ΑΛΛΗΛΕΠΙ ΡΑΣΗ ΡΗΓΜΑΤΩΝ ΚΑΙ ΣΕΙΣΜΙΚΗ ΕΠΙΚΙΝ ΥΝΟΤΗΤΑ ΣΤΟΝ ΑΝΑΤΟΛΙΚΟ ΚΟΡΙΝΘΙΑΚΟ

Transcript

1

2 ΑΛΛΗΛΕΠΙ ΡΑΣΗ ΡΗΓΜΑΤΩΝ ΚΑΙ ΣΕΙΣΜΙΚΗ ΕΠΙΚΙΝ ΥΝΟΤΗΤΑ ΣΤΟΝ ΑΝΑΤΟΛΙΚΟ ΚΟΡΙΝΘΙΑΚΟ ii

3 Εξεταστική Επιτροπή Τριµελής Συµβουλευτική επιτροπή: Κουκουβέλας Ιωάννης, Αναπληρωτής Καθηγητής, Τµήµα Γεωλογίας, Πανεπιστήµιο Πατρών (επιβλέπων) Κούκης Γεώργιος, Καθηγητής, Τµήµα Γεωλογίας, Πανεπιστήµιο Πατρών Παυλίδης Σπυρίδων, Καθηγητής, Τµήµα Γεωλογίας, Αριστοτέλειο Πανεπιστήµιο Θεσσαλονίκης Υπόλοιπα µέλη επταµελούς εξεταστικής επιτροπής: Παπαδόπουλος Γεράσιµος, ιευθυντής Ερευνών, Γεωδυναµικό Ινστιτούτο, Εθνικό Αστεροσκοπείο Αθηνών Αθανασόπουλος Γεώργιος, Καθηγητής, Τµήµα Πολιτικών Μηχανικών, Πανεπιστήµιο Πατρών Τσάπανος Θεόδωρος, Καθηγητής, Τµήµα Γεωλογίας, Αριστοτέλειο Πανεπιστήµιο Θεσσαλονίκης Κοκκάλας Σωτήριος, Επίκουρος Καθηγητής, Τµήµα Γεωλογίας, Πανεπιστήµιο Πατρών Η έγκριση της παρούσας διατριβής από την εξεταστική επιτροπή και το τµήµα δεν προϋποθέτει και την αποδοχή των απόψεων του συγγραφέα (Νόµος 5343/1932 άρθρο 202) iii

4 Στην οικογένειά µου, Νικηφόρο, Φωτεινή, Νίκη και Σωτήρη iv

5 Το έργο συγχρηµατοδοτείται κατά: 80% της ηµόσιας απάνης από την Ευρωπαϊκή Ένωση Ευρωπαϊκό Κοινωνικό Ταµείο 20% της δηµόσιας δαπάνης από το Ελληνικό ηµόσιο Υπουργείο Ανάπτυξης Γενική Γραµµατεία Έρευνας και Τεχνολογίας και από τον Ιδιωτικό Τοµέα στο πλαίσιο του Μέτρου 8.3 του Ε.Π. Ανταγωνιστικότητα Γ Κοινοτικό Πλαίσιο Στήριξης v

6 ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ Η πορεία µιας ερευνητικής δραστηριότητας καθορίζεται από πολλούς παράγοντες. Ένας από τους κυριότερους είναι η βοήθεια και η υποστήριξη των ανθρώπων που συµµετέχουν σε αυτήν. Η ολοκλήρωση αυτής της διδακτορικής διατριβής µου χαρίζει µια σπάνια ευκαιρία να ευχαριστήσω όλους αυτούς που συνέβαλαν στη διαµόρφωσή της. Το αρχικό έναυσµα, το οφείλω, σε έναν άνθρωπο που δυστυχώς έφυγε νωρίς, που όµως στη σύντοµη ζωή του έθεσε τις βάσεις της τεκτονικής ανάλυσης του Ελλαδικού χώρου και ιδιαίτερα της Πελοποννήσου, τον καθηγητή κ. Θεόδωρο ούτσο. Ο άνθρωπος αυτός υπήρξε πρώτα από όλα δάσκαλος και στη συνέχεια ανεξάντλητη πηγή έµπνευσης και αγάπης για την επιστήµη της γεωλογίας. Οι επιστηµονικές βάσεις αναπτύχθηκαν µέσα από τη συνεργασία µου µε τον επιβλέποντα αναπληρωτή καθηγητή, δρ. Ιωάννη Κουκουβέλα, τον οποίο και ευχαριστώ για τη θερµή υποστήριξή του, τις συνεχείς συµβουλές και παραινέσεις και την διαρκή καθοδήγηση και παρακίνηση να διευρύνω τις γνώσεις και τις ικανότητές µου. Αισθάνοµαι ιδιαίτερα τυχερή που µου δόθηκε η ευκαιρία να τον γνωρίσω και να τον εκτιµήσω ως διδάσκοντα και συνάδελφο, αλλά πρωτίστως ως άνθρωπο. Επίσης ευχαριστώ: Τον καθηγητή, πρόεδρο του τµήµατος Γεωλογίας Πατρών και µέλος της τριµελούς εξεταστικής επιτροπής της παρούσας διατριβής δρ. Γεώργιο Κούκη χάρη στον οποίο κατανόησα το πολύπλοκο φαινόµενο των κατολισθήσεων στον Ελλαδικό χώρο. Τον καθηγητή, πρόεδρο του τµήµατος Γεωλογίας του ΑΠΘ και µέλος της τριµελούς εξεταστικής επιτροπής της παρούσας διατριβής δρ. Σπυρίδων Παυλίδη µέσω του οποίου συµµετείχα σε προγράµµατα παλαιοσεισµολογικών µελετών ενεργών ρηγµάτων σε περιοχές του Κορινθιακού και ο οποίος υπήρξε πάντα πρόθυµος να επιλύσει οποιαδήποτε απορία µου. Τον ιευθυντή Ερευνών του Γεωδυναµικού Ινστιτούτου του Εθνικού Αστεροσκοπείου Αθηνών και επιστηµονικό υπεύθυνο του ΠΕΝΕ µε τίτλο «Μελέτη της Εξάρτησης του Σεισµικού κινδύνου της Ευρύτερης περιοχής της Κορινθίας από τη Βαθειά δοµή και την Αλληλεπίδραση ρηγµάτων» δρ. Γεράσιµο Παπαδόπουλο για την προθυµία του να βοηθήσει και να µε στηρίξει σε κάθε φάση του προγράµµατος, καθώς και για το γραφειοκρατικό σκέλος του προγράµµατος που επωµίστηκε. Τον επίκουρο καθηγητή δρ. Σωτήριο Κοκκάλα για τη βοήθειά του και τις πολύτιµες παρατηρήσεις του σε όλη τη διάρκεια της διδακτορικής διατριβής, αλλά και την αρωγή του στην ανάλυση της παλαιοσεισµολογικής εκσκαφής. Τα υπόλοιπα µέλη της επταµελούς συµβουλευτικής επιτροπής, τον καθηγητή του τµήµατος Πολιτικών Μηχανικών του Πανεπιστηµίου Πατρών δρ. Γεώργιο Αθανασόπουλο και τον καθηγητή του τµήµατος Γεωλογίας του ΑΠΘ δρ. Θεόδωρο Τσάπανο για το χρόνο που διέθεσαν στη vi

7 µελέτη, διόρθωση και εξέταση της παρούσας διατριβής. Η διδακτορική διατριβή παρουσιάστηκε ενώπιον της επταµελούς εξεταστικής επιτροπής στις και κρίθηκε µε τον βαθµό «Άριστα». Η παρούσα µελέτη δεν θα ήταν δυνατό να πραγµατοποιηθεί χωρίς την οικονοµική υποστήριξη που µου προσέφερε το Γεωδυναµικό Ινστιτούτο του Εθνικού Αστεροσκοπείου Αθηνών σε συνεργασία µε τη ΓΓΕΤ και την Αναπτυξιακή και Κατασκευαστική ηµοτική Επιχείρηση του ήµου Κορινθίων. Επίσης, θα ήθελα να ευχαριστήσω προσωπικά την κα. Παρηγόρη, τη κα. Μαραγκουδάκη και τη κα Φοκάευς που έκαναν κάθε δυνατή προσπάθεια για την επίλυση προβληµάτων χρηµατοδότησης. Στην επιτυχή ολοκλήρωση της παρούσας µελέτης συνέβαλαν επίσης οι ακόλουθοι συνάδελφοι τους οποίους και ευχαριστώ θερµά: Τον αναπληρωτή καθηγητή του τµήµατος Γεωλογίας του Πανεπιστηµίου Πατρών δρ. Νικόλαο Σαµπατακάκη για τη προσπάθειά του να µε βοηθήσει µε την παροχή βιβλιογραφικών δεδοµένων. Τον λέκτορα του τµήµατος Γεωλογίας του Πανεπιστηµίου Πατρών δρ. Ευθύµιο Σώκο για την παροχή του προγράµµατος SeisRisk καθώς και για τις υποδείξεις στη χρήση του. Τον λέκτορα του τµήµατος Γεωλογίας του Πανεπιστηµίου Πατρών δρ. Παρασκευά Ξυπολιά για τη συµπαράσταση και τη βοήθειά του κυρίως σε θέµατα ορολογίας. Τον καθηγητή µέσης εκπαίδευσης κ. Μάριο Ασηµακόπουλο για την προσφορά χαρτών της περιοχής µελέτης, αλλά και υλικού για την ιστορική σεισµικότητα της Κορινθίας. Τους υποψήφιους διδάκτορες και φίλους Βασίλη Χατζάρα, ηµήτρη Σπανό, Σπύρο Κουλούρη, Άγγελο Μαραβέλη, Παναγιώτη Κωνσταντόπουλο, Γιώργο Παντόπουλο και Μαργαρίτα Ιατρού για την υποστήριξή τους. Τον απόφοιτο του τµήµατος Μηχανικών H/Y και Πληροφορικής κ. Παύλο Λάττα για την επέµβασή του στο παραγόµενο αρχείο.dat του SeisRisk και για την παροχή προγραµµάτων λογισµικού και αναβαθµίσεων σε όλη τη διάρκεια της διατριβής. Ξεχωριστά θα ήθελα να εκφράσω την ευγνωµοσύνη µου στο σύντροφό µου και συνοδοιπόρο σε αυτή τη διαδροµή υποψήφιο διδάκτορα του τµήµατος Γεωλογίας κ Σωτήρη Βέρροιο για την ανοχή του, την ηθική συµπαράστασή του, αλλά και για τις ατέλειωτες συζητήσεις και την εξεύρεση λύσεων σε προβλήµατα που ανέκυπταν σε όλη της διάρκεια της παρούσας διατριβής. Ιδιαίτερα τον ευχαριστώ για τη συνδροµή του στις εργασίες υπαίθρου, αλλά και για τη συνεχή ενθάρρυνσή του σε στιγµές αδυναµίας. Τέλος, αφιερώνω την παρούσα διατριβή στην οικογένειά µου που για µια δεκαετία υποστηρίζει οικονοµικά και ηθικά την απόφασή µου να συνεχίσω τις σπουδές µου µακριά από αυτούς και για τις θυσίες, που αδιαµαρτύρητα αναγκάστηκαν να κάνουν, για να φτάσω ως την ολοκλήρωση της παρούσας εργασίας. Πάτρα, Ιούνιος 2009 vii

8 Περιεχόµενα Κεφάλαιο 1: ΤΑΦΡΟΣ ΤΗΣ ΚΟΡΙΝΘΟΥ 1.1 Εισαγωγή Γεωδυναµικό καθεστώς της τάφρου της Κορίνθου Τεκτονική δοµή Στρωµατογραφική διάρθρωση της τάφρου της Κορίνθου Παλαιογεωγραφική εξέλιξη Σεισµικότητα 21 Κεφάλαιο 2: ΑΝΑΤΟΛΙΚΟ ΤΜΗΜΑ ΤΗΣ ΤΑΦΡΟΥ ΤΗΣ ΚΟΡΙΝΘΟΥ 2.1 Περιοχή µελέτης Η διώρυγα του Ισθµού της Κορίνθου Σεισµικό δυναµικό της περιοχής µελέτης 36 Κεφάλαιο 3: ΜΟΡΦΟΚΛΑΣΜΑΤΙΚΕΣ ΚΑΤΑΝΟΜΕΣ 3.1. Θεωρία µορφοκλασµατικών κατανοµών Συλλογή δεδοµένων Ρήγµατα στο υποθαλάσσιο τµήµα της τάφρου Ρήγµατα στο χερσαίο τµήµα της τάφρου Σύγκριση µεταξύ των ρηγµάτων στο χερσαίο και θαλάσσιο τµήµα της 57 τάφρου ιαχωρισµός των ρηγµάτων σε χερσαία και θαλάσσια τµήµατα Ανάλυση των χερσαίων και θαλάσσιων ρηγµάτων της τάφρου Μήκος ρηγµάτων της τάφρου Μέγιστο ύψος µετώπου ρηξιγενούς πρανούς στο χερσαίο και θαλάσσιο τµήµα της 65 τάφρου 3.4. Σχέση ύψους του µετώπου του ρηξιγενούς πρανούς µε το µήκος των ρηγµάτων Σχέση µέγιστου ύψους ρηξιγενούς πρανούς και ύψους ρηγµάτων στην τάφρο της 68 Κορίνθου 3.5 Συσχέτιση των µορφοκλασµατικών ιδιοτήτων των ρηγµάτων µε γεωφυσικές και 69 γεωλογικές παρατηρήσεις στην τάφρο της Κορίνθου Κεφάλαιο 4: ΓΕΩΜΟΡΦΟΛΟΓΙΚΗ ΜΕΛΕΤΗ ΤΟΥ ΡΗΓΜΑΤΟΣ ΤΩΝ ΚΕΓΧΡΕΩΝ 4.1. Εισαγωγή Ανάπτυξη ποτάµιων συστηµάτων Ευθυγράµµιση του πρόποδα (S mf index: Mountain Front Sinuosity) Κατά βάθος και κατά πλάτος διάβρωση χειµάρρων (V f index:valley Floor Width to 76 Valley Height Ratio) 4.5. Ενεργός τεκτονική του ρήγµατος των Κεγχρεών είκτης ευθυγράµµισης του πρόποδα του ρήγµατος των Κεγχρεών Εφαρµογή του δείκτη V f στον πρόποδα του ρήγµατος των Κεγχρεών Ενεργός τεκτονική µε βάση την εφαρµογή δεικτών στον πρόποδα του ρήγµατος των 101 Κεγχρεών Σελίδα viii

9 Κεφάλαιο 5: ΠΑΛΑΙΟΣΕΙΣΜΟΛΟΓΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΤΟΥ ΡΗΓΜΑΤΟΣ ΤΩΝ ΚΕΓΧΡΕΩΝ 5.1. Παλαιοσεισµολογικές έννοιες - ορισµοί Ταξινόµηση παλαιοσεισµολογικών δοµών Μέθοδοι χρονολόγησης παλαιοσεισµολογικών ενδείξεων Τρόποι εκτίµησης παλαιοσεισµολογικών µεγεθών Τεχνικές παλαιοσεισµολογικής έρευνας Επιλογή θέσης παλαιοσεισµολογικής εκσκαφής Παλαιοσεισµολογική εκσκαφή Χρονολόγηση των γεγονότων της εκσκαφής 128 Κεφάλαιο 6: ΦΑΙΝΟΜΕΝΑ ΚΑΤΟΛΙΣΘΗΣΕΩΝ ΜΕΤΑ ΑΠΟ ΣΕΙΣΜΟ ΣΤΟ ΑΝΑΤΟΛΙΚΟ ΤΜΗΜΑ ΤΗΣ ΤΑΦΡΟΥ ΤΗΣ ΚΟΡΙΝΘΟΥ 6.1. Έννοια των κατολισθήσεων Εµφάνιση κατολισθητικών φαινοµένων µετά από σεισµό Χαρακτηριστικά κατολισθητικών φαινοµένων µετά από σεισµικά γεγονότα Συνθήκες εµφάνισης κατολισθητικών φαινοµένων Τύποι κατολισθήσεων που εκδηλώνονται µετά από σεισµούς Ένταση Arias Σχέσεις εξασθένησης για την ένταση Arias Εφαρµογή σχέσεων εξασθένησης της έντασης Arias στην περιοχή του 158 Κορινθιακού Ρήγµατα ανατολικού Κορινθιακού και ένταση Arias Σύνθεση ερµηνεία αποτελεσµάτων 200 Κεφάλαιο 7: ΣΕΙΣΜΙΚΗ ΕΠΙΚΙΝ ΥΝΟΤΗΤΑ ΣΤΟ ΑΝΑΤΟΛΙΚΟ ΤΜΗΜΑ ΤΗΣ ΤΑΦΡΟΥ ΤΗΣ ΚΟΡΙΝΘΟΥ 7.1. Σεισµική επικινδυνότητα έννοιες - ορισµοί Μέθοδοι εκτίµησης σεισµικής επικινδυνότητας Εφαρµογή του SeisRisk Σεισµική επικινδυνότητα από τα ρήγµατα του ανατολικού Κορινθιακού Συζήτηση σύνθεση των αποτελεσµάτων 242 Κεφάλαιο 8: ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ 248 Abstract 251 Βιβλιογραφία 253 ix

10 ΟΡΓΑΝΩΣΗ ΤΗΣ ΙΑΤΡΙΒΗΣ Η περιοχή της τάφρου της Κορίνθου, κυρίως η νότια πλευρά της αποτελεί µια ταχύτατα αναπτυσσόµενη περιοχή φιλοξενώντας σηµαντικότατες υποδοµές που διευκολύνουν τόσο τον σύγχρονο κάτοικό της όσο και τους κατοίκους γειτονικών περιοχών. Η ανάπτυξη αυτής της περιοχής είναι επαπειλούµενη από την εξίσου σηµαντική σεισµική δραστηριότητα που εµφανίζει και είχε ως αποτέλεσµα σε προηγούµενους ιστορικούς χρόνους, εκτεταµένες καταρρεύσεις κτηρίων, θανάτους ή και την πλήρη καταστροφή πόλεων. Ένας τέτοιος σεισµός είναι ο σεισµός του 1858 ο οποίος αποτέλεσε την αφορµή για την εκ νέου θεµελίωση της πόλης της Κορίνθου στη σηµερινή της θέση. Αυτό το σεισµικό γεγονός, καθώς και µετέπειτα ισχυρά γεγονότα όπως η σεισµική ακολουθία του 1981 στις Αλκυονίδες, αλλά και ο ισχυρός σεισµός του Αιγίου το 1995 αποτέλεσαν το έναυσµα για την επικέντρωση της πολιτείας στο πρόβληµα της υψηλής σεισµικότητας και στα δύο τµήµατα της τάφρου της Κορίνθου. Σήµερα, νέες επιστηµονικές µέθοδοι οι οποίες ήδη υλοποιούνται στην περιοχή, επικεντρώνονται στα εντυπωσιακά ρηξιγενή πρανή που διατρέχουν την περιοχή αποκαλύπτοντας πληροφορίες για τη δράση τους. Το τεκτονικό καθεστώς της περιοχής καθώς και τα ιζηµατολογικά και παλαιογεωγραφικά χαρακτηριστικά της ευρύτερης περιοχής αναπτύσσονται στο πρώτο κεφάλαιο της παρούσας διατριβής. Το δεύτερο κεφάλαιο αναφέρεται στην περιοχή µελέτης η οποία καταλαµβάνει το νοτιοανατολικό τµήµα της τάφρου της Κορίνθου από την πόλη του Κιάτου ως τον οικισµό του Καπαρελλίου. Σε αυτό το κεφάλαιο περιγράφονται λεπτοµερώς τρία από τα µεγαλύτερα σεισµικά επεισόδια που έχουν διαταράξει την οικονοµική και κοινωνική ζωή της περιοχής. Στο τρίτο κεφάλαιο επανεκτιµώνται τα γεωµετρικά χαρακτηριστικά δύο πληθυσµών ρηγµάτων στη θάλασσα και στη χέρσο και συγκρίνονται οι µορφοκλασµατικές κατανοµές τους. Συνολικά συγκεντρώθηκαν 136 ενεργά ρήγµατα για τα οποία καθορίστηκε ο κύριος µηχανισµός ανάπτυξής τους. Από τα 136 αυτά ρήγµατα προσδιορίστηκαν δεκατέσσερα ρήγµατα τα οποία αποτελούν σαφώς εκφρασµένες σεισµικές πηγές µε µικρό σφάλµα στον προσδιορισµό του µήκους τους τα οποία κυριαρχούν σε περιοχές του ανατολικού τµήµατος της τάφρου της Κορίνθου, και επιδεικνύουν ισχυρά σεισµικά γεγονότα. Από την οµάδα αυτών των ρηγµάτων ξεχωρίζει το ρήγµα των Κεγχρεών το οποίο εντοπίζεται πολύ κοντά στην πόλη της Κορίνθου και σε περιοχές µε συνεχόµενη οικιστική και τουριστική εξέλιξη. Σε αυτό το ρήγµα στο τέταρτο κεφάλαιο της παρούσας διατριβής πραγµατοποιήθηκε γεωµορφολογική ανάλυση µέσω του προσδιορισµού δύο γεωµορφολογικών δεικτών, του δείκτη ευθυγράµµισης του πρόποδα και του δείκτη κατά πλάτους και κατά βάθους διάβρωσης χειµάρρων. Συνεκτιµώντας τα αποτελέσµατα της γεωµορφολογικής ανάλυσης και της υπαίθριας παρατήρησης στο πέµπτο κεφάλαιο αναπτύσσεται η µεθοδολογία εντοπισµού κατάλληλης θέσης για παλαιοσεισµολογική εκσκαφή. Η εκσκαφή αυτή έλαβε χώρα στο κεντρικό τµήµα του ρήγµατος των Κεγχρεών και αποκάλυψε δύο σεισµικά γεγονότα τα οποία δεν παρουσιάζουν ιστορική καταγραφή. Ακολούθως στο κεφάλαιο 6 αναπτύσσεται η υπάρχουσα βιβλιογραφία όσον x

11 αφορά τα κατολισθητικά φαινόµενα τα οποία προκαλούνται µετά από την εκδήλωση σεισµικών γεγονότων καθώς και της έντασης Arias που αποτελεί ένα µέτρο ποιοτικής και ποσοτικής περιγραφής τους. Επιπλέον πραγµατοποιείται µια εκτενής συζήτηση γύρω από τις εµπειρικές σχέσεις που εφαρµόζονται κατά καιρούς για τον προσδιορισµό της έντασης Arias, ενώ εφαρµόζεται η µέθοδο των δενδροδιαγραµµάτων στην οµάδα των δεκατεσσάρων ρηγµάτων που ξεχώρισε από το τρίτο κεφάλαιο ώστε να εντοπιστούν οι κατάλληλες σχέσεις που ανταποκρίνονται πιο πολύ στα χαρακτηριστικά της τεκτονικής δραστηριότητας στο ανατολικό τµήµα της τάφρου. Στο έβδοµο κεφάλαιο χρησιµοποιώντας την αξιολόγηση των σχέσεων που συζητήθηκαν στο έκτο κεφάλαιο αναδεικνύονται οι έννοιες της σεισµικής επικινδυνότητας, του σεισµικού κινδύνου και της πιθανολογικής και αιτιοκρατικής εκτίµησης της σεισµικής επικινδυνότητας. Στη συνέχεια επιχειρείται ο καθορισµός και ο εντοπισµός περιοχών επιδεκτικών σε ολισθήσεις προκαλούµενες µετά από σεισµό συνεκτιµώντας τα όρια της έντασης Arias, την τοπογραφία και τη λιθολογία που επικρατεί στην περιοχή µελέτης. Τέλος, στο όγδοο κεφάλαιο πραγµατοποιείται µια σύντοµη σύνοψη και αποτίµηση των κυριότερων συµπερασµάτων της παρούσας διατριβής. Ακολουθεί η βιβλιογραφική καταγραφή και µια σύντοµη περίληψη στην αγγλική γλώσσα. xi

12 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο 1. ΤΑΦΡΟΣ ΤΗΣ ΚΟΡΙΝΘΟΥ 1.1 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Η περιοχή του Αιγαίου και ιδιαίτερα της τάφρου της Κορίνθου, είναι περιοχές που υπόκεινται σε συστηµατική διαστολή από το ανώτερο Μειόκαινο (McΚenzie 1978, Angelier 1979, Jackson and McKenzie 1988, Papazachos and Kiratzi 1992). Αυτή η διαστολή πραγµατοποιείται διαµέσου µιας σειράς µεγάλης κλίµακας κανονικών ρηγµάτων (Jackson et al. 1982, Doutsos and Poulimenos 1992, Doutsos and Kokkalas 2001). Επιπλέον θεωρείται ότι σχετίζεται µε δύο κύριες µεγαδοµές, που επηρεάζουν τον Ελληνικό χώρο, όπως το ρήγµα της Βόρειας Ανατολίας και την Ελληνική ζώνη καταβύθισης. Η ιστορική και ενόργανη σεισµικότητα στο χώρο του Αιγαίου θεωρείται συγκεντρωµένη σε ορισµένες περιοχές, όπως η τάφρος του βορείου Αιγαίου (Pavlides et al. 1990, Koukouvelas and Aydin 2002, Koukouvelas et al. 2005), η τάφρος Πάτρας - Κορίνθου (Koukouvelas et al. 1996; Jackson 1999) και κατά µήκος του σύγχρονου Ελληνικού τόξου και ιδιαίτερα στην περιοχή της υτικής Ελλάδας (Clément et al. 2000; Papadimitriou et al. 2006). Παρά το γεγονός ότι το γεωτεκτονικό πλαίσιο της σεισµικότητας είναι καλά µελετηµένο, ο συνδυασµός της σεισµικότητας µε την κίνηση των λιθοσφαιρικών µικρο πλακών είναι ελάχιστα γνωστός εξαιτίας της πολυπλοκότητας της αλληλεπίδρασης των µικρο πλακών µεταξύ τους (Jackson and McΚenzie 1988, Billiris et al. 1991, Jackson 1994, Papazachos et al. 1999, Kahle et al. 2000, Daniel et al. 2004, Nyst and Thatcher 2004). Αντικείµενο της παρούσας διατριβής αποτελεί η µελέτη και η κατανόηση της δραστηριότητας των ρηγµάτων (ή ρηξιγενών ζωνών) του ανατολικού τµήµατος της τάφρου της Κορίνθου τα οποία ελέγχουν σηµαντικές γεωλογικές διεργασίες όπως τη σεισµοτεκτονική, ιζηµατολογική και παλαιογεωγραφική εξέλιξη της τάφρου της Κορίνθου. Οι ρηξιγενείς ζώνες και εξ ορισµού σεισµικές πηγές, έχουν επιπτώσεις στην τρωτότητα και τη σεισµική επικινδυνότητα πυκνοκατοικηµένων περιοχών, τόσο στην παράκτια περιοχή του Ανατολικού Κορινθιακού, όσο και στην ευρύτερη περιοχή δηλαδή στη δυτική Αττική εξαιτίας της εγγύτητας της τελευταίας µε τις δοµές του γεωγραφικού χώρου του Ανατολικού Κορινθιακού. Συγκεκριµένα, οι στόχοι της διατριβής περιλαµβάνουν: Επαναπροσδιορισµό του µήκους των ενεργών ρηγµάτων στο χερσαίο και στο θαλάσσιο χώρο του Ανατολικού Κορινθιακού µε έµφαση στο σφάλµα που προκύπτει κατά τη χαρτογράφηση και αποτύπωση αυτών µε τηλεσκοπικές ή χαρτογραφικές εφαρµογές. 1

13 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο Ανάλυση των επιµέρους γεωµετρικών χαρακτηριστικών των ρηγµάτων όπως µήκος, µετατόπιση και εύρεση χαρακτηριστικών τιµών ορίων για αυτά τα µεγέθη. Με τον όρο χαρακτηριστικές τιµές όρια θεωρούνται οι ανώτερες τιµές που λαµβάνει το µήκος των ρηγµάτων ή η µετατόπιση σε αυτά πέρα από τις οποίες είτε ο µηχανισµός ανάπτυξης ενός ρήγµατος µεταβάλλεται ή αλλάζει η σεισµοτεκτονική τους εξέλιξη. Μελέτη καταστροφών που προκλήθηκαν κατά το παρελθόν σχετιζόµενες µε τη σεισµικότητα ιστορική ή ενόργανα καταγεγραµµένη της περιοχής καθώς και εφαρµογή µεθοδολογίας κατάλληλης για την ανίχνευση τέτοιων καταστροφών. Αυτή η διερεύνηση θα βοηθήσει στον προσδιορισµό της πιθανότητας εκδήλωσης καταστροφικών φαινοµένων που απειλούν την περιοχή στην περίπτωση µελλοντικών σεισµών. Προσδιορισµός ρυθµών ολίσθησης ενεργών ρηγµάτων, συνσεισµικών µετατοπίσεων και χρόνων επανάληψης ισχυρών σεισµών. Ο προσδιορισµός αυτός πραγµατοποιείται µε παλαιοσεισµική εκσκαφή συγκεκριµένων ρηγµάτων και τη χρονολόγηση της παρακείµενης στο ρήγµα τεκτονοστρωµατογραφίας. Υπολογισµός της πιθανότητας να γίνει υπέρβαση µιας συγκεκριµένης τιµής της εδαφικής κίνησης καθώς και καταγραφή των αναµενόµενων επιπτώσεων πιθανής υπέρβασης της τιµής αυτής στις υποδοµές του Ανατολικού Κορινθιακού καθώς και προσδιορισµός των πιο ευάλωτων σε σεισµικό κίνδυνο περιοχών. Η ένταση Arias αποτελεί έναν τρόπο µέτρησης της εδαφικής κίνησης. Αναπαριστά και ποσοτικοποιεί τη πιθανότητα να προκληθούν κατολισθήσεις ή ρευστοποιήσεις σε µια περιοχή. 2

14 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο Eικ. 1.1α Χάρτης σεισµικών επικέντρων στον ελληνικό χώρο κατά τη χρονική περίοδο µε µέγεθος Μ>4.5. β. Επιλύσεις εστιακών µηχανισµών των κυριότερων σεισµικών γεγονότων που έλαβαν χώρα στον ελληνικό χώρο κατά το χρονικό διάστηµα (πηγή Πανεπιστήµιο Αθηνών και για τις δύο εικόνες) 3

15 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο 1.2 ΓΕΩ ΥΝΑΜΙΚΟ ΚΑΘΕΣΤΩΣ ΤΗΣ ΤΑΦΡΟΥ ΤΗΣ ΚΟΡΙΝΘΟΥ Η ευρύτερη περιοχή του Αιγιακού χώρου αποτελεί έναν χώρο ενεργού διαστολής (McKenzie 1978, Le Pichon and Angelier 1979, 1981, Jackson and McKenzie 1988, Jolivet et al. 1994). Η διαστολή αυτή λαµβάνει χώρα κυρίως από το Ανώτερο Μειόκαινο και σήµερα υπολογίζεται σε 30 mm/yr σε σχέση µε την κίνηση της Ευρασιατικής πλάκας (εικ. 1.2, Reilinger et al. 1997, Kahle et al. 2000, McClusky et al. 2000). Επιµέρους διεργασίες βάθους όπως η προς νότο οπισθοχώρηση της καταδυόµενης Αφρικανικής πλάκας καθώς και η προς τα δυτικά εξώθηση της πλάκας της Ανατολίας κατά µήκος του ρήγµατος οριζόντιας µετατόπισης της Βόρειας Ανατολίας (εικ. 1.2, Dewey and Sëngor 1979, Le Pichon et al. 1995, Armijo et al. 1996, McClusky et al. 2000, Doutsos and Kokkalas 2001, Koukouvelas and Aydin 2002) φαίνεται να επηρεάζει σηµαντικά τη δηµιουργία της τάφρου της Κορίνθου (εικ. 1.3). Μάλιστα θεωρείται ως µία από τις τάφρους που συνδέει το ρήγµα της Βόρειας Ανατολίας µε την Ελληνική Ζώνη Καταβύθισης (Doutsos and Kokkalas 2001) και αποτελεί µια δοµή διαστολής στα άκρα του επεκτεινόµενου ρήγµατος οριζόντιας ολίσθησης της Βόρειας Ανατολίας. Οι Le Pourhiet et al. (2003) πρότειναν ότι η θέση της τάφρου της Κορίνθου, όπως απεικονίστηκε από σεισµικές τοµογραφίες όπως αυτές των Tiberi et al. (2000), βρίσκεται σχεδόν επάνω από το σηµείο όπου η Αφρικανική πλάκα ξεκινά την απότοµη βύθισή της. Αυτή η αλλαγή στη γωνία κλίσης της καταδυόµενης Αφρικανικής πλάκας επηρεάζει σηµαντικά τόσο το τοπικό πεδίο τάσης όσο και την εξέλιξη της γεωµετρίας των ρηγµάτων. Στα πλαίσια της γενικότερης διαστολής που αρχίζει από το ανώτερο Μειόκαινο κατώτερο Πλειόκαινο (Doutsos et al. 1988, Doutsos and Piper 1990, Billiris et al. 1991, Roberts 1996, Doutsos and Kokkalas 2001) σχηµατίζονται η τάφρος της Πάτρας, της Κορίνθου και του Ρίου Αντιρρίου (εικ. 1.3). Η τάφρος Πάτρας Κορίνθου συγκαταλέγεται ανάµεσα στις τρεις πιο ενδιαφέρουσες, από γεωλογική άποψη, περιοχές σε παγκόσµια κλίµακα. Πρόκειται για µια Β διευθυνόµενη περιοχή βύθισης µήκους 130Km και εύρους έως 30Km η οποία αναπτύσσεται εγκάρσια προς τις αλπικές ενότητες (ισοπικές ζώνες) της Στερεάς Ελλάδας και της Πελοποννήσου. 4

16 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο Εικ. 1.2α Χάρτης στον οποίο φαίνονται οι κύριες γεωτεκτονικές δοµές που επικρατούν στον Ελλαδικό χώρο (ανάγλυφο από β. Χάρτης στον οποίο φαίνονται τα κυριότερα γεωτεκτονικά στοιχεία τα οποία αλληλεπιδρούν στο σχηµατισµό της τάφρου της Κορίνθου (τροποποιηµένο από Doutsos and Kokkalas 2001). 5

17 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο Εικ. 1.3 Απλοποιηµένος γεωλογικός χάρτης της τάφρου Πάτρας Κορίνθου, στον οποίο φαίνονται οι τρεις υπολεκάνες στις οποίες µπορεί να διαχωριστεί. Η τάφρος της Πάτρας αποτελεί το δυτικότερο τµήµα της ευρύτερης τάφρου Πάτρας Κορίνθου µε µήκος 30 km και πλάτος 20 km (εικ. 1.3). Χαρακτηρίζεται από χαµηλούς ρυθµούς βύθισης σε σύγκριση µε τις υπόλοιπες τάφρους (Piper et al. 1990) και ελέγχεται από ένα ροµβοειδές σύστηµα ρηγµάτων ΑΒΑ διεύθυνσης και Β διεύθυνσης (Zelilidis et al. 1988). Η υπολεκάνη του Ρίου µε διεύθυνση ΒΑ Ν φτάνει σε µήκος τα 15 km και πλάτος τα 3 km (εικ. 1.4, Doutsos et al. 1988, Kontopoulos and Zelilidis 1992). ιαµορφώνεται στο ανώτερο Πλειόκαινο κατώτερο Πλειστόκαινο εξαιτίας της δράσης ΒΑ διευθυνόµενων ρηγµάτων και ταυτόχρονα πληρώνεται µε θαλάσσιες - λιµνοθαλάσσιες και χερσαίες αποθέσεις. Κατά τη διάρκεια του Πλειστοκαίνου ολόκληρη η υπολεκάνη εξαιτίας των µεταβολών στο προϋπάρχων καθεστώς τάσεων λειτουργεί ως ζώνη µετασχηµατισµού ανάµεσα στις τάφρους της Πάτρας και της Κορίνθου (Doutsos et al., 1988). Με αυτό τον τρόπο διαχωρίζεται η ζώνη εντονότερης παραµόρφωσης στα ανατολικά (τάφρος της Κορίνθου) από τη ζώνη ηπιότερης παραµόρφωσης (τάφρος της Πάτρας) στα δυτικά. Η τάφρος της Κορίνθου συνιστά µια επιµήκη τάφρο µε διεύθυνση Β ΑΝΑ (εικ. 1.4), µήκους 130 km και πλάτους από 5 km έως 30 km. Περιορίζεται από τον κόλπο των Αλκυονίδων στα ανατολικά και από τον πορθµό Ρίου Αντιρρίου στα δυτικά, ενώ ως βόρεια σύνορά της ορίζονται τα όρη του Λιδορικίου και του Παρνασσού στην Στερεά Ελλάδα και στα νότια ο Ωλενός και η Κυλλήνη (εικ. 1.4). Η συνολική έκτασή της υπολογίζεται στα 4100 km 2 από τα οποία 2400 km 2 καταλαµβάνονται από τον Κορινθιακό κόλπο ο οποίος φτάνει σε µέγιστο βάθος 896 m έναντι του Πατραϊκού κόλπου µε µέγιστο βάθος 135 m (εικ. 1. 4). Η θαλάσσια πλαγιά εµφανίζεται πιο απότοµη στο κεντρικό τµήµα του κόλπου, µεταξύ Ξυλόκαστρου και Κορίνθου, ενώ µειώνεται προς τα δυτικά (McNeill et al. 2005, Charalambakis et al. 2005). Τα βυθοµετρικά δεδοµένα αποκαλύπτουν ως βαθύτερο σηµείο του κόλπου τα 896 m κάτω από το επίπεδο της 6

18 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο θάλασσας το οποίο εντοπίζεται µεταξύ του κεντρικού και ανατολικού τµήµατός του. Το βόρειο τµήµα του κόλπου περιλαµβάνει τις ακτές της Φωκίδας και της νοτιοδυτικής Βοιωτίας. Το νότιο τµήµα από την άλλη πλευρά περιλαµβάνει τις παράκτιες περιοχές της βόρειας Πελοποννήσου, που έχουν υποστεί ανύψωση µέχρι και 2000 m από το σηµερινό επίπεδο της θάλασσας (Doutsos and Piper 1990). Εικ.1.4 Ψηφιακό µοντέλο εδάφους της Βόρειας Πελοποννήσου, στο οποίο έχει συµπεριληφθεί η βυθοµετρία του Κορινθιακού κόλπου. Η τάφρος της Κορίνθου χαρακτηρίζεται ως µια µεγάλη κλίµακας λεκάνη διαστολής, διαγώνιου εφελκυσµού (Doutsos and Kokkalas 2001) συγκρίσιµη µε άλλες ενεργές τεκτονικές τάφρους στον κόσµο όπως οι περιοχές Μαλάουι (Contreras et al. 2000) και Τανγκανίκα (Cohen et al. 1997, Bellahsen and Daniel 2005), ο κόλπος του Σουέζ (Gupta et al. 1999, Sharp et al. 2000, Bellahsen and Daniel 2005) και η τάφρος της Βαϊκάλης (Mats et al. 2000, Colman et al., 2003). Τις δύο τελευταίες δεκαετίες η τάφρος της Κορίνθου αποτέλεσε αντικείµενο συστηµατικής µελέτης καθώς αναδείχθηκε σε πρότυπο εργαστήριο µελέτης των ηπειρωτικών ρηξιγενών ζωνών σε θέµατα όπως η γεωµετρία κανονικών ρηγµάτων (επίπεδα λιστρικά), (Vita Finzi and Κing 1985, King et al. 1985, Doutsos and Piper 1990, Hatzfeld et al. 2000, Morewood and Roberts 2001) σύνδεση ρηγµάτων και τµηµατοποίησή τους (Roberts and Koukouvelas 1996, Koukouvelas and Doutsos 1996, Koukouvelas et al. 1999). Η ενεργός τεκτονική των κανονικών ρηγµάτων που τη διατρέχουν (Ori 1989, Poulimenos et al Ambraseys and Jackson

19 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο Poulimenos and Doutsos 1996, Koukouvelas et al. 2001, Morewood and Roberts 2002, Moretti et al. 2003, Pavlides et al. 2004, Westaway 2002, Goldsworthy et al. 2002, Stefatos et al. 2002, Leeder et al. 2003, 2005, Verrios et al. 2004, McNeill et al. 2005) και η σεισµική επικινδυνότητα των ρηγµάτων (Jackson et al. 1982, King et al. 1985, Koukouvelas and Doutsos 1996; Clarke et al. 1997, Chatzipetros et al. 2005, Kokkalas and Koukouvelas 2005, Caputo et al. 2008, Valkaniotis et al. 2008) αποτελούν επίσης ένα σηµαντικό πόλο µεθοδικής µελέτης. Σύγχρονες γεωδαιτικές µετρήσεις (Clarke et al. 1997, Briole et al. 2000, Avallone et al. 2004), η ιστορική και η ενόργανα καταγεγραµµένη σεισµικότητα (Ambraseys and Jackson 1990, 1997, Abercrombie et al. 1995, Papazachos and Papazachou 1997, Collier et al. 1998, Papadopoulos 2000) καθώς και τα αποτελέσµατα χερσαίων νεοτεκτονικών ερευνών (Vita Finzi and King 1985, Doutsos et al. 1988, Roberts and Jackson 1991, Doutsos and Poulimenos 1992, Roberts and Koukouvelas 1996, Doutsos and Kokkalas 2001, Koukouvelas et al. 2004) κατατάσσουν τον Κορινθιακό κόλπο στις πιο γρήγορα διανοιγόµενες τάφρους στον κόσµο µε µέσο ρυθµό διάνοιξης ~1.5 cm/yr και διεύθυνση διαστολής περίπου Β Ν (Papazachos 1976, McKenzie 1978, Jackson 1987, Taymaz et al. 1991, Hatzfeld et al. 1996, Bernard et al. 1997, Baker et al. 1997, Hatzfeld et al. 2000, Avallone et al. 2004). Οι υψηλότεροι ρυθµοί διαστολής εντοπίζονται στο δυτικό άκρο της τάφρου και υπολογίζονται σε 1.5±0.2 cm/yr (Clarke et al., 1997; Avallone et al., 2004). Στα ανατολικά o ρυθµός διαστολής µειώνεται σε 1.0±0.4 cm/yr (Briole et al., 2000). Τέλος, σεισµικά προφίλ που πραγµατοποιήθηκαν στην τάφρο έδειξαν ότι το πάχος του ηπειρωτικού φλοιού πάνω στον οποίο αναπτύσσεται η τάφρος διαφοροποιείται από δυτικά προς ανατολικά από 40 km σε 25 km αντίστοιχα (Tiberi et al. 2000, 2001, Clément et al. 2004, Sachpazi et al. 2003, 2007, Zelt et al. 2005). Η ενεργή διαστολή της τάφρου της Κορίνθου αντικατοπτρίζεται και στη σχέση µεταξύ του πάχους των ιζηµάτων σε αυτή και του βάθους του κόλπου. Υποθαλάσσια σεισµικά δεδοµένα (Clément, 2000) δείχνουν ότι το µέγιστο πάχος ιζηµάτων (~2400 m) συναντάται κάτω από το µεγαλύτερο βάθος νερού (~800 m), ενώ µικρότερου πάχους αποθέσεις (<1000 m) απαντώνται σε µικρότερα βάθη νερού (~60 m) στο δυτικό τµήµα του Κορινθιακού (εικ. 1.5). 8

20 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο Εικ. 1.5 ιαφορετικά πάχη ιζηµατογένεσης σε διαφορετικά βάθη νερού στο δυτικό (επάνω εικόνα) και κεντρικό (κάτω εικόνα) τµήµα του Κορινθιακού κόλπου αντίστοιχα (εικόνες τροποποιηµένες από McNeill et al και Stefatos 2005). 1.3 ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΟΜΗ Η απόθεση των Πλειοκαινικών ιζηµάτων της τάφρου της Κορίνθου ελέγχεται και τροποποιείται από δύο διακριτά συστήµατα ρηγµάτων (Doutsos et al. 1988, Poulimenos et al. 1989, Πουληµένος 1991): α) ένα κύριο σύστηµα Β κανονικών ρηγµάτων, συνοδευόµενο από ΒΒΑ διεύθυνσης ρήγµατα µεταβίβασης. ύο σενάρια µπορούν να εξηγήσουν την προέλευση των ρηγµάτων µεταβίβασης: Θεωρούνται ως ζώνες αλληλεπίδρασης, µεταξύ των Β κανονικών ρηγµάτων. Εποµένως, η ανάπτυξη µιας τέτοιας δοµής περιορίζεται από την απόσταση των ρηγµάτων µεταξύ τους. Αυτό το είδος δοµών έχει παρατηρηθεί πολλές φορές σε γεωτεκτονικά περιβάλλοντα διαστολής (Peacock 2002). Εναλλακτικά, τα ρήγµατα µεταβίβασης όταν το µήκος τους φτάνει τα δεκάδες km και κόβει εγκάρσια τα µεγάλα κανονικά ρήγµατα δεν συσχετίζονται µε τα ρήγµατα που τέµνουν (Flotté 2003). Επιβεβαίωση αυτής της υπόθεσης σε µεγάλη κλίµακα αποτελεί η τάφρος του Ρίου, που αποτελεί ζώνη µεταβίβασης µεταξύ της τάφρου της Πάτρας και της Κορίνθου (Flotté et al. 2005). 9

21 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο β) ένα δευτερεύον σύστηµα ΑΒΑ κανονικών ρηγµάτων και ΒΒ ρηγµάτων µεταβίβασης (Zelilidis et al. 1988, Doutsos and Kokkalas 2001). Αυτό το σύστηµα ρηγµάτων θεωρείται ότι προήλθε λόγω κατάρρευσης της ΒΒ προϋπάρχουσας δοµής των Ελληνίδων όπως έχει προταθεί από τους Doutsos 1984, Doutsos et al. 1988, Koukouvelas et al. 1996, Kokkalas et al Σύµφωνα µε την άποψη αυτή τα ΑΒΑ ρήγµατα δραστηριοποιούνται και ελέγχουν την εξέλιξη της ιζηµατογένεσης κατά τη διάρκεια της Πλειο Πλειστοκαινικής διάνοιξης του κόλπου. Τα ρήγµατα Β διεύθυνσης (master faults) περιλαµβάνουν ένα ανώτερο τµήµα µεγάλης κλίσης ένα ενδιάµεσο τµήµα κλίσης <45º, ενώ το κατώτερο τµήµα τους έχει κλίση <20º. Τα ρήγµατα χαρακτηρίζονται από κανονικό ως πλάγιο χαρακτήρα κίνησης. Έχουν κυρίως διεύθυνση κλίσης προς Βορρά, και γωνίες κλίσης κοντά στην επιφάνεια 40º 60º, ενώ συνοδεύονται από 1 3 αντιθετικά µικρότερα ρήγµατα νότιας διεύθυνσης κλίσης, σχηµατίζοντας µε αυτό τον τρόπο µικρής κλίµακας ασύµµετρες τάφρους (Doutsos et al. 1988, Poulimenos et al. 1989, Doutsos and Piper 1990, Doutsos and Poulimenos 1992, Roberts et al. 1993, Roberts, 1996). Το µήκος τους δεν ξεπερνά τα 25 km, ενώ για ένα µικρό αριθµό από αυτά θεωρείται σίγουρη η υποθαλάσσια προέκτασή τους (Armijo et al. 1996, Doutsos and Kokkalas 2001, Zygouri et al. 2008). Κάθετα στα παραπάνω και παράλληλα στη διεύθυνση διάνοιξης της τάφρου εµφανίζονται τα ΒΒΑ ρήγµατα µεταβίβασης τα οποία επίσης παρουσιάζουν κανονικό ως πλάγιο χαρακτήρα κίνησης. (Doutsos and Piper 1990). Η τάφρος καταλαµβάνεται από µια επιµήκη κλειστή λεκάνη τον Κορινθιακό κόλπο, ο οποίος χαρακτηρίζεται ως µια σύνθετη ασύµµετρη τάφρος (Brooks and Ferentinos 1984, Hatzfeld et al. 2000) εξαιτίας της ύπαρξης µεγάλων και εντυπωσιακών ρηξιγενών πρανών στο νότιο περιθώριο της λεκάνης τόσο στον υποθαλάσσιο τµήµα όσο και στο χερσαίο τµήµα της τάφρου µε συνολικό κατακόρυφο άλµα µεγαλύτερο από ότι στο βόρειο τµήµα. Τα ρήγµατα του βορείου περιθωρίου κλίνουν νότια κι εµφανίζουν ρυθµό βύθισης µικρότερο ή ίσο µε το ρυθµό βύθισης που θεωρείται ότι οφείλεται στη λειτουργία των υποθαλάσσιων ρηγµάτων του νοτίου περιθωρίου (εικ. 1.6, Stefatos et al. 2002). Επιπλέον οι Exadaktylos et al. (2003) διαπίστωσαν σε πειράµατα διάνοιξης της τάφρου ότι η ολίσθηση σε κύρια ρήγµατα που κλίνουν προς βορρά, προκαλεί σε επόµενο στάδιο την ολίσθηση σε ρήγµατα που κλίνουν προς νότο. Η κατακόρυφη ανύψωση της βάσης των ρηγµάτων του νοτίου περιθωρίου υπολογίζεται σε 1 mm/yr σύµφωνα µε σεισµολογικά δεδοµένα (Tselentis and Makropoulos 1986, Billiris et al. 1991, Davies et al. 1997). εδοµένα ωστόσο, προερχόµενα από ανυψωµένες παλαιοακτές και θαλάσσιες αναβαθµίδες, προτείνουν ένα µέσο ρυθµό κατακόρυφης µετατόπισης της τάξης των 4 7 mm/yr (Stewart 1996, McNeill and Collier 2004, DeMartini et al. 2004, McNeill et al. 2005). Το γεγονός αυτό αναδεικνύει ένα ελλειµµατικό ισοζύγιο της κατακόρυφης κίνησης των 10

22 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο ρηγµάτων σε σχέση µε τους γεωδαιτικά προσδιορισµένους ρυθµούς διαστολής που είναι mm/yr ( Clarke et al. 1998, Briole et al. 2000, Avallone et al. 2004). Σηµαντική διαφορά παρατηρείται και στην ανύψωση των ακτών στο νότιο περιθώριο σε σχέση µε την αντίστοιχη του βορείου περιθωρίου είτε αυτή οφείλεται σε βίαια σεισµικά γεγονότα είτε σχετίζεται µε τις ευστατικές θαλάσσιες µεταβολές, ενώ µειώνεται από τα δυτικά προς τα ανατολικά. Ειδικότερα βασιζόµενοι σε θαλάσσιες αναβαθµίδες το δυτικό τµήµα της τάφρου παρουσιάζει ρυθµούς ανύψωσης µεταξύ mm/yr (Frydas 1991, Stewart and Vita Finzi 1996, Soter 1998), το κεντρικό τµήµα µεταξύ Ξυλόκαστρου και Κορίνθου mm/yr (Keraudren and Sorel 1987, Doutsos and Piper 1990, Armijo et al. 1996, Dia et al. 1997, Westaway 2002) και το ανατολικό ανυψώνεται µε ρυθµό 0.7 mm/yr (Pirazzoli et al. 1994, Stewart and Vita Finzi 1996, Πιν. Ι). ΡΥΘΜΟΙ ΑΝΥΨΩΣΗΣ ΣΤΗΝ ΤΑΦΡΟ ΤΗΣ ΚΟΡΙΝΘΟΥ Ρυθµοί ανύψωσης Θέση Μέθοδος Υπολογισµού Αναφορές 4 7 mm/yr Περιοχή Αιγιαλείας Ανυψωµένες παλαιοακτές και θαλάσσιες αναβαθµίδες Stewart 1996, McNeill and Collier 2004, DeMartini et al. 2004, McNeill et al. 2005, mm/yr Νότιος Κορινθιακός Σεισµολογικά ευρήµατα Tselentis and Makropoulos mm/yr υτικός Κορινθιακός Θαλάσσιες αναβαθµίδες Frydas 1991, Stewart and Vita-Finzi 1996, Soter mm/yr Περιοχή Ξυλοκάστρου Θαλάσσιες αναβαθµίδες Keraudren and Sorel 1987, Doutsos and Piper 1990, Armijo et al 1996, Westaway mm/yr 0.3mm/yr 0.2mm/yr 0.3mm/yr 1.5 mm/yr Ανατολικός Κορινθιακός Πίσσια Σχίνος Μέγαρα Ισθµός Εξαµίλια Μαύρα Λιθάρια Θαλάσσιες αναβαθµίδες Pirazzoli et al. 1994, Stewart and Vita-Finzi 1996 Χρονολόγηση κοραλλιών Collier et al Χρονολόγηση κοραλλιών µε τεχνικές διαχωρισµού Sr, U, Th Χρονολόγηση κοραλλιών µε τεχνικές διαχωρισµού Sr, U, Th Dia et al Dia et al Χρονολόγηση κοραλλιών Kershaw et al Πιν. Ι Πίνακας στον οποίο αναφέρονται οι ρυθµοί ανύψωσης σε διάφορες θέσεις του Κορινθιακού. 11

23 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο Εικ. 1.6 Γεωλογικός χάρτης της τάφρου της Κορίνθου στον οποίο προβάλλονται τόσο τα Β όσο και τα ΑΒΑ ρήγµατα της χέρσου και του θαλάσσιου χώρου. Τα ρήγµατα αυτά περιγράφονται στο 3 ο κεφάλαιο όπου φαίνεται και η ονοµατολογία τους. 12

24 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο Η γεωµετρία των κύριων ρηγµάτων σε βάθος βρίσκεται ακόµα υπό αµφισβήτηση µε τέσσερις προτεινόµενες θεωρίες να θεωρούνται οι επικρατέστερες, βασιζόµενες τόσο σε σεισµολογικά όσο και σε τεκτονικά δεδοµένα (εικ. 1.7): α) Ύπαρξη λιστρικών ρηγµάτων µεγάλης κλίσης τα οποία συνενώνονται σε έναν ορίζοντα αποκόλλησης (detachment zone). Ο ορίζοντας αυτός εντοπίζεται σε βάθος 7 12 km σύµφωνα µε τα σεισµικά επίκεντρα (Doutsos and Piper 1990, Doutsos and Poulimenos 1992). β) Ύπαρξη ενός σχεδόν επίπεδου σεισµογόνου ορίζοντα αποκόλλησης µε κλίση 10-20º και βάθους 8 10 km στον οποίο απολήγουν µεγάλης κλίσεως σεισµικά ρήγµατα διαµέσου ρηγµάτων µικρότερης κλίσης (Rigo et al. 1996, Gautier et al. 2006). Η υπόθεση αυτή δικαιολογείται από µετρήσεις µικροσεισµικότητας στον κόλπο που συγκεντρώνονται σε τέτοια βάθη. γ) Ύπαρξη ενός κανονικού χαρακτήρα και µικρής κλίσης ρήγµατος αποκόλλησης ο οποίος ξεκινά από το ρήγµα του Χελµού στο νοτιοδυτικό τµήµα του Κορινθιακού και προεκτείνεται βορειότερα στην υποθαλάσσια λεκάνη του Κορινθιακού σε βάθος 2 km στο οποίο καταλήγουν τα µεγάλης κλίσεως ρήγµατα της επιφάνειας (Sorel 2000). δ) Ύπαρξη µιας ζώνης πλαστικής παραµόρφωσης η οποία συνδέεται µε τη σεισµικότητα σε βάθος 8 12 km και αποτελεί την µετάβαση από τα µεγάλα κλίσης ρήγµατα στην επιφάνεια στον κατώτερο φλοιό καθώς και τη διαφοροποίηση από τον ανατολικό προς τον δυτικό Κορινθιακό είτε αυτή πραγµατοποιείται µε απ ευθείας µετάβαση (Armijo et al. 1996), είτε µέσω ρηγµάτων µικρότερης κλίσης αντίστοιχα (Hatzfeld et al. 2000). Εικ. 1.7 Σχεδιάγραµµα στο οποίο αποτυπώνονται τα βάθη των επιφανειών αποκόλλησης κάτω από τον Κορινθιακό όπως περιγράφονται από τους Sorel (2000) και Rigo et al. (1996) και Doutsos and Piper (1990). 13

25 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο 1.4 ΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΚΗ ΙΑΡΘΡΩΣΗ ΤΗΣ ΤΑΦΡΟΥ ΤΗΣ ΚΟΡΙΝΘΟΥ Η τάφρος της Κορίνθου κόβει εγκάρσια τις τεκτονικές ενότητες των Ελληνίδων οροσειρών. Η κατώτερη ενότητα συνίσταται από τη Φυλλιτική Χαλαζιτική σειρά µε πάχος km η οποία χαρακτηρίζεται από την εναλλαγή φυλλιτών, σχιστολίθων και χαλαζιτών (Jacobshagen et al. 1978, Xypolias and Doutsos 2000, Dornsiepen et al. 2001). Η υπερκείµενη ενότητα είναι η ενότητα Γαβρόβου Τριπόλεως (ζώνη Γαβρόβου Τριπόλεως) η οποία αποτελείται από µαζώδεις Μεσοζωικούς ασβεστολίθους και δολοµίτες πάχους 2 3 km (εικ. 1.8, Xypolias and Doutsos 2000, Dornsiepen et al. 2001).Η ανώτερη τεκτονική ενότητα είναι η Πίνδος (ζώνη Πίνδου) η οποία περιλαµβάνει Μεσοζωικούς ασβεστόλιθους βαθιάς θάλασσας που φτάνουν τα 1.5 km σε πάχος (Aubouin et al. 1963, Pham et al. 2000). Εικ. 1.8 Στρωµατογραφική στήλη η οποία απεικονίζει τη στρωµατογραφική διάρθρωση των σχηµατισµών του βόρειου τµήµατος της Πελοποννήσου. 14

26 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο Στο ανυψωµένο νότιο τµήµα της τάφρου εκτίθενται οι παρακάτω ιζηµατογενείς ακολουθίες. Στο χερσαίο νότιο περιθώριο επικρατούν οι Μεσοζωικοί ασβεστόλιθοι οι οποίοι αποτελούν την κατώτερη ενότητα της ζώνης Πίνδου (εικ. 1.8). Τόσο οι ασβεστόλιθοι όσο και οι παρεµβαλλόµενοι ραδιολαρίτες κάνουν επιφανειακή εµφάνιση εξαιτίας της ανύψωσης από τη δράση των ενεργών ρηγµάτων που περιγράφηκε στο προηγούµενο κεφάλαιο. (Armijo et al. 1996, Ghisetti and Vezzani 2004). Στη συνέχεια προς βορρά (εικ. 1.9, 1.10) συναντώνται αλλουβιακά ριπίδια και λιµναία κροκαλοπαγή κοντά στα περιθώρια της τάφρου, κροκαλοπαγή δελταϊκών ριπιδίων (Poulimenos et al. 1993, Zelilidis and Kontopoulos 1996) και µάργες που αποτέθηκαν στο κέντρο της τάφρου µέσης ως ανώτερης Πλειστοκαινικής ηλικίας, ενώ λεπτές θαλάσσιες ή ποτάµιες αναβαθµίδες κυριαρχούν κοντά στη σηµερινή ακτογραµµή (εικ. 1.10, Ori 1989, Doutsos and Piper 1990). Τα δελταϊκά ριπίδια της τάφρου της Κορίνθου αποτελούνται από τρεις ιζηµατολογικές ενότητες (topset foreset bottomset) και εντοπίζονται σε υψόµετρα m από την επιφάνεια της θάλασσας (Ori 1989, Poulimenos et al. 1993, Dart et al. 1994, Zelilidis and Kontopoulos 1996). Η ιδιαιτερότητά τους έγκειται στο γεγονός ότι εµφανίζουν πολύ µεγάλο πάχος που κυµαίνεται από m. Επίσης φανερώνουν υψηλούς ρυθµούς ανύψωσης καθώς η δηµιουργία τους προϋποθέτει τη δηµιουργία κενού χώρου (από την ανύψωση της βάσης ενός ρήγµατος), ώστε να µπορέσουν να αναπτυχθούν (Ori 1989). Η αδροµερή τους σύσταση που αποτελείται από κλάστες µεγέθους µερικών εκατοστών προερχόµενους από τους προ Μειοκαινικούς σχηµατισµούς και η προέλαση µεγάλης κλίµακας και µεγάλης κλίσης δελταικών ακολουθιών γνωστών ως foreset αποτελεί τη µεγαλύτερη απόδειξη ότι πρόκειται για τύπου Gilbert δελταϊκά ριπίδια (Doutsos and Piper 1990, Malartre et al. 2004). Οι Zelilidis and Kontopoulos (1996) ωστόσο, θεώρησαν ένα καινούριο υποτύπο δελταϊκών ριπιδίων στον οποίο απουσιάζει η σειρά πυθµένα (bottomset). Η απουσία αυτή έχει σύµφωνα µε τους συγγραφείς τεκτονική προέλευση και περιορίζεται στην περιοχή βορειοανατολικά της πόλης του Αιγίου Ποταµολιµναίες ακολουθίες έχουν αναγνωριστεί και στο ανατολικό τµήµα της τάφρου της Κορίνθου στην χερσόνησο της Περαχώρας από τους Collier (1988), Collier and Dart (1991) και Bentham et al. (1991). Οι θαλάσσιες αναβαθµίδες που κυριαρχούν κοντά στη σηµερινή ακτογραµµή της βόρειας Πελοποννήσου ως και το υψόµετρο των 400 m είναι αποτέλεσµα τόσο των ευστατικών µεταβολών της στάθµης της θάλασσας όσο και της δράσης των ρηγµάτων του νότιου περιθωρίου. Ανήκουν στο ισοτοπικό στάδιο 5 και 6 και επικάθονται ασύµφωνα στις µαργαϊκές ακολουθίες στο κέντρο της τάφρου. Η θέση τους φανερώνει ότι η ανάπτυξή τους έλαβε χώρα όταν η θαλάσσια στάθµη λάµβανε µέγιστες τιµές. 15

27 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο Στο εσωτερικό του Κορινθιακού κόλπου οι ιζηµατογενείς διαδικασίες συνίστανται σε τουρβιδιτικές αποθέσεις µε παρενστρώσεις ροών κορηµάτων στο κέντρο του. Στα στόµια των ποτάµιων συστηµάτων κατά µήκος των ακτών της βόρειας Πελοποννήσου συνεχίζεται ως σήµερα η ανάπτυξη υποθαλάσσιων δελταϊκών ριπιδίων. Η ανάπτυξη αυτή είναι παρόµοια µε αυτή που συντελέστηκε κατά τη δηµιουργία δελταϊκών ριπιδίων τύπου Gilbert κατά το Πλειόκαινο και ευνοείται από τη µεγάλη παροχή υλικού που προσφέρεται από τα ποτάµια συστήµατα και από τις µεγάλες κλίσεις που διαµορφώνονται από τα υποθαλάσσια ρήγµατα (Ferentinos et al. 1988, Seger and Alexander 1993, Dart et al. 1994, Collier and Gawthorpe 1995, McNeill et al. 2005, Charalambakis et al. 2005). Οι υψηλές αυτές κλίσεις των υποθαλάσσιων ρηγµάτων πυροδοτούν εκτεταµένες βαρυτικές κινήσεις οι οποίες συνίστανται σε κατολισθήσεις, ροές κορηµάτων ή ρευστοποιηµένες ροές και καλύπτουν τον πυθµένα στα βαθύτερα τµήµατα της τάφρου της Κορίνθου (Hasiotis et al. 2002, Papatheodorou et al. 2003). Εικ. 1.9 Στρωµατογραφική τοµή εγκάρσια στην τάφρο της Κορίνθου (τροποποιηµένη από Doutsos and Poulimenos 1992). 16

28 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο Εικ Λιθολογικός χάρτης των κυριότερων σχηµατισµών στην περιοχή του ανατολικού τµήµατος της τάφρου της Κορίνθου (τροποποιηµένος από τα γεωλογικά φύλλα του ΙΓΜΕ Ξυλόκαστρο, Νεµέα, Κόρινθος, Σοφικό, Περαχώρα και Καπαρέλλι). 17

29 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο Η ιζηµατογένεση στην τάφρο της Κορίνθου ελέγχεται και τροποποιείται από την τεκτονική δράση, η οποία µε τη δηµιουργία υψηλού τοπογραφικού αναγλύφου από τη ανάδραση σεισµικών ρηγµάτων δηµιουργεί συνθήκες κατάλληλες για υψηλή παροχή ιζήµατος. Επιπλέον ο προσανατολισµός και η οργάνωση των ρηγµάτων αυτών σε µεγάλης κλίµακας ενεργά τεκτονικά µπλοκ θεωρείται ότι παίζουν καθοριστικό ρόλο στο µέγεθος και τη λειτουργία τόσο των λεκανών ιζηµατογένεσης όσο και των λεκανών απορροής (Seger and Alexander 1993, Zelilidis 2000). Η υψηλή παροχή ιζήµατος έχει ως συνέπεια οι Varnavas et al. (1986) να εκτιµούν τον ρυθµό ιζηµατογένεσης σε mm/yr, πολύ υψηλότερο από αυτό που προτείνουν οι Perissoratis et al. (2000) και είναι µόνο mm/yr, αλλά σε αντιστοιχία µε αυτόν που υπολογίζεται από τους Papatheodorou et al. (2003) για τον κεντρικό Κορινθιακό κατά το διάστηµα και κυµαίνεται µεταξύ mm/yr (Πιν. ΙΙ). ΡΥΘΜΟΙ ΙΖΗΜΑΤΟΓΕΝΕΣΗΣ ΣΤΗΝ ΤΑΦΡΟ ΤΗΣ ΚΟΡΙΝΘΟΥ Ρυθµοί ιζηµατογένεσης Θέση Μέθοδος Υπολογισµού Αναφορές mm/yr mm/yr mm/yr Κόλπος Αντικύρων και αβυσσσική πεδιάδα Κορινθιακού κόλπου Κεντρικός Κορινθιακός κόλπος Κεντρικός Κορινθιακός κόλπος Κατανοµή του πάχους της ερυθράς και φαιοπράσινης ιλύος προερχόµενη από τον κόλπο των Αντικύρων η οποία έχει συλλεχθεί από την πλαγιά και την αβυσσική πεδιάδα µπροστά από τον κόλπο 1) Αναγωγή των στοιχείων από την απορροή του Αχελώου στον Πατραϊκό (κατά Piper and Panagos 1981) για τα ποτάµια συστήµατα της Βόρειας Πελοποννήσου 2) Πάχος χαρακτηριστικών οριζόντων και χρονολόγησή τους σε διάφορες θέσεις του Κορινθιακού Πάχος της κόκκινης αργίλου που έχει αποτεθεί την περίοδο ( ) και κυµαίνεται από 0.6 έως 4cm λαµβανόµενο από πυρήνες από τον πυθµένα του Κορινθιακού Varnavas et al. (1986) Perissoratis et al. (2000) Papatheodorou et al. (2003) Πιν. ΙΙ Πίνακας στον οποίο αποτυπώνονται οι ρυθµοί ιζηµατογένεσης στο εσωτερικό του Κορινθιακού κόλπου. 18

30 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο 1.5 ΠΑΛΑΙΟΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ Οι Ori (1989) και Doutsos and Piper (1990) θεωρούν ότι η ανάπτυξη της τάφρου της Κορίνθου πραγµατοποιείται σε δύο διακριτά στάδια. Στο πρώτο στάδιο, κατά τη διάρκεια του Πλειοκαίνου, η τάφρος αποτελούσε ενιαία ενότητα µε τη λεκάνη των Πατρών, διαµορφώνοντας µια αρχικά στενή γραµµική λεκάνη ίσου πλάτους και βάθους (εικ. 1.11). Η φυσιογεωγραφία του κόλπου επέτρεπε µόνο την απόθεση χερσαίων ιζηµάτων και αποθέσεις ρηχών νερών. Προς το τέλος του Πλειοκαίνου το καθεστώς διαστολής που επικρατεί εξαιτίας της δράσης των Β ρηγµάτων (Kowalczyk et al. 1977) έχει ως συνέπεια τον σχηµατισµό τριών ασύµµετρων τάφρων της Πατραϊκής, του Ρίου και της Κορινθιακής (εικ. 1.11). Σε αυτό το δεύτερο στάδιο σχηµατίζεται µια σειρά από δελταϊκά ριπίδια τύπου Gilbert και αδροµερείς χερσαίες αποθέσεις µέγιστου πάχους 1200 m στις νότιες ακτές της τάφρου της Κορίνθου. Αντίθετα στα βαθύτερα σηµεία της τάφρου πραγµατοποιείται απόθεση τουρβιδιτών. Οι Perissoratis et al. (2000) και Bell et al. (2008) υποστηρίζουν την άποψη ότι κατά τη χρονική διάρκεια αυτού του σταδίου (τα τελευταία 5 εκατοµµύρια χρόνια) ο Κορινθιακός κόλπος επηρεαζόµενος από τις παγκόσµιες ευστατικές µεταβολές της στάθµης της θάλασσας (παγετώδη περίοδος) και µε δεδοµένο το µικρό βάθος του στα στενά του Ρίου (όχι µεγαλύτερο από 60 m) για κάποια χρονική περίοδο αποτελούσε λίµνη. Εικ Εξέλιξη του Κορινθιακού α. στο Κατώτερο Πλειόκαινο και β) από το ανώτερο Πλειόκαινο ως σήµερα. Οι Doutsos et al. (1988) πρότειναν την προς δύση διάνοιξη της τάφρου µε βάση την κατανοµή των ιζηµατογενών φάσεων. ιαπίστωσαν ότι προς τα δυτικά συντελείται απολέπτυνση των Πλειοκαινικών ιζηµάτων, ενώ και το ποσοστό διαστολής από 50% στο κεντρικό τµήµα της 19

31 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο τάφρου περιορίζεται σε 10% στην τάφρο της Πάτρας. Σε παρόµοιο συµπέρασµα κατέληξαν οι Le Pichon et al. (1995) και Armijo et al. (1996) βασιζόµενοι στο γεγονός ότι το συνολικό ποσοστό διαστολής µε βάση γεωδαιτικά και σεισµολογικά στοιχεία µειώνεται από τα ανατολικά προς τα δυτικά. Αντίθετα οι Leeder et al. (2008) λαµβάνοντας υπόψη γεωχρονολογικές ενδείξεις από τη λεκάνη των Μεγάρων νότια του ενεργού ανατολικού Κορινθιακού θεωρούν ότι η διάνοιξη της τάφρου ξεκίνησε στο Ανώτερο Πλειόκαινο σε όλο το µήκος της τάφρου και αντιπαρατίθενται στην παραπάνω θεωρία της διαδοχικής διάνοιξης προς τα δυτικά. Ωστόσο, σε όλη τη διάρκεια του Τεταρτογενούς η τεκτονική δραστηριότητα θεωρείται ότι µεταναστεύει προς το εσωτερικό της τάφρου, ενώ παράλληλα η βάση (footwall) των ενεργών Β ρηγµάτων (master faults) ανυψώνεται και στρέφεται προς τα νότια (Poulimenos et al. 1993, Koukouvelas et al. 1996). Η ταυτόχρονη δράση των Β κύριων ρηγµάτων (master faults) και των ΒΒΑ ρηγµάτων µεταβίβασης (transfer faults) επηρεάζει την εξέλιξη της τάφρου. Η δράση αυτών των ρηγµάτων σχηµατίζει µικρές λεκάνες ιζηµατογένεσης στα νότια περιθώριά της (περιοχή Αιγίου, Καλαβρύτων). Επίσης η δράση τους καθορίζει τα περιβάλλοντα ιζηµατογένεσης (Poulimenos et al. 1993, Zelilidis and Kontopoulos 1996) και καθιστά το δυτικό τµήµα της τάφρου περισσότερο ενεργό από το ανατολικό όπως αποδεικνύεται από τους ρυθµούς ανύψωσης που περιγράφηκαν στο κεφ Η σηµαντική ανύψωση της ευρύτερης περιοχής της Βόρειας Πελοποννήσου έχει διεξοδικά µελετηθεί και πολλές εξηγήσεις έχουν προταθεί από την επιστηµονική κοινότητα. Αυτές περιλαµβάνουν ανύψωση του φλοιού εξαιτίας πτύχωσης (Mariolakos and Stiros, 1987), ή εξαιτίας µαγµατισµού (Collier, 1990), και την ισοστατική ανταπόκριση εξαιτίας της βύθισης ιζηµάτων στην Ελληνική Ζώνη Καταβύθισης (Le Pichon and Angelier, 1981). Οι Armijo et al. (1996) πρότειναν για αυτό το φαινόµενο την πάχυνση του φλοιού που προκαλείται από την προς τα δυτικά ροή του πλαστικού κατώτερου φλοιού κάτω από το βυθιζόµενο Κεντρικό Αιγαίο. Αντίθετα ο Westaway (1996, 1998) αντιτείνει την προς νότο κίνηση του κατώτερου φλοιού από τον σύγχρονο κόλπο στον αρχικά σχηµατισµένο Πρωτοκόλπο (Protogulf, δες Ori et al. 1991), η οποία καθοδηγείται από τις διαφορές στην πίεση στη βάση του εύθραστου στρώµατος και προκύπτει από την ιζηµατογενή αποφόρτιση στον Πρωτοκόλπο και την ιζηµατογενή επιβάρυνση του σηµερινού κόλπου ως αποτέλεσµα της διάβρωσης. Ωστόσο, οι Cowie and Roberts (2001) πιθανολογούν ότι οι αλλαγές στη γεωµετρία και στο µέγεθος των ρηγµάτων που διατρέχουν την Βόρεια ακτή της Πελοποννήσου και κατ επέκταση οι γεωµορφολογικές διαφορές που αυτά προκαλούν οφείλονται κυρίως στην εύθραυστη παραµόρφωση και αλληλεπίδραση µεταξύ των ρηγµάτων εξαναγκάζοντας µε αυτό τον τρόπο την αναδιοργάνωση των ρυθµών ολίσθησης σε αυτά. Η υπόθεση αυτή υποστηρίζεται και από τους Leeder et al. (2008), ενώ απορρίπτουν τις 20

32 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο προηγούµενες υποθέσεις ως ανεπαρκείς να εξηγήσουν το µικρό χρονικό διάστηµα στο οποίο λαµβάνει χώρα η ανύψωση των ακτών της Βόρειας Πελοποννήσου. 1.6 ΣΕΙΣΜΙΚΟΤΗΤΑ Η σεισµικότητα της τάφρου της Κορίνθου αποτελεί αντικείµενο έρευνας από την αρχαιότητα καθώς οι ισχυροί σεισµοί που φιλοξένησε η περιοχή είχαν σαν αποτέλεσµα την απώλεια πολλών ανθρώπινων ζωών ή ακόµα και την καταστροφή ολόκληρων πόλεων. Ήδη ο Στράβων (64 24 π.χ.) στα «Γεωγραφικά» και ο Παυσανίας ( µ.χ.) στις «Περιηγήσεις» περιέγραψαν την ολική καταστροφή αρχαίων πόλεων όπως της Βούρας, της Ελίκης και της Εφύρας (αρχαία Κόρινθος) που οφείλονταν στη δράση καταστρεπτικών σεισµών. Αλλά και η σηµερινή ενόργανα καταγεγραµµένη σεισµικότητα είναι εξίσου έντονη και καταστρεπτική. Είναι αξιοσηµείωτο ότι πέντε γεγονότα µε µέγιστο σεισµικό µέγεθος µεγαλύτερο από 5.8 έχουν παρατηρηθεί στην περιοχή της τάφρου της Κορίνθου κατά τη διάρκεια των τελευταίων 40 χρόνων (Papazachos and Papazachou 1997). Η πλειοψηφία των σεισµικών γεγονότων σχετίζεται µε µια µικρού βάθους, µε κλίση προς το βορρά, σεισµική ζώνη. Η εντονότερη συγκέντρωση σεισµικών επικέντρων τοποθετείται σε βάθος µεταξύ 6 12 km µε πιο σύνηθες το βάθος των 10 km. Τα σεισµικά γεγονότα εµφανίζουν µεγαλύτερη συγκέντρωση στις περιοχές µεταξύ Αιγίου και Ακράτας και µεταξύ Κορίνθου Αλκυονίδων (εικ. 1.12). Αυτή η συγκέντρωση συµπίπτει χωρικά µε το δυτικό (περιοχή Αιγίου Ακράτας) και ανατολικό περιθώριο (κόλπος Αλκυονίδων) της τάφρου της Κορίνθου (Koukouvelas and Doutsos 1996). 21

33 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο Εικ Χωρική κατανοµή των σεισµικών επικέντρων στον Κορινθιακό κόλπο και τις γύρω περιοχές για την περίοδο (αριστερή εικόνα) και κατά την περίοδο (δεξιά εικόνα). 22

34 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο Καλύτερα και πληρέστερα µελετηµένες είναι οι σεισµικές ακολουθίες του 1861, του 1981 και του Ο σεισµός του 1861 έλαβε χώρα στην περιοχή της Αιγιαλείας προκαλώντας στην επιφάνεια την πρώτη καταγεγραµµένη συνσεισµική διάρρηξη µήκους 13 km διεύθυνσης Α και µέσης µετατόπισης 1 m (Schmidt 1879). Η σεισµική ακολουθία του 1981 µε επίκεντρο αρχικά των χώρο των Αλκυονίδων νήσων και τη προς τα βορειανατολικά µετανάστευσή της στη συνέχεια προκάλεσε εκτεταµένες καταστροφές, στην Κορινθία, τη Βοιωτία αλλά και στη δυτική Αττική, ενώ παράλληλα εκδηλώθηκε επιφανειακή διάρρηξη µήκους περίπου 20 km µε µέση µετατόπιση από m (Jackson et al., 1982, Mariolakos et al. 1982, Collier et al., 1998, Morewood and Roberts, 2002). Tο 1995, η περιοχή του Αιγίου υπέστη σηµαντικές βλάβες από µια ισχυρή σεισµική δόνηση, η οποία προκάλεσε επιφανειακές διαρρήξεις συνολικού µήκους 7.2 km, διεύθυνσης σχεδόν Α σχηµατίζοντας µικρές µετατοπίσεις ως 3 cm σε αντιδιαστολή µε τις µέσες µετατοπίσεις που περιγράφηκαν για τις προηγούµενες ακολουθίες (Koukouvelas and Doutsos, 1996, Koukouvelas, 1998b). Στον ακόλουθο χάρτη (εικ. 1.13), καθώς και στον πίνακα (Πιν. ΙΙΙ) τοποθετούνται χωρικά τα επίκεντρα και πραγµατοποιείται συνοπτική περιγραφή των µεγαλύτερων σεισµικά γεγονότων της περιοχής καθώς και οι συνέπειές τους αντίστοιχα. Εικ Απλοποιηµένος γεωλογικός χάρτης της τάφρου της Κορίνθου στον οποίο αποτυπώνονται τα ιστορικά σεισµικά γεγονότα και τα επίκεντρά τους (Koukouvelas et al. 2001). 23