ΣΥΓΧΡΟΝΕΣ ΔΙΕΡΓΑΣΙΕΣ ΙΖΗΜΑΤΟΓΕΝΝΕΣΗΣ ΣΤΟΝ ΔΥΤΙΚΟ ΚΟΡΙΝΘΙΑΚΟ ΚΟΛΠΟ

Transcript

1 ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΟ ΘΑΛΑΣΣΙΑΣ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΚΑΙ ΦΥΣΙΚΗΣ ΩΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΑΣ ΣΥΓΧΡΟΝΕΣ ΔΙΕΡΓΑΣΙΕΣ ΙΖΗΜΑΤΟΓΕΝΝΕΣΗΣ ΣΤΟΝ ΔΥΤΙΚΟ ΚΟΡΙΝΘΙΑΚΟ ΚΟΛΠΟ ΔΙΠΛΩΜΑΤΙΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ ΕΙΔΙΚΕΥΣΗΣ Σεργίου Σπυρίδων Πρόγραμμα Μεταπτυχιακών Σπουδών: Γεωεπιστήμες και Περιβάλλον Κατεύθυνση: Περιβαλλοντική Ωκεανογραφία Επιβλέπων: καθ. Γ. Παπαθεοδώρου Πάτρα, 2015

2 ΠΡΟΛΟΓΟΣ Η εκπόνηση της παρούσας διπλωματικής εργασίας ειδίκευσης με τίτλο: Σύγχρονες διεργασίες ιζηματογένεσης στον δυτικό Κορινθιακό κόλπο, πραγματοποιήθηκε στα πλαίσια του μεταπτυχιακού κύκλου σπουδών ΓΕΩΕΠΙΣΤΗΜΕΣ ΚΑΙ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝ του τμήματος Γεωλογίας του Πανεπιστημίου Πατρών και συγκεκριμένα, της κατεύθυνσης Περιβαλλοντική Ωκεανογραφία Η εργασία αυτή υλοποιήθηκε στο Εργαστήριο Θαλάσσιας Γεωλογίας και Φυσικής Ωκεανογραφίας (Ε.ΘΑ.ΓΕ.Φ.Ω.) του τμήματος Γεωλογίας και αποτελεί ερευνητικό προϊόν συνεργασίας και σύμπραξης με το Ινστιτούτο Επιστημών Γης (ISTerre - Insitut des Sciences de la Terre) του Πανεπιστημίου του Σαβουά (Universite de Savoie, France) και του τμήματος Γεωλογίας και Γεωγραφίας του Πανεπιστημίου της Λιέγης (University of Liege, Belgium) στα πλαίσια του Ευρωπαϊκού ερευνητικού προγράμματος: SISCOR project: Seismicity in the western Rift of Corinth, Greece. Στο σημείο αυτό θα ήθελα να ευχαριστήσω θερμά τον.. καπετάνιο σε αυτό το ταξίδι, επιβλέποντα της εργασίας αυτής, κ. Γεώργιο Παπαθεοδώρου, καθηγητή και πρόεδρο του τμήματος Γεωλογίας, για την ανάθεση, την άψογη συνεργασία μας καθώς και την εμπιστοσύνη που μου έδειξε καθ όλη τη διάρκεια του μεταπτυχιακού κύκλου σπουδών. Πολλές ευχαριστίες θέλω να εκφράσω επιπλέον, σε όλα τα μέλη του Ε.ΘΑ.ΓΕ.Φ.Ω.: τον κ. Γεώργιο Φερεντίνο, ομότιμο καθηγητή και ιδρυτή του εργαστηρίου για τις συζητήσεις και τις εύστοχες παρατηρήσεις του, την αναπληρώτρια καθηγήτρια κα Μαρία Γεραγά, τους Δρ Ιατρού, Δρ Χριστοδούλου, Δρ Φακίρη και την Σταυρούλα Κορδέλλα. Ξεχωριστά, ευχαριστώ τους νέους υποψήφιους διδάκτορες του εργαστηρίου, φίλους και συμφοιτητές μου Νίκο Γεωργίου και Ξενοφώντα Δήμα για όλα όσα περάσαμε μαζί και ότι θα περάσουμε ακόμα! Ιδιαίτερες ευχαριστίες θέλω να δώσω σε αυτούς με τους οποίους συνεργάστηκα για την διεκπεραίωση της διπλωματικής μου. Στον επίκουρο καθηγητή Γιάννη Ηλιόπουλο (τμήμα Γεωλογίας, Εργαστήριο Εφαρμοσμένης Ορυκτολογίας) για την βοήθειά του στο μέρος των ορυκτολογικών αναλύσεων. Στην καθηγήτρια κα Ελένη Παπαευθυμίου (τμήμα Χημείας, εργαστήριο πυρηνικής Χημείας) και την Μαρία Γκιώνη για το κομμάτι των μετρήσεων της φυσικής ραδιενέργειας. Επίσης ιδιαίτερες ευχαριστίες θέλω να δώσω στους Christian Beck (Universite de Savoie) και Arnauld Beckers (University of Liege) για την αποτελεσματική συνεργασία μας τόσο στο κομμάτι των εργασιών πεδίου όσο και στην διαδικασία των εργαστηριακών αναλύσεων. Τέλος, ευχαριστώ την οικογένειά μου και τους φίλους για την στήριξη και το πραγματικό τους ενδιαφέρον. 2

3 ΠΕΡΙΛΗΨΗ Η παρούσα διπλωματική εργασία ειδίκευσης στοχεύει στην μελέτη και ανάδειξη των σύγχρονων διεργασιών ιζηματογένεσης στον δυτικό Κορινθιακό κόλπο μέσα από μια σειρά εργαστηριακών αναλύσεων σε πυρήνες ιζήματος αλλά και μέσα από την επεξεργασία δεδομένων γεωφυσικής διασκόπισης που συλλέχτηκαν στην περιοχή ενδιαφέροντος. Η όλη έρευνα και μελέτη αποτελεί προϊόν συνεργασίας και σύμπραξης του Εργαστηρίου Θαλάσσιας Γεωλογίας και Φυσικής Ωκεανογραφίας του τμήματος Γεωλογίας του Πανεπιστημίου Πατρών με το Ινστιτούτο Επιστημών Γης (ISTerre - Insitut des Sciences de la Terre) του Πανεπιστημίου του Σαβουά (Universite de Savoie, France) και του τμήματος Γεωλογίας και Γεωγραφίας του Πανεπιστημίου της Λιέγης (University of Liege, Belgium) στα πλαίσια του Ευρωπαϊκού ερευνητικού προγράμματος: SISCOR project: Seismicity in the western Rift of Corinth, Greece. Από τις 29, συνολικά, πυρηνοληψίες βαρύτητας, τύπου BENTHOS, που πραγματοποιήθηκαν τον Ιούλιο του 2014 στον δυτικό Κορινθιακό κόλπο επιλέχτηκαν δύο πυρήνες προς ανάλυση από την περιοχή ενός υποθαλάσσιου καναλιού μεταφοράς ιζημάτων. Σε αυτούς μελετήθηκαν εκτενώς χαρακτηριστικά όπως οι ιζηματογενείς ιστολογικές δομές μέσω οπτικών παρατηρήσεων και ακτινογραφήσεων (Χ rays), η κοκκομετρική τους κατανομή και η ορυκτολογική τους σύσταση, ενώ πραγματοποιήθηκαν επίσης χημικές αναλύσεις προσδιορισμού της φυσικής και τεχνητής ραδιενέργειας ( 226 Ra, 232 Th, 40 K, 137 Cs) και ραδιοχρονολογήσεις ( 14 C). Η γεωφυσική διασκόπιση πραγματοποιήθηκε τον Ιούλιο του 2015 με Τομογράφο Υποδομής Πυθμένα τύπου Chirp ενδιάμεσων συχνοτήτων. Αποτέλεσμα αυτής της έρευνας ήταν η καταγραφή της σεισμικής στρωματογραφίας του καναλιού και των θέσεων των εξεταζόμενων πυρήνων καθώς και η ανάδειξη φαινομένων υποθαλάσσιων βαρυτικών μετακινήσεων. Η σύνθεση όλων των παραπάνω, οδήγησε στην κατανόηση των μηχανισμών ιζηματογένεσης, στο ιζηματολογικό μοντέλο του καναλιού κατά το οποίο, ημιπελαγικές ακολουθίες διακόπτονται από αμμώδεις τουρβιδίτες οι οποίοι πολλες φορές αποτελούν συνέπεια κάποιου σεισμικού γεγονότος (σεισμικοί τουρβιδίτες). Επίσης μέσω των ραδιοχρονολογίσεων, προσδιορίζεται χρονικά ο σχηματισμός των τουρβιδιτικών αποθέσεων, και εξάγεται ένα χρονολογικό μοντέλο απόθεσης των ιζημάτων. Τα ισχυρά θαλάσσια ρεύματα της περιοχής, ο τεκτονισμός, και οι παροχές των ποταμών που εκβάλουν στον δυτικό Κορινθιακό κόλπο, επηρεάζουν καθοριστικά τις διεργασίες και τον ρυθμό ιζηματογένεσης ο οποίος μειώνεται προς τα ανατολικά κατά μήκος του καναλιου από 2,57 mm/yr σε 0,67 mm/yr. Η εργασία αυτή έρχεται να συνεισφέρει στην προσπάθεια κατανόησης των γεωλογικών διεργασιών που διέπουν τον Κορινθιακό κόλπο, ενός περιβάλλοντος που, εδώ και δεκαετίες προκαλεί το ενδιαφέρον της διεθνούς γεωεπιστημονικής κοινότητας με τα τόσο ιδιαίτερα γεωλογικά γνωρίσματά του και τους έντονους ρυθμούς διάνοιξης και βύθισης που τον χαρακτηρίζουν, ενώ αφήνει περιθώριο για μελλοντική, ακόμα πιο εκτεταμένη μελέτη. 3

4 ΠΙΝΑΚΑΣ ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΩΝ ΠΡΟΛΟΓΟΣ... 2 ΠΕΡΙΛΗΨΗ ΕΙΣΑΓΩΓΗ Η ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΤΑΦΡΟΣ ΤΟΥ ΚΟΡΙΝΘΙΑΚΟΥ ΚΟΛΠΟΥ IΣΤΟΡΙΚΟ ΘΑΛΑΣΣΙΩΝ ΕΡΕΥΝΩΝ ΣΤΟΝ ΚΟΡΙΝΘΙΑΚΟ ΚΟΛΠΟ ΓΕΩΦΥΣΙΚΕΣ ΕΡΕΥΝΕΣ ΣΤΟΝ ΚΟΡΙΝΘΙΑΚΟ ΚΟΛΠΟ ΠΥΡΗΝΟΛΗΨΙΕΣ ΚΑΙ ΔΕΙΓΜΑΤΟΛΗΨΙΕΣ ΙΖΗΜΑΤΩΝ ΣΤΟΝ ΚΟΡΙΝΘΙΑΚΟ ΚΟΛΠΟ ΠΕΡΙΟΧΗ ΕΡΕΥΝΑΣ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΑ ΙΖΗΜΑΤΟΓΕΝΕΣΗΣ ΚΑΙ ΕΚΔΗΛΩΣΕΙΣ ΒΑΡΥΤΙΚΩΝ ΜΕΤΑΚΙΝΗΣΕΩΝ ΤΕΚΤΟΝΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΥΠΟΘΑΛΑΣΣΙΑ ΜΟΡΦΟΛΟΓΙΑ- Η ΕΝΟΤΗΤΑ CANYON ΣΕΙΣΜΙΚΗ ΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΑ ΘΡΑΥΣΕΙΣ ΚΑΛΩΔΙΩΝ ΣΤΟΝ ΔΥΤΙΚΟ ΚΟΡΙΝΘΙΑΚΟ ΚΟΛΠΟ ΜΕΘΟΔΟΙ ΕΡΕΥΝΑΣ ΕΡΓΑΣΙΕΣ ΠΕΔΙΟΥ ΠΥΡΗΝΟΛΗΨΙΕΣ ΘΑΛΑΣΣΙΩΝ ΙΖΗΜΑΤΩΝ ΓΕΩΦΥΣΙΚΗ ΔΙΑΣΚΟΠΙΣΗ ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΑΚΕΣ ΜΕΘΟΔΟΙ ΑΝΑΛΥΣΗΣ ΜΑΚΡΟΣΚΟΠΙΚΗ ΠΕΡΙΓΡΑΦΗ ΚΑΙ ΑΚΤΙΝΟΓΡΑΦΙΕΣ ΠΥΡΗΝΩΝ ΚΟΚΚΟΜΕΤΡΙΚΕΣ ΑΝΑΛΥΣΕΙΣ ΟΡΥΚΤΟΛΟΓΙΚΕΣ ΑΝΑΛΥΣΕΙΣ ΧΗΜΙΚΕΣ ΑΝΑΛΥΣΕΙΣ ΠΡΟΣΔΙΟΡΙΣΜΟΥ ΦΥΣΙΚΗΣ ΚΑΙ ΤΕΧΝΗΤΗΣ ΡΑΔΙΕΝΕΡΓΕΙΑΣ ΡΑΔΙΟΧΡΟΝΟΛΟΓΗΣΕΙΣ 14 C ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ ΓΕΩΦΥΣΙΚΗΣ ΔΙΑΣΚΟΠΙΣΗΣ, ΣΕΙΣΜΙΚΗ ΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΑ ΤΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΜΕΛΕΤΗΣ ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΑΚΩΝ ΑΝΑΛΥΣΕΩΝ ΓΙΑ ΤΟΥΣ ΠΥΡΗΝΕΣ CAN01UP ΚΑΙ CAN03UP ΦΩΤΟΓΡΑΦΙΣΗ ΚΑΙ ΑΚΤΙΝΟΓΡΑΦΗΣΗ (Χ-RAYS) ΚΟΚΚΟΜΕΤΡΙΚΕΣ ΑΝΑΛΥΣΕΙΣ ΟΡΥΚΤΟΛΟΓΙΚΕΣ ΑΝΑΛΥΣΕΙΣ ΜΕΤΡΗΣΕΙΣ ΦΥΣΙΚΗΣ ΡΑΔΙΕΝΕΡΓΕΙΑΣ ΡΑΔΙΟΧΡΟΝΟΛΟΓΗΣΕΙΣ 14 C ΣΥΝΘΕΣΗ ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΩΝ ΛΙΘΟΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΑ ΚΑΙ ΛΙΘΟΦΑΣΕΙΣ ΤΟΥ CAN01UP ΛΙΘΟΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΑ ΚΑΙ ΛΙΘΟΦΑΣΕΙΣ ΤΟΥ CAN03UP ΣΕΙΣΜΙΚΟΙ ΚΑΙ ΑΣΕΙΣΜΙΚΟΙ ΤΟΥΡΒΙΔΙΤΕΣ- ΧΡΟΝΟΛΟΓΙΚΑ ΜΟΝΤΕΛΑ ΑΠΟΘΕΣΗΣ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ

5 1.ΕΙΣΑΓΩΓΗ 1.1 Η ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΤΑΦΡΟΣ ΤΟΥ ΚΟΡΙΝΘΙΑΚΟΥ ΚΟΛΠΟΥ ΗΠΕΙΡΩΤΙΚΕΣ ΕΠΙΜΗΚΕΙΣ ΖΩΝΕΣ ΔΙΑΡΡΗΞΗΣ (Continental rifts) Τα ηπειρωτικά rift είναι γενικά βυθίσματα του φλοιού που οριοθετούνται από ρηξιγενείς ζώνες και δημιουργούνται κατά τη διαστολή του ηπειρωτικού φλοιού, επηρεάζοντας σημαντικό πάχος της λιθόσφαιρας. Τα rift έχουν συνήθως διαφορετική προέλευση και σχηματίζονται σε διάφορα τεκτονικά περιβάλλοντα. Έρευνες σε ενεργά rift έδειξαν ότι η εσωτερική τους δομή, η εξέλιξή τους και οι διαστάσεις τους ποικίλουν σημαντικά (Ruppel, 1995). Αυτή τους η διαφοροποίηση ελέγχεται από τις διακυμάνσεις της αντοχής και της ρεολογίας της λιθόσφαιρας τη χρονική περίοδο που αναπτύσσεται η διάνοιξη και καθόλη τη διάρκεια της εξέλιξής τους. Τα rift χωρίζονται σε δυο κύριες κατηγορίες, ανάλογα με τον μηχανισμό της διάνοιξης (Sengor and Burke, 1978). Η πρώτη κατηγορία είναι τα ενεργά rift τα οποία δημιουργούνται με την αναθόλωση και διάρρηξη της λιθόσφαιρας, εξαιτίας είτε της ανερχόμενης ασθενόσφαιρας είτε λόγω της ύπαρξης ενός μανδυακού αναβρύσματος. Τα παθητικά rift, η δεύτερη κατηγορία, προκαλούνται από τις τάσεις των κινούμενων λιθοσφαιρικών πλακών ή τις δυνάμεις σύρσεως στη βάση της λιθόσφαιρας (Εικ ). Τα ενεργά rift περιέχουν σχετικά μεγάλο όγκο ηφαιστειακών πετρωμάτων ενώ στα παθητικά rift πλεονάζουν τα χερσογενή κλαστικά ιζήματα. Η ανύψωση στα παθητικά rift περιορίζεται επιφανειακά στην εκτεινόμενη περιοχή με τα ρηξιγενή μπλόκ και στις πλευρές της rift ζώνης, ενώ στα ενεργά rift η ανύψωση συχνά εκτείνεται για εκατοντάδες χιλιόμετρα μακριά από την κύρια rift ζώνη. Επίσης και η λιθοσφαιρική απολέπτυνση περιορίζεται κάτω από την αξονική περιοχή στα παθητικά rift ενώ στα ενεργά rift η ζώνη απολέπτυνσης είναι πολλές φορές ευρύτερη από το ίδιο το εύρος της ζώνης. Εικ.1.1.1: Χαρακτηριστικές τομές σε ένα ενεργητικό (πάνω) και σε ένα παθητικό rift (Sengor and Burke, 1978). 5

6 Η ΠΕΡΙΠΤΩΣΗ ΤΟΥ ΚΟΡΙΝΘΙΑΚΟΥ ΚΟΛΠΟΥ- ΓΕΩΔΥΝΑΜΙΚΟ ΚΑΘΕΣΤΩΣ Η Κορινθιακή τάφρος αποτελεί τμήμα του συστήματος του Ελληνικού τόξου (Εικ ) και ο σχηματισμός της θεωρείται αποτέλεσμα της διαστολής που υφίσταται η Αιγιακή μικροπλάκα λόγω της καταβύθισης της Αφρικανικής πλάκας κάτω από αυτήν. Η Κορινθιακή τάφρος αναπτύσσεται επί ηπειρωτικού φλοιού μπροστά από το ηφαιστειακό τόξο του Αιγαίου, σε μια περιοχή που χαρακτηρίζεται ως μία από τις περισσότερο ενεργές περιοχές διαστολής, παγκοσμίως (Papazachos & Comninakis, 1971; McKenzie, 1972, 1978; Makris, 1976;; Doutsos et al., 1988; Jackson & McKenzie, 1988). Εικ.1.1.2: Χάρτης της ευρύτερης περιοχής όπου επισημαίνεται η Κορινθιακή τάφρος και οι κύριες γεωτεκτονικές δομές (Στεφάτος, 2005). Η διαστολή του Αιγαίου θεωρείται ότι συντελείται από το Μειόκαινο και ακολούθησε την μετανάστευση του ορογενετικού μετώπου από την κεντρική προς τη δυτική Ελλάδα (Le Pichon & Angelier, 1979; Mercier 1981). Ο σημερινός ρυθμός διαστολής της Αιγιακής μικροπλάκας είναι ταχύτατος και υπολογίζεται σε 30 mm/yr συγκριτικά ως προς την Ευρασιατική πλάκα (Reilinger et al., 1997; Kahle et al., 2000; McClusky et al., 2000) (Εικ 1.1.3). Οι δυνάμεις που είναι υπεύθυνες για την παρατηρούμενη διαστολή, εξακολουθούν να αποτελούν θέμα έντονης επιστημονικής συζήτησης. Συνοψίζοντας την σχετική βιβλιογραφία οι επικρατέστερες αντιλήψεις προτείνουν ως κινητήρια δύναμη της διαστολής: 6

7 (α) την προς νότο υποχώρηση της επωθούμενης πλάκας λόγω κατάρρευσής της, προς την τάφρο καταβύθισης (roll-back of the subducting slab due to trench suction), (McKenzie, 1978; Le Pichon & Angelier, 1979; Hatzfeld et al., 1997; Meijer & Wortel, 1997; Doutsos & Kokkalas, 2001), (β) την πλευρική εξώθηση (lateral extrusion) που προκαλεί η προς τα δυτικά μετανάστευση της πλάκας της Ανατολίας κατά μήκος του ρήγματος της Βόρειας Ανατολίας (Dewey & Sengor, 1979; Taymaz et al., 1991; Jackson 1994; Le Pichon et al., 1995; Armijo et al., 1996;) (γ) την μετά-συγκρουσιακή βαρυτική κατάρρευση ενός πεπαχυσμένου λόγω ορογένεσης φλοιού (Horvath & Breckhemer, 1982; Le Pichon et al., 1995; Koukouvelas et al., 1996; Davies et al., 1997; Jolivet, 2001). Εικ.1.1.3: Χάρτης της ευρύτερης περιοχής της ανατολικής Μεσογείου όπου απεικονίζεται το γεωδυναμικό καθεστώς και τα αντίστοιχα διανύσματα κίνησης. 1:Ζώνη ηπειρωτικής σύγκρουσης, 2:Ζώνη ωκεάνιας καταβύθισης, 3:Περιοχή εφελκυσμού Β Ν, 2:Περιοχή εφελκυσμού Α, 5:Ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης. (Στεφάτος, 2005) H Κορινθιακή τάφρος, υπολογίστηκε με γεωδαιτικές μετρήσεις ότι τα τελευταία 100 χρόνια διαστέλλεται σε διεύθυνση Β-Ν με μέσο ρυθμό 4-14 mm/yr (Billiris et al, 1991; Clarke et al, 1997; Briole et al, 2000). Ωστόσο παρατηρείται ότι ο ρυθμός διαστολής διαφοροποιείται από την ανατολή προς τη δύση όπου και μετρήθηκε υψηλότερος ρυθμός διαστολής ~15 mm/yr (Clarke et al, 1997; Briole et al, 2000) Η έναρξη και η διαδικασία της διάνοιξης του Κορινθιακού Κόλπου αποτέλεσε ένα ακόμα αντικείμενο συζήτησης μεταξύ των ερευνητών. Με βάση τα ιζήματα που εκτίθενται στην βόρεια ακτή της Πελοποννήσου οι Ori (1989) και Doutsos & Piper (1990), θεώρησαν ότι ο Κόλπος διανοίχτηκε σε δυο φάσεις. Η πρώτη φάση συνδέθηκε με τη διαστολή του Αιγιακού χώρου κατά το Άνω Μειόκαινο (Kelletat et al (1976), οπότε και η στάθμη του νερού στον κόλπο ήταν χαμηλότερη. Τα παλαιότερα ιζήματα του Πρώτο-Κόλπου της Κορίνθου (όπως χαρακτηρίζει ο Ori (1989) την πρώτη περίοδο 7

8 διάνοιξης), εκτίθενται στο βόρειο περιθώριο της Πελοποννήσου και αποτελούνται από Μέσω έως Άνω-Πλειοκανικά λιμναία και ποτάμια ιζήματα (Kontopoulos & Doutsos, 1985; Zelilidis et al, 1988). Το τέλος της ιζηματογένεσης του Πρώτο-Κόλπου προσδιορίστηκε με βάση απολιθώματα από τους Ori (1989) και Westaway (1996) περίπου στα 0,89 εκ. χρ. Το δεύτερο στάδιο διάνοιξης του Κόλπου (Τεταρτογενές) χαρακτηρίστηκε από επιτάχυνση της βύθισης της λεκάνης και μετατόπιση του χώρου απόθεσης (depocentre) προς το βορά (Doutsos & Poulimenos, 1992). Η μετατόπιση αυτή συνοδεύτηκε από απότομη ανύψωση του νότιου περιθωρίου της λεκάνης. Το μέγεθος της ανύψωσης υπολογίστηκε στα 1000 m (Doutsos & Piper, 1990) και στα 1700 m πάνω από τη σημερινή στάθμη της θάλασσας (Seger & Alexander, 1993), ενώ οι Kontopoulos & Zelilidis (1997) προτείνουν ρυθμό ανύψωσης 0,6 cm/y. Συσχετίζοντας την δράση των ρηγμάτων που διαμορφώνουν τις βόρειες ακτές της Πελοποννήσου με μετρήσεις στην ύπαιθρο, οι Armijo et al., 1996 ( σε συμφωνία και οι McNeill et al., 2005) υπολόγισαν τον ρυθμό ανύψωσης των Πλειστοκαινικών αποθέσεων σε 0,4-1 cm/y. (Εικ.4). Ο ρυθμός ανύψωσης στο Ολόκαινο καταγράφεται της τάξης των 1,3-2,2 mm/y (Stewart, 1996; Pirazzoli et al., 2004) και φαίνεται να μειώνεται ανατολικά, στην περιοχή του κόλπου των Αλκυονίδων, όπου φτάνει τα 0,5 mm/y (Pirazzoli et al., 1994; Kershaw & Guo, 2001). Η μείωση αυτή στην συγκεκριμένη περιοχή αφορά και το άνω Πλειστόκαινο, για το οποίο ο ρυθμός ανύψωσης υπολογίζεται σε 0,3 mm/y (Leeder et al, 1991). Επιπλέον, οι Palyvos et al, 2008 προτείνουν έναν μέσο ρυθμό ανύψωσης 1,6-1,9 mm/y για το Ολόκαινο (Εικ.1.1.4) μέσα από μελέτες και συγκρίσεις προηγούμενων ερευνών με τα δικά τους αποτελέσματα σε ανυψωμένες παλαιοακτές κοντά στον παράκτιο οικισμό Λαμπίρι (Β. Πελοπόννησος). Εικ.1.1.4: Συγκεντρωτικά η βιβλιογραφία για τις καταγραφές των ανυψωμένων περιοχών της Β. Πελοποννήσου (Palyvos et al, 2008) Οι Westaway et al (2002) σύμφωνα με ένα φυσικό μοντέλο που εφάρμοσαν θεωρούν ότι η βύθιση στο σημερινό βάθος των 900 m (περίπου) ξεκίνησε περίπου 1 εκ. χρ πριν και συνοδεύτηκε από διάβρωση των ασταθών ιζημάτων και δημιουργία αποθέσεων πάχους 1 km. 8

9 Κατά το Τεταρτογενές, το περιβάλλον της λεκάνης εναλλάχθηκε ανάμεσα σε λιμναίο και λιμνοθαλάσσιο, ανάλογα με τη στάθμη της θάλασσας (Perissoratis et al, 2000; Collier et al, 2000). Μικρά ποτάμια τροφοδότησαν δελταϊκά ριπίδια στο λιμναίο περιβάλλον. Οι δελταϊκές αποθέσεις που αναπτύχθηκαν στο δυτικό τμήμα του Κορινθιακού Κόλπου (Αίγιο) χαρακτηρίζονται ως τραπεζοειδείς, εξαιτίας της απουσίας αποθέσεων περιβάλλοντος πυθμένα (bottom- ή toe-sets) σύμφωνα με τους Poulimenos et al (1993) και Zelilidis & Kontopoulos (1996), γεγονός που αποδίδεται στη γεωμετρία του Κόλπου. Στο ανατολικό, νότιο περιθώριο του Κορινθιακού Κόλπου σχηματίστηκαν δελταϊκές αποθέσεις τύπου Gilbert οι οποίες εξαιτίας της διευρυμένης γεωμετρίας του Κόλπου ανέπτυξαν την πλήρη ακολουθία ιζημάτων (Zelilidis, 2003). Η δεύτερη φάση που διαρκεί μέχρι σήμερα συνοδεύτηκε από βαρυτικές αποθέσεις στη λεκάνη του κόλπου (Heezen et al, 1966; Brooks & Ferentinos, 1984; Higgs, 1988; Piper et al, 1990; Poulos et al, 1996). Οι Lykousis et al (2007a) θεωρούν ότι η σημερινή δομή της λεκάνης ανήκει σε μία Τρίτη φάση της εξέλιξης του Κόλπου και περιλαμβάνει τις αποθέσεις τύπου Gilbert που διαμορφώνονται κάτω από το σημερινό επίπεδο της θάλασσας. Σύμφωνα με τους Morreti et al (2003) η τρίτη φάση ενεργοποιήθηκε αρχικά στον ανατολικό κόλπου 350,000 χρ πριν από σήμερα και πιο πρόσφατα 150,000 χρ. ξεκίνησε στο δυτικό κόλπο. Η ΓΕΩΜΕΤΡΙΑ ΤΗΣ ΤΑΦΡΟΥ Ο Κορινθιακός Κόλπος χαρακτηρίστηκε ως σύνθετη ασύμμετρη τάφρος ή ημιτάφρος σύμφωνα με τους Brooks & Ferentinos (1984) και Doutsos & Piper (1990), χαρακτηρισμός που αποδίδεται στην ασύμμετρη βυθομετρία του, στην γεωτεκτονική υποδομή του και στο πάχος των ιζημάτων που πληρούν τον κόλπο. Τα χαρακτηριστικά του Κορινθιακού Κόλπου που ευνοούν την ασύμμετρη διαμόρφωση του είναι σύμφωνα με τον Zelilidis (2003): το σχήμα της λεκάνης (επιμήκης και στενή), η μεταβολή της μορφολογίας της λεκάνης από ομοιόμορφη σε έυρος και βάθος κατα μήκος των αξόνων σε ανομοιόμορφη με διαμόρφωση επιμέρους κοιλωμάτων και οι μεταβολές στο περιβάλλον ιζηματογένεσης είτε κατά μήκος του άξονα της λεκάνης ή κατά την διάρκεια εξέλιξης της λεκάνης (Εικ.1.1.5). 9

10 Εικ.1.1.5: α) Μορφολογικό σκαρίφημα του Πατραϊκού και Κορινθιακού Κόλπου που παρουσιάζει τα περιβάλλοντα απόθεσης. β) Βυθομετρικές τομές εγκάρσια στον Κορινθιακό Κόλπο που απεικονίζουν την γεωμετρία του (Ιατρού, 2013) Ο Κορινθιακός κόλπος παρουσιάζει ασύμμετρη μορφολογία όπου το εύρος και το βάθος του αυξάνονται από δυτικά (στενό Ριο-Αντιριο) προς ανατολικά (Εικ 1.1.5). Στο δυτικό τμήμα ο Κορινθιακός Κόλπος είναι ρηχότερος από 400 m βάθος νερού και στο βόριο περιθώριο αναπτύσσονται εσωτερικοί κόλποι βάθους m (Ιτέα και Αντίκυρα) ενώ στα ανατολικά σχηματίζονται οι κόλποι των Αλκυονίδων και νοτιότερα του Λέχαιου με βάθη 200 και 100 m αντίστοιχα. Η μορφολογία του Κόλπου περιγράφηκε αρχικά από τους Heezen et al (1966) και στη συνέχεια από τους Brooks & Ferentinos (1984), οι οποίοι αναγνώρισαν τις φυσιογραφικές ενότητες της κρηπίδας, κατωφέρειας και πεδιάδας και διαπίστωσαν το ασύμμετρο ανάγλυφο (Εικ.1.1.6). Στο νότιο περιθώριο η φυσιογραφική ενότητα της κρηπίδας είναι πιο φτωχά εκφρασμένη με απότομη κλίση σε σχέση με την μέτρια κλίση του υποθαλάσσιου πρανούς της βόρειας ακτής που αναπτύσσεται μπροστά από τη σχετικά εκτεταμένη κρηπίδα των εσωτερικών κόλπων. Το μεγαλύτερο βάθος των m συναντάται στο κεντρικό ανατολικό τμήμα του Κόλπου, όπου και συγκεντρώνεται το μεγαλύτερο πάχος ιζημάτων (Ιατρού, 2013) 10

11 Εικ 1.1.6: Φυσιογραφικός χάρτης Κορινθιακού Κόλπου (Ιατρού, 2013). ΣΕΙΣΜΙΚΟΤΗΤΑ 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 (Papazachos & Papazachou 1997) (Εικ.6). Χαρακτηριστικά αναφέρεται ό,τι 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, μέγεθος Ms=6.2 (Bernard et al., 1997). Συγκρίνοντας τις γεωδαιτικές έρευνες που έχουν εκτελεστεί στην περιοχή (Billiris et al., 1991, Briole et al., 2000), οι Hatzfeld et al., (2000) διαπιστώνουν ότι οι πλέον πρόσφατοι ρυθμοί διαστολής εμφανίζονται αυξημένοι συγκριτικά με το μέσο ρυθμό διάνοιξης του κόλπου τα τελευταία 100 χρόνια. Οι Davies et al., (1997) παρατηρούν αναντιστοιχία μεταξύ της γεωδαιτικά μετρούμενης διαστολής του Κορινθιακού κόλπου και της υπολογιζόμενης διαστολής με βάση τη σεισμική δραστηριότητα της περιοχής. Παρόμοια, με βάση τις εκτιμήσεις για την σεισμική ενέργεια που έχει απελευθερωθεί τον τελευταίο αιώνα, οι Clarke et al., (1997), συμπεραίνουν ό,τι ισχυροί σεισμοί έχουν καθυστερήσει στον Δυτικό Κορινθιακό κόλπο. 11

12 Εικ.6 Χάρτης σεισµικών επικέντρων για τον Κορινθιακό κόλπο. Σεισµοί περιόδου 1900 έως Αρχείο Εθνικού Αστεροσκοπείου Αθηνών, Γεωδυναµικό Ινστιτούτο. 1.2 IΣΤΟΡΙΚΟ ΘΑΛΑΣΣΙΩΝ ΕΡΕΥΝΩΝ ΣΤΟΝ ΚΟΡΙΝΘΙΑΚΟ ΚΟΛΠΟ Από πολύ νωρίς ο Κορινθιακός κόλπος, με τα ιδιαίτερα μορφολογικά του χαρακτηριστικά και το σημαντικό μορφολογικό ανάγλυφο, προσέλκυσε το γεωεπιστημονικό ενδιαφέρον. Ήδη από τον 19 ο αιώνα, ξεκίνησαν οι πρώτες θαλάσσιες έρευνες, αρχικά για να επιλυθούν προβλήματα στις υποθαλάσσιες τηλεπικοινωνίες, έπειτα όμως κυρίως για επιστημονικούς λόγους. Η υδρογραφική υπηρεσία του Βρετανικού Ναυτικού μαζί με την αντίστοιχη του Ελληνική υπηρεσία πραγματοποίησαν μία σειρά αποστολών για την αποτύπωση της βυθομετρίας του κόλπου από το Το 1884 ποντίσθηκε υποθαλάσσιο καλώδιο κατά μήκος του κόλπου. Με αφορμή την επισκευή του πρώτου καλωδίου καθώς και άλλων δυο που εν τω μεταξύ ποντίσθηκαν, πραγματοποιήθηκαν αποστολές κατά τις οποίες συλλέχθηκαν χρήσιμα δεδομένα για την πρώτη κατανόηση των γεωλογικών διεργασιών που συμβαίνουν στον Κορινθιακό. Ο 20ος αιώνας διεύρυνε τη γνώση για της φυσικοχημικές συνθήκες του θαλάσσιου περιβάλλοντος του Κορινθιακού Κόλπου. Επιπλέον, η ωκεανογραφική αποστολή του R.V. Vema οδήγησε στην πρώτη απεικόνιση της γεωμορφολογίας του πυθμένα του κόλπου και στην αποτύπωση των φυσιογραφικών ενοτήτων (Heezen et al, 1966). Στην εργασία αυτή, ο Κορινθιακός κόλπος περιγράφεται ως μια βαθιά (μέγιστο βάθος 850 m) θαλάσσια λεκάνη με σχηματισμένη υφαλοκρηπίδα, κατωφέρεια και αβυσσική πεδιάδα, στο πυθμένα της οποίας εντοπίζονται εναλλαγές ιζημάτων θαλάσσιας και λιμνο-θαλάσσιας προέλευσης 12

13 Τη δεκαετία του 1980 οι ωκεανογραφικοί πλόες των RRS Schakleton (1982) και RRS Discovery (1983) μεταξύ άλλων συνέλεξαν δεδομένα σεισμικής ανάκλασης για τη μελέτη νεοτεκτονικών δομών σε μια ενεργή ζώνη έντονης σεισμικότητας, του Κορινθιακού Κόλπου (Brooks & Ferentinos, 1984) Η έντονη και συχνά καταστροφική σεισμική δραστηριότητα αναζωπυρώνει σε τακτά χρονικά διαστήματα την ανάγκη της επιστημονικής κοινότητας να μελετήσει και να κατανοήσει την τεκτονική τάφρο του Κορινθιακού κόλπου. Οι ταχύτατοι ρυθμοί διάνοιξης της τάφρου και η προσβασιμότητα της περιοχής κατατάσσουν το Κορινθιακό κόλπο μαζί με της λίμνες Malawi και Tanganyika (Αφρική), κόλπο του Suez (Ερυθρά Θάλασσα), τη λίμνη Baikal (Ανατολική Σιβηρία), και την λεκάνη Woodlark (Ειρηνικό) ανάμεσα στις πλέον «διάσημες» ενεργές τεκτονικές τάφρους στο κόσμο. Τις επόμενες δεκαετίες και μέχρι σήμερα οι ερευνητές επιστρέφουν στον Κορινθιακό Κόλπο με εκτεταμένες δειγματοληψίες και με πιο σύγχρονες ενόργανες μεθόδους για να διερευνήσουν και να ερμηνεύσουν τις διεργασίες δημιουργίας και ανάπτυξης μιας περιοχής που διαρκώς εξελίσσεται. Τα χαρακτηριστικά μιας πλήρως σχηματισμένης θαλάσσιας λεκάνης σε συνδυασμό με τις σχετικά μικρές διαστάσεις του κόλπου, καθιστούν τον Κορινθιακό κόλπο, ένα ιδιαίτερα ελκυστικό εργαστήριο για ωκεανογραφικές και θαλάσσιες γεωλογικές μελέτες Στον πίνακα που ακολουθεί (Πιν. 1) παρουσιάζεται πλήρως το χρονολόγιο των ερευνητικών αποστολών στον Κορινθιακό κόλπο (επεξεργασία από Ιατρού, 2013) Περίοδος Αποστολή Έρευνες Βιβλιογραφία Βρετανικό και Ελληνικό Ναυτικό Βυθομετρικοί πλόες Forster, Δανέζικη αποστολή R.V.Thor Υδρογραφικός σταθμός Nielsen, Δανέζικη αποστολή Υδρογραφικός σταθμός Anderson & Carmack, R.V.Thor (T,S,O) J.Y. Cousteau, Βυθομετρικός πλόας και R.V. Calypso βιολογικά δείγματα Blanc, Lamont Geological 350 μίλια PDR βυθομετρήσεις, μετρήσεις μαγνητικής Observatory, R.V. Vema επιδεκτικότητας, υδρογραφικοί σταθμοί, δείγματα νερού για ανάλυση άνθρακα Heezen et al, University of Washington R.V. Thomas G. Thompson 1970 Ισραηλινό ερευνητικό σκάφος 1979 Τμήμα Γεωλογίας Πανεπιστήμιο Πατρών σκάφος Ramona 1980 ΕΚΘΕ σκάφος Ramona Φυσικοχημικός σταθμός (T, S, O, N, P, Si) Φυσικοχημικός σταθμός (T, S, O, P, Si) δειγματοληψία επιφανειακών ιζημάτων ΤΥΠ 3,5kHz, δειγματοληψία πυρήνων βαρύτητας Anderson & Carmack, 1973 Anderson & Carmack, 1973 Piper et al, 1980 Piper et al,

14 1981 Ανατολικός κορινθιακός Σεισμικές τομές Myrianthis, 1982, ΤΥΠ 3,5kHz, ΙΓΜΕ, Ανατολικός βυθομέτρηση, Περισσοράτης κ.α, Κορινθιακός δειγματοληψία πυρήνων βαρύτητας Τμήμα Γεωλογίας Πανεπιστήμιο Πατρών & University College of Cardiff R.R.S Shackleton, Ιόνιο, Πατραϊκός, Κορινθιακός Τμήμα Γεωλογίας Πανεπιστήμιο Πατρών σκάφος Ramona, Κόλπος Αντίκυρας, κεντρικός Κορινθιακός Κόλπος 1984 R.R.S. Discovery Ιόνιο, Πατραϊκός, Κορινθιακός 1987 Τμήμα Γεωλογίας Πανεπιστήμιο Πατρών σκάφος Ramona, Κόλπος Αντίκυρας, κεντρικός Κορινθιακός Κόλπος ΤΥΠ Air-gun (40in3), βυθόμετρο, βαρυτικές και μαγνητικές μετρήσεις, δειγματοληψίες φαγάνας και πυρήνων βαρύτητας ΤΥΠ 3,5kHz, δειγματοληψία πυρήνων βαρυτητας και φαγάνες ΤΥΠ 3,5 Khz, Sparker, ASDIC, Ρευματογράφοι, CTD, δειγματοληψία πυρήνων πίεσης (piston) ΤΥΠ 3,5kHz, δειγματοληψία πυρήνων βαρυτητας και φαγάνες Brooks & Ferentinos, 1984, Higgs, 1988, Ferentinos et al, 1988, Cramp et al, 1989, Poulos et al, 1996 Παπαθεοδώρου, 1990 Pepatheodorou & Ferentinos, 1993 Poulos et al, 1996, Παπαθεοδώρου, Ε.ΘΑ.ΓΕ.ΦΩ, Α.Σ. Ειρήνη ΤΥΠ 3,5kHz, Sparker Λυμπέρης κ.α, 1998 ΤΥΠ 3,5kHz, 1994 Ε.ΘΑ.ΓΕ.ΦΩ. Ηχοβολιστής Πλευρικής Λυμπέρης κ.α, 1997 Α.Σ. Βασίλειος Γ Σαρωσης Papatheodorou et al, Κεντρικός Κορινθιακός (ΗΠΣ), δειγματοληψίες 2003 Κόλπος φαγάνας και πυρήνων βαρύτητας Ε.ΘΑ.ΓΕ.ΦΩ. Α.Σ. Βασίλειος Γ Αίγιο, Ερατεινή, Νικολέικα ΕΛΚΕΘΕ R.V. Αιγαίο Κεντρικός και Ανατολικός Κορινθιακός Ε.ΘΑ.ΓΕ.ΦΩ. & School of 1996 environmental sciences, East Anglia Un, & School of earth sciences, Leeds Un., Α.Σ. Βασίλειος Γ R.V. Αιγαίο Κεντρικός και ανατολικός Κορινθιακός 1997 Ερατεινή, Τολοφώνας ΤΥΠ 3,5kHz, Sparker, Υποβρύχιο κατευθυνόμενο όχημα (R.O.V.) ΤΥΠ 3,5kHz, Air-gun (1,5,10,40in3), δειγματοληψία μικρών πυρήνων βαρύτητας, κουτιού (box ) ΤΥΠ Sparker, Pinger, δειγματοληψίες φαγάνας και πυρήνων βαρύτητας ΤΥΠ 3,5kHz, Air-gun (1,5,10,40in3), ΤΥΠ 3,5kHz, Ηχοβολιστής πλευρικής σάρωσης Papatheodorou & Ferentinos, 1997, Sakellariou et al, 1998 Lykousis et al, 1998 Lykousis et al, 2007a Collier et al, 2000 Leeder et al, 2002 Lykousis et al, 2007a Hasiotis et al,

15 2001 RSS Marion Dufresne 2001 School of Ocean, Earth sciences & Technology, Hawaii Un. Γεωδυναμικό Ινστιτούτο, Εθνικό Αστεροσκοπείο Αθηνων Institut de Physique du Globe de Paris Lamont Doherty Earth Observatory Columbia Un. R.V. Maurice Ewing Δειγματοληψία πυρήνων πίεσης (piston) Dennielou, 2002, Moretti et al, 2004, Lykousis et al, 2007a Air-gun (8470 in3) Στεφάτος, 2005 Taylor et al, , ΕΛΚΕΘΕ R.V. AEGAEO Universities of Southampton, Patras, and Leeds. MV Vassilios. Δυτικός Κορινθιακός Tμήμα Γεωλογίας και Greenpeace Ελλάδος, η οποία παρείχε το σκάφος Rainbow Warrior. Κόλπος Αντίκυρας ΤΥΠ 3,5kHz, Air-gun (1,5,10,40in3), multibeam swath bathymetry, δειγματοληψία πυρήνων βαρύτητας τύπου BENTHOS High-resolution, multichannel seismic (MCS) reflection profiles and multibeam swath bathymetry Δειγματοληψία με αρπάγη τύπου Day Grab. Lykousis et al, 2007b Bell et al, 2008 & 2009 Ιατρού, , 2012 R/V ALKYON Δυτικός Κορινθιακός, στα πλαίσια του SISCOR ANR Project. Α.Σ ΕΛΕΝΗ. Δυτικός Κορινθιακός 2014 (Siscor project/ Universite de Savoie, University of Patras) 2015 A.Σ. ΣΩΚΡΑΤΗΣ Δυτικός Κορινθιακός Sparker and single channel streamer hydrophone, δειγματοληψίες πυρήνων βαρύτητας Δειγματοληψία πυρήνων βαρύτητας τύπου BENTHOS TYΠ ενδιάμεσων συχνοτήτων τύπου Chirp Beck et al, 2013 Beckers et al, 2014 & 2015 Παρούσα εργασία Παρούσα εργασία Πιν. 1: Το χρονικό των ερευνητικών αποστολών στον Κορινθιακό Κόλπο. 15

16 1.2.1 ΓΕΩΦΥΣΙΚΕΣ ΕΡΕΥΝΕΣ ΣΤΟΝ ΚΟΡΙΝΘΙΑΚΟ ΚΟΛΠΟ Οι πρώτες ολοκληρωμένες ηχοβολιστικές έρευνες πραγματοποιούνται από τους Heezen et al, 1966 από τις οποίες προέκυψε και η πρώτη εμπεριστατωμένη εικόνα της βυθομετρίας, της γεωμορφολογίας και των φυσιογνωστικών ενοτήτων του Κορινθιακού κόλπου που αναφέρθηκαν σε προηγούμενο κεφάλαιο (Εικ.6). Επίσης κατά την αποστολή των ερευνητών αυτών, αποτυπώνεται και καταγράφεται για πρώτη φορά το υποθαλάσσιο οροπέδιο Delphic plateau που βρίσκεται σε βάθος μεταξύ m και εκτείνεται στο δυτικό τμήμα του κόλπου ανάμεσα στη νήσο Τριζόνια (βόρειο περιθώριο) και το δέλτα του ποταμού Ερινέου (νότιο περιθώριο). Το συγκεκριμένο οροπέδιο διατέμνεται από το υποθαλάσσιο κανάλι το οποίο εξετάζεται μορφολογικά και ιζηματολογικά στην παρούσα εργασία. Το Delphic plateau ή Πλατώ Δελφών συνδέει φυσιογραφικά τα ανενεργά παλαιο-δελταϊκά ριπίδια του ποταμού Μόρνου στα δυτικά, με την αβυσσική πεδιάδα της κεντρικής λεκάνης (Εικ.1.1.6). Στη συνέχεια, οι Piper et al, 1990 παρουσιάζουν τα αποτελέσματα της πρώτης σεισμικής έρευνας με τομογράφο υποδομής πυθμένα τύπου 3,5 khz που πραγματοποιήθηκε μία δεκαετία νωρίτερα σε συνεργασία με το Ε.Κ.Θ.Ε. (νυν ΕΛ.ΚΕ.Θ.Ε.). Μελετήθηκαν οι ακολουθίες των σύγχρονων δελταϊκών ριπιδίων των ποταμών που εκβάλουν στον δυτικό Κορινθιακό κόλπο με ιδιαίτερη έμφαση σε αυτά του Μόρνου και Ερινέου (Εικ.7). Διαπιστώθηκαν υποθαλάσσια διαβρωσιγενή κανάλια ( gullies ) στην κατωφέρεια από τα οποία φαίνεται να μεταφέρονται ιζήματα προς τα βαθύτερα σημεία του κόλπου με την μορφή βαρυτικών μετακινήσεων. Τα κανάλια αυτά εμφανίζονται να έχουν μία κλίση προς τα ανατολικά. Εικ.7: Οι πρώτες καταγραφές τομογράφου υποδομής πυθμένα τύπου 3,5 khz στην θαλάσσια περιοχή μπροστά στο δέλτα του ποταμού Ερινέου που πραγματοποιήθηκαν το (Piper et al, 1990) 16

17 Ακολουθεί η αποστολή του Ι.Γ.Μ.Ε. στον ανατολικό Κορινθιακό κόλπο. Η αποστολή αυτή πραγματοποιήθηκε με αφορμή το σεισμικό γεγονός των 6,7 R (24/2/1981) και ως σκοπό είχε την γενικότερη καταγραφή, αποτύπωση και διερεύνηση των δομών και γεωλογικών διεργασιών που διέπουν τον πυθμένα και το υπόβαθρο της περιοχής. Η μελέτη των ανακλάσεων και καταγραφών του τομογράφου υποδομής πυθμένα (3,5 khz) και ο συσχετισμός τους με την μορφολογία της περιοχής και τους πυρήνες που συλλέχτηκαν, έδειξε ότι σημαντικό ρόλο στην ιζηματογένεση της περιοχής παίζουν οι βαρυτικές μετακινήσεις χαλαρών ιζημάτων. Οι βαρυτικές αυτές μετακινήσεις εκφράζονται ως εναλλαγές ροών κορημάτων με τουρβιδιτικές αποθέσεις. Οι μελέτες που πραγματοποιήθηκαν, έδειξαν επίσης πως οι σεισμικές δονήσεις ευθύνονται πολύ συχνά για την πυροδότηση τέτοιων μετακινήσεων. Το ιζηματολογικό μοτίβο της εναλλαγής ροών κορημάτων με τουρβιδίτες, το οποίο φαίνεται να επικρατεί σε όλα τα τμήματα του Κορινθιακού κόλπου, έρχονται να επιβεβαιώσουν μέσα από σεισμικές καταγραφές και οι ερευνητές των αποστολών του 1982, 1983 και Οι γνώσεις για τις διεργασίες ιζηματογένεσης και τα διαφορετικά περιβάλλοντα ιζηματογένεσης σε όλο τον κόλπο εδραιώνονται και έρχονται σε συμφωνία, κάτι που φαίνεται και από τις επόμενες αποστολές. Γεωφυσικές διασκοπήσεις, δειγματοληψίες και πυρηνοληψίες συνηγορούν στο προαναφερμένο ιζηματολογικό μοτίβο και δίνεται έμφαση, πρώτον, στις επιμέρους περιοχές, πως δηλαδή εκφράζεται το μοτίβο αυτό στις διαφορετικές φυσιογραφικές ενότητες του κόλπου και, δεύτερον, στους μηχανισμούς πυροδότησης και μεταφοράς των ιζημάτων προς την κεντρική λεκάνη (Εικ.8). 17

18 Εικ.8: Παραδείγματα βαρυτικών μετακινήσεων στην περιοχή του Κορινθιακού Κόλπου. Επεξεργασία από: Lykousis et al, 2007b; Hasiotis et al, 2002; Lykoysis et al, 2009; Papatheodorou et al, 2007 ; Papatheodorou & Ferentinos, 1993 ; Sakellariou et al, (Ιατρού, 2013) 18

19 Οι Lykousis et al (2007b), επισήμαναν ότι οι κατολισθήσεις στα πρανή των προδελταικών αποθέσεων του ποταμού Μόρνου, στο Βορειοδυτικό περιθώριο του κόλπου, τροφοδοτούν ροές κορημάτων οι οποίες εξελίσσονται στους αμμούχους τουρβιδίτες που καταλήγουν στην κεντρική λεκάνη του Κορινθιακού. Σεισμικές καταγραφές και πυρήνες συλλεγμένοι στην περιοχή αυτή, έδειξαν ότι οι κατολισθήσεις εκεί συσχετίζονται με ένα υποκείμενο ορίζοντα συγκέντρωσης αερίων υδρογονανθράκων, ο οποίος πιθανών αποτελεί το επίπεδο ολίσθησης (Lykousis et al, 2009) (Εικ.8α). Οι Hasiotis et al (2002), παρουσίασαν ότι οι αστοχίες στην παράκτια ζώνη της Ερατεινής- Τολοφώνα, οφείλονται κυρίως στην κυκλική φόρτιση που προκάλεσαν οι σεισμοί μεγέθους > 6R, η οποία οδήγησε σε απώλεια της συνεκτικότητας των ιζημάτων και στο σχηματισμό ρευστοποιημένων στρωμάτων που διευκόλυναν την κατολίσθηση (Εικ.8β). Το νότιο περιθώριο διατρέχεται από μια σειρά ποταμών που πηγάζουν από τα βουνά της βόρειας Πελοποννήσου. Οι δελταικές αποθέσεις ελέγχονται από ρηξιγενείς δομές όπου αναπτύσσουν απότομα υποθαλάσσια πρανή. Τα γεωφυσικά δεδομένα που συλλέχθηκαν από την περιοχή της κρηπίδας του Ερινέου δείχνουν τις ουλές της ολίσθησης και τις ροές κορημάτων στο κατάντι των πρανών (Lykoysis et al, 2009) (Εικ.8γ). Η παραλία των Νικολέικων δομείται από τα δελταϊκά ιζήματα των ποταμών Κερυνίτης και Σελινούντας που υπέστησαν κατολισθήσεις εξαιτίας της σεισμικής δόνησης του Η κατολίσθηση ενεργοποιήθηκε σύμφωνα με τις ενδείξεις, από υποκείμενο ρευστοποιημένο ορίζοντα όπως στην περίπτωση της Ερατεινής (Εικ.8δ). Στον Ανατολικό Κορινθιακό η τάφρος του Στράβωνα ορίζει τη νοτιοδυτική είσοδο του κόλπου των Αλκυονίδων και διαμορφώνεται από βαρυτικές μετακινήσεις. Η γεωφυσική διασκόπηση έδειξε ότι οι πλαγιές της τάφρου αποδομούνται από διαρκείς μετακινήσεις μαζών όπως μαρτυρούν οι ουλές στα πρανή και οι συγκεντρώσεις ιζημάτων στα κατάντη και στη λεκάνη (Εικ.8ε). Σύμφωνα με τους Papatheodorou & Ferentinos (1993) αρχικά ενεργοποιούνται ολισθήσεις οι οποίες εξελίσσονται σε ροές μαζών. Ο κόλπος των Αλκυονίδων πληρείται κυρίως από τις αποθέσεις βαρυτικών ροών όπως ροές κορημάτων και λασποροές, οι οποίες σύμφωνα με τους Sakellariou et al (2007) έχουν επεισοδιακό χαρακτήρα και συναντώνται συχνα σε διάφορα στρωματογραφικά επίπεδα στις σεισμικές καταγραφές. Οι τελευταίοι ερευνητές περιέγραψαν δύο κατολισθήσεις στο βορειοανατολικό τμήμα του κόλπου που θεωρούν ότι συνέβησαν κατά το κάτω Πλειστόκαινο ή Ολόκαινο (Εικ.8ζ). Η αποστολή του 1996 με την συνεργασία του τμήματος Γεωλογίας του Πανεπιστημίου Πατρών με τα School of environmental sciences, East Anglia Un, και School of earth sciences, Leeds Un., καταγράφει εκτός των άλλων και με σεισμικές μεθόδους την εναλλαγή λιμναίου σε θαλάσσιο περιβάλλον κατά την αύξηση της στάθμης της θάλασσας πριν χρόνια για τον Κορινθιακό κόλπο (Εικ.9) εγκαινιάζοντας έτσι μια σειρά από παλαιο-κλιματικές μελέτες για την περιοχή που ακολούθησαν (Perissoratis et al, 2000; Collier et al, 2000) Ο συνδυασμός ηχοβολιστικών συστημάτων όπως ο τομογράφος υποδομής πυθμένα ( 3,5 khz, sparker, air-gun), ο ηχοβολιστής πλευρικής σάρωσης και διάφορων τύπων βυθομετρικές συσκευές αποτέλεσε ένα πολύ χρήσιμο εργαλείο για άμεσες παρατηρήσεις σε θέματα περιβαλλοντικής σημασίας όπως στην περίπτωση της έκχυσης ερυθράς ιλύος στον κόλπο της Αντίκυρας (κεντρικός Κορινθιακός κόλπος) (Εικ.10). Πολλές αποστολές ήδη από τα μέσα της δεκαετίας του 80 αλλά και στα μέσα της δεκαετίας του 90 και αργότερα, αναδεικνύουν αυτό το τόσο σημαντικό περιβαλλοντικό ζήτημα (Παπαθεοδώρου, 1990, Ιατρού, 2013) Εκτός όμως από την διερεύνηση των ιζηματολογικών και μορφολογικών χαρακτηριστικών, οι σεισμικές έρευνες δίνουν και πολύτιμες πληροφορίες για την κατανόηση των τεκτονικών διεργασιών 19

20 της περιοχής. Η καταγραφή και μελέτη των υποθαλάσσιων ρηγμάτων καθώς και ο συσχετισμός τους με τις ιζηματογενείς ακολουθίες που επηρεάζουν, δίνουν εντυπωσιακά στοιχεία για την παλαιογεωγραφική εξέλιξη του κόλπου, την χρονοστρωματογραφία των ενοτήτων του και τον ρυθμό ιζηματογένεσης, βύθισης και διάνοιξης των επιμέρους περιοχών του Κορινθιακού κόλπου (Brooks & Ferentinos, 1984; Higgs, 1988; Ferentinos et al, 1988; Cramp et al, 1989; Poulos et al, 1996; Pepatheodorou & Ferentinos, 1993; Papatheodorou & Ferentinos, 1997; Papatheodorou et al, 2003; Lykousis et al, 2007; Bell et al, 2008; Taylor et al, 2011, Beck et al, 2013, Beckers et al, 2015) Οι Lykousis et al (2007a) εκτίμησαν τους ρυθμούς ιζηματογένεσης για διαφορετικές χρονικές κλίμακες και με διαφορετικές μεθόδους χρονολόγησης προκειμένου να αποτυπώσουν την ιζηματολογική εξέλιξη του Κόλπου μέσα στο Τεταρτογενές (Εικ.8η). Τέλος, στην παρούσα εργασία, παρουσιάζονται δεδομένα τομογράφου υποδομής πυθμένα ενδιάμεσων συχνοτήτων τύπου Chirp, στα πλαίσια γεωφυσικής διασκόπισης από την περιοχή μελέτης που πραγματοποιήθηκε τον Ιούλιο του Εικ.9: Σκαρίφημα-ερμηνεία των γεωφυσικών δεδομένων συσχετιζόμενο με την εξέλιξη της περιοχής από λιμναίο / λιμνοθαλάσσιο σε θαλάσσιο περιβάλλον (Collier et al, 2000) 20

21 Εικ.10: a), b) Οι γεωφυσικές καταγραφές στο σύστημα καναλιών-χαραδρώσεων στα οποία εξελίσονται τα τουρβιδιτικά ρεύματα μεταφοράς ερυθράς ιλύος προς τα κατάντη (Iatrou et al, 2007) Εικ.11: Αριστερά: Χρονοστρωματογραφία και συσχέτιση παλαιο-δελταϊκών αποθέσεων με την καμπύλη μεταβολής της στάθμης της θαλασσας των Siddal et al, 2003 στο μέτωπο του υποθαλάσσιου ρήγματος της Ερατεινής. Δεξιά: Σεισμική στρωματογραφία σε τρισδιάστατο τοπογραφικό μοντέλο εγκάρσια στο δυτικό τμήμα του Κορινθιακού κόλπου (Bell, 2008). 21

22 1.2.2 ΠΥΡΗΝΟΛΗΨΙΕΣ ΚΑΙ ΔΕΙΓΜΑΤΟΛΗΨΙΕΣ ΙΖΗΜΑΤΩΝ ΣΤΟΝ ΚΟΡΙΝΘΙΑΚΟ ΚΟΛΠΟ Η άμεση έρευνα των θαλασσίων ιζημάτων στηρίζεται στην συλλογή επιφανειακών δειγμάτων και πυρήνων που διεισδύουν στα υποεπιφανειακά ιζηματογενή στρώματα. Τα δείγματα και οι πυρήνες αυτοί υπόκεινται στη συνέχεια σε μια πληθώρα εργαστηριακών αναλύσεων που συμπεριλαμβάνουν την οπτική και δομική περιγραφή τους, κοκκομετρικές αναλύσεις, γεωχημικές, ακτινογραφίες, ραδιοχρονολογήσεις, μικροπαλαιοντολογικές / βιολογικές, ορυκτολογικές κ.α.. Τα αποτελέσματα των αναλύσεων αυτών ερμηνεύονται, συνθέτονται και τελικώς οδηγούν σε χρήσιμα συμπεράσματα σχετικά με τις διεργασίες ιζηματογένεσης, κλιματικές και περιβαλλοντικές μεταβολές, γεωτεχνικές ιδιότητες και την παλαιογεωγραφική εξέλιξη της περιοχής. Η γνώση και χρήση αυτών των συμπερασμάτων βρίσκουν εφαρμογή σε μια ποικιλία επιστημονικών και τεχνικών πεδίων από την ακαδημαϊκή γνώση μέχρι την εφαρμογή σε θαλάσσια τεχνικά έργα και την περιβαλλοντική και οικολογική προστασία. Στην περίπτωση του Κορινθιακού κόλπου, πυρήνες και δείγματα των ιζημάτων του πυθμένα αναλύονται τις περισσότερες φορές σε συνδυασμό με γεωφυσικές καταγραφές, όπως αναφέρθηκε στο προηγούμενο υποκεφάλαιο. Οι πρώτες ιζηματολογικές πληροφορίες έρχονται στο φως στην εργασία των Heezen et al, 1966 (Πιν. 1, Εικ.12-13) παρουσιάζοντας τα αποτελέσματα των αναλύσεων που πραγματοποιήθηκαν σε επτά πυρήνες τύπου PISTON (βάθους διείσδυσης 2,5-9 m) οι οποίοι συλλέχτηκαν κατά την αποστολή του ερευνητικού σκάφους Vema το 1956 (Lamont Geological Observatory, NΥ). Στην εργασία αυτήν αναδεικνύονται: Τα ιζηματολογικά χαρακτηριστικά των τριών φυσιογραφικών ενοτήτων: κρηπίδακατωφέρεια-πεδιάδα. Οι πρώτες καταγραφές τουρβιδιτών στην κατωφέρεια Η αναγνώριση διαφορετικών περιβαλλόντων ιζηματογέννεσης Τα πρώτα παλαιοκλιματικά και παλαιογεωγραφικά στοιχεία εξέλιξης- καταγραφή λαμίνων λιμναίου παλαιοπεριβάλλοντος (varves) Το σύνολο των θραύσεων στα υποθαλάσσια τηλεπικοινωνιακά και ενεργειακά καλώδια που έχουν ποντιστεί στον Κορινθιακό κόλπο. Οι Piper et al, 1980 συνέλλεξαν 55 δείγματα επιφανειακών ιζημάτων σε ρηχές (βάθη <90 m) περιοχές του δυτικού Κορινθιακού κόλπου κατά την αποστολή του R.V. Ramona, 1979 (Πιν. 1, Εικ.13). Πραγματοποιήθηκαν κοκκομετρικές και μικροσκοπικές ορυκτολογικές αναλύσεις και προσδιορίστηκε ο λιθολογικός χαρακτήρας των μελετώμενων αποθέσεων. Επίσης αναγνωρίστηκαν: Σύγχρονα δελταϊκά ριπίδια στην περιοχή Η ορυκτολογική σύσταση των υποθαλάσσιων και παραλιακών αμμωδών ιζημάτων (Panagos et al, 1978) Διεργασίες διάβρωσης και απόθεσης στις παράκτιες περιοχές Ιζηματογενείς διεργασίες στις προδελταϊκές πλατφόρμες Το 1981, συλλέχτηκαν οχτώ πυρήνες βαρύτητας τύπου BENTHOS (~2 m) από την περιοχή του κόλπου των Αλκυονίδων στον ανατολικό Κορινθιακό κόλπο (Πιν. 1, Εικ.14) στα πλαίσια ερευνητικής αποστολής του Ι.Γ.Μ.Ε. Οι αναλύσεις των πυρήνων περιλάμβαναν κοκκομετρικές, γεωχημικές και ορυκτολογικές αναλύσεις, ενώ αφού έγινε σύγκριση και συσχέτιση με τα αποτελέσματα των αναλύσεων των Heezen et al, 1966 από δικό τους πυρήνα στην ίδια περιοχή, οι Perissoratis et al, 1986 αναδεικνύουν ιζηματογενείς δομές στον ιστό των ιζημάτων που μαρτυρούν 22

23 την πρόκληση βαρυτικών μετακινήσεων έπειτα από σεισμικό γεγονός, κάτι στο οποίο συνηγορούν και οι γεωφυσικές καταγραφές (βλ. υποκεφ ). Ακολουθεί μια σειρά από πυρηνοληψίες (τύπου ΒΕΝΤΗΟS και short gravity corer) και δειγματοληψίες (τύπου φαγάνας και αρπάγης) κατά τις αποστολές στον κόλπο την Αντίκυρας (κεντρικός Κορινθιακός κόλπος) που πραγματοποιήθηκαν τις δεκαετίες του 1980 και του 1990 αλλά και αργότερα, το 2007 με την αποστολή της Greenpeace (Πιν. 1, Εικ.15). Όπως αναφέρθηκε και στο υποκεφ οι αποστολές αυτές είχαν ως σκοπό την ανάδειξη του ζητήματος της έκχυσης ερυθράς ιλύος από εργοστασιακή μονάδα στην θαλάσσια αυτή περιοχή ως περιβαλλοντικό θέμα υψίστης σημασίας. Η πληθώρα των εργαστηριακών αναλύσεων των ιζημάτων του κόλπου της Αντίκυρας, που φαίνεται σε μεγάλο αριθμό εργασιών (Πιν. 1), καταδεικνύει: Τα μεγάλα ποσοστά ρύπανσης των επιφανειακών ιζημάτων Τον τρόπο δημιουργίας και δράσης των τουρβιδιτικών ρευμάτων που διέπουν το σύστημα χαραδρώσεων και καναλιών της κατωφέρειας Τις διεργασίες ιζηματογένεσης στις διαφορετικές φυσιογραφικές ενότητες του κόλπου της Αντίκυρας Οι Lykousis et al, 2007a συνοψίζουν τα αποτελέσματα των αναλύσεων που έγιναν σε πυρήνες που συλλέχθησαν κατά τις αποστολές των 1995 (R.V. AEGEO) και 2001 (R.V. Marion Dufrence- GEOSCIENCE II campaign) καταγράφοντας τις εναλλαγές περιβαλλόντων ιζηματογένεσης κατά την Πλειστοκαινική και Oλοκαινική εξέλιξη του κόλπου, ενώ μέσα από διάφορες μεθόδους απόλυτης χρονολόγησης ( 210 Pb, 14 C) προσδιορίζουν έναν μέσο ρυθμό ιζηματογένεσης για την κεντρική λεκάνη του κόλπου περί τα 2,4-2,9 m/kyr για το Άνω Ολόκαινο (Πιν. 1, Εικ.12). Επίσης, οι Beck et al, 2013, επανεξετάζοντας τον πυρήνα MD από την αποστολή του R.V. Marion Dufrence, πραγματοποιούν, εκτός των άλλων, μετρήσεις μαγνητικής ανισοτροπίας (AMS tests) με τις οποίες διαχωρίζουν παλαιοσεισμικούς δείκτες που φαίνονται σαν ιδιαίτερες δομές στον ιζηματογενή ιστό και μαρτυρούν ιζηματογενείς διεργασίες προκαλούμενες από σεισμικό γεγονός. Οι ίδιοι ερευνητές βασιζόμενοι σε αυτές τις δομές, κάνουν λόγο για την παρουσία συμπλέγματος Ομογενιτών-Τουρβιδιτών (ΗmTu) στον Κορινθιακό κόλπο. Στο ίδιο μήκος κύματος, οι Beckers et al, 2014 στους πυρήνες που συνέλλεξαν κατά την αποστολή του R.V. Alkyon τα έτη 2011 και 2012 (Πιν. 1, Εικ. 13) στα πλαίσια του ερευνητικού προγράμματος: SISCOR PROJECT, αναγνώρισαν επίσης ιζηματογενείς δομές σχετιζόμενες με σεισμικά γεγονότα. Το 1996 η αποστολή του R.V. Vasilios με την συνεργασία των Πανεπιστημίων Πατρών, East Anglia και Leeds, συλλέγουν δύο πυρήνες βαρύτητας τύπου BENTHOS στους οποίους πραγματοποίησαν κοκκομετρικές, χρονολογήσεις ( 14 C), μικροπαλαιοντολογικές και παλυνολογικές αναλύσεις (Πιν. 1, Εικ.14). Οι αναλύσεις αυτές έδειξαν, κυρίως μέσα από την καταγραφή και μελέτη ακολουθιών λαμίνων λιμναίου παλαιοπεριβάλλοντος (varves) αυξημένες εναλλαγές της εποχικότητας κατά την τελευταία παγετώδη περίοδο στην περιοχή της λεκάνης των Αλκυονίδων (ανατολικός Κορινθιακός κόλπος). Σε ερευνητική αποστολή του ΕΛ.ΚΕ.Θ.Ε. τη διετία , συλλέχτηκαν 6 πυρήνες βαρύτητας τύπου BENTHOS (μήκους 2-5 m) στην περιοχή μεταξύ της νήσου Τριζόνια και της νότιας κατωφέρειας του κόλπου (Πιν. 1, Εικ. 13). Σύμφωνα με τους Lykousis et al, 2007b που παρουσίασαν τα αποτελέσματα των αναλύσεων τους: 23

24 Αναγνωρίστηκαν γεγονότα βαρυτικών μετακινήσεων (ροές κορημάτων που εξελίσσονται σε τουρβιδιτικές αποθέσεις) Τα γεγονότα αυτά συνέβησαν μέσα στα τελευταία 4-5 χιλιάδες χρόνια κατά την εξέλιξη των χερσαίων δελταϊκών πεδίων της περιοχής σε δελταϊκά ριπίδια λόγω της αύξησης της στάθμης της θάλασσας (HST delta fans) Σύγχρονοι ρυθμοί ιζηματογένεσης για τα τελευταία χρόνια: 2,5 mm/yr Οι βαρυτικές μετακινήσεις προκλήθηκαν με τον συνδυασμό α)του μεγάλου φόρτου φερτών υλικών από τους ποταμούς που εκβάλουν στην περιοχή (μέσων ρυθμών παροχής ιζημάτων: 3 m/kyr) και β) των δύο κύριων μεγάλων σεισμικών γεγονότων που συνέβησαν στην περιοχή (1817 μ.χ. και 1861 μ.χ.) τα οποία εικάζεται ότι πυροδότησαν τις μετακινήσεις των υλικών αυτών. Τα χαρακτηριστικά αδρόκοκκα αμμούχα στρώματα που καταγράφονται στους πυρήνες αντιστοιχούν στο σεισμικό γεγονός του 1861 μ.χ. και αποτέθηκαν είτε ως τσουναμογενείς αποθέσεις, είτε ως απομακρυσμένα τεμάχη ροής κορημάτων. Τέλος, το 2014 κατά τη διάρκεια της ερευνητικής αποστολής του R.V. Eleni συλλέχτηκαν συνολικά 29 πυρήνες βαρύτητας τύπου BENTHOS με την συνεργασία τoυ Πανεπιστημίου Πατρών και Universite de Savoie (Πιν. 1, Εικ.16-17) στην ευρύτερη περιοχή του δυτικού Κορινθιακού κόλπου. Στην παρούσα εργασία παρουσιάζονται τα πρώτα επίσημα αποτελέσματα από μια σειρά αναλύσεων που αφορούν τους πυρήνες CAN01_UP και CAN03_UP. Εικ. 12: Κεντρικός Κορινθιακός κόλπος. ΑΠΟΣΤΟΛΕΣ: α) Κόκκινο χρώμα: R.V. Vema, 1956 β) Καφέ χρώμα: R.V. AEGEO, 1995 γ) Μπλε χρώμα: RSS Marion Dufresne,

25 Εικ. 13: Δυτικός Κορινθιακός κόλπος. ΑΠΟΣΤΟΛΕΣ: α) Κόκκινο χρώμα: R.V. Vema, 1956 β) Λευκό χρώμα: R.V. Ramona, 1979 γ) Πορτοκαλί χρώμα: R.V. AEGAEO, δ) Μωβ χρώμα: R.V. Alkyon, Εικ. 14: Ανατολικός Κορινθιακός κόλπος κόλπος Αλκυονίδων. AΠΟΣΤΟΛΕΣ: α) Πράσινο χρώμα: Ι.Γ.Μ.Ε., 1981 β) Κίτρινο χρώμα: R.V. Vasilios,

26 Εικ.15: Κεντρικός Κορινθιακός κόλπος κόλπος Αντίκυρας. Αριστερά: το σύνολο των πυρηνοληψιών / δειγματοληψιών κατά την περίοδο (Παπαθεοδώρου, 1990). Δεξιά: το σύνολο των πυρηνοληψιών / δειγματοληψιών κατά την περίοδο (Ιατρού, 2013) Εικ. 16: Δυτικός Κορινθιακός κόλπος. Οι πυρηνοληψίες για λογαριασμό του Universite de Savoie. Αποστολή: R.V. Eleni,

27 Εικ. 17: Δυτικός Κορινθιακός κόλπος. Οι πυρηνοληψίες για λογαριασμό του Πανεπιστημίου Πατρών. Αποστολή: R.V. Eleni, ΠΕΡΙΟΧΗ ΕΡΕΥΝΑΣ Στην παρούσα εργασία, η μελέτη εστιάζεται στην περιοχή του δυτικού Κορινθιακού κόλπου και συγκεκριμένα στον χαρτογραφημένο θαλάσσιο χώρο (Canyon, κατά Beckers et al, 2015) που συνδέει γεωμορφολογικά την προδελταϊκή πλατφόρμα του ποταμού Μόρνου με το δυτικό όριο του Πλατώ των Δελφών (Delphic Plateau κατά Heezen et al, 1966) και εκτείνεται σε ένα βάθος μεταξύ m. Πρόκειται για ένα φαρδύ κανάλι Δ-Α διεύθυνσης το οποίο λειτουργεί σαν δίοδος μεταφοράς ιζημάτων προς τα ανατολικότερα, βαθύτερα σημεία (Εικ. 18Β, 19). Η μελέτη των σύγχρονων διεργασιών ιζηματογένεσης στο κανάλι προδίδει και την ενεργότητά του. Σε αυτήν την μορφολογική ενότητα θα γίνει εκτενέστερη ανάλυση στην συνέχεια. 27

28 Εικ. 18: Α) Βυθομετρικός και μορφολογικός χάρτης του Κορινθιακού κόλπου (Papatheodorou et al., 2015). B) Η περιοχή μελέτης. Αναλύεται στην Εικ. 19 Εικ. 19: Βυθομετρικός χάρτης της περιοχής μελέτης (Δυτικός Κορινθιακός κόλπος) όπου φαίνεται και το κανάλι μεταφοράς ιζημάτων, Canyon. Επίσης φαίνονται οι θέσεις των υπό ανάλυση πυρήνων. Οι λευκές γραμμές αναπαριστούν το δίκτυο των σεισμικών ερευνών κατά τους Βeckers et al, 2015, ενώ οι μαύρες αντιστοιχούν στις τομές των Εικ. 24, 25, 26 (Beckers et al, 2015) και σε τομή του Canyon, Εικ. 22. H διακεκομμένη μαύρη γραμμή αντιστοιχεί στην Εικ. 23, (Βell et al, 2008) 28

29 Το δυτικό τμήμα του Κορινθιακού κόλπου οριοθετείται δυτικά από το στενό Ρίο-Αντιρίου (βάθος: 60 m), βόρεια από το δέλτα του ποταμού Μόρνου και την γειτονική ρηξιγενή ζώνη που ελέγχεται από το ρήγμα του Μαραθιά (Εικ. 20). Στο νότιο περιθώριο κυριαρχεί η ρηξιγενής ζώνη του συστήματος ρηγμάτων Καμάρες-Ψαθόπυργος, στην οποία και αναπτύσεται μια σειρά από γειτονικά δελταϊκά ριπίδια (π.χ. Δρεπάνου, Ερινέου, Μεγανείτη), ενώ ανατολικά παρατηρείται βαθμιαία αύξηση του βάθους και μετάβαση στο κεντρικό τμήμα της υπολεκάνης του Πλατώ των Δελφών. Οι ρυθμοί διαστολής στον δυτικό Κορινθιακό είναι οι ταχύτεροι για όλο τον κόλπο και είναι της τάξης των 15 mm/yr (Clarke et al, 1997; Briole et al, 2000, McNeil et al, 2005) 2.1 ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΑ ΙΖΗΜΑΤΟΓΕΝΕΣΗΣ ΚΑΙ ΕΚΔΗΛΩΣΕΙΣ ΒΑΡΥΤΙΚΩΝ ΜΕΤΑΚΙΝΗΣΕΩΝ Στην περιοχή εκβάλουν αρκετοί ποταμοί οι οποίοι ειδικά τους χειμερινούς μήνες τροφοδοτούν τον κόλπο με ιζήματα αγγίζοντας ρυθμούς της τάξης των 3 m/kyr (Lykousis et al, 2007b). Τόσο στο βόρειο όσο και στο νότιο περιθώριο, οι ποταμοί σχηματίζουν δελταϊκά πεδία τα οποία στις περισσότερες περιπτώσεις προελαύνουν σε δελταϊκά ριπίδια με χαρακτηριστικότερα και μεγαλύτερα αυτά των ποταμών Μόρνου (βόρειο περιθώριο) και Ερινέου (νότιο περιθώριο) (Εικ. 19). Τα δύο αυτά δελταϊκά ριπίδια είναι τα βασικά περιβάλλοντα ιζηματογένεσης από τα οποία τροφοδοτούνται βαρυτικές μετακινήσεις ροές κορημάτων που εξελίσσονται σε τουρβιδιτικές αποθέσεις, όπως έχει ήδη αναλυθεί- προς την κατωφέρεια και την κεντρική λεκάνη ανατολικά αυτών. Το δελταϊκό ριπίδιο του Μόρνου έχει μια έκταση 25 km 2 και μία διακύμανση στην τιμή της τοπογραφικής κλίσης από 0,2 ο δυτικά, σε 8 ο ανατολικά (Lykousis, 1991). Ο ποταμός Μόρνος που το σχηματίζει, έχει μια μέση παροχή της τάξης των 40 m 3 /sec, την μεγαλύτερη από τους υπόλοιπους ποταμούς που εκβάλουν στην περιοχή (Piper et al, 1990). Στο δελταϊκό ριπίδιο του Ερινέου, παρατηρούνται μεγαλύτερες κλίσεις (1,4 ο ), παράγει αδρομερέστερα ιζήματα, ενώ μετά τις διευθετήσεις της κοίτης του την δεκαετία του 1960, οι αποθέσεις του συγκεντρώνονται στα βορειοανατολικά περιθώριά του. Οι κλίσεις στην κατωφέρεια της προδελταϊκής πλατφόρμας κυμαίνονται μεταξύ 7 ο -9 ο (Piper et al, 1990). Σύμφωνα με τους Hasiotis et al, 2002, στις δελταϊκές αποθέσεις των παράκτιων περιοχών στα βόρεια και νότια περιθώρια του δυτικού κόλπου παρατηρούνται ρευστοποιήσεις και πυροδοτούνται βαρυτικές μετακινήσεις σε περιπτώσεις σεισμικών γεγονότων έντασης >6R ανάλογα την απόσταση από το επίκεντρο του σεισμού και το εστιακό βάθος. Η επαναληψιμότητα τέτοιων σεισμικών γεγονότων, άρα και πυροδοτήσεων ρευστοποιήσεων και βαρυτικών μετακινήσεων, εκτιμάται κάθε 22,7 χρόνια. Επιπλέον οι Beckers et al, 2014, επιβεβαιώνουν μέσα από αναλύσεις σε πυρήνες ιζήματος και γεωφυσικές διασκοπήσεις ότι σχεδόν όλοι οι ιστορικά καταγεγραμένοι σεισμοί εντάσεως >7R έχουν προκαλέσει φαινόμενα βαρυτικών μετακινήσεων στην κατωφέρεια του δυτικού Κορινθιακού κόλπου. 29

30 2.2 ΤΕΚΤΟΝΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ Μια σειρά από θαλάσσιες γεωφυσικές διασκοπήσεις (Stefatos et al, 2002, Moretti et al, 2003, McNeil et al, 2005, Bell et al, 2008 & 2009, Beckers et al, 2015) είχαν ως αποτέλεσμα την αναγνώρηση και χαρτογράφηση των ρηγμάτων που επηρεάζουν την περιοχή. Στην εικόνα που ακολουθεί (Εικ. 20) φαίνονται συνολικά όλα τα χαρτογραφημένα ρήγματα στην περιοχή του δυτικού Κορινθιακού κόλπου σύμφωνα με τους Stefatos et al, 2002, Moretti et al, 2003 και Beckers et al, Στον επόμενο πίνακα (Πιν. 2) συγκεντρώνονται κάποια βασικά χαρακτηριστικά τους όπως η γωνία κλίσης τους (Dip angle), o ρυθμός βύθισης (Slip rate) και ο ρυθμός καταβύθισης του υποχωρούμενου τεμάχους (Hanging wall subsisdence) όταν καταγράφεται, έτσι όπως υπολόγισαν οι Beckers et al, 2015 στα πλαίσια των ερευνητικών αποστολών του SISCOR PROJECT ( σε συνδυασμό με τα αποτελέσματα των Bell et al, 2008). Τα ρήγματα αυτά διακρίνονται σε κανονικά (normal), πλαγιο-κανονικά (normal/ oblique slip) και πλάγια οριζόντιας μετατόπισης (oblique slip). Eικ. 20: Χάρτης των υποθαλάσσιων ρηγμάτων στην περιοχή μελέτης (επεξεργασία από: Stefatos et al, 2002, Moretti et al, 2003, με θεματικό χάρτη των Beckers et al, 2015). Τα ρήγματα μωβ χρώματος αντιστοιχούν στους Stefatos et al, 2002, καφέ χρώματος στους Moretti et al, 2003, και μαύρου χρώματος στους Beckers et al,

31 Fault name, type Dip angle ( ) Slip rate (norm. comp.) (mm yr 1 ) Hanging wall subsidence (mm yr 1 ) Method used for slip rate assessment F1, oblique-slip ~ Offset R1 F2, normal ~ Offset R1 F1 + F2 + F3, normal/oblique-slip ~ (cumulated) Offset R1 F5, oblique-slip? >1.5 Sedimentation rate core TRZ03, Beckers et al. (2013) F6, oblique-slip Offset delta 130 ka F8, normal? >1.5 Sedimentation rate core TRZ03, Beckers et al. (2013) Marathias, normal Marathias F. + F6 + F7, normal + oblique-slip Not imaged in the seismic data Depth of the 11.5 ka shelf break Depth of the 130 ka shelf break TZ2, normal Offset R2 West Channel, Local Holocene? >0.7 (western tip) normal sedimentation rate (central Offset R1 F10, normal part) (western F10, normal Offset R1 tip) North Eratini, (western Offset R2 normal tip) F13, normal Offset R1 F15, normal Var. with depth >1.5 *VAL, normal Var. with depth Local Holocene sedimentation rate Πιν. 2: Χαρακτηριστικά των υποθαλάσσιων ρηγμάτων της περιοχής μελέτης (Beckers et al, 2015 εκτός από (*), Stefatos et al, 2002) 2.3 ΥΠΟΘΑΛΑΣΣΙΑ ΜΟΡΦΟΛΟΓΙΑ- Η ΕΝΟΤΗΤΑ CANYON Ξεκινώντας την μορφολογική επισκόπιση της θαλάσσιας περιοχής μελέτης από τα δυτικά προς τα ανατολικά, όπως περιγράφεται από τους Beckers et al, 2015, η πρώτη ενότητα που συναντάται είναι η υπολεκάνη του Ναυπακτιακού όρμου (Nafpaktos basin, Εικ. 19). Η υπολεκάνη αυτή βρίσκεται μεταξύ του στενού Ρίου-Αντιρίου και του δέλτα του ποταμού Μόρνου ενώ σχηματίζεται από την δράση ενός συμπλέγματος τριών πλαγιο-κανονικών ρηγμάτων ΝΔ-ΒΑ διεύθυνσης. Το μέγιστο βάθος της είναι τα 115 m και βρίσκεται 2 km βορειο-δυτικά της παράκτιας περιοχής του 31

32 Δρεπάνου. Σε αυτήν την ενότητα χαρακτηριστική είναι α) η παρουσία διαβρωσιγενών γεωμορφών στον πυθμένα (bottom-currents erosion) που σχετίζονται με την δράση ρευμάτων Δ-Α διεύθυνσης (Εικ. 21) προερχόμενα από το στενό Ρίου-Αντιρίου, καθώς και β) καταγραφές δομών που ενδεικνύουν την Ολοκαινική προέλαση (channel of Holocene transgression) και αύξηση της στάθμης της θάλασσας προκαλώντας την μετάβαση του κόλπου από λιμναίο σε θαλάσσιο περιβάλλον πριν 12 kyr (Βeckers et al., 2014) Εικ. 21: Σεισμικές καταγραφές διαβρωσιγενών δομών και άλλων που σχετίζονται με την Ολοκαινική προέλαση και αύξηση της στάθμης της θάλασσας στην υπολεκάνη της Ναυπάκτου (Beckers et al., 2014) Ανατολικά της υπολεκάνης της Ναυπάκτου, βρίσκεται ένα ύβωμα (σε βάθος 97 m) το οποίο δημιουργείται από την συμβολή των δέλταϊκών αποθέσεων του Μόρνου και Δρεπάνου και, ανατολικότερα, η μορφολογία της περιοχής χαρακτηρίζεται από την παρουσία της προαναφερμένης Canyon ενότητας. Πρόκειται για ένα κανάλι-δίοδο μεταφοράς ιζημάτων Δ-Α διεύθυνσης, πλάτους 3 km που εκτείνεται σε βάθος m (Εικ. 19, 22). Το κανάλι αυτό έχει ένα συνολικό μήκος 10 km και αυξάνει σε πλάτος και βάθος προς τα ανατολικά. Το νότιό του περιθώριο αντιστοιχεί στα υποθαλάσσια μέτωπα που δημιουργούν τα ρήγματα Καμάρων και Ψαθόπυργου ενώ βόρεια ελέγχεται από το ρήγμα των Τριζονίων, TRZ2 (Εικ. 20, Πιν. 2), μήκους 14 km και Δ-Α διεύθυνσης. Ουσιαστικά, το κανάλι αυτό αποτελεί μία δομή καταβύθισης που δημιουργείται και εξελίσεται μορφολογικά από την δράση αυτών των ρηγμάτων. Για τους παραπάνω λόγους, φαίνεται πως το κανάλι αυτό αποτελεί την καλύτερη επιλογή προκειμένου να μελετηθούν εκεί οι σύγχρονες διεργασίες ιζηματογένεσης. Προχωρώντας ανατολικότερα, η Canyon ενότητα μεταβαίνει σταδιακά στο Πλατώ των Δελφών (Delphic Plateau κατά Ηeezen et al., 1966, δες υποκ ). Αυτή η μορφολογική ενότητα οριοθετείται στο νότιο περιθώριό της από απότομες τοπογραφικές κλίσεις (που φτάνουν ακόμα και τις 30 ) οι οποίες αντιστοιχούν στις σειρές προέλασης (foresets) δελταϊκών ριπιδίων τύπου Gilbert που σχηματίζονται από τους ποταμούς Μεγανείτη και Σεληνούντα. 32

33 Eικ.22: Τομογραφία sparker κατά μήκος του άξονα του Canyon και η θέση του πυρήνα CAN01_UP. Η τομογραφία αναπαριστά την μισή σεισμική γραμμή που απεικονίζεται στην Εικ. 19. Μη δημοσιευμένο αρχείο από τις γεωφυσικές διασκοπήσεις στα πλαίσια του SISCOR project ( ) 2.4 ΣΕΙΣΜΙΚΗ ΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΑ Σύμφωνα με τους Bell et al, 2008 και Beckers et al, 2015 οι οποίοι ερμήνευσαν γεωφυσικά προφίλ στην περιοχή, (Εικ. 23), αναγνώρισαν δύο τύπους σεισμικών φάσεων με βάση τις ανακλαστικές ιδιότητες των οριζόντων. Ο πρώτος αντιστοιχεί σε τουρβιδίτες / ημιπελαγίτες του Ολοκαίνου (R1) και ο δεύτερος σε μαζώδεις δεβριτικές αποθέσεις Πλειστοκαινικής ηλικίας (R2). Τα δύο αυτά πακέτα διαφοροποιούνται από τις δύο προελάσεις της θάλασσας κατά τα Ισοτοπικά στάδια 5 και 2 (MIS 2-5), δηλαδή την Ηεμική προέλαση (πριν από 130 kyr) και την Ολοκαινική προέλαση (πριν από 11,5 kyr) 33

34 Εικ. 23: Σεισμική στρωματογραφία κατά Bell et al, Για θέση τομογραφίας, βλ. Εικ. 19. Sill level: βάθος του στενού Ρίου- Αντιρίου. 1: Ολοκαινική προέλαση, άνωθεν η σεισμική φάση R1 2: Ηεμική προέλαση, άνωθεν η σεισμική φάση R2. SEF: νότιος κλάδος του ρήγματος της Ερατεινής Ακουλουθούν οι απεικονήσεις και οι ερμηνείες των τομογραφιών που αφορούν την ευρύτερη περιοχή του Canyon όπως φαίνονται στην Εικ. 19. Από την μελέτη αυτών των γεωφυσικών καταγραφών που πραγματοποιήθηκαν από τις αποστολές του SISCOR PROJECT, δημοσιευμένες από τους Beckers et al., 2015, προκύπτουν πολύτιμες πληροφορίες για την παλαιογεωγραφική εξέλιξη της περιοχής και συγκέκριμένα για το μελετούμενο κανάλι. Τα ρήγματα που επηρεάζουν την περιοχή όπως φαίνονται στις καταγραφές, αναλύονται στον Πίνακα 2. (βλ. υποκεφ. 2.2) 34

35 Eικ. 24. A: καταγραφή, Β: ερμηνεία. Σκιασμένη γκρι ζώνη: αλπικό υπόβαθρο. 1: Ολοκαινική προέλαση (11,5 ka) 2:Ηεμική προέλαση (130 ka). Για θέση βλ. Εικ. 19. Eικ. 25. A: καταγραφή, Β: ερμηνεία. Σκιασμένη γκρι ζώνη: αλπικό υπόβαθρο. 1: Ολοκαινική προέλαση (11,5 ka) 2:Ηεμική προέλαση (130 ka). Για θέση βλ. Εικ

36 Eικ. 26. A: καταγραφή, Β: ερμηνεία. Σκιασμένη γκρι ζώνη: αλπικό υπόβαθρο. 1: Ολοκαινική προέλαση (11,5 ka) 2:Ηεμική προέλαση (130 ka). Για θέση βλ. Εικ ΘΡΑΥΣΕΙΣ ΚΑΛΩΔΙΩΝ ΣΤΟΝ ΔΥΤΙΚΟ ΚΟΡΙΝΘΙΑΚΟ ΚΟΛΠΟ Μαρτυρίες βαρυτικών γεγονότων που δεν πυροδοτήθηκαν απαραίτητα από σεισμικές δονήσεις αποτελούν σύμφωνα με τους Heezen et al (1966) πολλές αστοχίες των τριών υποθαλάσσιων τηλεπικοινωνιακών καλωδίων που ποντίσθηκαν στον Κορινθιακό κόλπο. Η συχνότητα των αστοχιών για μια περίοδο μετρήσεων 73 χρόνων ( ) ήταν μία κάθε δύο χρόνια ενώ οι περισσότερες αστοχίες στα καλώδια συνέβησαν μεταξύ των μηνών Οκτώβριο και Μάρτιο (χειμώνας) και αρκετές συνδέθηκαν με έντονες καταιγίδες (Ferentinos et al, 1988). Το πρώτο καλώδιο ποντίστηκε το 1884 (Cable 1), το δεύτερο το 1889 (Cable 2) και το τρίτο (Cable 3), το 1901 (Εικ. 27). Συνολικά, πάνω από 60 θραύσεις (κυρίως σπασίματα, ρωγμές και παραμορφώσεις) έχουν καταγραφεί, σύμφωνα με τους Heezen et al, Οι ίδιοι συγκέντρωσαν δικά τους στοιχεία τα οποία τα συνδύασαν με παλαιότερες καταγραφές από προηγούμενες αποστολές (βλ. Πιν. 1) καθώς και με τα δεδομένα των φορέων που υλοποίησαν τις ποντίσεις των καλωδίων. Οι Ferentinos et al, 1988 μελέτησαν εκτενέστερα τη σχέση μεταξύ βαρυτικών μετακινήσεων και θραύσεων των υποθαλάσσιων καλωδίων στην κρηπίδα και κατωφέρεια του νότιου περιθωρίου του κόλπου (μεταξύ των εκβολών των ποταμών Κράθη και Αγιορίτικου, Β. Πελοπόνησσος). Οι 36

37 ερευνητές, καταλήγουν, εκτός των άλλων, ότι οι ροές κορημάτων που αναπτύσονται σε αυτές τις μορφολογικές συνθήκες δεν μπορούν να μεταφερθούν σε απόσταση μεγαλύτερη των 2-3 km και να καλύψουν έκταση μεγαλύτερη της μισής έκτασης της λεκάνης στην οποία τελικά αποτίθενται. Όσο αφορά το δυτικό τμήμα του Κορινθιακού κόλπου, η πρώτη θραύση προκλήθηκε από σεισμικό γεγονός (25/8/89) το οποίο πυροδότησε μία εκτεταμένη υποθαλάσσια ολίσθηση καθώς και την δημιουργία τουρβιδιτικών ρευμάτων και αποθέσεων οι οποίες προκάλεσαν το εν λόγω σπάσιμο (Εικ. 27, Πιν. 3). Όλες οι θραύσεις που καταγράφηκαν στην προδελταϊκή πλατφόρμα του ποταμού Μόρνου, δείχνουν μια σειρά από φαινόμενα βαρυτικών μετακινήσεων που εκδηλώνονται με κατεύθυνση προς τα ανατολικά, αναδεικνύοντας την Canyon μορφολογική ενότητα ως δίοδο μεταφοράς ιζημάτων (βλ. υποκ. 2.3, Εικ. 19). Επαναλαμβανόμενα επεισόδια θραύσεων σημειώνονται μπροστά από τα δελταϊκά πεδία των ποταμών Δρεπάνου και Ερινέου. Αξιοσημείωτο είναι πως το 1907, σημειώθηκαν σπασίματα την ίδια μέρα στα καλώδια 1 και 3 στην κατωφέρεια της προδελταϊκής πλατφόρμας του Ερινέου (Heezen et al, 1966). Τα στοιχεία δείχνουν σημάδια έντονης διάτασης στα καλώδια, κάτι που θα μπορούσε να δικαιολογηθεί ως αποτέλεσμα μιας σημαντικής σεισμικής δόνησης (γεγονός όμως που δεν έχει ταυτοποιηθεί). Στην εικόνα και τον πίνακα που ακολουθεί φαίνονται συγκεντρωμένα τα επεισόδια θραύσεων των υποβρυχίων καλωδίων στην περιοχή ενδιαφέροντος Εικ. 27: Οι θραύσεις στα υποβρύχια καλώδια σε σχέση με τις θέσεις των υπό μελέτη πυρηνοληψιών στην περιοχή του δυτικού Κορινθιακού κόλπου. Οι θραύσεις αριθμούνται από ανατολικά προς δυτικά και σηματοδοτούνται με ξεχωριστό σύμβολο για το κάθε καλώδιο: : Καλώδιο Νο.1 (Cable 1) :Καλώδιο Νο.2 (Cable 2) :Καλώδιο Νο.3 (Cable 3) 37

38 Αρ. καλωδίου/ Αρ. θραύσης Βάθος (m) Ημερομηνία θραύσης Είδος θραύσης 2/ /8/1889 Σπάσιμο Αιτία θραύσης Υποθαλάσσια ολίσθηση, πυροδοτούμενη από σεισμικό γεγονός 2/ /4/1895 Σπάσιμο Τριβές 2/5 84 4/10/1897 Σπάσιμο Υποθαλάσσια ολίσθηση 2/ /9/1902 Σπάσιμο Ισχυρός σεισμός στην περιοχή της Πάτρας 2/2 9/5/1905 Ρωγμάτωση 1/ /4/1907 Σπάσιμο 3/ /4/1907 Σπάσιμο Ελατωματική περιέλιξη Πιθανολογούμενος σεισμός Πιθανολογούμενος σεισμός 2/ /5/1910 Σπάσιμο Διάβρωση 1/ /2/1921 Σπάσιμο Τριβές και διάβρωση 3/ /6/1921 Ρωγμάτωση Διαλείπουσα βλάβη 3/ /8/1927 Σπάσιμο Διάβρωση 1/ /11/1927 Σπάσιμο 2/ /3/1928 Σπάσιμο Υποθαλάσσια ολίσθηση Βαρυτικές μετακινήσεις προκαλούμενες από υποθαλάσσιες αναβλύσεις γλυκού νερού 3/5 49 2/7/ / /1/1932 Σπάσιμο Τριβές και διάβρωση 2/8 86 5/9/1949 Ρωγμάτωση Αστοχία 2/9 86 9/2/1957 Σπάσιμο Διάβρωση Πίν. 3: Το χρονικό των θραύσεων στα υποβρύχια τηλεπικοινωνιακά καλώδια στην περιοχή του δυτικού Κορινθιακού κόλπου κατά το διάστημα (επεξεργασία από Heezen et al., 1966).. Βλ. και Εικ

39 3. ΜΕΘΟΔΟΙ ΕΡΕΥΝΑΣ Η παρούσα εργασία προκύπτει έπειτα από μια σειρά διαδικασιών, ξεκινώντας από: α) τις εργασίες πεδίου που συμπεριλαμβάνουν την γεωφυσική διασκόπιση, τις πυρηνοληψίες και τη φύλλαξη των πυρήνων, συνεχίζοντας σε: β) μια πληθώρα εργαστηριακών αναλύσεων και καταλήγοντας στην: γ) κατανόηση και ανάδειξη των σύγχρονων διεργασιών ιζηματογένεσης στην περιοχή μελέτης μέσα από την ερμηνεία και σύνθεση των παραγόμενων αποτελεσμάτων τα οποία και συγκρίνονται με τα αποτελέσματα προηγούμενων ερευνητών. 3.1 ΕΡΓΑΣΙΕΣ ΠΕΔΙΟΥ Οι εργασίες πεδίου πραγματοποιήθηκαν σε δύο φάσεις. Η πρώτη, τον Ιούλιο του 2014, περιλαμβάνει μια σειρά από πυρηνοληψίες θαλασσίων ιζημάτων ενώ η δεύτερη (Ιούλιος, 2015) αποτελεί μια αποστολή γεωφυσικής διασκόπισης της περιοχής ενδιαφέροντος ΠΥΡΗΝΟΛΗΨΙΕΣ ΘΑΛΑΣΣΙΩΝ ΙΖΗΜΑΤΩΝ Οι πυρηνοληψίες εκτελέστηκαν κατά την περίοδο 22-25/7/2014 με την συνεργασία τoυ Πανεπιστημίου Πατρών και Universite de Savoie (Πιν. 1, Εικ.16-17) στην ευρύτερη περιοχή του δυτικού Κορινθιακού κόλπου. Η αποστολή αυτή εντάσσεται στα πλαίσια του ερευνητικού προγράμματος: SISCOR project: Seismicity in the western Rift of Corinth, Greece το οποίο υλοποιείται εν μέρει από το Ινστιτούτο Επιστημών Γης (ISTerre - Insitut des Sciences de la Terre) του Universite de Savoie. Κατά τη διάρκεια αυτής της αποστολής συλλέχτηκαν συνολικά 29 πυρήνες βαρύτητας τύπου BENTHOS (0,5-2,4 m) από τους οποίους οι 9 πάρθηκαν για λογαριασμό του Πανεπιστημίου Πατρών και συγκεκριμένα για το Εργαστήριο Θαλάσσιας Γεωλογίας και Φυσικής Ωκεανογραφίας (Ε.ΘΑ.ΓΕ.Φ.Ω.) του τμήματος Γεωλογίας. Οι πυρηνοληψίες πραγματοποιήθηκαν πάνω στο αλιευτικό σκάφος ΕΛΕΝΗ Από τους πυρήνες που συλλέχτηκαν για το Πανεπιστήμιο Πατρών, οι CAN01_UP και CAN03_UP χρησιμοποιήθηκαν για την εκπόνηση αυτής της διπλωματικής εργασίας (βλ. υποκ , Εικ. 33) 39

40 ΕΤΟΙΜΑΣΙΑ ΚΑΙ ΔΙΑΔΙΚΑΣΙΑ ΠΥΡΗΝΟΛΗΨΙΩΝ Το πρώτο στάδιο στην διαδικασία της πυρηνοληψίας, είναι η σύνδεση των εξαρτημάτων του πυρηνολήπτη σε δεμένο σκάφος πριν την αναχώρηση για την περιοχή έρευνας. Ο πυρηνολήπτης βαρύτητας, τύπου BENTHOS, μέγιστου βάθους διείσδυσης τα 3 m, συναρμολογείται και επειτα με την βοήθεια όλων των μελών του πληρώματος (επιστημονικό, τεχνικό, ναυσιπλοϊκό), και του ειδικού συστήματος βίντσι-συρματόσχοινου τοποθετείται σε κατακόρυφη θέση στο πλάι της καρίνας του σκάφους (Εικ. 28). Καθώς το συνολικό του βάρος υπερβαίνει τα 300 kg, απαιτείται μεγάλη προσοχή και αρμονική συνεργασία πολλών ατόμων προκειμένης της τοποθέτησής του σε όλα τα στάδια της πυρηνοληψίας (Εικ. 29) Πριν την ανέγερση του πυρηνολήπτη, εισάγεται σε αυτόν πλαστικός δειγματοληπτικός σωλήνας PVC υλικού, διαμέτρου 7cm στον οποίο και συλλέγεται ο πυρήνας ιζήματος. Στο άκρο του πυρηνολήπτη τοποθετείται ειδική συσκευή στεγάνωσης αποτελούμενο από ελάσματα τα οποία μετά την λήψη του πυρήνα ιζήματος, έκλειναν εγκλωβίζοντας το υλικό και αποτρέποντας την διαφυγή του. Αφού αναχωρήσει το σκάφος, με τη βοήθεια ορυφορικού Συστήματος Προσδιορισμού θέσης (G.P.S.) τύπου Crescent V100 (Hemisphere), στέκεται στην προκαθορισμένη θέση πυρηνοληψίας και αφού ο πυρηνολήπτης κατεβεί ελεγχόμενα μέχρι 10m πριν την επιφάνεια του πυθμένα (επιβεβαίωση με βυθομετρική συσκευή στο σκάφος), αφήνεται σε ελεύθερη πτώση με αποτέλεσμα να τρυπήσει και να διεισδύσει το καταδύναμιν στα υποεπιφανειακά ιζηματογενή στρώματα του πυθμένα. Το βάθος διείσδυσης (με μέγιστη τιμή τα 3m) εξαρτάται από τις φυσικές και γεωτεχνικές ιδιότητες των διατρηθέντων ιζημάτων. Στη συνέχεια, αφού ανεβεί ο πυρηνολήπτης, εξάγεται από αυτόν ο πυρηνοληπτικός σωλήνας (πυρήνας) και κόβεται στα όρια της κατακόρυφης ακολουθίας ιζημάτων που συνέλλεξε (Εικ. 30) με το άνω όριο να αντιστοιχεί στην επιφάνεια του πυθμένα και το κάτω στο μέγιστο βάθος διάτρησης. Τέλος, ο πυρήνας καθαρίζεται, στεγανοποιείται στα δύο άκρα του με ειδικό μονωτικό πώμα και κολλητική ταινία, τοποθετείται σε κατακόρυφη θέση και αναγράφεται πάνω του το κωδικό όνομά του (Εικ ). Η ίδια διαδικασία ακολουθήθηκε και για τις 29 πυρηνοληψίες της συγκεκριμένης ερευνητικής αποστολής. 40

41 Εικ. 28. Ο πυρηνολήπτης βαρύτητας τύπου BENTHOS του Εργαστηρίου Θαλάσσιας Γεωλογίας και Φυσικής Ωκεανογραφίας του τμήματος Γεωλογίας του Πανεπιστημίου Πατρών- σε ετοιμότητα διεξαγωγής πυρηνοληψίας στον δυτικό Κορινθιακό κόλπο. Εικ. 29: Η συνεργασία των μελών του πληρώματος της αποστολής είναι απαραίτητη στην διαχείριση του πυρηνολήπτη καθώς ζυγίζει περισσότερο από 300 kg 41

42 Eικ. 30: Εξαγωγή, κόψιμο και στεγανοποίηση του πυρηνοληπτικού σωλήνα. Εικ. 31: Τελευταίο στάδιο της διαδικασίας της πυρηνοληψίας είναι η τοποθέτηση των πυρήνων σε κατακόρυφη θέση, η σταθεροποίησή τους και η ονοματολογία τους (το βέλος δείχνει πάντα την επιφάνεια του πυθμένα). 42

43 3.1.2 ΓΕΩΦΥΣΙΚΗ ΔΙΑΣΚΟΠΙΣΗ Η γεωφυσική διασκόπιση πραγματοποιήθηκε από τα μέλη του E.ΘΑ.ΓΕ.Φ.Ω. τον Ιούλιο του 2015 και περιορίστηκε αποκλειστικά στην περιοχή μεταξύ των θέσεων των εξεταζόμενων πυρήνων CAN01_UP και CAN03_UP καθώς και γύρω από αυτές σε μια προσπάθεια σύνδεσης των σεισμικών καταγραφών με τα αποτελέσματα των εργαστηριακών αναλύσεων των πυρήνων προκειμένης μιας πιο σαφούς και ολοκληρωμένης εικόνας για τις σύγχρονες διεργασίες ιζηματογένεσης. Συνολικά πραγματοποιήθηκαν 5 πορείες καταγραφών από τις οποίες στην παρούσα εργασία χρησιμοποιούνται οι 3, μία παράλληλη στον κύριο άξονα του Canyon διεύθυνσης Δ-Α και δύο κάθετες στο Canyon (διεύθυνση Β-Ν), εκεί όπου συναντώνται οι θέσεις των δύο υπό μελέτη πυρήνων (Εικ. 39, υποκεφ. 4.1). Για την συγκεκριμένη γεωφυσική έρευνα χρησιμοποιήθηκε τομογράφος υποδομής πυθμένα (Τ.Υ.Π) τύπου Chirp μεγάλης διακριτικής ικανότητας. ΤΟΜΟΓΡΑΦΟΣ ΥΠΟΔΟΜΗΣ ΠΥΘΜΕΝΑ Οι τομογράφοι υποδομής πυθμένα εκπέμπουν κατακόρυφη δέσμη ηχητικών κυμάτων η οποία αφού ανακλαστεί από τον πυθμένα και από επιφάνειες ασυνέχειας (μεταβολής της πυκνότητας) κάτω από αυτόν, επιστρέφει στην επιφάνεια της θάλασσας και προσλαμβάνεται από το δέκτη (Εικ.32). Με τον τρόπο αυτό στοιχειοθετείται μια ακουστική τομογραφία της υποδομής του πυθμένα η οποία καλείται «γεωακουστική τομογραφία». Οι επιφάνειες μεταβολής της πυκνότητας που εντοπίζονται κάτω από την επιφάνεια του πυθμένα καταγράφονται στην γεωακουστική τομογραφία με τη μορφή «ακουστικών ή σεισμικών ανακλάσεων». Οι τομογράφοι έχουν χρησιμοποιηθεί ευρέως για τον προσδιορισμό του πάχους των επιφανειακών σύγχρονων (χαλαρών) ιζημάτων, τον εντοπισμό ενεργών ρηγμάτων, περιοχών διάβρωσης/απόθεσης, κατολισθητικών φαινομένων, διαπύρων και θυλάκων αέριων υδρογονανθράκων στους πόρους των ιζημάτων και βιογενών συμπαγών σχηματισμών. Επιπλέον χρησιμοποιούνται για τον εντοπισμό της θέσης καλωδίων και αγωγών οι οποίοι βρίσκονται πάνω στον πυθμένα ή είναι θαμμένοι κάτω από αυτόν και γενικώς βρίσκουν εφαρμογή στον εντοπισμό θαμμένων στόχων. Εικ.32 Η διαδικασία εκπομπής ανάκλασης λήψης του ακουστικού παλμού 43

44 Η δυνατότητα διείσδυσης (penetration) και διακριτικότητας (resolution) του τομογράφου εξαρτάται από την ακουστική διαπερατότητα των ιζηματογενών σχηματισμών της περιοχής και από τον τύπο της ακουστικής πηγής. Η διακριτική ικανότητα του τομογράφου υποδομής πυθμένα είναι η κύρια παράμετρος η οποία ελέγχει την αποτελεσματικότητα του, ιδιαίτερα σε εφαρμογές όπως η αποτύπωση ενδιαιτημάτων του πυθμένα. Οι τομογράφοι υψηλών συχνοτήτων ( khz) διεισδύουν περίπου μέχρι 40 m κάτω από τον πυθμένα και έχουν υψηλή διακριτική ικανότητα της τάξης των 50 cm. Στην περίπτωση που ο πυθμένας συνίσταται από σκληρό γεωλογικό υπόβαθρο, η διείσδυση των ηχητικών κυμάτων περιορίζεται σημαντικά. Όπως προαναφέρθηκε, το σύστημα τομογράφου υποδομής πυθμένα που χρησιμοποιήθηκε στην παρούσα έρευνα είναι τύπου Chirp και αποτελείται από: ημιπλωτή συστοιχία 4 πομποδεκτών O.R.E model 138C (Εικ.33α), στεγανό δοχείο ψηφιακής επεξεργασίας σήματος (Digital profiler electronics bottle) (Εικ. 33β), πλωτό υδρόφωνο μικρού μήκους (Εικ. 33γ), ψηφιακή καταγραφική μονάδα συλλογής και επεξεργασίας του σεισμικού σήματος GEOPULSE model 5430P της Kongsberg Το πλεονέκτημα του συγκεκριμένου τύπου Τομογράφου Υποδομής Πυθμένα έγκειται στην δυνατότητα να εκπέμπει ένα παλμό που αποτελείται από κύματα διαφορετικής συχνότητας με το εύρος των συχνοτήτων να είναι μεταξύ 0.5kHz και 13.5kHz συνδυάζοντας έτσι την μεγαλύτερη διείσδυση που προσφέρουν οι χαμηλές συχνότητες με την υψηλή διακριτική ικανότητα που προσφέρουν οι υψηλές συχνότητες. Ταυτόχρονα υπάρχει δυνατότητα της συλλογής δεδομένων τόσο από τους πομποδέκτες όσο και από το υδρόφωνο ταυτόχρονα η ξεχωριστά. Τα δεδομένα υψηλής ανάλυσης συλλέχθηκαν με το ψηφιακό σύστημα καταγραφής και επεξεργασίας ακουστικών κυμάτων SonarWiz της Chesapeake Technology Inc. Η ψηφιακή καταγραφική μονάδα πραγματοποιεί εξειδικευμένη επεξεργασία και συνέλιξη του πολυσυχνοτικού ακουστικού σήματος που λαμβάνεται από τον ακουστικό πομποδέκτη και καταχωρεί τελικά την προκύπτουσα πληροφορία σε ψηφιακά αρχεία τύπου *.sgy. Τα αρχεία αυτά παρέχουν τα εξής κύρια επίπεδα πληροφορίας: 1) την ακουστική ανακλαστικότητα (σε db με ύψος πληροφορίας 24 bits) του κάθε ακουστικού παλμού, συναρτήσει του βάθους από την επιφάνεια της θάλασσας, και 2) τις γεωγραφικές συντεταγμένες του κάθε παλμού από το GPS. β β α γ γ α Εικόνα 33: (α) Η ημιπλωτή συστοιχία 4 πομποδεκτών O.R.E model 138C, (β) η συσκευή επεξεργασίας σήματος και, (γ) το υδρόφωνο. 44

45 3.2 ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΑΚΕΣ ΜΕΘΟΔΟΙ ΑΝΑΛΥΣΗΣ Οι 9 πυρήνες που συλλέχτηκαν για το Πανεπιστήμιο Πατρών, μεταφέρθηκαν στο Εργαστήριο Θαλάσσιας Γεωλογίας και Φυσικής Ωκεανογραφίας του τμήματος Γεωλογίας. Από το σύνολό τους, επιλέγονται οι CAN01_UP και CAN03_UP για μια σειρά διεξοδικών εργαστηριακών αναλύσεων προκειμένου να μελετηθεί το περιβάλλον ιζηματογένεσης της πολυσυζητημένης Canyon μορφολογικής ενότητας του δυτικού Κορινθιακού κόλπου. O CAN01_UP συλλέχτηκε σε βάθος νερού 294 m και έχει συνολικό μήκος 1,08 m ενώ ο CAN03_UP σε βάθος 360 m με συνολικό μήκος 1,07 m. Οι πυρήνες αυτοί αρχικά ανοίγονται και χωρίζονται σε δύο αντιδιαμετρικά τμήματα, σε αυτό στο οποίο θα πραγματοποιηθούν οι αναλύσεις (working) και στο δεύτερο το οποίο αποθηκεύεται (archive) για ενδεχόμενη μελλοντική χρήση (Εικ. 34 Α,Β) ΜΑΚΡΟΣΚΟΠΙΚΗ ΠΕΡΙΓΡΑΦΗ ΚΑΙ ΑΚΤΙΝΟΓΡΑΦΙΕΣ ΠΥΡΗΝΩΝ Αφού προηγηθεί η παραπάνω διαδικασία, το εξεταζόμενο μέλος του πυρήνα μετράται, λειένεται με ειδική σπάτουλα προκειμένου να είναι σαφή όλα τα οπτικά χαρακτηριστικά τα οποία μπορούν να καταγραφούν όπως η διακύμανση του κοκκομετρικού μεγέθους, πιθανές δομές και εγκλείσματα, επαφές μεταξύ των στρωμάτων, η υφή και το χρώμα των οπτικών ενοτήτων (Εικ. 34 Γ). Συγκεκριμένα ο προσδιορισμός του χρώματος έγινε με τη βοήθεια του ηλεκτρονικού χρωματολογίου του Munsell (Munsell color chart) τύπου Minolta. Όλα τα οπτικά χαρακτηριστικά καταγράφονται και σχεδιάζεται ένα σκαρίφημα-οδηγός για την παιρεταίρω εξέταση ενώ προτείνονται πιθανές λιθοστρωματογραφικές ενότητες οι οποίες οριστικοποιούνται μετά τις επόμενες αναλύσεις. Στη συνέχεια, ο πυρήνας φωτογραφίζεται εκτενώς κατά τμήματα και, αφού συνδεθούν οι φωτογραφίες αυτές, παράγεται το τελικό οπτικό αποτέλεσμα του συνόλου του πυρήνα υψηλής λεπτομέρειας και ευκρίνειας (Εικ. 35) 45

46 Εικ. 34: Α),Β): Άνοιγμα και διαχωρισμός των πυρήνων σε εξεταζόμενο (working) και φυλασσόμενο (archive) μέλος. Γ): Λείανση του εξεταζόμενου μέλους προκειμένης της καταγραφής των οπτικών χαρακτηριστικών. 46

47 Εικ.35: Οι πυρήνες CAN01_UP (βάθος νερού: 294 m) και CAN03_UP (βάθος νερού: 360 m) 47

48 Στη συνέχεια, από την πρόσοψη του κάθε πυρήνα δημιουργήθηκαν κατά μήκος μία σειρά από λεπτές (πάχους 1 cm) φέτες ιζήματος διατηρώντας αδιατάραχτη τη δομή και το πάχος των στρωμάτων και αποθηκεύτηκαν σε πλαστικές διάφανες θήκες. Ακολούθησε ακτινογράφηση στις λεπτές φέτες ιζήματος με ακτίνες -Χ- (X-radiography) προκειμένου να φανούν τα όρια των στρωμάτων διαφορετικής λιθολογικής σύστασης καθώς και ενδεχόμενες εσωτερικές ιστολογικές δομές που δεν μπορούσαν να καταγραφούν κατά τις οπτικές παρατηρήσεις. Οι ακτινογραφήσεις πραγματοποιήθηκαν στο ακτινολογικό εργαστήριο του Καραμανδάνειου νοσοκομείου Πατρών με το μηχάνημα Silhouette VR της General Electric και επεξεργάστηκαν με το λογισμικό FCR της Fujifilm. Οι ακτινογραφίες των φετών έπειτα ενώθηκαν και συσχετίστηκαν με τις φωτογραφίες των πυρήνων (Βλ. υποκεφ ) Η δημιουργία των λεπτών φετών έγινε σύμφωνα με τις υποδείξεις του Bouma (1964), ο οποίος διαπίστωσε ότι όσο πιο λεπτό είναι το πάχος της φέτας τόσο πιο ευκρινείς είναι οι ιζηματογενείς δομές που αποκαλύπτονται στην ακτινογραφία. Η μελέτη των ακτινογραφιών στηρίχθηκε στις παρατηρήσεις του Bouma (1964) σύμφωνα με τις οποίες στο αρνητικό της ακτινογραφίας οι ανοιχτόχρωμες περιοχές απεικονίζουν δείγμα με υψηλότερο συντελεστή απορρόφησης ακτινοβολίας και συνήθως με μεγαλύτερη πυκνότητα και μέγεθος κόκκων. Αντίστοιχα οι πιο σκούρες περιοχές απεικονίζουν ίζημα με μικρότερη πυκνότητα και πιο λεπτόκοκκο ΚΟΚΚΟΜΕΤΡΙΚΕΣ ΑΝΑΛΥΣΕΙΣ Ακολούθησε μια πυκνή κοκκομετρική ανάλυση (ανά 1 cm) και στους δύο πυρήνες. Η κοκκομετρική ανάλυση έγινε με την βοήθεια της συσκευής Malvern Mastersizer 2000 Hydro, που βασίζεται στην περίθλαση με λέιζερ (Εικ. 36). Η συγκεκριμένη μέθοδος προσδιορισμού του κοκκομετρικού μεγέθους είναι η καλύτερη για την λεπτομερή σύγκριση δειγμάτων ίδιας προέλευσης, για την μελέτη κοκκομετρικού μεγέθους και για τις αλλαγές στη συσσωμάτωση. Σε δεύτερη φάση έγινε ακόμα πιο πυκνή δειγματοληψία (ανά 0,5 cm) προκειμένου να φανεί ακριβώς η έκταση συγκεκριμένων τουρβιδιτικών οριζόντων. Η συσκευή ανάλυσης μεγέθους σωματιδίων Malvern Mastersizer 2000 Ηydro χρησιμοποιείται κυρίως για την κατανομή του κοκκομετρικού μεγέθους ιζήματος με εύρος μεγέθους μm. H λειτουργία της βασίζεται στην αρχή της περίθλασης με λέιζερ και στη θεωρία Μie για να καθορίσει το επί τις εκατό (%) ποσοστό κατ όγκο των κόκκων σε καθεμία από τις κοκκομετρικές κλάσεις. 48

49 Εικ.36: Συσκευή Malvern Mastersizer 2000 Hydrο που χρησιμοποιήθηκε στη παρούσα ανάλυση. Η θεωρία Mie είναι μια επίλυση των εξισώσεων του Maxwell (οι οποίες είναι μια σειρά τεσσάρων θεμελιωδών εξισώσεων που ελέγχουν την συμπεριφορά ηλεκτρικών και μαγνητικών πεδίων). Η θεωρία Mie βασίζεται στις παραδοχές πως, α) Το σωματίδιο υποτίθεται ότι είναι σφαιρικό. Αυτό είναι σημαντικό, επειδή λίγα σωματίδια είναι πραγματικά σφαιρικά. Η σκέδαση του φωτός είναι ευαίσθητη στον όγκο του σωματιδίου. Για το λόγο αυτό, οι διάμετροι των σωματιδίων υπολογίζονται από την μέτρηση του όγκου του σωματιδίου, θεωρείται ότι ισοδυναμούν με μία σφαίρα αντίστοιχου όγκου και β) Το αιώρημα είναι αραιό. Η συγκέντρωση των σωματιδίων θεωρείται ότι είναι τόσο χαμηλή που η σκέδαση της ακτινοβολίας μετράται απευθείας από τον ανιχνευτή και ότι δεν υπάρχει εκ νέου σκέδαση από άλλα σωματίδια, πριν φθάσει στον ανιχνευτή. Η τεχνική της περίθλασης με λέιζερ βασίζεται στο ότι τα σωματίδια που διέρχονται από μια δέσμη λέιζερ θα σκεδάσουν το φως σε γωνία που έχει άμεση σχέση με το μέγεθός της. Το εύρος μεγέθους κατά την διάρκεια της μέτρησης είναι άμεσα συνδεδεμένο με το φάσμα της γωνίας σκέδασης. Καθώς το μέγεθος των σωματιδίων μειώνεται, η γωνία σκέδασης αυξάνεται λογαριθμικά. Η ένταση της σκέδασης εξαρτάται από το μέγεθος των σωματιδίων και μειώνεται, σε μια καλή προσέγγιση, σε σχέση με τα σωματίδια της εγκάρσιας διατομής. Μεγάλα σωματίδια, επομένως σκεδάζουν το φως σε μικρές γωνίες με υψηλή ένταση, ενώ τα μικρά σωματίδια σκεδάζουν σε ευρύτερες οπτικές γωνίες, αλλά με χαμηλή ένταση. Το κάθε ένα δείγμα τοποθετήθηκε σε ποτήρι ζέσεως και προστέθηκε απιονισμένο νερό. Στην συνέχεια αναταράχτηκε για ένα λεπτό περίπου σε ηλεκτρικό υδρόλουτρο για να αποκολληθούν οι κόκκοι μεταξύ τους. Έπειτα το κάθε δείγμα τοποθετήθηκε στο ποτήρι του κοκομετρικού αναλυτή Mastersizer 2000 Ηydro με απιονισμένο νερό ml. Με την έναρξη της λειτουργίας της συσκευής γίνεται μέτρηση της διαύγειας του νερού. Αν η μέτρηση είναι στα επιτρεπόμενα όρια τότε γίνεται εισαγωγή του δείγματος. Αρχικά λειτουργεί για 30 δευτερόλεπτα υπέρηχος γιατί χωρίς αυτόν το μέσο μέγεθος υπερεκτιμάται. Το τελικό αποτέλεσμα που δίνει η συσκευή είναι το ποσοστό της σκίασης/θολερότητας και τα αποτελέσματα καταγράφονται αυτόματα σε πρόγραμμα συνδεδεμένο σε ηλεκτρονικό υπολογιστή. 49

50 Τα δεδομένα που λήφθηκαν από τον κοκκομετρικό αναλυτή ήταν το κοκκομετρικό κλάσμα σε μm και το αντίστοιχο (%) ποσοστό κατ όγκο των κλασμάτων (άμμος, πηλός, άργιλος), όπως προτείνεται από τους Folk & Ward (1957). Στη συνέχεια, έγινε ο λιθολογικός χαρακτηρισμός των δειγμάτων με τη χρήση του τριγωνικού διαγράμματος ταξινόμησης (Folk, 1974) (Εικ. 37). Εικ. 37: Τριγωνικό σύστημα ταξινόμησης λεπτόκοκκων ιζημάτων (Folk,1974). Τέλος, υπολογίστηκαν οι στατιστικές παράμετροι (μέσο μέγεθος- Mz, σταθερή απόκλιση- σi, λοξότητα- Ski, κύρτωση- KG) του κάθε δείγματος σύμφωνα με τη μαθηματική μέθοδο, ή αλλιώς, μέθοδο των ροπών. ΣΤΑΤΙΣΤΙΚΕΣ ΠΑΡΑΜΕΤΡΟΙ Αριθμητικός μέσος (Mean Size): Ο Inman πρότεινε τη φόρμουλα (Φ16+Φ84/2) για τον αριθμητικό μέσο, αλλά ο τύπος στις δεν είναι αποτελεσματικός σε ασύμμετρες καμπύλες. Ο Γραφικός Μέσος (graphic mean) (ΜΖ) κατά Folk&Ward που δίνεται από τη φόρμουλα ΜΖ=(Φ16+φ50+φ84/3) δίνει μία πιο πιστή συνολική εικόνα της κατανομής σε σχέση με τη διάμεσο μιας και είναι στηριγμένη σε τρία σημεία. Σταθερή απόκλιση (standard deviation): Η σταθερή απόκλιση εκφράζει την ομοιομορφία ή ταξιθέτηση (sorting) των ιζημάτων. 50

51 Ασυμμετρία- λοξότητα (asymmetry, skewness): Όταν οι τιμές μιας μεταβλητής δεν ισαπέχουν από το σημείο της μέγιστης συχνότητας (επικρατούσα τιμή ή τύπος=mode) και πάντα από τη μια πλευρά του σημείου μέγιστης συχνότητας (Mode) υπάρχει μεγαλύτερος αριθμός συχνοτήτων σε σχέση με την άλλη πλευρά του, τότε η καμπύλη είναι ασύμμετρη. Κύρτωση (kurtosis): Η κύρτωση μετρά την αναλογία μεταξύ της διασποράς των τιμών (sorting) στα άκρα και της διασποράς των τιμών στην κεντρική περιοχή της κατανομής, δηλαδή αναφέρεται στο βαθμό συγκέντρωσης των τιμών της μεταβλητής γύρω από το μέσον και τα άκρα ( tails ) της κατανομής. Βάσει των τιμών των στατιστικών παραμέτρων, είναι δυνατός ο χαρακτηρισμός των ιζημάτων ανάλογα με το βαθμό ταξινόμησής τους (σi), τη λοξότητα ή ασυμμετρία τους (Ski) και την κύρτωσή τους (ΚG), σύμφωνα με τις ονοματολογίες ταξινόμησης που έχουν προτείνει οι Folk & Ward (1957) και που φαίνεται στον Πίνακα 4. Πίνακας 4. Ταξινόμηση των ιζημάτων ανάλογα με τις τιμές των στατιστικών παραμέτρων κατά Folk & Ward (1957). Η μελέτη των στατιστικών παραμέτρων, στοχεύει στα παρακάτω: α. να συγκριθούν δείγματα από όμοια περιβάλλοντα ιζηματογένεσης ή από όμοιες στρωματογραφικές μονάδες β. να ερμηνευθούν το μέσο μεταφοράς και απόθεσης (άνεμος, ποτάμι, τουρβιδιτικό ρεύμα κλπ). γ. να ερμηνεύσουν τις διαδικασίες της τελικής απόθεσης (αιώρηση, σύρσιμο, αναπήδηση κλπ). δ. να ερμηνεύσουν το περιβάλλον απόθεσης μιας και κάθε περιβάλλον φαίνεται να χαρακτηρίζεται από συγκεκριμένα εύρη τιμών στις στατιστικές παραμέτρους των ιζημάτων του. 51

52 3.2.3 ΟΡΥΚΤΟΛΟΓΙΚΕΣ ΑΝΑΛΥΣΕΙΣ Μετά την πυκνή κοκκομετρική ανάλυση των πυρήνων, πάρθηκαν δείγματα από τις διαφορετικές λιθολογικές ενότητες που αναγνωρίστηκαν προκειμένου να αναλυθούν ορυκτολογικά (Κεφ ). Η αναγνώριση των ορυκτών και η ημιποσοτική στις συμμετοχή σε κάθε δείγμα πραγματοποιήθηκε στο Εργαστήριο Εφαρμοσμένης Ορυκτολογίας του τμήματος Γεωλογίας του Πανεπιστημίου Πατρών σε περιθλασίμετρο ακτίνων Χ (X-ray diffraction) ενώ η επεξεργασία και η ερμηνεία των αποτελεσμάτων έγινε με το λογισμικό EVA (Εικ. 38 Α-Γ) Η διαδικασία που ακολουθήθηκε ήταν η εξής: Αρχικά τα δείγματα αποξηράθηκαν σε ειδικό πυραντήριο (55 ο C για μία μέρα). Έπειτα κονιοποιήθησαν και τοποθετήθηκαν σε κατάλληλο δειγματολήπτη (holder) για την εισαγωγή τους στο περιθλασίμετρο (Εικ. 38 Α, Β, Γ). Η λειτουργία της συσκευής βασίζεται στην συσχέτιση της γωνίας πρόσπτωσης των ακτίνων Χ στις κρυσταλλικές έδρες των ορυκτών με τις καθορισμένες τιμές κατά Bragg που αντιπροσωπεύουν κάθε ορυκτό. Η ορυκτοδιαγνωστική ολοκληρώθηκε με την επεξεργασία των ψηφιακών δεδομένων που προέκυψαν, δηλ, την αναγνώριση και ερμηνεία των κορυφών του ακτινογραφήματος που παράχθηκε για κάθε δείγμα. Εικ. 38: Α): Κονιοποίηση δειγμάτων. Β): Περιθλασιμετρική συσκευή ακτίνων Χ (Εργαστήριο Εφαρμοσμένης Ορυκτολογίας, Παν. Πατρών). Γ): Ειδικοί δειγματολήπτες δειγμάτων 52

53 3.2.4 ΧΗΜΙΚΕΣ ΑΝΑΛΥΣΕΙΣ ΠΡΟΣΔΙΟΡΙΣΜΟΥ ΦΥΣΙΚΗΣ ΚΑΙ ΤΕΧΝΗΤΗΣ ΡΑΔΙΕΝΕΡΓΕΙΑΣ Οι μετρήσεις της παρουσίας των φυσικών ραδιονουκλιδίων 226 Ra, 232 Th και 40 K στα ιζήματα των πυρήνων πραγματοποιήθηκαν στο Εργαστήριο Πυρηνικής Χημείας του τμήματος Χημείας του Πανεπιστημίου Πατρών. Στα επιφανειακά δείγματα και των δύο πυρήνων (0-5 cm) μετρήθηκε και ποσότητα του τεχνητού ραδιονουκλιδίου 137 Cs. Συνολικά συλλέχτηκαν 13 δείγματα (7 από τον CAN01_UP και 6 από τον CAN03_UP) από συγκεκριμένα βάθη (κεφ ) τα οποία τοποθετήθηκαν στον φούρνο στις 60 C για να ξηραθούν. Στη συνέχεια τα δείγματα κονιοποιήθηκαν και τοποθετήθηκαν σε κυάθια, κυλινδρικά δηλαδή δοχεία με ύψος 20 mm και διάμετρο 68 mm τα οποία φέρουν καπάκι που κλείνει αεροστεγώς. Η μέτρηση της ραδιενέργειας και η αναγνώριση των ραδιονουκλιδίων έγινε με χρήση Φασματομετρίας ακτινών γ- σε ανιχνευτή υψηλής καθαρότητας γερμανίου (HPGe), συνδεδεμένο με πολυκαναλικό αναλυτή (Canberra MCA, 8192 κανάλια) μέσω κάρτας Accuspec C σε ηλεκτρονικό υπολογιστή. Η απόδοση του ανιχνευτή είναι 25 % σε σχέση με την απόδοση του NaI (Tl) και το FWHM είναι 2 kev για την κορυφή kev του 60Co. Η μέτρηση κάθε δείγματος είχε διάρκεια τουλάχιστον 24 ώρες, έτσι ώστε να συλλεχθεί ο στατιστικά ικανοποιητικός αριθμός κρούσεων που προέρχονται από την ραδιενέργεια του δείγματος ΡΑΔΙΟΧΡΟΝΟΛΟΓΗΣΕΙΣ 14 C Οι ραδιοχρονολογήσεις έγιναν σε δύο δείγματα από στις πυρήνες (CAN01UP: 98,5 cm, CAN03UP: 89 cm) προκειμένου να προσδιοριστεί ο ρυθμός ιζημτογένεσης στο κανάλι. Τα δύο αυτά δείγματα αντιπροσωπεύουν λεπτόκοκκους, πηλιτικούς ορίζοντες με παρουσία οργανικού υλικού, ενώ οι μετρήσεις έγιναν στο NSF Arizona AMS Laboratory, USA. 53

54 4. ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ Σε αυτό το κεφάλαιο ακολουθεί η παρουσίαση των αποτελεσμάτων της έρευνας και τα πρώτα στοιχεία που απαιτούνται προκειμένου να καταλήξουμε σε βασικά συμπεράσματα για τις διεργασίες ιζηματογένεσης στο κανάλι του δυτικού Κορινθιακού κόλπου. 4.1 ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ ΓΕΩΦΥΣΙΚΗΣ ΔΙΑΣΚΟΠΙΣΗΣ, ΣΕΙΣΜΙΚΗ ΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΑ ΤΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΜΕΛΕΤΗΣ Συνολικά πραγματοποιήθηκαν 5 πορείες καταγραφών, από τις οποίες χρησιμοποιούνται οι 3, oι οποίες και διασταυρώνονται με τις θέσεις των πυρηνοληψιών. Οι πορείες προβάλλονται σύμφωνα με την εικόνα-χάρτη που ακολουθεί (Εικ. 39) και αντιπροσωπεύουν τον άξονα του καναλιού (ΑΑ ) και δύο προφίλ (ΒΒ, CC ) στις ρηξιγενείς ζώνες των Καμαρών (ΚFZ) και Τριζωνίων (TZFS) Εικ. 39: Οι τρείς πορείες σεισμικών καταγραφών (ΑΑ, ΒΒ, CC ) στην περιοχή μελέτης. Επεξεργασία από Βeckers et al, 2015, Moretti et al, 2003, Stefatos et al, Κατά μήκος του άξονα του καναλιού, σε Δ-Α διεύθυνση, φαίνεται πως ο CAN01UP αντιπροσωπεύει ένα πεδίο κλιμακοειδών περιστροφικών ολισθήσεων ενώ ο CAN03UP συλλέχτηκε από μία 54

55 ακολουθία στρωτών ιζημάτων (εναλλασόμενες ημιπελαγικές αποθέσεις με τουρβιδιτικούς ορίζοντες) μπροστά από μία ενεργή ροή κορημάτων (Εικ. 40 Α,Β). Στις επόμενες δύο πορείες-προφίλ του καναλιού (Εικ. 41 Α,Β και 42 Α,Β) διασταυρώνονται οι θέσεις των πορειών με την πορεία κατά μήκος του άξονα, ενώ καταγράφονται νέα ρήγματα (μαύρου χρώματος) σε συνδυασμό με τα ήδη καταγεγραμμένα από προηγούμενες έρευνες έτσι όπως παρουσιάζονται στην Εικ. 39 Και στις τρεις πορείες σηματοδοτούνται ορίζοντες οι οποίοι φαίνεται να αποτελούν το επίπεδο ολίσθησης των περιστροφικών ολισθήσεων κατά μήκος του καναλιού και αργών βαρυτικών μετακινήσεων κυρίως στο νότιο περιθώριό του. Οι ορίζοντες αυτοί αντιστοιχούν σε λεπτόκοκκα, υδαρή στρώματα και φαίνεται να προκαλούν δομές ιδιαίτερης ηχητικής ανακλαστικότητας γνωστές στις pagoda structures (Emery, 1974). Οι δομές αυτές καταδεικνύουν αξιοσημείωτες εσωτερικές παραμορφώσεις των στρωμάτων που υπόκεινται της ολισθήσας μάζας. Επιπλέον, στις καταγραφές φαίνονται και δομές που μαρτυρούν φαινόμενα λασπούχων διαπειρισμών mud diapyrism, γεγονός που οφείλεται σε εσωτερικές τάσεις και επαγόμενες παραμορφώσεις στον ιστό των στρωμάτων που ολισθαίνουν (Εικ ) Εικ. 40 Α. Σεισμική στρωματογραφία στις πορείας ΑΑ κατά μήκος του καναλιού, ένα νέο ρήγμα και οι θέσεις των πυρήνων. 55

56 Εικ. 40 Β. Επισήμανση της περιστροφικής, κλιμακοειδούς ολίσθησης και της ενεργής ροής κορημάτων. Σηματοδότηση των υδαρών οριζόντων-επιπέδων ολίσθησης (μπλε χρώμα) και της έκτασης της ροής κορημάτων (κόκκινο χρώμα) Εικ. 41 Α. Σεισμική στρωματογραφία στις πορείας ΒΒ. Δύο νέα ρήγματα (μαύρου χρώματος). Για τα ρήγματα F6 και KFZ, βλ. Εικ.39 56

57 Εικ. 41 Β. Σηματοδότηση του υδαρούς ορίζοντα που υπόκειται των ιζηματογενών ακολουθιών και των βαρυτικών μετακινήσεων των περιθωρίων Εικ. 42 Α: Σεισμική στρωματογραφία της πορείας CC. Ένα νέο ρήγμα (μαύρου χρώματος). Για το ρήγμα των Τριζωνίων, τμήμα του TZFS, βλ. Εικ.39 57

58 Εικ. 42 Β. Σηματοδότηση του υδαρούς ορίζοντα που υπόκειται των ιζηματογενών ακολουθιών και των βαρυτικών μετακινήσεων των περιθωρίων. Πορτοκαλί βέλος: Mud diapyrism. Mαύρο βέλος: Pagoda structures. 4.2 ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΑΚΩΝ ΑΝΑΛΥΣΕΩΝ ΓΙΑ ΤΟΥΣ ΠΥΡΗΝΕΣ CAN01UP ΚΑΙ CAN03UP Όπως αναλύθηκε και στο Κεφ. 3, οι δύο εξεταζόμενοι πυρήνες υποβλήθηκαν σε μια σειρά εργαστηριακών αναλύσεων. Σε αυτό το υποκεφάλαιο παρουσιάζονται τα αποτελέσματα των εργαστηριακών αναλύσεων και οι ερμηνείες τους ΦΩΤΟΓΡΑΦΙΣΗ ΚΑΙ ΑΚΤΙΝΟΓΡΑΦΗΣΗ (Χ-RAYS) Ο συνδυασμός φωτογραφιών υψηλής ανάλυσης, οι μακροσκοπικές παρατηρήσεις και η ακτινογράφηση του CAN01UP (Eικ. 43), δείχνει εναλλαγές ομοιογενών λεπτόκοκκων στρωμάτων με μικρές ενότητες αυξημένου κοκκομετρικού μεγέθους. Το σύνολο του πυρήνα διατρέχεται από σποραδικές κόκκινες και ελαιπράσινες ελασματώσεις, ενώ, γενικά, το χρώμα του πυρήνα μένει σχετικά σταθερό (Βrown 7,5Y 4/2 κατά Μunsell). Αντίστοιχα και στον CAN03UP, με τη διαφορά ότι εμφανίζονται πιο έντονα δύο παχιές ενότητες αμμώδους υλικού (~7 cm), ενώ τα ιζήματα του πυρήνα αυτού φαίνονται πιο σκουρόχρωμα (Εικ. 44). Όπως αναφέρθηκε και στο υποκεφάλαιο 3.2.1, σύμφωνα με τον Bouma (1964), στις ακτινογραφίες των πυρήνων οι ανοιχτόχρωμες περιοχές αντιστοιχούν σε πιο πυκνό υλικό μεγαλύτερου 58

59 κοκκομετρικού μεγέθους. Επίσης, στον CAN03UP καταγράφονται και περιοχές που μαρτυρούν φακούς αδρόκοκκου υλικού και σημάδια βιοαναμόχλευσης (15-30 cm) Εικ. 43: Σύνθεση φωτογραφίας-ακτινογραφίας του CAN01UP. Εικ.44 : Σύνθεση φωτογραφίας-ακτινογραφίας του CAN03UP ΚΟΚΚΟΜΕΤΡΙΚΕΣ ΑΝΑΛΥΣΕΙΣ Οι κοκκομετρικές αναλύσεις βοήθησαν: Στην λεπτομερή απεικόνιση της κατακόρυφης κατανομής των κοκκομετρικών κλάσεων (άμμος-πηλός-άργιλος) Στην λεπτομερή απεικόνιση της κατακόρυφης κατανομής των στατιστικών παραμέτρων ανά δείγμα. Χρησιμοποιήθηκαν οι: Μz (μέσο μέγεθος) και σi (σταθερά απόκλιση) Στην αναγνώριση διαφορετικών λιθολογικών ενοτήτων (κατά Folk, 1974) Στην λεπτομερέστατη καταγραφή αμμούχων τουρβιδιτικών οριζόντων ακόμη και πάχους της τάξης των 0,5 cm Το κοκκομετρικό μοντέλο και των δύο πυρήνων δείχνει μία ημιπελαγική ακολουθία λεπτόκοκκων ιζημάτων (πηλός-ιλύς) η οποία διακόπτεται περιστασιακά από αμμούχες ενότητες ποικίλου πάχους (0,5-7 cm) οι οποίες αποτελούν αδρόκοκκα τμήματα τουρβιδιτικών αποθέσεων (Εικ.45). 59

60 Ως τουρβιδιτικές αποθέσεις χαρακτηρίζονται θαλάσσια ιζήματα τα οποία μεταφέρονται και τελικώς αποτίθενται λόγω κάποιου τουρβιδιτικού ρεύματος. Τα τουρβιδιτικά ρεύματα έχουν σαν κύριο μηχανισμό μεταφοράς την τυρβώδη ροή ενώ είναι δυνατό να δρουν και άλλοι μηχανισμοί, όπως η αλληλεπίδραση μεταξύ των κόκκων (Mulder & Alexander, 2001). Πυροδοτούνται με μία διεργασία ενεργοποίησης και για να εξελιχθούν χρειάζονται επαρκή κλίση πυθμένα (Normark & Piper, 1991). Η διεργασία ενεργοποίησης προϋποθέτει τροφοδοσία άφθονου ιζήματος που βρίσκεται σε αιώρηση στο νερό. Οι τρεις διεργασίες που προτείνονται από τους Piper & Normark (2009) είναι: 1. Μετασχηματισμός είτε της ολίσθησης λόγω ρευστοποίησης ή της ροής κορημάτων εξαιτίας εισροής νερού στο μέτωπο της ροής κορημάτων. 2. Η εκφόρτιση ποταμού ή τηγμένου νερού παγετώνα με υψηλή συγκέντρωση σε φορτίο ιζημάτων σχηματίζει μία υπέρπυκνη ροή που κινείται σε επαφή με τον πυθμένα (Mulder & Syvitski, 1995). 3. Ωκεανογραφικοί παράγοντες, όπως καταιγίδες, παλίρροιες και κύματα θέτουν σε αιώρηση τα ιζήματα που δομούν την παράκτια ζώνη και καλύπτουν την κρηπίδα και την κεφαλή της κατωφέρειας. Το κύριο αίτιο πυροδότησης και πρόκλησης των παραπάνω μηχανισμών ενεργοποίησης είναι συνήθως ένα σεισμικό γεγονός, κυρίως σε περιοχές έντονου τεκτονισμού όπως ο Κορινθιακός κόλπος (ιδίως το δυτικό τμήμα, βλ. υποκεφ. 1.1, Εικ. 6) Οι τουρβιδίτες που αναγνωρίστηκαν κατηγοριοποιούνται σε: α) Πολλαπλές τουρβιδιτικές αποθέσεις, β) Λεπτοί τουρβιδίτες και γ) Σύνθετοι μαζώδεις τουρβιδίτες. Στο ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ, φαίνονται λεπτομερώς όλοι οι τουρβιδιτικοί ορίζοντες των δύο πυρήνων οι οποίοι και περιγράφονται μορφολογικά. 60

61 Εικ. 45. Κατακόρυφες κατανομές κοκκομετρικών κλάσεων, στατιστικές παράμετροι και λιθολογικές ενότητες των πυρήνων 61

62 4.2.3 ΟΡΥΚΤΟΛΟΓΙΚΕΣ ΑΝΑΛΥΣΕΙΣ Τα ορυκτά που αναγνωρίστηκαν και στους δύο πυρήνες ήταν: χαλαζίας (Qz), άστριοι (Feldspars)- κυρίως αλβίτης και ορθόκλαστο- ασβεστίτης (Cal), φυλλοπυριτικά ορυκτά (Phyllosilicates)- ιλλίτης της ομάδας των αργιλικών ορυκτών και χλωρίτης- και σταθερό μικρό ποσοστό αλίτη (Hl) (Πιν. 5-6). Σε παρόμοια ορυκτοδιαγνωστικά αποτελέσματα καταλήγουν και προηγούμενες έρευνες (Panagos et al, 1978, Piper et al, 1980, Lykousis et al, 2007b). Η κατακόρυφη διακύμανση της εκατοστιαίας συμμετοχής των ορυκτών αυτών φαίνεται στα υποκεφ. 5.1 και 5.2 Η ορυκτολογική εξέταση σε συνδυασμό με την γεωλογική επισκόπιση της περιοχής δείχνει ότι τα ιζήματα των πυρήνων αποτελούν πέμπτο κύκλο ιζηματογένεσης των χερσαίων αποθέσεων του νοτίου και βόρειου περιθωρίου του κόλπου. Τέταρτο κύκλο αποτελούν οι χερσαίες τεταρτογενείς αποθέσεις (αναβαθμίδες, θίνες, κώνοι κορημάτων, δελταϊκές και αλουβιακές αποθέσεις). Στον τρίτο κύκλο συγκαταλέγονται οι νεογενείς σχηματισμοί των περιθωρίων (κροκαλοπαγή, ψαμμίτες, μάργες και ιλυόλιθοι) ενώ δεύτερο κύκλο αναπαριστούν οι ολιγοκαινικές τουρβιδιτικές αποθέσεις (φλύσχης). Τέλος, ο πρώτος κύκλος ιζηματογένεσης αποτελεί τον σχηματισμό των αποθέσεων του αλπικού υποβάθρου της γεωτεκτονικής ζώνης της Πίνδου (κυρίως ασβεστολιθικά και κερατολιθικά Μεσοζωικά πετρώματα) Κωδ. Δείγματος Βάθος (cm) Qz (%) Feldspars (%) Cal (%) Phyllosilicates (%) Hl (%) 01_1 2 21,1 17,2 24,9 35 1,8 01_2 6 23,4 25,7 18,2 30,8 1,9 01_ ,7 15,8 30,9 1,6 01_ , ,6 1,6 01_ ,5 26, ,8 1,8 01_ ,5 19,4 19,3 33,8 2 01_ ,5 22,3 14,3 30,3 1,6 01_ ,4 13,1 27,2 1,3 01_ ,7 24,2 17,7 32,7 1,7 Πίνακας 5. Ορυκτολογικές αναλύσεις του CAN01UP Κωδ. Δείγματος Βάθος Qz (%) Feldspars (%) Cal (%) Phyllosilicates (%) Hl (%) (cm) 03_1 5 22,4 33,6 19,1 23,7 1,2 03_ ,3 22,5 28,6 1,6 03_ ,3 25,4 21,8 29,1 1,4 03_ ,6 31,7 21,8 24,9 1 03_ ,1 22,7 19,2 30,1 1,9 03_ ,2 23,9 14,5 32,8 1,6 03_ ,7 22,6 16,1 38,1 1,5 Πίνακας 6. Ορυκτολογικές αναλύσεις του CAN03UP 62

63 4.2.4 ΜΕΤΡΗΣΕΙΣ ΦΥΣΙΚΗΣ ΡΑΔΙΕΝΕΡΓΕΙΑΣ Στους πίνακες 7 και 8 φαίνονται οι μετρήσεις για τα τρία βασικά φυσικά ραδιονουκλίδια, ενώ στα επιφανειακά στρώματα των πυρήνων (0-5 cm) μετρήθηκε και συγκέντρωση του τεχνητού 137 Cs. Οι κατακόρυφες κατανομές φαίνονται στα υποκεφ. 5.1 και 5.2 Κωδ. Βάθος (cm) 226 Ra (Βq/kg) 232 Th (Βq/kg) 40 K (Βq/kg) 137 Cs (Βq/kg) Δείγματος 01_ ± ± ± ±2.3 01_ ± ± ± _ ± ± ± _ ± ± ± _ ± ± ± _ ± ± ± _ ± ± ± Πιν. 7: Μετρήσεις συγκέντρωσης των ραδιονουκλιδίων για τον CAN01UP Κωδ. Βάθος (cm) 226 Ra (Βq/kg) 232 Th (Βq/kg) 40 K (Βq/kg) 137 Cs (Βq/kg) Δείγματος 03_ ± ± ± ±1.2 03_ ± ± ± _ ± ± ± _ ± ± ± _ ± ± ± _ ± ± ± Πιν. 8: Μετρήσεις συγκέντρωσης των ραδιονουκλιδίων για τον CAN03UP Στον πίνακα που ακολουθεί (Πιν. 9) φαίνονται κάποια συγκριτικά στοιχεία για τις συγκεντρώσεις των μελετώμενων ραδιονουκλιδίων σε θαλάσσια ιζήματα, όπου φαίνεται στην παρούσα έρευνα να παρουσιάζονται αυξημένες τιμές στις μετρήσεις 63

64 Πιν. 9: Συγκριτικός πίνακας για τις συγκεντρώσεις των μελετώμενων ραδιονουκλιδίων ΡΑΔΙΟΧΡΟΝΟΛΟΓΗΣΕΙΣ 14 C Οι ραδιοχρονολογήσεις που πραγματοποιίθηκαν σε δύο δείγματα στους πυρήνες έδειξαν: Πυρήνας Δείγμα / Βάθος (cm) Ηλικία (χρόνια πριν) CAN01UP 98,5 270±30 BP CAN03UP ±28 BP Έπειτα με μαθηματικές μεθόδους προσδιορίστηκε ο μέσος ρυθμός ιζηματογένεσης για τους δύο πυρήνες (για τις ημιπελαγικές αποθέσεις), όπως επίσης και η ηλικία σχηματισμού των τουρβιδιτικών οριζόντων οι οποίοι καταγράφονται ως events (Ε). Μετρήθηκαν 15 γεγονότα στον CAN01UP και 11 στον CAN03UP. Όλα αυτά φαίνονται στην εικόνα που ακολουθεί (Εικ. 46) 64

65 Εικ. 46: Ρυθμός ιζηματογένεσης και τουρβιδιτικά γεγονότα (βλ. ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ) 65

66 5. ΣΥΝΘΕΣΗ ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΩΝ Στο κεφάλαιο αυτό, τα αποτελέσματα των εργαστηριακών αναλύσεων σε συνδυασμό με τις γεωφυσικές καταγραφές συνθέτονται και μας οδηγούν στην κατασκευή των λιθοστρωματογραφικών στηλών των πυρήνων, στην εξαγωγή χρονολογικών μοντέλων απόθεσης καθώς και στην διάκριση των σεισμικών από τους ασεισμικούς τουρβιδίτες. 5.1 ΛΙΘΟΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΑ ΚΑΙ ΛΙΘΟΦΑΣΕΙΣ ΤΟΥ CAN01UP Στην εικόνα που ακολουθεί (Εικ. 47) φαίνεται η λιθοστρωματογραφική στήλη του πυρήνα ενώ ακολουθει ο πίνακας (Πιν.10) με τις λιθοστρωματογραφικές μονάδες που διακρίθηκαν έπειτα από την μελέτη όλων των αποτελεσμάτων των αναλύσεων, και η περιγραφή τους. Εικ. 47: Λιθοστρωματογραφία του CAN01UP 66

67 Lithostr.Units Depth (cm) Grain Size Analysis Sand (%) Silt (%) Clay (%) Statistical Parameters Mz (φ) σi Qz (%) Feldspars (%) Mineral Analysis Cal (%) Phyllosilicates (%) Hl (%) Natural Radionuclides 226Ra 232Th 40K A ,03 67,35 29,62 6,94 1,72 28,83 22,53 19,63 32,23 1,77 28,75 51,95 983,05 silt Lithology (Folk, 1974) B ,22 62,8 22,97 6,26 2, , ,6 1,6 26,1 44,8 880,8 sandy silt C ,49 67,5 29,95 6,97 1,69 21,5 26, ,8 1,8 30,8 50,2 988,7 silt D ,1 65,22 33,68 7,2 1,62 28,5 20,85 16,8 32,05 1,8 42, ,5 mud E ,34 60,67 24,98 6,35 2, ,4 13,1 27,2 1,3 30,5 41,3 798,1 sandy silt F ,59 63,53 29,87 6,83 1,86 23,7 24,2 17,7 32,7 1,7 27,5 47,3 967,5 silt Πιν.10: Λιθοστρωματογραφικές ενότητες Α Λιθοστρωματογραφική ενότητα (0-19 cm): Silt με ενδιάστρωση mud (5-8 cm). Παρουσία ασαφών, ακανόνιστων μαύρων ενδιαστρώσεων που σταδιακά αυξάνουν (κάτω των 12 cm)- Μέσες στατιστικές τιμές: Μz: 6,94Φ (fine to very fine silt), σi: 1,72 (φτωχή ταξιθέτηση). Απουσία βιογενών θραυσμάτων και φυτικών υπολειμμάτων. Χρώμα: brown (7,5Y 4/2) * Παρουσία 137 Cs: 16.5±2.3 Bq/kg, στα 0-4 cm. B Λιθοστρωματογραφική ενότητα (20-25 cm): Sandy Silt με σημαντική παρουσία φυτικών υπολειμμάτων. Εναλλαγές λεπτόκοκκου silt υλικού με τέσσερεις αδρομερέστερους sandy silt ορίζοντες που φανερώνουν εκδήλωση μικρών τουρβιδιτικών γεγονότων. Παρατηρείται έντονη αύξηση του Qz% και σημαντική μείωση της ποσότητας των φυσικών ραδιονουκλιδίων. Μέσες στατιστικές τιμές: Μz: 6,26Φ (fine silt), σi: 2,03 (φτωχή έως πολύ φτωχή ταξιθέτηση). Χρώμα: brown (7,5Y 4/2) C Λιθοστρωματογραφική ενότητα (26-53 cm): Silt με διαδοχικές ασαφείς ατελείς κόκκινες και ελαιοπράσινες ενδιαστρώσεις. Παρουσία δύο μικρών τουρβιδιτικών sandy silt οριζόντων (31 και 34 cm), πάχους 1-2 cm. Σποραδική παρουσία κόκκινων στιγμάτων (πιθανώς οξείδια Fe)- Μέσες στατιστικές τιμές: Μz: 6,97Φ (fine to very fine silt), σi: 1,69 (φτωχή ταξιθέτηση). Απουσία βιογενών θραυσμάτων και φυτικών υπολειμμάτων. Χρώμα: brown (7,5Y 4/2) D Λιθοστρωματογραφική ενότητα (54-73 cm): Mud σχετικά ομοιογενής. Σταδιακή υποχώρηση των ασαφών ατελών ενδιαστρώσεων (60-73 cm)- Μέσες στατιστικές τιμές: Μz: 7,20Φ (very fine silt), σi: 1,63 (φτωχή ταξιθέτηση). Απουσία βιογενών θραυσμάτων και φυτικών υπολειμμάτων. Χρώμα: brown (7,5Y 4/2) E Λιθοστρωματογραφική ενότητα (74-86 cm): Sandy Silt με σημαντική παρουσία φυτικών υπολειμμάτων και θυλάκων. Εναλλαγές λεπτόκοκκου silt υλικού με πέντε sandy silt τουρβιδιτικούς ορίζοντες με πάχη που κυμαίνονται από 0,5 cm έως και 3 cm (84-86 cm). Παρατηρείται έντονη αύξηση του Qz% και σημαντική μείωση της ποσότητας των φυσικών ραδιονουκλιδίων. Μέσες στατιστικές τιμές: Μz: 6,35Φ (fine silt), σi: 2,04 (φτωχή έως πολύ φτωχή ταξιθέτηση). Χρώμα: brown (7,5Y 4/2) 67

68 F Λιθοστρωματογραφική ενότητα ( cm): Silt με συχνές εναλλαγές με mud ελασματώσεων. Παρουσία τεσσάρων τουρβιδιτικών sandy silt οριζόντων πάχους 1-2 cm. Πυκνά μαύρα στίγματα (106 cm), πιθανώς υποδηλώνουν ορίζοντα πλούσιο σε οργανικό υλικό -Μέσες στατιστικές τιμές: Μz: 6,83Φ (fine silt), σi: 1,87 (φτωχή ταξιθέτηση). Χρώμα: dark gray (7,5Y 4/1) Οι ενότητες Β και Ε φαίνονται εντυπωσιακά και από τα γεωφυσικά δεδομένα όπως φαίνεται στην συνθετική εικόνα που ακολουθεί (Εικ. 48). Καταγράφονται ως ορίζοντες χαμηλής ανακλαστικότητας που μαρτυρούν υλικό μεγαλύτερης πυκνότητας και αυξημένου κοκκομετρικού μεγέθους. Εικ. 48: Σεισμική στρωματογραφία του CAN01UP και σηματοδότηση των ενοτήτων Β και Ε Σχετικά με τον καθορισμό λιθοφάσεων στον πυρήνα, διακρίνονται συνολικά τρείς, κάθε μία από τις οποίες συμβολίζει και μια διαφορετική κατάσταση ιζηματογένεσης. 1 η Λιθοφάση: Αντιπροσωπεύεται από τις λιθοστρωματογραφικές ενότητες Α, C, F. Πηλιτική ιζηματογένεση. Τα φυλλοπυριτικά είναι τα κυρίαρχα ορυκτά των ιζημάτων. Σημαντικές συγκεντρώσεις φυσικών ραδιονουκλιδίων ενώ απουσιάζουν ιδιαίτερες βιογενείς δομές. 68

69 2 η Λιθοφάση: Αντιπροσωπεύεται από τις λιθοστρωματογραφικές ενότητες Β, Ε. Εναλλαγές τουρβιδιτικών οριζόντων με λεπτόκοκκο πηλό. Ο χαλαζίας αποτελεί το κυρίαρχο ορυκτό ενώ σημειώνεται αξιοσημείωτη πτώση της συγκέντρωσης των φυσικών ραδιονουκλιδίων. Σημαντική περιεκτικότητα φυτικών υπολειμμάτων. 3 η Λιθοφάση: Αντιπροσωπεύεται από την λιθοστρωματογραφική ενότητα D. Ιλυώδης ιζηματογένεση με αυξημένη συμμετοχή του αργιλικού κλάσματος. Πιθανώς μαρτυρά μια πιο απομακρυσμένη πηγή τροφοδοσίας. Κυρίαρχη ξανά η παρουσία των φυλλοπυριτικών ορυκτών ενώ είναι αξειωσημεώτη η πολύ υψηλή συγκέντρωση του 226 Ra (42,9 Βq/kg). 5.2 ΛΙΘΟΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΑ ΚΑΙ ΛΙΘΟΦΑΣΕΙΣ ΤΟΥ CAN03UP Στην εικόνα που ακολουθεί (Εικ. 49) φαίνεται η λιθοστρωματογραφική στήλη του πυρήνα ενώ ακολουθει ο πίνακας (Πιν.11) με τις λιθοστρωματογραφικές μονάδες που διακρίθηκαν έπειτα από την μελέτη όλων των αποτελεσμάτων των αναλύσεων, και η περιγραφή τους. Εικ. 49: Λιθοστρωματογραφία του CAN03UP 69

70 Lithostr.Units Depth (cm) Grain Size Analysis Statistical Parameters Sand (%) Silt (%) Clay (%) Mz (φ) σi Qz (%) Feldspars (%) Mineral Analysis Cal (%) Natural Radionuclides Phyllosilicate Hl (%) 226Ra 232Th 40K (%) Lithology (Folk, 1974) A ,84 56,15 29,99 6,65 2,08 22,4 33,6 19,1 23,7 1,2 30,6 33,4 712,4 sandy mud B ,59 31,19 15,22 4,68 2, ,3 22,5 28,6 1,6 15,5 14,6 338,8 silty sand C , ,44 7,11 1,77 22,3 25,4 21,8 29,1 1,4 28,2 47,5 925,3 mud D ,34 32,14 14,5 4,6 2,23 20,6 31,7 21,8 24,9 1 16,2 20,8 414 silty sand E ,1 61,48 36,41 7,27 1,69 26,1 22,7 19,2 30,1 1, ,5 923 mud F ,54 62,98 32,48 6,99 1,81 24,45 23,25 15,3 35,45 1,55 30,9 48,1 919 mud Πιν.11: Λιθοστρωματογραφικές ενότητες Α Λιθοστρωματογραφική ενότητα (0-8 cm): Sandy Mud. Μέσες στατιστικές τιμές: Μz: 6,65Φ (fine silt), σi: 2,08 (φτωχή έως πολύ φτωχή ταξιθέτηση). Αξιοσημείωτη παρουσία αστρίων (κυρίαρχα ορυκτά). Απουσία βιογενών θραυσμάτων και φυτικών υπολειμμάτων. Χρώμα: olive brown (2,5Y 4/3) * Παρουσία 137 Cs: 8.9±1.2 Bq/kg, στα 0-4 cm. B Λιθοστρωματογραφική ενότητα (9-13 cm): Silty Sand. Mαζώδης τουρβιδίτης. 9-10cm: κανονική διαβάθμιση cm: ανάστροφη διαβάθμιση. Μέσες στατιστικές τιμές: Μz: 4,68Φ (coarse silt), σi: 2,30 (πολύ φτωχή ταξιθέτηση). Παρατηρείται έντονη αύξηση του Qz% και σημαντική μείωση της ποσότητας των φυσικών ραδιονουκλιδίων. Απουσία βιογενών θραυσμάτων και φυτικών υπολειμμάτων Χρώμα: brown (7,5Y 4/2). C Λιθοστρωματογραφική ενότητα (14-55 cm): Mud με ακανόνιστες, ασαφείς, κόκκινες και ελαιοπράσινες ενδιαστρώσεις. Κέλυφος από κλειστό δίθυρο (29cm). Παρουσία τεσσάρων τουρβιδιτικών sandy silt οριζόντων πάχους 0,5-1 cm. Ιλυούχα ελασμάτωση σκούρου χρώματος (24 cm). Πληθώρα δομών που πιθανώς να σχετίζονται με βιοαναμόχλευση. Μέσες στατιστικές τιμές: Μz: 7,11Φ (very fine silt), σi: 1,77 (φτωχή ταξιθέτηση). Χρώμα: olive gray (5Y 4/2) D Λιθοστρωματογραφική ενότητα (56-62 cm): Silty Sand. Mαζώδης τουρβιδίτης cm: κανονική διαβάθμιση cm: ανάστροφη διαβάθμιση. Σημαντική παρουσία φυτικών υπολειμμάτων. Αδρόκοκκος σχηματισμός που αποτελείται από δύο πακέτα: silty sand (56-59 cm) που μεταβαίνει σε sandy mud (60-62 cm). Ιζηματογενής δομή φόρτωσης (loading fracture) στα 62 cm. Παρατηρείται έντονη αύξηση των αστρίων και σημαντική μείωση της ποσότητας των φυσικών ραδιονουκλιδίων. Μέσες στατιστικές τιμές: Μz: 4,6Φ (coarse silt), σi: 2,23 (πολύ φτωχή ταξιθέτηση),. Χρώμα: cm: dark gray (7,5Y 4/1) / cm: brown (7,5Y 4/2) E Λιθοστρωματογραφική ενότητα (63-91 cm): Mud με ακανόνιστες, ασαφείς, κόκκινες και ελαιοπράσινες ενδιαστρώσεις. Παρουσία τριών τουρβιδιτικών sandy silt οριζόντων πάχους 0,5-1 cm. Πληθώρα δομών που πιθανώς να σχετίζονται με βιοαναμόχλευση. Μέσες στατιστικές τιμές: Μz: 7,27Φ (very fine silt), σi: 1,69 (φτωχή ταξιθέτηση). Χρώμα: olive gray (5Y 4/2) 70

71 F Λιθοστρωματογραφική ενότητα ( cm): Mud με προοδευτική αύξηση του κοκκομετρικού μεγέθους (ειδικά μετά τα 100 cm) Παρουσία δύο τουρβιδιτικών sandy silt οριζόντων πάχους 1-2 cm. Ακανόνιστοι, έντονοι, τοπικά ασαφείς ορίζοντες κόκκινου και ελαιοπράσινου χρώματος ( cm) - Μέσες στατιστικές τιμές: Μz: 6,99Φ (fine silt), σi: 1,81 (φτωχή ταξιθέτηση). Χρώμα: brown (7,5Y 4/2) *Η βάση αυτής της ενότητας αντιστοιχεί στην οροφή ενός αμμώδους ορίζοντα ο οποίος δεν διατρήθηκε Τα μεγάλα, μαζώδη, τουρβιδιτικά γεγονότα των ενοτήτων Β και D καταγράφονται εντυπωσιακά στις γεωφυσικές καταγραφές όπως φαίνεται και στην Εικ. 50 Εικ. 50: Σεισμική στρωματογραφία του CAN03UP και σηματοδότηση των ενοτήτων Β και D Ομοίως όπως και με τον CAN01UP, διακρίνονται συνολικά τέσσερις λιθοφάσεις: 1 η Λιθοφάση: Αντιπροσωπεύεται από την λιθοστρωματογραφική ενότητα Α. Ιλυώδης ιζηματογένεση με σημαντική παρουσία άμμου (Sandy Mud). Οι άστριοι είναι τα κυρίαρχα ορυκτά των ιζημάτων. Σημαντικές συγκεντρώσεις φυσικών ραδιονουκλιδίων ενώ απουσιάζουν ιδιαίτερες βιογενείς δομές. 71

72 2 η Λιθοφάση: Αντιπροσωπεύεται από τις λιθοστρωματογραφικές ενότητες Β, D. Πρόκειται για αμμώδη τουρβιδιτικά γεγονότα σημαντικού πάχους (6-7 cm). Ο χαλαζίας και οι άστριοι αποτελούν τα κυρίαρχα ορυκτά ενώ σημειώνεται αξιοσημείωτη πτώση της συγκέντρωσης των φυσικών ραδιονουκλιδίων. Σημαντική περιεκτικότητα φυτικών υπολειμμάτων. 3 η Λιθοφάση: Αντιπροσωπεύεται από την λιθοστρωματογραφική ενότητα C, E. Ιλυώδης ιζηματογένεση. Κυρίαρχη η παρουσία των φυλλοπυριτικών ορυκτών. Παρουσία βιογενών θραυσμάτων και δομών που πιθανώς σχετίζονται με βιοαναμόχλευση. 4 η Λιθοφάση: Αντιπροσωπεύεται από την λιθοστρωματογραφική ενότητα F. Ιλώδης ιζηματογένεση με προοδευτική αύξηση του κοκκομετρικού μεγέθους. Έντονη παρουσία ελαιοπράσινων και κόκκινων στρώσεων καταδεικνύει χημικές μεταβολές στον ιστό των ιζημάτων 5.3 ΣΕΙΣΜΙΚΟΙ ΚΑΙ ΑΣΕΙΣΜΙΚΟΙ ΤΟΥΡΒΙΔΙΤΕΣ- ΧΡΟΝΟΛΟΓΙΚΑ ΜΟΝΤΕΛΑ ΑΠΟΘΕΣΗΣ Σε αυτό το υποκεφάλαιο γίνεται: α) Προσπάθεια σύνδεσης των μεγάλων σεισμικών γεγονότων του παρελθόντος με τον σχηματισμό τουρβιδιτών (σεισμικοί τουρβιδίτες) β) Κατασκευή χρονολογικών μοντέλων απόθεσης μέσω του ρυθμού ιζηματογένεσης των ημιπελαγικών αποθέσεων και την ηλικία των τουρβιδιτικών επεισοδίων. ΣΕΙΣΜΙΚΟΤΗΤΑ Από τη μελέτη όλων των διαθέσιμων πηγών, καταλήγουμε σε ένα αρχείο 21 μεγάλων σεισμικών επεισοδίων που αφορούν την περιοχή ενδιαφέροντος (Πιν. 12). Έπειτα στις εικόνες που ακολουθούν φαίνονται τα σεισμικά επίκεντρα των σεισμών αυτών στον χώρο (Εικ.51) και ο συνδυασμός τους με τις προαναφερμένες θραύσεις στα υποθαλάσσια τηλεπικοινωνιακά καλώδια (υποκεφ. 2.5) οι οποίες σχετίστηκαν με σεισμικά γεγονότα (Εικ.52). 72

73 Χρονιά (AD) Eυρύτερη περιοχή Mw (R) 1250 Γαλαξίδι 6, Διακοπτό-Ακράτα 6, Ναύπακτος 6, Γαλαξίδι 6, Ναύπακτος 5, Ναύπακτος 6, * Αίγιο 6,8 1748* Αίγιο 6, Ναύπακτος 6, Πάτρα 6, * Γαλαξίδι 6, Πάτρα 6, * Αίγιο 6, Ναύπακτος 5, * Βαλιμίτικα 6, * Βαλιμίτικα 6, Φτέρη Αιγίου 6, Μακρυνή Φωκίδας 6, Μακύνεια Αιτωλ/νίας * Ερατεινή 6,3 1995* Αίγιο 6,2 *ενδείξεις Tsunami Πιν. 12: Το σύνολο των σεισμών (Μw > 5,8) των τελευταίων 1000 χρονών στην περιοχή ενδιαφέροντος (σύνθεση από πολλές βιβλιογραφικές πηγές) Εικ. 51: Χάρτης επικέντρων των σεισμών του Πίνακα 12 73

74 Εικ. 52: Σεισμικά επίκεντρα και σεισμογενείς θραύσεις στα υποθαλάσσια καλώδια ΧΡΟΝΟΛΟΓΙΚΑ ΜΟΝΤΕΛΑ ΤΩΝ ΠΥΡΗΝΩΝ Με βάση τις ραδιοχρονολογήσεις ( 14 C) στους πυρήνες προτείνεται ένα χρονικό μοντέλο που προσδιορίζει το κατά δύναμιν τον ρυθμό ιζηματογένεσης, την ηλικία σχηματισμού των τουρβιδιτικών αποθέσεων καθώς και την συσχέτισή τους με τα παραπάνω σεισμικά γεγονότα (Εικ.53-54). 74

75 Eικ. 53: Χρονολογικό μοντέλο απόθεσης για τον CAN01UP Eικ. 54: Χρονολογικό μοντέλο απόθεσης για τον CAN03UP 75

76 Παρατηρώντας τα παραπάνω μοντέλα, φαίνεται να ταυτοποιούνται 6 σεισμικοί τουρβιδίτες στον CAN01UP και 4 σεισμικοί τουρβιδίτες στον CAN03UP, ενώ οι περισσότεροι τουρβιδιτικοί ορίζοντες φαίνεται να μην έχουν σεισμογενή προέλευση. Εντύπωση προκαλεί το ασεισμικό τουρβιδιτικό σμήνος στον CAN01UP που αναπαριστά την δεκαετία του 1920 (1923, 1926, 1928, 1932). Πιθανώς μαρτυρά αυξημένες παροχές ιζημάτων του ποταμού Μόρνου που οφείλονται σε εκτεταμένα μετεωρολογικά φαινόμενα εκείνο το χρονικό διάστημα. ΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΚΗ ΣΥΣΧΕΤΙΣΗ ΤΟΥΡΒΙΔΙΤΩΝ Από το σύνολο των τουρβιδιτών που καταγράφηκαν και χρονολογήθηκαν, μόνο δύο μπορούν να συσχετιστούν στρωματογραφικά και στους δύο πυρήνες (Εικ.55). Είναι οι σεισμικοί τουρβιδίτες που αντιστοιχούν στα σεισμικά γεγονότα: 1703 AD, 5,94R (περιοχή Ναυπάκτου) και 1909 ΑD, 6,2R (περιοχή νήσου Τριζονίων). Το γεγονός της μη συσχέτισης των υπολοίπων τουρβιδιτών μπορεί να αποδοθεί σε δύο αιτίες: Α) Διάβρωση των τουρβιδιτικών αποθέσεων (ισχυρά ρεύματα πυκνότητας Δ-Α διεύθυνσης) σε διαφορετικές θέσεις. Β) Διαφορές στην σεισμική επιτάχυνση κατά τη διάρκεια ενός σεισμικού γεγονότος. Για το λόγο αυτό, η έκταση που θα καλύψει μια σεισμική τουρβιδιτική απόθεση, εξαρτάται άρρηκτα από την θέση του επικέντρου του σεισμού καθώς και από την επυτάχυνση των σεισμικών κυμάτων. 76

77 Εικ. 55: Στρωματογραφική συσχέτιση των δύο τουρβιδιτών. Η εγγυρότητα των δύο αυτών συσχετίσεων πιστοποιείται και από τα αποτελέσματα των εργαστηριακών αναλύσεων που έγιναν στους τουρβιδιτικούς ορίζοντες που συσχετίζονται. Παρατηρώντας τους αντίστοιχους πίνακες που ακολουθούν (Πιν.13-14) φαίνεται ότι η συσχέτιση ειδικά για το σεισμικό γεγονός του 1703 AD, ταυτοποιείται άριστα και εργαστηριακά, καθώς οι τιμές των αποτελεσμάτων των αναλύσεων είναι σχεδόν πανομοιότυπες. Evnt. Sand (%) Mz (φ) Qz (%) Fsp (%) Cal (%) Phl (%) 226Ra (Bq/kg) 232Th (Bq/kg) 40K (Bq/kg) E5 CΑΝ01UP 22 5, E1 CAN03UP 53,6 4, ,3 22,5 28,6 15,5 14,6 340 Πιν. 13: Συσχέτιση των αποτελεσμάτων από τις αναλύσεις στους τουρβιδιτικούς ορίζοντες events που οφείλονται στο σεισμικό γεγονός του 1909 AD 77

78 Evnt. Sand (%) Mz (φ) Qz (%) Fsp (%) Cal (%) Phl (%) 226Ra (Bq/kg) 232Th (Bq/kg) 40K (Bq/kg) E12 CAN01UP 13,5 6, E3 CAN03UP 14,3 6, Πιν. 14: Συσχέτιση των αποτελεσμάτων από τις αναλύσεις στους τουρβιδιτικούς ορίζοντες events που οφείλονται στο σεισμικό γεγονός του 1703 AD 6. ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ Οι σύγχρονες διεργασίες ιζηματογένεσης στο κανάλι του δυτικού Κορινθιακού κόλπου αναγνωρίζονται μέσα από μια πληθώρα εργαστηριακών αναλύσεων σε δύο πυρήνες ιζήματος, στα δυτικά και ανατολικά περιθώριά του. Σε αυτές τις αναλύσεις έρχονται να προστεθούν δεδομένα σεισμικής στρωματογραφίας κατά μήκος του καναλιού και σε πορείες διασταύρωσης με τις θέσεις των πυρηνοληψιών. Το ιζηματολογικό μοντέλο απόθεσης παρουσιάζει μια ημιπελαγική ακολουθία πηλιτικών και ιλυωδών ιζημάτων -υψηλής συγκέντρωσης σε φυσικά ραδιονουκλίδια και με κυρίαρχα τα φυλλοπυριτικά ορυκτά- η οποία διακόπτεται από την παρουσία πολλών αμμούχων τουρβιδιτικών οριζόντων (15 για τον CAN01UP και 11 για τον CAN03UP). Οι ορίζοντες αυτοί ποικίλουν σε πάχος (0,5-7 cm) ελέγχονται από χαλαζία και αστρίους, είναι φτωχοί σε φυσική ραδιενέργεια ενώ η σημαντική παρουσία φυτικών υπολειμάτων προδίδει τον επεισοδιακό τους χαρακτήρα. Έγινε εκτίμηση της ηλικίας των τουρβιδιτικών αυτών οριζόντων μέσω ραδιοχρονολογήσεων ( 14 C) και στη συνέχεια πραγματοποιήθηκε μια προσπάθεια σύνδεσης τους με σεισμικά γεγονότα του παρελθόντος προκειμένου να ξεχωρίσουν αυτοί που προκλήθηκαν λόγω κάποιας σεισμικής δόνησης (σεισμικοί τουρβιδίτες) από εκείνους που έχουν μη σεισμογενή αιτία σχηματισμού (ασεισμικοί τουρβιδίτες). Καταγράφονται: 6 σεισμικοί τουρβιδίτες για τον CAN01UP και 4 σεισμικοί τουρβιδίτες για τον CAN03UP. Σχετικά με τους ασεισμικούς τουρβιδίτες, που φαίνεται να κυριαρχούν, μπορεί να αποδωθεί η δημιουργία τους σε επεισόδια αυξημένων παροχών ιζημάτων από τους ποταμούς που εκβάλουν στην περιοχή (κυρίως ο Μόρνος και ο Ερινέος). Οι αυξημένες παροχές πιθανώς αντιστοιχούν σε εκτεταμένα μετεωρολογικά φαινόμενα, κάτι που θα μπορούσε να ερευνηθεί εκτενέστερα.. Από το σύνολο των τουρβιδιτικών οριζόντων, μόνο δύο συσχετίζονται στρωματογραφικά (1703 AD, 1909 AD) και αυτό συμβαίνει είτε λόγω της δράσης διαβρωσιγενών ρευμάτων, είτε λόγω της μικρής έκτασης του τουρβιδίτη που δεν ταυτοποιείται και στους δύο πυρήνες. Προσδιορίζονται δύο διαφορετικοί ρυθμοί ιζηματογένεσης : 2,57 mm/yr και 0,67 mm/yr (μείωση προς τα ανατολικά), ενώ εξάγονται και χρονολογικά μοντέλα απόθεσης των πυρήνων 78

79 Συμπερασματικά, η μελέτη της σεισμικής στρωματογραφίας για το κανάλι δείχνει: Στρωσιγενείς σεισμικές ανακλάσεις: Εναλλαγές τουρβιδιτών (αμμούχες ενότητες πάχους 0,5-7 cm) με ημιπελαγικές αποθέσεις (πηλό και ιλύ, πάχους 2-35 cm) Ενότητες ακουστικής διαφάνειας: Ροές κορημάτων ; Επίσης, από την μελέτη της συσχέτισης του κοκκομετρικού μεγέθους των ιζημάτων με άλλες παραμέτρους που εξετάστηκαν εργαστηριακά φαίνεται ότι: Στις πηλούχες ενότητες επικρατούν τα φυλλοπυριτικά ορυκτά, αυξημένες συγκεντρώσεις των φυσικών ραδιονουκλιδίων Στους τουρβιδίτες επικρατούν ο χαλαζίας και οι άστριοι, μειωμένες οι συγκεντρώσεις των φυσικών ραδιονουκλιδίων, έντονη παρουσία φυτικών υπολειμμάτων Στις ιλυούχες ενότητες με αυξημένο το κλάσμα της αργίλου, έντονη αύξηση της συγκέντρωσης του 226 Ra Οι γεωλογικές διεργασίες που διέπουν το κανάλι σε συνδυασμό με μελλοντικές έρευνες, όπως η μελέτη περισσότερων πυρήνων με πύκνωση ραδιοχρονολογήσεων, η διεξαγωγή περιρσσότερων πορειών γεωφυσικής έρευνας και η εξέταση της συμπεριφοράς των υποθαλασσίων ρηγμάτων, θα μπορούσαν να αποτελέσουν πολύ σημαντικό παράγοντα στην αποκρυπτογράφηση του.. μυστηρίου της Κορινθιακής τάφρου. Σε αυτό, πάντως, που καταλήγει η παρούσα εργασία είναι πως: η εκτενής βιβλιογραφική επισκόπιση, το σύνολο των εργαστηριακών αναλύσεων, και η επεξεργασία των γεωφυσικών καταγραφών συνηγορούν στο γεγονός πως το κανάλι του δυτικού Κορινθιακού κόλπου αποτελεί μία σύγχρονη, ενεργή δίοδο μεταφοράς ιζημάτων προς την κεντρική λεκάνη του Κορινθιακού κόλπου. 79

80 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ Ακολουθεί η λεπτομερής καταγραφή όλων των τουρβιδιτικών αποθέσεων και για τους δύο πυρήνες με την σύνθεση της ακτονογραφίας, φωτογραφίας, σχεδίου στατιστικού μέσου κοκκομετρικού μεγέθους (Mz) και κοκκομετρικών κλάσεων (άμμος-πηλός-άργιλος) CAN01UP Πολλαπλές τουρβιδιτικές αποθέσεις (Ε1-Ε4): Λεπτές αμμώδεις τουρβιδιτικές ενδιαστρώσεις (πάχους: 0,5-1 cm) με παρουσία φυτικών υπολειμάτων που διαχωρίζονται από πηλιτικές αποθεσεις. Χαρακτηρίζεται και ως τουρβιδιτικό σμήνος. Λεπτοί τουρβιδίτες (E5, Ε6): Πάχος 1 cm, μεταβαλλόμενο κατά πλάτος του πυρήνα. Απουσία βιογενών δομών και οργανικού υλικού. 80

81 Πολλαπλές τουρβιδιτικές αποθέσεις (Ε7-Ε11): Λεπτές αμμώδεις τουρβιδιτικές ενδιαστρώσεις (πάχους: 0,5-2 cm, μεταβαλλόμενο) με παρουσία φυτικών υπολειμάτων που διαχωρίζονται από πηλιτικές αποθεσεις. Χαρακτηρίζεται και ως τουρβιδιτικό σμήνος. Λεπτοί τουρβιδίτες (E12, Ε13, Ε14, Ε15): Πάχος 0,5-1,5 cm, μεταβαλλόμενο κατά πλάτος του πυρήνα. Απουσία βιογενών δομών και οργανικού υλικού. 81

82 CAN03UP Σύνθετος μαζώδης τουρβιδίτης (Ε1): Ενιαίο πάχος, 4 cm. Σαφής επαφή βάσης, ασαφής επαφή οροφής, με παρουσία οργανικών υπολειμμάτων. Εναλλαγή κανονικής και ανάστροφης διαβάθμισης. Λεπτοί τουρβιδίτες (E2, Ε3, Ε4, Ε5): Πάχος 0,5-1 cm, μεταβαλλόμενο κατά πλάτος του πυρήνα. Απουσία βιογενών δομών και οργανικού υλικού. 82

83 Σύνθετος μαζώδης τουρβιδίτης (Ε6): Ενιαίο πάχος, 6 cm. Σαφής επαφή βάσης με δομή φόρτισης (loading structure), ασαφής επαφή οροφής, με παρουσία οργανικών υπολειμμάτων. Εναλλαγή κανονικής και ανάστροφης διαβάθμισης. Λεπτοί τουρβιδίτες (E7, Ε8, Ε9, Ε10, E11): Πάχος 0,5-1 cm, μεταβαλλόμενο κατά πλάτος του πυρήνα. Απουσία βιογενών δομών και οργανικού υλικού. 83