ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΒΙΟΛΟΓΙΑΣ

Transcript

1 ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΒΙΟΛΟΓΙΑΣ ΙΑΤΜΗΜΑΤΙΚΟ ΜΕΤΑΠΤΥΧΙΑΚΟ ΠΡΟΓΡΑΜΜΑ ΣΠΟΥ ΩΝ ΣΤΙΣ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΙΚΕΣ ΕΠΙΣΤΗΜΕΣ ΙΑΤΡΙΒΗ ΙΠΛΩΜΑΤΟΣ ΕΙ ΙΚΕΥΣΗΣ Μελέτη της παράκτιας κατολίσθησης των Νικολέϊκων που προκλήθηκε από το σεισµό του Αιγίου 6,1 R (1995) ΓΕΩΡΓΟΠΟΥΛΟΥ ΧΡΙΣΤΙΝΑ Πτυχιούχος Γεωλογίας Πανεπιστηµίου Πατρών ΕΠΙΒΛΕΠΩΝ ΚΑΘΗΓΗΤΗΣ: Γ. ΠΑΠΑΘΕΟ ΩΡΟΥ Επίκουρος Καθηγητής Τµήµατος Γεωλογίας ΠΑΤΡΑ 2008

2

3 ΜΕΛΕΤΗ ΤΗΣ ΠΑΡΑΚΤΙΑΣ ΚΑΤΟΛΙΣΘΗΣΗΣ ΤΩΝ ΝΙΚΟΛΕΪΚΩΝ ΠΟΥ ΠΡΟΚΛΗΘΗΚΕ ΑΠΟ ΤΟ ΣΕΙΣΜΟ ΤΟΥ ΑΙΓΙΟΥ 6,1R (1995) Τριµελής Συµβουλευτική και Εξεταστική Επιτροπή Γεώργιος Παπαθεοδώρου, Επ. Καθηγητής Τµήµατος Γεωλογίας (επιβλέπων) Νικόλαος Σαµπατακάκης, Επ. Καθηγητής Τµήµατος Γεωλογίας Γεώργιος Φερεντίνος, Καθηγητής Τµήµατος Γεωλογίας

4 Πρόλογος & Ευχαριστίες Η παρούσα ιατριβή ιπλώµατος Ειδίκευσης εκπονήθηκε στα πλαίσια του «ιατµηµατικού Προγράµµατος Μεταπτυχιακών Σπουδών στις Περιβαλλοντικές Επιστήµες» της Σχολής Θετικών Επιστηµών του Πανεπιστηµίου Πατρών. Η έρευνα πραγµατοποιήθηκε στο Εργαστήριο Θαλάσσιας Γεωλογίας και Φυσικής Ωκεανογραφίας του Πανεπιστηµίου Πατρών υπό την επίβλεψη του Επίκουρου Καθηγητή Γεωργίου Παπαθεοδώρου, τον οποίο και ευχαριστώ για την επίβλεψη, την καθοδήγηση και τις χρήσιµες παρατηρήσεις του που οδήγησαν στην τελική µορφή της διατριβής. Επίσης, θα ήθελα να ευχαριστήσω τον Καθηγητή του Τµήµατος Γεωλογίας Γεώργιο Φερεντίνο, καθώς και τον Επίκουρο Καθηγητή του Τµήµατος Γεωλογίας Νικόλαο Σαµπατακάκη για τη συµµετοχή τους στην Τριµελή Συµβουλευτική και Εξεταστική Επιτροπή. Τέλος, ευχαριστώ τους Υποψήφιους ιδάκτορες του Τµήµατος Γεωλογίας Ηλία Φακίρη, Μαργαρίτα Ιατρού, καθώς και τη ιδάκτορα του Τµήµατος Γεωλογίας Αθηνά Χάλαρη για την πολύ καλή τους συνεργασία και τη βοήθεια που προσέφεραν σε όλα τα στάδια της έρευνας.

5

6 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ ΕΙΣΑΓΩΓΗ ΒΑΡΥΤΙΚΑ ΕΛΕΓΧΟΜΕΝΕΣ ΜΕΤΑΚΙΝΗΣΕΙΣ ΜΑΖΩΝ ΣΤΟ ΘΑΛΑΣΣΙΟ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝ Tαξινόµηση των βαρυτικά ελεγχόµενων µετακινήσεων των µαζών Περιβάλλοντα εκδήλωσης και µηχανισµοί πρόκλησης των βαρυτικών µετακινήσεων Αναγνώριση σεισµικών φάσεων και ακουστικών µοντέλων που σχετίζονται µε µετακινήσεις µαζών σε τοµογραφίες και ηχογραφίες, 20 αντίστοιχα Αναγνώριση αποθέσεων ολισθήσεων-κατολισθήσεων σε σεισµικές 23 καταγραφές 1.4. Παρουσία και ανίχνευση αερίων υδρογονανθράκων σε σύγχρονα ιζήµατα ΠΕΡΙΟΧΗ ΕΡΕΥΝΑΣ Φυσιογραφία και γεωτεκτονική του Κορινθιακού κόλπου Σεισµικότητα του Κορινθιακού κόλπου ελταϊκό ριπίδιο Ελίκης-Περιοχή Νικολέϊκων ΜΕΘΟ ΟΙ ΕΡΕΥΝΑΣ Εργασίες πεδίου Πλοήγηση και προσδιορισµός θέσης του πλοίου Γεωφυσικές διασκοπήσεις Οπτική παρατήρηση του πυθµένα Επεξεργασία δεδοµένων ΠΑΡΟΥΣΙΑΣΗ ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΩΝ Βυθµετρία-Μορφολογία Μορφολογικά και γεωλογικά χαρακτηριστικά του πυθµένα ιάκριση και χαρτογράφηση οριζόντων αερίων υδρογονανθράκων πιθανώς συσχετιζόµενων µε την κατολίσθηση Σύγκριση µορφολογίας πυθµένα από µωσαϊκά δυο διαφορετικών χρονικών περιόδων ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ.. 99 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ

7 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Οι βαρυτικές µετακινήσεις των ιζηµάτων στο θαλάσσιο χώρο παρουσιάζουν ιδιαίτερο ερευνητικό ενδιαφέρον καθώς µπορεί να έχουν καταστροφικές συνέπειες κυρίως όταν εκδηλώνονται σε παράκτιες περιοχές. Η µελέτη τους όµως αποτελεί πρόκληση για τους ερευνητές, λόγω του ότι σε αντίθεση µε τις κατολισθητικές κινήσεις στη χέρσο, δεν είναι δυνατή ούτε η οπτική παρατήρηση, ούτε εύκολη η επαναλαµβανόµενη έρευνα στις περιοχές αστοχίας. Η πρόσφατη όµως εξέλιξη των τεχνικών έρευνας του θαλάσσιου πυθµένα δίνει τη δυνατότητα καλύτερης αποτύπωσης του θαλάσσιου πυθµένα µε σκοπό την εκτίµηση της επικινδυνότητας των υποθαλάσσιων βαρυτικών µετακινήσεων και την ανάπτυξη νέων µεθοδολογιών προσέγγισης των σηµαντικών αυτών φαινοµένων. Στα πλαίσια της παρούσας διατριβής έγινε θαλάσσια έρευνα στην περιοχή των Νικολέϊκων Αιγίου, στην οποία έχουν εκδηλωθεί φαινόµενα βαρυτικής µετακίνησης µαζών τόσο σε ιστορικούς χρόνους όσο και στο πρόσφατο παρελθόν. Με σκοπό τη µελέτη των φαινοµένων αυτών εκτελέστηκαν στην περιοχή ερευνητικές πορείες σε διαφορετικές χρονικές περιόδους. Κατά τις πορείες αυτές έγινε γεωφυσική διασκόπιση του πυθµένα και οπτική παρατήρηση των υποθαλάσσιων ιζηµάτων. Κύριος στόχος της έρευνας ήταν η όσο το δυνατό καλύτερη µορφολογική αποτύπωση του πυθµένα, η αναγνώριση και χαρτογράφηση των διαφόρων κατολισθητικών ενοτήτων και η διερεύνηση φαινοµένων που πιθανόν σχετίζονται γενετικά µε την κατολίσθηση (διαφυγές αερίων υδρογονανθράκων). Η παρούσα διατριβή αποτελείται από 5 κεφάλαια. Στο πρώτο κεφάλαιο γίνεται µια βιβλιογραφική προσέγγιση των υποθαλάσσιων βαρυτικών µετακινήσεων ως προς τους τύπους εκδήλωσης αυτών, τα περιβάλλοντα εµφάνισής τους καθώς και τα αίτια και µηχανισµούς που είναι δυνατό να τις 1

8 Εισαγωγή ενεργοποιήσουν. Στο δεύτερο κεφάλαιο προσδιορίζονται και περιγράφονται τα κύρια φυσιογραφικά και γεωτεκτονικά χαρακτηριστικά της ευρύτερης περιοχής του Κορινθιακού κόλπου καθώς και της περιοχής µελέτης µε αναφορά σε βιβλιογραφικά και ιστορικά γεγονότα. Στο τρίτο κεφάλαιο αναπτύσσεται η µεθοδολογία της παρούσας µελέτης από τις εργασίες πεδίου µέχρι την τελική επεξεργασία των δεδοµένων. Στο κεφάλαιο 4 γίνεται παρουσίαση των αποτελεσµάτων που προέκυψαν από την επεξεργασία των δεδοµένων και τέλος στο κεφάλαιο 5 παρατίθενται τα συµπεράσµατα που προέκυψαν από τη συνολική έρευνα και αφορούν στα χαρακτηριστικά και στην εξέλιξη της µελετηθείσας κατολίσθησης. 2

9 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ΒΑΡΥΤΙΚΑ ΕΛΕΓΧΟΜΕΝΕΣ ΜΕΤΑΚΙΝΗΣΕΙΣ ΜΑΖΩΝ ΣΤΟ ΘΑΛΑΣΣΙΟ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝ Οι µετακινήσεις µαζών, χαρακτηριζόµενες κυρίως ως βαρυτικά ελεγχόµενες αναδιευθετήσεις ιζηµάτων παρά της κίνησης του περιεχοµένου σε αυτά ρευστού σύµφωνα µε τους Middleton και Hampton (1976), αποτελούν την κύρια διαδικασία µεταφοράς που λαµβάνει χώρα στις κρηπίδες και υποθαλάσσιες χαραδρώσεις. Τα ιζήµατα, που προέρχονται από τη χέρσο (µεταφερόµενα κυρίως από τα ποτάµια), και από την ηπειρωτική υφαλοκρηπίδα (µέσω της διάβρωσης και της µεταφοράς από τα ωκεάνια ρεύµατα), συχνά αποτίθενται στο ανώτερο τµήµα της ηπειρωτικής κατωφέρειας. Ωστόσο οι αποθέσεις αυτές, που είναι δυνατό να εναλλάσσονται µε πελαγικά ιζήµατα, δεν παραµένουν συνήθως για µεγάλο χρονικό διάστηµα στην αρχική θέση απόθεσής τους, καθώς διάφορες συνθήκες προκαλούν αστάθεια των υποθαλάσσιων πρανών, που σταδιακά οδηγεί σε περιοδικές αστοχίες, κατολισθητικά φαινόµενα και µετακίνηση των ιζηµάτων. Η επίδραση των φαινοµένων αυτών στις ανθρώπινες δραστηριότητες είναι ιδιαίτερα σηµαντική αφού προκαλεί διατάραξη του θαλάσσιου πυθµένα και κατά συνέπεια καταστροφή των παράκτιων και υποθαλάσσιων κατασκευών (π.χ. πετρελαϊκές πλατφόρµες, καλώδια τηλεπικοινωνιών, βύθιση παράκτιων περιοχών και γένεση καταστροφικών κυµάτων (tsounamis), (Masson et al. 2006). Γι αυτό το λόγο πολλοί ερευνητές έχουν προσεγγίσει τις υποθαλάσσιες κατολισθήσεις και έχουν προσπαθήσει να ερµηνεύσουν την πολυπλοκότητα του µηχανισµού και των περιβαλλόντων γένεσης τους, την συµπεριφορά, τα χαρακτηριστικά και την εξέλιξη τους. 3

10 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον 1.1 ΤΑΞΙΝΟΜΗΣΗ ΤΩΝ ΒΑΡΥΤΙΚA ΕΛΕΓΧΌΜΕΝΩΝ ΜΕΤΑΚΙΝΉΣΕΩΝ ΤΩΝ ΜΑΖΏΝ Αν και οι βαρυτικές µετακινήσεις είναι ένα φαινόµενο που συµβαίνει υποθαλάσσια µε την ίδια συχνότητα που εκδηλώνεται και στην χέρσο, δεν έχει γίνει ακόµη δυνατή µια κοινώς αποδεκτή ταξινόµηση των ιζηµάτων που µεταφέρονται από τις κινήσεις αυτές. Κι αυτό γιατί σε αντίθεση µε τις χερσαίες κατολισθητικές κινήσεις, δεν είναι δυνατή ούτε η οπτική παρατήρηση, ούτε εύκολη η επαναλαµβανόµενη έρευνα στις περιοχές αστοχίας, που θα έδιναν πληροφορίες και θα βοηθούσαν στην κατάταξη της βαρυτικής µετακίνησης σε µια ορισµένη κατηγορία. Έτσι έχουν προταθεί διάφορα συστήµατα ταξινόµησης των βαρυτικών µετακινήσεων τα οποία βασίζονται στην κοκκοµετρική σύσταση των ιζηµάτων, την παρουσία, απουσία στρώσης, τον τύπο της διαβάθµισης και γενικά τα ιζηµατολογικά χαρακτηριστικά. Όµως οι υποθαλάσσιες βαρυτικές µετακινήσεις ταξινοµούνται κυρίως µε βάση τη µηχανική συµπεριφορά των ιζηµάτων κατά τη µεταφορά και το βαθµό παραµόρφωσής τους, καθώς και από τη γεωµετρία του επιπέδου ολίσθησης και απόθεσης, στοιχεία που προκύπτουν από τη µελέτη των ακουστικών τύπων στις σεισµικές καταγραφές. Ανάλογα µε τη µηχανική τους συµπεριφορά οι µετακινήσεις διακρίνονται σε ελαστικές (ολισθήσεις), πλαστικές (ροές µαζών) και ροές (ροές ρευστών). Στο δυναµικό πεδίο των ελαστικών ροών, σύµφωνα µε το πρώτο σύστηµα ταξινόµησης που προτάθηκε από τον Dott (1963), εµπεριέχονται οι πτώσεις βράχων (rockfalls) και οι ολισθήσεις (slides). Ως ολισθήσεις ορίζονται οι προς τα κατάντι µετακινήσεις των υλικών που αποτελούν και σχηµατίζουν τα πρανή, στα οποία η αστοχία συµβαίνει κατά µήκος ενός ή περισσοτέρων επιφανειών (Eckel 1958). Οι ολισθήσεις µπορούν να διακριθούν σε κατολισθήσεις (slumps) όταν η αποκόλληση συνοδεύεται από περιστροφική 4

11 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον κίνηση και σε επίπεδες ολισθήσεις (glides) όταν η µάζα κινείται κατά µήκος επίπεδων επιφανειών (Brandes and Wang 2004, Locat and Lee 2002, Prior and Coleman 1984). Οι κατολισθήσεις έχουν δύο βασικά χαρακτηριστικά: την επιφάνεια διάρρηξης (επιφάνεια αποκόλλησης, επιφάνεια ολίσθησης) και µια κατολισθαίνουσα µάζα ιζηµάτων ή πετρωµάτων. Η επιφάνεια διάρρηξης είναι η περιοχή όπου συµβαίνει η αστοχία και ξεκινά η προς τα κατάντι κίνηση των ιζηµάτων. Περισσότερες από µια επιφάνειες διάρρηξης είναι δυνατό να δηµιουργηθούν σε µια κατολίσθηση. Η ολισθαίνουσα µάζα είναι το υλικό εκείνο που µετακινείται προς τα κατάντι και συνήθως ένα τµήµα του αποτίθεται κοντά στην επιφάνεια διάρρηξης, αλλά είναι δυνατό να έχει µετακινηθεί και εξολοκλήρου µακριά από την επιφάνεια διάρρηξης. Η κατολισθαίνουσα µάζα µπορεί να παραµένει αδιατάρακτη, ελαφρώς ή αρκετά διαταραγµένη ή να έχει διασπαστεί σε διακριτά ολισθαίνοντα τεµάχη. Σύµφωνα µε την ορολογία που χρησιµοποίησε ο Varnes (1978) (Εικ. 1.1), η κύρια θραύση είναι το ανώτερο τµήµα της επιφάνειας ολίσθησης. Η κύρια θραύση συνήθως περιβάλλεται από τοξοειδείς θραύσεις στέψης και µικρότερες θραύσεις µπορεί να εµφανίζονται µέσα στην κατολισθαίνουσα µάζα που αποτελεί και το κύριο σώµα της κατολίσθησης. Το προς τα πάνω άκρο του κύριου σώµατος της κατολίσθησης αποτελεί την κεφαλή αυτής και το προς τα κάτω άκρο αποτελεί τον πόδα της κατολίσθησης. Η περιοχή του πόδα µπορεί να παρουσιάζει µια υπερυψωµένη επιφάνεια που δηµιουργείται από την αντίσταση στην προς τα κάτω κίνηση των ιζηµάτων ή στην περιστροφή. Η επιφάνεια ολίσθησης κυρίως σε µηχανικά οµογενοποιηµένα υλικά είναι κοίλη προς τα πάνω. Ανάλογα η κίνηση της κατολισθαίνουσας µάζας είναι περιστροφική ενώ ο αρχικός πυθµένας παρουσιάζει µια ανάστροφη κλίση. Τέτοιοι τύποι κατολισθήσεων χαρακτηρίζονται ως περιστροφικές (rotational slides ή slumps). Ωστόσο εάν η αστοχία ελέγχεται από µηχανικά ανοµοιογενείς δοµές όπως τα επίπεδα στρώσης, τότε η επιφάνεια ολίσθησης είναι περισσότερο επίπεδη, η κίνηση είναι µεταθετική και η κατολίσθηση χαρακτηρίζεται ως µεταθετική (translational slides) (Hampton et al 1996). Πιο 5

12 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον συγκεκριµένα και σύµφωνα µε τους Lee et al. (1993), ως slump χαρακτηρίζεται µια κατολίσθηση στην οποία η αστοχείσα µάζα δεν υπερβαίνει το όριο της θραύσης και οριοθετείται από διακριτά επίπεδα αστοχίας. Οι Mulder and Cochonat (1996) παρατήρησαν ότι οι βαρυτικές µετακινήσεις που χαρακτηρίζονται ως slumps περιγράφονται ως συνεκτικές καθώς η αστοχείσα µάζα παραµένει αισθητά αδιατάρακτη και η προς τα κατάντι κίνηση είναι περιορισµένη. Εικόνα 1.1: Χαρακτηριστικά των υποθαλάσσιων κατολισθήσεων (Varnes, 1978). Οι περιστροφικές ολισθήσεις είναι ο πιο συχνός τύπος υποθαλάσσιων βαρυτικών µετακινήσεων καθώς και ολισθήσεων. Χαρακτηρίζονται από επίπεδα, µικρού βάθους πρανή, που µοιάζουν όσον αφορά την κλίση τους µε το αρχικό αδιατάρακτο πρανές και συνήθως συµβαίνουν σε πρανή µε κλίση µικρότερη από 5 ο, αλλά µπορεί επίσης και να συµβούν και σε πρανή µε κλίση 6

13 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον µικρότερη από 1 ο. Οι περιστροφικές ολισθήσεις είτε δηµιουργούνται από κοίλες επιφάνειες ή έχουν κοίλες επιφάνειες που προέρχονται από την µετακίνηση µεγαλύτερων βράχων και κορηµάτων (Poulos 1988, Prior and Coleman 1984, Watts 2004). Οι µεταθετικές ολισθήσεις είναι δυνατό να διαχωριστούν περαιτέρω σε ολισθήσεις τεµάχους (block slides) και ολισθήσεις στρώµατος (slab slides). Οι ολισθήσεις τεµάχους συνδέονται µε την µετακίνηση µεγάλων τεµαχών που προέρχονται συνήθως από το υπόβαθρο. Στις ολισθήσεις στρώµατος η κατολισθαίνουσα µάζα είναι αδιατάρακτη και αποτελούµενη από στρώµατα τα οποία ολισθαίνουν χωρίς να περιστρέφονται ( Booth and O Leary 1991). ύο ακόµη τύποι ολισθήσεων είναι οι αλλεπάλληλες ολισθήσεις (successive slides) και οι οπισθοδροµούσες ολισθήσεις (retrogressive slides). Οι αλλεπάλληλες ολισθήσεις είναι ένας από τους πιο πολύπλοκους τύπους υποθαλάσσιων κατολισθήσεων και είναι αποτέλεσµα περιστροφικών ολισθήσεων και ολισθήσεων στρώµατος. Αυτός ο τύπος ολισθήσεων αποτελεί µια αλυσιδωτή δηµιουργία ολισθήσεων, καθώς µια κατολίσθηση που προκαλεί µια άλλη, έχει ξεκινήσει από µια µεταθετική ολίσθηση στρώµατος ή από περιστροφικές ολισθήσεις. Σαν οπισθοδροµούσες (retrogressive slides) χαρακτηρίζονται οι ολισθήσεις οι οποίες εκδηλώνονται σαν πολυάριθµες γειτονικές αστοχίες που δηµιουργούνται προοδευτικά προς τα ανάντι (Hampton et al 1996). Η καταστροφή (disintegrating) της εσωτερικής δοµής των ιζηµάτων κατά τη µετακίνησή τους σηµαίνει συγχρόνως και τη µετάβασή τους από τις ολισθήσεις στις ροές. ύο συγκεκριµένοι τύποι ολισθήσεων, που αποτελούν ουσιαστικά ενδιάµεσους µηχανισµούς µεταξύ ολισθήσεων και ροών ιζηµάτων, είναι οι ολισθοροές (flowslides) και οι ολισθήσεις τύπου «bottleneck» (bottleneck slides). Οι ολισθήσεις τύπου bottleneck ( λαιµός µπουκαλιού ). διαπιστώθηκαν σε σύγχρονα δελταΐκά περιβάλλοντα (Μισσισιπής), αναπτύσσονται σε µικρές κλίσεις (0.2 o -0.4 o ), η περιοχή πηγής (source area) περιορίζεται από ένα σχεδόν κυκλικό έως τοξοειδές µέτωπο (arcuated scarp), ενώ θραύσεις στέψης (crown cracks) διαπιστώνονται προς τα ανάντι. Από την 7

14 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον περιοχή πηγής αρχίζει και αναπτύσσεται η αστάθεια των ιζηµάτων µε µεταθετικές ολισθήσεις οι οποίες µεταπίπτουν σε ροές κορηµάτων (καταστροφή εσωτερικής δοµής). Οι ροές κορηµάτων διαµέσου ενός στενού ανοίγµατος εξέρχονται από την περιοχή πηγής και σχηµατίζουν προς τα κατάντι ένα ριπίδιο απόθεσης. Η ολίσθηση τύπου bottleneck αποτελεί, στην πραγµατικότητα, έναν ενδιάµεσο τύπο βαρυτικού φαινοµένου µεταξύ της καταβύθισης λόγω κατάρρευσης 1 (collapse depressions) και της επιµηκυµένης οπισθοδροµούσας ολίσθησης (elongate retrogressive slide). Η κύρια διχογνωµία που έχει προκύψει µεταξύ των ερευνητών αφορά κυρίως στη διάκριση και ονοµατολογία µεταξύ των ροών µαζών και των ροών ρευστών, µε συνέπεια την ύπαρξη ενός σηµαντικού αριθµού ταξινοµήσεων (Dott 1963, Middleton and Hamton 1976, Nardin et al. 1979, Prior and Coleman 1979, Lowe 1979, 1982, Chough et al. 1985, Postma 1986, Mulder and Cochonat 1996). Οι Middleton & Hampton (1973, 1976) και Middleton (1978) ανέπτυξαν ένα σύστηµα ταξινόµησης βαρυτικών µαζών ροών ιζηµάτων, το οποίο βασίζεται στον κύριο µηχανισµό που επιδρά κατά τη διάρκεια της µεταφοράς. Τα τέσσερα ακραία µέλη στο σύστηµα αυτό είναι: ροές κορηµάτων (debris flows),στις οποίες οι µεγαλύτεροι κόκκοι υποστηρίζονται από µια µητρική µάζα η οποία είναι µίγµα νερού και λεπτόκοκκου υλικού, ροές κόκκων (grain flows), στις οποίες η υποστήριξη παρέχεται από πίεση διασκόρπισης λόγω αλληλεπίδρασης των κόκκων, ρευστοποιηµένες ροές (fluidized flows), µερικώς υποστηριζόµενες από την προς τα πάνω κίνηση ρευστού µεταξύ των κόκκων κατά την καθίζηση αυτών, και τουρβιδιτικά ρεύµατα (turbidity currents), υποστηριζόµενα από τυρβώδη ροή. Ο Postma (1986) ταξινόµησε τις ροές βαρύτητας των ιζηµάτων σύµφωνα µε τον τελικό χαρακτήρα της ροής, λίγο πριν την απόθεση των ιζηµάτων, ο 1 Η καταβύθιση λόγω κατάρρευσης είναι καταβύθιση του πυθµένα η οποία περιορίζεται από ένα σχεδόν κυκλικό µέτωπο ύψους µέχρι 3m., θραύσεις στέψης (crown cracks) διαπιστώνονται στα γειτονικά αδιατάρακτα ιζήµατα, ενώ ένα χαµηλό ανάχωµα (χείλος, rim) παρουσιάζεται συνήθως στην κατάντι πλευρά του µετώπου. 8

15 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον οποίος και αποτυπώνεται έντονα στην απόθεση που προκύπτει. Η ρεολογία των µηχανισµών βαρύτητας, στη φάση της απόθεσης, χαρακτηρίζεται από τρεις παραµέτρους: (α) η ροή είναι είτε γραµµική είτε τυρβώδης, (β) η συγκέντρωση του ιζήµατος στη ροή είναι χαµηλή ή υψηλή και (γ) η συµπεριφορά της ροής είναι είτε πλαστική είτε συµπεριφορά ρευστού. Άλλοι όροι οι οποίοι έχουν χρησιµοποιηθεί για την περιγραφή των ροών µαζών είναι οι high concentration dispersion (υψηλής συγκέντρωσης διασπορά) (Fisher, 1971), sediment gravity flow (ροές βαρύτητας) (Middleton & Hampton, 1976) και inertia flow (αδρανειακή ροή) (Sanders, 1965, Carter, 1975). Ο όρος αδρανειακή ροή προτάθηκε από το Sanders (1965) για µεταφορά ιζηµάτων στην οποία οι κόκκοι κινούνται πάνω από τον πυθµένα αλλά δεν υποστηρίζονται από την προς τα άνω συνιστώσα της τυρβώδους ροής. Οι παραπάνω όροι σχετίζονται όχι τόσο µε πλαστικά φαινόµενα όσο µε τις διεργασίες που συνεπάγεται µία φάση ιξώδους ρευστού. Κατά την υπέρβαση του κρίσιµου ορίου υδαρότητας ενός ιζήµατος η µάζα αυτού παύει να συµπεριφέρεται στα πρότυπα στερεού και υιοθετεί την κινητική συµπεριφορά ιξώδους ρευστού. Γενικά, θεωρείται ότι η κίνηση των ροών µαζών εξελίσσεται µε στρωµατοποιηµένη µορφή παρότι έχει επίσης προταθεί από τους Lindsay (1966) και Enos (1977) η τυρβώδης συµπεριφορά. Στην εικόνα 1.2 παρουσιάζεται ένα διάγραµµα των υποθαλάσσιων µετακινήσεων µετά από τη σύνθεση των δεδοµένων των προαναφερθέντων ερευνητών. Είναι γενικά αποδεκτό ότι οι υποθαλάσσιες ολισθήσεις, σε συνεκτικά ιζήµατα, είναι δυνατό να εξελιχθούν προς τα κατάντι από ολισθήσεις σε ροές και εν συνεχεία σε τουρβιδιτικά ρεύµατα µέσω της συνεχούς αποσύνθεσης της δοµής των ιζηµάτων και της εισχώρησης του νερού ( Mulder and Cochonat 1996, Ilstad et al. 2004, Bryn et al. 2005). Ωστόσο αυτό αποτελεί µια υπεραπλούστευση των µηχανισµών εξέλιξης µιας κατολίσθησης καθώς ορισµένες κατολισθήσεις µπορεί να διανύουν µεγάλες αποστάσεις (εκατοντάδες χιλιόµετρα) χωρίς αξιοσηµείωτη εµφάνιση τουρβιδιτικών ρευµάτων, ενώ άλλες εξελίσσονται εξολοκλήρου σε τουρβιδιτικά ρεύµατα 9

16 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον πολύ κοντά στην πηγή προέλευσής τους. Στην πραγµατικότητα ο σχηµατισµός µεγάλων τουρβιδτικών ρευµάτων, στα οποία µερικές εκατοντάδες κυβικά χιλιόµετρα ιζήµατος αναµιγνύονται γρήγορα µε πολύ µεγάλες ποσότητες νερού, είναι µια ελάχιστα κατανοητή διεργασία (Talling et al. 2002). Όµως ο εντοπισµός της πηγής προέλευσης καθώς και ο πιθανός προσδιορισµός της αιτίας πρόκλησης της κίνησης µιας µάζας ιζήµατος είναι δυνατό να οδηγήσει σε µια σηµαντική εκτίµηση της διεργασίας που έλαβε χώρα. 10

17 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον SUBMARINE FALLS ΥΠΟΘΑΛΑΣΣΙΕΣ ΠΤΩΣΕΙΣ SEDIMENT FALLS ΠΤΩΣΕΙΣ ΙΖΗΜΑΤΩΝ ROCK FALLS ΠΤΩΣΕΙΣ ΒΡΑΧΩΝ ROCK AVALANCHE ΚΙΝΗΣΗ ΒΡΑΧΩΝ ΜΕ ΜΟΡΦΗ ΧΙΟΝΟΣΤΙΒΑ ΑΣ ROTATIONAL SLIDES ΠΕΡΙΣΤΡΟΦΙΚΕΣ ΟΛΙΣΘΗΣΕΙΣ CIRCULAR ΚΥΚΛΙΚΕΣ NON-CIRCULAR ΜΗ ΚΥΚΛΙΚΕΣ SUCCESSIVE SLIDES ΑΛΛΕΠΑΛΛΗΛΕΣ ΟΛΙΣΘΗΣΕΙΣ SUBMARINE SLIDES ΥΠΟΘΑΛΑΣΣΙΕΣ ΟΛΙΣΘΗΣΕΙΣ TRANSLATIONAL SLIDES ΜΕΤΑΘΕΤΙΚΕΣ ΟΛΙΣΘΗΣΕΙΣ SLAB SLIDE ΟΛΙΣΘΗΣΗ BLOCK SLIDE ΟΛΙΣΘΗΣΗ ΤΕΜΑΧΟΥΣ RETROGRESSIVE SLIDES ΟΠΙΣΘΟ ΡΟΜΟΥΣΕ Σ ΟΛΙΣΘΗΣΕΙΣ COMPLEX-TRANSITIONAL SLIDES ΣΥΝΘΕΤΕΣ-ΜΕΤΑΒΑΤΙΚΕΣ ΟΛΙΣΘΗΣΕΙΣ FLOWSLIDES ΟΛΙΣΘΟΡΟΕΣ BOTTLENECK SLIDE ΟΛΙΣΘΗΣΗ ΜΕ ΜΟΡΦΗ ΛΑΙΜΟΥ ΦΙΑΛΗΣ COLLAPSE/SUBSIDENCE FLOW ΡΟΕΣ ΚΑΘΙΖΗΣΗΣ/ΚΑΤΑΡΕΥΣΗΣ DEBRIS FLOW ΡΟΗ ΚΟΡΗΜΑΤΩΝ SUBMARINE FLOWS ΥΠΟΘΑΛΑΣΣΙΕΣ ΡΟΕΣ MUD FLOW ΛΑΣΠΟΡΟΗ GRAIN FLOW ΡΟΗ ΚΟΚΚΩΝ CREEP ΕΡΠΥΣΜΟΣ LIQUIFIED FLOW ΥΓΡΟΠΟΙΗΜΕΝΗ ΡΟΗ TURBIDITY CURRENT ΤΟΥΡΒΙ ΙΤΙΚΟ ΡΕΥΜΑ HIGH DENSITY ΥΨΗΛΗΣ ΠΥΚΝΟΤΗΤΑΣ LOW DENSITY ΧΑΜΗΛΗΣ ΠΥΚΝΟΤΗΤΑΣ Εικόνα 1.2 : ιαγραµµατική απεικόνιση των υποθαλάσσιων βαρυτικών µετακινήσεων και των πιθανών σταδίων εξέλιξης ή µετάβασης τους. 11

18 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον 1.2 ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΑ ΕΚ ΗΛΩΣΗΣ ΚΑΙ ΜΗΧΑΝΙΣΜΟΙ ΠΡΟΚΛΗΣΗΣ ΤΩΝ ΒΑΡΥΤΙΚΩΝ ΜΕΤΑΚΙΝΗΣΕΩΝ Οι βαρυτικές µετακινήσεις µπορούν να εκδηλωθούν σε όλα τα υποθαλάσσια περιβάλλοντα και σε µεγάλο εύρος βαθών, κλίσεων και τύπων ιζηµάτων. Αν και υπάρχουν πολλές περιοχές όπου αναπτύσσονται πολύ µικρών διαστάσεων µετακινήσεις ορισµένα τυπικά εύρη µεγεθών είναι: µήκος 0,3-380 km (µέσος όρος 2-4 km), πλάτος 0,2-50 km (µέσος όρος 1-2 km), πάχος m. Η ταχύτητα που είναι δυνατό να αναπτυχθεί είναι της τάξης των 50m/sec ενώ έχει παρατηρηθεί και απόσταση απόθεσης των µετακινηθέντων ιζηµάτων 850 km από τη θέση αστοχίας (Kitimat, Βρεταννική Κολούµπια) (Mulder and Cochonat, 1996). Το πιο εντυπωσιακό στοιχείο όµως είναι οι τιµές των κλίσεων (από 0,5 ο έως 30 ο ) όπου λαµβάνουν χώρα οι υποθαλάσσιες βαρυτικές µετακινήσεις. Το πολύ µεγάλο µέγεθος των υποθαλάσσιων κατολισθήσεων είναι ένα από τα χαρακτηριστικά που τις κάνουν να διαφέρουν από τις χερσαίες κατολισθήσεις. Στις µεγαλύτερες χερσαίες κατολισθήσεις η κατολισθαίνουσα µάζα είναι µερικές δεκάδες km 3. Για παράδειγµα, οι Crandell et al. (1984) περιέγραψαν την 26 km 3 σε έκταση ολίσθηση Mount Shasta σαν τη µεγαλύτερη γνωστή κατολίσθηση, ενώ η µεγαλύτερη υποθαλάσσια κατολίσθηση που γνωρίζουµε έχει µέγεθος km 3. (Agulhas slide στη Νότιο Αφρική), (Dingle 1977). Κατολισθήσεις που έχουν εκδηλωθεί στα νησιά της Χαβάης και η κατολίσθηση Storegga στην ηπειρωτική κατωφέρεια της Νορβηγίας έχουν µεγέθη που ξεπερνούν τα km 3. (Kenyon 1987, Bugge et al. 1988). Οι περισσότερες βαρυτικές µετακινήσεις αναπτύσσονται σε κλίσεις µικρότερες από 4 ο γεγονός που υποδηλώνει ότι στο θαλάσσιο περιβάλλον, σε αντίθεση µε το χερσαίο, το έντονο ανάγλυφο δεν αποτελεί αναγκαία συνθήκη εκδήλωσης τους. Υπάρχουν αρκετοί τύποι περιβαλλόντων στους οποίους είναι πιο πιθανό να εκδηλωθούν υποθαλάσσιες κατολισθήσεις ανάλογα µε τους τύπους των 12

19 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον ιζηµάτων και τα φυσιογραφικά χαρακτηριστικά της κάθε περιοχής. Τα πιο συνήθη είναι τα φιόρδ, τα δέλτα των ποταµών στην ηπειρωτική υφαλοκρηπίδα, υποθαλάσσια φαράγγια ή ριπίδια, ηφαιστειογενή νησιά και ανοιχτές ηπειρωτικές κατωφέρειες (Lee 2005, Masson et al., 2006, Hampton et al. 1996). Σύνηθες φαινόµενο αλλά όχι και το µοναδικό, σε όλα τα παραπάνω περιβάλλοντα, είναι η παρουσία ενός επικλινούς πυθµένα όπου η δύναµη της βαρύτητας δρα σηµαντικά στην προς τα κατάντι κίνηση των ιζηµάτων και πετρωµάτων. Τα φιόρδ είναι περιοχές όπου οι παγετώνες έχουν δηµιουργήσει απότοµες επικλινείς κοιλάδες λόγω διάβρωσης και είναι ιδιαίτερα επιρρεπείς στη δηµιουργία κατολισθήσεων. Στα ποτάµια δέλτα συγκεντρώνονται µεγάλες ποσότητες ιζήµατος πολύ γρήγορα µε αποτέλεσµα, λόγω της µεγάλης ταχύτητας απόθεσης, τα ιζήµατα να µην είναι επαρκώς στερεοποιηµένα ή να αποτίθενται πάνω από στρώµατα αερίων, έτσι ώστε να προκαλείται αστάθεια ακόµα και σε πρανή µε κλίση µικρότερη από 1 ο. Tα υποθαλάσσια φαράγγια και τα υποθαλάσσια συστήµατα ριπιδίων είναι περιοχές όπου οι αποθέσεις µεταφέρονται από την ηπειρωτική υφαλοκρηπίδα σε µεγαλύτερα βάθη. Η συγκέντρωση ιζηµάτων στις περιοχές αυτές είναι πολύ ασταθής λόγω των µεγάλων κλίσεων των πρανών και δηµιουργούνται έτσι προβλήµατα αστάθειας από τουρβιδιτικά ρεύµατα. Επίσης τα ηφαιστειογενή νησιά αποτελούν περιοχές στις οποίες συχνά εκδηλώνονται κατολισθητικά φαινόµενα. Πολλές κατολισθήσεις έχουν παρατηρηθεί γύρω από ηφαιστειακά νησιά, συµπεριλαµβανοµένου και των νησιών της Χαβάης (Lee 2005).Αν και οι λόγοι που προκαλούν τα φαινόµενα αυτά δεν είναι ακόµα εξακριβωµένοι, ως πιθανότερες αιτίες της αστάθειας στις περιοχές αυτές έχουν προταθεί ο ασταθής αργιλώδης χαρακτήρας των ιζηµάτων, η αντίδραση του εδάφους στις εκρήξεις του ηφαιστείου καθώς και η υπερβολική πίεση λόγω της ανόδου του µάγµατος. Οι ανοιχτές ηπειρωτικές κατωφέρειες εµφανίζουν παρόµοια χαρακτηριστικά µε τα υποθαλάσσια φαράγγια και τα υποθαλάσσια συστήµατα ριπιδίων, λόγω των απότοµων πρανών. Ωστόσο οι περιοχές αυτές 13

20 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον µπορεί να βρίσκονται πιο κοντά στην ακτή, για παράδειγµα κατά µήκος των ηπειρωτικών περιθωρίων (Lee 2005, Locat and Lee 2002, Masson et al. 2006). Τα προαναφερθέντα γεωλογικά περιβάλλοντα, λόγω των συνθηκών που επικρατούν σ αυτά, αποτελούν παράγοντες εκδήλωσης κατολισθήσεων. Όµως εκτός από το γεωλογικό περιβάλλον που είναι υπεύθυνο για την αστάθεια των υποθαλάσσιων πρανών, υπάρχουν και άλλοι µηχανισµοί που µπορεί να αποτελέσουν το αίτιο για τη δηµιουργία κατολισθήσεων. Η γεωµορφολογία ή οι υπάρχουσες γεωµορφές µπορούν να προκαλέσουν υποθαλάσσια κατολισθητικά φαινόµενα και παίζουν σηµαντικό ρόλο στην πιθανότητα να συµβούν αυτά, καθώς οι δυναµικές που σχηµατίζουν ένα περιβάλλον µπορούν να επιδράσουν σηµαντικά στην αστοχία των πρανών. Οι µηχανισµοί πρόκλησης µιας κατολίσθησης που σχετίζονται µε τη γεωµορφολογία περιλαµβάνουν το ιστορικό των βαρυτικών µετακινήσεων, την κλίση του πρανούς, την ύπαρξη ενός στρώµατος µε χαµηλή αντοχή, την φόρτιση και αποφόρτιση λόγω παγετώνων και την κλιµατική αλλαγή για πάνω από εκατοντάδες χρόνια. (Masson et al. 2006, Sultan et al. 2004). Άλλο αίτιο που µπορεί να οδηγήσει τα υποθαλάσσια πρανή σε αστάθειες είναι η γρήγορη συγκέντρωση των ιζηµάτων σε ένα πολύ µικρό χρονικό διάστηµα. Οι υψηλές τιµές της πίεσης των πόρων που αναπτύσσονται λόγω της απότοµης συγκέντρωσης ιζήµατος δρουν ανασταλτικά στην υπάρχουσα υπερκείµενη πίεση η οποία αποτελεί το σταθεροποιητικό παράγοντα µέσω της αύξησης της διατµητικής αντοχής του ιζήµατος. Ωστόσο η διατµητική τάση αυξάνει µε σαφώς µεγαλύτερο ρυθµό σε σχέση µε τη διατµητική αντοχή του ιζήµατος µε αποτέλεσµα την αστοχία στο σηµείο που θα την υπερβεί. Η κατάσταση αυτή δύναται να αναπτυχθεί δεδοµένων υψηλών ρυθµών απόθεσης και εφόσον οι ρυθµοί αυτοί λαµβάνουν χώρα για σηµαντικές χρονικές περιόδους. Η όλη θεώρηση βασίζεται στο σηµείο εκκίνησης που δεν είναι άλλο από το σηµείο ισορροπίας µεταξύ του βαθµού συµπύκνωσης και της υπερκείµενης πίεσης. Στην κατάσταση ισορροπίας, ο βαθµός συµπύκνωσης αντικατοπτρίζει το ποσοστό της υπερκείµενης πίεσης µε αποτέλεσµα την απουσία πίεσης πόρων που υπερβαίνει την τιµή νορµικής 14

21 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον κατάστασης. Σε διαφορετική περίπτωση, οι καταστάσεις του ιζήµατος µπορούν να είναι είτε υπερσυµπύκνωση (overconsolidated), όταν η υπερκείµενη πίεση δεν επαρκεί για το βαθµό συµπύκνωσης που παρουσιάζει το ίζηµα, είτε υποσυµπύκνωση (underconsolidation), όταν ο βαθµός συµπύκνωσης είναι σαφώς µικρότερος από αυτόν που αντιστοιχεί στην παρούσα υπερκείµενη πίεση. Η κατάσταση ισορροπίας, σύµφωνα µε τον Booth (1979), απαιτεί ένα ρυθµό απόθεσης της τάξης του 1mm/y. Στις περισσότερες περιπτώσεις τα παραπάνω αίτια εκδήλωσης κατολισθητικών φαινοµένων, που θεωρούνται µακροπρόθεσµα, δεν δηµιουργούν από µόνα τους ολισθήσεις. Ωστόσο αν συνδυαστούν µε άλλους παράγοντες ή βραχυπρόθεσµους µηχανισµούς και αίτια µπορεί να συνεισφέρουν στη δηµιουργία υποθαλάσσιων βαρυτικών µετακινήσεων (Locat and Lee 2002, Sultan et al. 2004). Υπάρχουν εντούτοις και βραχυπρόθεσµα ή εξωτερικά ερεθίσµατα που µπορεί να ενεργοποιήσουν ακαριαία µια κατολίσθηση., τα οποία χαρακτηρίζονται σαν µηχανισµοί πρόκλησης (triggering mechanisms) κατολισθητικών φαινοµένων. Οι Sultan et al. (2004), ορίζουν το µηχανισµό πρόκλησης µιας κατολίσθησης σαν «ένα εξωτερικό ερέθισµα το οποίο ξεκινά τη διαδικασία αστάθειας ενός πρανούς». Η διαφορά, µεταξύ των εξωτερικών ερεθισµάτων ή βραχυπροθέσµων γεγονότων και των υπαρχόντων συνθηκών ή µακροπρόθεσµων αιτίων, είναι ότι τα πρώτα είναι περισσότερο πιθανό να προκαλέσουν µια κατολίσθηση σε ένα µικρό σχετικά χρονικό διάστηµα. Οι κυριότεροι µηχανισµοί πρόκλησης κατολισθητικών φαινοµένων που έχουν προταθεί από τους ερευνητές είναι: οι σεισµοί καθώς και άλλες τεκτονικές δραστηριότητες (Masson et al. 2006, Minning et al. 2006, Poulos 1988, Prior and Coleman 1984, Sultan et al. 2004), τα ανεµογενή κύµατα, οι παλίρροιες ή άλλες αλλαγές στο επίπεδο της θάλασσας, (Locat and Lee 2002, Minning et al. 2006, Poulos 1988, Sultan et al. 2004), καθώς και οι διαφυγές αέριων υδρογονανθράκων και η αποσταθεροποίηση των ενυδατωµένων υδρογονανθράκων (gas hydrates). 15

22 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον Αρκετοί µελετητές (Whelan et al. 1977, Hampton et al. 1982) έχουν υποστηρίξει ότι η απελευθέρωση αερίων υδρογονανθράκων προκαλεί µείωση της διατµητικής αντοχής των ιζηµάτων του πυθµένα που οδηγεί πολλές φορές στην εκδήλωση κατολισθητικών φαινοµένων. Μελέτες, (Kvenvolden and McMenamin 1980), έχουν δείξει την ύπαρξη ενυδατωµένων υδρογονανθράκων (gas hydrates) σε πολλά υποθαλάσσια πρανή. Πρόκειται για κρυσταλλικά στερεά που αποτελούνται από νερό και αέριους υδρογονάνθρακες που συναντώνται κυρίως σε ιζήµατα του ηπειρωτικού περιθωρίου στον ατλαντικό (USGS, 2007), και βοηθούν στη συγκράτηση των κορηµάτων. Ωστόσο όταν οι ενυδατωµένοι υδρογονάνθρακες αποσταθεροποιούνται λόγω µεταβολής των συνθηκών πίεσης και θερµοκρασίας και µεταβαίνουν στην αέρια φάση, ο πυθµένας γίνεται ιδιαίτερα ασθενής. Το αποτέλεσµα µπορεί να είναι πολύ µεγάλη πίεση πόρων µε µείωση των ενεργών τάσεων και κατά συνέπεια µια υποθαλάσσια κατολίσθηση (Locat and Lee 2002, Masson et al. 2006, Minning et al. 2006, USGS 2007, Prior and Coleman 1984, Sultan et al. 2004). Οι Kayen and Lee (1991) πρότειναν ότι η πτώση της στάθµης της θάλασσας κατά τις παγετώδεις περιόδους θα µπορούσε να οδηγήσει σε πολυάριθµες υποθαλάσσιες κατολισθήσεις λόγω της αποσταθεροποίησης των ενυδατωµένων υδρογονανθράκων. Παρόµοια αποτελέσµατα θα µπορούσε να έχει και η αύξηση της θερµοκρασίας του θαλάσσιου πυθµένα λόγω του σύγχρονου προβλήµατος της υπερθέρµανσης του πλανήτη. Εκτός όµως από τους ενυδατωµένους υδρογονάνθρακες υπάρχουν και αέριοι υδρογονάνθρακες βιογενούς κυρίως προέλευσης που µπορεί να συµβάλλουν στις βαρυτικές µετακινήσεις των υποθαλάσσιων ιζηµάτων. Η παρουσία αυτών στα ιζήµατα θα αναφερθεί πιο αναλυτικά στη συνέχεια. Παράκτιες κατολισθήσεις συχνά συµβαίνουν κατά τη διάρκεια χαµηλών παλιρροιών µέσω ενός µηχανισµού παρόµοιου µε τις αστοχίες που συµβαίνουν στα δελταϊκά µέτωπα και τις συνθήκες που επικρατούν κατά την γρήγορη πτώση του νερού στα χερσαία φράγµατα (Mulder et al. 1993). Η κατολίσθηση Kitimat που συνέβη στη Βρεταννική Κολούµπια το

23 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον αποτελεί κλασσικό παράδειγµα ενός τέτοιου µηχανισµού (Prior et al. 1982). Τέτοιου τύπου αστοχίες ανήκουν σε µια ευρύτερη οµάδα υποθαλασσίων κατολισθήσεων που προκαλούνται από φαινόµενα διαφυγής νερού. Οι διαφυγές αυτές µπορούν να συµβούν ακριβώς κάτω από την παράκτια ζώνη διαµέσου των παράκτιων υδροφόρων (Robb 1984) καθώς και άλλων διαδικασιών µετανάστευσης υγρών µέσω των πόρων των ιζηµάτων, όπως η καταβύθιση των ιζηµάτων στα όρια των πλακών (Paull et al. 1990, Orange and Breen 1992). Κάτω από κατάλληλες συνθήκες τέτοιες διαφυγές µπορεί να οδηγήσουν σε αστοχίες και ενδεχοµένως στην ανάπτυξη υποθαλάσσιων φαραγγιών (Orange et al. 1997). Η φόρτιση των ιζηµάτων λόγω κυµατικής δράσης έχει επίσης αναγνωριστεί σαν ένας από τους βασικούς µηχανισµούς πρόκλησης κατολισθητικών φαινοµένων τα οποία έχουν προκαλέσει αστοχίες ή καταστροφές σε πολλά παράκτια και θαλάσσια έργα, όπως στην περίπτωση του τυφώνα Camille στο δέλτα του Μισσισιπή το 1969 (Bea et al. 1983). Επιπλέον ένα σεισµικό επεισόδιο ή ισχυρή κυµατική δράση (storm waves), δυνητικά παρέχουν την κρίσιµη αυτή ποσότητα ενέργειας για την ανάπτυξη µετακίνησης µαζών η οποία εξελίσσεται σε µία πληθώρα βαρυτικών µετακινήσεων, λειτουργώντας κατά κάποιο τρόπο µε µια τάση θετικής ανάδρασης από στάδιο σε στάδιο. Η επενέργεια των σεισµών ή των κυµάτων καταιγίδας (storm waves) έγκειται στην επιβολή κυκλικής φόρτισης, στο ίζηµα, τάξης µεγέθους που µπορεί να οδηγήσει σε αστοχία αποδόµησης (disintegrative failure). Αποδόµηση (disintegration) χαρακτηρίζεται µια µάζα ιζήµατος της οποίας η συνοχή έχει ελαττωθεί σε τέτοιο βαθµό ώστε να εµφανίζει παραµόρφωση κάτω από την επίδραση των βαρυτικών τάσεων, λόγω της κλίσης της επιφάνειας αστοχίας, ακόµη και µετά την παύση του παράγοντα ενεργοποίησης της αστοχίας. Στον αντίποδα της αποδόµησης, αναπτύσσεται ένα καθεστώς µη-αποδόµησης (nondisintegration failure) το οποίο περιλαµβάνει µόνιµη µετατόπιση κατά την αστοχία µε τη διαφορά ότι η παραµόρφωση της ιζηµατογενούς απόθεσης τερµατίζεται ταυτόχρονα µε την τάση του παράγοντα ενεργοποίησης του φαινοµένου. Ωστόσο η 17

24 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον διατµητική αντοχή ενός ιζήµατος δεν ελαττώνεται σε ικανοποιητικό βαθµό, εφόσον η φυσική υγρασία αυτού παραµένει σταθερή, ώστε να εξελιχθεί σε ροή µάζας. Ο ρόλος ενός προσωρινού επεισοδίου φόρτισης στην αύξηση του περιεχοµένου ποσοστού ύδατος και συνεπώς στη µείωση της αντοχής του ιζήµατος, εξετάσθηκε από τους Whitman (1985) και Hampton (1972) οι οποίοι και πρότειναν τους παρακάτω δύο κύριους µηχανισµούς: Ο Whitman υποστηρίζει ως κύρια διεργασία την αναδιευθέτηση του πορώδους ρευστού στο ίζηµα µε την προϋπόθεση της µη διαφυγής αυτού από το ιζηµατογενές σύστηµα. Τα λεπτοµερή ιζήµατα ως αποτέλεσµα της αντίδρασής τους στην επιβολή κυκλικών φορτίσεων, εµφανίζουν την τάση να αναπτύσσουν πιέσεις πορώδους ρευστού που αντισταθµίζουν τη λιθοσφαιρική πίεση (η πίεση ασκείται λόγω των υπερκείµενων στρωµάτων και παρουσιάζει αυξητική τάση µε το βάθος της ιζηµατογενούς στήλης). Εάν υποθέσουµε ότι το ενεργειακό επίπεδο των κυκλικών φορτίσεων είναι αρκετά υψηλό, τότε οι πιέσεις του πορώδους ρευστού, οι οποίες όπως αναφέρθηκε εξισώνουν τη λιθοσφαιρική πίεση, εξελίσσονται κατά τέτοιο τρόπο ώστε να υπερβαίνουν την τιµή που αντιστοιχεί σε δεδοµένο πάχος ιζήµατος (φανταστείτε το µηχανικό ανάλογο ενός ελατηρίου σε συµπίεση στο ένα άκρο του οποίου δηµιουργείται ξαφνικά υποπίεση). Η πίεση που σταδιακά αναπτύσσεται οδηγεί σε µια βαθµιαία προς τα απάνω ροή του πορώδους ρευστού, από την περιοχή υψηλών πιέσεων προς αυτή των χαµηλότερων σχετικά πιέσεων. Κατά αυτό τον τρόπο η βάση της ιζηµατογενούς στήλης στην οποία επιβάλλεται κυκλική φόρτιση, µε δυνατότητα αύξησης της πίεσης του πορώδους ρευστού όπως προαναφέρθηκε, καθίσταται πυκνότερη ενώ το ανώτερο τµήµα αποκτά πιο χαλαρή δοµή. Εφόσον λοιπόν η διατµητική αντοχή του ιζήµατος µειωθεί κάτω από κρίσιµο σηµείο, λαµβάνει χώρα αστοχία καθεστώτος αποδόµησης. Ο Hampton (1972) πρότεινε µια διαφορετική διεργασία για τη µετάβαση προς την κατάσταση αποδόµησης. Η βασική θεώρηση της υπόθεσής του στηρίζεται στην επίδραση της υπερκείµενης του ιζήµατος υδάτινης µάζας. Κατά την έναρξη της κίνησης ο περιβάλλον υδάτινος όγκος ασκεί µια τάση 18

25 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον που αντιτίθεται στη διασπορά του ιζήµατος προκαλώντας επιπλέον συµπίεση και κινητική αναµόχλευση αυτού. Η διαδικασία αυτή επικουρούµενη από τη µεταβολή του όγκου του ιζήµατος (συνήθως αυξάνεται), λόγω της παραµόρφωσης που υφίσταται υπό την κυκλική φόρτιση του γενεσιουργού επεισοδίου, συνοδεύεται από την εγκαθίδρυση µίας διεργασίας εισόδου του περιβάλλοντος ύδατος στη δοµή που οδηγεί σε περαιτέρω µείωση της διατµητικής αντοχής αυτού. Επιπλέον η επίδραση της κυκλικής φόρτισης στη µάζα που αστοχεί εξαρτάται άµεσα από τον παράγοντα ενεργοποίησης. Έτσι σε ένα σεισµικό επεισόδιο, η κυκλική φόρτιση παρουσιάζεται προσανατολισµένη προς τα ανώτερα τµήµατα της ιζηµατογενούς ακολουθίας µε αποτέλεσµα να οριοθετείται από ένα ανώτερο επίπεδο επίδρασης, το οποίο συµπίπτει µε την επιφάνεια διάτµησης της αστοχείσας µάζας. Αντιθέτως, στην περίπτωση των storm waves η φόρτιση οριοθετείται κάτω, από την ίδια επιφάνεια διάτµησης, ενώ η επίδρασή της στην υπερκείµενη µάζα συνεχίζει. Ωστόσο η επιρροή της κυκλικής φόρτισης στην αστοχείσα µάζα δεν επαρκεί πάντοτε για να είναι άµεση. Πολλές φορές οι τάσεις που αναπτύσσονται, παραδείγµατος χάρη από ένα σεισµικό επεισόδιο, είναι σαφώς µικρότερες από τη διατµητική αντοχή των ιζηµάτων µε αποτέλεσµα να µην επιδρούν σε αυτό, αλλά η παρουσία υποκείµενων οριζόντων δεκτικών, σε µεγαλύτερο βαθµό, των κυκλικών φορτίσεων επηρεάζει δευτερογενώς την υπερκείµενη δυνητικά αστοχείσα µάζα. Στην κατηγορία αυτή εµπίπτει το φαινόµενο της ρευστοποίησης (liquefaction) αµµούχων οριζόντων, µε την επαναδιευθέτηση των κόκκων λόγω της υπερπίεσης του ενδιαµέσου των κόκκων ρευστού έτσι ώστε το σύνολο του στερεού υλικού του ιζήµατος δηµιουργεί µία χαµηλού ιξώδους ροή αποτελώντας επιφάνεια διάτµησης µε αποτέλεσµα την αστοχία των υπερκείµενων αυτής οριζόντων. Η επιφανειακή έκφραση της ρευστοποίησης γίνεται µε τη δηµιουργία αµµούχων ηφαιστείων (sand boils) ή απλώς ελεύθερων ροών κατά µήκος διαρρήξεων. Οι Atigh & Byrne κάνουν αναφορά στις ρευστοποιηµένες ροές που µπορούν να προκληθούν από τις παλιρροιακές διακυµάνσεις, και εντοπίζουν την ειδοποιό 19

26 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον διαφορά στην ανάπτυξη µιας ρευστοποιηµένης ροής αφενός στο περιεχόµενο ποσοστό ύδατος στο ίζηµα και αφετέρου στην επίδραση επιπλέον παραγόντων όπως είναι η παρουσία αέριων υδρογονανθράκων. Ο παραπάνω µηχανισµός έχει προταθεί για µια πληθώρα υποθαλάσσιων µετακινήσεων µαζών (Papatheodorou et al., 1996, Hasiotis et al., 2002, Schmidt, 1887, Field & Hall, 1982) και αποτελεί την κυρίαρχη θεώρηση για την περιοχή της Ελίκης που αποτελεί και την υπο µελέτη περιοχή. 1.3 ΑΝΑΓΝΩΡΙΣΗ ΣΕΙΣΜΙΚΩΝ ΦΑΣΕΩΝ ΚΑΙ ΑΚΟΥΣΤΙΚΩΝ ΜΟΝΤΕΛΩΝ ΠΟΥ ΣΧΕΤΙΖΟΝΤΑΙ ΜΕ ΜΕΤΑΚΙΝΗΣΕΙΣ ΜΑΖΩΝ ΣΕ ΤΟΜΟΓΡΑΦΙΕΣ ΚΑΙ ΗΧΟΓΡΑΦΙΕΣ, ΑΝΤΙΣΤΟΙΧΑ Η µελέτη (i) του ακουστικού χαρακτήρα των σεισµικών ανακλάσεων που σχετίζεται άµεσα µε τις φυσικές/µηχανικές ιδιότητες των ιζηµάτων που µεταφέρθηκαν βαρυτικά και (ii) της γενετικής γεωµετρίας της βαρυτικής απόθεσης στις τοµογραφίες, δίνει σηµαντικές πληροφορίες για τον τύπο του µηχανισµού που έδρασε. Επιπλέον (iii) η αναγνώριση των ακουστικών µοντέλων καταγραφής που παρουσιάζουν οι διάφοροι τύποι βαρυτικής µεταφοράς ιζηµάτων στις ηχογραφίες (καταγραφές του ηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης), δίνει στοιχεία για τη γενικότερη µορφολογία του φαινοµένου και την εξάπλωσή του στον πυθµένα. Ο πίνακας 1 παρουσιάζει τις σεισµικές φάσεις (σε τοµογραφίες) και τα ακουστικά µοντέλα ( σε ηχογραφίες) που σχετίζονται µε τους διάφορους τύπους βαρυτικής µεταφοράς ιζηµάτων. Η παρουσίαση των στοιχείων αυτών για κάθε µορφολογική ενότητα των βαρυτικών φαινοµένων, κρίθηκε απαραίτητη εξαιτίας της ποικιλίας σεισµικών φάσεων/ακουστικών µοντέλων που παρουσιάζονται σε ένα και µόνο κατολισθητικό γεγονός. Για τη δηµιουργία του πίνακα χρησιµοποιήθηκε ως βάση το σύστηµα ταξινόµησης των Nardin et al. (1979), το οποίο είναι ευρέως αποδεκτό σύστηµα ταξινόµησης. Οι δύο κύριοι τύποι βαρυτικών µετακινήσεων που 20

27 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον είναι αναγνωρίσιµοι στις τοµογραφίες και ηχογραφίες και συνεπώς αναφέρονται στον πίνακα είναι οι (i) κατολισθήσεις (slides) και (ii) οι ροές µαζών(massflows). 21

28 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον Πίνακας 1: Σεισµικές φάσεις και ακουστικά µοντέλα που σχετίζονται µε τους διάφορους τύπους βαρυτικής µεταφοράς ιζηµάτων. 22

29 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον Αναγνώριση αποθέσεων ολισθήσεων-κατολισθήσεων σε σεισµικές καταγραφές Η αναγνώριση των κατολισθήσεων-ολισθήσεων σε τοµογραφίες και ηχογραφίες και η διάκρισή τους από κάθε τύπο ροής µαζών (mass flows), στηρίζεται σε ασφαλή «ακουστικά» κριτήρια. Μεγάλη σύγχυση, όµως. επικρατεί µεταξύ των ερευνητών, όσον αφορά στη διάκριση των όρων ολίσθηση (slide) και κατολίσθηση (slump), και ειδικότερα όσον αφορά στη µηχανική συµπεριφορά τους. Η σύγχυση αυτή, είναι φανερό ότι προκαλεί σηµαντικά προβλήµατα στην αναγνώρισή τους σε σεισµικές καταγραφές. Ο όρος ολίσθηση (sliding ή gliding) αναφέρεται αποκλειστικά σε µετακινήσεις µαζών άκαµπτων ή ηµισυνεκτικών, κατά µήκος ενός ή περισσοτέρων επιπέδων ολίσθησης, µε µια σχετικά ασήµαντη εσωτερική ροή της µάζας (Dott, 1963). Ο όρος κατολίσθησης (slumping) σύµφωνα µε τον R.H.Dott (1963) έχει χρησιµοποιηθεί κατά κόρον, για να περιγράψει υποθαλάσσιες µετακινήσεις και αποθέσεις, είναι συνώνυµη µε τον όρο ολίσθηση (slide), αλλά η ανεπιτυχής αναφορά της, την έχει καταστήσει αναξιόπιστη. Η διατήρηση του όρου αυτού είναι δυνατή µόνο στην περίπτωση που περιγράφει ολίσθηση κατά µήκος ενός καµπύλου (curved) επιπέδου ολίσθησης (περιστροφική ολίσθηση-rotated slump) (Dott, 1963, Prior and Coleman, 1979). Οι Prior and Coleman (1979) προτείνοντας ως κριτήριο διάκρισης των ολισθήσεων, τη γεωµετρία του επιπέδου ολίσθησης, διακρίνουν τα κατολισθητικά φαινόµενα σε: (α) Μεταθετικές ολισθήσεις (translational slides) και (β) Περιστροφικές ολισθήσεις (shallow rotational slides). Ο βαθµός παραµόρφωσης των µεταφερόµενων ιζηµάτων µε ολισθήσειςκατολισθήσεις αποτελεί επίσης ένα κριτήριο για τη διάκρισή τους σε τοµογραφίες υποδοµής πυθµένα (D.G. Moore, 1961, T.C. Moore et al. 1970, Chough et al., 1985). Οι Cough et al. (1985) χαρακτηρίζουν ως ολίσθηση 23

30 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον (slide) µάζες ιζηµάτων που έχουν µεταφερθεί λόγω βαρύτητας, αλλά διατηρούν εσωτερικές ανακλάσεις, οι οποίες συνδέονται µε υπερβολικές ανακλάσεις και ρήγµατα µικρής κλίµακας. Η παρουσία καλά ανεπτυγµένων εσωτερικών ανακλάσεων είναι ενδεικτική για τη µικρού βαθµού πλαστική παραµόρφωση που υπέστη η µάζα κατά τη µεταφορά της. Αντίθετα, ως κατολίσθηση (slump) καθορίζουν µια ηµισυνετική µάζα που µετακινήθηκε πάνω σε ένα επίπεδο ολίσθησης και υπέστη σηµαντική παραµόρφωση. Η διατάραξη που υπέστη η µάζα, κατά τη µετακίνησή της, υποδηλώνεται µε την απουσία συνεχών σαφών εσωτερικών σεισµικών ανακλάσεων, µε τη σύγχρονη παρουσία επιφανειακών ανακλάσεων υπερβολικής µορφής και συνήθως τη χαώδη (chaotic) µορφή των εσωτερικών ανακλάσεων. Οι Nardin et al. (1979), προτείνουν τη διάκριση των ολισθήσεων (slide) σύµφωνα µε τη γεωµετρία του επιπέδου ολίσθησης σε µεταθετικές (translational slide) και περιστροφικές (rotational slide) χωρίς να αναφέρονται στον όρο κατολίσθηση (slump). Η λεπτοµερής µελέτη (κατ)ολισθήσεων, τόσο µε τοµογράφους υποδοµής πυθµένα, όσο και µε ηχοβολιστές πλευρικής σάρωσης, συνέβαλε σηµαντικά στην κατανόηση των µηχανισµών που σχετίζονται µε τη δηµιουργία και εξέλιξη ενός κατολισθητικού γεγονότος. Τα κύρια διαγνωστικά ακουστικά κριτήρια για την ασφαλή αναγνώριση κατολισθήσεων σε τοµογραφίες-ηχογραφίες που έχουν προταθεί κατά καιρούς από διαφόρους ερευνητές (Moore et al., 1970, McGrecor et al., 1977, Jacobi and Mzozowski, 1979, Knebel and Carson, 1979, McGregor et al., 1979, McGregor et al., 1981, Chough et al., 1985) αναφέρονται: (Ι). Στη βυθοµετρική έκφραση της κατολίσθησης και στη γενική γεωµετρία (overall geometry) της απόθεσης: Μείωση της κλίσης του πυθµένα στην περιοχή της κατολίσθησης. 24

31 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον Αύξηση του ανάγλυφου του πυθµένα που καταγράφεται µε υπερβολικής µορφής επιφανειακές ανακλάσεις. Ύπαρξη βυθοµετρικής απότοµης καταβύθισης (εγκοπής) που οφείλεται στην παρουσία της κύριας ουλής (main scar) της κατολίσθησης. Το πάχος της απόθεσης που πιθανώς βρίσκεται σε αντίθεση µε το γύρω περιβάλλον. Μορφή της απόθεσης. (ΙΙ). Στην εσωτερική δοµή που παρουσιάζουν τα ιζήµατα που έχουν διαταραχθεί ή µεταφερθεί µε (κατ)ολίσθηση: Οι εσωτερικές σεισµικές ανακλάσεις παρουσιάζονται ασαφείς, ασυνεχείς, µε συχνή παρουσία µικρορηγµατώσεων και µικροπτυχώσεων. Πλήρης απουσία σεισµικών εσωτερικών ανακλάσεων. Χαώδης (chaotic) εσωτερική µορφή ή ακουστικά διαφανής (transparent). (III). Στις στρωµατογραφικές σχέσεις που έχουν αναπτυχθεί µεταξύ της κατολισθείσας µάζας και των αδιατάρακτων ιζηµάτων που την περιβάλλουν: Οι εσωτερικές σεισµικές ανακλάσεις της βαρυτικής απόθεσης είναι ασύµφωνες µε τις υποκείµενες στρώσεις ή η κλίση που παρουσιάζουν βρίσκεται σε αντίθεση µε τη γενική κλίση των στρωµάτων της περιοχής. Οι αποθέσεις της (κατ)ολίσθησης διαχωρίζονται από τα υποκείµενα ιζήµατα από ένα επίπεδο ολίσθησης ή έναν ασαφή βασικό ορίζοντα. Η παρουσία ακουστικά διαφανούς στρώµατος (transparent) πιθανόν να υποδηλώνει την παρουσία της επιφάνειας ολίσθησης. 25

32 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον Η δράση µεγάλης ποικιλίας βαρυτικών µηχανισµών στα πλαίσια ενός και µόνου κατολισθητικού φαινοµένου είναι πιθανόν να δηµιουργήσει ποικιλία δοµών διατάραξης των ιζηµάτων, οι οποίες αποτελούν δευτερεύοντα διαγνωστικά στοιχεία για την αναγνώριση κατολισθητικών φαινοµένων. Κατά συνέπεια, η λεπτοµερής περιγραφή των διαφόρων ακουστικών φάσεων, που διαπιστώθηκαν στις κύριες µορφολογικές ενότητες µιας (κατ)ολίσθησης κρίνεται απαραίτητη. Η έντονα διαφοροποιηµένη µορφολογία που παρουσιάζουν τα διάφορα κατολισθητικά φαινόµενα, αποτέλεσε σηµαντικό πρόβληµα στην ανάπτυξη µιας ενιαίας διάκρισής τους, σε µορφολογικές ενότητες. Οι διαφορετικές απόψεις των ερευνητών συγκλίνουν σε τρεις µορφολογικές ενότητες (Lewis, 19791, Roberts, 1972, Moore et al., 1976, Dingle, 1977, Prior et al., 1983): (i) Την κεφαλή (head) (ii) Το κανάλι µεταφοράς-δάπεδο-κεντρικό τµήµα (elongated chute-floorcentral section). (iii) Το λοβό απόθεσης-πόδα-ζώνη συσσώρευσης (depositional lobe-toezone of accumulation). Η κεφαλή της (κατ)ολίσθησης περιορίζεται από την κύρια ουλή (main slide scar) η οποία έχει γραµµική, τοξοειδή ή και τετραγωνική µορφή. Οι ουλές παρουσιάζονται µε τη µορφή έντονα καταγραµµένων γραµµικών περιοχών στις ηχογραφίες ηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης. ιευθετούνται συνήθως σε οµάδες υποπαράλληλων ουλών ή συχνά µια ουλή διαχωρίζεται σε δύο ή και περισσότερες. Στη βάση των ουλών συνήθως παρατηρούνται σκοτεινόχρωµες-ριπιδοειδείς αποθέσεις, οι οποίες υποδηλώνουν ροές κορηµάτων που προέρχονται από διάβρωση της επιφάνειας της ουλής, ή περιορισµένες ηχητικές σκιές που δηλώνουν την ύπαρξη τεµαχίων ιζηµάτων που αποκόπηκαν από την κύρια ουλή χωρίς να αποσυντεθούν. Οι ουλές στις τοµογραφίες αναγνωρίζονται από την απότοµη απόληξη (truncation) των υποεπιφανειακών ανακλάσεων και την απότοµη κατάπτωση του πυθµένα, παρουσιάζοντας εικόνα τεχνητά κατασκευασµένης καταγραφής (artifact 26

33 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον echo). Σε ειδικές περιπτώσεις, όταν η κλίση της επιφάνειας της ουλής είναι µικρή, είναι πιθανόν να παρουσιάζει κλιµακωτή µορφή στις τοµογραφίες. Η ανώµαλη αυτή µορφολογία οφείλεται στη διαφορετική αντίσταση και τη διάβρωση που παρουσιάζουν τα υποεπιφανειακά στρώµατα, όταν αποκαλυφθούν στην επιφάνεια του πυθµένα. Η κύρια ουλή συνήθως περιβάλλεται από τοξοειδείς θραύσεις (crown cracks) των ιζηµάτων, συνιστώντας µια διαταραγµένη ζώνη (fissured zone) έναντι της κύριας ουλής. Η ζώνη διατάραξης που παρουσιάζεται τόσο στις τοµογραφίες, όσο και στις ηχογραφίες. Το καθεστώς εφελκυσµού που επικρατεί στην κεφαλή της (κατ)ολίσθησης είναι υπεύθυνο για την εµφάνιση µιας βυθοµετρικής «εγκοπής» (extension scar-tensional depression or separation) ακριβώς κατάντη της κύριας ουλής (Roberts, 1972, Dingle, 1977). Επιπλέον, η θραύση της ολισθείσας µάζας, εξαιτίας της εκτόνωσης, είναι δυνατόν να επιτρέψει την εµφάνιση του επιπέδου ολίσθησης στην επιφάνεια του πυθµένα (Lewis, 1971, Jacobi, 1976, Haner and Corsline, 1978). Το δάπεδο της ολίσθησης, κατάντι της κύριας ουλής, καλύπτεται συνήθως από ένα λεπτό στρώµα (5-60 m) ιζηµάτων, τα οποία παρουσιάζουν διαφανή ακουστικό χαρακτήρα (transparent) ή ελάχιστες ασαφείς εσωτερικές ανακλάσεις στις τοµογραφίες 3.5 khz (Summerhayes et al., 1979, Prior et al., 1986). Το επιφανειακό αυτό στρώµα των ιζηµάτων επικάθεται είτε σε ακουστικά αδιαπέραστα (opaque), είτε σε καλά στρωµατοποιηµένα ιζήµατα. Η επιφανειακή µορφολογία της ενότητας αυτής χαρακτηρίζεται από την παρουσία λοφοειδούς ανάγλυφου (hummocky), µικρών ουλών και καναλιών, καθώς και από ανακλάσεις υπερβολικής µορφής (Summerhayes, 1979, Jacobi, 1976). Το λοφοειδές ανάγλυφο πιθανώς να οφείλεται σε µικρής κλίµακας αποθέσεις ιζηµάτων, ενώ τα µικρά κανάλια διάβρωσης διανοίγονται από µικρές ροές κορηµάτων-τουρβιδιτικών ρευµάτων, τα οποία σχετίζονται µε την κύρια ολίσθηση. 27

34 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον Οι ανώµαλα διατεταγµένες υπερβολικές ανακλάσεις (Damuth, 1975) υποδηλώνουν αποθέσεις που προήλθαν από µαζώδη ολίσθηση (blocky slide) (Jacobi, 1976, Jacobi et al., 1979). Σύµφωνα µε τη διεργασία αυτή τεµάχη ιζηµάτων που αποκόπτονται από την κύρια και τις πλευρικές ουλές, ολισθαίνουν προς τα κατάντι και καλύπτουν τα αδιατάρακτα ιζήµατα. Οι Prior et al. (1986), διαπίστωσαν επίσης παρουσία υβωµάτων (mounds) που δηµιουργούν λοφοειδές (hummocky) ανάγλυφο σε ολισθείσα µάζα. Τα υβώµατα αυτά αναγνωρίζονται στις καταγραφές του ηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης, από τη σταδιακά ελαττούµενη ένταση της καταγραφής, έως τελικά την παρουσία ηχητικής σκιάς. Στις πλαγιές τους διαπιστώνονται µικρές περιοχές εντονότατης ανάκλασης. Στις τοµογραφίες 3.5 khz διαπιστώνεται ότι τα υβώµατα καλύπτονται από ακουστικά διαφανές στρώµα και εµποδίζουν τη διείσδυση των σεισµικών κυµάτων, προκαλώντας φαινόµενα ηχητικής σκιάς (masking). Παρόµοια χαρακτηριστικά ερµηνεύτηκαν από τους Bunn και McGregor (1980) ως µικρές κατολισθήσεις (small slumps), ενώ οι Prior et al.(1986) υποστηρίζουν ότι αποτελούν εναποµείναντα τεµάχη της ολισθαίνουσα µάζας. Οι συνεχείς και σαφείς εσωτερικές ανακλάσεις που τυχόν έχουν διατηρηθεί στην ολισθαίνουσα µάζα, συχνά διακόπτονται από την κατακόρυφη παρεµβολή περιοχών µε µικρή ανακλαστικότητα (συχνά παρουσιάζονται ως ακουστικά διαφανή) και καµπυλωµένα όρια. Τα µορφολογικά αυτά στοιχεία περιγράφηκαν και ονοµάσθηκαν ως δοµές σχήµατος παγόδας (pagoda structure) από τον Emery (1975). Οι δοµές αυτές διαπερνούν κύρια τα υποεπιφανειακά στρώµατα και µπορούν να ερµηνευτούν ως αξιοσηµείωτες εσωτερικές παραµορφώσεις των στρωµάτων που υπόκεινται της ολισθαίνουσας µάζας. Τοπικά οι δοµές αυτές είναι πιθανόν να υψωθούν µέχρι την επιφάνεια του πυθµένα και να δηµιουργήσουν υβώµατα µικρού ύψους. Τα µορφολογικά αυτά στοιχεία εµφανίζονται στα κατώτερα τµήµατα της (κατ)ολίσθησης και απουσιάζουν χαρακτηριστικά από την κεφαλή της (Summerhayes et al., 1979). 28

35 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον Το επίπεδο ολίσθησης (glide-slide plane, surface of rupture) στις τοµογραφίες 3.5 khz, όπου είναι δυνατόν να διακριθεί, παρουσιάζεται: µε τη µορφή σαφών και συνεχών σεισµικών ανακλάσεων, υποδηλώνοντας την καλή στρωµατοποίηση των υποκειµένων αδιατάραχτων ιζηµάτων µε τη µορφή ακουστικά αδιαπέραστου στρώµατος που υπόκειται του ηχητικά διαφανούς ολισθαίνοντος στρώµατος (Summerhayes et al., 1979, Prior et al., 1986) Οι McGregor και Bennett (1981) αναφέρουν την ύπαρξη ενός ακουστικά διαφανούς στρώµατος (transparent layer), που υπόκειται της ολισθείσας µάζας και υπέρκειται της επιφάνειας ολίσθησης. Οι ίδιοι ερευνητές υποστηρίζουν για την προέλευση των µη στρωµατοποιηµένων ιζηµάτων ότι είναι δυνατόν να προέρχονται : i. από απόθεση ήδη οµογενοποιηµένων ιζηµάτων πριν την έναρξη της κίνησης της κατολίσθησης ii. από λασποροή (mud flow) που σχετίζεται άµεσα µε την κατολισθείσα µάζα iii. από οµογενοποίηση στρωµατοποιηµένων ιζηµάτων στη βάση της κατολίσθησης. Το ακουστικά διαφανές αυτό στρώµα, τοπικά, παρουσιάζεται να έχει παραµορφωθεί πλαστικά. Τµήµατα του υλικού διεισδύουν στα υπερκείµενα ολισθαίνοντα ιζήµατα µε τη µορφή διαπυρισµού, παρουσιάζοντας µεγάλη οµοιότητα µε τις δοµές σχήµατος παγόδας ου έχουν αναφερθεί από άλλους ερευνητές. Η παρουσία οµογενοποιηµένων ιζηµάτων στη βάση µετακινήσεων µαζών λόγω βαρύτητας, έχει διαπιστωθεί από άλλους ερευνητές (Moore et al., 1976, McGregor and Bennett, 1977) και είναι πιθανόν να διαδραµατίζει σηµαντικό ρόλο τόσο στην εκκίνηση, όσο και στην εξέλιξη ενός κατολισθητικού γεγονότος. Το καθεστώς συµπίεσης (compression) που επικρατεί στο κατώτερο τµήµα µιας κατολίσθησης είναι υπεύθυνο για την ανάπτυξη συγκεκριµένων δοµών στα ιζήµατα. Οι Prior et al. (1983) διαπίστωσαν την παρουσία ραχών 29

36 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον συµπίεσης (pressure ridges) ανάντι του πόδα (toe) της κατολίσθησης. Οι τοξοειδείς ράχες συµπίεσης δηµιουργούνται εξαιτίας της εναποµένουσας κίνησης συνδυαζόµενη µε την τροφοδοσία ιζηµάτων από τα ανάντι. Επιπλέον ράχες συµπίεσης διαπιστώνονται και στα ιζήµατα λόγω της τάσης που δέχονται από τα κατολισθέντα τεµάχη. Η παρουσία πτυχώσεων (slump folds) και περιστρεφόµενων τεµάχων µε προς πάνω στρεφόµενες εσωτερικές ανακλάσεις (rotated blocks with upturned beds), που διαπιστώνονται στα κατώτερα τµήµατα κατολισθήσεων, αποτελούν ενδεικτικά στοιχεία του επικρατούντος καθεστώτος συµπίεσης (Roberts et al., 1968, Moore et al., 1970, McGregor et al., 1981). Οι µάζες απόθεσης (depositional lobe-slide toe-zone of accumulation) των κατολισθήσεων εµφανίζονται µε µαζώδη (blocky) µορφή (υπερβολικές ανακλάσεις) στις τοµογραφίες 3.5 khz. Η παρουσία τεµάχων ιζηµάτων (blocks) άτακτα κατανεµηµένων στην επιφάνεια του πυθµένα, είναι υπεύθυνη για τη µαζώδη µορφή της καταγραφής. Μεταξύ της µαζώδους ζώνης της (κατ)ολίσθησης και των αδιατάρακτων, από αυτή, ιζηµάτων παρατηρείται συνήθως µια εκτεταµένη ζώνη. Η ενότητα αυτή παρουσιάζει φακοειδή µορφή, απότοµη απόληξη έναντι της επιφάνειας του πυθµένα και ο ακουστικός χαρακτήρας (transparent) που παρουσιάζει, υποδηλώνει ότι πρόκειται για απόθεση ροής κορηµάτων (debris flow). 30

37 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον 1.4 ΠΑΡΟΥΣΙΑ ΚΑΙ ΑΝΙΧΝΕΥΣΗ ΑΕΡΙΩΝ Υ ΡΟΓΟΝΑΝΘΡΑΚΩΝ ΣΕ ΣΥΓΧΡΟΝΑ ΙΖΗΜΑΤΑ Τα αέρια τα οποία ανιχνεύονται στα θαλάσσια ιζήµατα είναι κυρίως διοξείδιο του άνθρακα, υδρόθειο, αιθάνιο και µεθάνιο. Η παρουσία των αερίων είναι δυνατό να οφείλεται τόσο σε βιολογικές όσο και σε µη βιολογικές διεργασίες. Το µεθάνιο είναι το µόνο από τα προαναφερθέντα αέρια, το οποίο ανιχνεύεται σε µεγάλες συγκεντρώσεις και παρουσιάζει συνήθως µεγάλη έκταση. Βάσει της προέλευσης των αερίων στα ιζήµατα αυτά µπορούν να διακριθούν σε «βιογενή», «θερµογενή» και «αβιογενή». Βιογενή αέρια Τα βιογενή αέρια σχηµατίζονται από τη βακτηριακή δράση που αναπτύσσεται κυρίως επιφανειακά στρώµατα του πυθµένα. Μόνο λίγα είδη βακτηρίων είναι ικανά να δηµιουργήσουν µεθάνιο και όλα εντάσσονται στην οικογένεια των Αρχαιοβακτηρίων (Archaebacteria). Τα αρχαιοβακτήρια διαφέρουν σηµαντικά ως προς τη µορφή τους ενώ το µέγεθος τους κυµαίνεται από 0,1 έως >15µm. Το χρώµα που παρουσιάζουν οι αποικίες των βακτηρίων αυτών µπορεί να είναι κόκκινο, ροζ, µώβ, πορτοκαλί, καφέ, κίτρινο ή και µαύρο µε πράσινη απόχρωση. Τα µεθανογενή αρχαιοβακτήρια είναι απολύτως αναερόβια και είναι ικανά να σχηµατίσουν υδρογονάνθρακες, από ένα περιορισµένο αριθµό υποστρωµάτων, τα οποία είναι το διοξείδιο του άνθρακα, το οξικό άλας, formate, η µεθανόλη και οι µεθαλυναµίνες. Θερµογενή αέρια Τα θερµογενή αέρια σχηµατίζονται από οργανικά στοιχεία, σε συνθήκες υψηλής θερµοκρασίας και πίεσης και συνήθως σε βάθη µεγαλύτερα των 100 m κάτω από την επιφάνεια του πυθµένα. Τα αέρια αυτά καθώς και άλλες 31

38 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον ενώσεις σχετιζόµενες µε τα κοιτάσµατα πετρελαίου µεταναστεύουν προς τα ανώτερα στρώµατα του πυθµένα και συνεπώς ανιχνεύονται σε βάθη συγκρίσιµα µε αυτά των βιογενών αερίων. Η ανίχνευση των αερίων υδογονανθράκων σε υποθαλάσσια ιζήµατα γίνεται άµεσα µε τη χρήση τοµογράφων υποδοµής πυθµένα. Η παρουσία των αερίων υδρογονανθράκων αποτυπώνεται στις τοµογραφίες µε µια ποικιλία χαρακτηριστικών ακουστικών τύπων: α) σεισµοκονιασµένη καταγραφή (seismic smearing, acoustic turbidity, acoustic blanking). Η καταγραφή παρουσιάζεται µε τη µορφή χαοτικών ανακλάσεων και δίνει την εικόνα «αµµοκονιασµένης» καταγραφής εξαλείφοντας κάθε άλλη σεισµική ανάκλαση (Εικ. 4.24). Στρώµατα κροκαλών, ελασµατοβραχίων και σαπρόφυτων (φυκών) είναι δυνατό να προκαλέσουν τέτοιου είδους καταγραφή. Ο ακουστικός αυτός τύπος προκαλείται από το γεγονός ότι η περισσότερη ποσότητα της ακουστικής ενέργειας ανακλάται ή απορροφάται από συγκεκριµένο υλικό που υπάρχει µέσα στα ιζήµατα. Οι κροκάλες διαχέουν την ακουστική ενέργεια ενώ τα σκελετικά υλικά οργανισµών και τα σαπρόφυτα απορροφούν την ακουστική ενέργεια λόγω των παγιδευµένων αερίων που µπορεί να περιέχουν. Βέβαια η συνηθέστερα εµφανιζόµενη σεισµοκονιασµένη καταγραφή οφείλεται στην παρουσία αερίων υδρογονανθράκων στους πόρους των ιζηµάτων, τουλάχιστον σε ποσοστό 1%. β) σεισµικές ανακλάσεις µες µορφή «λαµπερών κηλίδων» (bright spots). Αυτού του τύπου οι ανακλάσεις είναι µεγάλου εύρους ανακλάσεις ανεστραµµένης φάσης. Οι συγκεντρώσεις των αερίων που σχηµατίζουν «λαµπερές κηλίδες» είναι γενικώς σε µεγάλα βάθη (>100 m) και υπό υψηλή πίεση. γ) έντονες ανακλάσεις. Είναι αυξηµένου εύρους ανακλάσεις συνήθως για συγκεκριµένο τµήµα της έκτασής τους. Είναι ανακλάσεις ανάλογες µε αυτές των λαµπερών κηλίδων χωρίς να παρουσιάζουν αντιστροφή της φάσης των ηχητικών κυµάτων. 32

39 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον δ) στηλοειδείς διαταράξεις (columnar disturbances). Πρόκειται για στηλοειδείς περιοχές στις οποίες δεν παρουσιάζονται σεισµικές ανακλάσεις. Συνήθως βρίσκονται κάτω από κρατήρες διαφυγής αερίων. Η πιθανή αιτία δηµιουργίας τους είναι η διατάραξη των ιζηµάτων από τη προς τα πάνω µετανάστευση των υγρών των πόρων και πιθανώς των αερίων. C.D. ε) περιοχές «ακουστικής σκιάς» (acoustic blanking, acoustic shadow, wipe out, acoustic void, acoustic transparency, white zone). Απουσία σεισµικών ανακλάσεων σε περιοχές οι οποίες υπόκεινται περιοχών µε έντονη παρουσία αερίων. Συνεπώς οι ανακλάσεις από τη συγκεκριµένη περιοχή είναι πολύ ασθενείς ή και ανύπαρκτες. Η µείωση του ποσού της ακουστικής ενέργειας που διαπερνά το στρώµα των αερίων δηλώνεται από τη χαµηλή ένταση και το εύρος του επιστρέφοντος κύµατος. εν πρέπει να αποκλείεται η πιθανότητα η παρουσία της ακουστικής σκιάς να οφείλεται στην ύπαρξη υπερκειµένου στρώµατος αδροµερών ιζηµάτων. στ) θύλακες αερίων (gas pockets). Τοπικά υψηλές συγκεντρώσεις αερίων υδρογονανθράκων, οι οποίες περιβάλλονται από ιζήµατα απαλλαγµένα από την παρουσία αερίων (Εικ. 4.25). ζ) «πλούµες» αερίων (gas plumes). Υψηλής ανακλαστικότητας περιορισµένες περιοχές οι οποίες δηλώνουν υψηλές συγκεντρώσεις αερίων υδρογονανθράκων και συνήθως διαµορφώνουν ανακλάσεις υπερβολικής µορφής (Εικ. 4.23). ιαπιστώνονται τόσο στα επιφανειακά ιζήµατα (κυρίως πάνω από σεισµοκονιασµένες περιοχές) όσο και στην υδάτινη στήλη (seepage). 33

40 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον Εδώ και πολλά χρόνια είναι γνωστή η παρουσία αερίων υδρογονανθράκων στα επιφανειακά στρώµατα του πυθµένα (Emery and Hoggan, 1958; Atkinson and Richards, 1967). Τις τελευταίες δεκαετίες γεωφυσικές έρευνες, σε διάφορα υποθαλάσσια περιβάλλοντα, είχαν ως σκοπό την ανίχνευση αερίων υδρογονανθράκων στα επιφανειακά ιζήµατα για δύο βασικούς λόγους: α) η παρουσία τους µπορεί να είναι ενδεικτική υδρογονανθράκων σε µεγαλύτερα βάθη θερµογενούς προέλευσης και β) επιφανειακών αερίων (συνήθως βιογενούς προέλευσης) που υποδηλώνουν υψηλές πιέσεις πόρων, µε αποτέλεσµα µείωση της αντοχής των ιζηµάτων και πρόκληση ασταθειών και βαρυτικών µετακινήσεων (Papatheodorou et al., 1993). Πολλές έρευνες έχουν γίνει για τη µελέτη και τον συσχετισµό των αερίων υδρογονανθράκων µε τις υποθαλάσσιες βαρυτικές µετακινήσεις (Best et al., 2003; Hovland and Henrik, 2005; Thiem et al., 2004;Bunz et al. 2005). Σύµφωνα µε τους Best et al., 2003 οι διαφυγές αερίων σχετίζονται µε αύξηση της πίεσης των πόρων των ιζηµάτων, που σε συνδυασµό µε στρώµατα ιζηµάτων µε µικρή αντοχή είναι δυνατό να οδηγήσουν σε αστάθειες. Τέτοιου τύπου ιζήµατα µπορεί να δηµιουργούν διόδους διαφυγής των αερίων µέσω των πόρων και κατ επέκταση ρευστοποίηση όπως αναφέρθηκε και παραπάνω. Επίσης οι Bunz et al παρατήρησαν ότι η κατανοµή των αερίων σε επιφανειακά ιζήµατα επέδρασε στο µηχανισµό παλαιότερων υποθαλάσσιων αστοχιών ιζηµάτων. Ιζήµατα µε αυξηµένη περιεκτικότητα σε αέριους υδρογονάνθρακες µπορεί να υπέστησαν ρευστοποίηση κατά τη διάρκεια ενεργοποίησης της ολίσθησης και έτσι αυτά να δείχνουν διαφορετικό µηχανισµό µετακίνησης από τα ιζήµατα που δεν περιέχουν καθόλου αέρια. Ένας σηµαντικός µηχανισµός ενεργοποίησης των διαφυγών αερίων υδρογονανθράκων είναι οι σεισµοί. Το φαινόµενο αυτό έχει καταγραφεί στο Malibu στην Καλιφόρνια (Clifton et al., 1971) ενώ οι Field and Jennings (1987) έχουν ερευνήσει το σχηµατισµό χαµηλών κρατήρων στον ποταµό Klamath 34

41 Βαρυτικά ελεγχόµενες µετακινήσεις µαζών στο θαλάσσιο περιβάλλον στην Καλιφόρνια µετά από ένα σεισµικό γεγονός. Εάν η διαφυγή των αερίων είναι σταθερή τότε οι σεισµοί είναι δυνατό να αυξήσουν την αναλογία των εκποµπών αερίων. Ωστόσο η αυξηµένη διαφυγή αερίων µπορεί επίσης να ενεργοποιηθεί από συνεχή πίεση των πόρων λόγω αύξησης της συγκέντρωσης αερίων (Hasiotis et al., 1996). Επίσης πολύ σύνηθες είναι και το φαινόµενο της δηµιουργίας φυσαλίδων στην υδάτινη στήλη λόγω της διαφυγής των αερίων. Χαρακτηριστική είναι η άνοδος φυσαλίδων στην επιφάνεια της θάλασσας στην παράκτια ζώνη των Νικολέϊκων αµέσως µετά το σεισµό του Αιγίου το 199, όπως αναφέρθηκε από ψαράδες της περιοχής (Papatheodorou and Ferentinos, 1997). 35

42 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 ΠΕΡΙΟΧΗ ΕΡΕΥΝΑΣ H περιοχή έρευνας της παρούσας εργασίας εντοπίζεται στο θαλάσσιο χώρο του δυτικού Κορινθιακού κόλπου, στην περιοχή Νικολέϊκα (Ελίκη), 6 περίπου km ΝΑ του Αιγίου. Πιο συγκεκριµένα η εργασία επικεντρώνεται στη µελέτη του θαλάσσιου πυθµένα, επιφάνειας περίπου m 2, που περικλείεται εντός της περιοχής που οροθετείται από τις εκβολές των ποταµών Σελινούντα και Κερυνίτη (Εικ. 2.1). Για την κατανόηση των φυσιογραφικών και γεωτεκτονικών χαρακτηριστικών της περιοχής ακολουθεί µια σύντοµη περιγραφή των χαρακτηριστικών της ευρύτερης περιοχής του Κορινθιακού κόλπου. Εικόνα 2.1: Χάρτης της περιοχής µελέτης σηµειώνεται σχηµατικά η επιφάνεια που µελετήθηκε. Αριστερά φαίνεται η θέση της περιοχής µελέτης στον Κορινθιακό κόλπο.(φύλλο «Αίγιο» 1: ΓΥΣ) 36

43 Περιοχή έρευνας 2.1 ΦΥΣΙΟΓΡΑΦΙΑ ΚΑΙ ΓΕΩΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΤΟΥ ΚΟΡΙΝΘΙΑΚΟΥ ΚΟΛΠΟΥ Ο Κορινθιακός κόλπος αποτελεί µια επιµήκη θαλάσσια λεκάνη προσανατολισµένη σε διεύθυνση Β -ΑΝΑ, η οποία διατέµνει την κεντρική ηπειρωτική Ελλάδα χωρίζοντας την Στερεά Ελλάδα από την Πελοπόννησο. Εκτείνεται από το πορθµό του Ρίου Αντιρρίου στα δυτικά έως και τον κόλπο των Αλκυονίδων στα ανατολικά. Το συνολικό µήκος του κόλπου ξεπερνά τα 115 km ενώ το πλάτος του κυµαίνεται από 5 km έως και 30 km περίπου. Πρόκειται για µια αποµονωµένη από την ανοιχτή θάλασσα, θαλάσσια λεκάνη. Το χερσαίο βόρειο περιθώριο του Κορινθιακού κόλπου αποτελείται ως επί το πλείστον, από Μεσοζωικούς ασβεστόλιθους, ενώ το νότιο περιθώριο αποτελείται από Πλειοκαινικές ιζηµατογενείς αποθέσεις θαλάσσιας και λιµνοθαλάσσιας προέλευσης τα οποία υπόκεινται Πλειστοκαινικών ποτάµιων και λιµνοθαλάσσιων αποθέσεων (Keraudren & Sorel; 1987; Doutsos et al., 1988; Ori, 1989; Poulimenos et al., 1989; Doutsos & Piper, 1990; Seger & Alexander, 1993; Dart et al., 1994; Armijo et al., 1996). Ο πυθµένας της λεκάνης του Κορινθιακού καλύπτεται από ιζήµατα πάχους τουλάχιστον 1000m, µετά- Καλάβριας ηλικίας τα οποία συνίστανται από τουρβιδίτες µε παρεµβολές ροών κορηµάτων (debris flows) (Brooks & Ferentinos, 1984; Higgs, 1988). Σε πολλές περιοχές του Κόλπου το µεγαλύτερο τµήµα της κύριας λεκάνης καλύπτεται από µάζες πρόσφατων ιζηµάτων που έχουν αποκοπεί από το εξωτερικό τµήµα της πλατφόρµα και έχουν ολισθήσει κατά µήκος της κατωφέρειας προς τα βαθύτερα σηµεία. Πρόκειται για σύνθετα κατολισθητικά φαινόµενα (περιστροφικές κατολισθήσεις, debris flows κ.λ.π.), τα οποία δραστηριοποιούνται επεισοδιακά είτε λόγω σεισµικής διέγερσης είτε ασεισµικά. Η επαναλαµβανόµενη δράση των φαινοµένων αυτών έχει οδηγήσει στην οπισθοχώρηση τοπικά του ορίου της ηπειρωτικής πλατφόρµας µε χαρακτηριστικότερη περίπτωση αυτή της περιοχής ανοικτά των ακτών της Αιγιαλείας. Η συχνή εµφάνιση παλιρροιακών κυµάτων τσουνάµις, 37

44 Περιοχή έρευνας (Papadopoulos & Chalkis 1984, Παπαζάχος & Παπαζάχου 1989) µε σηµαντικές καταστροφές στις ακτές του. Κορινθιακού Κόλπου (373 π.χ. Αρχαία Ελίκη, 551 µ.χ. Ιτέα, 1402, 1748, 1817, 1861 Αιγιαλεία, 1963 Λόγγος- Λαµπίρη, 1/1/1996 Αιγιαλεία), οφείλεται στην δραστηριοποίηση των υποθαλάσσιων αυτών βαρυτικών µετακινήσεων των ιζηµάτων. Το δυτικό τµήµα του Κορινθιακού Κόλπου µορφολογικά, µπορεί να διακριθεί σε τρεις περιοχές: την ηπειρωτική πλατφόρµα, την κατωφέρεια και την κύρια λεκάνη. Στις περισσότερες περιοχές του Κόλπου η ηπειρωτική πλατφόρµα απουσιάζει ή περιορίζεται σε πολύ µικρή απόσταση από την ακτή, µέχρι λίγες δεκάδες µέτρα. Στις λίγες περιπτώσεις που εµφανίζεται, στη περιοχή Ψαθόπυργου και Μόρνου, στον Όρµο της Ερατεινής και τον Κόλπο της Ιτέας, το βάθος του ορίου της πλατφόρµας δεν είναι σταθερό και κυµαίνεται µεταξύ 74 m m. Ιδιαίτερα στη περιοχή της Αιγιαλείας το όριο της πλατφόρµας ευρίσκεται σε βάθος 35m - 55 m. Η βόρεια και η νότια κατωφέρεια του Κόλπου χαρακτηρίζονται από έντονες µορφολογικές κλίσεις που κυµαίνονται µεταξύ 15-30%. Η κύρια λεκάνη αποτελεί το βαθύτερο επίπεδο τµήµα του Κόλπου που εκτείνεται µεταξύ της βόρειας και της νότιας κατωφέρειας. Το βάθος της αυξάνεται σταδιακά από προς Α από 200m στη περιοχή ΝΑ των εκβολών του Μόρνου σε 930m περίπου στο κεντρικό τµήµα του Κόλπου. Ο Κορινθιακός κόλπος είναι µία από τις πλέον ενεργές νεοτεκτονικά και σεισµικά περιοχές της Μεσογείου. Αποτελεί µία µεταλπική τεκτονική λεκάνη µε διέυθυνση, σχεδόν κάθετη προς τη γενική διάταξη των αλπικών ενοτήτων της ηπειρωτικής Ελλάδας και της Τάφρου του Ιονίου. Η δηµιουργία της λεκάνης τοποθετείται στο Αν. Μειόκαινο και η εξέλιξη της ελέγχεται από κανονικά ρήγµατα, τα οποία ευθύνονται για την κατά 1000 m τουλάχιστον ανύψωση των πλειστοκαινικών ιζηµάτων της Β. Πελοποννήσου (Philippson 1892, Kelletat et al. 1976, Doutsos et al. 1988, 1992) και το έντονο ανάγλυφο, χερσαίο και υποθαλάσσιο, της ευρύτερης περιοχής. Σύµφωνα µε τους Brooks & Ferentinos (1984) η σηµερινή δοµή του Κόλπου παρουσιάζει εικόνα ασύµµετρης τάφρου στην οποία το κύριο ρήγµα, λιστρικής µορφής, 38

45 Περιοχή έρευνας τοποθετείται ανοικτά των ακτών της Β. Πελοποννήσου. Οι θαλάσσιες σεισµικές τοµές των Brooks & Ferentinos, (1984) και Higgs, (1988) αποκάλυψαν κανονικά ρήγµατα µε διεύθυνση Β ΑΝΑ, παράλληλα είτε υποπαράλληλα προς την ακτογραµµή. Τα ρήγµατα αυτά οριοθετούν την έκταση της αβυσσικής πεδιάδας τόσο προς τα βόρεια όσο και προς τα νότια. Στο δυτικό τµήµα του Κορινθιακού κόλπου, οι βόρειες ακτές της Πελοποννήσου χαρακτηρίζονται από κλιµακωτή προς τα δεξιά διάταξη, η οποία είναι αντίθετη µε τη σχεδόν ευθύγραµµη διάταξη των ακτών της βόρειας Πελοποννήσου στο κεντρικό τµήµα του κόλπου. Το σχήµα της ακτογραµµής στην περιοχή αυτή, φαίνεται να ελέγχεται από την παρουσία τριών ρηγµάτων τα οποία παρουσιάζουν αντίστοιχα δεξιόστροφη κλιµακωτή διάταξη παράλληλη στην ακτή (Εικ. 2.2). Τα τρία αυτά ρήγµατα χαρτογραφήθηκαν από το Στεφάτο (2005), µε τα ονόµατα Βαλιµίτικα VAL, ιακοφτό (DIA) και, Ακράτα (AKR) (Εικ. 2.2). Το µήκος τους κυµαίνεται µεταξύ 3,9 και 6,1 χιλιοµέτρων, και διευθύνονται από Ν ΑΒΑ έως Β ΑΝΑ. Τα ρηξιγενή πρανή (fault scarps) που σχηµατίζουν τα ρήγµατα κλίνουν προς το βορρά και το ύψος τους αυξάνει από τα δυτικά (150 m περίπου) προς τα ανατολικά (280 m). Η αύξηση αυτή του ύψους των ρηξιγενών πρανών είναι σύµφωνη µε την προοδευτική αύξηση του βάθους νερού στο κόλπο, από τα δυτικά στα ανατολικά. Η υποθαλάσσια πλαγιά (slope) µεταξύ της παραλίας Πλατάνου και της Ακράτας (Εικ. 4.6) διαµορφώνεται από την παρουσία τριών παράλληλα διευθετηµένων ρηγµάτων (µέση διεύθυνση κλίσης 356 ο ) που µετατοπίζουν (down throw) το πυθµένα στα 600 m βάθος νερού. Από την οµάδα των τριών παράλληλα διευθετηµένων ρηγµάτων, το ρήγµα που βρίσκεται πλησιέστερα στην ακτή θεωρείται ότι αποτελεί την προς τα δυτικά προέκταση του ρήγµατος της Ελίκης στη θάλασσα (Εικ. 2.2). Το υποθαλάσσιο αυτό τµήµα του ρήγµατος της Ελίκης (ELI), έχει µήκος 7,5 km, ενώ η γωνία κλίσης του επιπέδου του ρήγµατος, όπως προκύπτει από το ανώτερο σεισµικά απεικονιζόµενο τµήµα του κυµαίνεται µεταξύ 37 ο και 47 ο. 39

46 Περιοχή έρευνας Τόσο το ρήγµα του Αιγίου όσο και το ρήγµα Ελίκη, θεωρούνται ενεργά, καθώς έχουν συσχετιστεί µε τις σεισµικές δονήσεις της 15 ης Ιουνίου του 1995 (Ms 6,2 Αίγιο) και της 26 ης εκεµβρίου του 1861 (Ms 6,6 Ελίκη) (Schmidt, 1879; Ambraseys & Jackson, 1997; Koukouvelas & Doutsos, 1996). Εικόνα 2.2: Χάρτης υποθαλάσσιων ρηγµάτων δυτικού Κορινθιακού κόλπου. (Στεφάτος, 2005) 40

47 Περιοχή έρευνας Η σεισµική δράση των ρηγµάτων, λειτουργεί ως µηχανισµός πρόκλησης των παρατηρούµενων βαρυτικών κατολισθητικών φαινοµένων. Η ενεργοποίηση υποθαλάσσιων κατολισθήσεων στο Κορινθιακό κόλπο, από σεισµούς έχει προταθεί σε αρκετές περιπτώσεις και στο παρελθόν (Perissoratis et al., 1984; Papatheodorou & Ferentinos, 1997; Hasiotis et al., 2002). Έτσι τα προαναφερθέντα ρήγµατα συνδέονται άµεσα µε υποθαλάσσιες ολισθήσεις που παρατηρήθηκαν στις περιοχές Τρυπιά, στις εκβολές του Σελινούντα και του Μεγανίτη, στον Όρµο της Ερατεινής (Papatheodorou and Ferentinos 1997, Hasiotis et al. 2002), καθώς επίσης και στην περιοχή Νικολέϊκα, που αποτελεί την περιοχή µελέτης. 2.2 ΣΕΙΣΜΙΚΟΤΗΤΑ ΤΟΥ ΚΟΡΙΝΘΙΑΚΟΥ ΚΟΛΠΟΥ Η ιστορική (από το 480 π.χ.) και η σύγχρονη, ενόργανα καταγεγραµµένη, σεισµικότητα επιβεβαιώνουν ότι η Κορινθιακή τάφρος και ιδιαίτερα η τάφρος του Κορινθιακού κόλπου αποτελεί µια από τις περισσότερο ενεργές περιοχές στο κόσµο (Ambraseys & Jackson 1990, 1997; Papazachos & Papazachou 1989, 1997; Papadopoulos 2000). Χαρακτηριστικά αναφέρεται ότι τα τελευταία 110 χρόνια, δέκα (10) ισχυροί σεισµοί µε µέγεθος µεγαλύτερο από Ms=6.2 και µικρό εστιακό βάθος (<15 km) έχουν καταγραφεί στο Κορινθιακό κόλπο, µε πλέον πρόσφατο καταστροφικό σεισµό, τον Ιούνιο του 1995 στο Αίγιο, µεγέθους Ms=6.2 (Teslentis et al., 1996; Bernard et al., 1997) (Εικ 2.3). Σύµφωνα µε τους Clarke et al., (1997 & 1998) και Briole et al., (2000), ο σηµερινός ρυθµός διαστολής στα δυτικά υπολογίζεται 15+/-2 mm/yr ενώ στα ανατολικά 10+/-4 mm/yr. Αντίστοιχα, οι Hatzfeld et al., (2000) παρατηρούν ότι και η σεισµικότητα παρουσιάζει χωρική διακύµανση κατά µήκος του Κορινθιακού κόλπου. Στα δυτικά οι σεισµοί εντοπίζονται σε βάθος µεταξύ 6 41

48 Περιοχή έρευνας και 11 km, ενώ στα ανατολικά το βάθος των σεισµικών υποκέντρων κυµαίνεται από 4 έως 13 km βάθος. Εικόνα 2.3: Χάρτης σεισµικών επικέντρων για τον Κορινθιακό κόλπο. Σεισµοί περιόδου 1900 έως (Στεφάτος, 2005) 2.3 ΕΛΤΑΙΚΟ ΡΙΠΙ ΙΟ ΕΛΙΚΗΣ-ΠΕΡΙΟΧΗ ΝΙΚΟΛΕΙΚΩΝ Η κύρια περιοχή µελέτης αποτελείται από το υποθαλάσσιο δελταϊκό ριπίδιο της Ελίκης το οποίο αναπτύσσεται ως αποτέλεσµα της συγκέντρωσης υλικού από τρία µεγάλα ποτάµια συστήµατα, αυτά των Σελινούντα, Κερυνίτη και Βουραϊκού. Το δελταϊκό µέτωπο εµφανίζει ένα έυρος 2 km, εκτείνεται µέχρι την ισοβαθή των 150 m και έχει συνολική έκταση 35 km 2 (Papatheodorou and Ferentinos, 1997). Η κλίση του είναι µικρή και υπολογίζεται ότι είναι της τάξης των 1.5 ο. Η ιζηµατογενής ακολουθία στο ανώτερο τµήµα του ριπιδίου (topset) εµφανίζεται σαφώς στρωµατοποιηµένη και έχει ένα συνολικό πάχος που ανέρχεται στα 30 m ενώ αποσφηνώνεται κατά τη µετάβαση στα βαθύτερα τµήµατα καταλήγοντας σε ασυµφωνία σε 42

49 Περιοχή έρευνας σχέση µε το υπόβαθρο. Το δελταϊκό ριπίδιο αποτελείται κυρίως από κροκάλες και χάλικες σε εναλλαγές µε άµµους και ιλυώδεις άµµους (Schwartz and Tziavos 1979, Leonards et al. 1988). Το ριπίδιο βρίσκεται στην οροφή του ενεργού ρήγµατος της Ελίκης (Εικ 2.4). Εικόνα 2.4: Χάρτης των δελταϊκών ριπιδίων που αναπτύσσονται στην περιοχή µελέτης και στην ευρύτερη περιοχή καθώς και το σεισµικό επίκεντρο του σεισµού του Αιγίου στις 15 Ιουνίου

50 Περιοχή έρευνας Όπως αναφέρθηκε και παραπάνω τα κατολισθητικά φαινόµενα που παρατηρήθηκαν στην περιοχή προκλήθηκαν από το σεισµό του Αιγίου στις 15 Ιουνίου 1995 (Papatheodorou and Ferentinos, 1997). Ο σεισµός είχε µέγεθος Ms=6.1 R και εστιακό βάθος περίπου 20 km (Carydis et al. 1996) και προκάλεσε εκτεταµένες ζηµιές σε κτίρια στην ευρύτερη περιοχή του Αιγίου. Τα επιφανειακά ιζήµατα, αποτελούµενα κυρίως από αδροµερή υλικά επηρεάστηκαν από ρηχές περιστροφικές ολισθήσεις όπως φαίνεται από το σχηµατισµό περιστραµένων τεµαχών, που διαχωρίζονται µε θραύσεις ύψους 0,5-1 m (Εικ. 2.5, 2.6, 2,7). Οι θραύσεις ήταν παράλληλες στην ακτή και τα τεµάχη είχαν διαστάσεις m και m, κάθετα και παράλληλα στην ακτή αντίστοιχα. Επίσης παρατηρήθηκαν ρωγµές και χαρακτηριστικές δοµές ρευστοποίησης (Papatheodorou and Ferentinos, 1997). α β Εικόνα 2.5, 2.6, 2.7: Εικόνες από την παραλία των Νικολέϊκων όπου διακρίνονται (α) περιστραµένα. τεµάχη που χωρίζονται µε θραύσεις και (β) µετακίνηση των επιφανειακών ιζηµάτων (πτώσεις δέντρων). Στα δεξιά ο χάρτης δείχνει σχηµατικά τις επιφανειακές και υποθαλάσσιες θραύσεις και τα µέτωπα ολίσθησης. 44

51 Περιοχή έρευνας Στις παρακάτω εικόνες φαίνεται η παραλία των Νικολέϊκων όπως αυτή διαµορφώνεται σήµερα (Εικ. 2.8, 2.9). Εικόνα 2.8, 2.9: Πρόσφατες εικόνες από την παραλία των Νικολέϊκων. (2007). Ο κυρίαρχος µηχανισµός πρόκλησης των φαινοµένων αστάθειας φαίνεται να είναι η ρευστοποίηση ενός ρηχού επιφανειακού ορίζοντα, σαν αποτέλεσµα της κυκλικής φόρτισης των ιζηµάτων από το σεισµικό γεγονός, που προκάλεσε αυξηµένη πίεση των πόρων, (Papatheodorou and Ferentinos, 1997). Ο συγκεκριµένος µηχανισµός πιθανά να ενισχύθηκε από την παρουσία αέριων υδρογονανθράκων που απελευθερώνονται λόγω της µεταβολής της πίεσης των πόρων. Η παραπάνω άποψη ενισχύεται σε σηµαντικό βαθµό από ιστορικά δεδοµένα. Το 373 π.χ η αρχαία πόλη της Ελίκης, οικοδοµηµένη στην περιοχή των Νικολέϊκων και σε µια απόσταση περίπου 2,5 km από την ακτή, καταβυθίστηκε ως αποτέλεσµα σεισµικού επεισοδίου, του οποίου το µέγεθος εκτιµάται σε Ms=7,3 R, (Papazachos and Papazachou, 1989). Επίσης καταβύθιση έλαβε χώρα στην παράκτια ζώνη, στις εκβολές του ποταµού Μεγανίτη το 1817, ως αποτέλεσµα σεισµικού επεισοδίου µεγέθους 6,5 R, όπως 45

52 Περιοχή έρευνας και το 1861 στη περιοχή µεταξύ Μεγανίτη και Βουραϊκού (Ms=6,7 R) (Εικ. 2.10). Εικόνα 2.10: Χάρτης στον οποίο απεικονίζονται τα σεισµικά επίκεντρα ιστορικών σεισµικών επεισοδίων στην περιοχή της Ελίκης. Για την κατανόηση λοιπόν των φαινοµένων αυτών και την καλύτερη αποτύπωση της µορφολογίας του θαλάσσιου πυθµένα διεξήχθη νέα έρευνα στην περιοχή, βασιζόµενη και στις παλιότερες µελέτες που έχουν γίνει. Έτσι έγινε αποτύπωση και µελέτη των θαλασσίων ιζηµάτων της περιοχής του δελταϊκού ριπιδίου της Ελίκης µε γεωφυσικές διασκοπήσεις και οπτική παρατήρηση που εκτελέστηκαν σε πορείες αρκετών χιλιοµέτρων όπως θα αναφερθεί αναλυτικότερα στη συνέχεια. 46

53 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 ΜΕΘΟ ΟΙ ΕΡΕΥΝΑΣ Η παρούσα εργασία βασίζεται στην συλλογή, επεξεργασία και ερµηνεία κυρίως σεισµικών δεδοµένων και ηχογραφιών του πυθµένα που πραγµατοποιήθηκαν µε τοµογράφο υποδοµής πυθµένα και ηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης (side scan sonar) αντίστοιχα. Η συλλογή των δεδοµένων, στα πλαίσια της παρούσας εργασίας, πραγµατοποιήθηκε το 2006, ενώ επιπλέον χρησιµοποιήθηκε και µµεγάλος όγκος από προηγούµενα συλλεγµένα δεδοµένα. Παράλληλα έγινε προσπάθεια οπτικής παρατήρησης του θαλάσσιου πυθµένα µε τη χρήση βαθυσκάφους και η συλλογή χαρακτηριστικών στιγµιότυπων από τις παρατηρούµενες δοµές και µορφολογίες. Τα διαθέσιµα σεισµικά δεδοµένα συλλέχθηκαν στα πλαίσια τριών (3) ερευνητικών πλοών από το 1996 έως και το 2001 (1996, 1997,2001) από το Εργαστήριο Θαλάσσιας Γεωλογίας και Φυσικής Ωκεανογραφίας, (Ε.ΘΑ.ΓΕ.Φ.Ω.) του Πανεπιστηµίου Πατρών. 3.1 ΕΡΓΑΣΙΕΣ ΠΕ ΙΟΥ Πλοήγηση και προσδιορισµός θέσης του πλοίου Για την πλοήγηση και τον προσδιορισµό της θέσης του πλοίου και των ερευνητικών πορειών χρησιµοποιήθηκε ορυφορικό Σύστηµα Προσδιορισµού Θέσης (Global Positioning System -G.P.S.-) τύπου 47

54 Μέθοδοι έρευνας MAGELLAN NAV 6500 (Εικ. 3.1). Η ακρίβεια του προσδιορισµού της θέσης ήταν περίπου 10m. Εικόνα 3.1: ορυφορικό σύστηµα προσδιορισµού θέσης (GPS) Γεωφυσικές διασκοπήσεις Στα πλαίσια της έρευνας διεξήχθησαν γεωφυσικές διασκοπήσεις, µε σκοπό τον εντοπισµό της µορφολογίας και των δοµών του πυθµένα. Τα όργανα που χρησιµοποιήθηκαν για αυτή τη µελέτη ήταν τα εξής: α) ηχοβολιστής πλευρικής σάρωσης(side-scan sonar), β) τοµογράφος υποδοµής πυθµένα. Ηχοβολιστής πλευρικής σάρωσης (side-scan sonar) Ο ηχοβολιστής πλευρικής σάρωσης αποτυπώνει µε ηχητικά κριτήρια τη µορφολογία του πυθµένα και δίνει δισδιάστατες απεικονίσεις της επιφάνειας του, προσφέροντας πληροφορίες για την επιφανειακή κατανοµή της υφής των ιζηµάτων. Με τη χρήση του ηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης επιτυγχάνεται επίσης και η αποτύπωση των αποθέσεων αποβλήτων και µιας ποικιλίας διεργασιών που αναπτύσσονται µετά την απόθεση αυτών. Η λειτουργία του ηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης βασίζεται στην εκποµπή και διάδοση µέσω της υδάτινης στήλης ηχητικών κυµάτων, των οποίων γνωρίζουµε την ταχύτητα διάδοσης (1500 m/sec). Τα ηχητικά κύµατα 48

55 Μέθοδοι έρευνας ανακλώµενα µέσω του πυθµένα και της υδάτινης στήλης είναι δυνατό να µας δώσουν µια δισδιάστατη εικόνα του πυθµένα. Η ποιότητα των ηχοβολιστών πλευρικής σάρωσης εξαρτάται από τη διακριτική ικανότητα τους. Η διακριτική ικανότητα είναι η ελάχιστη απόσταση µεταξύ δύο στόχων, µε την οποία είναι δυνατόν να αναγνωρισθούν ως δύο και να καταγραφούν ως δύο και ορίζεται ως το ήµισυ του µήκους του παλµού. Κατά τις διαδροµές που εκτελεί το σκάφος ένας ποµποδέκτης εκπέµπει ηχητικά κύµατα σε καθορισµένο χρονικό διάστηµα. Το σύστηµα λαµβάνει τα ανακλώµενα ηχητικά κύµατα από την υδάτινη στήλη και τον πυθµένα αµέσως µετά την εκποµπή του παλµού. Αυτό συνεχίζεται για µικρό χρονικό διάστηµα µέχρι να µεταδοθεί ο επόµενος ηχητικός παλµός. Τα επιστρεφόµενα ηχητικά κύµατα από ένα παλµό καταγράφονται κατά µήκος µιας γραµµής ως ανοικτόχρωµα και σκουρόχρωµα τµήµατα, αναλόγως την έντασή τους, η οποία µε τη σειρά της είναι αποτέλεσµα της φύσης του πυθµένα. Αυτή η διαδικασία επαναλαµβάνεται εκατοντάδες φορές το λεπτό και τα αποτελέσµατα που καταγράφονται σχηµατίζουν µια συνεχή εικόνα του πυθµένα. Το σύστηµα ενός ηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης αποτελείται από τους ηµιπλωτούς ποµποδέκτες που τοποθετούνται στην ηχοβολιστική τορπίλη, το καλώδιο µεταφοράς του σήµατος και συγχρόνως καλώδιο σύρσης και την καταγραφική µονάδα των δύο καναλιών. Ηχοβολιστική τορπίλη: Οι µικρού µεγέθους ηχοβολιστικές τορπίλες που έχουν βρει εφαρµογή είναι υδροδυναµικά σχεδιασµένες και διαθέτουν ουριαία πτερύγια για τη σταθεροποίηση της πλεύσης τους. ιαθέτουν επιπλέον ειδικό σύστηµα πρόσδεσης του καλωδίου σύρσης, ανόδους ψευδαργύρου και υδατοστεγές τµήµα για το ηλεκτρονικό τους µέρος. Οι δύο ποµποδέκτες είναι τοποθετηµένοι στις πλευρές της υδροδυναµικά σχεδιασµένης µεταλλικής τορπίλης µήκους 1 m έτσι ώστε να σαρώνει ηχητικά τον πυθµένα πλευρικά της πορείας της, καθώς αυτή σύρεται πίσω από το σκάφος. Η διάταξη των ποµποδεκτών εκπέµπει συνήθως σε δύο συχνότητες µε 49

56 Μέθοδοι έρευνας δυνατότητα επιλογής της συχνότητας από την καταγραφική µονάδα. Η υψηλή συχνότητα απαιτείται για τη λεπτοµερή αποτύπωση του πυθµένα, ενώ χαµηλή συχνότητα για σάρωση µεγάλου εύρους. Ο εκπεµπόµενος παλµός έχει διάρκεια 0,1 ms για τις χαµηλές και µέσες συχνότητες και διάρκεια 0,01 ms για τις υψηλές συχνότητες. Οι παλµοί σχηµατίζουν ηχητική δέσµη, η οποία δηµιουργεί ηχητικά κύµατα που παρουσιάζουν µεγαλύτερη διακριτική ικανότητα για δεδοµένη συχνότητα. Η εκπεµπόµενη ηχητική δέσµη διαχωρίζεται στον κύριο λοβό, στην ανάκλαση των ηχητικών κυµάτων του οποίου οφείλεται ο σχηµατισµός της ηχογραφίας, καθώς και στους δευτερεύοντες λοβούς που επίσης αναπτύσσονται. Ο ηχοβολιστής πλευρικής σάρωσης συλλέγει πληροφορίες κατά µήκος µιας γραµµής δεξιά και αριστερά του άξονα της τορπίλης. Αυτό συµβαίνει γιατί ο εκπεµπόµενος παλµός διαµορφώνεται σε κατακόρυφο επίπεδο το οποίο σαρώνει ηχητικά το πυθµένα και την υδάτινη στήλη. Οι ποµποδέκτες µέχρι την εκποµπή του επόµενου παλµού δέχονται τα ανακλώµενα ηχητικά κύµατα τόσο από τον πυθµένα, όσο και από την υδάτινη στήλη. Καταγραφική µονάδα: Η καταγραφική µονάδα περιέχει ένα µεγάλο µέρος του ηλεκτρονικού τµήµατος του συστήµατος, καθώς και το µηχανισµό καταγραφής. Το ηλεκτρικό ρεύµα προκαλείται από την αλλαγή του σχήµατος του ποµποδέκτη, όταν προσπέσουν σε αυτό τα ανακλώµενα ηχητικά κύµατα και τροφοδοτεί τις καταγραφικές βελόνες, οι οποίες παράγουν καταγραφικά ίχνη πάνω σε ηλεκτρικά ευαίσθητο ξηρού ή υγρού τύπου χαρτί. Η ένταση του καταγραφόµενου ίχνους είναι ανάλογη της έντασης του επιστρεφόµενου σήµατος, έτσι ώστε τα σκουρόχρωµα ίχνη να δηλώνουν ισχυρή ανάκλαση και τα ανοιχτόχρωµα ίχνη ασθενή ανάκλαση των προσπιπτόντων ηχητικών κυµάτων. Τοµογράφος υποδοµής πυθµένα Ο τοµογράφος υποδοµής πυθµένα χρησιµοποιείται για την µελέτη της γεωλογικής υποδοµής του πυθµένα ενώ παράλληλα δίνει πληροφορίες για τις 50

57 Μέθοδοι έρευνας φυσικές και γεωτεχνικές ιδιότητες των επιφανειακών ιζηµάτων, τη µορφολογία του πυθµένα κατά µήκος της τοµής και για την παρουσία αερίων υδρογονανθράκων στους πόρους των ιζηµάτων. Η λειτουργία του τοµογράφου υποδοµής πυθµένα συνίσταται στην εκποµπή ηχητικών κυµάτων χαµηλών συχνοτήτων ώστε να µπορούν να διαπεράσουν τον πυθµένα και να διεισδύσουν στα βαθύτερα στρώµατα του φλοιού. Κάθε φορά που τα ηχητικά κύµατα συναντήσουν µια επιφάνεια ασυνέχειας, ανακλώνται και στην επιστροφή τους προσλαµβάνονται από το δέκτη και καταγράφονται σε ηλεκτροευαίσθητο χαρτί. Η τοµογραφία που σχηµατίζεται µπορεί να συσχετιστεί µε γεωλογική τοµή µε τη διαφορά ότι τα γεωλογικά στρώµατα καθορίζονται µε βάση τις ακουστικές ιδιότητές τους. Ο ποµπός που υπάρχει στο σύστηµα παράγει ένα εκτεταµένο µέτωπο κύµατος το οποίο φαίνεται να αποτελεί ένα ηχητικό παλµό µε διάρκεια µερικών δεκάδων msec. Ο ηχητικός παλµός µεταδίδεται µέσω των πετρωµάτων σαν ένα ελαστικό κύµα το οποίο µεταφέρει ενέργεια. Σε κάθε τύπο πετρώµατος, το ηχητικό κύµα µεταδίδεται µε διαφορετική ταχύτητα, η οποία είναι χαρακτηριστική για το καθένα. Έτσι είναι δυνατό να διαχωριστούν οι διαφορετικοί τύποι πετρωµάτων, καθώς για κάθε τύπο λαµβάνουµε µία διαφορετική ανάκλαση. Οι υποεπιφανειακές ανακλαστικές επιφάνειες είναι δυνατόν να οφείλονται σε µεταβολές της λιθολογίας, οπότε έχουν και οπτική απόκριση, αλλά είναι πιθανόν να οφείλονται σε µεταβολές των µηχανικών ιδιοτήτων, λιθολογικά οµοιογενούς, ιζήµατος, οπότε δεν είναι εύκολο να εντοπισθούν µε οπτικά κριτήρια Τα ηχητικά κύµατα που φεύγουν από την πηγή µεταδίδονται προς όλες τις κατευθύνσεις µε αποτέλεσµα από την εκποµπή ενός µονάχα κύµατος, στο δέκτη να φτάνει µια σειρά κυµάτων που έχουν ακολουθήσει διαφορετικές οδούς και να ελαττώνεται η διακριτική ικανότητα του τοµογράφου. Ο τοµογράφος υποδοµής πυθµένα αποτελείται από ένα ποµπό, ένα δέκτη, ένα ενισχυτή/φίλτρο και ένα καταγραφέα. 51

58 Μέθοδοι έρευνας Οι ποµποί χαρακτηρίζονται από ορισµένα στοιχεία που έχουν σχέση µε το χαρακτήρα των ακουστικών κυµάτων που εκπέµπουν και καθορίζουν την ποιότητα του ποµπού. Τα κύρια στοιχεία που χαρακτηρίζουν ένα ποµπό είναι ο χρόνος διάρκειας του παλµού, το φάσµα των συχνοτήτων που εκπέµπονται στη διάρκεια του παλµού, η ποσότητα της ενέργειας που εκπέµπεται, η ταχύτητα αναπαραγωγής των ακουστικών παλµών και η ταυτότητα της πηγής. Για να πετύχουµε µεγάλη διείσδυση χρειάζεται η συσκευή να εκπέµπει κύµατα χαµηλών συχνοτήτων, γιατί τα κύµατα υψηλών συχνοτήτων απορροφούνται εκλεκτικά από τα πετρώµατα µέσα στα οποία µεταδίδονται, µε αποτέλεσµα να ελαττώνεται η διεισδυτικότητα. Επίσης, µεγάλη κατακόρυφη διακριτικότητα επιτυγχάνεται µε εκποµπή κυµάτων µε υψηλή κύρια συχνότητα και διάρκεια παλµού πολύ µικρή. Μεγάλη σηµασία έχει η ταχύτητα επανάληψης των παλµών ώστε να δίνεται µία συνεχής εικόνα της επιφάνειας της ασυνέχειας από την οποία ανακλώνται τα κύµατα, που εκπέµπονται από τον ποµπό. Η θέση καταγραφής του κύµατος πάνω στο χαρτί είναι χρονική, δηλαδή βασίζεται στο χρόνο που κάνει το κύµα να διανύσει την απόσταση ποµπόςεπιφάνεια ανάκλασης-δέκτης. Τα ακουστικά κύµατα που φτάνουν στο δέκτη αµέσως µετά την εκποµπή του παλµού που αντιστοιχεί σε χρόνο σχεδόν 0 msec αντιπροσωπεύονται στην τοµογραφία από δύο γραµµές. Το επόµενο κύµα που καταγράφεται είναι αυτό που ανακλάται από τον πυθµένα και αντιπροσωπεύεται από 3-4 γραµµές. Το επόµενο κύµα που καταγράφεται είναι αυτό που ανακλάται από ασυνέχειες που βρίσκονται κάτω από τον πυθµένα και στην τοµογραφία αντιπροσωπεύεται από 3-4 γραµµές. Ακουστικοί τύποι και η σηµασία τους στην ανάλυση σεισµικών τοµογραφιών Η ερµηνεία των τοµογράφων και ο προσδιορισµός των ακουστικών τύπων βασίζεται: 52

59 Μέθοδοι έρευνας Στον προσδιορισµό των κυµάτων που έχουν ανακλαστεί από µια και την αυτή επιφάνεια. Στον προσδιορισµό της µορφής (configuration), της συνέχειας (continuity) και του πλάτους ή έντασης (amplitude) των σεισµικών ανακλάσεων που έχουν ανακλαστεί από ένα γεωλογικό σχηµατισµό. Τα χαρακτηριστικά εποµένως των σεισµικών ανακλάσεων που προκύπτουν είναι: Σαφήνεια σεισµικών ανακλάσεων (Σαφής-Ασαφής) Συνέχεια σεισµικών ανακλάσεων (Συνεχής-Ασυνεχής) Εύρος σεισµικής ανάκλασης (Μη παρατεταµένη- Ηµιπαρατεταµένη-Παρατεταµένη) Παρουσία ή απουσία υποεπιφανειακών σεισµικών ανακλάσεων Παρουσία ή απουσία υπερβολικών σεισµικών ανακλάσεων Σύµφωνα µε αυτά τα χαρακτηριστικά οι σεισµικές ανακλάσεις ταξινοµούνται στους παρακάτω ακουστικούς τύπους: Σαφείς σεισµικές ανακλάσεις i. Συνεχείς, σαφείς σεισµικές ανακλάσεις χωρίς υποεπιφανειακές ανακλάσεις ii. iii. iv. (Τύπος ΙΑ κατά Damuth). Συνεχείς, σαφείς σεισµικές ανακλάσεις µε συνεχείς, σαφείς και παράλληλες υποεπιφανειακές ανακλάσεις (Τύπος ΙΒ κατά Damuth). Συνεχείς, σαφείς σεισµικές ανακλάσεις µε µία ή δύο σαφείς, ασύµφωνες και αποσφηνούµενες υποεπιφανειακές ανακλάσεις (Τύπος IC κατά Damuth) 53

60 Μέθοδοι έρευνας Ασαφείς σεισµικές ανακλάσεις I. Παρατεταµένες i. Hµιπαρατεταµένες (σχετικά µεγάλου εύρους) σεισµικές ανακλάσεις µε παράλληλες ηµιπαρατεταµένες και διακοπτόµενες υποεπιφανειακές ανακλάσεις (Τύπος ΙΙΑ κατά Damuth). ii. Παρατεταµένες (µεγάλου εύρους) σεισµικές ανακλάσεις χωρίς υποεπιφανειακές ανακλάσεις (Τύπος ΙΙΒ κατά Damuth). II. Υπερβολικές ανακλάσεις i. Υπερβολικές ανακλάσεις που αποτελούνται από µεγάλου ακανόνιστου σχήµατος υπερβολές µε υπερυψωµένες κορυφές και χωρίς υποεπιφανειακές ανακλάσεις (τύπος ΙΙΙΑ κατά Damuth). ii. Κανονικές, µεµονωµένες ή ελαφρά επικαλυπτόµενες υπερβολές µε σύµφωνες υποεπιφανειακές ανακλάσεις (τύπος ΙΙΙΒ κατά Damuth). iii. κανονικές επικαλυπτόµενες υπερβολικές ανακλάσεις µε υπερυψωµένες κορυφές χωρίς υποεπιφανειακές ανακλάσεις (τύπος ΙΙΙC κατά Damuth). iv. Μεµονωµένες, ελαφρά κυµατοειδής υπερβολικές ανακλάσεις και αρκετές υποεπιφανειακές ασύµφωνες (Τύπος ΙΙΙD κατά Damuth). Τύποι οργάνων γεωφυσικής διασκόπησης που χρησιµοποιήθηκαν στην περιοχή µελέτης Για τη λεπτοµερή αποτύπωση των µορφολογικών χαρακτηριστικών του πυθµένα χρησιµοποιήθηκε ηχοβολιστής πλευρικής σάρωσης (side scan sonar). 54

61 Μέθοδοι έρευνας Το σύστηµα ηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης (side scan sonar) που χρησιµοποιήθηκε για τις ανάγκες αυτής της έρευνας είναι τύπου E.G.&G. 260 υψηλών συχνοτήτων. Αναλυτικά το σύστηµα αποτελείται από: Υπολογιστικά συστήµατα συλλογής και επεξεργασίας δεδοµένων Η.Π.Σ. και πλοήγησης (Edgetech Discover, Triton Isis Delph Map) (Εικ. 3.3) Edgetech ψηφιακή καταγραφική µονάδα (Εικ. 3.3) Ηχοβολιστική τορπίλη 272 TD (Εικ. 3.2) Καλώδιο έλξης 50µ ελαφρού τύπου Οι διαδροµές του ηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης είχαν µήκος συνολικά 15,4 km, από τα οποία 7,6 km διανύθηκαν κατά την έρευνα του 2001 και 7,8 km κατά την έρευνα του 2006, (Εικ. 3.6). Οι διαδροµές του ηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης εκτελέστηκαν έτσι ώστε να επιτευχθεί πλήρης αποτύπωση της περιοχής έρευνας, σε επικαλυπτόµενες ταινίες καταγραφής. Αυτό σε συνδυασµό µε την αυτόµατη από την καταγραφή διόρθωση της ηχογραφίας (ταχύτητα σκάφους, κεκλιµένη απόσταση) και το συσχετισµό της καταγραφής µε την απόλυτη θέση από το σύστηµα προσδιορισµού θέσης (Fix marks) παρουσιάζει το πλεονέκτηµα της εύκολης ερµηνείας και χαρτογράφησης των απεικονιζόµενων µορφών και την κατασκευή µωσαϊκών ηχογραφιών. Η ταχύτητα του σκάφους κατά τη διάρκεια της έρευνας διατηρήθηκε µεταξύ κόµβων ανάλογα µε το επιθυµητό βάθος βύθισης της τορπίλης. Για το ύψος πτήσης της τορπίλης µε τον ποµποδέκτη τηρήθηκαν οι οδηγίες του κατασκευαστή και γενικά ρυθµιζόταν σε 10-30% της οριζόντιας κλίµακας σάρωσης (εύρος καταγραφής). Καταγράφηκαν δικάναλες οριζόντιες ηχογραφίες του πυθµένα σε κλίµακες των 50 και 100 µέτρων, οι οποίες σάρωσαν περίπου m 2 πυθµένα. 55

62 Μέθοδοι έρευνας Εικόνα 3.2: Ηχοβολιστική τορπίλη 272 TD. Εικόνα 3.3: Υπολογιστικά συστήµατα συλλογής και επεξεργασίας δεδοµένων Η.Π.Σ. και πλοήγησης (Edgetech Discover, Triton Isis Delph Map). Για τη γεωφυσική διασκόπηση της υποδοµής του πυθµένα χρησιµοποιήθηκε τοµογράφος υψηλών συχνοτήτων ( khz) ο οποίος διεισδύει περίπου µέχρι 40m κάτω από τον πυθµένα και έχει διακριτική ικανότητα της τάξης των 50cm. Το time base που χρησιµοποιήθηκε είναι 0,1, 0,2 και 0,05 sec. 56

63 Μέθοδοι έρευνας Αναλυτικά το σύστηµα του τοµογράφου υποδοµής πυθµένα υψηλών συχνοτήτων 3.5kHz, που χρησιµοποιήθηκε στην έρευνα (Εικ. 3.4 και 3.5), αποτελείται από: Ποµπό GEOPULSE model 5430A έκτη-ενισχυτή GEOPULSE model 5210A Ηµιπλωτή συστοιχία 4 ποµποδεκτών O.R.E. model 132B (- over the side transducer array-) Καταγραφέας E.P.C. model 1650 Εικόνα 3.4: έκτης, ενισχυτής και καταγραφική µονάδα τοµογράφου υποδοµής πυθµένα. Εικόνα 3.5: Ηµιπλωτός ποµποδέκτης τοµογράφου Οι πορείες που εκτελέστηκαν είχαν συνολικό µήκος 54,6 km (Εικ. 3.7). 57

64 Μέθοδοι έρευνας Εικόνα 3.6: Χάρτης της περιοχής έρευνας στον οποίο παρουσιάζονται οι πορείες που εκτελέστηκαν ηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης (SSS). Με διαφορετικό χρώµα αποδίδονται οι διαφορετικές ερευνητικοί περίοδοι. 58

65 Μέθοδοι έρευνας Εικόνα 3.7: Χάρτης της περιοχής έρευνας στον οποίο παρουσιάζονται οι πορείες που εκτελέστηκαν µε τοµογράφο υποδοµής πυθµένα(3,5 khz). Με διαφορετικό χρώµα αποδίδονται οι διαφορετικές ερευνητικοί περίοδοι. 59

66 Μέθοδοι έρευνας Οπτική παρατήρηση του πυθµένα Για την οπτική παρατήρηση του πυθµένα χρησιµοποιήθηκε κατευθυνόµενο υποβρύχιο όχηµα (R.O.V.) (Εικ. 3.8), τύπου BENTHOS, µε έγχρωµη φωτογραφική µηχανή και µε καλώδιο για 250m βάθος νερού. Με τον τρόπο αυτό έγινε µια προσπάθεια παρατήρησης των δοµών του θαλάσσιου και λήψης στιγµιότυπων αυτών για την καλύτερη αποτύπωση του θαλάσσιου πυθµένα και των φαινοµένων που επικρατούν στην περιοχή µελέτης. Εικόνα 3.8: Κατευθυνόµενο υποβρύχιο όχηµα (R.O.V.) 3.2 ΕΠΕΞΕΡΓΑΣΙΑ Ε ΟΜΕΝΩΝ Η επεξεργασία των δεδοµένων βασίστηκε κυρίως στην επεξεργασία και περιγραφή των σεισµικών καταγραφών καθώς και των ηχογραφιών και περιλάµβανε τις εξής εργασίες: - Σάρωση αναλογικών καταγραφών - Ψηφιοποίηση συγκεκριµένων εικονοστοιχείων των ψηφιακών αρχείων Raster - Κατασκευή βυθοµετρικών χαρτών µε τη χρήση του λογισµικού ArcGis

67 Μέθοδοι έρευνας - Κατασκευή τρισδιάστατων ψηφιακών βυθοµετρικών µοντέλων µε τη χρήση γεωστατιστικών µεθόδων 2, µε καλύτερη την προσέγγιση και εκτίµηση µε τη µέθοδο Kriging. Ο υπολογισµός έγινε µε τη χρήση του Geostatistical analyst και απεικόνιση µε την εφαρµογή ArcScene του λογισµικού ArcGis Ανάλυση ερµηνεία σεισµικών καταγραφών - Κατασκευή µωσαϊκών αποτύπωσης της µορφολογίας του πυθµένα από τις καταγραφές του ηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης - Σύγκριση µορφολογίας πυθµένα από µωσαϊκά δύο διαφορετικών χρονικών περιόδων (2001 και 2006) - ιάκριση χαρτογράφηση του πυθµένα µε βάση το βαθµό διατάραξης των επιφανειακών ιζηµάτων από τα κατολισθητικά φαινόµενα - ιάκριση-χαρτογράφηση και οριοθέτηση της κατολισθαίνουσας µάζας µε βάση τη τα ιδιαίτερα µορφολογικά χαρακτηριστικά του πυθµένα όπως φαίνονται από τις σεισµικές καταγραφές - ιάκριση -χαρτογράφηση πιθανών οριζόντων αερίων υδρογονανθράκων 2 Οι γεωστατιστικές µέθοδοι βασίζονται σε στατιστικά µοντέλα που περιλαµβάνουν την αυτοσυσχέτιση των αρχικών σηµειακών τιµών, παρέχοντας µια εκτίµηση της ακρίβειας των προβλέψεων. 61

68 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 ΠΑΡΟΥΣΙΑΣΗ ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΩΝ Σκοπός της ανάλυσης των διαθέσιµων δεδοµένων και των δεδοµένων που συλλέχθησαν στα πλαίσια της έρευνας αυτής, ήταν η όσο το δυνατό καλύτερη αποτύπωση της βυθοµετρίας της περιοχής µελέτης και η αποτύπωση και περιγραφή των βαρυτικών µετακινήσεων που έλαβαν χώρα στην περιοχή των Νικολέϊκων µετά το σεισµό µεγέθους 6,1 R του Αιγίου (1995). Επίσης έγινε προσπάθεια πιστοποίησης µεταβολών µεταξύ των διαφορετικών χρονικών περιόδων έτσι ώστε να αποσαφηνισθεί ποιοι παράγοντες επιδρούν στη γένεση των δοµών που παρουσιάζονται στην περιοχή και κατά πόσο είναι δυνατή η επαναδραστηριοποίηση των µετακινήσεων εν απουσία του αρχικού γενεσιουργού τους αιτίου. 4.1 ΒΥΘΟΜΕΤΡΙΑ-ΜΟΡΦΟΛΟΓΙΑ Στην περιοχή µελέτης τα βάθη κυµαίνονται από 3 m έως 47 m µε τα µικρότερα βάθη να παρουσιάζονται όπως είναι αναµενόµενο κοντά στην ακτή. Αυτό που είναι αξιοσηµείωτο είναι οι απότοµες εναλλαγές του βάθους σχεδόν σε όλο στο δυτικό τµήµα της περιοχής, δηλαδή πλησιέστερα στην ακτή, γεγονός που υποδεικνύει τη διατάραξη των ιζηµάτων του πυθµένα και το σχηµατισµό υβωµάτων αποτέλεσµα των βαρυτικών µετακινήσεων στην περιοχή. Ενώ αντίθετα το βάθος αυξάνεται οµαλά προς το ανατολικό τµήµα της περιοχής και όσο αποµακρυνόµαστε από την περιοχή µελέτης. Στην εικόνα 4.1 παρουσιάζεται η βυθοµετρία της περιοχής, όπως προέκυψε από την 62

69 Παρουσίαση αποτελεσµάτων επεξεργασία των σεισµικών τοµών, και µε έντονο χρώµα διακρίνονται στο βορειοδυτικό και νοτιοδυτικό τµήµα της περιοχής τα µικρότερα βάθη. Εικόνα 4.1: Βυθοµετρία της περιοχής µελέτης. 63

70 Παρουσίαση αποτελεσµάτων Με βάση τη βυθοµετρία κατασκευάστηκε τρισδιάστατο βυθοµετρικό µοντέλο (εικ. 4.2, 4.3) στο οποίο είναι δυνατό να διακριθεί η µορφολογία της περιοχής και το έντονο ανάγλυφο στο βορειοδυτικό και νοτιοδυτικό τµήµα κυρίως, καθώς και το ήπιο ανάγλυφο του πυθµένα από την ισοβαθή των 25 m έως την ισοβαθή των 47 m. Στο µεγαλύτερο τµήµα της περιοχής η κλίση του πυθµένα είναι µικρή και κυµαίνεται από 1 ο έως 4 ο και τοπικά φτάνει τις 6 ο -10 ο όσο προχωρούµε σε µεγαλύτερα βάθη. Στην εικόνα 4.3 παρουσιάζονται οι περιοχές στις οποίες διακρίνονται οι µεγαλύτερες κλίσεις Το έντονο ανάγλυφο που σχηµατίζεται στις συγκεκριµένες περιοχές φαίνεται να οφείλεται σε δύο κύρια βαρυτικά γεγονότα, όπως θα παρουσιαστεί στη συνέχεια από τη διάκριση των µορφολογικών και γεωλογικών χαρακτηριστικών του πυθµένα. 64

71 Παρουσίαση αποτελεσµάτων Εικόνα 4.2: Τρισδιάστατο βυθοµετρικό µοντέλο στο οποίο φαίνεται το πιθανό ανάγλυφο της περιοχής µελέτης όπως αυτό καταγράφηκε από τις σεισµικές τοµές και τον προσδιορισµό του βάθους. 65

72 Παρουσίαση αποτελεσµάτων Εικόνα 4.3: Τρισδιάστατο βυθοµετρικό µοντέλο της περιοχής µελέτης στο οποίο µε σκίαση διακρίνονται οι περιοχές που παρουσιάζουν τις µεγαλύτερες κλίσεις µε υβώµατα και λοφοειδείς σχηµατισµούς και αντιστοιχούν στην ολισθαίνουσα µάζα. 66

73 Παρουσίαση αποτελεσµάτων 4.2 ΜΟΡΦΟΛΟΓΙΚΑ ΚΑΙ ΓΕΩΛΟΓΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΟΥ ΠΥΘΜΕΝΑ Η µορφολογική αποτύπωση του πυθµένα από την συλλογή ηχογραφιών στην περιοχή έρευνας (2006), οδήγησε στη δηµιουργία ενός µωσαϊκού στο οποίο φαίνονται οι δοµές των επιφανειακών ιζηµάτων στον θαλάσσιο πυθµένα (Εικ. 4.4). Tο µωσαϊκό αυτό καλύπτει µια επιφάνεια περίπου m2. Εικόνα 4.4: Μωσαϊκό της περιοχής µελέτης όπως προέκυψε από τις ηχογραφίες, στο οποίο διακρίνονται περιοχές διαφορετικής ανακλαστικότητας. 67

74 Παρουσίαση αποτελεσµάτων Με βάση το παραπάνω µωσαϊκό και την κατανοµή των επιφανειακών ιζηµάτων σε αυτό έγινε διάκριση των ιζηµάτων αρχικά σε τρεις κύριες βαρυτικές µετακινήσεις: το γεγονός Α, το γεγονός Β, που διακρίνεται επιµέρους σε Β1 και Β2 και το γεγονός C (Εικ. 4.5). Το βαρυτικό γεγονός Α καταλαµβάνει το κεντρικό τµήµα της περιοχής, εκτείνεται µέχρι την ισοβαθή των 25 m και δείχνει το κύριο και µεγαλύτερο µέτωπο της κατολίσθησης καθώς καταλαµβάνει έκταση m 2. Το βαρυτικό γεγονός Β είναι σαφώς µικρότερο σε έκταση από το Α, m 2 και εκτείνεται στο νότιο τµήµα της περιοχής µέχρι την ισοβαθή των 20 m. Το βαρυτικό γεγονός Β αποτελεί όπως φαίνεται τη δεύτερη κύρια βαρυτική µετακίνηση στην περιοχή µελέτης και χωρίζεται σε δύο υποενότητες το οποίο διακρίνεται και στις σεισµικές τοµές όπως θα αναφερθεί στη συνέχεια (Εικ.4.15, 4.16). Το βαρυτικό γεγονός C αποτελεί µια ξεχωριστή µορφολογική ενότητα γιατί παρουσιάζει αρκετά διαφορετικά χαρακτηριστικά ως προς τον ακουστικό τύπο µε τις προηγούµενες ενότητες, και εκτείνεται από την ισοβαθή των 10 m έως την ισοβαθή των 30 m. Το βαρυτικό γεγονός Α έχει ολικό µήκος 750 m και ολικό πλάτος 530 m καιτο βαρυτικό γεγονός Β έχει ολικό µήκος 650 m και ολικό πλάτος 250 m. Με βάση τα ακουστικά χαρακτηριστικά, όπως αυτά φαίνονται στο µωσαϊκό έγινε διάκριση της κατολίσθησης στις εξής µορφολογικές ενότητες: το επίπεδο ολίσθησης (ζώνη εκκένωσης), το κεντρικό λοβό απόθεσης (ανώτερη ενότητα) της ολισθαίνουσας µάζας, τον κατώτερο λοβό απόθεσης (κατώτερη ενότητα) και την ενότητα C (Εικ. 4.6). Το επίπεδο ολίσθησης διακρίνεται και στα δύο βαρυτικά γεγονότα, έχει ένα σχεδόν τραπεζοειδές σχήµα και φαίνεται από την υψηλή ανακλαστικότητα του πυθµένα που υποδηλώνει την ύπαρξη αδροµερών υλικών ή συµπαγοποιηµένων ιζηµάτων. εν είναι όµως δυνατό να προσδιοριστεί η έκταση που καλύπτει στο µωσαϊκό καθώς οι καταγραφές καλύπτουν µόνο ένα τµήµα του επιπέδου ολίσθησης. Ο κεντρικός λοβός απόθεσης διαπιστώνεται από την συνεχή εναλλαγή περιοχών ιδιαίτερα υψηλής ανακλαστικότητας και περιορισµένων περιοχών 68

75 Παρουσίαση αποτελεσµάτων Εικόνα 4.5: ιαχωρισµός των κύριων βαρυτικών γεγονότων ανάλογα µε την ανακλαστικότητα του πυθµένα. ιακρίνονται δύο κύρια γεγονότα, το Α, που αποτελεί και το κύριο γεγονός και το Β που χωρίζεται σε δύο υποενότητες (Β1, Β2). Το βαρυτικό γεγονός C αποτελεί µια ξεχωριστή ενότητα λόγω των διαφορετικών µορφολογικών της χαρακτηριστικών. 69

76 Παρουσίαση αποτελεσµάτων ηχητικής σκιάς. Ο ακουστικός αυτός τύπος είναι ενδεικτικός της ύπαρξης µεγάλων συνεκτικών περιστρεφόµενων τεµαχών ιζηµάτων που έχουν χάσει την εσωτερική τους δοµή και έχουν µεταφερθεί προς τα κατάντι σε µικρή απόσταση από την πηγή προέλευσης(εικ. 4.6). Η κατώτερη ενότητα απόθεσης χαρακτηρίζεται από µικρότερη ανακλαστικότητα σε σύγκριση µε την ανώτερη ενότητα. Παρατηρούνται ανοιχτόχρωµες, σε σχέση µε τον αδιατάρακτο πυθµένα, περιοχές που είναι δυνατό να αντιστοιχούν σε ροές κορηµάτων. Αυτό δεν γίνεται όµως τόσο σαφές από τις ηχογραφίες όσο από τις σεισµικές καταγραφές. Επίσης χαρακτηριστικοί είναι και οι µικρής ανακλαστικότητας πολυάριθµοι στόχοι, µέσου µήκους 9 m και πλάτους 6 m που δηλώνουν την ύπαρξη αποµακρυσµένων τεµαχών (out-runner blocks) καθώς και τα αυλάκια µεταφοράς των αποθέσεων αυτών (chute) (Εικ. 4.6). Η ενότητα C, που όπως προαναφέρθηκε αποτελεί µια ξεχωριστή ενότητα, χαρακτηρίζεται από εναλλαγές σκουρόχρωµων και ανοιχτόχρωµων λωρίδων µικρής ανακλαστικότητας, που αναγνωρίζονται από τον γειτονικό αδιατάρακτο πυθµένα λόγω της διαφορετικής λιθολογίας. Ο ακουστικός αυτός τύπος αντιστοιχεί σε ράχες συµπίεσης (pressure ridges) που αναπτύσσονται κάθετα προς την διεύθυνση µετακίνησης των ιζηµάτων. Οι δοµές αυτές είναι πιθανόν αποτέλεσµα της αντίστασης των ιζηµάτων στην παραµόρφωση που υφίστανται κατά την µετακίνηση τους προς τα κατάντι. Παρουσιάζει µικρότερη παραµόρφωση σε σχέση µε την ανώτερη ενότητα και κάποια κοινά χαρακτηριστικά µε την κατώτερη ενότητα, όπως τις αποµακρυσµένες αποθέσεις. Είναι δυνατό να αποτελεί ένα τρίτο βαρυτικό γεγονός, στο οποίο δεν διακρίνεται καθαρά η ανώτερη ενότητα απόθεσης και το επίπεδο ολίσθησης. 70

77 Παρουσίαση αποτελεσµάτων Εικόνα 4.6: ιάκριση των κυριότερων µορφολογικών ενοτήτων των βαρυτικών µετακινήσεων και των ιδιαίτερων δοµών και χαρακτηριστικών που παρουσιάζει ο πυθµένας. Ο.Β.(out-runner blocks):αποµακρυσµένα τεµάχη, Cu (chute): αυλάκια µεταφοράς των αποµακρυσµένων αποθέσεων και των τεµαχών, Pr (pressure ridges): ράχες συµπίεσης που δηµιουργούνται λόγω συµπίεσης στα κατώτερα τµήµατα της κατολίσθησης 71

78 Παρουσίαση αποτελεσµάτων Σύµφωνα µε τις καταγραφές του τοµογράφου υποδοµής πυθµένα έγινε χαρτογράφηση της ολισθαίνουσας µάζας. Οι υψηλής ανάλυσης σεισµικές τοµές δείχνουν ότι η αστοχείσα µάζα της ανώτερης ενότητας του δελταϊκού ριπιδίου παρουσιάζει ένα σχεδόν οριζόντιο αµφιθεατρικό σχήµα και εκτείνεται παράλληλα προς την ακτή σε δύο κατολισθητικά µέτωπα όπως διακρίνεται και από τις καταγραφές του ηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης. Με βάση τους ακουστικούς τύπους όπως αυτοί παρατηρήθηκαν από τις σεισµικές τοµές έγινε διάκριση των παρακάτω µορφολογικών ενοτήτων: α) Ζώνη εκκένωσης (επίπεδο ολίσθησης), β) Ενότητα 1, γ) Ενότητα 2, δ) Ενότητα 3, ε) Ενότητα 4, στ) Ενότητα 5 και ζ) Αδιατάρακτος πυθµένας (Εικ. 4.7). Η συνολική έκταση που καταλαµβάνουν οι ενότητες αυτές είναι περίπου m 2. Ο πρώτος ακουστικός τύπος, που χαρακτηρίζεται από συνεχείς και σαφείς σεισµικές ανακλάσεις αντιστοιχεί στη ζώνη εκκένωσης και υποδηλώνει την ύπαρξη συνεκτικών και αδροµερών ιζηµάτων. Η έκταση που καταλαµβάνει στην περιοχή µελέτης είναι 6643 m 2. Το επίπεδο ολίσθησης διακρίνεται επίσης από συνεχείς και σαφείς υποεπιφανειακές ανακλάσεις που υπόκεινται ακουστικά διαφανών ή αδιαφανών στρωµάτων που αποτελούν την ολισθαίνουσα µάζα, εντοπίζεται σε βάθος περίπου 4-7 m κάτω από την επιφάνεια του πυθµένα και είναι σχεδόν επίπεδο µε κλίση 1 ο, ( Εικ.4.10, 4.14). Η ζώνη εκκένωσης έχει έκταση m 2 και το επίπεδο ολίσθησης έχει µήκος περίπου 108 m και στο βόρειο τµήµα της περιοχής που αποτελεί το κεντρικό και µεγαλύτερο βαρυτικό γεγονός (Α). Στο νότιο τµήµα της περιοχής η ζώνη εκκένωσης καταλαµβάνει έκταση m 2 όµως δεν υπάρχουν εγκάρσιες τοµές κατά µήκος του γεγονότος αυτού (Β) για τον προσδιορισµό των υπόλοιπων χαρακτηριστικών (Εικ. 4.7, 4.8). Ο δεύτερος ακουστικός τύπος αντιστοιχεί στην ενότητα 1 και χαρακτηρίζεται από υπερβολικές ανακλάσεις µε µικρή διεισδυτικότητα και από ασυνεχείς ηµιπαρατεταµένες υποεπιφανειακές ανακλάσεις. ιαπιστώνεται δηλαδή, η παρουσία υβωµάτων που δηµιουργούν ανώµαλο λοφοειδές ανάγλυφο στην ολισθείσα µάζα (hummocky). Τα υβώµατα αυτά 72

79 Παρουσίαση αποτελεσµάτων έχουν υψόµετρο που κυµαίνεται από 3 m µέχρι 9 m. Ο ακουστικός αυτός τύπος είναι ενδεικτικός της ύπαρξης µεγάλων ιζηµατογενών τεµαχών, άτακτα κατανεµηµένων στην επιφάνεια του πυθµένα, που δείχνουν µια ιδιαίτερα διαταραγµένη κατολισθαίνουσα µάζα µε µεγάλη εσωτερική παραµόρφωση των ιζηµάτων λόγω εφελκυσµού. Τα τεµάχη αυτά έχουν παραµείνει στο επίπεδο ολίσθησης ενώ διατηρούν µνήµες της αρχικής στρώσης γεγονός που σηµαίνει ότι έχουν υποστεί ελαστική παραµόρφωση (Εικ.4.10,4.11,4.13-δ 1 ). Η ενότητα αυτή αντιστοιχεί στον ανώτερο λοβό απόθεσης της κατολισθαίνουσας µάζας, εκτείνεται από την ισοβαθή των 8 m. έως την ισοβαθή των 20 m. και καταλαµβάνει επιφάνεια m 2. (Εικ. 4.7, 4.8) Το µέσο πάχος των αποθέσεων τόσο στο κεντρικό (βαρυτικό γεγονός Α) όσο και στο νότιο τµήµα της περιοχής, (βαρυτικό γεγονός Β), είναι 6,5 m (Εικ. 4.10, 4.11, 4.13, 4.15, 4.16, 4.17). Ο ακουστικός τύπος που αντιστοιχεί στην ενότητα 2 χαρακτηρίζεται από ασυνεχείς ηµιπαρατεταµένες ανακλάσεις που κατά τόπους είναι πιθανόν να είναι υπερβολικές λόγω του ανώµαλου επιφανειακού αναγλύφου. Η υποεπιφανειακή καταγραφή παρουσιάζει ακουστικά διαφανή-χαοτικό χαρακτήρα. Η γενικότερη µορφή της απόθεσης χαρακτηρίζεται ως φακοειδής και αντιστοιχεί σε ροές ιζηµάτων που κατά τόπους είναι δυνατόν να χαρακτηριστούν ως ροές κορηµάτων (debris flow) (Εικ. 4.10, 4.11, 4.13, 4.17, 4.18).Η χαοτική δοµή που παρουσιάζουν τα ιζήµατα είναι ενδεικτική του γεγονότος ότι έχουν υποστεί πλαστική παραµόρφωση (Εικ.4.10,4.11,4.13-δ 2 ). Η ενότητα αυτή αντιστοιχεί στον κατώτερο λοβό απόθεσης (ανώτερο τµήµα αυτού) της κατολισθαίνουσας µάζας, εκτείνεται µέχρι την ισοβαθή των 25 m και καταλαµβάνει επιφάνεια m 2 (Εικ. 4.7, 4.8). Το µέσο πάχος των αποθέσεων στο κεντρικό τµήµα της περιοχής (βαρυτικό γεγονός Α), είναι 4,5 m ενώ στο νότιο τµήµα της περιοχής (βαρυτικό γεγονός Β), είναι περίπου 2 m. Η ενότητα 3 παρουσιάζει παρόµοιο ακουστικό χαρακτήρα µε την ενότητα 2 καθώς χαρακτηρίζεται από ασυνεχείς έως συνεχείς ηµιπαρατεταµένες ανακλάσεις, κατά τόπους υπερβολικές που υποδηλώνουν εξάρσεις του πυθµένα (Εικ. 4.12, 4.13, 4.18). Όµως ο βαθµός παραµόρφωσης είναι 73

80 Παρουσίαση αποτελεσµάτων µικρότερος στην ενότητα αυτή και τα ιζήµατα δεν εµφανίζονται τόσο διαταραγµένα. Χαρακτηριστικές είναι στην ενότητα αυτή οι αποθέσεις αποµονωµένων τεµαχών (out-runner blocks) που έχουν αποµακρυνθεί από την κύρια κατολισθαίνουσα µάζα µε µέγιστη απόσταση αποµάκρυνσης (runout distance) 450 m. Το ύψος των τεµαχών αυτών ποικίλει µε τα µεγαλύτερο να φτάνουν τα 5 m. Η ενότητα αυτή καταλαµβάνει το κεντρικό τµήµα της περιοχής (βαρυτικό γεγονός Α), και έχει έκταση m 2 (Εικ. 4.7, 4.8). Εικόνα 4.7: Κύριες µορφολογικές ενότητες της κατολίσθησης, όπως διακρίθηκαν από τις σεισµικές τοµές και χαρακτηριστικές δοµές της ολισθαίνουσας µάζας. 74

81 Παρουσίαση αποτελεσµάτων Η ενότητα 4 αποτελεί το κατώτερο τµήµα (πόδα) της ολισθαίνουσας µάζας και αντιστοιχεί στον κατώτερο λοβό απόθεσης. Εµφανίζεται και στα δύο µέτωπα της κατολίσθησης, εκτείνεται µέχρι την ισοβαθή των 32 m και καταλαµβάνει συνολική έκταση m2 (Εικ. 4.7, 4.8). Χαρακτηριστικά του ακουστικού τύπου που αντιστοιχεί στην ενότητα αυτή είναι οι συνεχείς, σαφείς ανακλάσεις µε ασαφείς, ασυνεχείς υποεπιφανειακές ανακλάσεις. Ακόµη διακρίνονται αρκετές υπερβολικές ανακλάσεις οι οποίες χαρακτηρίζουν µεµονωµένα σηµεία ανώµαλου αναγλύφου που αποτελούν αποµονωµένα ιζηµατογενή τεµάχη. Αν και τα ιζήµατα δεν παρουσιάζουν ιδιαίτερη παραµόρφωση χαρακτηριστικές είναι οι δοµές συµπίεσης (pressure ridges) (Εικ 4.7), που δηµιουργούνται εξαιτίας της πίεσης που δέχονται από τη συσσώρευση των αποθέσεων στα ανάντι (Εικ. 4.10, 4.11, 4.12, 4.17). Τέλος η ενότητα 5 παρουσιάζει παρόµοια ακουστικά χαρακτηριστικά µε την ενότητα 1. Παρουσιάζει την ίδια λοφοειδή µορφολογία όµως διακρίνεται σε ξεχωριστή ενότητα λόγω του ότι ο βαθµός παραµόρφωσης των ιζηµάτων φαίνεται να είναι µικρότερος (Εικ. 4.18, 4.19). Η ενότητα αυτή πιθανόν να αντιστοιχεί στην ενότητα C, που διακρίθηκε από το µωσαϊκό ή µπορεί να αποτελεί µια προς τα κατάντι επέκταση του ανώτερου λοβού απόθεσης. Η επιφάνεια που καλύπτει είναι m 2 (Εικ. 4.7, 4.8). 30% 25% 20% 15% Αποµακρυσµένα τεµάχη Επίπεδο ολίσθησης Ενότητα 2 Ενότητα 3 Ενότητα 4 Αδιατάρακτος πυθµένας Ενότητα 1 Ενότητα 5 10% 5% 0% Αποµακρυσµένα τεµάχη Επίπεδο ολίσθησης Ενότητα 2 Ενότητα 3 Εικόνα 4.8: ιάγραµµα στο οποίο παρουσιάζεται το ποσοστό της έκτασης που καταλαµβάνει κάθε µορφολογική ενότητα σε σχέση µε τη συνολική έκταση της κατολίσθησης. Ενότητα 4 Αδιατάρακτος πυθµένας Ενότητα 1 Ενότητα 5 75

82 Παρουσίαση αποτελεσµάτων Από τα παραπάνω προκύπτει ότι η συνολική έκταση της ολισθείσας µάζας είναι m 2 και ο όγκος των ιζηµάτων που ολίσθησαν εκτιµάται σε 3x10 6 m 3. Στη συνέχεια παρουσιάζονται οι πιο αντιπροσωπευτικές τοµές στις οποίες διακρίνονται όλες οι µορφολογικές ενότητες και οι διάφορες δοµές του θαλάσσιου πυθµένα που παρατηρήθηκαν. Επίσης καθορίζεται η θέση τους στο χάρτη απεικόνισης των µορφολογικών ενοτήτων και στο µωσαϊκό που προέκυψε από τον ηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης (Εικ. 4.9). Εικόνα 4.9: Χάρτης στον οποίο παρουσιάζονται τα ίχνη των αντιπροσωπευτικότερων σεισµικών τοµών, στις οποίες διακρίνονται οι ακουστικοί τύποι των διαφόρων ενοτήτων. 76

83 Παρουσίαση αποτελεσµάτων Pr1 δ 1 δ 2 Pr2 δ 1 δ 2 Εικόνα 4.10, 4.11: Εγκάρσιες τοµές στη βαρυτική µετακίνηση Α, στις οποίες διακρίνονται όλες οι κύριες µορφολογικές ενότητες και το επίπεδο ολίσθησης, το οποίο δηλώνεται µε την κόκκινη γραµµή. Από αριστερά προς τα δεξιά φαίνεται η ζώνη εκκένωσης, ο ανώτερος λοβός απόθεσης (ανώτερη ενότητα-ελαστική παραµόρφωση, δ 1 ), ο κατώτερος λοβός απόθεσης (κατώτερη ενότητα) και η επέκταση του τελευταίου προς τα κατάντι (ενότητα 4) µε λιγότερη παραµόρφωση, δοµές συµπίεσης (PR) και αποµακρυσµένα τεµάχη (ΟΒ). Στην τοµή 2 η κατώτερη ενότητα παρουσιάζει χαρακτηριστική φακοειδή µορφή, ακουστικά διαφανή και µπορεί να χαρακτηριστεί ως ροή κορηµάτων που δείχνει ότι τα ιζήµατα έχουν υποστεί πλαστική παραµόρφωση (δ 2 ). 77

84 Παρουσίαση αποτελεσµάτων Pr3 Εικόνα 4.12: Εγκάρσια τοµή στη βαρυτική µετακίνηση Β. Από αριστερά προς τα δεξιά διακρίνεται η κατώτερη ενότητα απόθεσης (πόδας) µε το βαθµό παραµόρφωσης να µειώνεται προς τα κατάντι. ιακρίνονται αποθέσεις ιζήµατων µε µικρότερο πάχος και λιγότερο διαταραγµένες σε σχέση µε τη κατώτερη ενότητα των τοµών 1 και 2. Χαρακτηριστικά είναι τα αποµακρυσµένα τεµάχη (ΟΒ) που εµφανίζονται σε όλο το µήκος της τοµής. Εµφανής είναι και ο ορίζοντας των αερίων υδρογονανθράκων που παρουσιάζεται σαν σεισµοκονιασµένη καταγραφή (ΑΤZ) στο µεγαλύτερο τµήµα της τοµής ενώ στα δεξιά διακρίνεται «πλούµιο» αερίων (GPl). 78

85 Παρουσίαση αποτελεσµάτων Pr4 δ 1 Ο.Β δ 2 Εικόνα 4.13: Τοµή παράλληλη προς την ακτή που εκτείνεται σχεδόν από το ένα έως το άλλο άκρο της περιοχής µελέτης. ιακρίνονται οι δύο κύριες βαρυτικές µετακινήσεις που διαχωρίζονται από τα αδιατάρακτα ιζήµατα. Αριστερά (δ 1 )και δεξιά (ενότητες Β1 και Β2) διακρίνεται η ανώτερη ενότητα. To επίπεδο ολίσθησης φαίνεται να είναι το ίδιο για τα βαρυτικά γεγονότα Β1 και Β2. Στο κεντρικό τµήµα της τοµής διακρίνεται η ενότητα 3 (κατώτερη ενότητα απόθεσης) που περιλαµβάνει τόσο ροή κορηµάτων (δ 2 ) όσο και αποµονωµένες αποθέσεις τεµαχών (ΟΒ). Χαρακτηριστική είναι και εδώ η παρουσία αερίων. 79

86 Παρουσίαση αποτελεσµάτων Pr5 Εικόνα 4.14: Τοµή παράλληλη προς τη ζώνη εκκένωσης στην οποία διακρίνεται το επίπεδο ολίσθησης στο νότιο τµήµα της περιοχής, στο δεύτερο βαρυτικό γεγονός Β1. Pr6 Pr7 Εικόνα 4.15, 4.16 : Τοµές παράλληλες προς τη δεύτερη βαρυτική µετακίνηση Β στο νότιο τµήµα της περιοχής στις οποίες διακρίνεται η ανώτερη ενότητα απόθεσης, που υποδιαιρείται σε δύο υποενότητες Β1 και Β2. Η κόκκινη έντονη γραµµή δείχνει το επίπεδο ολίσθησης των ενοτήτων αυτών. 80

87 Παρουσίαση αποτελεσµάτων ΕΠ. ΟΛ? Pr8 Εικόνα 4.17: Τοµή εγκάρσια στο βαρυτικό γεγονός Β, στο νότιο τµήµα της περιοχής στην οποία διακρίνεται η κατώτερη ενότητα όπως και στις τοµές 1 και 2. Η διαφορά µε το βαρυτικό γεγονός Α είναι ότι ενότητα αυτή φαίνεται να έχει µικρότερο πάχος. Επίσης αριστερά, προς τα ανάντι φαίνεται πιθανόν τµήµα του επιπέδου ολίσθησης (κόκκινη διάστικτη γραµµή). Pr9 C Εικόνα 4.18: Τοµή παράλληλη προς την ακτή στην οποία εκτός από την κατώτερη ενότητα απόθεσης διακρίνεται και η ενότητα 5, που στο µωσαϊκό αντιστοιχεί στην ενότητα C στην οποία είναι ασαφής ο καθορισµός της ανώτερης ενότητας. Χαρακτηριστικές είναι οι δοµές συµπίεσης και τα αποµακρυσµένα τεµάχη ιζηµάτων. 81

88 Παρουσίαση αποτελεσµάτων Pr10 δ 5 δ 4 Εικόνα 4.19: Τοµή κάθετη προς την ενότητα 5. Από τον ακουστικό τύπο φαίνεται τα ιζήµατα να έχουν µετατοπιστεί προς τα κατάντι σχεδόν αδιατάρακτα µε τη µορφή τεµαχών (δ 3 ) µε εσωτερική ελαστική παραµόρφωση ενώ στα αριστερά διακρίνεται µια ζώνη συµπίεσης (δ 4 ) που αντιστοιχεί στην κατώτερη ενότητα (πόδας κατολίσθησης). 82

89 Παρουσίαση αποτελεσµάτων Οπτική παρατήρηση του πυθµένα Η οπτική παρατήρηση του πυθµένα µε τηλεκατευθυνόµενο βαθυσκάφος έγινε σε τρεις θέσεις οι οποίες σηµειώνονται πάνω στο µωσαϊκό των ηχογραφιών (Εικ. 4.20). Στη συνέχεια παρατίθενται στιγµιότυπα από χαρακτηριστικές δοµές του πυθµένα και της ολισθαίνουσας µάζας. Εικόνα 4.20: Θέσεις ρίψης του βαθυσκάφους. 83

90 Παρουσίαση αποτελεσµάτων α β γ Εικόνα 4.21: Εικόνες του πυθµένα από το βαθυσκάφος στη θέση 1. Στις εικόνες α και β φαίνονται χαρακτηριστικά αποµονωµένα τεµάχη (outrunner blocks) που αντιστοιχούν σε αποµακρυσµένες αποθέσεις του κατώτερου λοβού της ολισθαίνουσας µάζας (βαρυτικό γεγονός Α) (Εικ. 4,21). Το στιγµιότυπο γ δείχνει τα αδιατάρακτα ιζήµατα που δεν έχουν υποστεί παραµόρφωση. Όπως παρατηρείται στο στιγµιότυπο γ ο πυθµένας παρουσιάζει ιδιαίτερες δοµές που φαίνονται σαν µικρά βαθουλώµατα και κρατήρες. Οι δοµές αυτές παρατηρήθηκαν, κατά τη διάρκεια της λήψης σε όλο τον αδιατάρακτο πυθµένα. Είναι δυνατό να πρόκειται για βιογενούς προέλευσης δοµές λόγω αναµόχλευσης των ιζηµάτων, όµως η πιο πιθανή αιτία δηµιουργίας τους είναι η διαφυγή εναποµεινάντων αερίων υδρογονανθράκων µετά το βαρυτικό επεισόδιο. Αέρια, όπως θα αναλυθεί και παρακάτω, παρατηρούνται κυρίως στον κατώτερο λοβό απόθεσης, γεγονός που ενισχύει την παραπάνω άποψη. 84

91 Παρουσίαση αποτελεσµάτων α β Εικόνα 4.22: Εικόνες του πυθµένα από το βαθυσκάφος στη θέση 2. Η δεύτερη θέση ρίψης του βαθυσκάφους ήταν στο δυτικό τµήµα της περιοχής µελέτης κοντά στη ακτή, (βαρυτικό γεγονός Α). Στη θέση αυτή διακρίνεται από το µωσαϊκό η ανώτερη και κύρια ενότητα της κατολισθαίνουσας µάζας. Στην εικόνα 4.22 φαίνονται τα στιγµιότυπα από τη θέση αυτή. Και στις δύο εικόνες διακρίνονται αρκετά µεγάλα τεµάχη ιλυολίθων που αποτίθενται σε ένα αρκετά διαταραγµένο πυθµένα. Προς τα κατάντι παρατηρούνται λιγότερες αποθέσεις τέτοιων τεµαχών. Τα παραπάνω αποτελούν χαρακτηριστικά του ανώτερου λοβού απόθεσης γεγονός που αποδεικνύεται από τις φωτογραφίες. 85

92 Παρουσίαση αποτελεσµάτων α β γ δ Εικόνα 4.23: Εικόνες του πυθµένα από το βαθυσκάφος στη θέση 3. Η θέση 3 βρίσκεται στο νότιο τµήµα της περιοχής, εκεί που εκτείνεται το δεύτερο γεγονός (Β). Από τα στιγµιότυπα φαίνεται ότι το βαθυσκάφος διέγραψε µια πορεία από τα κατάντι προς τα ανάντι, µε αποτέλεσµα στις φωτογραφίες α και β να διακρίνονται κυρίως αποµονωµένα τεµάχη και λιγότερο διαταραγµένος πυθµένας (κατάντι), που αποτελούν τα χαρακτηριστικά της κατώτερης ενότητας απόθεσης. Ενώ στα στιγµιότυπα γ και δ παρατηρείται αύξηση της κλίσης του πυθµένα και περισσότερες αποθέσεις τεµαχών γεγονός που δηλώνει πως πρόκειται για την ανώτερη ενότητα απόθεσης του δευτέρου βαρυτικού γεγονότος. 86

93 Παρουσίαση αποτελεσµάτων 4.3 ΙΑΚΡΙΣΗ ΚΑΙ ΧΑΡΤΟΓΡΑΦΗΣΗ ΟΡΙΖΟΝΤΩΝ ΑΕΡΙΩΝ Υ ΟΓΟΝΑΝΘΡΑΚΩΝ ΠΙΘΑΝΩΣ ΣΥΣΧΕΤΙΖΟΜΕΝΩΝ ΜΕ ΤΗΝ ΚΑΤΟΛΙΣΘΗΣΗ Η παρουσία των αερίων στην περιοχή διαπιστώνεται από τους ακουστικούς τύπους που παρουσιάζουν τα υποεπιφανειακά στρώµατα. Έτσι λοιπόν οι έντονες ανακλάσεις και ο αδιαφανής ακουστικός χαρακτήρας των υποκείµενων ιζηµάτων είναι ενδεικτικά της ύπαρξης αερίων υδρογονανθράκων στην περιοχή. Σύµφωνα µε τους Papatheodorou and Ferentinos (1997), η ύπαρξη αερίων επιβεβαιώνεται από την ύπαρξη ενός κρατήρα διαφυγής αερίων κοντά στην περιοχή που ανιχνεύθηκε το 1988 (S. Soter, 1995), καθώς και από την µαρτυρία ψαράδων που παρατήρησαν φυσαλίδες στην επιφάνεια της θάλασσας αµέσως µετά το σεισµικό γεγονός. Με βάση το γεγονός αυτό οι Papatheodorou and Ferentinos (1997), αναφέρουν ότι η ρευστοποίηση που συνέβη στα ιζήµατα ενισχύθηκε από τη διαφυγή αερίων από τα βαθύτερα στρώµατα. Έτσι έγινε µια προσπάθεια αποτύπωσης των οριζόντων και των δοµών των αερίων υδρογονανθράκων όπου αυτοί είναι εµφανείς και όπως καταγράφονται στις σεισµικές τοµές. Οι κυριότεροι ακουστικοί τύποι που παρατηρήθηκαν στην περιοχή µελέτης είναι: η σεισµοκονιασµένη καταγραφή (acoustic turbidity zone), οι θύλακες αερίων (gas pockets) και «πλούµες» αερίων (gas plumes) (Εικ. 4.12, 4.13). Στη σεισµοκονιασµένη καταγραφή έχουµε την παρουσία χαοτικών ανακλάσεων που δίνουν την εικόνα «αµµοκονιασµένης» καταγραφής. Ο ακουστικός αυτός τύπος προκαλείται από το γεγονός ότι η περισσότερη ποσότητα της ακουστικής ενέργειας ανακλάται ή απορροφάται από συγκεκριµένο υλικό που υπάρχει µέσα στα ιζήµατα. Οι θύλακες αερίων πρόκειται για τοπικά υψηλές συγκεντρώσεις αερίων υδρογονανθράκων, οι οποίες περιβάλλονται από ιζήµατα απαλλαγµένα από την παρουσία αερίων. 87

94 Παρουσίαση αποτελεσµάτων Υψηλής ανακλαστικότητας περιορισµένες περιοχές οι οποίες δηλώνουν υψηλές συγκεντρώσεις αερίων υδρογονανθράκων είναι και οι«πλούµες» αερίων που συνήθως διαµορφώνουν ανακλάσεις υπερβολικής µορφής (Εικ. 4.23, 4.24, 4.25, 4.26, 4.27). G.Pl A.T.Z G.P G.P G.P G.P G.P Εικόνα 4.23, 4.24, 4.25, 4.26 Χαρακτηριστικοί ακουστικοί τύποι αερίων υδρογονανθράκων που παρατηρούνται στην περιοχή. A.T.Z. (acoustic turbidity zone): σεισµοκονιασµένη καταγραφή G.P. (gas pockets) : θύλακες αερίων G.Pl. (gas plumes): «πλούµες» αερίων 88

95 Παρουσίαση αποτελεσµάτων G.Pl Εικόνα 4.27: Υπερβολικές ανακλάσεις που δηλώνουν την ύπαρξη «πλούµιων» αερίων. Εικόνα 4.28: Χαρακτηριστική τοµή όπου διακρίνονται δύο διαφυγές αερίων (κόκκινο πλαίσιο) προς την επιφάνεια του πυθµένα µε ταυτόχρονη διατάραξη και παραµόρφωση των υποεπιφανειακών ιζηµάτων. 89

96 Παρουσίαση αποτελεσµάτων Η αποτύπωση των οριζόντων των αερίων υδρογονανθράκων έγινε µε την ψηφιοποίηση αυτών και την κατασκευή ενός τρισδιάστατου βυθοµετρικού µοντέλου. Οι µεγαλύτερες διαφυγές αεριών (Εικ. 4.28) παρατηρούνται στο κεντρικό και νότιο τµήµα της περιοχής µελέτης (Εικ. 4.29), όπου διακρίνονται όπως αναφέρθηκε παραπάνω και τα δύο σηµαντικά βαρυτικά γεγονότα. Με βάση το βυθοµετρικό µοντέλο δεν είναι δυνατό να προσδιοριστεί ο τύπος και η µορφή των αερίων, µπορούµε όµως να πούµε πως δεν εµφανίζεται ένας συγκεκριµένος ορίζοντας αερίων αλλά κατά τόπους διαφυγές. Σε συνδυασµό µε τις µορφολογικές ενότητες της κατολίσθησης παρατηρούµε ότι οι διαφυγές των αερίων εκδηλώνονται κυρίως στο κατώτερο τµήµα της κατολισθαίνουσας µάζας όπου επικρατούν συµπιεστικές τάσεις. Υπάρχει λοιπόν η πιθανότητα οι αέριες αυτές διαφυγές να οφείλονται στη συµπίεση των υποκείµενων ιζηµάτων από τις αποθέσεις πάνω σε αυτά της κατολισθαίνουσας µάζας (Εικ. 4.30). 90

97 Παρουσίαση αποτελεσµάτων Εικόνα 4.29: Τρισδιάστατο µοντέλο απεικόνισης των διαφυγών αερίων υδρογονανθράκων. 91

98 Παρουσίαση αποτελεσµάτων Εικόνα 4.30: Εκδήλωση των διαφυγών αερίων υδρογονανθράκων στο κατώτερο τµήµα (λοβό απόθεσης) της κατολίσθησης. 92

99 Παρουσίαση αποτελεσµάτων Σύγκριση των βαρυτικών µετακινήσεων στην περιοχή των Νικολέϊκων µε άλλα βαρυτικά γεγονότα στον ελλαδικό χώρο και παγκοσµίως Όνοµα βαρυτικής µετακίνησης Storegga Slide (Norway Basin) Trænadjupet Slide (North Atlantic) Goleta slide (Santa Barbara Channel) Ulleung Basin, East Sea (Sea of Japan), Korea Ana-Eivissa slides, (western Mediterranean Sea) Gebra Slide (Trinity Peninsula Margin, Antarctica) Όγκος ολισθαίνουσ ας µάζας Συνολική έκταση βαρυτικής µετακινήσεων Ολικό µήκος βαρυτικής µετακίνησης Κλίση επιπέδου ολίσθησης 2400 km km km 1,1 ο 1,48 ο 900 km km km? Μηχανισµός πρόκλησης της µετακίνησης Σεισµική δραστηριότητα Eνυδατωµένοι υδρογονάνθρακες Φόρτιση από παγετώνες Υψηλή ιζηµατογένεση Σεισµική δραστηριότητα Υψηλή ιζηµατογένεση 1,51 km km 2 14,6 km 2 o Υψηλή ιζηµατογένεση Σεισµική δραστηριότητα Απότοµα πρανή Σεισµική δραστηριότητα >12 km 3 >1000 km 2 22,2 km 0,2 o ±0,7 Πτώση της στάθµης της θάλασσας ιαφυγές αερίων 0,14 km 3 6 km 2 <1 km 1,6 o υδρογονανθράκων (pockmarks) 20 km km 2 70 km 1 o Υψηλή ιζηµατογένεση Σεισµικήδραστηριότητα Πηγή πληροφοριών Hafllidi Haflidason et al.,2004 Hafllidi Haflidason et al.,2004 H. G. Greene et al 2006 S. H. Lee et al., 1999 G. Lastras et al., 2006 Y. Imbo et al., 2002 ελταϊκό ριπίδιο Μεγανίτη 4x10 3 m m m? Σεισµική δραστηριότητα G. Papatheodorou & G. Ferentinos, 1997 Βαρυτική µετακίνηση Ερατεινής 1x10 3 m m 2 ~60 m <6 o Σεισµική δραστηριότητα Hasiotis T. et al., 2002 Βαρυτική µετακίνηση Τολοφώνα? m 2 ~1400 m 5 o Σεισµική δραστηριότητα Hasiotis T. et al., 2002 Βαρυτική µετακίνηση Νικολέϊκων (Ελίκης) 3x10 6 m m m 1 o ιαφυγές αερίων Σεισµική δραστηριότητα υδρογονανθράκων? Παρούσα µελέτη Πίνακας 4.1: Συγκριτική παράθεση των κυριότερων µορφολογικών χαρακτηριστικών υποθαλάσσιων βαρυτικών µετακινήσεων από τον ελλαδικό χώρο και παγκοσµίως. 93

100 Παρουσίαση αποτελεσµάτων Όπως παρατηρείται από τον παραπάνω πίνακα (4.1) η µελετηθείσα βαρυτική µετακίνηση στην περιοχή των Νικολέϊκων αποτελεί µια σχετικά µικρού µεγέθους ολίσθηση, σε σχέση µε τις µεγάλες υποθαλάσσιες ολισθήσεις που εµφανίζονται σε άλλες περιοχές. Αυτό οφείλεται κυρίως στο περιβάλλον εκδήλωσης (δελταϊκό ριπίδιο Ελίκης) που χαρακτηρίζεται από περιορισµένη έκταση και από ήπιο µορφολογικό ανάγλυφο. Όµως ως προς τους µηχανισµούς ενεργοποίησης των κατολισθητικών φαινοµένων παρουσιάζει οµοιότητα καθώς οι περισσότερες υποθαλάσσιες ολισθήσεις φαίνεται να έχουν ως κύριο έναυσµα εκδήλωσης τους κάποιο σεισµικό γεγονός ή επαναλαµβανόµενη σεισµική δραστηριότητα στην περιοχή. Παρόλο που η βαρυτική µετακίνηση που συνέβη στην περιοχή των Νικολέϊκων δεν έχει πολύ µεγάλη έκταση είναι σηµαντική καθώς πρόκειται για µια παράκτια ολίσθηση που επηρέασε σηµαντικά τις ανθρώπινες δραστηριότητες στην περιοχή και προκάλεσε καταστροφές στην παράκτια ζώνη. 94

101 Παρουσίαση αποτελεσµάτων 4.4 ΣΥΓΚΡΙΣΗ ΜΟΡΦΟΛΟΓΙΑΣ ΠΥΘΜΕΝΑ ΑΠΟ ΜΩΣΑΙΚΑ ΥΟ ΙΑΦΟΡΕΤΙΚΩΝ ΧΡΟΝΙΚΩΝ ΠΕΡΙΟ ΩΝ Το µωσαϊκό που κατασκευάστηκε από τις πορείες του ηχοβολιστή, που καταγράφηκαν το 2006 στα πλαίσια της έρευνας της περιοχής µελέτης, συγκρίθηκε ως προς τους ακουστικούς τύπους µε µωσαϊκό που προήλθε από αντίστοιχη έρευνα που διεξήχθη το Σκοπός της σύγκρισης αυτής ήταν να διαπιστωθούν τυχόν αλλαγές στη µορφολογία και τις δοµές του θαλάσσιου πυθµένα και συνεπώς των αποθέσεων της κατολίσθησης, για να εξεταστεί το ενδεχόµενο πιθανής επαναδραστηριοποίησης της κατολίσθησης. Όπως φαίνεται στην εικόνα 4.31 ο πυθµένας παρουσιάζει την ίδια σχεδόν µορφολογία µε αυτή που διακρίνεται στο µωσαϊκό του Επίσης η κατολίσθηση παρουσιάζει τα ίδια µέτωπα και η κατολισθαίνουσα µάζα είναι δυνατό να χωριστεί σε ανώτερη και κατώτερη ενότητα απόθεσης, όπως ακριβώς και πιο πρόσφατο µωσαϊκό. Για να γίνει πιο ακριβής η παρατήρηση της µορφολογίας επιλέχθηκαν συγκεκριµένοι στόχοι στα δύο µωσαϊκά µε σκοπό να εξετάσουµε τυχόν µετακινήσεις ή παραµορφώσεις των ίδιων ενοτήτων και δοµών. Όπως φαίνεται και στις εικόνες 4.32 και 4.33 οι επιλεγµένοι στόχοι που αποτελούν κυρίως ιζηµατογενή τεµάχη παρουσιάζουν την ίδια ακριβώς δοµή και στα δύο µωσαϊκά και βρίσκονται στις ίδιες θέσεις που αποτέθηκαν κατά την αρχική εκδήλωση της κατολίσθησης. Το γεγονός αυτό υποδηλώνει ότι πιθανόν δεν υπήρξε κάποιο νέο συµβάν που να οδήγησε στην επαναδραστηριοποίηση της κατολίσθησης στην περιοχή. 95

102 Παρουσίαση αποτελεσµάτων Εικόνα 4.31: Μωσαϊκό αποτύπωσης του πυθµένα του 2001 και διάκριση των δύο κύριων µορφολογικών ενοτήτων της κατολίσθησης (ανώτερη ενότητα απόθεσης και κατώτερη ενότητα απόθεσης). 96

103 Παρουσίαση αποτελεσµάτων Εικόνα 4.32: Κύριοι στόχοι που επιλέχθηκαν για τη σύγκριση των δύο µωσαϊκών. 97

104 Παρουσίαση αποτελεσµάτων Εικόνα 4.33: Μεγεθυµένα στιγµιότυπα των επιλεγµένων στόχων που χρησιµοποιήθηκαν για τη σύγκριση των δύο µωσαϊκών. 98

105 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ Η παρούσα διατριβή βασίζεται στη µελέτη, επεξεργασία και ανάλυση σεισµικών καταγραφών, ηχογραφιών καθώς και στην οπτική παρατήρηση, η οποία µπορεί να είναι περιορισµένη αλλά επιβεβαιώνει κατά τόπους τις διάφορες καταγραφές. Η συλλογή, επεξεργασία και ερµηνεία των δεδοµένων επέτρεψε την αποτύπωση της βυθοµετρίας και τη χαρτογράφηση του πυθµένα, µέσω των διαφορετικών ακουστικών τύπων. Επίσης οδήγησε στη διάκριση των χαρακτηριστικών, της εξέλιξης της κατολίσθησης και στην οριοθέτηση των µορφολογικών ενοτήτων αυτής. Στην περιοχή µελέτης τα βάθη κυµαίνονται από 3 m έως 47 m από το δυτικό προς το ανατολικό τµήµα της περιοχής, δηλαδή όσο αποµακρυνόµαστε από την ακτή. Αυτό που είναι αξιοσηµείωτο είναι οι απότοµες εναλλαγές του βάθους από την ισοβαθή των 3 m έως την ισοβαθή των 25 m γεγονός που υποδεικνύει τη διατάραξη των ιζηµάτων του πυθµένα και το σχηµατισµό εξάρσεων, πιθανόν ως αποτέλεσµα των βαρυτικών µετακινήσεων που προκλήθηκαν από το σεισµό µεγέθους 6,1R του Αιγίου (1995). Ιδιαίτερα έντονο ανάγλυφο παρουσιάζει το βορειοδυτικό και νοτιοδυτικό τµήµα της περιοχής. Στο µεγαλύτερο όµως τµήµα της περιοχής η κλίση του πυθµένα είναι µικρή και κυµαίνεται από 1 ο έως 4 ο. Το έντονο ανάγλυφο φαίνεται να είναι οφείλεται σε δύο κύρια βαρυτικά γεγονότα όπως φαίνεται από τις σεισµικές τοµές και τις ηχογραφίες. Το βαρυτικό γεγονός Α έχει ολικό µήκος 750 m και ολικό πλάτος 530 m και το βαρυτικό γεγονός Β έχει ολικό µήκος 650 m και ολικό πλάτος 250 m. 99

106 Συµπεράσµατα πίσης παρατηρείται και µια ενότητα στο βορειανατολικό τµήµα της περιοχής που αποτελεί πιθανόν ένα ακόµη βαρυτικό γεγονός χωρίς να παρουσιάζει τα ίδια µορφολογικά χαρακτηριστικά µε τα άλλα δύο. Με βάση τα στοιχεία αυτά µπορούµε να πούµε ότι ο σεισµός του Αιγίου 6,1R (1995) προκάλεσε τουλάχιστον δύο βαρυτικές µετακινήσεις ιζηµάτων στην παράκτια ζώνη των Νικολέϊκων, το βαρυτικό γεγονός Α και Β. Το βαρυτικό γεγονός C δεν είναι σαφές αν προκλήθηκε από το σεισµό αυτό. Η συνολική κατολισθαίνουσα µάζα καταλαµβάνει έκταση m 2 και διακρίνεται γενικά σε 3 βασικές µορφολογικές ενότητες: τη ζώνη εκκένωσης (επίπεδο ολίσθησης), τον ανώτερο λοβό απόθεσης και τον κατώτερο λοβό απόθεσης, που καταλαµβάνει και τη µεγαλύτερη έκταση σε ποσοστό 45% σε σχέση µε τη ζώνη εκκένωσης, την ανώτερη απόθεση και τα αδιατάρακτα ιζήµατα. Τα βαρυτικά γεγονότα Α και Β είχαν µια έκταση m 2 και m 2 αντίστοιχα. Με βάση τις σεισµικές καταγραφές έγινε περαιτέρω διάκριση των βασικών µορφολογικών ενοτήτων των δύο βαρυτικών γεγονότων. Σύµφωνα µε αυτή η εσωτερική παραµόρφωση των ιζηµάτων της ανώτερης ενότητας µειώνεται στο βόρειο τµήµα της περιοχής, ενώ στο νότιο τµήµα (βαρυτικό γεγονός Β) η ανώτερη ενότητα χωρίζεται σε δύο υποενότητες. Χαρακτηριστικό της ανώτερης ενότητας είναι το λοφοειδές ανάγλυφο της ολισθείσας µάζας (hummocky), ενδεικτικό της ύπαρξης µεγάλων ιζηµατογενών τεµαχών τα οποία δεν έχουν µετακινηθεί ιδιαίτερα και τοπικά φαίνεται να έχουν παραµείνει πάνω στο επίπεδο ολίσθησης.. Τα τεµάχη αυτά έχουν ύψος που κυµαίνεται από 3 m µέχρι 9 m. Το µέσο πάχος των αποθέσεων τόσο στο κεντρικό όσο και στο νότιο τµήµα της περιοχής, είναι 6,5 m. Ο κατώτερος λοβός απόθεσης διακρίθηκε σε δύο υποενότητες. Στην ανώτερη από αυτές επικρατούν ροές µαζών µε µέσο πάχος των αποθέσεων στο βόρειο τµήµα της περιοχής 4,5 m ενώ στο νότιο τµήµα της περιοχής περίπου 2 m. Στην κατώτερη από αυτές επικρατούν αποθέσεις αποµονωµένων τεµαχών µε ύψος που φτάνει τα 5 m µήκος τα 8 m, καθώς και δοµές συµπίεσης που 100

107 Συµπεράσµατα δηµιουργούνται εξαιτίας της πίεσης που δέχονται τα ιζήµατα από τη συσσώρευση των αποθέσεων στα ανάντι. Τα ιζήµατα των ενοτήτων αυτών δεν παρουσιάζουν µεγάλη εσωτερική παραµόρφωση. Το επίπεδο ολίσθησης εντοπίστηκε σε βάθος 4-7 m κάτω από την επιφάνεια του πυθµένα. Είναι σχεδόν επίπεδο µε κλίση 1 ο. Επειδή το µεγαλύτερο τµήµα της ολισθείσας µάζας όπως φαίνεται από τις δοµές των ιζηµάτων, τα οποία διατηρούν µνήµες της αρχικής στρώσης, έχει παραµορφωθεί ελαστικά, ο τύπος της βαρυτικής µετακίνησης είναι κυρίως αυτός της µεταθετικής ολίσθησης Από την χαρτογράφηση των οριζόντων αερίων υδρογονανθράκων στην περιοχή προέκυψε ότι διαφυγές των αερίων εκδηλώνονται κυρίως στο κατώτερο τµήµα της κατολισθαίνουσας µάζας και είναι δυνατό να συνδέονται άµεσα µε τις βαρυτικές µετακινήσεις στην περιοχή. ιαφυγές των αερίων µπορεί να προκλήθηκαν είτε από το ίδιο το σεισµικό γεγονός είτε από τη φόρτιση των ιζηµάτων αµέσως µετά την ολίσθηση αυτών προς τα κατάντι, γεγονός που πιθανόν να συνέβαλλε στην αύξηση της πίεσης των πόρων και στην µείωση της διατµητικής τους αντοχής. Ακόµη η σύγκριση καταγραφών του πυθµένα διαφορετικών χρονικών περιόδων έδειξε ότι δεν υπήρξε επαναδραστηριοποίηση της κατολίσθησης τα τελευταία χρόνια καθώς τα ιζήµατα παρουσιάζουν τις ίδιες δοµές και καµία σηµαντική µετακίνηση. Φαίνεται λοιπόν ότι η διεργασία που ενεργοποίησε τις βαρυτικές µετακινήσεις στην περιοχή είναι αυτή της ρευστοποίησης, καθώς τυπικά φαινόµενα ρευστοποίησης (sand boils) διαπιστώθηκαν στην παράκτια ζώνη µετά το σεισµό. Παρόµοιες µορφές ρευστοποίησης διαπιστώθηκαν και στο σεισµό του 1861, γεγονός που δηλώνει ότι η ρευστοποίηση είναι ένας διαχρονικός µηχανισµός βαρυτικών µετακινήσεων στην περιοχή. Ένας τέτοιος µηχανισµός πιθανόν να έδρασε και να κατέστρεψε το 373 π.χ την αρχαία πόλη της Ελίκης. Το γεγονός αυτό ενισχύεται από συνδυασµένες έρευνες µελετητών που έχουν γίνει στην περιοχή καθώς υποστηρίζεται ότι τα υποεπιφανειακά στρώµατα των δελταϊκών αποθέσεων σε ένα βάθος 7-10 m 101

108 Συµπεράσµατα στην περιοχή είναι ρευστοποιήσιµα κάτω από συνθήκες σεισµικής δόνησης. Ρευστοποίηση των υποεπιφανειακών στρωµάτων είναι εφικτή σε όλη την έκταση της δελταϊκής πεδιάδας καθώς σύµφωνα και µε την περιγραφή του Schmidt κατά το σεισµό του 1861 φαινόµενα έντονης ρευστοποίησης εµφανίστηκαν σε όλη την έκταση της δελταϊκής πεδιάδας. Κάτω λοιπόν από συνθήκες ρευστοποίησης τα επιφανειακά στρώµατα είναι δυνατό να ολισθήσουν για µερικές δεκάδες έως εκατοντάδες µέτρα και σε κλίση µικρότερη της 1 ο. 102

109 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ AMBRASEYS, N.N. & JACKSON, J. (1997). Seismicity and strain in the Gulf of Corinth (Greece) since Journal of Earthquake Engineering, 1, ARMIJO, R., MEYER, B., KING, G.C.P., RIGO, A. & PAPANASTASSIOU, D. (1996). Quaternary evolution of the Corinth Rift and its implications for the Late Cenozoic evolution of the Aegean. Geophys. J. Int., 126, ATIGH, E. AND BYRNE, P. M., Flow liquefaction failure of submarine slopes due to monotonic loadings-an effective stress approach, 3. ATKINSON, L.P. AND RICHARDS, F.A., (1967). The occurrences and distribution of methane in the marine environment. Deep- Sea Res., 14: BEA, R.G., WRIGHT, S.G., SIRCAR, P., AND NIEDORODA, A.W., (1983). Waveinduced slides in South Pass Block 70, Mississippi Delta. Journal of Geotechnical Engineering, 109: BERNARD, P., BRIOLE, P., MEYER, B., LYON-CAEN, H., GOMEZ, J.M., TIBERI, C., BERGE, C.,CATTIN, R., HATZFELD, D., LACHET, C., LEBRUN, B., DESCHAMPS, A., COURBOULEX,F., LARROQUE, C., RIGO, A., MASSONET, D., PAPADIMITRIOU, P., KASSARAS, J.,DIAGOURTAS, D., MAKROPOULOS, K., VEIS, G., PAPAZISI, E., MITSAKAKI, C., KARAKOSTAS, V., PAPADIMITRIOU, E., PAPANASTASSIOU, D., CHOULIARAS, M. & STAVRAKAKIS, G. (1997). A low angle normal fault earthquake: the Ms=6.2, June 1995 Aigion earthquake (Greece). J. Seism., 1, BEST, A., CLAYTON, C., LONGVA, O. AND. SZUMAN, M., (2003). The role of free gas in the activation of submarine slides in Finneidfjord. Geophysical Research Abstracts, Vol. 5,

110 BOOTH, J. S., (1979). Recent history of mass-wasting on the upper continental slope, northern Gulf of Mexico, as interpreted from the consolidation states of sediments, SEPM special publication 27, pp BRANDES, H. AND WANG, S., (2004). Failure and Post-Failure Mechanics of Submarine Landslides, Proceedings of Offshore Mechanics and Arctic Engineering, Vancouver, British Columbia, Canada, pp BRIOLE, P., RIGO, A., LYON-CAEN, H., RUEGG, J. C., PAPAZISSI, C., MITSAKAKI C., BALODIMOU, A., VEIS, G., HATZFELD, D. & DESCHAMPS, A. (2000). Active deformation of the Corinth rift, Greece: Results from repeated Global Positioning System surveys between 1990 and J. Geophys. Res., 105, 25,605-25,625. BROOKS, M. & FERENTINOS, G. (1984). Tectonics and sedimentation in the Gulf of Corinth and the Zakynthos and Kefallinia channels, western Greece. Tectonophysics, 101, BRYN, P., BERG, K., FORSBERG, C. F., SOLHEIM, A. AND KVALSTAD, T. J., (2005). Explaining the Storegga slide, Mar. Pet. Geol., vol. 22, pp (doi: /j.marpetgeo ) BUGGE, T., BELDERSON, R. H. AND KENYON, N.H., (1988). The Storegga slide, Philos. Trans. R. Soc., London, vol. 325, pp BUNZ, S., MIENERT, J., BRYN, P., BERG, K., (2005). Fluid flowimpact on slope failure from D seismic data: a case study in the Storegga Slide. Basin Research, 17, CARYDIS, P., LEKKAS, E., PAPADOPOULOS, T. AND HOLEVAS, K., (1996.) The earthquake of Aegion (15th June, 1995) Greece. In: Abstr. Int. Meet. Results May 13, 1995 Earthquake West Macedonia, Kozani, Greece, May Aristotle Univ., Thessaloniki. CHOUGH, S. K., JEONG, K. S. AND HONZA, E., (1985). Zoned facies of mass flow deposits in the Ulleung (Tsusihima) basin, East Sea (Sea of Japan), Marine Geology, vol. 65, pp CLARKE, P.J. DAVIES, R.R., ENGLAND, P.C., PARSONS, B.E., BILLIRIS, H., PARADISSIS, D., VEIS, G., DENYS, P.H., CROSS, P.A., ASHKENAZI, V. &

111 BINGLEY, R. (1997). Geodetic estimate of seismic hazard in the Gulf of Korinthos. Geophys. Res. Lett., 24, CLARKE, P.J., DAVIES, R.R., ENGLAND, P.C., PARSONS, B., BILLIRIS, H., PARADISSIS, D., VEIS, G., CROSS, P.A., DENYS, P.H., ASHKENAZI, V., BINGLEY, R., KAHLE, H.G., MULLER, M.V. & BRIOLE, P. (1998). Crustal strain in central Greece from repeated GPS measurements in the interval Geophys. J. Int., 135, CLIFTON, H,, GREENE, H., MOORE, G. AND PHILLIPS, R., (1971). Methane seep off Malibu Point following San Fernando earthquake. U.S. Geol. Surv. Prof. Pap., 733: 112-l 16. CRANDELL, D. R., MILLER, C. D., CHRISTIANSEN, R. L., GLICKEN, H. X. AND NEWHALL, C. G., (1984). Catastrophic debris avalanche from an ancestral Mount Shasta volcano, California, in Geology of the Upper Cretaceous Hornbrook Formation, Oregon and California, edited by T. H. Nilsen, Soc. of Econ. Paleontol. and Mineral., Tulsa, Okla., pp DAMUTH, J. E., (1975). Echo character of the western equatorial Atlantic floor and its relationship to the dispersal and distribution of terrigenous sediments, Marine Geology, vol. 18, pp DART, C.J., COLLIER, R.E.L., GAWTHORPE, R.L., KELLER, J.V.A. & NICHOLS, G. (1994). Sequence stratigraphy of (?) Pliocene Quaternary synrift, Gilbert-type fan deltas, northern Peloponnesos, Greece. Mar. Petrol. Geol., 11, DINGLE, R. V., (1977). The anatomy of a large submarine slump on a sheared continental margin (southeast Africa), J. Geol. Soc. London, vol. 134, pp DOTT, R. H., 1963, Dynamics of subaqueous gravity depositional processes, Bull. Am. Assn. Petrol. Geologists, vol. 47, pp DOUTSOS, T. & KONTOPOULOS, N. & POULIMENOS, G. (1988). The Corinth-Patras rift as the initial stage of continental fragmentation behind an active island arc (Greece). Basin Research 1, DOUTSOS, T. & PIPER, D.J.W. (1990). Listric faulting, sedimentation and morphological evolution of the Quaternary eastern Corinth rift, Greece: First stages of continental rifting. Geol. Soc. Am. Bull., 102,

112 DOUTSOS, T. & POULIMENOS, G. (1992). Geometry and kinematics of active faults and their seismotectonic significance in the western Corinth-Patras rift (Greece). J. Struct. Geol., 14, DOUTSOS, T. & KOKKALAS, S. (2001). Stress and deformation patterns in the Aegean region. J. Struct. Geol., 23, ECKEL, E. B., Introduction, Landslides and Engineering Practice, Spec. Rep. 29, edited by E. B. Eckel,, Natl. Res. Counc., Highway Res. Board, pp EMERY, K.O. AND HOGGAN, D., (1958). Gases in marine sediments. AAPG Bull., 42: EMERY, K. O., (1975). Pagoda structures in marine sediments, In: Kaplan, J. R. (ed.), Natural Cases in Marine Sediments, Plenum New York, NY, pp FERENTINOS, G., PAPATHEODOROU, G. AND COLLINS M. B., (1988). Sediment Transport Process on an active submarine fault escarpment: Gulf of Corinth, Greece, Marine Geology, vol. 83, pp FIELD, M. AND HALL, R., (1982). Sonographs of submarine sediment failure caused by the 1980 earthquake off northern California, Geo-Mar. Lett., vol. 2, pp FIELD, M. AND JENNINGS, A., (1987). Seafloor gas seeps triggered by a northern California earthquake. Mar. Geol., 77: GREENE H. G., L. Y. MURAI, P. WATTS, N. A. MAHER, M. A. FISHER, C. E. PAULL, AND P. EICHHUBL, (2006). Submarine landslides in the Santa Barbara Channel as potential tsunami sources. Natural Hazards and Earth System Sciences, 6, HAFLIDASON, H., SEJRUP, H.P., BERSTAD, I.M., NYGARD, A., RICHTER, T., LIEN, R. & BERG, K. (2003). A weak layer feature on the northern Storegga slide escarpment, In European margin sediment dynamics (ed. J. Mienert & P. P. E. Weaver), Berlin, Germany: Springer, HAMPTON, M. A., LEE, H. J. AND BEARD, R. M., (1982) Geological interpretation of cone penetrometer tests in Norton Sound, Alaska, Geo-Marine Letters, vol. 2, nos. 3 and 4, pp HAMPTON, M. A., LEE, H. J AND LOCAT, J., (1996). Submarine Landslides,Reviews of Geophysics, vol 34, 1,pp

113 HASIOTIS, T., PAPATHEODOROU, G., KASTANOS, N., FERENTINOS, G., (1996). A pockmark field in the Patras Gulf (Greece) and its activation during the 14/7/93 seismic event. Mar. Geol.,130, HASIOTIS, T., PAPATHEODOROU, G., BOUKOUVALAS, G., CORBAU, C. AND FERENTINOS, G., (2002) Earthquake-induced coastal sediment instabilities in the western Gulf of Corinth, Greece, Marine Geology, vol. 186, pp HATZFELD, D., KARAKOSTAS, V., ZIAZIA, M., KASSARAS, I., PAPADIMITRIOU, E., MAKROPOULOS, K., VOULGARIS, N. & PAPAIOANNOU, C. (2000). Microseismicity and faulting geometry in the Gulf of Corinth (Greece). Geophys. J. Int., 141, HIGGS, B. (1988) Syn-sedimentary structural controls on basin deformation in the Gulf of Corinth, Greece. Basin Res., 1, HOVLAND, M., AND HENRIK, S., (2006). Submarine pingoes: Indicators of shallow gas hydrates in a pockmark at Nyegga, Norwegian Sea. Marine Geology, 228, ILSTAD, T., ELVERHØI, A., ISSLER, D. & MARR, J. G., (2004). Subaqueous debris flow behaviour and its dependence on the sand/clay ratio: a laboratory study using particle tracking, Mar. Geol., vol. 213, pp (doi: /j.margeo ) IMBO, Y., M. DE BATIST, M. CANALS, M.J. PRIETO, J. BARAZA, (2003). The Gebra Slide: a submarine slide on the Trinity Peninsula Margin, Antarctica. Marine Geology,193, JACOBI, R. D., ( Sediments slides on the north-western continental margin of Africa, Marine Geology, vol. 22, pp JACOBI, R. D. AND MROZOWSKI, S. L., (1979). Sediment slides and sediments waves in the Bonin Through, Western Pacific, Marine Geology, vol. 29, M1-M9. KELLETAT D., KOWALCZYK G., SCHROEDER B. & WINTER K.-P. (1976). A synoptic view on the neotectonic development of the Peloponnesian coastal regions. Z. Dtsch. Geol. Ges. 127,

114 KERAUDREN, B. & SOREL, D. (1987). The terraces of Corinth (Greece) a detailed record of eustatic sea-level variations during the last years. Mar. Geol., 77, KAYEN, R.E. AND LEE, H.J., (1991). Pleistocene slope instability of gas hydrate-laden sediment on the beaufort sea margin, Marine Geotechnology, vol. 10, pp KENYON, N.H., 1987, Mass-wasting features on the continental slope of northwest Europe, Mar. Geol., vol. 74, pp KNEBEL, H. T. AND CARSON, B., (1979) Small scale slump deposits Middle Atlantic continental slope, off eastern United States, Marine Geology, vol. 29, pp KOUKOUVELAS, I. K. & DOUTSOS, T. (1996). Implications of structural segmentation during earthquakes: the 1995 Egion earthquake, Gulf of Corinth, Greece. J. Struct. Geol., 18, KVENVOLDEN, K.A. AND MCMENAMIN, M.A., (1980) Hydrates of natural gas: a review of their geological occurrence, U.S. Geological Survey Circular, p G. LASTRAS. M. CANALS. D. AMBLAS. M. IVANOV. B. DENNIELOU. L. DROZ. A. AKHMETZHANOV, (2006). Eivissa slides, western Mediterranean Sea: morphology and processes, Geo-Mar Lett, 26: LEE, S. H, S. K. CHOUGH, G. G. BACK, Y. B. KIM, B. S. SUNG, (1999). Gradual downslope change in high-resolution acoustic characters and geometry of largescale submarine debris lobes in Ulleung Basin, East Sea (Sea of Japan), Korea, Geo-Marine Letters, 19, LEE, H. J., W. C. SCHWAB, AND J. S. BOOTH, (2002). Submarine landslides: An introduction, in Submarine Landslides: Selected Studies in the U.S. Exclusive Economic Zone, edited by W. C. Schwab, H. J. Lee, and D.C. Twichell, U.S. Geol. Surv. Bull.,, 1-13, LEE, H. J., (2005). Undersea Landslides: Extent and Significance in the Pacific Ocean, Natural Hazards and Earth Systems Sciences, vol. 5(6), pp LEONARDS, G., SOTIROPOULOS, E. AND KAVVADAS, M., (1988). Helice:The lost town of ancient Greece. In: P. Marinos and G. Koukis (Editors), Engineering Geology of Ancient Works, Monuments and Historical Sites. Balkema, Rotterdam, pp

115 LOCAT, J. & LEE, H.J., (2002). Submarine Landslides: Advances and Challenges, Canadian Geotechnical Journal, vol. 39(1), pp MASSON, D.G., HARBITZ, C.B., WYNN, R.B., PEDERSEN, G., & LØVHOLT, F., (2006). Submarine Landslides: Processes, Triggers, and Hazard Prevention, Royal Society of London Transactions, series A, vol. 364(1845), pp MCGREGOR, B. A. AND BENNET, R. H., (1977). Continental slope sediment instability northeast of Wilmington canyon, Am. Assoc. Petroleum Geologists, vol. 61, pp MCGREGOR, B. A. AND BENNET, R. H., (1979). Mass movement of sediment on the continental slope and rise seaward of the Baltimore Canyon Through, Marine Geology, vol. 33, pp MCGREGOR, B. A. AND BENNET, R. H., (1981). Sediment failure and sedimentary framework of the Wilmington Geotechnical Corridor, U. S. Atlantic continental margin, Sedimentary Geology, vol. 30, pp MIDDLETON, G. V. AND HAMPTON, M. A., (1973). Sediment gravity flows: mechanics of flow deposition in turbidities and deep-water sedimentation, Soc. Econ. Paleontologists Mineralogists, Pacific Section Short Course Lecture Notes, pp MIDDLETON, G. V. AND HAMPTON, M. A., (1976). Subaqueous sediment transport and deposition by sediment gravity flows, in Stanley D. J. and Swift D. J. P., eds., Marine sediment, Transport and Environmental Management New York, Wiley, pp MINNING, M., HEBBELN, D., HENSEN, C., & KOPF, A., (2006). Geotechnical and Geochemical Investigations of the Marquês de Pombal Landslide at the Portuguese Continental Margin, Norwegian Journal of Geology, vol. 86, pp MOORE, T. C., VAN ANDEL, T.H., BLOW, W. H., HEATH, G. R., (1970) Large submarines slide off north-eastern continental margin of Brazil, Am. Assoc. Petroleum Geologists Bull., vol. 54, pp MULDER, T. & COCHONAT, P. (1996). Classification of offshore mass movements, J. Sed. Res., vol. 66, pp

116 MULDER, T., TISOT, J.-P., COCHONAT, P., AND BOURILLET, J.-F., (1993). Stabilité des pentes sousmarines dans la Baie des Anges, Nice, France, Approche géotechnique. Revue Française de Géotechnique, 64: NARDIN, T. R., EDWARDS, B. D. AND GORSLINE, D. S., (1979). Santa Cruz basin, California borderland: Dominance of slope processes in basin sediments, SEPM special publication 27, pp NARDIN, T.R., HEIN, F. J., GORSLINE, D. S. AND EDWARDS, B. D., (1979). A review of mass movements processes, sediment and acoustic characteristics, and contrasts in slopes and base-of-slope systems versus canyon-fan-basin floor systems, SEPM special publication 27, pp ORANGE, D.L., AND BREEN, N.A., (1992) The effects of fluid escape on accretionary wedges II: seepage force, slope failure, headless submarine canyons and vents, J. of Geophysical Research, vol. 97, pp ORANGE, D.L., MCADOO, B.G., MOORE, J.C., TOBIN, H., SCREATON, E., CHEZAR, H., LEE, H.J., REID, M., AND VAIL, R., (1997). Headless submarine canyons and fluid flow on the toe of the Cascadia accretionary complex, Basin Research, vol. 9, pp ORI, G.G. (1989). Geological history of the extensional basin of the Gulf of Corinth (?Miocene Pleistocene), Greece. Geology, 17, PAPADOPOULOS G.A. & CHALKIS B.J., (1984). Tsunamis observed in Greece and the surrounding area from Antiquity up to the present times. Marine Geology, 56, ΠΑΠΑΘΕΟ ΩΡΟΥ, Γ., ΓΕΡΑΓΑ, Μ., ΚΑΙ ΦΕΡΕΝΤΙΝΟΣ, Γ., (1997). Σηµειώσεις θαλάσσιας γεωλογίας, Εργαστήριο Θαλάσσιας Γεωλογίας και Φυσικής Ωκεανογραφίας, Πανεπιστήµιο Πατρών. PAPATHEODOROU, G., HASIOTIS, T., FERENTINOS, G., (1993). Gas-charged sediments in the Aegean and Ionian Seas, Greece. Marine Geology, 112, PAPATHEODOROU, G., AND FERENTINOS, G., (1997). Submarine and coastal sediment failure triggered by the 1995, M s =6.1 R Aegion earthquake, Gulf of Corinth, Greece, Marine Geology, vol. 137, pp

117 ΠΑΠΑΖΑΧΟΣ, B. & ΠΑΠΑΖΑΧΟΥ, Κ (1989). Οι σεισµοί της Ελλάδας. Εκδ. Ζήτη, Θεσσαλονίκη. PAPAZACHOS, B. & PAPAZACHOU C. (1997). Earthquakes in Greece, Ekdoseis Ziti, Thessaloniki. PAULL, C.K., SPIESS, F.N., CURRY, J.R., AND TWICHELL, D.C., (1990). Origin of Florida Canyon and the role of spring sapping on the formation of submarine box canyons, Geological Society of America Bull., vol. 102, pp PERISSORATIS, C., MITROPOULOS, D. & ANGELOPOULOS, J. (1984). The role of earthquakes in inducing sediments mass movements in the eastern Corinthiakos Gulf: An example from the February 24-March 4, 1981 activity. Mar. Geol., 55, PHILIPPSON A. (1892). Der Peloponnes, Versuch einer Landeskunde auf geologishe Grundlage. Friedlaender, Berlin. POSTMA, G., (1986). Classification for sediment gravity flow deposit based on flow conditions during sedimentation, Geology, vol. 14, pp POULIMENOS, ALBERS, G. & DOUTSOS, T. (1989). Neotectonic evolution of the central section of the Corinth graben. Z. dt. Geol. Ges., 140, POULOS, H.G., (1988). Chapter 8: Seafloor Stability, Marine Geotechnics, London: Unwin Hyman, pp PRIOR, D. B. AND COLEMAN, J. M., (1979) Submarine land slides-geometry and nomenclature, Z. Geomorph. N. F., vol. 23, pp PRIOR, D.B., BORNHOLD, B.D., COLEMAN, J.M., AND BRYANT, W.R., (1982). Morphology of a submarine slide, Kitimat Arm, British Columbia, Geology, 10; PRIOR, D. B. AND COLEMAN, J. M., (1983). Lateral movements of sediments, Ocean Science and Engineering, vol. 8(2), pp PRIOR, D. B. AND COLEMAN, J. M., (1984). Chapter 10: Submarine Slope Instability, Slope Instability, ed. D. Brunsden, D.B., Prior, John Wiley & Sons Ltd., pp ROBB, J.M., (1984). Spring sapping on the lower continental slope, offshore New Jersey, Geology, vol. 12, pp SCHMIDT, J., (1879). Studien uber Erdbeben, Leipzig.

118 SCHUSTER, R. L.,(1978). Introduction, in Landslides--Analysis and Control, edited by R. L. Schuster and R. J. Krizek, Spec. Rep., vol. 176, pp. 1-10, Transp. Res. SCHWARTZ, M. AND TZIAVOS, G., (1979). Geology in the search for Ancient Helice. J. Field Archeol., 6: SEGER, M. & ALEXANDER, J. (1993). Distribution of Plio-Pleistocene and modern coarse grained deltas south of the Gulf of Corinth, Greece. Spec. Publs. Int. Ass. Sediment., 20, ΣΤΕΦΑΤΟΣ, Α., (2005): Mελέτη ιζηµατογενών διεργασιών και τεκτονικών δοµών στον Kορινθιακό κόλπο µε τη χρήση γεωφυσικών µεθόδων. ιδακτορική ιατριβή. Τµήµα Γεωλογίας, Πανεπιστήµιο Πατρών. SULTAN, N., COCHONAT, P., FOUCHER, J. P., MIENERT, J., HAFLIDASON, H., SEJRUP, H. P., (2003). Effect of gas hydrates dissociation on seafloor slope stability, in Locat. J, and Mienert, J. (Editors), Submarine movements and their consequences, 1 st International Symposium, 2003, Kluwer Academic Publishers, pp SUMMERHAYES, C., BORNLOLD, B. AND EMBLEY, R. W., (1979). Surficial slides and slumps on the continental slope and rise of south west Africa, a reconnaissance study, Marine Geology, vol. 31, pp TALLING, P. J. ET AL., (2002). Experimental constraints on shear mixing rates and processes: implications for the dilution of submarine debris flows. In Glacierinfluenced sedimentation on high-latitude continental margins (ed. J. A. Dowdeswell & C. O Cofaigh), Geological Society Special Publication, vol. 203, pp London, UK: Geological Society. THIEM, Ǿ., BERNTSE, J., ELDEVIK, T., ALENDA, G., (2006). Gas exploration beyond the shelf break: An oceanographic challenge. Environmental Modelling & Software, 21, TOWHATA, I. & FUKUE, M., (1993). Soil-Mechanic Aspects of Seabed Instability, Proceedings of the Third International Offshore and Polar Engineering Conference, Singapore, Singapore, part 1 (of 4), pp TSELENTIS, G-A, MELIS, N.S., SOKOS, E. & PAPATSIMPA, K. (1996). The Egion June 15, 1995 (6.2 M L ) earthquake, Western Greece. Pageoph., 147,

119 UNITED STATES GEOLOGICAL SURVEY (USGS), (2007). accessed March 14, VARNES, D. J., (1978). Slope movement types and processes in, Landslides Analysis and Control, edited by R. L. Schuster and R. J. Krizek, Spec. Rep. 176, pp , Transp. Res. Board, Natl. Res. Counc., Washington, D.C., WATTS, P., (2004). Probabilistic Predictions of Landslide Tsunamis off Southern California, Marine Geology, vol. 203(3-4), pp WHELAN, T., COLEMAN, J.M., SUHAYDA, J.N., AND ROBERTS, H.H., (1977). Acoustical penetration and shear strength in gas-charged sediment, Marine Geotechnology, vol. 2, pp

120 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ

121