά κύματα συμβολίζονται με το S (Secundus)

Επιφανειακά κύματα

Τα επιφανειακά κύματα παράγονται κοντά στην επιφάνεια της Γης, επειδή οι ελαστικές ιδιότητες του φλοιού διαφέρουν σημαντικά από τις ελαστικές ιδιότητες της ατμόσφαιρας και έτσι η στερεά Γη περιορίζεται από την επιφάνειά της. Αυτά είναι τα κύματα Rayleigh, τα κύματα Love κ.ά.

Η πρώτη μεγάλη επιτυχία χρησιμοποίησης σεισμικών κυμάτων στην ακτινοσκόπηση της Γης ήταν να εξηγηθεί ο χρόνος που απαιτείται για τη διάδοση των P και S κυμάτων, από τη μια άκρη της Γης στην άλλη. Με κατάλληλα σεισμογραφήματα ο Oldham (1906) υπολόγισε και σχεδίασε τις χρονικές διαδρομές των σεισμικών κυμάτων P και S σε σχέση με τις γωνιακές αποστάσεις και βρήκε ότι η άφιξη των S μπορούσε να εντοπιστεί και να σχεδιαστεί ως ένα τόξο 110^ο (γωνιακή απόσταση επικέντρου σεισμού-σεισμογράφου), αλλά όχι πέρα απ΄ αυτό. Έτσι εξήγησε τη μεταβολή στη συμπεριφορά των κυμάτων S υποθέτοντας ότι είχαν διεισδύσει σε ένα κεντρικό πυρήνα μέσα στον οποίο διαδίδονται με μικρότερους ρυθμούς. Σήμερα πιστεύουμε ότι τα κύματα S δεν διαδίδονται εντός του υγρού πυρήνα. Στη συνέχεια ο Gutenberg παρατήρησε ότι τα Ρ κύματα μέσω της Γης ήταν δυνατό να ανιχνευθούν στις 105^ο, σημείο, μετά του οποίου η ενέργεια εξασθενούσε γρήγορα. Επίσης, τα σεισμογραφήματα παρουσίαζαν κυματικές αφίξεις με καθυστέρηση έως και ένα λεπτό σε σχέση με τα αναμενόμενα απευθείας Ρ κύματα. Ακόμη παρατήρησε και κύματα που ήταν δυνατό να εξηγηθούν και σαν ανακλώμενα από το όριο του υγρού πυρήνα. Αυτό μπορεί να εξηγηθεί ως εξής: Τα πετρώματα του εσωτερικού της Γης είναι περισσότερο συμπιεσμένα προς το κέντρο, λόγω της μεγάλης μάζας του υλικού που υπάρχει από πάνω τους. Έτσι οι ταχύτητες των P και S κυμάτων αυξάνει όσο μεγαλώνει το βάθος από την επιφάνεια προς το κέντρο της Γης. Αυτή η αύξηση βάθους στρεβλώνει τις διαδρομές των σεισμικών κυμάτων, ώστε να βυθίζονται και να διαθλώνται προς την επιφάνεια της Γης. Στο σημείο της επιφάνειας που φθάνουν ανακλώμενα, επανακλώνται και διαγράφουν μια παρόμοια διαδρομή με την προηγούμενη.

Η ερμηνεία των ποικίλλων σεισμικών κυμάτων που μπορεί να γίνει κατανοητή αν ανατρέξει κανείς στα παραδείγματα διαφόρων τύπων διαδρομών των σεισμικών ακτίνων (Εικόνα 3).

Από τι εξαρτάται η ταχύτητα ενός κύματος

Μια χαρακτηριστική ιδιότητα των υλικών, για τα πετρώματα, μπορεί να ορισθεί ποσοτικά ως ένας συντελεστής ελαστικότητας ως εξής:

Συντελεστής ελαστικότητας = τάση/παραμόρφωση

Τάση όμως είναι η δύναμη (F) που εξασκείται ανά μονάδα επιφανείας (s). Επειδή όμως στα κύματα Ρ οι δυνάμεις είναι συμπιεστικές, μιλάμε για τάση συμπίεσης η οποία δίνεται από τη σχέση:

Τάση = F/A (Nm^-2)

Εάν το αρχικό μήκος του τμήματος κατά τη διεύθυνση διάδοσης είναι L, τότε ο βαθμός παραμόρφωσης είναι:

Παραμόρφωση = I/L

Ο λόγος αυτός είναι αδιάστατος αριθμός. Η παραμόρφωση είναι αποτέλεσμα της τάσης.

Η ασυμπιεστικότητα του μέσου κατά τη διεύθυνση διάδοσης του κύματος (διαμήκη έννοια) είναι:

Ασυμπιεστικότητα = διαμήκης τάση/διαμήκη παραμόρφωση = (F/A)/(I/L) (Mm^-1)

Ο ειδικός συντελεστής ελαστικότητας που ισχύει για την περίπτωση ενός πετρώματος που υφίσταται διαμήκη τάση και δεν μπορεί να εκτιμηθεί πλευρικά, ονομάζεται αξονικός συντελεστής και συμβολίζεται με Ψ:

Αξονικός συντελεστής Ψ = (F/A)/(I/L)

Το κύριο όμως ερώτημα είναι πόσο γρήγορη και πόσο πολύ μετακινούνται τα πετρώματα σε ένα σεισμό (σεισμική ταχύτητα ή ταχύτητα διάδοσης σεισμικών κυμάτων).

Σήμερα έχουν κατασκευαστεί σεισμογράφοι ισχυρής εδαφικής κίνησης, οι οποίοι λειτουργούν ακόμη και σε υψηλές δονήσεις και καταγράφουν τα στοιχεία αυτά.

Για την επιτάχυνση του εδάφους έχει επιλεγεί ένα μέγεθος το οποίο είναι η επιτάχυνση λόγω βαρύτητας.

Αν η επιτάχυνση της σεισμικής δόνησης έχει ιδιαίτερη σημασία, μια συνολική θεώρηση των αποτελεσμάτων δόνησης απαιτεί κατανόηση της ταχύτητας και της μετατόπισης του εδάφους, όπως και την κατανόηση κυματικών ιδιοτήτων όπως η συχνότητα.

Όσο μακρότερα διαδίδονται τα κύματα ενός σεισμού τόσο περισσότερο εξασθενούν τα κύματα υψηλών συχνοτήτων, σε σύγκριση με εκείνα των μακρών περιόδων. Οι καταγραφές που παίρνουμε για τις σεισμικές δονήσεις, όπου καταγράφονται τα προαναφερθέντα στοιχεία, είναι οι επιταχυνσιογράφοι. Στις καταγραφές αυτές, είναι δυνατό, κορυφές υψηλών κυματικών συχνοτήτων μπορούν να φθάσουν τιμές βαρύτητας. Γενικά η κατακόρυφη επιτάχυνση είναι μικρότερη της οριζόντιας. Όμως όσο αφορά τις καταστροφές των σεισμών, από μελέτες οι οποίες έχουν γίνει οφείλονται περισσότερο στην ταχύτητα της παλινδρομικής κίνησης παρά στη μέγιστη επιτάχυνση. Γενικά όσο υψηλότερη είναι η σεισμική δόνηση τόσο μεγαλύτερη είναι η μέση ταχύτητα δόνησης.

Μέτρο της οριακής κατακόρυφης δόνησης είναι η «εκτίναξη» των διαφόρων αντικειμένων. Αναφορές τέτοιων εκτινάξεων σε μεγάλους σεισμούς έχουν βασιστεί σε παρατηρήσεις μετά τη δόνηση. Όμως είναι δυνατό η σεισμική επιτάχυνση να υπερβεί, στην κατακόρυφη διεύθυνση, την επιτάχυνση της βαρύτητας; Πράγματι έχουν υπάρξει τέτοιου είδους μετρήσεις. Χαρακτηριστικό παράδειγμα κοντά στη σεισμική πηγή του σεισμού Γκάζλι (Ms=7.0) στη Δημοκρατία Ουζμπεκιστάν της πρώην Σοβιετικής Ένωσης, στις 17 Μαίου του 1976, όπου καταγράφηκε επιτάχυνση 1.3 gr.

Ένα απλό σεισμικό μοντέλο της Γης.

Τα στοιχεία που αφορούν την πυκνότητα των υλικών, δείχνουν ότι πρέπει να υπάρχουν βαρύτερα υλικά στο εσωτερικό της Γης. Για να γίνει κατανοητή όμως καλύτερα η ερμηνεία των χρόνων μετάδοσης, που έχουν παρατηρηθεί, για P, S κύματα, θα πρέπει να θεωρήσουμε την περίπτωση της διάδοσης κυμάτων μέσα σ' ένα ομογενές σώμα. Ας υποθέσουμε ότι η Γη είναι απόλυτα ομοιόμορφη σε πυκνότητα και ελαστικές ιδιότητες. Σε μια τέτοια υποθετική ομοιόμορφη Γη, δεν μπορούν να υπάρξουν ανακλάσεις και διαθλάσεις και επομένως τα σεισμικά κύματα διαδίδονται σε ευθείες γραμμές. Ο χρόνος που θα φτάσουν οι πρώτες δονήσεις θα πρέπει να είναι απλά ανάλογος, με τη μικρότερη ευθύγραμμη απόσταση που περνά μέσα από τη Γη και ενώνει την πηγή του σεισμού και το σταθμό καταγραφής. Αν σχεδιαστούν οι καμπύλες των χρόνων μετάδοσης, όπου ο χρόνος μετάδοσης των P και S κυμάτων, εκφράζεται ως συνάρτηση της επίκεντρης γωνίας, τότε μπορούν να συγκριθούν με τους χρόνους μετάδοσης που παρατηρούνται σε πραγματικούς σεισμούς, για να διαπιστωθεί αν οι ταχύτητες των σεισμικών κυμάτων είναι μεγαλύτερες ή μικρότερες από εκείνες που προβλέπονται από το μοντέλο της ομοιόμορφης και ομογενούς γης. Στο παρακάτω σχήμα γίνεται αυτή η σύγκριση και το συμπέρασμα είναι ότι η Γη δεν είναι ομογενής.

Όποια κι αν είναι η ιδιότητα του εσωτερικού της Γης που κάνει τους πραγματικούς χρόνους να διαφέρουν από εκείνους, που προβλέπονται από το ομογενές μοντέλο της Γης, μπορούμε να πούμε ότι η ιδιότητα αυτή είναι κατανεμημένη συμμετρικά γύρω από το κέντρο της Γης.

Παρατηρώντας τους χρόνους μετάδοσης στο σχήμα επισημαίνουμε τα εξής:

Και τα P και τα S φθάνουν νωρίτερα απ' ό,τι θα περιμέναμε με βάση ένα ομογενές μοντέλο, και η διαφορά χρόνου αυξάνεται προοδευτικά όσο μεγαλώνει η απόσταση από το επίκεντρο. Αυτό δείχνει ότι τα P, S κύματα διαδίδονται με μεγαλύτερη ταχύτητα απ' ό,τι προβλέπεται στο μοντέλο της ομοιόμορφης γης.

Μετά από μια απόσταση, που αντιπροσωπεύεται από μια επίκεντρη γωνία 103^ο, οι προβλέψεις του ομογενούς μοντέλου και οι πραγματικές παρατηρήσεις παύουν να παρουσιάζουν και την ελάχιστη ακόμη ομοιότητα. Μετά τις 103^ο δεν παρατηρούνται S κύματα και εμφανίζεται ένα κενό στην καμπύλη των χρόνων μετάδοσης των Ρ κυμάτων.

Τροποποίηση του απλού μοντέλου

Αν οι χρόνοι μετάδοσης των P, S κυμάτων είναι μικρότεροι, αυτό σημαίνει ότι τα κύματα πρέπει να μεταδίδονται πιο γρήγορα απ΄ ό,τι προβλέπει το ομογενές μοντέλο. Ξέρουμε ότι η πυκνότητα των υλικών μέσα στο εσωτερικό της Γης αυξάνεται με το βάθος και αυτό μπορεί να οφείλεται σε δύο αίτια: στην αύξηση της συμπίεσης των υλικών, ή στη μεταβολή της χημικής τους σύνθεσης, ώστε να προκύπτουν υλικά με μεγαλύτερη πυκνότητα. Αν όλη η Γη είχε την πυκνότητα των επιφανειακών πετρωμάτων οι προβλεπόμενες ταχύτητες θα ήταν μικρότερες από αυτές που παρατηρούνται στην πραγματικότητα. Αν τώρα δεχτούμε ότι η πυκνότητα αυξάνεται με το βάθος, οι νέες ταχύτητες που θα προβλέψουμε είναι ακόμη μικρότερες και οι χρόνοι μετάδοσης θα γίνουν ακόμη μεγαλύτεροι από εκείνους που σημειώνονται με τις διακεκομμένες γραμμές, κάνοντας ακόμη μεγαλύτερη την ασυμφωνία ανάμεσα στους παρατηρούμενους και τους προβλεπόμενους χρόνους. Αν όμως δεχτούμε ότι στο εσωτερικό της Γης οι συντελεστές ελαστικότητας των υλικών αυξάνονται πιο γρήγορα από ό,τι αυξάνεται η πυκνότητα, όσο μεγαλώνει το βάθος, τότε η ταχύτητα των σεισμικών κυμάτων που προβλέπει το ομογενές μοντέλο θα αυξηθεί, δημιουργώντας έτσι μεγαλύτερη συμφωνία ανάμεσα στους παρατηρούμενους και προβλεπόμενους χρόνους μετάδοσης. Η πυκνότητα μάλλον αυξάνεται εξαιτίας της συμπίεσης των υλικών από το βάρος των επικείμενων πετρωμάτων.

Μπορούμε να προσδιορίσουμε πως μεταβάλλονται οι συντελεστές ελαστικότητας και η πυκνότητα σε συνάρτηση με το βάθος, δίνοντας διαφορετικές τιμές σε αυτά τα μεγέθη, ώσπου οι προβλεπόμενοι χρόνοι μετάδοσης να συμφωνήσουν με αυτούς, που παρατηρούνται στην πραγματικότητα. Η μέθοδος αυτή έχει αποτέλεσμα ως τις 103ο, μετά από αυτό το όριο τα αποτελέσματα είναι εντελώς εσφαλμένα. Φαίνεται λοιπόν, ότι οι ιδιότητες του εσωτερικού της Γης, παρουσιάζουν κάποια δραστική αλλαγή σε κάποιο συγκεκριμένο βάθος.

Το όριο των 103^ο

Οι καμπύλες των χρόνων μετάδοσης των κυμάτων, που περνούν το όριο των 103ο, παρουσιάζουν τρία χαρακτηριστικά:
Δεν καταγράφονται άμεσα κύματα S στις περιοχές που η απόστασή τους από το επίκεντρο αντιστοιχεί σε γωνίες μεγαλύτερες από 103^ο.

Ανάμεσα στις 103^ο και τις 142^ο δεν φθάνουν κανενός είδους κύματα (σκιερή ζώνη)

Ανάμεσα στις 142^ο και 180^ο καταγράφονται και πάλι άμεσα κύματα Ρ, αλλά οι χρόνοι διάδοσής τους είναι μεγαλύτεροι από τους προβλεπόμενους.

Η διαχωριστική επιφάνεια, στην οποία συμβαίνει αυτή η ξαφνική αλλαγή είναι το όριο πυρήνα μανδύα. Στο μέρος της Γης που βρίσκεται έξω από αυτό το όριο -στο μανδύα- μεταδίδονται και τα P και τα S κύματα. Σ' αυτή την περιοχή η ταχύτητα διάδοσης αυξάνεται με το βάθος, όπως αυξάνονται και η πυκνότητα και οι συντελεστές ελαστικότητας, και μάλιστα οι συντελεστές ελαστικότητας αυξάνονται γρηγορότερα από την πυκνότητα. Μετά το όριο πυρήνα-μανδύα τα S δεν διαδίδονται εξαιτίας του υγρού εξωτερικού πυρήνα. Αν μετά το όριο των 103^ο η ταχύτητα των Ρ αυξανόταν θα υπήρχε μια περιοχή, στην οποία θα είχαμε περίπλοκες πολλαπλές ή διπλές αφίξεις κυμάτων σε επίκεντρες γωνίες <103^ο, γιατί τα Ρ θα ανακλώνται από τον πυρήνα όταν έχουν γωνίες πρόσπτωσης μεγαλύτερες ή ίσες με την οριακή. Επειδή όμως δεν παρατηρούνται τέτοιες αφίξεις, η ταχύτητα των Ρ θα μειώνεται μετά το όριο.

Η ΔΟΜΗ ΤΟΥ ΕΣΩΤΕΡΙΚΟΥ ΤΗΣ ΓΗΣ

Για το εσωτερικό της Γης, έχουμε καταλήξει στο συμπέρασμα ότι η Γη έχει τέσσερα κελύφη (γεώσφαιρα): το φλοιό, το μανδύα, τον εξωτερικό πυρήνα και τον εσωτερικό πυρήνα.

Ο φλοιός της Γης

Ο φλοιός είναι το εξωτερικό στρώμα πετρωμάτων και το πάχος του κυμαίνεται από 25 έως 60 km κάτω από τις ηπείρους και 4 έως 6 km κάτω από τους ωκεανούς, σε μεγάλα βάθη. Έχει περίεργη εσωτερική δομή σε πολλά σημεία που αποτελούν τεκτονικά ενεργές και μεταβατικές περιοχές σε ολόκληρο τον πλανήτη.

Μολονότι ζούμε πάνω στο φλοιό της Γης και μπορούμε να πάρουμε δείγματά του, είτε από την επιφάνεια, είτε με διάνοιξη ορυγμάτων για να προσδιορίσουμε το πάχος του, είμαστε αναγκασμένοι να βασιστούμε και πάλι σε σεισμικά στοιχεία.

Σε γενικές γραμμές ο ηπειρωτικός φλοιός αποτελείται από εκρηξιγενή πετρώματα χαμηλής πυκνότητας με μέση σύνθεση ανάμεσα σε εκείνη του γρανίτη και του βασάλτη. Οι γρανίτες είναι το σημαντικότερο πέτρωμα από πλευράς όγκου στα ανώτερα στρώματα του ηπειρωτικού φλοιού και καλύπτονται από πολλά ιζηματογενή πετρώματα που σχηματίζουν μια σχετικά λεπτή επίστρωση στην επιφάνεια.

Τα πετρώματα του ωκεάνιου φλοιού παρουσιάζουν μικρότερη ποικιλία, αποτελούμενα κυρίως από βασάλτη. Τα υλικά του ωκεάνιου φλοιού είναι λίγο πυκνότερα από εκείνα του ηπειρωτικού φλοιού, γιατί περιέχουν μεγάλη ποσότητα σιδήρου το οποίο είναι πιο πυκνό στοιχείο και λιγότερο πυρίτιο το οποίο είναι ελαφρύτερο.

Ο μανδύας της Γης

Ο μανδύας εκτείνεται από τη βάση του φλοιού σε βάθος 2.885 km και αποτελείται από πυριτικά πετρώματα μεγάλης πυκνότητας. Τα σεισμικά κύματα P και S διαπερνούν όλα σχεδόν τα τμήματα του μανδύα, γεγονός που αποδεικνύει ότι ο μανδύας είναι στερεός και συνεκτικός, τουλάχιστον για μικρές χρονικές κλίμακες. Η έκφραση αυτή οφείλεται στο ότι υπάρχουν ενδείξεις ότι ακόμη και τα πετρώματα του μανδύα «ρέουν» αργά σε μακροχρόνιες γεωλογικές περιόδους εκατομμυρίων ετών, λόγω των μεγάλων θερμοκρασιών και πιέσεων που επικρατούν σ' αυτόν (ρεύματα μεταφοράς).

Ο μανδύας χωρίζεται σε κελύφη και περιοχές ανωμαλιών, οι οποίες είναι στενά συνδεδεμένες με τις δυναμικές γεωλογικές διεργασίες που προκαλούν τις μορφολογικές και τεκτονικές μεταβολές στην επιφάνεια. Η συμπεριφορά των σεισμικών κυμάτων δηλώνει πως τα 100 εξωτερικά χιλιόμετρα μαζί με το φλοιό ονομάζονται λιθόσφαιρα. Αυτό είναι σχετικά στερεό, ενώ κάτω απ' αυτά υπάρχει ένα μαλακότερο στρώμα 400 km περίπου που ονομάζεται ασθενόσφαιρα.

Ο εξωτερικός πυρήνας της Γης

Κάτω από το στερεό μανδύα, προχωρώντας προς το εσωτερικό της Γης, υπάρχει ο εξωτερικός πυρήνας της Γης. Αυτός παρουσιάζεται υγρός και η σύνθεσή του είναι κυρίως σίδηρος, οξυγόνο και πυρίτιο. Η πυκνότητα του εξωτερικού πυρήνα της Γης όπως έχει βρεθεί κυμαίνεται από 9.9 103 kgr/m3 έως 12.3 103 kgr/m3 ανάλογα με το βάθος, εξαιτίας της αυξανόμενης συμπίεσης. Από γεωχημικής σύνθεσης των υλικών καθώς και την πυκνότητα πιστεύουν πως στον εξωτερικό πυρήνα ο σίδηρος ενώνεται με θείο, σχηματίζοντας θειούχο σίδηρο, ο οποίος είναι ένα ιδανικό μέσο για την παραγωγή του μαγνητικού πεδίου της Γης.

Η υγρή φύση του εξωτερικού πυρήνα στηρίζεται στο ότι δεν έχουν ανιχνευτεί ποτέ, σε σεισμογραφήματα, κύματα που να τον έχουν διασχίσει υπό τη μορφή κυμάτων S (διατμητικού τύπου), μια και τα κύματα S δεν έχουν τη δυνατότητα να μεταδοθούν μέσω μη στερεών υλικών. Συνεπώς θα πρέπει ο εξωτερικός πυρήνας να βρίσκεται σε υγρή κατάσταση. Οι ανακλάσεις των σεισμικών κυμάτων P και S γίνονται συστηματικά στην εξωτερική επιφάνεια του πυρήνα γεγονός που υποδηλώνει την ύπαρξη ενός διαχωριστικού ορίου στο σημείο εκείνο.

Ο εσωτερικός πυρήνας της Γης

Έχει διαπιστωθεί ότι μέσα στον πυρήνα υπάρχει ένας εσωτερικός πυρήνας στον οποίο η ταχύτητα είναι μεγαλύτερη απ΄ αυτή του εξωτερικού πυρήνα. Η ακτίνα του εσωτερικού πυρήνα λαμβάνεται ως το 0.2205 της γήινης ακτίνας.

Σήμερα έχει γίνει ευρέως αποδεκτή η ύπαρξη ενός μικρού σώματος στο κέντρο της Γης με ακτίνα που σήμερα υπολογίζεται στα 1216 km. Γνωρίζουμε ότι μετά το όριο εσωτερικού-εξωτερικού πυρήνα συμβαίνει μια σημαντική αύξηση του αξονικού συντελεστή καθώς και μια μικρή αύξηση της πυκνότητας. Η πυκνότητα του εσωτερικού πυρήνα έχει υπολογιστεί ότι είναι 13.5 103 kgr/m³ (πυκνότητα εξωτερικού πυρήνα είναι από 9.9 103 kgr/m³ έως 12,3 103 kgr/m³). Η πυκνότητα, δηλαδή, του εσωτερικού πυρήνα είναι περίπου η πυκνότητα του υδραργύρου πάνω στην επιφάνεια της Γης. Όμως ο πυρήνας δεν αποτελείται από υδράργυρο. Θα μπορούσε να υποθέσουμε ότι αποτελείται από νικέλιο και σίδηρο όπως και έχει διαπιστωθεί σε συσχετισμό με τους σιδηρομετεωρίτες. Το νικέλιο είναι λίγο πιο πυκνό από το σίδηρο. Συνεπώς ο πυρήνας αποτελείται από ένα μείγμα 40% περίπου νικέλιο και 60% περίπου σίδηρο, πράγμα το οποίο συμφωνεί με την παρατηρούμενη πυκνότητά του.

Η θερμότητα του εσωτερικού της Γης

Η παραγόμενη στο εσωτερικό της Γης θερμότητα είναι της τάξης των 1028 erg το χρόνο. Η θερμότητα αυτή, αν και μικρή σε σύγκριση με την ηλιακή θερμότητα που φτάνει στη Γη, αποτελεί το βασικό αίτιο όλων των γεωδυναμικών φαινομένων. Το μεγαλύτερο μέρος της ακτινοβολείται στο διάστημα, αλλά ένα σημαντικό ποσοστό δαπανάται για τη δημιουργία των ηφαιστείων, τις ορογενέσεις και την πρόκληση των σεισμών. Για το λόγο αυτό, η μελέτη της θερμότητας του εσωτερικού της Γης έχει πολύ μεγάλη σημασία για τη σπουδή των ηφαιστείων και γενικά των γεωφυσικών φαινομένων.

Πώς όμως διαπιστώνεται αυτή η θερμότητα; Βρέθηκε ότι στις στοές των ορυχείων και στις βαθιές γεωτρήσεις πέρα από τα 20 μέτρα περίπου, (αυτό είναι το όριο μέχρι το οποίο μπορεί να επιδράσει η ηλιακή ακτινοβολία), η θερμοκρασία ανεβαίνει κατά 1oC για κάθε 30 μέτρα καθόδου στο εσωτερικό της Γης, κατά μέσο όρο. Αυτό το μέτρο το ονομάζουμε γεωθερμική βαθμίδα. Πρέπει όμως να τονιστεί στο σημείο αυτό ότι η γεωθερμική βαθμίδα διαφέρει αρκετά από τόπο σε τόπο. Στα γεωθερμικά και ηφαιστειακά πεδία, για παράδειγμα, η αύξηση της θερμοκρασίας με το βάθος είναι πολύ μεγαλύτερη. Όσον αφορά την προέλευση αυτής της γήινης θερμότητας, τα πράγματα δεν είναι και τόσο ξεκαθαρισμένα. Πολύ λίγα είναι γνωστά για την αρχική θερμότητα του πλανήτη μας κατά τη διάρκεια του σχηματισμού του και κατά τη διάρκεια των πρώτων σταδίων της εξέλιξης του. Σύμφωνα όμως με την επικρατέστερη από τις σύγχρονες θεωρίες, η Γη σχηματίστηκε από ένα αρχικά ψυχρό σώμα πάνω στο οποίο έπεσαν άλλα μικρότερα ουράνια σώματα, επίσης ψυχρά. , για να ερμηνευτεί η σχετικά υψηλή θερμοκρασία του εσωτερικού της σήμερα (περίπου 3.000°C) και η ροή θερμότητας από το εσωτερικό της προς τα έξω, είναι απαραίτητο να δεχθούμε την ύπαρξη πηγών θερμότητας στο εσωτερικό της Γης.

Μια τέτοια πηγή θερμότητας αποτελούν τα ραδιενεργά υλικά που βρίσκονται μέσα στα πετρώματα, κυρίως ουράνιο U238, θόριο Th232 και κάλιο Κ40. Τα ισότοπα αυτά αφθονούν στη φύση, αν και η αφθονία τους αυτή είναι σχετική. Σημαντικές όμως ποσότητες βρίσκονται μόνο στον εξωτερικό φλοιό. Τα βαθύτερα πετρώματα περιέχουν πολύ λιγότερα ποσά ραδιενεργών υλικών. Η περιεκτικότητα επίσης του γρανίτη είναι πολύ μεγαλύτερη από την περιεκτικότητα του βασάλτη σε ραδιενεργά στοιχεία. Παρ' όλα αυτά όμως, τα ραδιενεργά υλικά μπορούν να θεωρηθούν αξιόλογες πηγές θερμότητας. Οι χρόνοι υποδιπλασιασμού τους, μάλιστα, είναι συγκρίσιμοι με την ηλικία της Γης (U = 4,5 Th = 7,5 και. Κ = 1,3 δισεκατομμύρια χρόνια).

Ο ρυθμός παραγωγής θερμότητας για τα υπάρχοντα στη φύση στοιχεία U, Th και Κ είναι σήμερα 0,74, 0,20 και 2,6.10-5 cal/gr.έτος). Η θερμότητα όμως που παράγεται από τις ραδιενεργές διασπάσεις των ισοτόπων μεγάλου χρόνου ζωής δεν αρκεί για να ερμηνεύσει την τωρινή θερμοκρασία της Γης. Για το λόγο αυτό δεχόμαστε σήμερα ότι και ορισμένα ισότοπα με μικρούς χρόνους υποδιπλασιασμού συνέβαλαν στην αύξηση της θερμοκρασίας της Γης στα πρώτα στάδια του σχηματισμού της. Επίσης σοβαρές ενδείξεις μας οδηγούν στο συμπέρασμα ότι σημαντικό ποσό θερμότητας εκλύθηκε κατά το σχηματισμό του πυρήνα της Γης, με τη μετακίνηση των βαριών μετάλλων (σιδήρου, νικελίου) προς το κέντρο του πλανήτη μας. ʼ?λλη πιθανή πηγή θερμότητας είναι η πτώση των ουράνιων σωμάτων και υλικών πάνω στη Γη, στην αρχή της δημιουργίας της. Τέλος, πιθανή επίσης πηγή θερμότητας θεωρείται η μετατροπή σε θερμική ενέργεια της κινητικής ενέργειας του πλανήτη μας, λόγω μειώσεως της ταχύτητας περιστροφής του.

Για να απαντήσουμε στο ερώτημα, ποια είναι η θερμοκρασία των βαθύτερων τμημάτων της Γης (μανδύα, πυρήνα) θα μπορούσαμε να υποθέσουμε ότι η γεωθερμική βαθμίδα παραμένει σταθερή. Τότε, θα υπολογίζαμε τη θερμοκρασία του πυρήνα σε 200.000o C περίπου. Αυτή η τιμή είναι φυσικά υπερβολική γιατί η γεωθερμική βαθμίδα αφορά μόνο τα επιφανειακά στρώματα. ʼ?λλωστε, αυτό συμπεραίνεται και από τις παρατηρήσεις των ηφαιστειακών λαβών που δεν ξεπερνούν τους 1.300° C. Το πιθανότερο είναι ότι η θερμοκρασία σε βάθος 100 Km, κυμαίνεται μεταξύ 1.500 και 2.000° C.
Κάτω από τέτοιες υψηλές θερμοκρασίες τα υλικά του εσωτερικού της Γης θα έπρεπε να διατηρούνται σε υγρή κατάσταση. Αυτό όμως, όπως ξέρουμε, δεν συμβαίνει στην πραγματικότητα, γιατί στην αντίθετη περίπτωση η δύναμη έλξης της Σελήνης θα επηρέαζε αισθητά τον φλοιό του πλανήτη μας. Για παράδειγμα, θα μπορούσε να αποσπά υλικά από τα επιφανειακά στρώματα και να τα βυθίζει πάλι στο εσωτερικό της αρκετές φορές την ημέρα, όπως περίπου γίνεται με τις παλίρροιες. Οι μεγάλες πιέσεις, όμως, είναι εκείνες που εμποδίζουν το λιώσιμο των υλικών.

Πράγματι, η πίεση αυξάνει επίσης με το βάθος. Πολύπλοκοι θεωρητικοί υπολογισμοί έχουν δώσει μια προσεγγιστική εκτίμηση της αύξησης της πίεσης και της πυκνότητας για τα διάφορα βάθη στο εσωτερικό της Γης. Προκύπτει έτσι τιμή πίεσης στο κέντρο του πλανήτη μας ίση με 3.9 εκατομμύρια ατμόσφαιρες. Στα 80 km περίπου, όπου τοποθετείται το όριο του φλοιού και του άνω μανδύα, η πίεση φτάνει τις 30.000 ατμόσφαιρες. Μια τέτοια πίεση ανυψώνει το σημείο τήξης των πετρωμάτων και τα διατηρεί σε στερεά κατάσταση. Ο βασάλτης, για παράδειγμα, σε κανονικές συνθήκες λιώνει στους 1.150° C, υπό πίεση όμως 30.000 ατμοσφαιρών λιώνει σε θερμοκρασία μεγαλύτερη των 1.400° C.