Τ Ε Τ Α Ρ Τ Ο Γ Ε Ν Η Σ Ε Ξ Ε Λ Ι Ξ Η Τ Ο Υ Α Ν Α Τ Ο Λ Ι Κ Ο Υ Κ Ο Ρ Ι Ν Θ Ι Α Κ Ο Υ Κ Ο Λ Π Ο Υ

Transcript

1 ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΓΕΝΙΚΗΣ ΘΑΛΑΣΣΙΑΣ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ & ΓΕΩΔΥΝΑΜΙΚΗΣ ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΟ ΘΑΛΑΣΣΙΑΣ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ & ΦΥΣΙΚΗΣ ΩΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΑΣ Τ Ε Τ Α Ρ Τ Ο Γ Ε Ν Η Σ Ε Ξ Ε Λ Ι Ξ Η Τ Ο Υ Α Ν Α Τ Ο Λ Ι Κ Ο Υ Κ Ο Ρ Ι Ν Θ Ι Α Κ Ο Υ Κ Ο Λ Π Ο Υ Χ Α Ρ Α Λ Α Μ Π Α Κ Η Σ Μ Α Ρ Ι Ν Ο Σ ΔΙΔΑΚΤΟΡΙΚΗ ΔΙΑΤΡΙΒΗ ΑΘΗΝΑ 2017

2

3 Τ Ε Τ Α Ρ Τ Ο Γ Ε Ν Η Σ Ε Ξ Ε Λ Ι Ξ Η Τ Ο Υ Α Ν Α Τ Ο Λ Ι Κ Ο Υ Κ Ο Ρ Ι Ν Θ Ι Α Κ Ο Υ Κ Ο Λ Π Ο Υ ΧΑΡΑΛΑΜΠΑΚΗΣ ΜΑΡΙΝΟΣ ΔΙΔΑΚΤΟΡΙΚΗ ΔΙΑΤΡΙΒΗ, ΑΘΗΝΑ 2017 i

4 ΕΞΕΤΑΣΤΙΚΗ ΕΠΙΤΡΟΠΗ Τριμελής συμβουλευτική επιτροπή: Φερεντίνος Γεώργιος, Ομότιμος Καθηγητής, Τμ. Γεωλογίας, Πανεπιστήμιο Πατρών (επιβλέπων) Παπαθεοδώρου Γεώργιος, Καθηγητής, Τμ. Γεωλογίας, Πανεπιστήμιο Πατρών Λυκούσης Βασίλειος, Διευθυντής Ερευνών, Ελληνικό Κέντρο Θαλασσίων Ερευνών Μέλη επταμελούς εξεταστικής επιτροπής: Κοντόπουλος Νικόλαος, Ομότιμος Καθηγητής, Τμ. Γεωλογίας, Πανεπιστήμιο Πατρών Ζεληλίδης Αβραάμ, Καθηγητής, Τμ. Γεωλογίας, Πανεπιστήμιο Πατρών Σακελλαρίου Δημήτριος, Διευθυντής Ερευνών, Ελληνικό Κέντρο Θαλασσίων Ερευνών Πούλος Σεραφήμ, Καθηγητής, Τμ. Γεωλογίας και Γεωπεριβάλλοντος, Εθνικό και Καποδιστριακό Πανεπιστήμιο Αθηνών Η έγκριση της παρούσας διατριβής από την εξεταστική επιτροπή και το τμήμα δεν προϋποθέτει και την αποδοχή των απόψεων του συγγραφέα. (Νόμος 5343/1932, άρθρο 202) ii

5 Στα κατώτερα πληρώματα των ερευνητικών και αλιευτικών σκαφών, χωρίς τη συνεισφορά των οποίων κανένας ερευνητικός πλους δε θα ήταν εφικτός. iii

6 iv

7 The real voyage of discovery does not consist of seeking new landscapes, but in having new eyes. Marcel Proust Αντί προλόγου Αφιερωμένο στους επιβαίνοντες στο C/S SubOne το βράδυ της 24 ης Μαρτίου 1998 στη μετάβαση από Ηράκλειο Σαντορίνη Στο ημερολόγιο γράψαμε : "Κυκλών και καταιγίς". Εστείλαμε το S.O.S.μακριά σε άλλα καράβια, κι εγώ κοιτάζοντας χλωμός τον άγριο Ινδικό πολύ αμφιβάλλω αν φτάσουμε μια μέρα στη Μπατάβια. Το ξερω πως η θέση μας είναι άσχημη πολύ. Η θάλασσα τη γέφυρα με κύματα γεμίζει κι εγώ λυπάμαι μοναχά που δεν μπορώ να πω σε κάποιον, κάτι που πολύ φριχτά με βασανίζει. (Ν. Καββαδίας, Ἕνας δόκιμος στὴ γέφυρα ἐν ὥρᾳ κινδύνου) Ευχαριστώ τα μέλη της συμβουλευτικής και εξεταστικής επιτροπής, τον ομότιμο καθηγητή και επιβλέπων κύριο Γιώργο Φερεντίνο, τον ομότιμο καθηγητή κύριο Νίκο Κοντόπουλο, τους καθηγητές κύριους Γιώργο Παπαθεοδώρου, Αβραάμ Ζεληλίδη και Σεραφήμ Πούλο και τους διευθυντές ερευνών κύριους Βασίλη Λυκούση και Δημήτρη Σακελλαρίου, για τις συμβουλές και το χρόνο που αφιέρωσαν κατά την εκπόνηση και υποστήριξη της διατριβής. Ευχαριστώ όλα τα μέλη του Εργαστηρίου Θαλάσσιας Γεωλογίας & Φυσικής Ωκεανογραφίας (Ε.ΘΑ.ΓΕ.Φ.Ω.) και ιδιαίτερα τους συνταξιδιώτες Γιώργο Παπαθεοδώρου, Θωμά Χασιώτη και Ευρίκο Λυμπέρη (ιδρυτικό μέλος του DCS της Τ-13). Ξεχωριστά ευχαριστώ το φίλο Άρη Στεφάτο. Τέλος, ευχαριστώ το δάσκαλο Γιώργο Φερεντίνο, «καπετάνιο» της δικής μου ΚΑΛΥΨΩΣ. Αθήνα, Μάρτιος 2017 Μαρίνος Χαραλαμπάκης v

8 vi

9 Π Ε Ρ Ι Ε Χ Ο Μ Ε Ν Α Εισαγωγή Σκοπός.1 1. Ανασκόπηση Βιβλιογραφίας Κορινθιακός κόλπος Γεωδυναμικό καθεστώς - Γεωλογία Ενεργός διαστολή και Σεισμικότητα Τεταρτογενής τεκτονική Ιζηματολογία Ανατολικός Κορινθιακός Κόλπος Ρήγμα Ξυλοκάστρου Θαλάσσιες αναβαθμίδες Περιοχή Έρευνας Γεωγραφικά στοιχεία Όρια Φυσιογραφία περιοχής έρευνας Μεθοδολογία Συλλογή δεδομένων Επεξεργασία και ανάλυση δεδομένων (ΓΣΠ) Εργασίες που εκτελέστηκαν Σεισμική αποτύπωση γεωμορφολογίας Αρχιτεκτονική ρηγμάτων Ρυθμός μετατόπισης ρηγμάτων - ρυθμός διάνοιξης Υποθαλάσσιες χαραδρώσεις Σεισμική χρόνο-στρωματογραφία Ενότητες σεισμικών φάσεων Λεκάνη Λέχαιου Στρωματογραφία περιθωρίου Υποθαλάσσια ασυμφωνία αναβαθμίδα Φυσικές επικινδυνότητες στον Κορινθιακό Κόλπο Ενεργά ρήγματα Κατανομή ρηγμάτων Περίοδος επανάληψης Κίνδυνος από εκδήλωση τσουνάμι Αιτίες γένεσης τσουνάμι Τσουνάμι στον Κορινθιακό Κόλπο Μελέτη πηγών εκδήλωσης τσουνάμι: σεισμοί (ρήγματα) vs κατολισθήσεων Γένεση τσουνάμι λόγω σεισμικής μετατόπισης Προσέγγιση με βάση εμπειρικές σχέσεις Προσέγγιση με βάση συγκεκριμένα ρήγματα.75 vii

10 Άμεση εμπειρική προσέγγιση (μέγεθος σεισμού vs ύψος τσουνάμι) Γένεσης τσουνάμι λόγω υποθαλάσσιας κατολίσθησης Μοντέλο γένεσης τσουνάμι Περίπτωση εκδήλωσης τσουνάμι στις Καμάρες το Κατολισθήσεις στην περιοχή Αλκυονίδων Περαχώρας Εκτίμηση κινδύνου από τσουνάμι Αποτελέσματα μοντέλου διάδοσης τσουνάμι Υπολογισμός ύψους αναρρίχησης κύματος Ανάλυση και παρουσίαση δεδομένων Αποτελέσματα από τις επιπτώσεις του τσουνάμι Συζήτηση Συμπεράσματα 105 Βιβλιογραφία. 111 Παράρτημα Δημοσιευμένες εργασίες viii

11 Εισαγωγή - Σκοπός Εισαγωγή Σκοπός Ανατρέχοντας στη διεθνή βιβλιογραφία και τις εργασίες που παρουσιάζονται σε διεθνή επιστημονικά περιοδικά γίνεται αντιληπτό το μεγάλο ερευνητικό ενδιαφέρον που παρουσιάζει ο Κορινθιακός κόλπος, ως μία από τις εντονότερα εφελκούμενες τεκτονικές τάφρους στον κόσμο σήμερα. Η πολλή υψηλή σεισμικότητα που χαρακτηρίζει την περιοχή, η συχνή παρουσία παράκτιων και υποθαλάσσιων κατολισθητικών φαινομένων, ρευστοποιήσεων εδαφών και παλιρροϊκών κυμάτων (tsunamis), σε συνδυασμό με τις πυκνά κατοικημένες ακτές του κόλπου, καθιστούν τον Κορινθιακό κόλπο περιοχή υψηλής επικινδυνότητας και χώρο μελέτης και έρευνας γεωλογικών επικινδυνοτήτων. Επιπλέον, η πιθανότητα ύπαρξης υδρογονανθράκων στην ευρύτερη περιοχή της δυτικής Ελλάδας, είναι ένα ακόμη κίνητρο για την περαιτέρω διερεύνηση του κόλπου. Τα χαρακτηριστικά της διαστολής και της κατανομής των τάσεων στα πρώτα στάδια της δημιουργίας μιας τεκτονικής τάφου είναι σημαντικά στην κατανόηση των επόμενων σταδίων που οδηγούν στη διάνοιξη των ωκεανών και την ανάπτυξη ηπειρωτικών περιθωρίων. Σήμερα, υπάρχουν λίγες ενεργές εφελκούμενες τεκτονικές τάφροι με ηλικία λίγων εκατομμυρίων ετών, οι οποίες να μας επιτρέπουν τη μελέτη των διεργασιών που συντελούνται κατά τα πρώτα στάδια της διάνοιξης και η Κορινθιακή τάφρος είναι μια από αυτές. Για την καλύτερη κατανόηση των διεργασιών που δρουν στον Κορινθιακό κόλπο, πολλοί ερευνητές μελέτησαν διεξοδικά το τεκτονικό καθεστώς της περιοχής. Έτσι έβγαλαν συμπεράσματα για τα χαρακτηριστικά των ρηγμάτων, όπως το μήκος τους και το ρυθμό μετακίνησης, αλλά και για τη σχέση των ρηγμάτων μεταξύ τους, βασιζόμενοι κυρίως σε στοιχεία από τη χέρσο. Αυτό είχε ως αποτέλεσμα να υπερεκτιμηθεί ο ρόλος συγκεκριμένων ρηγμάτων και κάποια άλλα, κυρίως υποθαλάσσια, να αγνοηθούν εντελώς. Κοιτάζοντας την εξέλιξη των ερευνών στο χρόνο, γίνεται φανερό ότι καθώς προστίθενται θαλάσσια δεδομένα, ιδιαιτερότητες των μοντέλων που δεν ήταν εύκολο να εξηγηθούν ή έρχονταν σε αντίθεση με υπαίθριες παρατηρήσεις, φαίνεται να αντικατοπτρίζουν την πραγματικότητα καλύτερα. Αυτό καθιστά ιδιαίτερα σαφές ότι κυρίως σε περιοχές όπου ένα τμήμα τους βρίσκεται κάτω από την επιφάνεια της θάλασσας, χωρίς την ύπαρξη λεπτομερών υποθαλάσσιων μελετών είναι πολύ δύσκολο να θέσεις τους περιορισμούς που θα οριοθετήσουν τα μοντέλα, προκειμένου να αναπαρασταθεί η πραγματικότητα με όσο το δυνατό πιο ρεαλιστικό τρόπο και να εξηγηθούν τα διάφορα γεωλογικά φαινόμενα. Στο πλαίσιο αυτό, η παρούσα διατριβή επικεντρώθηκε στην εξέλιξη στη διάρκεια του Τεταρτογενούς στον ανατολικό Κορινθιακό κόλπο και τον κόλπο του Λέχαιου. Στην περιοχή αυτή στο παρελθόν, είχε δοθεί, απουσία λεπτομερών θαλάσσιων ερευνών, ιδιαίτερη σημασία σε συγκεκριμένα ρήγματα, όπως το ρήγμα του Ξυλοκάστρου και τα ρήγματα στη χερσόνησο της Περαχώρας. Το γεγονός αυτό οδήγησε σε ανακριβή συμπεράσματα σχετικά με τους 1

12 Διδακτορική διατριβή τεκτονικούς μηχανισμούς που δρουν στην περιοχή και οδηγούν σε ανυψώσεις ή βυθίσεις τεμαχών. Στην παρούσα διατριβή θα παρουσιαστούν στοιχεία που θα υποστηρίζουν πως ως προς το ρήγμα του Ξυλοκάστρου δεν πρόκειται για ένα ενιαίο ρήγμα, όπως πιστευόταν έως σήμερα, αλλά για διαφορετικά τμήματα τα οποία είναι παράλληλα μεταξύ τους και σχηματίζουν κλιμακωτή προς τα δεξιά διάταξη. Αντικείμενα συζήτησης αποτελούν επίσης η αρχιτεκτονική των ρηγμάτων και ο ρυθμός μετατόπισης τους, καθώς επίσης και οι ρυθμοί ιζηματογένεσης κατά τα τελευταία 250 ka. Επιπλέον, η παρουσίαση και η μελέτη νέων υποθαλάσσιων ρηγμάτων στην περιοχή του κόλπου του Λέχαιου, θα δώσει πληροφορίες σχετικά με την έκταση της Κορινθιακής τάφρου κατά τα πρώτα στάδια της δημιουργίας της, καθώς και για την εξέλιξή της στο χώρο και το χρόνο. Θα θέσει σε νέες βάσεις τη μελέτη σχετικά με τους ρυθμούς ανύψωσης των υποθαλάσσιων αναβαθμίδων της Κορίνθου, αλλά και της χερσονήσου της Περαχώρας. Τέλος, θα εξετάσει τις σημαντικότερες φυσικές επικινδυνότητες που μπορεί να εκδηλωθούν στον Κορινθιακό Κόλπο με έμφαση στην εκδήλωση κυμάτων τσουνάμι. Η παρούσα διατριβή δομείται σε οκτώ (8) κεφάλαια. Στο πρώτο κεφάλαιο (1), επιχειρείται μια σύντομη βιβλιογραφική ανασκόπηση των έως σήμερα δημοσιευμένων εργασιών σχετικά με τον Κορινθιακό κόλπο, με ιδιαίτερη αναφορά στην υπό μελέτη περιοχή του ανατολικού τμήματος και του κόλπου του Λέχαιου. Ακολουθούν δύο σύντομα κεφάλαια, το κεφάλαιο 2 όπου προσδιορίζεται και περιγράφεται γεωγραφικά η περιοχή ερευνών και το κεφάλαιο 3 όπου αναπτύσσεται η μεθοδολογία της παρούσας μελέτης. Στο κεφάλαιο 4, γίνεται μια χαρτογράφηση και ανάλυση των ρηγμάτων και της γεωμορφολογίας της περιοχής. Στο επόμενο κεφάλαιο (5), αναλύεται η σεισμική χρονο-στρωματογραφία της λεκάνης του κόλπο του Λέχαιου, ενώ στο κεφάλαιο 6, γίνεται αναφορά στις φυσικές επικινδυνότητες που μπορούν να εκδηλωθούν στον Κορινθιακό κόλπο, με ιδιαίτερη έμφαση στη γένεση κυμάτων τσουνάμι και στις επιπτώσεις στην παράκτια ζώνη. Στο κεφάλαιο 7, γίνεται μια εκτενής συζήτηση για όλα τα ζητήματα που προαναφέρθηκαν, ενώ στη συνέχεια, (κεφάλαιο 8) παρατίθενται τα σημαντικότερα συμπεράσματα της παρούσας διατριβής. Τέλος, μετά την παράθεση της βιβλιογραφίας που χρησιμοποιήθηκε, ακολουθεί παράρτημα με σχετικές δημοσιευμένες εργασίες. 2

13 Κεφάλαιο 1: Ανασκόπηση Βιβλιογραφίας 1. Ανασκόπηση Βιβλιογραφίας 1.1 Κορινθιακός κόλπος Ο Κορινθιακός Κόλπος είναι μια από τις πιο γνωστές περιοχές στον κόσμο όπου λαμβάνουν χώρα διεργασίες διάνοιξης ηπειρωτικών τάφρων (continental rifting) (εικ. 1.1). Για το λόγο αυτό ένας μεγάλος αριθμός ερευνητών έχει ασχοληθεί λεπτομερώς με τη διερεύνηση της σεισμικότητας (Ambraseys & Jackson, 1990; Abercrombie et al., 1995; Pantosti et al., 1996; Collier et al., 1998), του ρυθμού εφελκυσμού (geodesy) (Billiris et al., 1991; Davies et al., 1997; Clarke et al., 1998; Briole et al., 2000), της ενεργού τεκτονικής (Roberts & Jackson, 1991; Taymaz et al., 1991; Doutsos & Poulimenos, 1992; Armijo et al., 1996; Hubert et al,. 1996; Roberts, 1996a 1996b; Morewood & Roberts, 1999, 2001; Westaway, 2002; Goldsworthy et al., 2002; Stefatos et al. 2002; Leeder et al., 2003, 2005; McNeill et al., 2005; Bell et al., 2009; Ford et al., 2013, Hemelsdael & Ford, 2016; Nixon et al., 2016), της στρωματογραφίας (Higgs, 1988; Collier et al., 2000; Leeder et al., 2003) και των διαδικασιών ανύψωσης και βύθισης (Vita-Finzi & King, 1985; Collier et al., 1992; Pirazzoli et al., 1994; Roberts & Stewart, 1994; Stewart & Vita- Finzi, 1996; Dia et al., 1997; Morewood & Roberts, 1999; Kershaw & Guo, 2001; Leeder et al., 2003; Cooper et al., 2007; Sakellariou et al., 2007). Εικόνα 1.1: Άποψη της περιοχής του Κορινθιακού κόλπου από ψηλά. Παρόλη όμως την εντατική προσπάθεια για την κατανόηση των διεργασιών που λαμβάνουν χώρα στον Κορινθιακό κόλπο, υπάρχουν ακόμα περιοχές όπου λίγες μελέτες έχουν πραγματοποιηθεί, με αποτέλεσμα η ερμηνεία των διεργασιών για της περιοχές αυτές να μην είναι πλήρης. Μια από αυτές τις περιοχές αποτελεί και ο κόλπος του Λέχαιου, στο νοτιοανατολικό άκρο του Κορινθιακού κόλπου. 3

14 Διδακτορική διατριβή Γεωδυναμικό καθεστώς Γεωλογία Ο Αιγιακός χώρος αποτελεί μια περιοχή, η οπαία βρίσκεται σήμερα υπό καθεστώς ενεργού εφελκυσμού (McKenzie, 1978; Le Pichon & Angelier, 1981; Jackson & McKenzie, 1988) κυρίως λόγω της καταβύθισης της Αφρικανικής πλάκας κάτω από τη μικροπλάκα του Αιγαίου (Doutsos & Kokkalas, 2001) (εικ. 1.2). Έτσι η ελληνική χερσόνησος αντιπροσωπεύει μια κλασσική περιοχή εφελκυσμού του τύπου «Basin and Range» (Doutsos & Kokkalas, 2001). Σύμφωνα με τους Doutsos & Kokkalas (2001) μια σειρά από ΒΔ-διευθυνόμενες ασύμμετρες λεκάνες διευθετούν τον εφελκυσμό στην περιοχή. Αυτές είναι, από βορρά προς νότο, οι λεκάνες του Αλμυρού, της Αταλάντης, της Τιθορέας, των Μεγάρων και της Κορίνθου (εικ. 1.3). Εικόνα 1.2: Χάρτης της ευρύτερης περιοχής της ανατολικής Μεσογείου, στον οποίο απεικονίζεται το γεωδυναμικό καθεστώς και τα αντίστοιχα διανύσματα κίνησης των τεκτονικών πλακών (από Papazachos & Papazachou 1997). Εξετάζοντας την ευρύτερη περιοχή της Ανατολικής Μεσογείου, τα κύρια γεωτεκτονικά χαρακτηριστικά που επικρατούν είναι το σύστημα του Ελληνικού τόξου, με την καταβύθιση της Αφρικανικής πλάκας κάτω από τη μικροπλάκα του Αιγαίου και τις ζώνες εφελκυσμού που δημιουργούνται, καθώς και η ύπαρξη του ρήγματος της Ανατολίας (εικ. 1.2). Η αφρικανική πλάκα καταβυθίζεται προς βορρά με ταχύτητα περίπου 6 mm/yr, και η μικροπλάκα του Αιγαίου κινείται, ως ενιαίο τέμαχος, με ταχύτητα περίπου mm/yr προς νότιονοτιοδυτικά. Η συνολική σχετική κίνηση είναι της τάξης των 41 mm/yr (McClusky et al., 2000; Tirel et al., 2004; Reilinger et al., 2006) με την Αιγιακή μικροπλάκα να επωθείται στην Αφρικανική πλάκα, δημιουργώντας μια περιοχή όπου η καταβυθιζόμενη πλάκα γίνεται επίπεδη, κυρίως κάτω από την Πελοπόννησο. Ο σχηματισμός της Κορινθιακής τάφρου (graben) 1 θεωρείται αποτέλεσμα της διαστολής που υφίσταται η Αιγιακή μικροπλάκα λόγω της καταβύθισης (Papazachos & Comninakis 1971; McKenzie 1972, Reilinger et al., 2006). Η Κορινθιακή τάφρος εξελίσσεται πάνω στον ηπειρωτικό φλοιό, μπροστά από το ηφαιστειακό τόξο του Αιγαίου, σε μια περιοχή που χαρακτηρίζεται παγκοσμίως, ως μία από τις πιο ενεργές 1 graben: τμήμα του φλοιού, το οποίο έχει βυθιστεί και περιορίζεται από ρήγματα στις επιμήκεις πλευρές του. 4

15 Κεφάλαιο 1: Ανασκόπηση Βιβλιογραφίας περιοχές διαστολής (Papazachos & Comninakis, 1971; McKenzie, 1972, 1978; Makris, 1976; Mercier et al. 1977; Le-Pichon & Angelier, 1981; Angelier et al. 1982; Doutsos et al., 1988; Jackson & McKenzie, 1988). Εκτός αυτού, συγκριτικά με άλλες περιοχές ηπειρωτικής διαστολής (continental extension) είναι μικρότερη σε μέγεθος και νεότερη σε ηλικία. Χαρακτηριστικά παραδείγματα είναι η περιοχή Basin and Range province, με έκταση 800 km, όπου η διαστολή ξεκίνησε 20 εκ. χρόνια πριν (Hamilton, 1987), η εκτεταμένη διαστολή στην Ανατολική Αφρική (East African rift system), η οποία ξεκίνησε 32 εκ. χρόνια πριν (Omar & Steckler, 1995) και η τάφρος της Βαϊκάλης (Baikal rift), όπου διαστολή ξεκίνησε 35 εκ. χρόνια πριν (Mats, 1993). Εικόνα 1.3: Απλοποιημένος χάρτης της τεκτονικής των ρηξιγενών λεκανών στην ανατολική Ελληνική χερσόνησο (ρήγματα και ρηξιγενείς λεκάνες από Doutsos & Kokkalas, 2001). Συντομογραφίες: AG - Κόλπος Αλκυονίδων, ALG Λεκάνη Αλμυρού, ATG Λεκάνη Αταλάντης, GoC - Κορινθιακός Κόλπος, CNB Λεκάνη Νεμέας-Κορίνθου, Κ Κιάτο, KEF Ρήγμα Κεχριές, KLF Ρήγμα Κλένια, LG Κόλπος, MB Λεκάνη Μεγάρων, PG - Πατραϊκός Κόλπος, PP Χερσόνησος Περαχώρας, SG - Σαρωνικός Κόλπος, TG Λεκάνη Τιθορέας, Χ - Ξυλόκαστρο. Ένθετο: Σύνοψη του γεωδυναμικού καθεστώτος της ευρύτερης περιοχής του Αιγαίου. (Τροποποιήθηκαν από McClusky et al., 2000). Ενεργός διαστολή παρατηρείται κυρίως σε ευρείες ζώνες διάτμησης, οι οποίες αποτελούν το βορειοδυτικό και ανατολικό όριο του Αιγιακού μπλοκ, με δεξιόστροφη οριζόντια ολίσθηση και εφελκυσμό κατά μήκος του βορειοδυτικού ορίου (Ζώνη Διάτμησης Κεντρικών Ελληνίδων) και αριστερόστροφη οριζόντια ολίσθηση και εφελκυσμό κατά μήκος του ανατολικού (Ρηξιγενής Ζώνη Δυτικής Ανατολίας) (εικ. 1.4). Αποτελέσματα μετρήσεων GPS δείχνουν ότι το κεντρικό και νότιο τμήμα της Αιγιακής μικροπλάκας κινείται προς νότια 5

16 Διδακτορική διατριβή νοτιοδυτικά με ταχύτητα 30 mm/yr, συγκριτικά ως προς την Ευρασιατική πλάκα (Reilinger et al., 1997; Kahle et al., 2000; McClusky et al., 2000), χωρίς όμως εσωτερική παραμόρφωση (Papanikolaou & Royden, 2007). Εικόνα 1.4: Ταχύτητες GPS σε ένα πλαίσιο αναφοράς, το οποίο ελαχιστοποιεί τη μέση ταχύτητα στην περιοχή του Αιγαίου (McClusky et al., 2000). Οι πιο σκούρες περιοχές επισημαίνουν την κατά προσέγγιση θέση των ζωνών διάτμησης οριοθετώντας το βορειοδυτικό (Ζώνη Διάτμησης Κεντρικών Ελληνίδων) και βορειοανατολικό (Ρηξιγενής Ζώνη Δυτικής Ανατολίας) άκρο του Αιγιακού μπλοκ (από Papanikolaou & Royden, 2007) Ο καθορισμός του μηχανισμού που είναι υπεύθυνος για τη διαστολή στον ευρύτερο Αιγιακό χώρο είναι ένα θέμα έντονης και διαρκούς επιστημονικής συζήτησης που ξεφεύγει από τα όρια αυτής της διατριβής. Για το λόγο αυτό θα αναφερθούν επιγραμματικά οι επικρατέστερες αντιλήψεις που υπάρχουν στη βιβλιογραφία και προτείνουν ως κινητήρια δύναμη της διαστολής (α) την προς νότο υποχώρηση της επωθούμενης πλάκας λόγω αναρρόφησης της, από 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), (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) τη μετά-συγκρουσιακή βαρυτική κατάρρευση του υπερβολικά παχύ ορογενετικού φλοιού (Horvath & Breckhemer, 1982; Le Pichon et al., 1995; Davies et al., 1997; Jolivet, 2001), καθώς και (δ) το συνδυασμό τον παραπάνω δυνάμεων (McClusky et al., 2000; Doutsos & Kokkalas, 2001). Οι Nyst & Thatcher (2004) προτείνουν ότι η παραμόρφωση στον Αιγιακό χώρο σήμερα, σχετίζεται κυρίως, με τη σχετική κίνηση τεσσάρων μικροπλακών (Αιγαίου, Κεντρικής Ελλάδας, Νότιου Μαρμαρά και Ανατολίας), συν την ύπαρξη απομονωμένων ζωνών παραμόρφωσης εντός των μικροπλακών, όπως στο νοτιοανατολικό Αιγαίο και τη νότια Πελοπόννησο (εικ. 1.5). Αν και σε γενικές γραμμές, η παραμόρφωση συγκεντρώνεται στα όρια των μικροπλακών, σε ορισμένες περιπτώσεις, ο εντοπισμός ενεργών ρηγμάτων είναι δύσκολος, όπως για 6

17 Κεφάλαιο 1: Ανασκόπηση Βιβλιογραφίας παράδειγμα στο βόρειο και ανατολικό όριο της μικροπλάκας της Κεντρικής Ελλάδας (Goldsworthy et al., 2002). Χαρακτηριστικό παράδειγμα ωστόσο, αποτελεί το νότιο όριο της ίδιας μικροπλάκας, το οποίο συμπίπτει με την Κορινθιακή τάφρο, όπου γεωδαιτικά δεδομένα δείχνουν ότι η ενεργός διαστολή συντελείται σήμερα μέσα στον κόλπο (Taylor et al, 2011). Εικόνα 1.5: Σχηματική χαρτογράφηση των σταθερών μικροπλακών και των κατά προσέγγιση ορίων τους, όπως προκύπτει από τα αποτελέσματα GPS, την κατανομή ενεργών ρηγμάτων και τους μηχανισμούς γένεσης σεισμών. Οι σχετικές κινήσεις που έχουν προβλεφθεί κατά μήκος των ορίων των μικροπλακών φαίνονται από τα βέλη που δείχνουν κάθε φορά την κίνηση του νότιου μπλοκ σε σχέση με το βόρειο. Εντός αυτού του τεκτονικού πλαισίου αναπτύσσεται ο Κορινθιακός κόλπος, ο οποίος αποτελεί μια επιμήκη θαλάσσια λεκάνη, με συνολικό μήκος που φτάνει τα 115 km, ενώ το πλάτος κυμαίνεται από 15 έως και 30 km περίπου, με βάθος περί τα 900 m. Ο προσανατολισμός της έχει διεύθυνση ΔΒΔ ΑΝΑ και διαιρεί την κεντρική ηπειρωτική Ελλάδα στη Στερεά Ελλάδα και στην Πελοπόννησο (εικ. 1.1 & 1.3). Δυτικά εκτείνεται μέχρι τον πορθμό του Ρίου Αντιρρίου, ο οποίος αποτελεί άνοιγμα προς τον Πατραϊκό κόλπο και την ανοιχτή θάλασσα του Ιονίου Πελάγους, ενώ ανατολικά χωρίζεται σε δύο πιο ρηχές λεκάνες, τον κόλπο των Αλκυονίδων, με βάθος 700 m και τον κόλπο του Λέχαιου, βάθους 650 m, οι οποίες χωρίζονται από τη χερσόνησο της Περαχώρας. Ο κόλπος του Λέχαιου χωρίζεται από το Σαρωνικό κόλπο με το κέρας του Ισθμού της Κορίνθου (Collier et al., 1992). Ως προς τη γεωλογία, ο Κορινθιακός κόλπος μπορεί να περιγραφεί ως μια μετα-αλπική υποθαλάσσια ιζηματογενής λεκάνη, η οποία διατέμνει σχεδόν κάθετα τις γεωτεκτονικές ενότητες των εσωτερικών Ελληνίδων (Brooks & Ferentinos, 1984; Παπανικολάου κ.α., 1997) (εικ. 1.6). Αποτελεί δε, το βορειότερο τμήμα της Κορινθιακής τεκτονικής τάφρου (Sebrier, 1977; Doutsos et al., 1988) και πιο ενεργό σήμερα, με ενεργή διαστολή και καταβύθιση. 7

18 Διδακτορική διατριβή Το νότιο περιθώριο του κόλπου ανυψώνεται, καθώς βρίσκεται στη βάση των περιθωριακών ρηγμάτων εφελκυσμού, ενώ η κεντρική λεκάνη μαζί με το βόρειο περιθώριο βυθίζονται ευρισκόμενα στην οροφή των ρηγμάτων. Εικόνα 1.5: (επάνω) Γεωλογικός χάρτης του Κορινθιακού κόλπου (απόσπασμα από το γεωλογικό χάρτη της Ελλάδος, 1: , ΙΓΜΕ, 1983). (κάτω) Σεισμοτεκτονικός χάρτης του Κορινθιακού κόλπου (απόσπασμα από το σεισμοτεκτονικό χάρτη της Ελλάδος, 1: , ΙΓΜΕ, 1989) Ενεργός διαστολή και Σεισμικότητα Η διάνοιξη του Κορινθιακού κόλπου και η διαστολή η οποία υφίσταται, αντικατοπτρίζονται πλήρως στην έντονη ιστορική (από το 550 π.x.) και σύγχρονη 8

19 Κεφάλαιο 1: Ανασκόπηση Βιβλιογραφίας καταγεγραμμένη σεισμικότητα, η οποία κατατάσσει την τάφρο του Κορινθιακού κόλπου σε μια από τις περισσότερο σεισμικά ενεργές περιοχές στο κόσμο (Ambraseys & Jackson 1990, 1997; Papazachos & Papazachou 1989, 1997; Papadopoulos 2000) (εικ. 1.7). Εικόνα 1.7: Χάρτης σεισμικών επικέντρων για τον Κορινθιακό κόλπο. Σεισμοί από το 550 π.χ ανοικτοί κύκλοι, μαύρα σημεία. Με κόκκινο αστέρι σημειώνονται οι σύγχρονοι σεισμοί με μέγεθος πάνω από 6.0 (κατάλογος Γεωδυναμικού Ινστιτούτου, Εθνικού Αστεροσκοπείου Αθηνών). Από την επίλυση των εστιακών μηχανισμών, τόσο των ισχυρών, όσο και σεισμών μικρότερου μεγέθους, προκύπτει ότι η τάφρος του Κορινθιακού κόλπου διαστέλλεται σε διεύθυνση από Β - Ν έως και ΒΒΑ ΝΝΔ (Papazachos 1976; McKenzie 1978; Jackson, 1987; Taymaz et al., 1991; Hatzfeld et al., 1996; Bernard et al., 1997; Baker et al., 1997, Hatzfeld et al., 2000, Melis et al., 1989; Karakostas et al., 1994; Hatzfeld et al., 1990, Rietbrock et al., 1996 και Rigo et al., 1996). Τα παραπάνω συμπεράσματα ως προς τη διεύθυνση διαστολής είναι σε συμφωνία με αυτά που προκύπτουν από αντίστοιχες χερσαίες νεοτεκτονικές έρευνες (Jackson et al. 1982a, b; Vita-Finzi & King, 1985; Doutsos et al., 1988; Roberts & Jackson, 1991; Doutsos & Poulimenos 1992; Roberts & Koukouvelas, 1996; Doutsos & Kokkalas, 2001), γεωδαιτικές έρευνες (Billiris et al., 1991; Le-Pichon et al., 1995; Davies et al., 1997; Clarke et al & 1998; McClusky et al., 2000; Briole et al., 2000), αλλά και υποθαλάσσιες τεκτονικές έρευνες (Brooks & Ferentinos, 1984; Sakelariou et al., 1998, Λυμπέρης κ.α., 1998, Stefatos et al., 2002, Charalampakis et al. 2014). Η διαστολή στην περιοχή του Κορινθιακό κόλπου κατά τη διάρκεια του Τεταρτοταγούς είναι ταχεία, όπως αποδεικνύεται από μελέτες GPS. Ο ρυθμός διάνοιξης κυμαίνετε από 6 έως 15 mm/yr (Clarke et al., 1997; Briole et al., 2000; Avallone et al., 2004), ενώ οι Roberts & 9

20 Διδακτορική διατριβή Jackson (1991), προτείνουν ότι η ευρύτερη περιοχή των 150 km μεταξύ της βόρειας Πελοποννήσου και της βόρειας Εύβοιας έχει υποστεί μια συνολική ΒΒΑ-ΝΝΔ επέκταση τουλάχιστον km κατά τα τελευταία 5 Ma, με το σημερινό ρυθμό κίνησης να φτάνει τα mm/yr. Ο ρυθμός αυτός κατατάσσει τον Κορινθιακό κόλπο ως τη δεύτερη ταχύτερα διανοιγόμενη τάφρο στο κόσμο, μετά τη λεκάνη Woodlark στον Ειρηνικό ωκεανό (Taylor et al., 1995) και αντιστοιχεί περίπου στο ένα τρίτο (1/3) του συνολικού ρυθμού διαστολής του Αιγαίου (Reilinger et al., 1997; McClusky et al., 2000). Η έναρξη της ταχείας φάσης διαστολής εντοπίζεται πριν από 2.8 ± 0.06 Ma (Leeder et al., 2008). Αναλυτικότερα, ο σημερινός ρυθμός διαστολής για τα δυτικό τμήμα του Κορινθιακού κόλπου υπολογίζεται 15 ± 2 mm/yr, ενώ για το ανατολικό τμήμα 6 ± 2.7 mm/yr (Clarke et al., 1997, 1998; Briole et al., 2000). Η διαφορά αυτή στο ρυθμό διάνοιξης αντικατοπτρίζεται ξεκάθαρα και στη διαφορά της σεισμικότητας μεταξύ δυτικού και ανατολικού κόλπου, με την πολλή υψηλή συγκέντρωση σεισμικών επικέντρων στο δυτικό τμήμα (εικ. 1.7). Ωστόσο οι Clarke et al., (1997), συγκρίνοντας τη γεωδαιτικά μετρούμενη διαστολή με τη διαστολή υπολογιζόμενη με βάση τη σεισμική δραστηριότητα, καταλήγουν στο συμπέρασμα ότι ο δυτικός Κορινθιακός κόλπος υστερεί σε ισχυρούς σεισμούς. Τα τελευταία 100 χρόνια, τρεις ισχυροί σεισμοί με μέγεθος μεγαλύτερο από 6.0 έχουν καταγραφεί στο δυτικό Κορινθιακό κόλπο, με πιο πρόσφατο το σεισμό του Αιγίου, τον Ιούνιο του 1995, με μέγεθος 6.1 (Teslentis et al., 1996; Bernard et al., 1997). Αποτέλεσμα είναι η αθροιστική σεισμική ροπή για τον τελευταίο αιώνα να αντιπροσωπεύει μόλις το 50% της αναμενόμενης, βάση του ρυθμού διάνοιξης που έχει παρατηρηθεί (Clarke et al., 1997). Η κατακόρυφη κίνηση στην περιοχή έχει υπολογιστεί είτε από την ολίσθηση επί σεισμογόνων ρηγμάτων, είτε από έρευνες ανυψωμένων παλαιοακτών και αναβαθμίδων. Για το δυτικό τμήμα, έχουν υπολογιστεί ρυθμοί ανύψωσης από 4 έως 7 mm/yr (Stewart, 1996; De Martini et al., 2004; McNeill & Collier, 2004), ενώ για το ανατολικό γύρω στα 7 mm/yr (Armijo et al., 1996). Ενδιαφέρον παρουσιάζει το γεγονός ότι στο παρελθόν, πολλοί ερευνητές (Armijo et al., 1996; Stewart, 1996; Vita-Finzi, 1996) προσπάθησαν να υπολογίσουν ρυθμούς ανύψωσης στον Κορινθιακό κόλπο, βασιζόμενη μόνο στα ρήγματα της χέρσου. Αυτό είχε ως αποτέλεσμα οι ρυθμοί αυτοί των κατακόρυφων μετατοπίσεων για τα κύρια ρήγματα στη χέρσο, να μην αρκούν για να εξηγήσουν τους γεωδαιτικά υπολογισμένους ρυθμούς διαστολής του Κορινθιακού κόλπου. Μετέπειτα θαλάσσιες γεωφυσικές έρευνες έφεραν στο φως την ύπαρξη ενός αριθμού μικρών, αλλά και μεγαλύτερων υποθαλάσσιων ρηγμάτων, η συνεισφορά των οποίων παίζει καθοριστικό ρόλο στον υπολογισμό του ρυθμού ανύψωσης στα επιμέρους σημεία του κόλπου (Stefatos et al., 2002; McNeill & Collier, 2004). Με την ύπαρξη περισσοτέρων του ενός ρηγμάτων, δεν είναι απαραίτητες πλέον μεγάλες μετατοπίσεις σε ένα και μόνο ρήγμα, κάτι πού άλλωστε δεν υποστηρίζεται και από τη σεισμικότητα της ευρύτερης περιοχής. 10

21 Κεφάλαιο 1: Ανασκόπηση Βιβλιογραφίας Τεταρτογενής τεκτονική Οι πρώτες λεπτομερείς θαλάσσιες έρευνες που πραγματοποιήθηκαν στον Κορινθιακό κόλπο (Brooks & Ferentinos, 1984) έδειξαν πως πρόκειται για μια σύνθετη ασύμμετρη τάφρο (complex asymmetric graben) με κανονικά περιθωριακά ρήγματα, σχεδόν παράλληλα μεταξύ τους και κλιμακωτή προς τα δεξιά διάταξη (Doutsos & Poulimenos, 1992; Stewart & Vita-Finzi, 1996; Λυμπέρης κ.α., 1998). Τα ρήγματα αυτά οριοθετούν το βαθύτερο τμήμα της λεκάνης. Κατά μήκος του νότιου περιθωρίου κλίνουν προς βορρά με διεύθυνση Α Δ έως ΑΝΑ ΔΒΔ, στο κεντρικό τμήμα, ενώ ανατολικά στρέφονται προς ΑΒΑ ΔΝΔ. Γενικά εμφανίζουν υψηλές κλίσεις και μεγάλο κατακόρυφο άλμα, ενώ το μήκος τους κυμαίνεται μεταξύ 1 και 25 km. Αντίθετα, τα ρήγματα που βρίσκονται στο βόρειο περιθώριο, έχουν μικρότερη έκταση και χαμηλότερους ρυθμούς μετατόπισης από ότι αυτά στο νότιο, με αποτέλεσμα η βόρεια ακτογραμμή του κόλπου να εμφανίζει χαρακτηρίστηκα βύθισης (Turner, 2009). Αυτή είναι η ιδιότητα που ώθησε τους περισσότερος ερευνητές να υιοθετήσουν τον όρο «ασύμμετρη τάφρο». Εικόνα 1.8: Σκαριφήματα τεκτονικών τομών κατά μήκος του Κορινθιακού κόλπου, βασισμένα στην ερμηνεία σεισμικών προφίλ ανάκλασης. Οι τομές A, B και C στα ανατολικά δείχνουν ασυμμετρία στο βόρειο περιθώριο, οι τομές F και G στα δυτικά στο νότιο, ενώ οι τομές D και Ε στο κεντρικό τμήμα δείχνουν χαρακτηριστικά «συμμετρικής τάφρου» (από Stefatos et al., 2002). Παρόλα αυτά, η Κορινθιακή τάφρος δεν αποτελεί κλασσικό παράδειγμα ασύμμετρης γεωμετρίας. Η ύπαρξη του χαμηλής κλίσης ρήγματος αποκόλλησης (low angle detachment fault) που απαιτείται σε αυτές τις περιπτώσεις (Busby & Ingrersoll, 1995; Allen & Allen, 2006), αν και έχει προταθεί για τον Κορινθιακό κόλπο (Rigo et al. 16, Sorel 2000; Tiberi et al., 2001; Stefatos etal., 2002), νεότερες έρευνες θέτουν την ύπαρξή του, στο κεντρικό και ανατολικό τμήμα, υπό συζήτηση (Stefatos et al., 2002; Moretti et al., 2003; McNeill & Collier, 2004). 11

22 Διδακτορική διατριβή Επίσης η μεταβολή του πάχος του ηπειρωτικού φλοιού από ~40 km στα δυτικά, σε ~30 km στα ανατολικά (Zelt et al, 2005; Sachpazi et al., 2007) είναι άλλο ένα χαρακτηριστικό που θέτει το χαρακτηρισμό «ασύμμετρη τάφρος» για το σύνολο του κόλπου υπό αμφισβήτηση. Ωστόσο, η εξέτασή του κατά τμήματα δείχνει μια αλλαγή στην πολικότητα (εικ. 1.8). Έτσι, ενώ στα δυτικά εμφανίζει ασυμμετρία στο νότιο περιθώριο, στο κέντρο εμφανίζει χαρακτηριστικά «συμμετρικής τάφρου», ενώ στα ανατολικά εμφανίζει ασυμμετρία στο βόρειο περιθώριο (Stefatos et al., 2002). Παρόμοιες αλλαγές στην πολικότητα έχουν παρατηρηθεί και στην τάφρο της Ανατολικής Αφρικής (East African rift) (Rosendahl, 1986) Ιζηματολογία Ως προς την ηλικία σχηματισμού της Κορινθιακής τάφρου, ερευνητές υποστηρίζουν ότι η κύρια φάση ανάπτυξής της συντελέστηκε στη διάρκεια του Τεταρτογενούς (Brooks & Ferentinos, 1984; Doutsos et al., 1988; Doutsos & Piper,1990), με μετανάστευση των ενεργών ρηγμάτων ολοένα και βορειότερα (Armijo et al., 1996; Doutsos & Poulimenos, 1992; Goldsworthy & Jackson 2001). Η έναρξη της Κορινθιακής τάφρου εξελίχθηκε σε δύο στάδια (Ori, 1989; Doutsos & Piper, 1990) και έλαβε χώρα στo μέσο με άνω Πλειόκαινο (Zelilidis et al, 1988; Doutsos & Piper, 1990) ή σύμφωνα με άλλους ερευνητές στο άνω Μειόκαινο με κάτω Πλειόκαινο (Kelletat et al., 1976; Ori, 1989; Papanikolaou & Royden, 2007; Taylor et al., 2011). Οι αποθέσεις του πρώτου σταδίου αντιπροσωπεύουν ποτάμιο και ρηχό λιμναίο περιβάλλον, πιθανώς χωρίς καμία σύνδεση με την ανοιχτή θάλασσα. Κατά την αρχική βύθιση της λεκάνης δεν υπήρξε ανάπτυξη σημαντικών ρηγμάτων (Doutsos & Piper, 1990) και ο ρυθμός βύθισης ήταν μάλλον αργός και ποτέ δεν ξεπερνούσε το ρυθμό ιζηματογένεσης (Ori, 1989). Εργασίες υπαίθρου στη χέρσο έχουν δείξει ότι οι αποθέσεις αυτές του πρώτου σταδίου χωρίζονται από της υπερκείμενες με μια γωνιώδη ασυμφωνία (Ori, 1989; Doutsos & Piper, 1990). Κατά το δεύτερο στάδιο, στο κάτω Πλειστόκαινο, μια σημαντική αύξηση του ρυθμού βύθισης της λεκάνης σε σχέση με την ανύψωση του νότιου περιθωρίου οδήγησε στο σχηματισμό δέλτα τύπου Gilbert (Malartre et al., 2004). Οι αποθέσεις των δέλτα τύπου Gilbert αποτελούνται από παχιές και απότομα κεκλιμένες αποθέσεις (foresets), υποδεικνύοντας απόθεση σε λεκάνη με απότομα πρανή. Σε ένα τέτοιο περιβάλλον απόθεσης η ιζηματογένεση δεν μπορεί πλέον να αντισταθμίσει τη βύθιση της λεκάνης (Ori, 1989), ενώ τα περιθώρια της λεκάνης καθορίζονται από ενεργά ρήγματα. Στο δυτικό Κορινθιακό Κόλπο οι Poulimenos et al., (1993) και Zelilidis & Kontopoulos, (1996) αναγνώρισαν έναν καινούργιο υποτύπο των κατηγορίας Gilbert δελταϊκών ριπιδίων, τα τραπεζοειδή δελταϊκά ριπίδια. Τα τραπεζοειδή δελταϊκά ριπίδια, χαρακτηρίζονται από την απουσία του τρίτου και κατώτερου τμήματος (bottomsets) ενός δελταϊκού ριπιδίου τύπου Gilbert. Ο ιδιαίτερος αυτός τύπος ριπιδίων αποδίδεται από τους ερευνητές στις ιδιαίτερες τεκτονικές συνθήκες που επικρατούσαν στην περιοχή, λόγω της ύπαρξης υβωμάτων κατά μήκος της λεκάνη και εμπόδιζαν την απόθεση στο κατώτερο τμήμα των ριπιδίων αυτών. 12

23 Κεφάλαιο 1: Ανασκόπηση Βιβλιογραφίας Αποτέλεσμα της έντονης τεκτονικής δραστηριότητας με μετακίνηση των περιθωριακών ρηγμάτων προς τη λεκάνη, είναι δελταϊκά ριπίδια του κάτω Πλειστοκαίνου να βρίσκονται σήμερα ανυψωμένα 1200 m πάνω από τη στάθμη της θάλασσας κατά μήκος του νότιου περιθωρίου του κόλπου (Ori, 1989; Doutsos & Piper, 1990; Poulimenos et al., 1993; Dart et al., 1994; Zelilidis & Kontopoulos, 1996). Αυτά τα δελταϊκά ριπίδια τροφοδοτούνταν από ποταμούς που κατάφεραν να διατηρήσουν την αρχική τους ροή προς το βορρά διαμέσου της τοπογραφίας που δημιουργήθηκε αργότερα εξαιτίας της έντονης τεκτονικής (Seger & Alexander, 1993; Zelilidis, 2000). Τα ίδια ποτάμια εξακολουθούν να παρέχουν ιζήματα, σχηματίζοντας δελταϊκά ριπίδια κατά μήκος της παράκτιας ζώνης. Επιπλέον, προτείνεται και προς τα δυτικά εξάπλωση της τάφρου μεταξύ Πλειοκαίνου και Τεταρτογενούς (Doutsos et al., 1988; Le-Pichon et al., 1995; Armijo et al., 1996). Βαθιές γεωφυσικές έρευνες (Sachpazi et al., 2003; Clement et al., 2004; Taylor et al., 2011) έδειξαν ότι η λεκάνη του Κορινθιακού κόλπου συνίσταται από δύο ενότητες ιζημάτων, το πάχος των οποίων ξεπερνάει κατά θέσεις τα 2 km (εικ. 1.9). Η βαθύτερη ενότητα αντιπροσωπεύει το πρώτο στάδιο διάνοιξης της Κορινθιακής τάφρου με μεταβαλλόμενο πάχος κατά μήκος του κόλπου (Taylor et al., 2011). Η μεταβολή αυτή στο πάχος, αντιστοιχεί στην ύπαρξη τριών κέντρων απόθεσης κατά τη διάρκεια της ιζηματογένεσης, γεγονός που υποδεικνύει ότι η βύθιση της λεκάνης δεν ελέγχεται από ένα μοναδικό ρήγμα κατά μήκος του άξονά της, αλλά από τουλάχιστον τρία κανονικά ρήγματα (Clement et al., 2004). Η ανώτερη ενότητα, η οποία αντιστοιχεί στο τελικό στάδιο διάνοιξης, αποτελείται από τρεις κύριες, διακριτές ιζηματογενείς ακολουθίες, οι οποίες συσχετίζονται με τους έξη παγετο-ευστατικούς κύκλους των τελευταίων 100 χιλιάδων χρόνων (Taylor et al., 2011). Ο ρυθμός ιζηματογένεσης στη λεκάνη κυμαίνεται από 0.4 έως 2.8 mm/yr (Brooks & Ferentinos, 1984; Varnavas et al., 1986; Papatheodorou et al., 2003), ενώ με βάση την ανάλυση πυρήνων ιζημάτων (piston cores) από το κέντρο του κόλπου, ο μέγιστος μέσος ρυθμός ιζηματογένεσης για τα τελευταία χρόνια υπολογίζεται σε 1.8 mm/yr (Moretti et al., 2004). Το χερσαίο βόρειο περιθώριο του Κορινθιακού κόλπου αποτελείται ως επί το πλείστον, από Μεσοζωικούς ασβεστόλιθους, ενώ το νότιο περιθώριο αποτελείται από Πλειοκαινικά ιζηματογενή στρώματα θαλάσσιας και λιμνοθαλάσσιας προέλευσης τα οποία υπόκεινται Πλειστοκαινικών ποτάμιων και λιμνοθαλάσσιων αποθέσεων (Keraudren & Sorel, 1987; Doustos et al., 1988; Ori, 1989; Poulimenos et al., 1989; Doustos & Piper, 1990; Seger & Alexander, 1993; Dart et al., 1994; Armijo et al., 1996). Κατά μήκος του νότιου περιθωρίου, στο δυτικό τμήμα, σύγχρονα δελταϊκά ριπίδια σχηματίζονται κατά μήκος των ακτών του κόλπου, στις περιοχές εκβολής των ποταμών (Ferentinos et al., 1988; Seger & Alexander, 1993; Dart et al., 1994; Collier & Gawthorpe, 1995). Στο κεντρικό τμήμα αντίστοιχα, οι κοίτες των ποταμών προεκτείνονται υποθαλάσσια, μέσω χαραδρώσεων που διατέμνουν την κρηπίδα και την κατωφέρεια, σχηματίζοντας αλληλεπικαλυπτόμενα υποθαλάσσια ριπίδια με παρενστρώσεις ροών κορημάτων και τουρβιδιτικών αποθέσεων (Ferentinos et al., 1988; Charalampakis et al., 2007a). 13

24 Διδακτορική διατριβή Εικόνα 1.9: Βαθιές σεισμικές τομές, στις οποίες φαίνονται με χρώματα οι δυο βασικές ιζηματογενείς ενότητες που απαντώνται στον Κορινθιακό Κόλπο. Το μεταξύ τους όριο έχει ηλικία ka (από Sachpazi et al., 2003). Ο κυριότερος μηχανισμός μεταφοράς και απόθεσης ιζημάτων στη λεκάνη είναι μέσω βαρυτικών μετακινήσεων μαζών, όπως κατολισθήσεις, ροές κορημάτων, ροές ιλύος, ρευστοποιημένες ροές και τουρβιδιτικά ρεύματα (Ferentinos et al., 1988; Papatheodorou & Ferentinos, 1993; Papatheodorou & Ferentinos, 1997; Hasiotis et al., 2002; Papatheodorou et al., 2003). Χερσαία ευρήματα θαλάσσιων και λιμνοθαλάσσιων ιζηματογενών αποθέσεων οδήγησαν τους ερευνητές από πολύ νωρίς (Piper & Panagos, 1979; Richter et al., 1979) να διατυπώσουν τη θεωρία ότι ο Κορινθιακός κόλπος μεταβαίνει διαδοχικά από θάλασσα σε λίμνη. Αργότερα περιγράφηκε και ο μηχανισμός με βάση τον οποίο στη διάρκεια των παγετωδών περιόδων, το επίπεδο της θάλασσας πέφτει κάτω από το οριακό βάθος του στενού του Ρίου Αντιρρίου (62 έως 70 m κάτω από το σημερινό επίπεδο της θάλασσας) και ο κόλπος να απομονώνεται από την ανοικτή θάλασσα (Perissoratis et al., 2000; Collier et al., 2000). 1.2 Ανατολικός Κορινθιακός Κόλπος - Κόλπος Λέχαιου Στα ανατολικά, ο Κορινθιακός κόλπος χωρίζεται σε δύο μικρότερες υπολεκάνες (εικ. 10). Τον κόλπο τον Αλκυονίδων στα βόρεια, με μέγιστο βάθος ~400 m και τον κόλπο του Λέχαιου στα νότια, με μέγιστο βάθος ~300 m. Οι δύο κόλποι χωρίζονται από τη χερσόνησο της Περαχώρας, ενώ δεν είναι ακόμα σαφής η μεταξύ τους σχέση, από δομικής άποψης. Μια πρώτη προσέγγιση σχετικά με τη δημιουργία του κόλπου του Λέχαιου, υποθέτει ότι πρόκειται για ένα πρώιμο στάδιο ταφρογένεσης, από όπου ξεκίνησε η ανάπτυξη του σημερινού Κορινθιακού κόλπου (Sakellariou et al, 2004). Στη συνέχεια, καθώς η διαστολή μετατοπίστηκε 14

25 Κεφάλαιο 1: Ανασκόπηση Βιβλιογραφίας προς τα βόρεια, σχηματίστηκε ο κόλπος των Αλκυονίδων, με μηχανισμό συγκρίσιμο με αυτόν που σχημάτισε την ίδια εποχή το κυρίως τμήμα του Κορινθιακού κόλπου (Leeder et al., 2005) Ρήγμα Ξυλοκάστρου Δύο είναι τα κυριότερα χαρακτηριστικά που έχουν συνδεθεί άμεσα με τη μελέτη του κόλπου του Λέχαιου, για τον οποίο λίγες εργασίες έχουν δημοσιευθεί, σε σύγκριση με τον Κορινθιακό κόλπο και τον κόλπο των Αλκυονίδων. Το πρώτο αφορά στην ύπαρξη μιας τεκτονικής γραμμής (Armijo et al., 1996), η οποία ξεκινάει υποθαλάσσια από τις ακτές του Ξυλοκάστρου και κινείται ανατολικά προς τη χερσόνησο της Περαχώρας, όπου στρέφεται βορειοανατολικά μέχρι των κόλπο των Αλκυονίδων (εικ. 10). Προς τα δυτικά, η ίδια γραμμή ενώνεται στη χέρσο με το ρήγμα του Ξυλοκάστρου. Νεότερες έρευνας, αφενός αποσυνδέουν το χερσαίο από το θαλάσσιο τμήμα αυτής της τεκτονικής δομής (Moretti et al., 2003), αφετέρου υποστηρίζουν πως πρόκειται για διαφορετικά τμήματα τα οποία είναι παράλληλα μεταξύ τους και σχηματίζουν κλιμακωτή προς τα δεξιά διάταξη (Charalampakis et al., 2005 & 2007a). Εικόνα 1.10: Οι υπολεκάνες των Αλκυονίδων και Λέχαιου στον ανατολικό Κορινθιακό Κόλπο και το ρήγμα του Ξυλοκάστρου (κόκκινη γραμμή), όπως είχε θεωρηθεί από τους Armijo et al. (1996). Με βάση την παραπάνω θεώρηση, ενδιαφέρον παρουσιάζει η γεωμετρία των ζωνών μεταβίβασης (step-over zones, από Stewart & Hankcock, 1991) από το ένα τμήμα στο άλλο (εικ. 1.11). Ζώνες μεταβίβασης έχουν περιγραφεί σε πολλές περιοχές που επιδρούν εφελκυστικές τάσεις (Peacock & Purfitt, 2002, Peacock et al., 2016), ενώ υπάρχουν και παραδείγματα από τον ελληνικό χώρο (π.χ. χερσόνησο Περαχώρας, Jackson et al.,1982 και νότια Κρήτη, Stewart & Hankcock, 1991). Στο δυτικό τμήμα του κόλπου έχουν περιγραφεί τεκτονικές ράμπες σύνδεσης (relay ramps) να ελέγχουν τις περιοχές από διαδοχικά υποθαλάσσια ρήγματα (Στεφάτος, 2005; Hemelsdael & Ford, 2016). Αντίστοιχα, για το 15

26 Διδακτορική διατριβή ανατολικό τμήμα, τεκτονικές δομές με διεύθυνση Β Ν έχουν περιγραφεί σαν ζώνες μεταβίβασης μεταξύ των μεγάλων περιθωριακών Α Δ διευθυνόμενων ρηγμάτων (Place et al., 2007). Εικόνα 1.11: Απλοποιημένη αναπαράσταση των διαφορετικών τύπων γεωμετρίας ζωνών μεταβίβασης. Τεκτονικές ράμπες σύνδεσης (επάνω), ρήγματα μετασχηματισμού (κάτω) (από Stewart & Hankcock, 1991) Θαλάσσιες αναβαθμίδες Η δεύτερη ιδιομορφία, από γεωλογικής απόψεως που χαρακτηρίζει τον ανατολικό Κορινθιακό κόλπο είναι οι εντυπωσιακά διατηρημένες, ανυψωμένες θαλάσσιες αναβαθμίδες (ταράτσες) που απαντώνται κυρίως στο νότιο κομμάτι και έχουν αποτελέσει πεδίο μελέτης για πολλούς ερευνητές (π.χ. Keraudren & Sorel, 1987; Armijo et al., 1996; Pirazzoli et al., 2004; Leeder, et al., 2003) (εικ. 1.12). Πρώτος ο Deperet (1913), μόλις στις αρχές του προηγούμενου αιώνα, κατά τη διάρκεια των εκσκαφών για τη διάνοιξη της διώρυγας της Κορίνθου, συσχέτισε τη θαλάσσια απολιθωμένη πανίδα που βρήκε στα ιζήματα με μια πλατφόρμα μετατοπισμένη λόγω κάποιου ρήγματος. Μετέπειτα έρευνες έδειξαν ότι ο σχηματισμός και η ανύψωση των αναβαθμών είναι αποτέλεσμα της αλληλεπίδρασης μεταξύ της ευστατικής διακύμανσης της στάθμης της θάλασσας (fluctuating eustatic sea level) και της τεκτονικής ανύψωσης (tectonic uplift) (π.χ. Chappell, 1974; Anderson et al., 1999). Ταράτσες σχηματίζονται είτε από απόθεση, είτε από διάβρωση. Οι ταράτσες από απόθεση δημιουργούνται από την προέλαση δελταϊκών ριπιδίων κοντά σε εκβολές ποταμών. Ωστόσο ο κυριότερος τρόπος σχηματισμού ταρατσών είναι από διάβρωση, σε περιοχές με χαμηλή παροχή ιζημάτων. Η δράση των κυμάτων διαβρώνει τη χέρσο στο επίπεδο της θάλασσας δημιουργώντας μια επίπεδη πλατφόρμα, με ομαλή κλίση προς τη θάλασσα (1 ο ή 2 ο ). Στη συνέχεια, η επιφάνεια αυτή καλύπτεται από ένα λεπτό στρώμα 16

27 Κεφάλαιο 1: Ανασκόπηση Βιβλιογραφίας ιζήματος (McNeil & Collier, 2004). Η ανύψωση αυτής της επιφάνειας μπορεί να οφείλεται σε τρεις μηχανισμούς. Ο μεν πρώτος αφορά στην πτώση της στάθμης της θάλασσας εξαιτίας ευστατικών διακυμάνσεων (eustatic fluctuation). Ο δεύτερος έχει να κάνει με τεκτονικές κινήσεις τοπικού χαρακτήρα (local tectonic uplift) και αφορά στην κίνηση ρηγμάτων, ενώ ο τρίτος έχει να κάνει με καθολική ανύψωση (regional uplift) εκτεταμένων περιοχών και σχετίζεται με κατακόρυφες κινήσεις μεγάλης κλίμακας. Εικόνα 1.12: Θαλάσσιες ανυψωμένες αναβαθμίδες (με κόκκινη σκιαγράφηση στη χέρσο) στην περιοχή του ανατολικού Κορινθιακού κόλπου (αναβαθμίδες από Armijo et al., 1996). Στη συνέχεια γίνεται περιληπτική αναφορά στις επικρατέστερες απόψεις που έχουν διατυπωθεί συγκεκριμένα για την περιοχή του ανατολικού Κορινθιακού κόλπου (εικ. 1.13). Πρώτος ο Sebrier (1977) περιέγραψε τη στρωματογραφία έξη ταρατσών στην περιοχή της Κορίνθου. Επισήμανε ότι πρόκειται για διαφορετικές δομές, αφού περιέχουν διαφορετικά θαλάσσια απολιθώματα, αντιπροσωπεύουν διαφορετικά περιβάλλοντα και έχουν διαφορετικό βαθμό αποσάθρωσης. Καθώς δεν μπορούσε να εντοπίσει κάποιο ίχνος ρήγματος μεταξύ των διαφορετικών ταρατσών, πρότεινε ότι ο σχηματισμός τους σχετίζεται με παγετο-ευστατικές διακύμανσης της στάθμης της θάλασσας κατά το Πλειστόκαινο. Στη συνέχεια οι Dufaure & Zamanis (1980) παρατήρησαν ότι οι ταράτσες μπορούν να χωριστούν σε περισσότερες πλατφόρμες και πρότειναν ότι η ισχυρή κατακόρυφη ανύψωση ευνοεί το σχηματισμό πολλαπλάσιων πλατφόρμων. Σε παρόμοια συμπεράσματα κατέληξαν και οι Keraudren & Sorel (1987). Οι Mariolakos & Stiros (1987), περιέγραψαν ένα μοντέλο παραμόρφωσης βάση του οποίου παρατηρείται διόγκωση του φλοιού, με συνέπεια την ανύψωση της περιοχής, κάτι που δεν επιβεβαιώνεται όμως ούτε από το τεκτονικό καθεστώς στην περιοχή, ούτε από αποτελέσματα σεισμικής τομογραφίας για τον ευρύτερο χώρο. Για καθολική ανύψωση όλης 17

28 Διδακτορική διατριβή της περιοχής κάνουν λόγο οι Le Pichon & Angelier (1981), Collier (1990) και Leeder et al. (2003) λόγω της σύρσης της Αιγιακής μικροπλάκας πάνω από την Αφρικανική πλάκα. Την περίπλοκη σχέση μεταξύ ενεργών κανονικών ρηγμάτων και ιζηματογενών διεργασιών, με βάση την ερμηνεία της επιφανειακής μορφολογίας και της ιζηματολογικής περιγραφής των ταρατσών, περιέγραψαν οι Doutsos & Piper (1990). Εικόνα 1.13: Προτεινόμενα μοντέλα ανύψωσης για τις θαλάσσιες αναβαθμίδες γύρω από τον κόλπο του Λέχαιου. (α) Παραμόρφωση του φλοιού, β) ανύψωση της βάσης των ρηγμάτων στα βορειοδυτικά (Ξυλόκαστρο Περαχώρα), γ) ανύψωση λόγω της προς τα δυτικά προέλασης των ρηγμάτων του συστήματος των ανατολικών Αλκυονίδων, δ) ανύψωση της βάσης των ρηγμάτων στα βόρεια (κόλπος Αλκυονίδων) και ε) ομογενής, ασεισμική ανύψωση της ευρύτερης περιοχής (τροποποίηση από Turner, 2009). Παρόμοια μοντέλα, χρησιμοποίησαν ρήγματα, χερσαία και υποθαλάσσια, για να εξηγήσουν την ανύψωση στη χερσόνησο της Περαχώρας. Οι Morewood & Roberts (1991) προτείνουν ότι η ανύψωση των βορείων ακτών του κόλπου του Λέχαιου οφείλεται στην προέκταση του ανατολικού τμήματος του ρήγματος των Αλκυονίδων. Για την ίδια περιοχή, οι 18

29 Κεφάλαιο 1: Ανασκόπηση Βιβλιογραφίας Dia et al. (1997) και Goldsworthy & Jackson (2001) θεωρούν ότι υπεύθυνα για την ανύψωση είναι τα υποθαλάσσια ρήγματα που βρίσκονται βορειότερα στον κόλπο των Αλκυονίδων. Παρότι τα περισσότερα μοντέλα θα μπορούσαν να αντικατοπτρίζουν την πραγματικότητα, κοιτάζοντας την εξέλιξη τους με το χρόνο, βλέπει κανείς ότι με όλο και νεότερες έρευνες και με περισσότερα δεδομένα, αποκαλύπτετε η σημασία της ύπαρξης υποθαλάσσιων ρηγμάτων. Αυτό καθίσταται ιδιαίτερα σαφές κυρίως σε περιοχές όπου ένα τμήμα τους βρίσκεται κάτω από την επιφάνεια της θάλασσας, όπως ο κόλπος των Αλκυονίδων και του Λέχαιου. Εκεί, χωρίς την ύπαρξη λεπτομερών υποθαλάσσιων μελετών είναι πολύ δύσκολο να θέσεις τους περιορισμούς που θα οριοθετήσουν το μοντέλο σου, προκειμένου να αναπαραστήσεις την πραγματικότητα με όσο το δυνατό πιο ρεαλιστικό τρόπο. 19

30 Διδακτορική διατριβή 20

31 Κεφάλαιο 2: Περιοχή Έρευνας 2. Περιοχή Έρευνας 2.1 Γεωγραφικά στοιχεία Όρια Αντικείμενο έρευνας της παρούσας διατριβής αποτελεί μέρος της θαλάσσιας λεκάνης του Κορινθιακού κόλπου. Συγκεκριμένα, το κεντρικό και ανατολικό τμήμα του νοτίου περιθωρίου του κόλπου, συμπεριλαμβανομένου του κόλπου του Λέχαιου. Η περιοχή έρευνας εκτείνεται μεταξύ 22 ο 30 Α έως 23 ο 00 Α και 37 ο 50 Β έως 38 ο 10 Β, ενώ καλύπτει έκταση 400 km 2 θαλάσσιου πυθμένα (εικ. 2.1). Εικόνα 2.1: Γενική άποψη του Κορινθιακού κόλπου. Στο κόκκινο τετράγωνο περικλείεται η περιοχή μελέτης. Γεωγραφικά, περιλαμβάνει το θαλάσσιο χώρο που απλώνεται βόρεια του οικισμού Καμάρι (ρέμα Φόνισσα) μέχρι την αρχή της λεκάνης και φτάνει προς τα ανατολικά μέχρι την πόλη της Κορίνθου και του Λουτρακίου, στον κόλπο του Λέχαιου. Βόρειο όριο της περιοχής είναι οι βορειοδυτικές βραχώδεις ακτές της χερσονήσου της Περαχώρας. 2.2 Φυσιογραφία περιοχής έρευνας Ο Κορινθιακός κόλπος συγκροτείται από μια βαθιά θαλάσσια λεκάνη, η οποία στενεύει και ρηχαίνει προς τα δυτικά, ενώ προς τα ανατολικά περιορίζεται από δύο υπολεκάνες, μικρότερου βάθους. Η λεπτομερής αποτύπωση του πυθμένα (Στεφάτος, 2005) δείχνει στο κύριο τμήμα του Κορινθιακού κόλπου ότι διακρίνονται τρεις χαρακτηριστικές φυσιογραφικές ενότητες, (α) της κρηπίδας, (β) της κατωφέρειας (πλαγιά) και (γ) της αβυσσικής πεδιάδας (κύρια λεκάνη) (εικ. 2.2). Η κρηπίδα εμφανίζεται καλά αναπτυγμένη στο βόρειο περιθώριο, 21

32 Διδακτορική διατριβή ενώ στα νότια είναι σαφώς περιορισμένη, με περιπτώσεις κατά τόπους να μην ξεπερνά τα λίγα μέτρα σε έκταση (π.χ. περιοχή Ξυλοκάστρου). Αντίστοιχη εικόνα παρουσιάζει και η κατωφέρεια, με κλίσεις σχεδόν διπλάσιες στο νότιο περιθώριο, σε σχέση με το βόρειο. Τις ενότητες της κρηπίδας και της κατωφέρειας διατέμνουν πλήθος υποθαλάσσιων χαραδρώσεων και καναλιών, τα οποία τροφοδοτούν με ιζηματογενές υλικό την αβυσσική πεδιάδα, στην οποία καταλήγουν. Η αβυσσική πεδιάδα καταλαμβάνει το κεντρικό τμήμα του Κορινθιακού κόλπου, είναι σχεδόν επίπεδη και φτάνει σε βάθος τα 920 m. Στο νότιο περιθώριο του κόλπου, οι κύριες χαραδρώσεις σχετίζονται άμεσα με τις εκβολές μεγάλων ποταμών αποτελώντας ουσιαστικά την υποβρύχια προέκτασή τους (Heezen et al., 1966; Brooks & Ferentinos, 1984). Στο δυτικό του άκρο, ο Κορινθιακός κόλπος στενεύει και ρηχαίνει, σχηματίζοντας το στενό του Ρίου Αντιρρίου, μέσω του οποίου συνδέεται με τον Πατραϊκό κόλπο. Στα ανατολικά χωρίζεται σε δυο μικρότερες λεκάνες. Τον κόλπο των Αλκυονίδων στα βόρεια, ο οποίος αποτελεί μια μικρού μεγέθους λεκάνη, με σχηματισμένη υφαλοκρηπίδα, κατωφέρεια και κεντρική λεκάνη, όπως και ο κύριος Κορινθιακός κόλπος (Στεφάτος, 2005). Στα νότια, βρίσκεται ο κόλπος του Λέχαιου, ο οποίος χωρίζεται από αυτόν τον Αλκυονίδων, από τη χερσόνησο της Περαχώρας, ενώ από το Σαρωνικό κόλπο από το κέρας του Ισθμού της Κορίνθου (Collier et al., 1992). Τα τελευταία 100 χρόνια επικοινωνεί με το Σαρωνικό κόλπο διαμέσου τεχνητής διώρυγας. Με βάση τη σημερινή κατάσταση ο κόλπος του Λέχαιου αποτελεί μια ρηχή λεκάνη, της οποίας ο άξονας μέγιστου βάθους έχει διεύθυνση ΒΔ ΝΑ και εμφανίζεται μετατοπισμένος προς το βόρειο περιθώριο του κόλπου. Ταυτόχρονα κλίνει προς τα ΒΔ, με ήπια κλίση στο νοτιοανατολικό τμήμα και πιο απότομη (~4 ο ) στο βορειοδυτικό. Από τον κυρίως Κορινθιακό κόλπο χωρίζεται από τη ράχη του Ηραίου, η οποία αποτελεί υποθαλάσσια προέκταση της χερσονήσου της Περαχώρας. Εικόνα 2.2: Φυσιογραφικές ενότητες στον Κορινθιακό κόλπο και μοντέλο τρισδιάστατης απεικόνισης (3D). 22

33 Κεφάλαιο 2: Περιοχή Έρευνας Ο κόλπου του Λέχαιου έχει μήκος περίπου 14 km και πλάτος 9 km, ενώ η έκταση του φτάνει τα 120 km 2 (εικ. 2.3). Στο νοτιοανατολικό άκρο είναι συμμετρικός, σε αντίθεση με το βορειοδυτικό άκρο όπου εμφανίζετε ασύμμετρος. Ο κόλπος βαθαίνει προς τα βορειοδυτικά, φθάνοντας μέχρι τα 350 m. Η κρηπίδα στα νότια εκτείνεται μέχρι την ισοβαθή των 150 m. Έχει πλάτος 5 km, μεταξύ Κιάτου και Κορίνθου, ενώ ο πυθμένας βαθαίνει ομαλά προς τα βορειοανατολικά με κλίση περίπου 1.5. Στο βόρειο τμήμα του κόλπου, η κρηπίδα είναι στενή με πλάτος περίπου 2.5 km, ενώ χαρακτηρίζεται από πολύ απότομη κλίση που φτάνει τις 22 περίπου (εικ. 2.3). Η παραπάνω μορφολογία δείχνει ότι ο κόλπος του Λεχαίου μπορεί να χαρακτηριστεί σαν μια κατοπτρική εικόνα του κόλπου των Αλκυονίδων (Sakellariou et al., 2007), έχοντας το κέρας της Περαχώρας ως άξονα συμμετρίας (εικ. 2.2). Εικόνα 2.3: Λεπτομερής βυθομετρική απεικόνιση της περιοχής μελέτης (ψηφιακό μοντέλο εδάφους με μέγεθος κελιού ~55 m). Ο θαλάσσιος χώρος βόρεια της υποθαλάσσιας ράχης του Ηραίου, κατά μήκος του νοτιοανατολικού περιθωρίου του Κορινθιακού Κόλπου, από το Ξυλόκαστρο προς τη χερσόνησο της Περαχώρας, μπορεί να διακριθεί σε δύο περιοχές (εικ. 2.3). Στα δυτικά, κατά μήκος της ακτής της Πελοποννήσου, όπως στο σύνολο του κόλπου διακρίνονται τρεις μορφολογικές ζώνες: η κρηπίδα, η κατωφέρεια και η αβυσσική πεδιάδα. Η κρηπίδα εκτείνεται μέχρι το βάθος των 100 m. Το πλάτος της κυμαίνεται από λίγα μέτρα (μόλις 15 m) μπροστά από την πόλη του Ξυλοκάστρου, μέχρι 2.5 km προς τα ανατολικά, στην περιοχή του Κιάτου. Η κατωφέρεια ξεκινάει από τα 100 m βάθος και φτάνει τα 800 m, με μέση διεύθυνση κλίσης ΒΒΑ. Η κλίση της 23

34 Διδακτορική διατριβή κυμαίνεται από 17 ο και 22 ο στο ανώτερο τμήμα, ενώ το κατώτερο τμήμα είναι αρκετά πιο απότομο, με κλίσεις που ξεπερνούν τις 30 ο. Ο πυθμένας της λεκάνης (αβυσσική πεδιάδα) είναι επίπεδος και φτάνει σε βάθος τα 830 m (εικ. 2.3). Προς τα βόρεια, κατά μήκος της βορειοδυτικής ακτής της χερσονήσου της Περαχώρας, μόνο δύο μορφολογικές ενότητες μπορούν να διακριθούν σαφώς, η κατωφέρεια και η λεκάνη (εικ. 2.3). Η υφαλοκρηπίδα είναι είτε πολύ στενή, είτε ανύπαρκτη. Στις περισσότερες περιπτώσεις, η πλαγιά αρχίζει μόλις λίγα μέτρα από την ακτή, ενώ εκτείνεται για περίπου 2.2 km και φτάνει στον πυθμένα της λεκάνης σε βάθος 800 m. Η γενική διεύθυνση της πλαγιάς είναι προς τα βορειοδυτικά, με μέση τιμή κλίσης περίπου 20, η οποία κατά τόπους μπορεί να είναι και μεγαλύτερη (εικ. 2.3). 24

35 Κεφάλαιο 3: Μεθοδολογία 3. Μεθοδολογία 3.1 Συλλογή δεδομένων Τα αποτελέσματα και συμπεράσματα της παρούσας διδακτορικής διατριβής βασίζονται σχεδόν εξ ολοκλήρου στην ερμηνεία θαλάσσιων γεωφυσικών δεδομένων. Για το σκοπό αυτό χρησιμοποιήθηκαν ήδη υπάρχοντα δεδομένα για την περιοχή, αλλά πραγματοποιήθηκε και νέα συλλογή δεδομένων. Πιο συγκεκριμένα, το Σεπτέμβριο του 2004 εκτελέστηκαν από το Εργαστήριο Θαλάσσιας Γεωλογίας & Φυσικής Ωκεανογραφίας (Ε.ΘΑ.ΓΕ.Φ.Ω.) θαλάσσιες έρευνες στην περιοχή που εκτείνεται από δυτικά του Ξυλοκάστρου έως το Κιάτο. Στο πλαίσιο των παραπάνω ερευνών πραγματοποιήθηκε συλλογή σεισμικών δεδομένων ανάκλασης με δύο διαφορετικούς τύπους σεισμικών πηγών. Αρχικά χρησιμοποιήθηκε τομογράφος υποδομής πυθμένα των 3.5 khz της Ferranti O.R.E., για λεπτομερή αποτύπωση των ανώτερων 30 με 50 m των επιφανειακών ιζημάτων. Η συλλογή των δεδομένων έγινε με συρόμενο σημειακό πομποδέκτη των 4 υδροφώνων, προσαρμοσμένο στα πλευρικά τοιχώματα του σκάφους (εικ. 3.1). Για μεγαλύτερη διεισδυτική ικανότητα και διερεύνηση της υποδομής του πυθμένα σε βάθος, χρησιμοποιήθηκε σεισμική πηγή sparker των 1.6 kj της S.I.G. Για τη συλλογή των δεδομένων χρησιμοποιήθηκε συρόμενη σεισμική πηγή αποτελούμενη από μη βυθιζόμενο καλώδιο και διάταξη ηλεκτροδίων σε μορφή ψαροκόκαλου (herring bone) της S.I.G.. Η συλλογή το ανακλώμενου σήματος πραγματοποιήθηκε από συρόμενη συστοιχία δώδεκα (12) υδροφώνων, με συνολικό μήκος 18 m (εικ. 3.2). Εικόνα 3.1: Τομογράφος υποδομής πυθμένα των 3.5 khz της Ferranti O.R.E., με συρόμενο σημειακό πομποδέκτη των 4 υδροφώνων. Η μέση διείσδυση που επιτεύχθηκε κυμαίνεται από λιγότερο από 50 έως 200 ms αμφίδρομο χρόνο ταξιδιού ( TWTT ) για τα προφίλ από τον τομογράφο sparker και μεταξύ 10 και 80 ms TWTT για τα προφίλ από τον τομογράφο των 3.5 khz. Η χαμηλότερη διείσδυση παρατηρείται στην κατωφέρεια, λόγω της μεγάλης κλίσης του εδάφους. Η καταγραφή του ανακλώμενου σήματος και για τις δύο σεισμικές πηγές πραγματοποιήθηκε σε ένα κανάλι, τόσο αναλογικά όσο και ψηφιακά (εικ. 3.3). Για την αναλογική καταγραφή χρησιμοποιήθηκε ηλεκτροστατικού τύπου εκτυπωτής γραμμικής 25

36 Διδακτορική διατριβή σάρωσης της E.P.C., με ηλεκτρο-ευαίσθητο χαρτί δυναμικού εύρου (dynamic range) 64 db. Στα δεδομένα του τομογράφου υποδομής πυθμένα των 3.5 khz το φάσμα του φίλτρου που χρησιμοποιήθηκε ήταν μεταξύ 2800 και 3800 Hz. Στη συνέχεια στο σήμα εφαρμόστηκαν αναλογικά φίλτρα αυτόματης ενίσχυσης (AGC - automatic gain control) προτού το σήμα καταγραφεί στο χαρτί. Στα δεδομένα τύπου sparker εφαρμόστηκε φίλτρο ευρείας διέλευσης με συχνότητες μεταξύ 500 και 1100 Hz, ενώ για την ενίσχυση του σήματος εφαρμόστηκαν και εδώ αναλογικά φίλτρα αυτόματης ενίσχυσης (AGC - automatic gain control). Εικόνα 3.2: Σεισμική πηγή sparker των 1.6 kj της S.I.G. Η ψηφιακή καταγραφή των δεδομένων έγινε με μονάδα συλλογής ψηφιακού σήματος της Triton Elics. Το μονο-κάναλο, σεισμικό σήμα ενισχύθηκε με τη βοήθεια μιας απλής γραμμικής ράμπας ενίσχυσης (0-40db) προτού αυτό ψηφιοποιηθεί. Η ψηφιοποίηση του σήματος έγινε δίχως να προηγηθεί περαιτέρω επεξεργασία, μέσο πλακέτας ψηφιοποίησης (A/D board at 32-bit) και συχνότητα δειγματοληψίας μεγαλύτερη της συχνότητας Nyquist (fn), προκειμένου να αποφευχθούν φαινόμενα παραλλαγής (aliasing effect), δηλαδή, Hz για το τομογράφο τύπου Pinger και 4000 Hz για το τομογράφο τύπου Sparker. Η αποθήκευση του σήματος έγινε σε μορφή TRA (Elics format) στο σκληρό δίσκο και ακολούθησε δημιουργία αντιγράφων ασφαλείας στο τέλος της κάθε ημέρας συλλογής δεδομένων σε οπτικούς δίσκους. Η διαδικασία συλλογής και αποθήκευσης του ψηφιακού σήματος καθώς και ο ποιοτικός έλεγχος σε πραγματικό χρόνο έγινε με το λογισμικό πακέτο Delph Seismic (Triton Elics). Εικόνα 3.3: Καταγραφικές μονάδες. (αριστερά) Ηλεκτροστατικού τύπου εκτυπωτής γραμμικής σάρωσης της E.P.C. (δεξιά) Ψηφιακή καταγραφική μονάδα συλλογής ψηφιακού σήματος της Triton Elics. 26

37 Κεφάλαιο 3: Μεθοδολογία Για τη συλλογή των δεδομένων χρησιμοποιήθηκε το μικρού βυθίσματος αλιευτικό σκάφος «Ειρήνη - Σοφία», το οποίο διαμορφώθηκε κατάλληλα για την διεξαγωγή της έρευνας (εικ. 3.4). Η πλοήγηση του σκάφους έγινε με τη χρήση δορυφορικού συστήματος προσδιορισμού θέσης τύπου G.P.S. της Magellan, το οποίο είχε ακρίβεια προσδιορισμού θέσης της τάξης των 10 μέτρων. Το σύστημα συντεταγμένων που χρησιμοποιήθηκε ήταν το Παγκόσμιο Γεωδαιτικό Σύστημα 1984 (WGS84), για να εξασφαλιστεί η ομοιογένεια με παλιότερα δεδομένα. Εικόνα 3.4: Το αλιευτικό σκάφος «Ειρήνη Σοφία» με το οποίο εκτελέστηκαν οι έρευνες. Η ταχύτητα πλεύσης σε γενικές γραμμές κυμάνθηκε μεταξύ 3,5 και 5 κόμβων, ανάλογα με τις επικρατούσες συνθήκες θαλάσσης και τα επιτρεπτά όρια λειτουργίας των οργάνων. Σε ορισμένες περιπτώσεις όπου η κλίση της κατωφέρειας ήταν πολύ μεγάλη, η ταχύτητα πλεύσης μειώθηκε στους κόμβους προκειμένου να επιτευχθεί η βέλτιστη καταγραφή. Το συνολικό μήκος των ερευνητικών πορειών έφτασε τα 360 km, εκ των οποίων 200 km έγιναν με τον τομογράφο υποδομής πυθμένα των 3.5 khz και 160 km τον τομογράφο τύπου Sparker. Η απόσταση μεταξύ των διαδοχικών πορειών δεν ξεπέρασε το 1 km (εικ. 3.5). Εκτός των δεδομένων, τα οποία συλλέχτηκαν από το ΕΘΑΓΕΦΩ, για την πληρέστερη μελέτη της περιοχής χρησιμοποιήθηκαν δεδομένα που παραχώρησε το Ελληνικό Κέντρο Θαλασσίων Ερευνών (ΕΛΚΕΘΕ) για το σκοπό αυτό. Πρόκειται για δεδομένα σεισμικής ανάκλασης που συλλέχθηκαν το 1995 στην ευρύτερη περιοχή του Κορινθιακού Κόλπου και το 2004 στον κόλπο του Λέχαιου με το Ω/Κ Αιγαίο (εικ. 3.5). Το μήκος τον ερευνητικών πορειών ήταν 1400 km (εκ των οποίων μελετήθηκαν τα 650 Km) για την πρώτη περίοδο και 100 Km για τη δεύτερη, με απόσταση μεταξύ των πορειών της τάξης του 1.5 km. H σεισμική πηγή που χρησιμοποιήθηκε και για τις δύο περιόδους ήταν τύπου πιστονιού αέρα (air-gun), η διείσδυση της οποίας φτάνει τα 600 ms. Για την μεν πρώτη περίοδο, η χωρητικότητα του θαλάμου ήταν 10 inch 3, ενώ η λήψη του ανακλώμενου σεισμικού σήματος γινόταν από συρόμενη συστοιχία 48 υδροφώνων (48 hydrophone streamer), διατεταγμένα κατά μήκος του άξονα. Το σήμα από τα 16 υδρόφωνα συντέθηκε σε ένα κανάλι και καταγραφόταν αναλογικά από ηλεκτροστατικού τύπου εκτυπωτή γραμμικής σάρωσης, σε ηλεκτρο-ευαίσθητο χαρτί. Για τη δεύτερη περιοδο 27

38 Διδακτορική διατριβή ερευνών έγινε χρήση πιστονιού αέρα, με χωρητικότητα θαλάμου 5 inch 3. Η λήψη γινόταν από συρόμενη συστοιχία 48 υδροφώνων (48 hydrophone streamer), ενώ η καταγραφή γινόταν ψηφιακά με μονάδα συλλογής ψηφιακού σήματος της Triton Elics. Επίσης για την περιοχή του κόλπου του Λέχαιου χρησιμοποιήθηκαν επιπλέον δεδομένα υψηλής διακριτικής ικανότητας από τομογράφο υποδομής πυθμένα (SBP) τύπου Boomer, διεισδυτικής ικανότητα έως 100 ms TWTT, τα οποία έχουν συλλεχθεί από το ΕΛΚΕΘΕ το Την ερμηνεία των παραπάνω δεδομένων, βοήθησε η χρήση ηχογραφιών πλευρικής σάρωσης (side scan sonar records), από το αρχείου του ΕΘΑΓΕΦΩ, τύπου ASDIC που συλλέχθηκαν το 1983 στη διάρκεια του ερευνητικού πλόα του R.R.S. Discovery (εικ. 3.5). Ο συγκεκριμένος τύπος πρότυπου ηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης, μέσης εμβέλειας, βασιζόταν στην εκπομπή και λήψη, υψηλής συχνότητας (30-50 khz), ακουστικής δέσμης η οποία σάρωνε ενιαία ζώνη πυθμένα μήκους 1500 μέτρων, εγκάρσια κατά μήκος της πορείας του πλοίου. Οι παραγόμενες ηχογραφίες του πυθμένα αποτυπώνονταν σε χαρτί από αναλογικό καταγραφικό σύστημα δίχως τη δυνατότητα διόρθωσης της εικόνας για την παραμόρφωση πλάγιας απόστασης (slant range distortion). Εικόνα 3.5: Χάρτης με τις θέσεις των σεισμικών προφίλ που χρησιμοποιήθηκαν στη παρούσα μελέτη. Με μαύρο παχύ χρώμα οι γραμμές που αφορούν σε προφίλ που απεικονίζονται στα σχήματα. Ο αριθμός δίπλα από το προφίλ αντιστοιχεί στον αριθμό κάθε εικόνας. Πολυκαναλικά δεδομένα ανάκλασης (MCS) γραμμές L05, L06, L37 & L45 από Taylor et al. (2011). Δεδομένα από πιστόνι αέρα στον κόλπο του Λέχαιου από την έρευνα έρευνες ΕΛΚΕΘΕ 2004, ενώ για τον υπόλοιπο Κορινθιακό κόλπο από έρευνες ΕΛΚΕΘΕ 1995 και RSS Shackleton Δεδομένα από τομογράφο υποδομής πυθμένα 3.5 khz στο ανατολικό άκρο του κόλπου του Λέχαιου από έρευνα ΕΛΚΕΘΕ Δεδομένα (τομογράφοι υποδομής πυθμένα 3.5 khz και sparker) στη θαλάσσια περιοχή Ξυλόκαστρο Κιάτο, συλλεχτήκαν από το Εργαστήριο Θαλάσσιας Γεωλογίας & Φυσικής Ωκεανογραφίας (Πανεπιστήμιο Πατρών) το

39 Κεφάλαιο 3: Μεθοδολογία Για την καλύτερη κατανόηση της μορφολογίας του πυθμένα χρησιμοποιήθηκαν δεδομένα από πολυδεσμικό ηχοβολιστή (Swath bathymetric data), τα οποία συλλέχθηκαν από το ΕΛΚΕΘΕ μεταξύ 2001 και Τα βαθυμετρικά δεδομένα μετατράπηκαν σε ψηφιακό μοντέλο εδάφους με μέγεθος κελιού (~55 m), ενώ προκειμένου να καλυφθούν οι περιοχές κοντά στην ακτή όπου υπήρχε απουσία δεδομένων, ψηφιοποιηθήκαν σημεία από ναυτικούς χάρτες Τέλος, προκειμένου να διερευνηθεί η βαθύτερη δομή της περιοχής του ανατολικού Κορινθιακού κόλπου χρησιμοποιήθηκαν πολυκαναλικά σεισμικά δεδομένα ανάκλασης από τον ερευνητικό πλου του R/V Maurice Ewing το 2001, που έχουν ήδη δημοσιευθεί (Taylor et al., 2011). 3.2 Επεξεργασία και ανάλυση δεδομένων Όλα τα αναλογικά δεδομένα σαρώθηκαν σε σαρωτή Α0, στις εγκαταστάσεις του Εθνικού Αστεροσκοπείου Αθηνών (στα πλαίσια του προγράμματος «Seiscanex», το οποίο χρηματοδοτήθηκε από την Ευρωπαϊκή Ένωση), με σκοπό τη μετατροπή τους σε ψηφιακές εικόνες υψηλής ανάλυσης. Η μετατροπή αυτή βοήθησε σημαντικά στην ποιοτική βελτίωση των καταγραφών μέσω προγραμμάτων επεξεργασίας εικόνας για την καλύτερη ερμηνεία τους, αλλά και στην προετοιμασία για την παρουσίαση τους. Στα ψηφιακά δεδομένα έγινε επεξεργασία του ψηφιακού σήματος με το λογισμικό πακέτο Delph Seismic (Triton Elics). Για την επεξεργασία των σεισμικών γραμμών χρησιμοποιήθηκαν κατά περίσταση αντίστοιχα φίλτρα ευρείας μπάντας διέλευσης και ενίσχυση σήματος με μία από τις διαθέσιμες μεθόδους (α) αυτόματου τύπου (Automatic Gain Control - AGC), (β) μεταβαλλόμενου χρόνου (Time Varied Gain - TVG) και (γ) προσαρμοσμένης ενίσχυσης (Adaptive Gain - ADG). Σε ορισμένες περιπτώσεις και όπου η γεωλογία του πυθμένα το επέτρεπε πραγματοποιήθηκε και σύνθεση 2 ή και 3 σεισμικών ιχνών (seismic traces) προκειμένου να βελτιωθεί ο λόγος σήματος προς θόρυβο (S/N, signal to noise ratio). Η διαχείριση και ερμηνεία των σεισμικών δεδομένων υποστηρίχθηκε από το λογισμικό Delph Map (Triton Elics). Η τελική παρουσίαση όλων των ψηφιακών δεδομένων έγινε μέσω του λογισμικού πακέτου απεικόνισης SeiSee. Για τη μετατροπή του χρόνου διαδρομής του ήχου στα ιζήματα, χρησιμοποιήθηκαν για μεν τα ανώτερα στρώματα (0-0.5 s κάτω από το θαλάσσιο πυθμένα) μέσες ταχύτητες km/s, ενώ για τα πιο βαθιά στρώματα (0.5-1 s) μέσες ταχύτητες km/s. Οι τιμές αυτές θεωρούνται αντιπροσωπευτικές τόσο για την περιοχή του Κορινθιακού κόλπου (Collier et al., 2000; Moretti et al., 2004; Bell et al., 2009), όσο και γενικά (Hamilton, 1979, 1980). Το αποτελέσματα από την ερμηνεία των γεωφυσικών καταγραφών οδήγησαν στη χαρτογράφηση της περιοχής έρευνας και την ταξινόμηση των διαφόρων γεωλογικών χαρακτηριστικών σε γεωγραφική βάση δεδομένων, που δημιουργήθηκε για το σκοπό της διατριβής. Η οργάνωση της βάσης δεδομένων έγινε με τη βοήθεια ενός Συστήματος Γεωγραφικών Πληροφοριών (GIS), το οποίο μας επιτρέπει να οργανώνουμε, να συντηρούμε, 29

40 Διδακτορική διατριβή να επεξεργαζόμαστε και να επεκτείνουμε χάρτες και χωρική πληροφορία. Είναι δηλαδή ένα εργαλείο για τη λήψη αποφάσεων σε χωρικά δεδομένα αφού ενσωματώνονται σε αυτό γεωγραφικά και περιγραφικά δεδομένα, μπορεί και ενημερώνει δυναμικά τους χάρτες καθώς αλλάζουν τα δεδομένα, παρέχει εργαλεία δημιουργίας ερωτημάτων για την παραγωγική εξερεύνηση των δεδομένων μας και τέλος είναι δυνατή η εκτύπωση, ανάλογα με τις ανάγκες, ενός θεματικού χάρτη υψηλών προδιαγραφών. Αυτό έδωσε τη δυνατότητα παραγωγής διαφόρων θεματικών χαρτών, ενώ διευκόλυνε ιδιαίτερα τις συγκρίσεις μεταξύ των διαφορετικών επιπέδων πληροφορίας. 3.3 Εργασίες που εκτελέστηκαν Στα πλαίσια της παρούσας διδακτορικής διατριβής εκτελέστηκαν οι παρακάτω εργασίες: Αναζήτηση και ανάκτηση βιβλιογραφίας. Σχεδιασμός και υλοποίηση νέας συλλογής δεδομένων σεισμικής ανάκλασης στον ανατολικό Κορινθιακό κόλπο. Συγκέντρωση και ψηφιοποίηση παλαιοτέρων δεδομένων σεισμικής ανάκλασης και ηχογραφιών πλευρικής σάρωσης (συλλογή ΕΘΑΓΕΦΩ, ΕΛΚΕΘΕ) Κατασκευή χαρτών ναυσιπλοΐας με τις πορείες των σκαφών κατά τους διάφορους ερευνητικούς πλόες. Κατασκευή βασικών βυθομετρικών χαρτών. Επεξεργασία μονο-κάναλων δεδομένων σεισμικής ανάκλασης. Ανάλυση & ερμηνεία θαλάσσιων σεισμικών τομών. Τεκτονική χαρτογράφηση θαλάσσιου πυθμένα. Χρονοστρωματογραφική ανάλυση ιζηματογενών σειρών. Εφαρμογή μοντέλων γένεσης και προέλασης τσουνάμι. Εκτίμηση φυσικής επικινδυνότητας. Συγγραφή διδακτορικής διατριβής. 30

41 Κεφάλαιο 4: Σεισμική αποτύπωση γεωμορφολογίας 4. Σεισμική αποτύπωση γεωμορφολογίας Όπως έχει ήδη αναφερθεί αντικείμενο της παρούσας διατριβής είναι να μελετήσει τη γεωλογία και την τεκτονική δύο επιμέρους περιοχών του Κορινθιακού κόλπου. Οι περιοχές αυτές, το νότιο περιθώριο του ανατολικού Κορινθιακού κόλπου μέχρι τη χερσόνησο της Περαχώρας και ο κόλπος του Λέχαιου, μέχρι σήμερα λίγο έχουν διερευνηθεί σε σχέση με τον υπόλοιπο κόλπο, αλλά δίνουν πολύ σημαντικές πληροφορίες σε σχετικά με την εξέλιξη της Κορινθιακής τάφρου στο χρόνο. Η αναγνώριση των ρηγμάτων ήταν δυσχερής λόγω έλλειψης χαρακτηριστικών οριζόντων για δείκτη, εμφάνισης πρανών με απότομη κλίση και παρουσίας διαβρωσιγενών επιφανειών (κανάλια, scarp κλπ). 4.1 Αρχιτεκτονική των ρηγμάτων Η παραμόρφωση στην περιοχή του ανατολικού Κορινθιακού Κόλπου συντελείται κυρίως με τη βοήθεια δυο σετ ρηγμάτων. Το πρώτο έχει διεύθυνση Α-Δ, ενώ το δεύτερο ΑΝΑ-ΔΒΔ (εικ. 4.1). Πιο συγκεκριμένα, ο κόλπος του Λέχαιου οριοθετείται από ένα σύνολο υποθαλάσσιων ρηγμάτων (εικ. 4.1). Μία σειρά τεσσάρων υποθαλάσσιων ρηγμάτων που κλίνουν προς τα νότια καθορίζουν το βόρειο περιθώριο του κόλπου, το οποίο χαρακτηρίζεται από πολύ στενή υφαλοκρηπίδα. Στο δυτικότερο μέρος του κόλπου σχηματίζεται το ρήγμα του Ηραίου (HER), το οποίο διευθύνεται ΑΒΑ-ΔΝΔ, σε μήκος 4 km (εικ. 4.1), με μέση κλίση γύρω στις 64. Το ρήγμα μετατοπίζει το υπόβαθρο περίπου 1500 m (εικ. 4.2 & εικ. 4.3). Στην οροφή του ρήγματος HER εναλλαγές πακέτων ιζημάτων με μεγάλη κλίση, τα οποία αντιστοιχούν σε παγετω-ευστατικούς κύκλους των 100 ka, πιστοποιούν τη δραστηριότητα του ρήγματος, ενώ η αύξηση του πάχος των ιζηματογενών στρωμάτων κοντά στην επιφάνεια του ρήγματος μαρτυρά τον συνιζηματογενή χαρακτήρα του (εικ. 4.2). Προς τα ανατολικά, υπάρχουν δύο παράλληλα ρήγματα, το Βουλιαγμένη βόρειο (VOUn) και το Βουλιαγμένη νότιο (VOUs) ρήγμα, που αναπτύσσονται κατά μήκος του νότιου τμήματος της βραχώδους χερσονήσου της Περαχώρα για 5 km. Το πιο ανατολικό μέρος του κόλπου του Λέχαιου οριοθετείται από το ρήγμα του Λουτρακίου (LOU). Εκτείνεται για περισσότερο από 3 km, με κατεύθυνση ΝΑ-ΒΔ, μέχρι την ομώνυμη παραθαλάσσια πόλη του Λουτρακίου, εκεί που συναντά το ίχνος του χερσαίου ρήγματος του Λουτρακίου (εικ. 4.1 & εικ. 4.2). Το νότιο περιθώριο του κόλπου του Λέχαιου περιβάλλεται από καλά ανεπτυγμένη υφαλοκρηπίδα, η οποίο κλίνει ελαφρώς προς τα βόρεια. Η απότομη αλλαγή στην κλίση μεταξύ της υφαλοκρηπίδας και της πλαγιάς χαρακτηρίζεται από ένα άλλο ρήγμα με κλίση προς τα νότια, το ρήγμα του Λέχαιου (LEX). Έχει διεύθυνση σχεδόν Α-Δ και εκτείνεται για περισσότερα από 12 km, με μέση κλίση γύρω στις 61 (εικ. 4.1 & εικ. 4.2). 31

42 Εικόνα 4.1: Τεκτονικός χάρτης στον οποίο φαίνονται τα ρήγματα στον κόλπο του Λέχαιου, με βάση την ερμηνεία των διαθέσιμων δεδομένων. Συντομογραφίες ρηγμάτων: FRY Φρύνη, HER Ηραίο, KAL Καλωσιά, KIA Κιάτο, LEX Λέχαιο, LOU Λουτράκι, LTR Λουτρο, MYL Μυλοκοπή, OLM Όλμιαι, PERn/s Περαχώρα βόρειο/νότιο, STR Στραβά, VRA Βραχάτι, XYL Ξυλόκαστρο, HR Ράχη Ηραίου, PH Κέρας Περαχώρας, XH Κέρας Ξυλοκάστρου. Ρήγματα στον κόλπο των Αλκυονίδων από Stefatos et al., 2002, χερσαία ρήγματα από Stefatos et al. (2002) και Morewood & Roberts (1999). Θαλάσσιες αναβαθμίδες από Armijo et al. (1996). Διδακτορική διατριβή 32

43 Κεφάλαιο 4: Σεισμική αποτύπωση γεωμορφολογίας Εικόνα

44 Διδακτορική διατριβή Εικόνα 4.2 (συνέχεια) 34

45 Κεφάλαιο 4: Σεισμική αποτύπωση γεωμορφολογίας Εικόνα 4.2 (προηγούμενη σελίδα): Ερμηνευμένες (A) και μη ερμηνευμένες (B) μονο-κάναλες σεισμικές τομές (air-gun 5 in 3 ) στον κόλπο του Λέχαιου (θέση των τομών στον ένθετο χάρτη). Συντομογραφίες ρηγμάτων: FRY Φρύνη, HER Ηραίο, KIA Κιάτο, LEX Λέχαιο, PERn/s Περαχώρα βόρειο/νότιο, VOU - Βουλιαγμένη, VRA Βραχάτι, XYL Ξυλόκαστρο, BF μικρότερα θαμμένα ρήγματα. Χρονο-στρωματογραφική ερμηνεία των έγχρωμων οριζόντων φαίνεται στην εικόνα 5.2 (σκιασμένη περιοχή στην τομή c) (M 1 η πολλαπλή ανάκλαση του πυθμένα, en ηλεκτρικός θόρυβος ). Νοτιότερα, πιο κοντά στην ακτή, αναπτύσσεται το ρήγμα Βραχάτι (VRA), το οποίο έχει κλίση προς τα βόρεια. Εκτείνεται για περίπου 11 km και διεύθυνση Α-Δ, με μέση κλίση περί τις 56 (εικ. 4.1 & εικ. 4.2). Τα δυο αντιθετικά ρήγματα, L EX & VRA, παραμορφώνουν τα ιζήματα της υφαλοκρηπίδας. Οι σεισμικοί ανακλαστήρες στη βάση του ρήγματος VRA, κάτω από το ιζηματογενές κάλυμμα του Ολοκαίνου, σχηματίζουν μια δομή αντικλίνου υποδεικνύοντας παραμόρφωση της υφαλοκρηπίδας λόγω κάμψης, η οποία συνδέεται ενδεχομένως με θαμμένα ρήγματα (εικ. 4.2c), όπως έχει επίσης παρατηρηθεί και σε άλλες τεκτονικά ενεργές λεκάνες (π.χ. λεκάνη Σποράδων, Brooks & Ferentinos, 1980). Νότια του ρήγματος VRA, το ρήγμα Φρύνη (FRY), με κλίση προς τα βόρεια, φαίνεται να μετατοπίζει έναν ορίζοντα δείκτη, ο οποίος αποδίδεται στα 12 ka (βλέπε συζήτηση), κατά 10 m, υποδεικνύοντας τον τεκτονικά ενεργό χαρακτήρα της περιοχής (εικ. 5.7). Μεταξύ των ρηγμάτων VRA και LEX, ένα δευτερεύον σύνολο που αποτελείται από τουλάχιστον τρία με τέσσερα μικρότερα συνθετικά και αντιθετικά ρήγματα, σε απόσταση ~30 m, μέγιστο άλμα 38 m και με διεύθυνση Α-Δ, παραμορφώνουν τα ιζήματα (εικ. 4.2). Αυτά τα δευτερεύοντα ρήγματα αναπτύσσονται παράλληλα προς το ρήγμα LEX και αναλαμβάνουν μέρος του εφελκυσμού, λόγω της ταχείας βύθισης της ιζηματογενούς λεκάνης του Λέχαιου στην οροφής του ρήγματος HER. Λόγω της μικρής απόστασης μεταξύ τους και δεδομένου ότι η πυκνότητα συλλογής δεδομένων δεν ήταν επαρκής, δεν είναι δυνατή η αναγνώριση της πλευρικής συνέχειας και η χαρτογράφηση αυτών των ρηγμάτων. Ο Κορινθιακός κόλπος χωρίζεται από τον κόλπο του Λέχαιου με ένα κέρας (ράχη Ηραίου), το οποίο σχηματίζεται από το ρήγμα HER στα νοτιοανατολικά και το ρήγμα Περαχώρα (PER) στα βορειοδυτικά. Αυτό το κέρας αποτελεί την υποθαλάσσια προέκταση του ακρωτηρίου του Ηραίου και κατά συνέπεια της χερσονήσου της Περαχώρας προς τα δυτικά (εικ. 4.1). Το δυτικό αυτό άκρο του κόλπου του Λέχαιου φαίνεται ιδιαίτερα ενεργό, καθώς βρίσκεται μεταξύ του ταχέως ανοιγόμενου Κορινθιακού κόλπου και των ρηγμάτων που ορίζουν τα Γεράνεια όρη, με αποτέλεσμα να απορροφά μέρος της παραμόρφωσης μεταξύ των δύο περιοχών. Η ύπαρξη της ράχης του Ηραίου επηρεάζει την ιζηματογένεσης εντός του κόλπου του Λέχαιου, καθώς δημιουργεί συνθήκες περιορισμένης λεκάνης. 35

46 Διδακτορική διατριβή Εικόνα 4.3: Ερμηνευμένα πολύ-κάναλα σεισμικά προφίλ από Taylor et al. (2011) (Fig. 8) από τον ανατολικό Κορινθιακό κόλπο (θέση των τομών στον ένθετο χάρτη). Τα ονόματα των ρηγμάτων, όπως και ο χαρακτηρισμός της ιζηματογενούς σειράς στη βάση του ρήγματος HER στο προφίλ L06, έχουν τροποποιηθεί με βάση την ερμηνεία από την παρούσα εργασία. Συντομογραφίες ρηγμάτων: HER Ηραίο, KIA Κιάτο, LEX Λέχαιο, PER Περαχώρα, XYL Ξυλόκαστρο (μη ερμηνευμένα πολύ-κάναλα σεισμικά προφίλ υπάρχουν στους Taylor et al. (2011), Fig. 8a). Χρονο-στρωματογραφική ερμηνεία: πράσινο 0 έως ~130 ka, πορτοκαλί ~130 έως ~335 ka, μπλε ~335 έως ~680 ka και μωβ παλαιότερο από 680 ka. Το νότιο περιθώριο του ανατολικού Κορινθιακού κόλπου αποτελεί μια έντονα διαβρωσιγενή περιοχή, η οποία ελέγχεται από μεγάλα ρήγματα και υφίσταται έντονα κατολισθητικά φαινόμενα. Οριοθετείται από μια σειρά τεσσάρων επάλληλων, ΔΒΔ-ΑΝΑ 36

47 Κεφάλαιο 4: Σεισμική αποτύπωση γεωμορφολογίας διευθυνόμενων, με δεξιόστροφη κλιμακωτή διάταξη, ρηγμάτων, τα οποία αποτελούν το ρήγμα Ξυλόκαστρο (ΧΥL). Τα ρήγματα αυτά καθορίζουν το όριο της πλαγιάς με τη λεκάνη, με τα αποκαλυμμένα επίπεδα τους να αποτελούν τμήμα της επιφάνειας της υποθαλάσσιας πλαγιάς (εικ. 4.4). Αυτή η γεωμετρία των ρηγμάτων υπαγορεύει μια κλιμακωτή προς τα δεξιά διαμόρφωση της μορφολογίας του ορίου μεταξύ πλαγιάς και λεκάνης (εικ. 4.1). Τα τμήματα του ρήγματος έχουν μήκος που κυμαίνεται από 3 έως 6 km, ενώ το ρηξιγενές πρανές τους υπερβαίνει τα 580 m σε ύψος. Εξαιτίας της ενεργοποίησης των ρηγμάτων, τα ανώτερα τμήματα τους έχουν υποστεί οπισθοδρομούσα διάβρωση προς το νότο με έντονα κατολισθητικά φαινόμενα (εικ. 4.4), συνεισφέροντας έτσι στη συνολική παροχή ιζήματος στα βαθύτερα τμήματα της λεκάνη. Στις περισσότερες περιπτώσεις είναι δύσκολο να εξακριβωθεί εάν τα συγκεκριμένα τμήματα της πλαγιάς του θαλάσσιου πυθμένα αποτελούν το πραγματικό επίπεδο του ρήγματος ή πρόκειται για επιφάνειες που έχουν οπισθοχωρήσει εξαιτίας της διάβρωσης. Η κλίση στα ανώτερα τμήματα του πρανούς κυμαίνεται μεταξύ 17 και 22. Η μέση κλίση των τμημάτων του ρήγματος κοντά στη βάση, λόγο της πιο πρόσφατης ενεργοποίησης, είναι πάνω από 30, παρόμοια με την τιμή των 48, η οποία αναφέρεται από τους Taylor et al. (2011), ενώ μέσα στη λεκάνη η κλίση του ρήγματος μειώνεται στις 25, δίνοντας ένα λιστρικό χαρακτήρα στα ρήγματα (Taylor et al., 2011, σχήμα 10, γραμμή L37d). Ορισμένα από αυτά τα τμήματα του ρήγματος του Ξυλοκάστρου έχουν επίσης εντοπιστεί από προηγούμενες μελέτες (ρήγμα Λυκοποριά στους Bell et al., 2009 & ρήγμα Σύθα στους Taylor et al., 2011). Αυτή η κλιμακωτή διάταξη του ρήγματος XYL είχε θεωρηθεί παλιότερα ως ένα ενιαίο ΔΒΔ-ΑΝΑ διευθυνόμενο ρήγμα με μήκος πάνω από 20 km, το οποίο ξεκινούσε από το Ξυλόκαστρο, σαν υποθαλάσσια προέκταση ενός χερσαίου τμήματος και έφτανε μέχρι τη χερσόνησο της Περαχώρας (Armijo et al., 1996, σχήμα 2). Η απουσία ιστορικών στοιχείων για σεισμούς με μέγεθος μεγαλύτερο του 6.5 στην περιοχή (Papadopoulos, 2000), υποδηλώνει ότι η παρουσία μικρότερων ρηξιγενών τμημάτων, αντί ενός μοναδικού ρήγματος, φαίνεται πιο λογική. Στην οροφή του ρήγματος XYL συγκεντρώνονται ιζήματα πάχους 2150 m περίπου (Bell et al., 2009) (εικ. 4.3), τα οποία κλίνουν προς νότο, δημιουργώντας την εικόνα ασύμμετρης τάφρου. Στη βάση του ανατολικότερου τμήματος του ρήγματος ΧΥL, αναπτύσσεται το ρήγμα Κιάτο (ΚΙΑ) με κλίση προς τα νότια. Εκτείνεται για περίπου 6 km, με διεύθυνση ΔΒΔ-ΑΝΑ (εικ. 4.1 & 4.5) και γωνία κλίσης που φτάνει τις 75 (εικ. 4.3). Τα ιζήματα που έχουν αποτεθεί στην οροφή του ρήγματος KIA έχουν πάχος που ξεπερνάει το ένα χιλιόμετρο (Taylor et al., 2011) (εικ. 4.3). Η υφαλοκρηπίδα που σχηματίζετε έχει πλάτος 2.5 km, πολύ μεγαλύτερο από τις περιοχές στα δυτικά, όπου εκεί είναι σχεδόν ανύπαρκτη και πολλές φορές δεν ξεπερνά τα 15m (πχ μπροστά από την πόλη του Ξυλοκάστρου), ενώ η μέση τιμή του πλάτους της φτάνει τα 1000 m (εικ. 4.1). Το ρήγμα ΚΙΑ θεωρείται ως η υποθαλάσσια προέκταση ενός συγκρίσιμου, φαινομενικά ανενεργού ρήγματος στην ξηρά, του ρήγματος Λουτρό (LTR) (Sakellariou et al., 2004), το οποίο 37

48 Διδακτορική διατριβή οριοθετεί τη νότια πλευρά του κέρατος του Ξυλοκάστρου, δυτικά της ομώνυμης πόλης (εικ. 4.1). Προς τα δυτικά, η βάση του ρήγματος XYL διατέμνεται από σειρά χαραδρώσεων, οι οποίες σε συνδυασμό με κατολισθητικά φαινόμενα διαβρώνουν την πλαγιά. Οι χαραδρώσεις αυτές απαντώνται κατά κύριο λόγο στις περιοχές όπου συναντώνται τα επάλληλα τμήματα του ρήγματος XYL. Από τη λεπτομερή μελέτη και ερμηνεία των σεισμικών καταγραφών προκύπτουν ενδείξεις (μεγάλη κλίση πρανούς, απότομη διακοπή οριζόντων, ύπαρξη ημιυπερβολικών ανακλάσεων στην επιφάνεια) ότι η θέση ανάπτυξης των χαραδρώσεων πιθανώς να ελέγχεται από ρήγματα. Εικόνα 4.4: Μονο-κάναλα 3.5 khz (a, b, c) και Sparker (d) σεισμικά προφίλ κατά μήκος του νοτιοανατολικού περιθωρίου του Κορινθιακού κόλπου (θέση των τομών στον ένθετο χάρτη). Συντομογραφίες: XYL ρήγμα Ξυλόκαστρο, sc scarp, slp επίπεδο ολίσθησης, mfd αποθέσεις ροών κορημάτων. 38

49 Κεφάλαιο 4: Σεισμική αποτύπωση γεωμορφολογίας Επιπροσθέτως, η ενδεχόμενη ύπαρξη αυτών των ρηγμάτων, θα μπορούσε να συνδυαστεί με τη δεξιόστροφη κλιμακωτή διάταξη των τμημάτων του ρήγματος XYL και να οδηγήσει στο πιθανό συμπέρασμα ότι τα ρήγματα αυτά θα μπορούσαν να εντάσσονται σε μια ευρεία ζώνη μετασχηματισμού (transfer zone), η οποία διαφέρει σε χαρακτηριστικά από τις τεκτονικές ράμπες σύνδεσης (relay ramps) που έχουν περιγράψει η Peacock (2002) και Peacock & Parfitt (2002) και απαντώνται στο δυτικό τμήμα του Κορινθιακού Κόλπου (Stefatos et al., 2002). Εικόνα 4.5: Μονο-κάναλο σεισμικό προφίλ Sparker όπου απεικονίζεται το ρήγμα Κιάτο (KIA), στη βάση του ρήγματος Ξυλόκαστρο (XYL) (θέση της τομής στον ένθετο χάρτη). Η ύπαρξη δομών οριζόντιας παραμόρφωσης (transfer structures) στην περιοχή δεν μπορεί να επιβεβαιωθεί ούτε από τις γεωφυσικές μελέτες τις παρούσας εργασίας, αλλά ούτε και από άλλους ερευνητές (πχ Taylor et al., 2011), παρόλο που τέτοιες δομές θα μπορούσαν να αποτελούν μια πιθανή εξήγηση τόσο του διαφορετικού πάχους των ιζημάτων πάνω από το υπόβαθρο, όσο και του διαφορετικού ρυθμού εφελκυσμού μεταξύ του ανατολικού και του δυτικού τμήματος του κόλπου. Ωστόσο υπάρχουν εργασίες, όπως αυτή των Place et al. (2007), οι οποίες παρουσιάζουν στοιχεία που υποστηρίζουν την παρουσία τέτοιων δομών στην περιοχή, κυρίως όμως στη χέρσο. Ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης έχουν εντοπιστεί και στην περιοχή του δυτικού Κορινθιακού κόλπου, ανατολικά από το δέλτα του Μόρνου (Beckers et al., 2015). Πιο συγκεκριμένα, οι Place et al. (2007) στηριζόμενη τόσο σε επανερμηνεία υποθαλάσσιων σεισμικών τομών (Clement, 2000; Clement, 2004), όσο και σε γεωλογικά στοιχεία από τη χέρσο, τοποθετούν την ευρύτερη περιοχή του Ξυλοκάστρου σε μια ευρεία ζώνη μετασχηματισμού. Αναγνωρίζουν στη χαράδρωση του ποταμού Φόνισσα, η οποία αποτελεί το βορειοδυτικό όριο της παρούσας μελέτης, ένα σύστημα ρηγμάτων με διεύθυνση Β-Ν και 39

50 Διδακτορική διατριβή οριζόντια συνιστώσα κίνησης. Παρόμοια εικόνα με τη χαράδρωση του ποταμού Φόνισσα παρουσιάζει η υποθαλάσσια χαράδρωση του ποταμού Ασωπού, στην περιοχή που ο κόλπος του Λέχαιου συναντάται με τον Κορινθιακό κόλπο. Αν και δε υπάρχουν στοιχεία από τις υποθαλάσσιες σεισμικές τομές να το αποδεικνύουν, εκτός της πολύπλοκης τεκτονικής της δομής, η περιοχή θα μπορούσε να αποτελεί ζώνη μεταβίβασης, η οποία ελέγχει περιοχές με διαφορετικά τεκτονικά χαρακτηριστικά. Αξίζει να σημειωθεί ότι οι δυο περιοχές αυτές (εικ. 4.6) συμπίπτουν με απότομη ανάδυση του φλοιού της πλάκας του Αιγαίου, η οποία οφείλεται σε μεγάλες δομές διάρρηξης σε βάθος που έχουν παρατηρηθεί πρόσφατα και εμφανίζουν το φλοιό όχι ως μια ενιαία επιφάνεια, αλλά ως κατακερματισμένο (Sachpazi et al., 2016; Sachpazi et al., submitted GRL). Επίδραση της δομής του φλοιού στην εξέλιξη της Κορινθιακής τάφρου έχει επίσης παρατηρηθεί και δυτικότερα, στην περιοχή του Κράθη ποταμού (Hemelsdael & Ford, 2016). Εικόνα 4.6: Η απότομη ανάδυση του φλοιού της πλάκας του Αιγαίου, όπως αποτυπώνεται σε τομή σεισμικής απεικόνισης (κάτω αριστερά) με τη μεθοδολογία RF (receiver function) (Sachpazi et al., submitted GRL), σε σχέση με τις περιοχές έντονης τεκτονικής παραμόρφωσης, στην περιοχή (χαραδρώσεις Φόνισσας και Ασωπού) (επάνω). (κάτω δεξιά) Χάρτης όπου φαίνονται οι μεγάλες δομές διάρρηξης σε βάθος που έχουν παρατηρηθεί πρόσφατα και εμφανίζουν το φλοιό όχι ως μια ενιαία επιφάνεια, αλλά ως κατακερματισμένο (Sachpazi et al., 2016). 40

51 Κεφάλαιο 4: Σεισμική αποτύπωση γεωμορφολογίας Κατά μήκος της βορειοδυτικής ακτής της χερσονήσου της Περαχώρας, παράλληλα προς την ακτή, αναπτύσσεται το ρήγμα Περαχώρα (PER) (εικ. 4.1). Έχει διεύθυνση ΝΔ-ΒΑ και μήκος περίπου 11 km. Το αποκαλυμμένο επίπεδο του ρήγματος αποτελεί μέρος του υποθαλάσσιου πρανούς και το ρηξιγενές πρανές υπερβαίνει τα 540 m σε ύψος (εικ. 4.7). Η αθροιστική κατακόρυφη μετατόπιση του ρήγματος υπερβαίνει τη σεισμική διεισδυτική ικανότητα, υποδηλώνοντας μια ελάχιστη μετατόπιση άνω των 1000 m. Η κλίση του ρήγματος ποικίλει από περίπου 20 στο άνω μέρος, σε σχεδόν 50, κάτω από τα ιζήματα της λεκάνης. Η νοτιοδυτική απόληξη του ρήγματος χωρίζεται σε δύο τμήματα, PERS και PΕRn, από περίπου 3 km το καθένα (εικ. 4.1). Στα βορειοανατολικά, το ρήγμα PER καταλήγει στο δυτικό άκρο του ρήγματος Στραβά (STR). Η βάση του διατέμνεται από τρία μικρότερα ρήγματα που κλίνουν προς τα βόρεια, Μυλοκoπή (MYL), Καλωσιά (KAL) και Όλμιαι (OLM) και έχουν διεύθυνση σχεδόν Α-Δ, με μήκη που ποικίλουν από 2.5 έως 4.5 km (εικ. 4.7). Τα ρήγματα αυτά φαίνεται να είναι η υποθαλάσσια προέκταση παρόμοιων χερσαίων ρηγμάτων (εικ. 4.1). Εικόνα 4.7: Μονο-κάναλα προφίλ air-gun (10 in 3 ) κατά μήκος της πλαγίας της χερσονήσου της Περαχώρας (θέση των τομών στον ένθετο χάρτη). Συντομογραφίες ρηγμάτων: KAL Καλωσιά, MYL Μυλοκοπή, OLM Όλμιαι, PER Περαχώρα, STR Στραβά. 41

52 Διδακτορική διατριβή Το πάχος του σεισμικού στρώματος του φλοιού κάτω από την ευρύτερη περιοχή του κόλπου του Λέχαιου είναι σχετικά ρηχό. Αυτό προκύπτει τόσο από το βάθος της επιφάνειας Moho, το οποίο φτάνει περίπου τα 25 km (Sachpazi et al., 2007), όσο και από το βάθος των μεγάλων σεισμών στην περιοχή, (π.χ. 1981), το βάθος των οποίων δεν ξεπερνάει τα 10±2 χιλιόμετρα. Αυτό το πάχος ελέγχει το μήκος των κύριων ρηγμάτων, το οποίο μπορεί να φτάσει περίπου τα 10 km. Μικρότερα ρήγματα αποδίδονται σε διευθέτηση στα ιζήματα της λεκάνης του ανώτερου συμπαγούς στρώματος του φλοιού και είναι συνηθισμένα σε περιοχής εφελκυσμού (Withjack et al., 2007). Για την τεκτονική εξέλιξη της λεκάνης και του κόλπου του Λέχαιου, πρωταρχικό ρόλο παίζουν τα μεγάλα ρήγματα που διατρέχουν μεγάλα κομμάτια του φλοιού. Τα μικρότερα ρήγματα, έχουν πολλή μικρότερη συνεισφορά στην καθολική παραμόρφωση μιας περιοχής. Ωστόσο, είναι πολύ σημαντικά σε περιπτώσεις μελέτης ανύψωσης παλαιοακτών, στις οποίες και μια μικρή μετατόπιση σε ένα ρήγμα της τάξης των λίγων μέτρων μπορεί να οδηγήσει σε εσφαλμένα συμπεράσματα, εάν αποδοθεί σε λάθος ρήγμα. 4.2 Ρυθμός μετατόπισης ρηγμάτων ρυθμός διάνοιξης Υπάρχουν διάφορες μέθοδοι για τον προσδιορισμό του ρυθμού μετατόπισης ενός ρήγματος για μια συγκεκριμένη χρονική περίοδο. Οι πιο διαδεδομένες είναι α) από τη μετατόπιση του υποβάθρου, β) από την ανύψωση ή βύθιση της ακτογραμμής, γ) από το συνδυαστικό υπολογισμό της ανύψωσης και της βύθισης ενός ορίζοντα δείκτη και δ) από τη μετατόπιση των στρωμάτων εκατέρωθεν ενός ρήγματος (Bell et al., 2009). Η πιο ακριβής σχετικά με τη μελέτη μεμονωμένων ρηγμάτων είναι η μέτρηση της μετατόπισης των στρωμάτων εκατέρωθεν του ρήγματος. Αυτό δεν είναι πάντα δυνατόν, δεδομένου ότι είναι δύσκολο να αναγνωρίσει κάποιος το ίδιο στρώμα και στις δύο πλευρές του ρήγματος (βάση και οροφή), ειδικά σε ρήγματα που είναι ενεργά για μεγάλες χρονικές περιόδους, με συνέπεια η οροφή του ρήγματος να βρίσκεται στη χέρσο και η βάση στη θάλασσα. Στην περιοχή έρευνας της παρούσας διατριβής, για τα περισσότερα ρήγματα που μελετήθηκαν, αναγνωρίστηκε ένας χαρακτηριστικός ορίζοντας δείκτης, τουλάχιστον για τη δραστηριότητα των ρηγμάτων κατά τη διάρκεια του Ολοκαίνου. Αυτός ο ορίζοντας αντιστοιχεί σε μια θαλάσσια αναβαθμίδα, η οποία σχηματίστηκε από τη δράση των κυμάτων κατά τη διάρκεια της τελευταίας παγετώδους περιόδου (lowstand). Πολλές μελέτες αναφέρουν την παρουσία του στην ευρύτερη περιοχή του Κορινθιακού κόλπου και του κόλπου των Αλκυονίδων (Perissoratis et al., 2000; Leeder at al, 2002; Lykousis et al, 2007). Σύμφωνα με αυτές τις μελέτες, ο σχηματισμός αυτής της αναβαθμίδας έλαβε χώρα μεταξύ 10 και 12 ka πριν από σήμερα. Το πλεονέκτημα αυτού του ορίζοντα δείκτη είναι ότι κατά το σχηματισμό του δεν αναμένεται η παρουσία παλαιοανάγλυφου. Στον πίνακα 4.1 συνοψίζονται οι παράμετροι των κυριότερων ρηγμάτων της περιοχής, καθώς και ο ρυθμός ολίσθησης για κάθε ρήγμα. Για τα ρήγματα που βρίσκονται στην περιοχή του Κόλπου του Λέχαιου (FRY, VRA, LEX, LOU & VOU) ο ρυθμός ολίσθησης υπολογίστηκε από 42

53 Κεφάλαιο 4: Σεισμική αποτύπωση γεωμορφολογίας τη μετατόπιση του ορίζοντα των 12 ka (εικ. 4.8). Συνεπώς, η εικόνα που έχουμε για την κίνηση αυτών των ρηγμάτων αναφέρεται στο Ολόκαινο. Ο μεγαλύτερος ρυθμός μετατόπισης υπολογίστηκε για το ρήγμα VRA. Η τιμή του φαίνεται να αυξάνει από τα δυτικά προς τα ανατολικά, ξεκινώντας από ~3.1 m/ka και φτάνοντας τα 5.9 m/ka, με μέσο όρο τα 4.5 m/ka. Ελαφρώς χαμηλότερες τιμές, της τάξης των 2.5 m/ka υπολογίστηκαν για το βόρειο περιθώριο και τα ρήματα VOU και LOU. Ακόμα πιο χαμηλές τιμές παρατηρήθηκαν στο ρήγμα LEX, οι οποίες δεν ξεπερνούν τα 1.1 m/ka κατά μέσο όρο. Πίνακας 4.1: Παράμετροι των κυριότερων ρηγμάτων τη περιοχής μελέτης (Όπου ήταν εφικτό, έγιναν περισσότερες της μιας μέτρησης κατά μήκος του ρήγματος. Οι μετρήσεις αυτές έγιναν από τα δυτικά προς τα ανατολικά και αποτυπώνονται στον πίνακα από πάνω προς τα κάτω για κάθε ρήγμα). Διεύθυνση Διεύθ. κλίσης Μήκος (km) Κλίση ( ) Μετατόπιση ορίζοντα 12ka (m) Ρυθμός ολίσθησης (mm/yr) VRA Α - Δ Β LEX Α - Δ Ν FRY Α - Δ Β LOU ΝΑ - ΒΔ ΝΔ VOU ΑΝΑ - ΔΒΔ Ν HER ΑΝΑ - ΔΒΔ ΝΑ 4 64 > 500 * 4.0 KIA ΑΝΑ - ΔΒΔ Ν XYL Α - Δ Β 30 1 Ma ** PER ΒΑ - ΝΔ ΝΔ Ma ** * μετατόπιση ορίζοντα 128 ka. ** από το λόγο ανύψωσης προς βύθιση. Για το ρήγμα HER, ο υπολογισμός του ρυθμού ολίσθησης έγινε από τη σχετική βύθιση και ανύψωση της αναβαθμίδας των 128 ka, η οποία έχει αναγνωριστεί τόσο στη χέρσο, στη βάση του ρήγματος, όσο και υποθαλάσσια στην οροφή. Έτσι ο ρυθμός που προκύπτει για το ρήγμα HER είναι περίπου 4.0 m/ka. Λαμβάνοντας υπόψη μεγαλύτερη χρονική περίοδο, αξιοποιώντας τις βαθιές σεισμικές τομές των Taylor et al. (2011), προκύπτει ότι ο μέσος ρυθμός μετατόπισης από το Μέσο Πλειστόκαινο είναι αισθητά πιο χαμηλός της τάξης των 0.5 m/ka. 43

54 Διδακτορική διατριβή Εικόνα 4.8: Αντιπροσωπευτικό παράδειγμα μετατόπιση του ορίζοντα των 12 ka με βάση την οποία υπολογίστηκε ο ρυθμός μετατόπισης των ρηγμάτων στον κόλπο του Λέχαιου (κάτω: αντίστοιχη μη ερμηνευμένη μονο-κάναλη σεισμική τομή (air-gun 5 in 3 )). Για τα ρήγματα XYL και PER στον Κορινθιακό κόλπο, δεδομένου ότι μεταξύ οροφής και βάσης δε μπορεί να υπάρξει κάποιος ορίζοντας συσχέτισης, ο ρυθμός μετατόπισης υπολογίστηκε από το λόγο ανύψωσης προς βύθισης για την περιοχή. Η πιο πρόσφατη μελέτη των McNeil et al. (2005) έχει δώσει λόγο ανύψωσης προς βύθισης 1:1.2 έως 1:2.2. Έτσι για τα μεν τμήματα του ρήγματος XYL υπολογίστηκε ένας ρυθμός μετατόπισης μεταξύ 2.9 m/ka και 4.2 m/ka, για τα τελευταία 1 Μa. Ο ρυθμός αυτός είναι σύμφωνος με το ρυθμό μετατόπισης που υπολόγισαν και οι Bell at al (2009) για το ίδιο ρήγμα ( m/ka). Για το ρήγμα PER, για την ίδια χρονική περίοδο, ο ρυθμός ολίσθησης είναι αισθητά πιο χαμηλός και κυμαίνεται από 0.7 έως 1.0 m/ka. Για το ρήγμα KIA δεν κατέστη δυνατή η εφαρμογή κάποιας από τις μεθόδου υπολογισμού του ρυθμού μετατόπισης. Ρυθμός διάνοιξης Λαμβάνοντας υπόψη τους παραπάνω ρυθμούς ολίσθησης που υπολογίστηκαν για τα ρήγματα που βρίσκονται εντός τoυ κόλπου του Λέχαιου (δηλ. VRA, LEX, FRY, VOU, LOU & HER) μπόρεσε να γίνει και ένας υπολογισμός για το ρυθμό διάνοιξης (extension rate) του κόλπου, τουλάχιστον για το Ολόκαινο. Ο ρυθμός διάνοιξης που υπολογίστηκε είναι της τάξης των 7.7 mm/yr ±1.0. Η τιμή αυτή είναι σε συμφωνία με το ρυθμό που έχει υπολογιστεί από GPS (6-11mm/yr), από τις διάφορες μελέτες (Clarke et al., 1997, 1998; Briole et al., 2000; McCluskey et al., 2000; Avallone et al., 2004). Η συσχέτιση είναι πολύ καλή δεδομένου ότι το 25-60% της διαστολής σε μια περιοχή συμβαίνει λόγω της ύπαρξης μικρών ρηγμάτων, δύσκολα αναγνωρίσιμων από τη σεισμική ανάλυση (Marrett, R. & Allmendinger, R.W., 1992; Beckers et 44

55 Κεφάλαιο 4: Σεισμική αποτύπωση γεωμορφολογίας al., 2015) και επομένως διαφορά στα αποτελέσματα (ρυθμός ολίσθησης ρηγμάτων vs γεωδαιτική μέθοδος) είναι αναμενόμενη. Εξετάζοντας το ρυθμό διάνοιξης σε βάθος χρόνου, για τα 1-2 Ma ιστορίας διάνοιξης της Κορινθιακής τάφρου, υπολογίστηκε ο μέσος συντελεστής εφελκυσμού (average stretching factor) β από την απολέπτυνση του φλοιού λόγω εφελκυσμού. Έτσι λαμβάνοντας υπόψη το βάθος της επιφάνειας Moho κάτω από την περιοχή του κόλπου του Λέχαιου (f), σε σχέση με το βάθος της (i) αρκετά πιο βόρεια, όπου δεν υπάρχει μεταβολή λόγω της διάνοιξης της τάφρου 2i (Sachpazi et al., 2007) και με τη βοήθεια της σχέσης, προκύπτει μέσος συντελεστής i f εφελκυσμού Με βάση τα παραπάνω, ο συνολικός εφελκυσμός (Acocella et al., 2005) για την περιοχή του κόλπου του Λέχαιου εκτιμάται ότι μπορεί να φτάνει περίπου τα 27 km. Η τιμή αυτή είναι συγκρίσιμη με αυτή που υπολογίστηκε από τους Bell et al. (2011) για τον κεντρικό και ανατολικό Κορινθιακό κόλπο (~12-21 km). Ωστόσο, η τάση αύξησης που παρουσιάζει θα μπορούσε να αποδοθεί σε παλαιότερα εφελκυστηκά γεγονότα στην περιοχή, όπως υποστηρίζουν ορισμένοι ερευνητές (Tiberi et al., 2001, Zelt et al., 2005). Σε παρόμοια επίπεδα, 17 km, είναι και η τιμή που υπολογίστηκε από την προβολή του ρυθμού διάνοιξης κατά το Ολόκαινο για το τα τελευταία 2 Μa. Τέλος, ο σχετικά υψηλότερος συντελεστής εφελκυσμού β, κοντά στο 1.3, σε σχέση με τον υπόλοιπο Κορινθιακό κόλπο, θα μπορούσε να οδηγήσει στην αρχή δημιουργίας ζωνών οριζόντιας μετατόπισης μεταξύ των περιθωριακών ρηγμάτων της τάφρου, όπως έχουν παρατηρήσει οι Acocella et al. (2005) σε πειραματικά μοντέλα. 4.3 Υποθαλάσσιες χαραδρώσεις Η ερμηνεία και η ανάλυση των σεισμικών δεδομένων κατά μήκος του νότιου ενεργού περιθωρίου της λεκάνης του κεντρικού Κορινθιακού Κόλπου έδειξαν μια πρόσφατη και συνεχή δραστηριότητα, με τα κατολισθητικά φαινόμενα να παίζουν σημαντικό ρόλο στην εξέλιξη της περιοχής. Μέτωπα ρηγμάτων με υψηλά πρανή και ένας μεγάλος αριθμός χαραδρώσεων είναι τα κύρια χαρακτηριστικά του πυθμένα κατά μήκος της πλαγιάς. Εκτεταμένες ολισθήσεις διαβρώνουν την κατωφέρεια, με αποτέλεσμα να έχουμε υποχώρηση του ορίου της υφαλοκρηπίδας προς τη στεριά και σημαντική μείωση της έκτασης της. Από γεωμορφολογικής άποψης, έντονη είναι η παρουσία υποθαλάσσιων χαραδρώσεων σχήματος U και V, τόσο στην περιοχή της κρηπίδας, όσο και της κατωφέρειας. Εξετάζοντας τις γεωφυσικές καταγραφές (εικ. 4.9), αλλά και τις καταγραφές του ηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης (εικ. 4.10), διακρίνουμε επτά μεγάλες, καλά ανεπτυγμένες χαραδρώσεις σχήματος U και τουλάχιστον είκοσι μικρότερες σχήματος V. Οι μεγάλες σχήματος U χαραδρώσεις ξεκινούν στις εκβολές ποταμών ή μεγάλων ρεμάτων της περιοχής, ενώ τα κανάλια σχήματος V ξεκινούν από στο όριο της υφαλοκρηπίδας με την κατωφέρεια και αναπτύσσονται ανάμεσα στις σχήματος U χαραδρώσεις. 45

56 Διδακτορική διατριβή Ξεκινώντας από τα δυτικά προς τα ανατολικά έχουμε τις χαραδρώσεις Σύθα, Αρίωνα, Καθαρονέρι, Αγιωργίτικο, Σελίανδρο, Ελισσώνα και Ασωπό. Η πρώτη αντιστοιχεί στον ποταμό Σύθα ή Τρικαλίτικο, ενώ η τελευταία στον ποταμό Ασωπό. Οι ενδιάμεσες αντιστοιχούν στα ομώνυμα ρέματα, με εξαίρεση τη χαράδρωση του Αρίωνα, η οποία δε φαίνεται να συνδέεται σήμερα με κάποιο ποτάμι ή ρέμα (εικ. 4.11). Ωστόσο λόγο της θέσης της, μόλις 1 km ανατολικά από τη σημερινή εκβολή του ποταμού Σύθα, μπορεί να θεωρηθεί ότι είτε συνδέεται με κάποια παλαιό παρακλάδι του Σύθα, είτε έχει δημιουργηθεί από την εκβολή του ίδιου του ποταμού, ο οποίος σήμερα έχει μετατοπίσει την κοίτη του δυτικότερα. Παρόμοια συμπεριφορά εμφανίζει και το ρέμα Αγιωργίτικο, το οποίο αν και έχει δημιουργήσει την ομώνυμη υποθαλάσσια χαράδρωση, σήμερα εκβάλει στο ίδιο σημείο με το ρέμα Καθαρονέρι, περίπου 2 km πιο δυτικά από την υποθαλάσσια εμφάνιση του (εικ. 4.11). Η αλλαγή της εκβολής τόσο του Σύθα, όσο και του Αγιωργίτικου εμφανίζεται στη ζώνη μετάβασης των τμημάτων του ρήγματος XYL. Η τεκτονική δραστηριότητα στις ζώνες μετάβασης φαίνεται να δημιούργησε συνθήκες χαμηλής τοπογραφίας, οι οποίες οδήγησαν στην στροφή των ποταμών προς αυτή την κατεύθυνση. Αυτό άλλωστε έχει παρατηρηθεί και σε ποτάμια συστήματα τόσο στην περιοχή του Αιγίου (Koukouvelas, 1998), όσο και της Κορίνθου (Ασημακόπουλος, 2004). Από γεωμετρικής άποψης, οι χαραδρώσεις εκτείνονται κάθετα προς την διεύθυνση κλίσης της κατωφέρειας και είναι σχεδόν γραμμικές. Το πλάτος τους κυμαίνεται από 200 έως πάνω από 1400 m, με τάση διεύρυνσης προς τη βάση της κατωφέρειας. Τα πρανή των χαραδρώσεων είναι πολύ απότομα, με την ανατολική πλευρά να εμφανίζει υψηλότερη κλίση, η οποία κατά τόπους μπορεί να φτάνει τις 24. Η κοίτη, κατά τον εγκάρσιο άξονα, κλίνει προς τα ανατολικά, φθάνοντας κλίσεις μέχρι 5, ενώ ο άξονας της κοίτης παρουσιάζει μεγαλύτερη κλίση από την αντίστοιχη κλίση των χερσαίων ποταμών και ρεμάτων, υποδεικνύοντας ότι η ενεργός τεκτονική λαμβάνει χώρα υποθαλάσσια. Στις περισσότερες περιπτώσεις, οι κοίτες έχουν ανώμαλη μορφολογία σε μικρά βάθη και γίνεται πιο ομαλή σε μεγαλύτερα βάθη. Εξαίρεση αποτελεί η υποθαλάσσια χαράδρωση του ποταμού Σύθα, όπου ο πυθμένας χαρακτηρίζεται από έναν παρατεταμένο επιφανειακό ανακλαστήρα, υποδεικνύοντας ότι η κοίτη καλύπτεται από χοντρόκοκκο υλικό, γεγονός που υποδηλώνει ότι είναι ακόμα πολύ ενεργή (εικ. 4.9). Δειγματοληψία από το εσωτερικό της χαράδρωσης αποκάλυψε ότι το μεγαλύτερο μέρος της κοίτης καλύπτεται από χαλίκια (Ferentinos et al., 1988). Πολυάριθμοι αύλακες κύλισης και μεταφοράς (tributary gullies and chutes) καθώς και κανάλια μικρού ανάγλυφου δημιουργούν τυπική μορφολογία ψαροκόκαλο (εικ. 4.11). Μεταξύ των χαραδρώσεων, η πλαγιά επηρεάζεται κυρίως από μεγάλο αριθμό δευτερευόντων χαραδρώσεων σχήματος V, τα βάθη των οποίων κυμαίνονται από λιγότερο από 10 έως 60 m. Οι μεγάλες σχήματος U χαραδρώσεις αναπτύσσονται στις ζώνες επικάλυψης (step-over zones) μεταξύ των επάλληλων τμημάτων του ρήγματος του Ξυλοκάστρου (εικ. 4.1). Σε ορισμένες περιπτώσεις, από την ερμηνεία των γεωφυσικών καταγραφών, με την ανατολική πλευρά να εμφανίζει υψηλότερη κλίση και την κοίτη κατά τον εγκάρσιο άξονα να κλίνει επίσης 46

57 Κεφάλαιο 4: Σεισμική αποτύπωση γεωμορφολογίας προς τα ανατολικά, γίνεται φανερό πως οι χαραδρώσεις αυτές ελέγχονται από ρήγματα. Τα ρήγματα αυτά φαίνεται να σταθεροποιούν τη θέση του άξονα των υποβρυχίων χαραδρώσεων που αναπτύχθηκαν στις εκβολές των ποταμών και να ενισχύουν την υποθαλάσσια διάβρωση κατά μήκος του άξονα των χαραδρώσεων. Εικόνα 4.9: Μονο-κάναλες σεισμικές τομές 3.5 khz (a, b) και Sparker (c) κατά μήκος της πλαγιάς, οι οποίες δείχνουν την ύπαρξη U- και V-σχήματος χαραδρώσεων. Συντομογραφίες: sc: scarp, bsc: θαμμένα scarp, ms: ροές μάζας, F: πιθανό ρήγμα (θέση των τομών στον ένθετο χάρτη). Η περιγραφόμενη γεωμορφολογική διάρθρωση διευκολύνει την άμεση μεταφορά προς τα βαθειά χονδρόκοκκου υλικού διαμέσου των χαραδρώσεων και την ανάπτυξη υποθαλάσσιων δέλτα στις εκβολές τους κατά μήκος της βάσης της πλαγιάς. Εκτιμάται ότι ο όγκος των ιζημάτων που έχουν διαβρωθεί κατά μήκος των χαραδρώσεων και έχουν μεταφερθεί στη λεκάνη είναι της τάξης του 1.1 km 3. Αυτή η διαδικασία είναι ακόμα ενεργή, όπως προκύπτει από εκτεταμένες ζημιές σε τρία υποβρύχια καλώδια που εναποτέθηκαν κατά μήκος της πλαγιάς του κόλπου, μεταξύ 1884 και 1957 (Ferentinos et al., 1988). Πιο συγκεκριμένα, οι Heezen et al (1966) ανέφεραν πέντε αστοχίες λόγω θραύσης καλωδίου, δύο αστοχίες λόγω ταφής και άλλες δύο αστοχίες που οφείλονται σε αιώρηση του καλωδίου, οι οποίες αποδίδονται όλες σε κατολισθήσεις. 47

58 Διδακτορική διατριβή Εικόνα 4.10: Μωσαϊκό καταγραφών ηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης τύπου ASDIC κατά μήκος της πλαγιάς του νοτιοανατολικού περιθωρίου του Κορινθιακού κόλπου. Υποθαλάσσια κατολισθητικά φαινόμενα έχουν αναγνωριστεί τόσο στην πλαγιά, όσο και μέσα στις χαραδρώσεις. Αποκαλυμμένες επιφάνειες ολίσθησης και ουλές κατολισθήσεων (slide scarps and scars) είναι ενδεικτικά των αστοχιών που λαμβάνουν χώρα κατά μήκος της πλαγιάς, αλλά και εντός των χαραδρώσεων (εικ. 4.4 & 4.10). Το ύψος των επιφανειών αυτών που έχουν εντοπιστεί κυμαίνεται από λίγα μέτρα έως 40 m. Στη βάση της πλαγιάς, έχουν αναπτυχθεί επικαλυπτόμενες αποθέσεις βαρυτικών ροών μάζας, οι οποίες σχετίζονται με τα ασταθή ιζήματα στο ανώτερο τμήμα της κατωφέρειας (εικ. 4.4). Τουρβιδιτικές αποθέσεις που έχουν εντοπιστεί σε πυρήνες ιζημάτων από τον πυθμένα της λεκάνης υποδηλώνουν ότι οι βαρυτικές ροές μάζας μετατρέπονται σε τουρβιδιτικά ρεύματα καθώς κινούνται προς τα κατάντη (Poulos et al., 1996). Τέτοιου είδους υποθαλάσσιες κατολισθήσεις, ανάλογα με το μέγεθος τους, το βάθος του νερού και την απόσταση που μεταφέρουν τα ιζήματα μπορεί να δημιουργήσουν κύματα τσουνάμι στην περιοχή (Stefatos et al., 2006). Ένα από τα κύρια μορφολογικά χαρακτηριστικά του νότιου περιθωρίου του ανατολικού Κορινθιακού κόλπου, το οποίο τον διαφοροποιεί από το δυτικό τμήμα του κόλπου, είναι η απουσία σχηματισμού δέλτα στις εκβολές των ποταμών. Από τις γεωφυσικές καταγραφές γίνεται φανερό ότι τα ποτάμια εκβάλλοντας στη θάλασσα, διαβρώνουν έντονα την υφαλοκρηπίδα, με αποτέλεσμα οι υποθαλάσσιες χαραδρώσεις να φτάνουν πολλές φορές μέχρι σχεδόν την ακτογραμμή (εικ. 4.1 & 4.11). Αυτό θα μπορούσε να συμβαίνει λόγω της 48

59 Κεφάλαιο 4: Σεισμική αποτύπωση γεωμορφολογίας ύπαρξη ενός ρήγματος με μεγάλο ρυθμό μετακίνησης (όπως το ρήγμα XYL), το οποίο δημιουργεί συνθήκες «υψηλής ενέργειας» για τα ποτάμια, με αποτέλεσμα να μην επιτρέπει το σχηματισμό δέλτα, αλλά να διευκολύνει τη διάβρωση της υφαλοκρηπίδας. Με το πέρασμα του χρόνου, καθώς η δημιουργία της τάφρου συνεχίζεται και δημιουργούνται καινούρια ρήγματα στη θάλασσα, η βύθιση της οροφής του ρήγματος που βρίσκεται στη χέρσο, αντισταθμίζεται από την ανύψωση της βάσης του καινούριου ρήγματος που λειτουργεί στη θάλασσα, με αποτέλεσμα μεταξύ των δυο ρηγμάτων να δημιουργείτε μια περιοχή με μικρό βάθος (υφαλοκρηπίδα) όπου τα ποτάμια χάνουν την ενέργεια τους και αποθέτουν το φορτίο τους, δημιουργώντας δέλτα. Εικόνα 4.11: Kανάλια μικρού ανάγλυφου δημιουργούν τυπική μορφολογία ψαροκόκαλο σε μωσαϊκό καταγραφών ηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης (ASDIC). Επίσης, η ύπαρξη ενός ενεργού ρήγματος κατά μήκος της ροής ενός ποταμού, δημιουργεί αλλαγή της κλίσης του πυθμένα προς κατάντη. Όπως προκύπτει από την εξίσωση διάχυσης, διάβρωση προκαλείται στο σημείο μέγιστης καμπυλότητας (αλλαγή κλίσης), η οποία μπορεί να μεταναστεύσει ανάντη σε βαθμό ο όποιος καθορίζεται από το μέγεθος της καμπυλότητας και το συντελεστή διάχυσης των ιζημάτων (Leeder & Mack, 2009). Αυτό έχει σαν αποτέλεσμα, όταν το ρήγμα βρίσκεται κοντά στην ακτογραμμή, το σημείο καμπυλότητας, άρα και η μέγιστη διάβρωση να οδηγεί στη δημιουργία έντονων χαραδρώσεων στην περιοχή της ακτής (εικ. 4.1). Αντίθετα, στο δυτικό τμήμα του κόλπου η ύπαρξη τεκτονικών ραμπών (relay ramps) μεταξύ επικαλυπτόμενων κανονικών ρηγμάτων δημιουργεί τοπογραφικά χαμηλά, το οποία 49

60 Διδακτορική διατριβή διευκολύνουν το ποτάμιο σύστημα να εκβάλει στη θάλασσα μέσω αυτών. Έτσι, γίνεται μεταφορά ιζημάτων από τη χέρσο στη λεκάνη μέσω αυτών των τεκτονικών ραμπών (Hopkins & Dawers, 2017). 50

61 Κεφάλαιο 5: Σεισμική χρόνο-στρωματογραφία 5. Σεισμική χρόνο-στρωματογραφία Τα σεισμικά προφίλ αποκαλύπτουν ότι ο κόλπος του Λέχαιου εμφανίζει στα ανατολικά ένα πιο συμμετρικό χαρακτήρα, αλλάζοντας σε εξαιρετικά ασύμμετρο προς τα δυτικά, με τη μέγιστη βύθιση να εντοπίζεται κοντά στο ρήγμα του Ηραίου (HER) και της Βουλιαγμένης (VOU) (εικ. 4.2). Ξεκινώντας από τα ανατολικά (εικ. 4.2e), τα ιζήματα που καλύπτουν τόσο το βόρειο όσο και το νότιο περιθώριο της λεκάνης κλίνουν ομοιόμορφα προς το κέντρο της λεκάνης. Η κλίση των ιζηματογενών στρωμάτων αυξάνεται με το βάθος. Αυτό το μοτίβο προτείνει έναν σχεδόν ομοιόμορφο ρυθμό βύθισης για το ανατολικό τμήμα του κόλπου, ο οποίος μειώνεται με το χρόνο. Προχωρώντας προς τα δυτικά (εικ. 4.2c), τα ιζηματογενή στρώματα κλίνουν σημαντικά προς τα βόρεια. Αυτή η ομοιόμορφη κλίση προς το βορρά υποδηλώνει ότι τα ρήγματα του βόρειου περιθωρίου βυθίζουν τη λεκάνη γρηγορότερα από αυτά στο νότιο. Η καθίζηση σε αυτό το τμήμα της λεκάνης είναι ακόμα πολύ ενεργή μέχρι και σήμερα. Στο κεντρικό τμήμα του κόλπου, τα ρήγματα στο βόρειο περιθώριο είναι επίσης πιο δραστήρια από αυτά στο νότιο, αλλά με λιγότερο ταχύ ρυθμό βύθισης σε σύγκριση με το δυτικό άκρο του κόλπου του Λέχαιου. Όσον αφορά στο κέντρο απόθεσης των ιζημάτων φαίνεται να μετακινείται από το κέντρο της λεκάνης προς τα βόρεια, καθώς κινούμαστε από τα ανατολικά προς τα δυτικά. Όπως φαίνεται στο ψηφιακό μοντέλο εδάφους (DEM) (εικ. 2.3) η βυθομετρία στην περιοχή επιτρέπει την αναγνώριση τριών μορφολογικών ενοτήτων, της κρηπίδας, της κατωφέρειας και της λεκάνης, οι οποίες συνίστανται από διαφορετικές ακουστικές φάσεις. 5.1 Ενότητες σεισμικών φάσεων Με τον όρο σεισμικές φάσεις (seismic faces) εννοούμε χαρτογραφήσιμες στο χώρο σεισμικές ενότητες, οι οποίες αποτελούνται από ομάδες ανακλάσεων των οποίων οι ιδιότητες διαφέρουν από άλλες γειτονικές ομάδες (Mitchum et al., 1977). Διακρίνοντας διαφορετικούς ακουστικούς χαρακτήρες, εσωτερική και εξωτερική γεωμετρία των ανακλάσεων, μπορούμε να ερμηνεύσουμε τις σεισμικές φάσεις με βάση τις διαδικασίες, τα περιβάλλοντα απόθεσης και τη λιθολογία των ιζημάτων. Από τη μελέτη των σεισμικών καταγραφών για την περιοχή οι σεισμικές φάσεις διακρίθηκαν σε τρεις κύριες ενότητες (εικ. 5.1). Ενότητα Α: αποτελείται από έντονες, σχεδόν συνεχείς, κεκλιμένες ανακλάσεις οι οποίες εναλλάσσονται με μικρού εύρους διακεκομμένες ανακλάσεις ακανόνιστης γεωμετρίας. Κατά θέσεις εμφανίζουν κυματοειδή γεωμετρία, ενώ στην περιοχή της πλαγιάς εμφανίζεται με μικρού εύρους διακεκομμένες ανακλάσεις, ακανόνιστης γεωμετρίας και ελαφρά υπερβολικές ανακλάσεις που διευθετούνται σχεδόν οριζόντια (εικ. 5.1). Ενότητα Β: αποτελείται από εναλλαγές έντονων ανακλάσεων με σεισμικά «διαφανή» στρώματα χωρίς εσωτερικές ανακλάσεις. Οι έντονες ανακλάσεις είναι διαδοχικές και 51

62 Διδακτορική διατριβή παράλληλες, σε μικρές αποστάσεις, σχετικά συνεχής, ενώ το πλάτος τους παρουσιάζει σημαντική διακύμανση. Τα ενδιάμεσα σεισμικά «διάφανα» στρώματα έχουν συχνά ακανόνιστο σχήμα και το πάχος τους παρουσιάζει διακυμάνσεις (εικ. 5.1). Ενότητα C: αποτελείται από συνεχείς, οριζόντιες έως ελαφρά κεκλιμένες, παράλληλες έως υποπαράλληλες ανακλάσεις (εικ. 5.1). Εικόνα 5.1: Οι τρεις κύριες ενότητες (A, B & C) σεισμικών φάσεων που διακρίθηκαν στην περιοχή, όπως αυτές αποτυπώνονται σε μονο-κάναλη σεισμική καταγραφή Sparker. Προχωρώντας στην ερμηνεία των σεισμικών φάσεων, προκύπτει ότι η ενότητα Α αποτελεί το σεισμικό υπόβαθρο στην περιοχή μελέτης. Κατά κύριο λόγο αποδίδεται σε ιζήματα, τα οποία αποτέθηκαν αρχικά στην Κορινθιακή τάφρο. Έχουν άνω Πλειοκαινική κάτω Πλειστοκαινική ηλικία, ενώ αντίστοιχα ιζήματα έχουν αποκαλυφθεί στη χέρσο κατά μήκος του νοτίου περιθωρίου του κόλπου. Η ενότητα αυτή υπόκειται τόσο της ενότητας C, όσο και της ενότητας Β, ενώ κατά κύριο λόγο απαντάται στην κατωφέρεια. Η ενότητα Β, περιλαμβάνει τις ιζηματογενείς φάσεις που γεμίζουν την λεκάνη (αβυσσική πεδιάδα) του Κορινθιακού κόλπου έως και σήμερα. Πρόκειται για εναλλαγές καλά στρωμένων ιζημάτων ημιπελαγικής και τουρβιδιτικής προέλευσης, με αποθέσεις βαρυτικών ροών μάζας (mass flow deposits). Η ενότητα Β κάθεται ασύμφωνα πάνω από την ενότητα Α. Η ενότητα C, αποτελείται από αποθέσεις κρηπίδας και ιζήματα προελαύνουσας πλαγιάς (prograding slope), Ολοκαινικής ηλικίας. Χωρίζεται από την υποκείμενη ενότητα Α με γωνιώδη ασυμφωνία. Η ερμηνεία των παραπάνω ενοτήτων σεισμικών φάσεων που προτείνεται είναι σύμφωνη με τις ερμηνείες που έχουν προταθεί από προηγούμενους ερευνητές για το σύνολο του Κορινθιακού Κόλπου (Heezen et al., 1966, Brooks & Ferentinos 1984; Ferentinos et al. 1988; Higgs 1988; Papatheodorou & Ferentinos 1993, Stefatos et al., 2002). 5.2 Λεκάνη Λέχαιου Σύμφωνα με την σεισμική απεικόνιση της λεκάνης, το πάχος απόθεσης των ιζημάτων ξεπερνάει τα 400 m (εικ. 4.2). Ωστόσο, πολύ-κάναλα σεισμικά προφίλ (Taylor et al., 2011) 52

63 Κεφάλαιο 5: Σεισμική χρόνο-στρωματογραφία δείχνουν ότι το συνολικό πάχος των μεταλπικών ιζημάτων φτάνει σχεδόν τα 3 km κάτω από τον kόλπο του Λέχαιου (εικ. 4.3). Η κατώτερη σειρά που υπέρκειται του αλπικού υποβάθρου αποτελείται από ιζηματογενείς αποθέσεις που σχηματίζονται κατά τα πρώτα στάδια της διάνοιξης της τάφρου έως ~680 ka BP (Taylor et al., 2011). Οι άλλες τρεις σειρές, που χαρακτηρίζονται ως ανώτερες από τους Taylor et al. (2011), έχουν ηλικίες η πρώτη από ~680 έως ~335 ka, η δεύτερη από ~335 έως ~130ka και η τρίτη από ~130 ka μέχρι σήμερα. Η εσωτερική διαμόρφωση των ιζηματογενών αποθέσεων μοιάζει με βάση τη σεισμική διασκόπιση, αυτή των ιζημάτων της κεντρικής λεκάνης του Κορινθιακού κόλπου (Lykousis et al., 2007, σχήμα 8, Bell et al., 2009) και του κόλπου των Αλκυονίδων (Leeder et al., 2005; Sakellariou et al., 2007 σχήμα 13), με εναλλασσόμενα πακέτα έντονων ανακλάσεων, χαμηλής συχνότητας, με σχετικά διαφανή, χωρίς ανακλάσεις πακέτα. Αυτή η διαμόρφωση δείχνει εναλλασσόμενες αποθέσεις τουρβιδιτών, πηλώδους έως αμμώδους σύστασης, με τουρβιδίτες αργιλώδους σύστασης ή/και ημι-πελαγικά ιζήματα κατά τη διάρκεια διαδοχικών σταδίων χαμηλής και υψηλής στάθμης της θάλασσας, που λαμβάνουν χώρα στο Πλειστόκαινο. Η σχετική χρονολόγηση των σεισμικών ανακλαστήρων του ανώτερου Τεταρτογενούς με βάση ευστατικές μεταβολές της στάθμης της θάλασσας, αποτελεί μια μέθοδο, η οποία έχει πολλές φορές εφαρμοστεί, από διάφορους ερευνητές, με επιτυχία. Στην περίπτωση του Κορινθιακού κόλπου τέτοιου είδους μελέτες (Perissoratis et al., 2000; Lykousis et al., 2007; Bell et al., 2008; Nixon et al., 2016, κ.α.) έχουν οδηγήσει σε συμπεράσματα σχετικά με το ρυθμό ιζηματογένεσης, τόσο στον κυρίως Κορινθιακό κόλπο, όσο και σε τμήματα αυτού ή επιμέρους υπολεκάνες. Η μέθοδος βασίζεται στην αναγνώριση επάλληλων στρωμάτων από παράλληλους ισχυρούς ανακλαστήρες, οι οποίοι εναλλάσσονται με διάφανα στρώματα με ασθενείς ανακλαστήρες. Ωστόσο, υπάρχουν διάφορες απόψεις σχετικά με την ερμηνεία της παραπάνω στρωματογραφικής δομής. Ορισμένοι ερευνητές (π.χ. Bell et al., 2009; Leeder et al., 2005; Nixon et al., 2016) προτείνουν ότι οι έντονες ανακλάσεις, χαμηλής συχνότητας σηματοδοτούν την έναρξη θαλάσσιας ιζηματογένεσης και αντιπροσωπεύουν συνθήκες υψηλής στάθμης θάλασσας (θαλάσσιο περιβάλλον), ενώ οι πιο ασθενείς ανακλάσεις, υψηλότερης συχνότητας συνιστούν αποθέσεις χαμηλής στάθμης θάλασσας (λιμναίο περιβάλλον). Άλλοι πάλι ερευνητές (π.χ. Perissoratis et al., 2000; Lykousis et al., 2007; Sakellariou et al., 2007) προτείνουν ότι οι έντονοι ανακλαστήρες αντιπροσωπεύουν χονδρόκοκκες ιζηματογενείς φάσεις που αποτέθηκαν κατά τη διάρκεια της περιόδους των παγετώνων, όταν η στάθμη της θάλασσας ήταν χαμηλή, ενώ οι διαφανείς ορίζοντες με τις ασθενείς ανακλάσεις αντιπροσωπεύουν περισσότερο λεπτόκοκκα τουρβιδιτικά ιζήματα, τα οποία αποτέθηκαν σε μεσοπαγετώδη διαστήματα, όταν η στάθμη της θάλασσας ήταν υψηλή. Στο διατριβή αυτή ακολουθείται η άποψη των Lykousis et al. (2007). Η μελέτη της σεισμικής στρωματογραφίας του κόλπου του Λέχαιου δείχνει ότι το πάχος των ιζημάτων στη λεκάνη ξεπερνά τα 350 m, ενώ η ηλικία των κατώτερων ιζημάτων ξεπερνά τα 53

64 Διδακτορική διατριβή 250 ka, όπως μπορεί να παρατηρήσει κανείς στα προφίλ εγκάρσια (εικ. 4.2 & 5.2) και κατά μήκος του κόλπου (εικ. 5.3). Παρόλα αυτά, πρέπει να τονιστεί ότι η υψηλή τεκτονική δραστηριότητα ευνοεί διαφορετικά μοντέλα ιζηματογένεσης στο χώρο και το χρόνο, καθιστώντας την αναγνώριση ενιαίων ιζηματογενών πακέτων και την παρακολούθηση συγκεκριμένων οριζόντων δύσκολη. Το μέγιστο εκτιμώμενο πάχος ιζημάτων τα τελευταία 245 ka είναι 240 m, ενώ ο όγκος τους υπολογίζεται μεταξύ 7 και 10 km 3 (εικ. 5.4). Εικόνα 5.2: Λεπτομέρεια του σεισμικού προφίλ στην εικόνα 4.2c. Σχετική χρονοστρωματογραφική ερμηνεία των ιζηματογενών μονάδων στη λεκάνη του Λεχαίου, με βάση την ευστατική καμπύλη στάθμης της θάλασσας των Siddall et al. (2003). Τα στάδια ισοτόπων οξυγόνου (αριθμοί με πλάγια γράμματα στο διάγραμμα) με βάση τον Porter (1989), διάγραμμα ευστατικής καμπύλης του επιπέδου της στάθμης της θάλασσας από Siddall et al. (2003). Οι λατινική αριθμοί αντιστοιχούν σε ιζηματογενείς μονάδες, τα γράμματα αντιστοιχούν σε ορίζοντες (M 1 η πολλαπλή ανάκλαση του πυθμένα, en ηλεκτρικός θόρυβος). Με βάση την αναγνώριση σεισμικών φάσεων, διακρίνονται τέσσερεις ιζηματογενείς ενότητες (I έως IV) (πιν. 5.1), οι οποίες φαίνεται να σχετίζονται με κλιματικές (ευστατικές) μεταβολές της στάθμης της θάλασσας ανά 100 ka. Η πρώτη ενότητα (I), μεταξύ του πυθμένα της θάλασσας και του ορίζοντα (α), αποτελείται από ασθενείς, μερικώς συνεχείς ανακλάσεις. Ο ορίζοντας (a), μπορεί να συσχετιστεί με το όριο μεταξύ λιμναίων και θαλάσσιων ιζημάτων, το οποίο έχει αναγνωρισθεί σε διάφορα μέρη του κόλπου και έχει χρονολογηθεί περίπου στα 12 ka. Συνεπώς η ενότητα Ι έχει αποτεθεί σε συνθήκες θάλασσας, τα τελευταία 12ka, κατά τη διάρκεια του σταδίου ισοτόπων οξυγόνου 1 (Porter, 1989). Διαθέτει σχετική σταθερό πάχος περίπου 19 m που αυξομειώνεται κοντά στα ρήγματα, ενώ καλύπτει την προϋπάρχουσα μορφολογία (εικ. 4.2 & 5.3). 54

65 Κεφάλαιο 5: Σεισμική χρόνο-στρωματογραφία Πίνακας 5.1: Σεισμική στρωματογραφία στον κόλπο του Λέχαιου και ρυθμοί ιζηματογένεσης. Ηλικία Ρυθμός Ακολουθία Σεισμικά χαρακτηριστικά Πάχος Γεωλογική ορίζοντα ιζηματογένεσης σημασία όριο ενότητα εικόνα περιγραφή m ka mm/yr πυθμένας I έντονοι παράλληλοι συνεχόμενοι ανακλαστήρες ~ 28 O 2 ισοτοπικό στάδιο 1 θαλάσσιες, τουρβιδιτικές και/ή ήμιπελαγικές αποθέσεις ιλύος a 12 II ασθενείς, με υψηλή συχνότητα, παράλληλοι ανακλαστήρες (στη βάση πιο έντονοι) ~ 130 O 2 ισοτοπικό στάδιο 2-5e Εναλλαγή λιμναίων με θαλάσσιες αποθέσεις b 128 III ασθενείς, με υψηλή συχνότητα, ημι-συνεχείς ανακλαστήρες (στη βάση πιο έντονοι) ~ 78 O 2 ισοτοπικό στάδιο 6-7c Εναλλαγή λιμναίων με θαλάσσιες αποθέσεις c 245 ~ 2.3±0.3 ~ 1.1±0.1 ~ 0.7±0.1 IV ασθενείς ανακλαστήρες?? λιμναίες αποθέσεις???? Αντίστοιχα, οι ορίζοντες (b) και (c) μπορούν να ερμηνευτούν ως μεταβάσεις μεταξύ λιμναίων και θαλάσσιων συνθηκών. Χαρακτηρίζονται από έντονους ανακλαστήρες, χαμηλής συχνότητας και σύμφωνα με την καμπύλη στάθμης της θάλασσας των Siddall et al. (2003), η ηλικία τους μπορεί να αποδοθεί σε περίπου 128 και 245 ka, αντίστοιχα (εικ. 5.2). Ο ορίζοντας (b) αποτελεί το όριο μεταξύ των σταδίων ισοτόπων οξυγόνου 5e και 6, ενώ ο ορίζοντας (c) αποτελεί το όριο μεταξύ των σταδίων ισοτόπων οξυγόνου 7c και 8 (Porter, 1989). Οι ενότητες II και III σχηματίζονται από μια εναλλαγή σεισμικών φάσεων που αποτελούνται από μεγάλου πλάτους - χαμηλής συχνότητας ανακλάσεις, με μικρού πλάτους - υψηλής συχνότητας ανακλάσεις. Οι σεισμικές φάσεις αυτές υποδηλώνουν εναλλαγή στις συνθήκες ιζηματογένεσης στον κόλπο, από θαλάσσιες (υψηλό επίπεδο στάθμης της θάλασσας) σε λιμναίες (χαμηλότερο επίπεδο στάθμης της θάλασσας). Παρόμοια σεισμικά 55

66 Διδακτορική διατριβή χαρακτηρίστηκα έχουν επίσης περιγραφεί από τους Bell et al. (2008) και Perissoratis et al. (2000) (κάτω από το ισοτοπικό στάδιο 6), οι οποίοι έχουν διατυπώσει την άποψη ότι κατά τη διάρκεια των παγετωδών περιόδων, όπου η στάθμη της θάλασσας ήταν χαμηλή, η συχνότητα των τουρβιδιτικών αποθέσεων μπορεί να αυξάνει, λόγω των ασταθών συνθηκών που δημιουργούνταν στα περιθώρια του κόλπου που ανυψώνονται. Εικόνα 5.3: Ερμηνευμένη (A) και μη ερμηνευμένη (B) σεισμική τομή air-gun (5 in 3 ) κατά μήκος του κόλπου του Λέχαιου (θέση της τομής στον ένθετο χάρτη). Χρονο-στρωματογραφική ερμηνεία έγχρωμων οριζόντων φαίνεται στην εικόνα 5.2 (M 1 η πολλαπλή ανάκλαση του πυθμένα, en ηλεκτρικός θόρυβος). Εντός των ενοτήτων II και III, διακρίνονται στρώματα με έντονες ανακλάσεις μέσου έως μεγάλου πάχους, τα οποία μπορούν να συσχετιστούν με λιγότερο έντονες μεταβολές της στάθμης της θάλασσας, σηματοδοτώντας τη μετάβαση από λιμναίες (παγετώδεις) σε θαλάσσιες (μεσοπαγετώδεις) συνθήκες. Με βάση και πάλι την καμπύλη ευστατικών μεταβολών της στάθμη της θάλασσας (Siddall et al., 2003), στην ενότητα ΙΙ, στους ορίζοντες b1 και b2 μπορούν να αποδοθούν ηλικίες περίπου 71 ka και 24 ka αντίστοιχα, οι οποίες αντιπροσωπεύουν τα όρια μεταξύ των ισοτοπικών σταδίων οξυγόνου 4 με 5α και 2 με 3, αντίστοιχα. Στην ενότητα ΙIΙ, ορίζοντας c1 θα μπορούσε να θεωρηθεί ότι είναι το όριο μεταξύ των ισοτοπικών σταδίων οξυγόνου 6 και 7α, με μια ηλικία περίπου 186 ka (εικ. 5.2). Λαμβάνοντας υπόψη τις ηλικίες που έχουν αποδοθεί στους διάφορους ορίζοντες, υπολογίστηκε ο ρυθμός ιζηματογένεσης στη λεκάνη του Λέχαιου για διάφορες περιόδους. Έτσι για την ενότητα Ι, η οποία αποτέθηκε στο Ολόκαινο, ο ρυθμός ιζηματογένεσης είναι σχετικά υψηλός, φθάνοντας 2.3±0.3 m/ka. Για τις υποκείμενες ενότητες II και III, ο ρυθμός είναι μικρότερος, φτάνοντας τα 1.1±0.1 και 0.7±0.1 m/ka, αντίστοιχα. 56

67 Κεφάλαιο 5: Σεισμική χρόνο-στρωματογραφία Εικόνα 5.4: Κατανομή ισοπαχών ιζημάτων πάνω από τον ορίζοντα των 245 ka. Παρόμοιοι ρυθμοί ιζηματογένεσης για διάφορα σημεία του κόλπου έχουν περιγραφεί και από άλλους ερευνητές (πίν. 5.2). Οι Bell et al. (2008), λαμβάνοντας υπόψη το συνολικό πάχος των αποθέσεων, έχουν υπολογίσει για το δυτικό τμήμα του κόλπου (ανοιχτά του Αιγίου) περίπου 1 m/ka, ενώ για το κεντρικό τμήμα (ανοιχτά της Ακράτας) περίπου 0.5 m/ka, πολύ μικρότερο ρυθμό από τα 1.8 m/ka των Moretti et al. (2004). Για το ανατολικό τμήμα του κόλπου οι Lykousis et al. (2007) δίνουν, για τα ανώτερα στρώματα, ρυθμό ιζηματογένεσης που κυμαίνεται από περίπου 1.8 m/ka (ανοιχτά του Ξυλοκάστρου) έως περίπου 2.4 m/ka (ανοιχτά του Κιάτου). Ο μέσος ρυθμός ιζηματογένεσης για τα τελευταία 128 ka, κατά τη διάρκεια των ισοτοπικών σταδίων 1 έως 5, για τον Κόλπου του Λέχαιου είναι 1.3±0.2 m/ka, ο οποίος είναι παρόμοιος με το ρυθμό που υπολογίστηκε για τον κόλπο των Αλκυονίδων από τους Sakellariou et al. (2007). Πίνακας 5.2: Ρυθμοί ιζηματογένεσης (m/kyr) σε σύγκριση με άλλες μελέτες. Περίοδος ka Αυτή η μελέτη Κόλπος Λέχαιου Λεκάνη Αλκυονίδων Lykousis et al. (2007) Ανατολικός Κεντρικός ΚΚ * ΚΚ * Bell et al. (2009) Λεκάνη Αλκυονίδων Υπολεκάνη Ερατεινής Bell et al. (2008) Κυρίως (βαθύς) ΚΚ * Δυτικός ΚΚ * / / / * ΚΚ Κορινθιακός κόλπος 57

68 Διδακτορική διατριβή Οι υψηλότερες τιμές του ρυθμού ιζηματογένεσης στον κόλπο του Λέχαιου σε σύγκριση με τον Κορινθιακό Κόλπο θα μπορούσε να οφείλεται στο γεγονός ότι ο πρώτος αποτελεί μια περιορισμένη λεκάνη λόγω της ύπαρξης της ράχης του Ηραίου. Αυτό έχει σαν αποτέλεσμα το λεπτόκοκκο ίζημα να μη μπορεί να μεταφερθεί μακριά, αλλά να «παγιδεύεται» μέσα στη λεκάνη. Για το λόγο αυτό οι τιμές του ρυθμού ιζηματογένεσης στο κόλπο του Λέχαιου παρουσιάζουν καλύτερη συσχέτιση με αυτές από τον κόλπο των Αλκυονίδων. Κάτι που δε συμβαίνει με την υπολεκάνη της Ερατεινής πιθανώς λόγω της μικρής πρωτογενούς τροφοδοσίας της σε ίζημα. 5.3 Χρονοστρωματογραφία περιθωρίου Η ερμηνεία γεωφυσικών δεδομένων υψηλής ανάλυσης έδειξε την ύπαρξη κεκλιμένων αποθέσεων προσχωσιγενούς προέλευσης (oblique progradational clinoforms) κάτω από τον πυθμένα της υφαλοκρηπίδας του Κόλπου του Λέχαιου (εικ. 5.5). Οι αποθέσεις του δελταϊκού μετώπου (foresets) κλίνουν πολύ απότομα, ενώ το επάνω μέρος τους φαίνεται διαβρωμένο, πιθανόν λόγω της δράσης των κυμάτων, υποδεικνύοντας ένα ρηχό περιβάλλον απόθεσης κατά την προέλαση τους. Στο κάτω μέρος μεταβαίνουν σε στρώσεις με παράλληλους, έντονους και συνεχείς ανακλαστήρες, οι οποίοι εναλλάσσονται με συνεχόμενες στρώσεις χωρίς εσωτερικούς ανακλαστήρες, κατά μήκος της υφαλοκρηπίδας του κόλπου του Λέχαιου. Οι κεκλιμένες αποθέσεις προσχωσιγενούς προέλευσης αντιπροσωπεύουν προέλαση του μετώπου του δέλτα κατά τη διάρκεια διαδοχικών χαμηλών επιπέδων της στάθμης της θάλασσας (Lowstand System Tract - LST). Η ύπαρξη ορισμένων έντονων, ημι-παράλληλών και ελαφρώς κεκλιμένων ανακλαστήρων (μεγάλου πλάτους) στο επάνω τμήμα τους, δείχνει ότι σχετικά λεπτόκοκκο ιζηματαγενές υλικό από επίκληση υπέρκειται σχετικά χονδρόκοκκων αποθέσεων (Transgressive System Tract - TST). Οι LST και TST αποθέσεις υπόκεινται μιας σειράς ασθενών ανακλαστήρων μικρού πλάτους, οι οποίοι αντιπροσωπεύουν Ολοκαινικά λεπτόκοκκα προδελταϊκά ιζήματα που αποτέθηκαν κατά τη διάρκεια της τρέχουσας περιόδου υψηλής στάθμης της θάλασσας (Highstand System Tract - HST). Η σχετική χρονοστρωματογραφική ηλικία των ιζηματογενών ακολουθιών μπορεί να αποδοθεί με βάση την παγετο-ευστατική καμπύλη του Τεταρτογενούς (Martinson et al., 1987; Porter, 1989), υποθέτοντας συγκρίσιμα χαμηλά επίπεδα της στάθμης της θάλασσας κατά το σχηματισμό τους (Collier et al, 1991; Collier et al. 2000; Lykousis et al, 2007). Οι HST αποθέσεις αντιπροσωπεύουν Ολοκαινικά προδελταϊκά ιζήματα που αποτέθηκαν σε συνθήκες θάλασσας τα τελευταία 6 ka (ισοτοπικό στάδιο 1).Τα ιζήματα που αποτέθηκαν κατά την επίκληση του Ολοκαίνου συνιστούν τις TST αποθέσεις. Αποτέθηκαν από τα 12 έως τα 6 ka πριν από σήμερα, όταν πλημύρισε η παγετώδεις λίμνη, από τη μεσοπαγετώδη επίκληση περίπου 12 ka πριν από σήμερα (Collier et al., 2000; Perissoratis et al., 2000; Lykousis et al., 2007). Οι LST αποθέσεις θα πρέπει να αποτέθηκαν κατά τη διάρκεια της κορύφωσης της τελευταίας παγετώδους περιόδου, περίπου 35 με 12 ka πριν από σήμερα (ισοτοπικό στάδιο 2). 58

69 Κεφάλαιο 5: Σεισμική χρόνο-στρωματογραφία Εικόνα 5.5: Ερμηνευμένη (A) και μη ερμηνευμένη (B) σεισμική τομή τομογράφου 3.5 khz, στην οποία φαίνονται προδελταϊκές αποθέσεις στη νότια υφαλοκρηπίδα του κόλπου του Λέχαιου. Είναι εμφανής η μετατόπιση της αναβαθμίδας των 12 ka (t) από το ρήγμα Φρύνη (FRY). LST χαμηλό επίπεδο της στάθμης της θάλασσας, HST υψηλό επίπεδο της στάθμης της θάλασσας, TST επίκληση, M 1 η πολλαπλή ανάκλαση του πυθμένα, oc κεκλιμένες δελταϊκές αποθέσεις προέλασης (θέση της τομής στον ένθετο χάρτη). 5.4 Υποθαλάσσια αναβαθμίδα ασυμφωνία Η ανάλυση των σεισμικών προφίλ κατά μήκος του νότιου περιθωρίου του ανατολικού Κορινθιακού κόλπου και του κόλπου του Λέχαιου έδειξε την ύπαρξη μιας παρατεταμένης, μεγάλου εύρους υποεπιφανειακής ανάκλασης, η οποία δημιουργεί έναν χαρακτηριστικό ορίζοντα (t) (εικ. 5.6a). Σε σεισμικά προφίλ υψηλής διακριτικής ικανότητας (boomer SBP) από τον κόλπο του Λέχαιου φαίνεται πως πρόκειται για μια σειρά συνεχών σαφών ανακλάσεων (εικ. 5. 6b), οι οποίες κατά τόπους εμφανίζονται έντονα σεισμο-κονιασμένες (s) (εικ. 5.6c). Το βάθος του υποεπιφανειακού αυτού ορίζοντα ορίστηκε με επίπεδο αναφοράς τη σημερινή στάθμη της θάλασσας. Τόσο στην περιοχή του Ξυλοκάστρου, όσο και στον κόλπο του Λέχαιου, η μέγιστη τιμή βάθους που αναγνωρίστηκε ο ορίζοντας είναι στα 90 m περίπου και παρατηρείται κοντά στο όριο της υφαλοκρηπίδας (εικ. 5.7). H ελάχιστη τιμή παρατηρείται κατά μήκος της ακτογραμμής και για την περιοχή του Ξυλοκάστρου φτάνει στα 30 m περίπου, ενώ για τον κόλπου του Λέχαιου τα 50 m (εικ. 5.7). Ο ορίζοντας φαίνεται να κλίνει ελαφριά προς τα βαθειά με μέση κλίση της τάξης της 1. Στις θέσεις όπου οι σεισμικές καταγραφές 59

70 Διδακτορική διατριβή εμφανίζονται σεισμο-κονιασμένες, θεωρείτε πιθανό να υπάρχει συγκέντρωση αέριων υδρογονανθράκων εξαιτίας της επιφάνειας αυτής. Εικόνα 5.6: Ερμηνευμένες (A) και μη ερμηνευμένες (B) σεισμικές τομές τομογράφου 3.5 khz (a) και boomer (b & c), στις οποία διακρίνεται η αναβαθμίδας των 12 ka (t). FRY ρήγμα Φρύνη, M 1 η πολλαπλή ανάκλαση του πυθμένα, s - σεισμο-κονιασμένη περιοχή (θέση της τομής στον ένθετο χάρτη). Ο ορίζοντας αυτός έχει αναγνωριστεί στην υφαλοκρηπίδα σε όλο τον Κορινθιακό Κόλπο (π.χ. Perissoratis et al., 2000) και θεωρείτε ότι σχηματίστηκε κατά τη διάρκεια της μεταπαγετώδους επίκλυσης περίπου 12 ka πριν από σήμερα, καθώς η στάθμη της θάλασσας πλημμύρισε το στενό του Ρίου (Lykousis et al., 2007). Η χρονολόγηση του βασίζεται τόσο στην ραδιοχρονολόγηση του άνθρακα όσο και στο ευστατικό σημείο της στάθμης της θάλασσας στο στενό του Ρίου. Αφού τα δεδομένα από την περιοχή στο στενό του Ρίου μας δείχνουν ότι το φράγμα (sill) του Ρίου ήταν σχετικά σταθερό περίπου στα 60 m κατά την διάρκεια του 60

71 Κεφάλαιο 5: Σεισμική χρόνο-στρωματογραφία ανώτερου Πλειστοκαίνου, συμπεραίνουμε ότι η τελευταία λιμνοθαλάσσια συνθήκη στον Κορινθιακό κόλπο έλαβε χώρα πριν από περίπου 12 ka. Αυτή η χαρακτηριστική επιφάνεια επίκλυσης του ορίζοντα (t) είναι πιθανώς διαχρονική, η οποία ξεκινάει στα 12 ka πριν από σήμερα, συνεχίζεται με την αργή άνοδο της στάθμης της θάλασσας και τοποθετείται μεταξύ 12 και 10 ka (Perissoratis et al., 2000). H ηλικία αυτή επιβεβαιώνεται από ραδιοχρονολόγηση ιζημάτων που πάρθηκαν μέσω πυρήνων στην περιοχή των Αλκυονίδων (Perissoratis et al., 2000) και στην υφαλοκρηπίδα κοντά στη περιοχή του Αιγίου (δυτικός Κορινθιακός κόλπος) (Schwartz & Tsiavos, 1979). Η ακολουθία των ιζημάτων που υπέρκεινται αυτού του χαρακτηριστικού ορίζοντα δεν είναι καλά στρωμένη και φέρει ασθενείς, ασυνεχείς ανακλάσεις, οι οποίες κάθονται σύμφωνα επί του ορίζοντα (εικ. 5.6). Το πάχος των ιζημάτων έχει τη μέγιστη τιμή (~50 m) κοντά στην ακτή, ενώ μειώνεται σημαντικά φτάνοντας στο όριο υφαλοκρηπίδας πλαγιάς. Η ηλικία αυτών των ιζημάτων είναι Ολοκαινική και η απόθεσή τους οφείλεται κυρίως στην προσφορά υλικού από τη χέρσο. Χαρακτηριστική είναι η γωνιώδεις ασυμφωνία, διαβρωσιγενούς προέλευσης, που παρατηρείται μεταξύ του ορίζοντα και των υποκείμενων στρωμάτων, τα οποία αποτελούνται από ένα προελαύνων σύστημα έντονα κεκλιμένων αποθέσεων προσχωσιγενούς προέλευσης (clinoforms), πιθανώς Πλειοκαινικής ηλικίας (εικ. 5.6). Εικόνα 5.7: Επιφανειακή κατανομή του βάθους της αναβαθμίδας των 12 ka, όπως χαρτογραφήθηκε στην υφαλοκρηπίδα του κόλπου του Λέχαιου και μεταξύ Κιάτου και Ξυλοκάστρου, με επίπεδο αναφοράς τη σημερινή στάθμη της θάλασσας. 61

72 Διδακτορική διατριβή Στο κεντρικό τμήμα το στενού του Ρίου κυριαρχεί μια τάση διάβρωσης του πυθμένα λόγω των ισχυρών ρευμάτων που επικρατούν (με ταχύτητες που ξεπερνούν τα 1m/sec). Αποτέλεσμα αυτού είναι η απουσία των χαλαρών επιφανειακών ιζημάτων από αυτή την περιοχή. Έτσι σε αυτό το τμήμα υπάρχουν μόνο σκληρά Πλειστοκαινικά ιζήματα και Πλειοκαινικά κροκαλοπαγή. Στις πλευρές του στενού υπάρχει μια δελταϊκή Ολοκαινική ακολουθία που το πάχος της είναι πάνω από 15 m, η βάση αυτής της προελαύνουσας δελταϊκής ακολουθίας φτάνει σε ένα βάθος περίπου 60 m και αντιπροσωπεύει τον ορίζοντα (t) (Perissoratis et al., 2000). Στην περιοχή του Αιγίου, όπου μια όχι καλά στρωματωμένη ακολουθία ιζημάτων υπέρκειται μιας χαμηλότερης καλά στρωματωμένης ακολουθίας, παρεμβάλλεται ένας επικλισυγενής ορίζοντας (t) σε ένα βάθος περίπου 60 m. Πυρήνες που λήφθηκαν από την περιοχή δείχνουν ότι η ανώτερη ακολουθία των ιζημάτων συνίσταται από ιλυούχο λάσπη, η επιφάνεια επίκλυσης του ορίζοντα από ιλυούχο άμμο και κροκάλες, ενώ η κατώτερη ακολουθία από ιλυούχο άμμο (Perissoratis et al., 2000). Στο βόρειο τμήμα του Κορινθιακού Κόλπου στην περιοχή των Αντικύρων και της Ιτέας, σεισμικές καταγραφές από τομογράφο υποδομής πυθμένα 3,5 KHz (εικ. 5.8) δείχνουν μια ρηχή επιφάνεια επίκλυσης, που αντιστοιχεί στον ορίζοντα (t) και βυθίζεται όσο απομακρυνόμαστε από την ακτή σε ένα βάθος περίπου 65 m. Στην ακτή της Ναυπάκτου ο ανακλαστήρας (t) βρίσκεται σε βάθη από m. Η Ολοκαινική ακολουθία πάνω από τον ορίζοντα έχει πάχος περίπου 2 m (Perissoratis et al., 2000). Στο κεντρικό τμήμα του Κορινθιακού κόλπου ο ανακλαστήρας (t) αναγνωρίζεται διστακτικά ως το ανώτερο τμήμα μιας ενότητας ιζημάτων μεγαλύτερης ανακλαστικότητας. Εικόνα 5.8: Ερμηνευμένη (A) και μη ερμηνευμένη (B) σεισμική τομή τομογράφου 3.5 khz, στον κόλπο των Αντικύρων, στην οποία διακρίνεται η αναβαθμίδας των 12 ka (t) (θέση της τομής στον ένθετο χάρτη). 62

73 Κεφάλαιο 5: Σεισμική χρόνο-στρωματογραφία Ο ορίζοντας (t) έχει αναγνωριστεί και σε άλλες περιοχές του Κορινθιακού Κόλπου. Ανατολικά του στενού του Ρίου, στο δέλτα του ποταμού Μόρνου και στην περιοχή του Ψαθόπυργου, εμφανίζεται ένας ισχυρός ανακλαστήρας σε βάθος 55 με 75 m, οπού αντιστοιχεί στον ορίζοντα (t). Κάτω από αυτόν τον ορίζοντα αναγνωρίζεται μια δελταϊκή ακολουθία. Το πάχος των ιζημάτων πάνω από τον ορίζοντα στο δέλτα του Μόρνου είναι λίγο περισσότερο από 15 m και μειώνεται σε πιο απομακρυσμένες περιοχές στα περίπου 7 m (Perissoratis et al., 2000). Στην περιοχή των Αλκυονίδων ο ορίζοντας αντιπροσωπεύεται από μια επιφάνεια επίκλυσης, η οποία συναντάται σε βάθος περίπου 55 m (πχ. Προφίλ B των Perissoratis et al., 1986). Το πάχος των αποτιθέμενων ιζημάτων πάνω από τον ορίζοντα κυμαίνεται από περίπου 5 έως 15 m (Perissoratis et al., 2000). Στην περιοχή μελέτης, η θέση του ορίζοντα αυτού δεν μπορεί να εντοπιστεί παντού με ακρίβεια εξαιτίας της ύπαρξης μιας σειράς μικρότερων ρηγμάτων, τα οποία φαίνεται να τον μετατοπίζουν κατά τόπους. Σε περιοχές όπου υπάρχουν κανονικά ρήγματα ο ορίζοντας μπορεί να φτάσει σε ένα βάθος περίπου 100 m (εικ. 5.6). 63

74 Διδακτορική διατριβή 64

75 Κεφάλαιο 6: Φυσικές επικινδυνότητες στον Κορινθιακό κόλπο 6. Φυσικές επικινδυνότητες στον Κορινθιακό Κόλπο Οι πιο σημαντικές φυσικές επικινδυνότητες που μπορεί να πλήξουν τον Κορινθιακό Κόλπο είναι οι σεισμοί, μέσω των ενεργών ρηγμάτων και τα κύματα τσουνάμι που μπορεί να εκδηλωθούν είτε λόγω σεισμού, είτε λόγω κατολισθητικών φαινομένων. 6.1 Ενεργά ρήγματα Από τις διαθέσιμες τομές σεισμικής ανάκλασης, αποκαλύπτεται ότι ο Κορινθιακός κόλπος είναι μια σύνθετη ασύμμετρη τάφρος (complex half-graben), η οποία περιβάλλεται από μια σειρά ενεργών ρηγμάτων (εικ. 1.8). Από την κλίση των ιζηματογενών στρωμάτων προκύπτει ότι ο ρυθμός μετατόπισης δεν είναι ίδιος ούτε κατά μήκος του κόλπου, ούτε μεταξύ βόρειου και νότιου περιθωρίου (Stefatos et al., 2002). Αντιστοιχία με τη καταγεγραμμένη σύνθετη γεωμετρία της λεκάνης του Κορινθιακού κόλπου έχει παρατηρηθεί στη τάφρο της ανατολικής Αφρικής και συγκεκριμένα στις λίμνες Tanganika (Rosendhal et al., 1986; Rosendhal et al., 1987) και Malawi (Ebinger et al., 1987; Scholz & Finney, 1994; Scholz, 1995α), καθώς και στην τάφρο του κόλπου του Suez (Bosworth, 1985; Colleta et al., 1988) Κατανομή ρηγάτων Η λεπτομερής χαρτογράφηση του κόλπου έχει δείξει ότι η κατανομή των υποθαλάσσιων ρηγμάτων παρουσιάζει μια σχετική συμμετρία. Το κεντρικό τμήμα του Κορινθιακού κόλπου περιβάλλεται από μικρό αριθμό ρηγμάτων με μεγάλο σχετικά μήκος. Αντίθετα, τόσο στο δυτικό όσο και στο ανατολικό άκρο του κόλπου εντοπίζονται περισσότερα σε αριθμό υποθαλάσσια ρήγματα, αλλά με σημαντικά μικρότερο μήκος (εικ. 6.1). Αυτό είναι σύμφωνο με την παρατήρηση των Le Pichon et al., (1995), ό,τι στο κεντρικό τμήμα της τάφρου η συνολικά συσσωρευμένη διαστολή εμφανίζει τη μέγιστη τιμή της. Έρευνες για την περιοχή έχουν δείξει ότι υπάρχει ένα όριο στο μέγιστο μήκος ρήγματος. Μόλις ένα ρήγμα φθάσει σε ένα ορισμένο μέγεθος, η παραμόρφωση μεταφέρεται σε ένα νέο προς τα βόρεια, δεδομένου ότι η αύξηση του ρυθμού διαστολής διευκολύνεται με επιτάχυνση της μετανάστευσης σε νέα ρήγματα (Ford et al., 2013). Τα κύρια περιφερειακά υποθαλάσσια ρήγματα που περικλείουν τον κόλπο δεν ξεπερνούν σε μήκος τα 15 χιλιόμετρα, με εξαίρεση το ρήγμα Ξυλόκαστρο (XYL), το οποίο αποτελεί συνέχεια του ρήγματος Κόρινθος (COR ή LYLK) και αθροιστικά φτάνουν σε μήκος τα 24 χιλιόμετρα. Δεδομένου ότι το μέγιστο μήκος των υποθαλάσσιων ρηγμάτων δεν ξεπερνά τα 24 χιλιόμετρα, συμπεραίνουμε ότι το μέγιστο αναμενόμενο σεισμικό μέγεθος από την ενεργοποίηση ενός και μόνο ρήγματος είναι της τάξης του 6.7 M w (Roberts & Jackson 1991). Αυτό άλλωστε επιβεβαιώνεται και από το μέγιστο αναμενόμενο σεισμικό μέγεθος που 65

76 Διδακτορική διατριβή προκύπτει από το αρχείο των σύγχρονων και ιστορικών σεισμών της περιοχής (Ambraseys & Jackson 1990, 1997; Papazachos & Papazachou 1997; Papadopoulos 2000). Ως προς την ενεργότητα των υποθαλάσσιων ρηγμάτων κατά μήκος των περιθωρίων του κόλπου, προκύπτει ότι στο σύνολo τους είναι ενεργά στη διάρκεια του Τεταρτογενούς, καθώς είτε μετατοπίζουν τις Πλειο-Πλειστοκαινικές αποθέσεις στα περιθώρια της τάφρου, είτε κόβουν και μετατοπίζουν τα επιφανειακά Ολοκαινικά ιζήματα (κεφ. 4 & 5). Εικόνα 6.1: Κατανομή των ρηγμάτων στον Κορινθιακό κόλπο (από αυτή την εργασία, Morewwods & Roberts, 1999; Stefatos et al., 2002; Zygouri et al., 2008). Πιο συγκεκριμένα, η μελέτη θαλάσσιων σεισμικών προφίλ (Στεφάτος, 2005) έδειξε ότι τόσο μια σειρά ρηγμάτων εντός του κυρίως Κορινθιακού κόλπου, πχ Αίγιο (AIG), ανατολικών Αλκυονίδων (EAL) και Λιβαδόστρατα (LIV) (εικ. 6.1), όσο και τα ρήγματα του Κόλπου του Λέχαιου είναι ενεργά κατά τη διάρκεια του Ολοκαίνου, καθώς είτε μετατοπίζουν τις αντίστοιχες επιφανειακές ανακλάσεις, είτε τη χαρακτηριστική αναβαθμίδα των 12 ka. Όσο για τα υπόλοιπα ρήγματα στον κόλπο, αυτά χαρακτηρίζονται συνιζηματογενοί (growth faults), γεγονός που υποδηλώνει ότι τα ρήγματα παραμένουν ενεργά στη διάρκεια της ιζηματογένεσης. Οι παρατηρήσεις αυτές υποστηρίζονται επιπλέον από τις απολιθωμένες ακτογραμμές και θαλάσσιες αναβαθμίδες που έχουν βρεθεί ανυψωμένες πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας κατά μήκος των νοτίων ακτών του Κορινθιακού κόλπου (Mouyaris et al., 1992; Papageorgiou et al., 1993; Pirazzoli et al., 1994; Armijo et al., 1996; Stewart, 1996; Stewart & Vita-Finzi, 1996; Soter, 1998; Morewood & Roberts, 1999) και παρέχουν σαφείς αποδείξεις σεισμικής δραστηριότητας για αρκετά από τα προαναφερθέντα υποθαλάσσια ρήγματα. 66

77 Κεφάλαιο 6: Φυσικές επικινδυνότητες στον Κορινθιακό κόλπο Τα ρήγματα που βρίσκονται εντός της λεκάνης είναι λιγότερο ενεργά και με μικρό συνήθως κατακόρυφο άλμα, το οποίο είναι ένδειξη ότι τα ρήγματα αυτά αποτελούν δευτερεύουσες δομές που διευκολύνουν (accommodate) την παραμόρφωση των τεμαχών βάσης των περιθωριακών ρηγμάτων της λεκάνης (Στεφάτος, 2005) Περίοδος επανάληψης Προκειμένου να υπολογιστεί η περίοδος επανάληψης (recurrence interval) του μέγιστου σεισμικού μεγέθους για κάθε ρήγμα χρησιμοποιήθηκαν αρχικά οι εμπειρικές εξισώσεις των Wells & Coppersmith (1994) για τον υπολογισμό της σεισμικής ολίσθησης (coseismic slip) (Dm) με βάση τόσο το μήκος τη ρηξιγενούς επιφάνειας (L) (1) όσο και το μέγεθος του σεισμού (Μw) (2). Dm = (5x10-5 ) x L (1) Mw = log(l) & logdm = Mw (2) Η χρήση των δυο εξισώσεων έδωσε σχεδόν τις ίδιας τιμές σεισμικής ολίσθησης. Τα αποτελέσματα όπως προέκυψαν για μια σειρά ρηγμάτων του Κορινθιακού κόλπου (με τη χρήση της εξίσωσης 2) φαίνονται στον πίνακα 6.1 (στήλη 6). Με την παραδοχή ότι κάθε σεισμός διέρρηξε όλο το μήκος του ρήγματος που έχει χαρτογραφηθεί και ότι όλες οι μετακινήσεις προκύπτουν από συν-σεισμικές ολισθήσεις (δηλαδή δεν υπάρχει ερπυσμός και ασεισμική κίνηση μεταξύ δυο σεισμικών γεγονότων σε χρονικές κλίμακες εκατοντάδων χρόνων), ο ρυθμός μετατόπισης (Sr) για μια συγκεκριμένη περίοδο επανάληψης (Ri) είναι ίσος με Dm / Ri. Έτσι, για ένα δεδομένο ρυθμό μετατόπισης και με βάση τη σεισμική ολίσθηση, όπως αυτή υπολογίστηκε προηγουμένως, μπορεί να καθορίσει η μέση περίοδος επανάληψης για κάθε ρήγμα (Nicol et al., 2005). Στον πίνακα 6.1 παρουσιάζεται η περίοδος επανάληψης (στήλη 7) όπως υπολογίστηκε για τα διάφορα ρήγματα. Ο ρυθμός μετατόπισης (στήλη 4) για μεν τα ρήγματα του κόλπου του Λέχαιου προέκυψε από την παρούσα μελέτη (κεφ. 4), ενώ για δε τα ρήγματα του υπόλοιπου Κορινθιακού κόλπου από βιβλιογραφικές αναφορές (Bell et al., 2009). Οι τιμές της περιόδου επανάληψης είναι σύμφωνες με την παρατήρηση ότι ο αργός ρυθμός παραμόρφωσης στα μεγάλα ρήγματα του νότιου περιθωρίου του κόλπου (<1 nstrain/yr) συνεπάγεται μεγάλες περιόδους επανάληψης για μεγάλους σεισμούς, M>6.5, χρόνια (Avallone et al., 2004). Ως εκ τούτου, οι μικρότερες δομές που βρίσκονται μέσα στην τάφρο φιλοξενούν το μεγαλύτερο μέρος της διαστολής. Ισχυροί σεισμοί με μέγεθος 6.0 είναι συχνοί, με μέση περίοδο επανάληψης περίπου 10 έτη (Papadopoulos & Kijko, 1991). 67

78 Κόλπου Λέχαιου Νοτίου περιθωρίου Βόρειου περιθωρίου Διδακτορική διατριβή Πίνακας 6.1: Σεισμικό δυναμικό των κυριοτέρων ρηγμάτων του Κορινθιακού κόλπου. Ρήγματα (1) Μήκος (km) (2) Ρυθμός ανύψωσης (mm/yr) (3) Ρυθμός μετατόπισης (mm/yr) (4) Μέγιστο αναμενόμενο μέγεθος (5) Σεισμική ολίσθηση (6) Περίοδος επανάληψης (7) West Channel (WCF) 8 n/a > South Eratini (SEF) 10 n/a > North Eratini (NEF) 7 n/a East Channel (ECF) 8 n/a > Livadostrata (LIV) 5 n/a Psathopyrgos (PSTR) Aigion (AIG) West Eliki (WEF) East Eliki (EEF) Derveni (DER) Xylocastro (XYL) / ανά τμήμα Xylocastro (XYL) / όλο Skinos (SKI) 9 n/a West Alkyonides (WAF) 8 n/a n/a n/a East Alkyonides (EAF) Psatha (PSA) 7 n/a Perachora (PER) 9 n/a Vrachati (VRA) 11 n/a Lechaio (LEX) 12 n/a Loutraki (LOU) 3 n/a Vouliagmeni (VOU) 5 n/a Heraio (HER) 4 n/a VOU + LOU 8 n/a Κίνδυνος από εκδήλωση τσουνάμι Η λέξη Tsunami είναι Ιαπωνικής προέλευσης και αποτελείται από τις Ιαπωνικές λέξεις Tsu που σημαίνει λιμάνι και nami που σημαίνει κύμα. Το Tsunami είναι μια αλληλουχία βαρυτικών κυμάτων που διαδίδονται με μεγάλη ταχύτητα από μια συγκεκριμένη πηγή στον ωκεανό, με κατεύθυνση προς την ακτή. 68

79 Κεφάλαιο 6: Φυσικές επικινδυνότητες στον Κορινθιακό κόλπο Αν και πολλές φορές τα Tsunami αναφέρονται στη βιβλιογραφία ως παλιρροϊκά κύματα, κάτι τέτοιο δεν είναι απόλυτα ακριβές. Βάσει των χαρακτηριστικών τους δεν μπορούν να περιγραφούν ως απλά κανονικά κύματα μεγαλυτέρου μεγέθους από τα κοινά κύματα. Το τσουνάμι μοιάζει περισσότερο με ένα ατελείωτο εισβάλλον ρεύμα που κατά την επέλασή του ξεπερνάει κάθε εμπόδιο. Το μεγαλύτερο μέγεθος της ζημιάς προκαλείται από τη μεγάλη μάζα νερού που κρύβεται πίσω από το αρχικό κύμα, καθώς το ύψος του θαλάσσιου κύματος ανεβαίνει με μεγάλη ταχύτητα και πλημμυρίζει δυναμικά μια παράκτια περιοχή. Το καθαρό βάρος του νερού είναι αρκετό για να καταστρέψει ολοκληρωτικά ότι αντικείμενο βρεθεί στην πορεία του. Τα τσουνάμι δρουν τελείως διαφορετικά από τα τυπικά και ευρέως γνωστά κύματα μεγάλου ύψους. Μετακινούν ολόκληρο το βάθος του ωκεανού στο πέρασμά τους και όχι μόνο την υδάτινη επιφάνεια, μεταφέρουν τεράστια ποσά ενέργειας, διαδίδονται με μεγάλες ταχύτητες και έχουν την ικανότητα να διανύουν μεγάλες υπερωκεάνιες αποστάσεις, χάνοντας μόνο μικρό ποσό της ενέργειας τους. Αν και η συνολική διαρροή ενέργειας είναι μικρή, κατά την εξάπλωση του τσουνάμι η συνολική ενέργεια κατανέμεται σε όλο και μεγαλύτερη περιοχή καθώς το κύμα εξαπλώνεται, με αποτέλεσμα όσο μεγαλώνει η απόσταση από την πηγή τόσο μικραίνει και η ενέργεια που μεταφέρει το κύμα. Το πραγματικό ύψος ενός τσουνάμι σε ανοικτή θαλάσσια περιοχή είναι συχνά μικρότερο του ενός μέτρου. Το κύμα ταξιδεύει στον ωκεανό με ταχύτητες που μπορούν να κυμαίνονται από 500 έως 1000 km/hr. Καθώς το κύμα προσεγγίζει την ακτογραμμή και το βάθος της θάλασσας ολοένα μειώνεται, η ταχύτητα του κύματος σταδιακά ελαττώνεται. Η εμπρόσθια πλευρά του κύματος γίνεται ολοένα πιο απότομη και αυξάνεται το ύψος της, με αποτέλεσμα η απόσταση μεταξύ των δυο κορυφών του κύματος σταδιακά να μικραίνει. Ένα τέτοιου είδους κύμα (τσουνάμι) μετατρέπεται σε κύμα ρηχών νερών, όταν η αναλογία ανάμεσα στο μήκος του κύματος και το βάθος της θάλασσας ελαχιστοποιείται. Από τη στιγμή που ένα τσουνάμι χαρακτηρίζεται από μεγάλο μήκος κύματος (εκατοντάδων χιλιομέτρων), συμπεραίνουμε εύκολα ότι συμπεριφέρεται ως κύμα ρηχών νερών ακόμα και στους ωκεανούς. Τα συγκεκριμένα κύματα κινούνται με ταχύτητες ίσες με την τετραγωνική ρίζα του γινομένου της επιτάχυνσης της βαρύτητας (9,8 m/s 2 ) και του βάθους της θάλασσας. Κατά την διάδοση των τσουνάμι σε μεγάλες αποστάσεις οι ενεργειακές απώλειες δεν είναι σημαντικές, ενώ αξίζει να σημειωθεί ότι τα τσουνάμι δεν χαρακτηρίζονται πάντα από το στοιχείο της συμμετρικότητας. Τα κύματα αυτά μπορούν να είναι ισχυρότερα κατά τη μια κατεύθυνση και ασθενέστερα κατά την άλλη και αυτό εξαρτάται από τη φύση της πηγής και την γεωμορφολογία της περιοχής εξάπλωσης Αιτίες γένεσης τσουνάμι Σεισμοί: Η κυριότερη αιτία γένεσης των τσουνάμι είναι οι σεισμοί που λαμβάνουν χώρα στο θαλάσσιο χώρο. Οι υποθαλάσσιοι σεισμοί προκαλούν μια ανοδική και καθοδική κίνηση του πυθμένα στην περιοχή που βρίσκεται κοντά στο επίκεντρο, με αποτέλεσμα αυτή η κίνηση να μεταδίδεται στην υδάτινη στήλη. Η αρχική ενέργεια που προκύπτει από την ανοδική κίνηση 69

80 Διδακτορική διατριβή του νερού μετατρέπεται σε κινητική ενέργεια του κύματος, το οποίο αρχίζει να διαδίδεται. Το αρχικό κύμα τσουνάμι που δημιουργείται λίγα λεπτά μετά το σεισμικό γεγονός χωρίζεται σε ένα κύμα το οποίο κατευθύνεται προς την ανοιχτή θάλασσα/ωκεανό και ένα κύμα που διαδίδεται με κατεύθυνση προς την ακτή. Τα τσουνάμι δεν έχουν την μορφή ενός τεράστιου μεγέθους κύματος, αλλά αποτελούνται από συστοιχία πολύ δυνατών κυμάτων που εκδηλώνονται ιδιαιτέρως γρήγορα καθώς προσεγγίζουν την ακτή. Από τη στιγμή που τα τσουνάμι πλήξουν την ακτή, μέρος του κύματος και της ενέργειας που αυτό περικλείει επιστρέφει στην ανοικτή θάλασσα. Καθώς το τσουνάμι προσεγγίζει την ακτή, οι παράκτιες και υποβρύχιες κατασκευές και σχηματισμοί, οι είσοδοι ποταμών καθώς και η κλίση της ακτής, είναι παράγοντες που επηρεάζουν τη μορφή και την εξέλιξή του. Η στάθμη του νερού κοντά στην ακτή μπορεί να φτάσει αρκετά μέτρα σε ύψος, ενώ μπορεί να διεισδύει μέχρι και αρκετά χιλιόμετρα στη στεριά. Το πρώτο κύμα ενός τσουνάμι είναι πιθανό να μην αποτελεί και το πιο ισχυρό της συστοιχίας, ενώ κατά τη διάδοσή του κάποιες παράκτιες περιοχές είναι πιθανόν να πληγούν περισσότερο συγκριτικά με κάποιες άλλες. Οι συγκεκριμένοι σεισμοί, που ονομάζονται «τσουναμογενείς σεισμοί» χαρακτηρίζονται από την απελευθέρωση μεγάλης ποσότητας ενέργειας και το μέγεθός τους συνήθως υπερβαίνει τους επτά βαθμούς. Τέτοιο μεγάλοι σεισμοί πραγματοποιούνται ως επί το πλείστον σε υποθαλάσσιες περιοχές που σεισμικά χαρακτηρίζονται από σύγκρουση των τεκτονικών πλακών. Όταν οι τεκτονικές πλάκες συγκρούονται και καταβυθίζεται η μια κάτω από την άλλη, προκαλούνται σεισμοί μεγάλου μεγέθους που μετατοπίζουν και αποσταθεροποιούν μεγάλες υδάτινες μάζες στον πυθμένα των ωκεανών σε απόσταση που κυμαίνεται από λίγα έως ακόμα και 1000 km. (UNESCO, 2005). Τα τσουνάμι αυτού του είδους, δηλαδή αυτά που προκαλούνται από μεγάλους υποθαλάσσιους σεισμούς, είναι και τα πιο καταστροφικά. Επειδή οι διαστάσεις της σεισμικής πηγής είναι εξαιρετικά μεγάλες, εξαιρετικά μεγάλο είναι και το ενεργειακό τους περιεχόμενο. Αυτό έχει σαν αποτέλεσμα η διάδοσή τους σε μεγάλες αποστάσεις να είναι ιδιαίτερα ευχερής (Ειρηνικός και Ινδικός ωκεανός) και αυτός είναι και ο λόγος που στη σύγχρονη βιβλιογραφία αποκαλούνται transoceanic (Papadopoulos & Fokaefs, 2005). Κατολισθήσεις: Σημαντικός αριθμός τσουνάμι μπορεί να δημιουργηθεί αποκλειστικά από την εκδήλωση κατολισθήσεων. Τέτοια τσουνάμι έχουν συνήθως τοπικό χαρακτήρα και έκταση, αν και στην περίπτωση μιας εκτενούς υποθαλάσσιας κατολίσθησης που σχετίζεται με την ηπειρωτική υφαλοκρηπίδα, η πηγή του τσουνάμι που προκαλείται αγγίζει το μέγεθος πολλών χιλιομέτρων. Αυτού του είδους τα τσουνάμι χαρακτηρίζονται από πολύ μεγάλα ύψη και αποτελούν τεράστια απειλή για τους παράκτιους πληθυσμούς. Κατολισθήσεις μπορεί να εκδηλώνονται από κατακρήμνιση τμημάτων σπηλαιώδους ακτής, από πτώση βράχων στη θάλασσα, καθώς και από αποκόλληση τμημάτων παγετώνων. Οι υποθαλάσσιες κατολισθήσεις συνήθως σχετίζονται με την μακροχρόνια συσσώρευση ιζημάτων στον πυθμένα των ωκεανών. Τα συσσωρευμένα ιζήματα εκτίθενται σε ρεύματα, θύελλες, κύματα ανέμων και τεκτονικές 70

81 Κεφάλαιο 6: Φυσικές επικινδυνότητες στον Κορινθιακό κόλπο δραστηριότητες με αποτέλεσμα η ιζηματογενής ζώνη να αποσταθεροποιείται. Έτσι, μια οποιαδήποτε διατάραξη μετεωρολογικής φύσης ή μικρής σεισμικής έκτασης παίζει καθοριστικό ρόλο και οδηγεί σε μια συνολική αποσταθεροποίηση. Τα τσουνάμι που προκαλούνται από κατολισθήσεις συνήθως δεν έχουν την δυνατότητα διάδοσης από τη μια μεριά του ωκεανού στην άλλη. Όμως, στην περιοχή υποθαλάσσιας κατολίσθησης συχνά αποκτούν μεγάλο ύψος, γίνονται βίαια και τοπικά αποβαίνουν ιδιαιτέρως καταστροφικά (Papadopoulos & Fokaefs, 2005). Ηφαιστειογενούς προέλευσης: Σημαντικές είναι και οι περιπτώσεις δημιουργίας κυμάτων τσουνάμι από ηφαιστειογενείς εκρήξεις που λαμβάνουν χώρα είτε στην επιφάνεια της γης (κυρίως νησιά), είτε στον ωκεάνιο πυθμένα. Οι ηφαιστιογενείς εκρήξεις μπορούν να δημιουργήσουν μεγάλες αναταράξεις στην επιφάνεια των ωκεανών. Κατά την πραγματοποίηση μιας υποθαλάσσιας ηφαιστειογενούς έκρηξης απελευθερώνονται υποθαλάσσια αέρια τα οποία αποτελούνται από καπνό ηφαιστειακής προέλευσης και υψηλής θερμοκρασίας, καθώς και ατμό υπό υψηλή πίεση. Τα αέρια αυτά απελευθερώνονται και διανύουν την υδάτινη στήλη έως ότου καταλήξουν στην επιφάνεια και προκαλέσουν τοπικά ανύψωση της στάθμης του νερού. Η ενέργεια που βρίσκεται συγκεντρωμένη στα αέρια μετατρέπεται σε κινητική ενέργεια του νερού η οποία συμβάλλει στην δημιουργία του κύματος τσουνάμι (Levin & Nosov 2009). Ο μηχανισμός δημιουργίας τσουνάμι σε αυτή την περίπτωση μπορεί να σχετίζεται με υποθαλάσσια έκρηξη ηφαιστείου, υποθαλάσσια κατακρήμνιση τμήματος ηφαιστείου, αλλά ακόμα πιο πιθανό ενδεχόμενο, είναι η φρεατομαγματική έκρηξη και η υποθαλάσσια κατάρρευση μαγματικών ηφαιστειακών τμημάτων (UNESCO, 2005). Ατμοσφαιρικές διαταραχές: Ατμοσφαιρικές διαταραχές μπορούν να προκαλέσουν κύματα τσουνάμι. Τα κύματα αυτά είναι ευρέως γνωστά ως meteotsunamis και η ταλάντωση που δημιουργείται στη στάθμη των ωκεανών οφείλεται σε μετεωρολογικής φύσης διαταραχές. Αυτού του είδους τα τσουνάμι δημιουργούνται από μεγάλες ατμοσφαιρικές αναταράξεις με τη μορφή κυκλώνων, τυφώνων και θυελλών. Η δημιουργία αυτών των κυμάτων (meteotsunamis) οφείλεται αφενός στις συνθήκες συντονισμού των κυμάτων και αφετέρου στη σύμπτωση της ταχύτητας με την οποία εξελίσσεται η ατμοσφαιρική διαταραχή με την ταχύτητα διάδοσης του θαλάσσιου βαρυτικού κύματος. Από την έρευνα και τις επιστημονικές παρατηρήσεις βρέθηκε ότι οι ατμοσφαιρικές διαταραχές που εξελίσσονται με ταχύτητα km/hr, μπορούν να προκαλέσουν meteotsunamis ύψους κύματος μεγαλύτερου του 1 m και περιόδου min (Levin & Nosov 2009). Πτώση αστεροειδών: Μια πιθανή, αλλά πολλή σπάνια αιτία δημιουργίας κύματος τσουνάμι είναι η πτώση σε θαλάσσιες περιοχές αστεροειδών ή μετεωριτών. Η πτώση μετεωριτών ή αστεροειδών στους ωκεανούς είναι ικανή να δημιουργήσει κύμα τσουνάμι ολοκληρωτικού χαρακτήρα με κατακλυσμικές προοπτικές εξάπλωσης (UNESCO, 2005). Βάσει πυρηνικών δοκιμών και επιστημονικής έρευνας υπολογίζεται ότι η ενέργεια που θα απελευθερωθεί από την πτώση ενός μετεωρίτη διαμέτρου 100 m και ταχύτητας πρόσκρουσης 71

82 Διδακτορική διατριβή 20 km/sec θα είναι περίπου ίση με 1018 J, ενέργεια που θα απελευθερωνόταν από την έκρηξη βόμβας 100 μεγατόνων. Τα αέρια προϊόντα της έκρηξης μπορούν να δημιουργήσουν μια υποθαλάσσια φυσαλίδα ακτίνας περίπου 3 km. Έτσι συμπεραίνουμε ότι λόγω της πτώσης ενός μετεωρίτη σε θαλάσσια περιοχή βάθους μικρότερου των 3 km, μια μεγάλη ποσότητα νερού μετατοπίζεται λόγω εξάτμισης και μετακίνησης υδάτινης μάζας που έχει σαν αποτέλεσμα την απογύμνωση του πυθμένα για μια περιοχή συνολικού μήκους μεγαλύτερης του 1 km. Το επιφανειακό κύμα που παράγεται στον κρατήρα που σχηματίζεται από την πτώση του μετεωρίτη μπορεί να φτάσει έως τα 50 m. Η διαδικασία αναπλήρωσης του υποθαλάσσιου κρατήρα με νερό διαρκεί λίγα λεπτά και μπορεί να δημιουργήσει ταλαντώσεις στην επιφάνεια του νερού μεγάλης χρονικής διάρκειας. Βάσει προσεγγιστικών μελετών, η πτώση ενός μετεωρίτη στον ωκεανό μπορεί να οδηγήσει σε μια μακροπρόθεσμη και μεγάλης έντασης διαταραχή στην επιφάνεια του νερού, ικανή να δημιουργήσει κύμα τσουνάμι παγκοσμίου κλίματος (Levin & Nosov 2009). Επιστημονικές μελέτες έχουν καταλήξει ότι η πτώση ενός μεσαίου μεγέθους αστεροειδούς διαμέτρου 5 έως 6 km στο μέσο του Ατλαντικού Ωκεανού μπορεί να δημιουργήσει τσουνάμι το οποίο θα κάλυπτε τα 2/3 των Ηνωμένων Πολιτειών. Αντίστοιχα η πτώση ενός τέτοιου αστεροειδούς στη θαλάσσια περιοχή μεταξύ των νησιών της Χαβάης και των δυτικών ακτών της Νότιας Αμερικής θα δημιουργούσε κύμα τσουνάμι τέτοιου μεγέθους, το οποίο θα κάλυπτε ολοσχερώς το σύνολο όλων των παράκτιων οικισμών και αστικών κέντρων των δυτικών ακτών του Καναδά, των Ηνωμένων Πολιτειών, του Μεξικού καθώς και σχεδόν το σύνολο των νήσων της Χαβάης (UNESCO, 2005). Αξίζει βέβαια να επισημανθεί ότι η πτώση αστεροειδών ή μετεωριτών αποτελεί ένα ιδιαίτερα σπάνιο φαινόμενο. Οι περισσότεροι μετεωρίτες καταστρέφονται κατά την είσοδό τους στη γήινη ατμόσφαιρα. Στοιχεία και αποδείξεις πτώσης μετεωριτών έχουν εντοπισθεί στην γήινη επιφάνεια, συνδέονται αποκλειστικά με το μακρινό παρελθόν και από τη στιγμή που τα 4/5 της γης είναι καλυμμένα με νερό συμπεραίνουμε ότι η πτώση αστεροειδών έχει λάβει χώρα και στους ωκεανούς (UNESCO, 2005) Tsunamis στον Κορινθιακό κόλπο Παρόλο που εμφανίσεις τσουνάμι υφίστανται στη Μεσόγειο θάλασσα από τη γένεση του πολιτισμού, η συστηματική έρευνα ξεκίνησε περίπου το 1960 με αφορμή το καταστροφικό τσουνάμι που έλαβε χώρα στο Αιγαίο Πέλαγος (1956). Ιδιαίτερα με την εκδήλωση του μεγάλου τσουνάμι το Δεκέμβριο του 2004 στον Ινδικό Ωκεανό, έγινε επιτακτική η ανάγκη αξιολόγησης των κινδύνων του τσουνάμι σε διάφορα μέρη του κόσμου και η μελέτη τόσο της πιθανότητας εκδήλωσης του, όσο και των επιπτώσεων του. Με την πάροδο των ετών, ένας μεγάλος αριθμός των καταλόγων τσουνάμι για την Ελλάδα, συμπεριλαμβανομένου και του Κορινθιακού κόλπου, έχουν δημοσιευθεί από διάφορους συγγραφείς (Ambraseys, 1962; Antonopoulos, 1980; Galanopoulos, 1960; Heck, 1947; Papadopoulos, 1993, 2000, 2003; Papadopoulos & Chalkis, 1984; Papazachos et al., 1986; 72

83 Κεφάλαιο 6: Φυσικές επικινδυνότητες στον Κορινθιακό κόλπο Papazachos & Papazachou, 1997; Soloviev, 1990, 2000). Ο πιο πρόσφατος κατάλογος αναφέρει συνολικά 17 περιπτώσεις εκδήλωσης τσουνάμι εντός του Κορινθιακού κόλπου (Παπαδόπουλος, 2003). Με εξαίρεση την πρώτη καταγεγραμμένη εκδήλωση τσουνάμι το 373 π.χ., τα υπόλοιπα 16 από τα 17 τσουνάμι αναφέρεται ότι έχουν εκδηλωθεί μετά το Από τη μελέτη της σχέσης συχνότητας - έντασης προκύπτει περίοδος επαναφοράς 16, 40 και 103 ετών για την εμφάνιση ενός τουλάχιστον τσουνάμι με ένταση ΤΙ 2, ΤΙ 3 και ΤΙ 4 αντίστοιχα (Papadopoulos, 2003). Αν και οι κατάλογοι σχετικά με το πραγματικό ύψος κύματος είναι ελλιπείς, τα αναφερόμενα ύψη κυμαίνονται μεταξύ 0.5 και 10 μέτρων. Δυστυχώς, δεν υπάρχει καμιά καταγραφή σχετικά με τις αποστάσεις πλημμύρας, με εξαίρεση το τσουνάμι που έπληξε το κεντρικό τμήμα του κόλπου το 1402, καθώς και το τσουνάμι στις Καμάρες το 1963, το οποίο έχει λεπτομερώς περιγραφεί. Οι αναφερόμενες αποστάσεις πλημμύρας για τις δύο αυτές περιπτώσεις εκδήλωσης τσουνάμι είναι 1200 και 400 m αντίστοιχα. Αξίζει να σημειωθεί ότι και στις δυο περιπτώσεις δεν υπάρχει αναφορά για σημαντικές υλικές ζημιές ή θύματα. Η πλειοψηφία των τσουνάμι σχετίζονται με επιφανειακούς σεισμούς. Ωστόσο, δεν είναι σαφές εάν αυτά τα κύματα προκλήθηκαν από τη συν-σεισμική μετατόπιση του ρήγματος ή από υποθαλάσσιες και παράκτιες κατολισθήσεις που πυροδοτήθηκαν από το σεισμό. Τέσσερεις περιπτώσεις εκδήλωσης τσουνάμι, το 1794, 1861, 1965 και 1984, αναφέρεται ότι οφείλονται σε σεισμό που προκάλεσε παράκτιες κατολισθήσεις, μια περίπτωση, το 1888, θεωρείται ότι προκλήθηκε από υποθαλάσσια κατολίσθηση λόγω σεισμού και άλλες δυο περιπτώσεις, το 1963 και το 1996, πιστεύεται ότι προκλήθηκαν καθαρά από παράκτιες κατολισθήσεις, χωρίς προηγούμενη εκδήλωση σεισμού (Papadopoulos, 2003). Οι παραπάνω περιπτώσεις εκδήλωσης τσουνάμι δείχνουν ότι τουλάχιστον για τον Κορινθιακό κόλπο, οι υποθαλάσσιες κατολισθήσεις αποτελούν σημαντικό κίνδυνο ως προς την εκδήλωση τσουνάμι Μελέτη πηγών εκδήλωσης τσουνάμι: σεισμοί (ρήγματα) vs κατολισθήσεων Ο Κορινθιακός κόλπος αποτελεί μια σεισμικά ενεργή τεκτονική λεκάνη, με μεγάλο βάθος και απότομα πρανή. Αποτέλεσμα αυτού είναι η υψηλή πιθανότητα εκδήλωσης τσουνάμι, τόσο λόγω σεισμικής δραστηριότητας, όσο και λόγω υποθαλάσσιων κατολισθήσεων ή και συνδυασμού των δυο (Kortekaas et al., 2011). Στη συνέχεια θα γίνει αξιολόγηση της δυνατότητας εκδήλωσης τσουνάμι από διάφορες πηγές, με την εφαρμογή μοντέλων γένεσης τσουνάμι και τη σύγκριση του δυναμικού που έχει η κάθε πηγή γένεσης. Σκοπός είναι η εκτίμηση του δυνητικού κινδύνου από τσουνάμι που επιβάλλει η ύπαρξη ενεργών υποθαλάσσιων ρηγμάτων και κατολισθήσεων στην περιοχή Γένεση τσουνάμι λόγω σεισμικής μετατόπισης Η μετατόπιση του πυθμένα εξαιτίας ενός υποθαλάσσιου σεισμού σε μικρό βάθος μπορεί να προκαλέσει διαταραχή της επιφάνειας της θάλασσας. Λαμβάνοντας υπόψη ότι η παραμόρφωση αυτή είναι πολύ ταχύτερη από το χαρακτηριστικό χρόνο που απαιτείται για τη διάδοση του κύματος και ότι το μήκος της παραμόρφωσης του πυθμένα είναι πολύ 73

84 Διδακτορική διατριβή μεγαλύτερο από το βάθος του νερού, μπορεί να γίνει δεκτή η προσέγγιση ότι η αρχική παραμόρφωση της επιφάνειας της θάλασσας είναι ίση με την συν-σεισμική κατακόρυφη μετατόπιση του πυθμένα (Geist & Dmowska, 1999; Hébert et al., 2005). Δεδομένης της παραδοχής αυτής της προσέγγισης, δυο είναι τα θέματα που προκύπτουν. Ποια είναι το πιθανό μέγιστο μεγέθους σεισμού, εξαιτίας της ενεργοποίησης ενός υποθαλάσσιου ρήγματος και ποια είναι η μέγιστη μετατόπιση του ρήγματος στην επιφάνεια του πυθμένα που παράγεται από έναν τέτοιο σεισμό. Η κατακόρυφη συνιστώσα αυτής της μετατόπισης του πυθμένα είναι αυτή που καθορίζει το μέγεθος του τσουνάμι που θα δημιουργηθεί Προσέγγιση με βάση εμπειρικές σχέσεις Θαλάσσιες γεωφυσικές έρευνες στον Κορινθιακό κόλπο έχουν αποτυπώσει την ύπαρξη πολλών υποθαλάσσιων ρηγμάτων, με μήκος έως και 15 χιλιόμετρα (πχ Stefatos et al., 2002) (εικ. 6.1). Λαμβάνοντας υπόψη ότι είναι αρκετά πιθανό ένας μελλοντικός μεγάλος σεισμός να οδηγήσει στη διάρρηξη όλου του μήκους ενός οποιοδήποτε από αυτά τα ρήγματα, μπορούμε με τη χρήση εμπειρικών σχέσεων να εκτιμήσουμε το αντίστοιχο μέγεθος σεισμού μιας τέτοιας διάρρηξης. Ο υπολογισμός της επιφανειακής μετατόπισης από το μήκος του ρήγματος αποφεύγεται δεδομένου ότι η γραμμική παλινδρόμηση (regression) μεταξύ μετατόπισης και μήκους διάρρηξης δεν δίνει τόσο καλή συσχέτιση (Wells & Coppersmith, 1994). Βασισμένοι σε ένα αρχείο παγκόσμιων ιστορικών σεισμών, οι Wells & Coppersmith (1994) προτείνουν την παρακάτω εξίσωση, συσχετίζοντας το μήκος του ρήγματος (L) και το μέγεθος ροπής (M w ) M w = log (L) (3) Παρόμοιες εξισώσεις παλινδρόμησης έχουν προταθεί από τους Pavlides & Caputo (2004) με βάση δεδομένα σεισμών από την ευρύτερη περιοχή του Αιγαίου και από τους Ambraseys & Jackson (1998) με βάση δεδομένα σεισμών από την Ανατολική Μεσόγειο και την περιοχή της Μέσης Ανατολής (εξισώσεις 4 & 5 αντίστοιχα) M s = 0.90 log (L) (4) M s = 1.14 log (L) (5) Η τεκτονική χαρτογράφηση του Κορινθιακού κόλπου από υποθαλάσσιες γεωφυσικές έρευνες έχει δείξει κατά μήκος του νότιου περιθωρίου και στην περιοχή του κόλπου των Αντικύρων την ύπαρξη ρηγμάτων, το μήκος των οποίων φθάνει τα 15 km (εικ. 6.1). Αυτό είναι και το μέγιστο ενιαίο μήκος που φαίνεται να έχουν μεμονωμένα ρήγματα (Στεφάτος, 2005; Charalambakis et al., 2005). Από την επίλυση των εξισώσεων (3), (4) και (5) για μέγιστο μήκος ρήγματος 15 km, προκύπτει ότι το μέγιστο μέγεθος σεισμού είναι 6.44, 6.53 και

85 Κεφάλαιο 6: Φυσικές επικινδυνότητες στον Κορινθιακό κόλπο Θα πρέπει να σημειωθεί, ότι το εκτιμώμενο μέγεθος από τις εμπειρικές εξισώσεις είναι ελαφρώς μικρότερο από το μέγιστο καταγεγραμμένο μέγεθος σεισμού στον Κορινθιακό κόλπο. Ο σεισμός αυτός ήταν ο πρώτος μιας σειράς τριών γεγονότων που έπληξαν το ανατολικό τμήμα του Κορινθιακού κόλπου στις 24 Φεβρουαρίου Είχε επιφανειακό μέγεθος (M S ) 6.7 και εστιακό βάθος περίπου 10 km. Το επίκεντρο εντοπίστηκε δυτικά των νησιών Αλκυονίδες, βορειοδυτικά της χερσονήσου της Περαχώρας (Jackson et al., 1982). Λαμβάνοντας υπόψη ότι μας ενδιαφέρει το χειρότερο δυνατό σενάριο, για την ανάλυση μας χρησιμοποιήσαμε το μεγέθους 6.7 ως το μέγιστο πιθανό γεγονός. Για να εκτιμηθεί η επιφανειακή μετατόπιση που προκύπτει από έναν σεισμό αυτού του μεγέθους, χρησιμοποιήσαμε τις διαθέσιμες εξισώσεις παλινδρόμησης που συσχετίζουν το μέγεθος με την επιφανειακή μετατόπιση. Η παρακάτω εξίσωση συσχετίζει τη μέγιστη επιφανειακή μετατόπιση (MD) με το μέγεθος ροπής (M w ) (Wells & Coppersmith, 1994) log (MD) = M w (6) Μια παρόμοια εξίσωση, με βάση παρατηρήσεις πεδίου από την ευρύτερη περιοχή του Αιγαίου, συσχετίζεται τοπικό μέγεθος (M s ) με τη μέγιστη μετατόπιση της επιφάνειας (MD) (Pavlides & Caputo, 2004) log (MD) = M s (7) Από την επίλυση των εξισώσεων (6) και (7), για μια τιμή μεγέθους 6.7, προκύπτουν μέγιστες τιμές επιφανειακής μετατόπισης 1.08 και 0.66 m. Θα πρέπει να σημειωθεί ότι η μέση επιφανειακή μετατόπιση κατά μήκος του ρήγματος θεωρείται περίπου ίση με το μισό της μέγιστης μετατόπισης της επιφάνειας (Wells & Coppersmith, 1994). Ως εκ τούτου, το 1 m μπορεί με ασφάλεια να θεωρηθεί ως μέγιστη τιμή κατά την ανάλυση του χειρότερου σεναρίου. Οι παραπάνω προβλεπόμενες τιμές μέγιστης επιφανειακής μετακίνησης συμπίπτουν με αυτές που έχουν παρατηρηθεί κατά μήκος των ρηγμάτων που περιβάλλουν τον Κορινθιακό κόλπο και έχουν ενεργοποιηθεί στο παρελθόν (Chatzipetros et al., 2005; Jackson et al., 1982) Προσέγγιση με βάση συγκεκριμένα ρήγματα Σε μια πιο συμβατική προσέγγιση, το χειρότερο σενάριο μπορεί να προέρχεται από λεπτομερή ανάλυση της επιφάνειας παραμόρφωση που παράγεται κατά τη διάρκεια εμφάνισης του σεισμό με το μέγιστο πιθανό μέγεθος, σε συγκεκριμένα ρήγματα. Σε μια τέτοια περίπτωση, οι αρχικές συνθήκες γένεσης ενός τσουνάμι, υπολογίζονται απευθείας με την εφαρμογή της μεθόδου του Okada (1985) για τον υπολογισμό της αναμενόμενης συνσεισμικής κατακόρυφης παραμόρφωσης (Borrero et al., 2004; Koshimura & Mofjeld, 2001). 75

86 Διδακτορική διατριβή Στην παρούσα μελέτη υποθέτουμε ότι ένας σεισμός με μέγεθος 6.7 (M w ) θα μπορούσε να συμβεί κατά μήκος ενός από τα δύο υποθαλάσσια ρήγματα με το μεγαλύτερο επιφανειακό μήκος, δηλαδή το ρήγμα δυτικών Αντικύρων (WAN) με μήκος 15.1 km ή το ρήγμα Δερβένι (DER) με μήκος 14.8 km. (εικ. 6.1). Υποθέτοντας ότι ο σεισμός με μέγεθος 6.7 (M w ) σημειώθηκε σε ένα από τα δυο ρήγματα, χρησιμοποιήθηκαν οι αναλυτικές σχέσεις του Okada (1985) για τον υπολογισμό της συνσεισμικής παραμόρφωσης που προκαλείται, λόγω της ελαστικής μετατόπισης ενός κεκλιμένου, εφελκυστικού ρήγματος στον ημιχώρο. Οι εστιακές παράμετροι των ρηγμάτων που χρησιμοποιήθηκαν για την εκτίμηση της σεισμικής παραμόρφωσης από την κίνηση του ρήγματος φαίνονται στον πίνακα 6.2. Η ολίσθηση των ρηγμάτων υπολογίστηκε από την εφαρμογή της εμπειρικής σχέσης log (RLD) = M w (8) μεταξύ του μεγέθους ροπής και της υποεπιφανειακής μετατόπισης που προτείνεται από τους Wells & Coppersmith (1994). Σε αμφότερες τις περιπτώσεις, η μέγιστη κατακόρυφη σεισμική μετατόπιση που υπολογίστηκε στην επιφάνεια του πυθμένα, σε οποιοδήποτε σημείο κατά μήκος του ρήγματος δε θα υπερβαίνει τα 0.7 m. Η μετατόπιση αυτή είναι μικρότερη της εκτιμώμενης μετατόπισης (1.0 m) με βάση την προηγούμενη προσέγγιση. Πίνακας 6.2: Διαστάσεις των ρηγμάτων δυτικών Αντικύρων και Δερβένι και οι σεισμικές παράμετροι για σενάριο σεισμού M w 6.7. Παράμετροι Ρήγμα Δερβένι Ρήγμα δυτικών Αντικύρων Μήκος (km) Πλάτος (km) Βάθος (km) Βάθος της κορυφής (km) 0 0 ολίσθηση (m) Διεύθυνση Κλίση Rake Άμεση εμπειρική προσέγγιση (μέγεθος σεισμού vs ύψος τσουνάμι) Οι Chick et al. (2001), που εργάστηκαν στο Hauraki back-arc rift, στη Νέα Ζηλανδία, χρησιμοποίησαν την εμπειρική μέθοδο του Abe (1995), για να εκτιμήσουν το δυνητικό μέγιστο ύψος τσουνάμι που παράγεται από την ενεργοποίηση του υποθαλάσσιου ρήγματος Kerepechi, μήκους 16 km. Η σχετική εξίσωση για το προβλεπόμενο μέγιστο ύψος κύματος τσουνάμι (H t ) στον Κορινθιακό κόλπο είναι 76

87 Κεφάλαιο 6: Φυσικές επικινδυνότητες στον Κορινθιακό κόλπο log H t 0.5M w 3.30 C M w log R 5.5 C R R o R R o (9) όπου R είναι η απόσταση από το επίκεντρο σε km και C = 0.2 για τη δημιουργία τσουνάμι σε περιοχή όπισθεν του τόξου (back arc setting). Έλεγχος της εφαρμογής της εξίσωσης για τσουνάμι που παράγονται τοπικά (local tsunamis) δείχνει ότι η εξίσωση αυτή έχει την τάση να προβλέπει μεγαλύτερο ύψος τσουνάμι κοντά στο επίκεντρο του σεισμού (Abe 1995). Η απόσταση R o από το επίκεντρο ορίζεται ως η ακτίνα μιας κυκλικής περιοχής γένεσης, που ισοδυναμεί με την περιοχή που αναμένεται να παραμορφωθεί από το σεισμό. Η ακτίνα R o δίνεται από την εξίσωση logr o = 0.5M w 2.25 (10) Με την επίλυση των εξισώσεων (9) και (10) για M w 6.7 έχουμε ένα μέγιστο ύψος τσουνάμι 1.78 m, μέσα σε μια ακτίνα 12.6 km από το επίκεντρο. Το προβλεπόμενο ύψος τσουνάμι μειώνεται σε 0.82 m, σε απόσταση 20 km από το επίκεντρο. Οι Chick et al. (2001), σύγκριναν επίσης τα αποτελέσματα της εμπειρικής μεθόδου πρόβλεψης του Abe (1995) με ένα δισδιάστατο μοντέλο πεπερασμένων στοιχείων των Kawahara et al. (1978). Συγκρίνοντας τα αποτελέσματα τους, οι συγγραφείς κατέληξαν στο συμπέρασμα ότι η μέθοδος του Abe (1995) προβλέπει μέγιστο ύψος κύματος 2 έως 4 φορές υψηλότερο από τη μέθοδο των πεπερασμένων στοιχείων. Ωστόσο, δεδομένου ότι το αριθμητικό μοντέλο αφορούσε γένεση τσουνάμι σε βαθειά νερά και ότι δε λαμβάνει υπόψη του μεγέθυνση της διάρρηξης μέσα σε μαλακά ιζήματα, τα αποτελέσματα της μεθόδου του Abe (1995) θεωρήθηκαν ότι είναι ένα λογικό ανώτατο όριο για την αξιολόγηση του κινδύνου από τσουνάμι (Chick et al., 2001). Για τους ίδιους λόγους και λόγω της απλότητας της μεθόδου, οι εξισώσεις πρόβλεψης του Abe (1995) εφαρμόστηκαν και στην περίπτωση μελέτης του Κορινθιακού κόλπου Γένεση τσουνάμι λόγω υποθαλάσσιας κατολίσθησης Μοντέλο γένεσης τσουνάμι Για την εκτίμηση του πλάτους του κύματος τσουνάμι που δημιουργείται πάνω από την κορυφή μιας υποβρύχιας κατολίσθησης στον Κορινθιακό κόλπο έγινε χρήση των ημιεμπειρικών εξισώσεων που έχουν προτείνει οι Watts et al. (2003). Αυτές οι εξισώσεις προβλέπουν το πλάτος του κύματος τσουνάμι με βάση την ενέργεια, όπως προτείνει ο Watts (1998, 2000). Οι εξισώσεις αυτές προέκυψαν από τη γραφική προσαρμογή πειραματικών δεδομένων, από πειράματα που διεξήχθησαν με πλήρη ρευστοδυναμική προσομοίωση παραγωγής κυμάτων σε δύο διαστάσεις, χρησιμοποιώντας τη μέθοδο των οριακών στοιχείων (Grilli & Watts, 1999). 77

88 Διδακτορική διατριβή Οι εξισώσεις πρόβλεψης αναφέρονται σε ένα μοντέλο γένεσης τσουνάμι που προϋποθέτει μια υποθαλάσσια κατολίσθηση ημι-ελλειπτικού σχήματος, η οποία ολισθαίνει πάνω σε ένα επίπεδο, με γωνία κλίσης θ (Grilli & Watts, 1999) (εικ. 6.2). Δεδομένου ότι το μοντέλο υποθέτει αμελητέα τριβή πάνω στην επιφάνεια ολίσθησης, όλες τα προβλεπόμενα πλάτη θα πρέπει να θεωρούνται μέγιστα. Η ημι-έλλειψη έχει ένα μέγιστο πάχος Τ κατά μήκος του μέσου του μικρού άξονα που είναι κάθετος προς τον μεγάλο άξονα συνολικού μήκους b. Η ημι-έλλειψη περιγράφεται περαιτέρω από το πλάτος της (w) και την αρχική καταβύθιση (d) που αντιστοιχεί στο αρχικό βάθος του νερού από το κέντρο της ολισθαίνουσας μάζας. Τα γεωμετρικά χαρακτηριστικά της κατολίσθησης είναι απαραίτητα ως αρχικές συνθήκες για τις εξισώσεις και μπορεί να εκτιμηθούν με τη χρήση υψηλής ανάλυσης δεδομένων ακουστικής απεικόνισης του πυθμένα. Εικόνα 6.2: Γεωμετρικά χαρακτηριστικά κατολισθαίνουσας μάζας (από Grilli & Watts, 1999). Υποθέτοντας ειδική πυκνότητα γ=1.85 για την υποβρύχια μάζα, οι σχετικές εξισώσεις προβλέπουν χαρακτηριστικό μήκος κύματος λ 0, κατά τη διάρκεια του χαρακτηριστικού χρόνου της κίνησης (t 0 ) και ύψος κύματος τσουνάμι στις τρεις διαστάσεις n 3D n3 D bd o t o gd 3.87 (11) sin 2 bsin w sin sin T (12) d w 1.25 (Watts et al., 2003). Οι εξισώσεις (11) και (12) περιγράφουν το χαρακτηριστικό κύμα τσουνάμι που δημιουργούνται πάνω από το κέντρο της μάζας της υποθαλάσσιος ολιίσθησής (Watts et al., 2003). Οι εξισώσεις ισχύουν για θ<30, T/b>0.2 και d/b>0.06. Η εξίσωση (12) έχει προέλθει αρχικά από δισδιάστατη διάδοση τσουνάμι και ως εκ τούτου έχει την τάση να υπερεκτιμά το πραγματικό τρισδιάστατο πλάτος τσουνάμι. Για να διορθωθεί το υπερεκτιμημένο πλάτος, ο όρος w/(w+λ) έχει συμπεριληφθεί στην εξίσωση (12) (Watts, 2004). Χρησιμοποιώντας τις εξισώσεις κίνησης όπως δίνονται από τον Watts (1998, 2000) υπολογίστηκαν ο χαρακτηριστικός χρόνος της κίνησης (t 0 ), καθώς και η αρχική επιτάχυνση της ολίσθησης (α 0 ), η χαρακτηριστική ταχύτητα (U 0 ) και η απόσταση (s 0 ). Οι Watts et al. (2000) και Watts (2004), οι οποίοι μελέτησαν την επίδραση της παραμόρφωσης λόγω 78

89 Κεφάλαιο 6: Φυσικές επικινδυνότητες στον Κορινθιακό κόλπο ολίσθησης έδειξαν ότι αυτές οι εξισώσεις της κίνησης μπορούν εφαρμοστούν σε ολισθαίνουσες μάζες που παραμορφώνονται κατά την κίνηση και ότι η επίδραση στο χαρακτηριστικό πλάτος του τσουνάμι είναι αμελητέα. Η εφαρμογή των εξισώσεων πρόβλεψης προσφέρει ένα απλό και γρήγορο εργαλείο για την εκτίμηση της επικινδυνότητας από τσουνάμι και έχουν χρησιμοποιηθεί σε αρκετές μελέτες σε όλο τον κόσμο (Goldfinger et al., 2000; McAdoo & Watts, 2004; McMurty et al., 2004; Tappin et al., 2001; Watts et al., 2003) Περίπτωση εκδήλωσης τσουνάμι στις Καμάρες το 1963 Την νύχτα της 7 ης Φεβρουαρίου 1963, μια παράκτια κατολίσθηση στις εκβολές του ποταμού Ερινεού, δημιούργησε ένα τοπικό τσουνάμι που έπληξε τις παρακείμενες ακτές στο δυτικό Κορινθιακό κόλπο (θέση 1 στην εικ. 6.3). Οι Galanopoulos et al. (1964), οι οποίοι εξέτασαν την περιοχή λίγο μετά το συμβάν, παρέχουν μια αρκετά λεπτομερή περιγραφή της παράκτιας κατολίσθησης και του κύματος τσουνάμι που δημιουργήθηκε. Η έρευνα της περιοχής και η σύγκριση αεροφωτογραφιών πριν και μετά την κατολίσθηση, αποκάλυψε ότι μια παράκτια ζώνη μήκους 630 m και πλάτους 100 m υποχώρησε κάτω από την επιφάνεια της θάλασσας (Galanopoulos et al., 1964) (εικ. 6.4). Μετά την κατολίσθηση, η Υδρογραφική Υπηρεσία του Ναυτικού διεξήγαγε βυθομετρική έρευνα στην περιοχή. Σύμφωνα με συγκριτικά προφίλ του θαλάσσιου πυθμένα πριν και μετά την κατολίσθηση (εικ. 6.4), ο κύριος όγκος της μάζας που κατολίσθησε βρισκόταν εξ αρχής κάτω από το νερό και η βυθισμένη παράκτια ζώνη αντιστοιχούσε στο ανώτερο τμήμα της κατολισθήσας μάζας. Με βάση τα δεδομένα αυτά εκτιμάται ότι το μήκος της κατολίσθησης κατά μήκος του πρανούς ήταν περίπου 1495 m, το πλάτος 630 m και το πάχος 49 m. Το αρχικό βάθος νερού του κέντρο της μάζα που κατολίσθησε υπολογίζεται σε 87.5 m και η μέση γωνία κλίσης σε 10. Εικόνα 6.3: Βυθομετρικός χάρτης του Κορινθιακού κόλπου στον οποίο απεικονίζονται οι θέσεις των κατολισθήσεων στην περιοχή των Καμαρών (site 1) και των Αλκυονίδων (sites 2 & 3). Η παραπάνω γεωμετρία που προέκυψε για την κατολίσθηση χρησιμοποιήθηκε ως δεδομένο στο μοντέλο γένεσης tsunami, με το οποίο υπολόγισε ότι το ύψος του κύματος θα είναι περίπου 5.64 m (πιν. 6.2). Η τιμή αυτή είναι εξαιρετικά κοντά στο μέγιστο ύψος κύματος που αναφέρθηκε ότι έπληξε την περιοχή, το οποίο ήταν μεταξύ 5 και 6 m (εικ. 6.4 & πιν. 6.3). 79

90 Διδακτορική διατριβή Εικόνα 6.4: (a) Αεροφωτογραφία της εκβολής του ποταμού Ερινεού πριν την παράκτια κατολίσθηση του Η διακεκομμένη γραμμή δείχνει την θέση ακτογραμμής μετά την κατολίσθηση. (b) Τοπογραφικό διάγραμμα της περιοχής που δείχνει την απόσταση αναρρίχησης και το ύψος του τσουνάμι (ισοϋψείς κάθε 1 m). (c) Βυθομετρικό προφίλ στην εκβολή του ποταμού Ερινεού, το οποίο δείχνει τη μεταβολή της επιφάνειας του πυθμένα μετά το τσουνάμι. (τροποποίηση από Galanopoulos et al., 1964). Πίνακας 6.2: Παράμετροι της πηγή γένεσης του τσουνάμι στις Καμάρες το 1963, λόγω υποβρύχιας κατολίσθησης και οι προβλεπόμενες τιμές του κύματος τσουνάμι, σύμφωνα με το μοντέλο γένεσης τσουνάμι από Watts et al. (2003) Κατολίσθηση Καμάρες 1963 Δεδομένα γ 1.85 b (m) 1495 T (m) 49 w (m) 630 d (m) 87.5 θ (m) 10 Προβλεπόμενες τιμές α o (m/s2) u t (m/s) s o (m) t o (s) λ o (m) 3.36 η o (m)

91 Κεφάλαιο 6: Φυσικές επικινδυνότητες στον Κορινθιακό κόλπο Πίνακας 6.3: Προβλεπόμενο ύψος κύματος και περίοδος τσουνάμι και οι αντίστοιχες τιμές που αναφέρθηκαν με βάση αυτόπτες μάρτυρες για το τσουνάμι στις Καμάρες το 1963 (από Galanopoulos et al., 1964). τιμές προβλεπόμενες πραγματικές t o (s) η o (m) Κατολισθήσεις στην περιοχή Αλκυονίδων - Περαχώρας Στο ανατολικό Κορινθιακό κόλπο, ανοικτά της χερσονήσου της Περαχώρας και των Αλκυονίδων νήσων, έχουν αναφερθεί μια σειρά από υποβρύχιες κατολισθήσεις (Papatheodorou & Ferentinos, 1993). Στη μέση της πλαγιάς, δυτικά από τις Αλκυονίδες (θέση 2 εικ. 6.3 εικ. 6.5), υποθαλάσσιες μελέτες έχουν δείξει την ύπαρξη μιας πολύ καλά αποτυπωμένης ζώνης εκκένωσης μιας παλαιάς υποβρύχιας κατολίσθησης (Papatheodorou & Ferentinos, 1993, στις εικόνες τους 7, 8 & 9). Η χρήση ηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης και τομογράφου υποδομής πυθμένα έδειξαν ότι η ζώνη εκκένωσης έχει μήκος 900 m και πλάτος 1800 m, ενώ βρίσκεται πάνω σε πρανές το οποίο κλίνει προς τα ΔΝΔ, με μέση γωνία κλίσης 15. Γύρω από τη ζώνη εκκένωσης, τα πλευρικά τοιχώματα είναι απότομα, σχεδόν κάθετα με ένα μέσο ύψος 40 m. Μικρές υπερβολές στην επιφάνεια ολίσθησης και η απουσία οποιασδήποτε ένδειξης ιζηματογενούς κάλυψης δείχνουν μια σχετικά νέα επιφάνεια ολίσθησης. Το βάθος του νερού στο μέσον της ολισθαίνουσας μάζας ήταν 392 m. Σύμφωνα με τα γεωμετρικά χαρακτηριστικά της κατολίσθησης, η εφαρμογή της εξίσωσης (12) προβλέπει κύμα τσουνάμι με ύψος 1.04 m και μήκος 4.52 km (πιν. 6.4 ). Εικόνα 6.5: Τρισδιάστατη αναπαράσταση του ανατολικού Κορινθιακού κόλπου, που δείχνει τη γεωμετρία της ζώνης εκκένωσης λόγω κατολισθήσεων μπροστά από τον κόλπο των Αλκυονίδων (site 2) και τις διαδοχικές αποθέσεις μαζών ανοικτά της χερσονήσου της Περαχώρας (site 3) (τροποποιημένο από Papatheodorou & Ferentinos, 1993). Στο χάρτη φαίνεται η κατανομή τους στο χώρο. Συντομογραφίες: A, B και C - αποθέσεις λόγω καλαισθητικών φαινομένων στην Περαχώρα, E - ζώνη εκκένωσης στις Αλκυονίδες. 81

92 Διδακτορική διατριβή Νοτιότερα και δυτικά της προηγούμενης θέσης, στη βάση της πλαγιάς της χερσονήσου της Περαχώρας (θέση 3 εικ. 6.3 & 6.5) έχουν χαρτογραφηθεί τρεις διαδοχικές και μερικώς επικαλυπτόμενες κατολισθητικές αποθέσεις, στον πυθμένα της λεκάνης του κόλπου. Από πάνω προς τα κάτω οι αποθέσεις αυτές έχουν όγκους 0.08, 0.12 και 0.15 km 3. Στα σεισμικά προφίλ φαίνεται ότι ένα στρώμα πάχους 2.5 έως 5 m, καλά στρωμένων ιζημάτων ημιπελαγικής ή/και τουρβιδιτικής προέλευσης καλύπτει αυτές τις αποθέσεις. Λαμβάνοντας υπόψη ότι ο ρυθμός ιζηματογένεσης σήμερα, αλλά και κατά μέσο όρο στο Ολόκαινο, στον Κορινθιακό κόλπο είναι περίπου 1.8 mm/yr (Moretti et al., 2004; Papatheodorou et al., 2003), συμπεραίνεται ότι αυτές οι υποθαλάσσιες κατολισθήσεις έλαβαν χώρα περίπου πριν από 1400 με 2800 χρόνια. Οι αποθέσεις αυτές έχουν συσχετισθεί με ζώνες εκκένωσης κατολισθήσεων στην παρακείμενη πλαγιά, αλλά η ακριβής γεωμετρία τους δεν έχει επακριβώς καθοριστεί. Πίνακας 6.4: Οι παράμετροι γένεσης τσουνάμι στον ανατολική Κορινθιακό κόλπο που χρησιμοποιήθηκαν στο μοντέλο γένεσης τσουνάμι των Watts et al. (2003). Κατολίσθηση Αλκυονίδες Κατολίσθηση Αλκυονίδες * Κατολίσθηση Περαχώρα Δεδομένα γ b (m) T (m) w (m) d (m) * 250 θ (m) Προβλεπόμενες α o (m/s 2 ) τιμές u t (m/s) s o (m) ,141 t o (s) λ o (km) η o (m) Δεδομένου ότι η ακριβής γεωμετρία της αρχικής μάζας δεν είναι γνωστή, μπορούν να εφαρμοστούν εμπειρικές σχέσεις που περιγράφουν τις αναλογίες για την εκτίμηση των διαστάσεων μια κατολίσθησης. Σύμφωνα με την προσέγγιση των Locat et al. (2004), είναι αποδεκτή η χρήση της σχέσης που προτείνει ο Hungr (1988), η οποία συσχετίζει το μέσο βάθος ροής (H f ) και τον όγκο της ολίσθησης (V) μιας ροής κορημάτων στη χέρσο H f = 0.05 V 0.33 (13) Πράγματι, στην περίπτωση αυτή από τη σχέση προκύπτει ένα εκτιμώμενο πάχος ολίσθησης 21.7 M, το οποίο είναι περίπου το μισό του πάχους των υποβρύχιων κατολισθήσεων που αναφέρθηκαν προηγουμένως. 82

93 Κεφάλαιο 6: Φυσικές επικινδυνότητες στον Κορινθιακό κόλπο Ομοίως, προκειμένου να εκτιμηθεί κατά προσέγγιση ένα ρεαλιστικό μήκος για την υποβρύχια κατολίσθηση, υιοθετήθηκε η προσέγγιση του Watts (2004), ο οποίος αναφέρει ότι η σχέση μέγιστου πάχους (T) προς αρχικό μήκος (b) είναι 0.5 έως 5% για υποβρύχιες ολισθήσεις (Prior & Coleman, 1979; Turner & Schuster, 1996). Δεδομένου ότι το μέγεθος της πηγή τροφοδοσίας για τις υποβρύχιες κατολισθήσεις στον Κορινθιακό κόλπο (Hasiotis et al., 2002; Papatheodorou & Ferentinos, 1997; Perissoratis et al., 1984) είναι κοντά στο μέγεθος των κατολισθήσεων στο δέλτα του Μισισιπή (Prior & Coleman, 1979), η προτεινόμενη αναλογία 0.8% υιοθετείται σε αυτήν την περίπτωση, ως η καλύτερη εκτίμηση. Η αναλογία αυτή δίνει μια πρώτη εκτίμηση του μήκους της ολίσθησης 2712 m. Στη συνέχεια, λαμβάνοντας υπόψη την υπόθεση του μοντέλου γένεσης τσουνάμι, ότι οι υποβρύχιες ολισθήσεις έχουν ημιελλειψοειδές σχήμα V Tbw (14) 6 το πλάτος της ολίσθησης εκτιμάται ότι είναι ίσο με 2596 m. Σύμφωνα με τα παραπάνω εκτιμώμενα γεωμετρικά χαρακτηριστικά της υποβρύχιας κατολίσθησης, αν αυτή ξεκίνησε περίπου από το βάθος του ορίου της υφαλοκρηπίδας στα 250 μ και ολίσθησε πάνω στην πλαγιά με κλίση 15, θα δημιουργήσει ένα κύμα τσουνάμι ύψους 4.04 m στην επιφάνεια της θάλασσας. Στην περίπτωση αυτή το εκτιμώμενο μήκος κύματος του tsunami θα είναι 6.27 km (πιν. 6.4) Εκτίμηση κινδύνου από τσουνάμι Στη συνέχεια έγινε μια προσπάθεια για την εκτίμηση του κίνδυνου γένεσης τσουνάμι, το οποίο μπορεί να προκληθεί από μια υποβρύχια κατολίσθηση στο Κορινθιακό κόλπο. Για την εκτίμηση του πιθανού μέγιστου ύψους και μήκους κύματος τσουνάμι, που εκδηλώνεται πάνω από την πηγή τροφοδοσίας μιας υποθαλάσσιας κατολίσθηση, χρησιμοποιηθήκαν οι προγνωστικές εξισώσεις που προτείνουν οι Watts et al. (2003). Το μοντέλο διάδοσης κυμάτων που προτείνει ο Imamura (1995) χρησιμοποιήθηκε για την εκτίμηση της ταχύτητας διάδοσης, του χρόνου άφιξης και του ύψους των κυμάτων τσουνάμι στην παράκτια ζώνη Αποτελέσματα μοντέλου διάδοσης τσουνάμι Η διάδοση tsunami στον Κορινθιακό κόλπο προσομοιώθηκε χρησιμοποιώντας το ευρέως αποδεκτό μοντέλο TUNAMI-N2 (Imamura, 1995). Το μοντέλο βασίζεται σε ένα σύνολο μη γραμμικών εξισώσεων για ρηχά νερά, με τριβή στον πυθμένα. Βυθομετρικά δεδομένα που έχουν συλλεχθεί τα τελευταία 20 χρόνια από το Εργαστήριο Θαλάσσιας Γεωλογίας & Φυσικής Ωκεανογραφίας χρησιμοποιήθηκαν για τη μοντελοποίηση του τσουνάμι. Το μέγεθος του κανάβου (grid size) που προέκυψε είναι 100 m και ο συνολικός αριθμός των σημείων στην περιοχή μελέτης είναι (1310 Χ 745). 83

94 Διδακτορική διατριβή Για την προσομοίωση της διάδοσης τσουνάμι στον Κορινθιακό κόλπο, χρησιμοποιήθηκε η κατολίσθηση που βρίσκεται ανοικτά της χερσονήσου της Περαχώρας (θέση 3 εικ. 6.3). Τα ανώτατα ύψη κύματος όπως υπολογίστηκαν από το TUNAMI-Ν2 παρουσιάζονται στην εικόνα 6.6. Σύμφωνα με την προσομοίωση της διάδοση, το μέγιστο ύψος κύματος στα βαθιά νερά κυμαίνεται μεταξύ 0.2 και 0.6 m. Κοντά στην ακτή, σε βάθη μικρότερα από 50 m, τα εκτιμώμενα ύψη κύματος κυμαίνονται από 0.4 έως 1.5 m, εκτός από την ακτή κοντά στην περιοχή γένεσης του tsunami, όπου το ύψος κύματος υπερβαίνει τα 5 m. Τα μεγαλύτερα ύψη κύματος εντοπίζονται κατά μήκος της ακτογραμμής μεταξύ Ξυλοκάστρου και Κορίνθου, γύρω από την περιοχή της Ερατεινής, ανοικτά της Ελίκης, στον κόλπο των Αντικύρων, στη βορειοδυτική ακτή της χερσονήσου της Περαχώρας και δυτικά της Δομβραίνας (εικ. 6.6). Οι εκτιμώμενοι χρόνοι άφιξης του κύματος τσουνάμι κατά μήκος του Κορινθιακού κόλπου φαίνονται στην εικόνα 6.7. Οι χρόνοι άφιξης και τα αναμενόμενα ύψη κύματος κατά μήκος της ακτής δείχνουν την ισχυρή ανισοτροπία στη διάδοση των κυμάτων, λόγω της επίδρασης των ρηχών νερών. Το πρώτο κύματα αναμένεται να φθάσει στο Κιάτο σε περίπου 3.5 λεπτά και το Ξυλοκάστρου σε 4.5 λεπτά. Ο πίνακας 6.5 δείχνει τους αναμενόμενους χρόνους άφιξης σε ορισμένες μεγάλες πόλεις κατά μήκος της ακτής του Κορινθιακού κόλπου. Οι χρόνοι άφιξης δείχνουν ότι τα αναμενόμενα κύματα τσουνάμι θα πλήξουν το σύνολο των ακτών του κόλπου σε σύντομο χρονικό διάστημα, από 3 έως 25 λεπτά περίπου. Εικόνα 6.6: Μέγιστο ύψος κύματος τσουνάμι σε μέτρα κατά τη διάρκεια αριθμητικής προσομοίωσης εκδήλωσης τσουνάμι λόγω υποβρύχιας κατολίσθησης στην περιοχή της Περαχώρας. 84

95 Κεφάλαιο 6: Φυσικές επικινδυνότητες στον Κορινθιακό κόλπο Εικόνα 6.7: Εκτιμώμενοι χρόνοι άφιξης (σε λεπτά) στον Κορινθιακό κόλπο, από την εκδήλωση τσουνάμι λόγω υποβρύχιας κατολίσθησης στην περιοχή της Περαχώρας. Πίνακας 6.5: Αναμενόμενοι χρόνοι άφιξης από την εκδήλωση τσουνάμι λόγω υποβρύχιας κατολίσθησης στην περιοχή της Περαχώρας, σε μεγάλες πόλεις κατά μήκος της ακτογραμμής του Κορινθιακού κόλπου. Περιοχή Απόσταση (km) Εκτιμώμενος χρόνος άφιξης Κόρινθος 22 7 m 17 s Κιάτο 14 3 m 22 s Ξυλόκαστρο 22 4 m 26 s Ακράτα 49 8 m 49 s Διακοπτό m 37 s Ελίκη m 28 s Ναύπακτος m 17 s Ερατεινή m 47 s Ιτέα m 17 s Αντίκυρα m 59 s Υπολογισμός ύψους αναρρίχησης κύματος Για τη μελέτη των επιπτώσεων από τη γένεση ενός πιθανού κύματος τσουνάμι στον Κορινθιακό κόλπο, χρησιμοποιήθηκε η περίπτωση της εκδήλωσης υποθαλάσσιας κατολίσθησης ανοικτά της χερσονήσου της Περαχώρας, στην ανατολική πλευρά του κόλπου (Charalampakis et al., 2007b). Η περιοχή γένεσης του τσουνάμι βρίσκεται 20 km βορειοανατολικά του Ξυλοκάστρου, η οποίο είναι μια χαρακτηριστική μέση απόσταση, λαμβάνοντας υπόψη το μέγεθος του κόλπου και την κατανομή των πόλεων γύρω από αυτών (εικ. 6.3). Από προηγούμενους υπολογισμούς έχουμε δείξει ότι οι υπάρχουσες υποθαλάσσιες κατολισθήσεις στην περιοχή θα μπορούσαν να δημιουργήσουν ένα κύμα τσουνάμι με ύψος 85

96 Διδακτορική διατριβή έως 4.04 m και μήκος 6270 m. Η προσομοίωση της διάδοσης του τσουνάμι στον κόλπο με το μοντέλο TUNAMI-N2 (Imamura, 1995), έδειξε ότι το ύψος του κύματος ανοικτά του Ξυλοκάστρου, στα βαθιά νερά (δηλαδή 800 m), φτάνει σε ένα μέγιστο 0.55 m (εικ. 6.8). Προκειμένου να εντοπιστούν πιθανές περιοχές που θα πλημμυρίσουν εξαιτίας του τσουνάμι, υπολογίστηκε η αναρρίχηση του κύματος (R), χρησιμοποιώντας την εξίσωση που έχουν προτείνει οι Pelinovsky & Mazova (1992) R/H 0 = 2π 2L/λ 0 (15) όπου H 0 είναι το ύψος κύματος και λ 0 το μήκος κύματος, σε απόσταση L από την ακτογραμμή. Ο παραπάνω τύπος είναι ακριβής για την πρόβλεψη της μέγιστης αναρρίχησης τόσο για τη γραμμική όσο και τη μη γραμμική θεωρία (Synolakis, 1991; Pelinovsky & Mazova, 1992), με την προϋπόθεση ότι το κύμα τσουνάμι δε θα σπάσει, καθώς αναρριχάται στην ακτογραμμή. Αν και το 75% των τσουνάμι δεν σπάνε καθώς ανεβαίνουν την ακτογραμμή (Pelinovsky et al., 1989; Pelinovsky, 1989), πραγματοποιήθηκε έλεγχος αν το κριτήριο θραύσης παραβιάζεται στην περίπτωση μας. Για το λόγο αυτό εφαρμόστηκε το κριτήριο θραύσης που προτείνεται από το Synolakis (1991) H 0 >0.818(cotβ) -10/9 (16) όπου β είναι η γωνία της κλίσης. Εικόνα 6.8: Πιθανή τοποθεσία γένεσης τσουνάμι που χρησιμοποιήθηκε στην παρούσα μελέτη. Εκτιμώμενο ύψος κύματος τσουνάμι στα βαθιά νερά (w.h.) ανοικτά της πόλης του Ξυλοκάστρου. 86

97 Κεφάλαιο 6: Φυσικές επικινδυνότητες στον Κορινθιακό κόλπο Λαμβάνοντας υπόψη ότι η κλίση του υποθαλάσσιου πρανούς στο Ξυλόκαστρο είναι περίπου 13, είναι σαφές ότι το κύμα τσουνάμι δεν αναμένεται να σπάσει φθάνοντας στην ακτή. H 0 >0.818(cotβ) -10/9 => 4.04>0.35 Με την επίλυση της εξίσωσης αναρρίχησης εκτιμούμε ότι το μέγιστο ύψος αναρρίχησης αναμένεται να είναι 3.65 m (εικ. 6.9). Η τιμή αυτή βρίσκεται εντός του εύρους τιμών υψών κύματος ιστορικών τσουνάμι για τον Κορινθιακό κόλπο ( m) (Papadopoulos, 2000) και ως εκ τούτου, το προτεινόμενο μοντέλο τρωτότητας υποθέτει ένα κατ' εκτίμηση ύψος αναρρίχησης 4 m. Εικόνα 6.9: Σχηματική απεικόνιση του εκτιμώμενου ύψους κύματος τσουνάμι και αναρρίχησης (run-up) (σχέδιο όχι υπό κλίμακα, MSL: μέση στάθμη θάλασσας) Ανάλυση και παρουσίαση δεδομένων Η ανάλυση των δεδομένων και η παρουσίαση των αποτελεσμάτων πραγματοποιήθηκε με τη χρήση λογισμικού Γεωγραφικών Συστημάτων Πληροφοριών (GIS), το οποίο είναι το βέλτιστο εργαλείο λήψης αποφάσεων για την αξιολόγηση της επικινδυνότητας και τη διαχείριση κινδύνων. Για το σκοπό αυτό αναπτύχθηκε γεωγραφική βάση δεδομένων (geodatabase), με την ενσωμάτωση χερσαίων και υποθαλάσσιων μορφολογικών στοιχείων, στοιχείων σχεδίου πόλεως (κτίρια, οδικά και σιδηροδρομικά δίκτυα), σε συνδυασμό με το εκτιμώμενο ύψος αναρρίχησης. Δεδομένου ότι η μορφολογία είναι ένας από τους πιο σημαντικούς παράγοντες που επηρεάζουν την χωρική εξάπλωση της πλημμύρας, κατασκευάστηκε ένα λεπτομερές ψηφιακό μοντέλο εδάφους (DEM) για την περιοχή μελέτης (εικ. 6.10). Για την απεικόνιση του ανάγλυφου στην ξηρά χρησιμοποιήθηκαν τοπογραφικοί χάρτες (από τη Γεωγραφική Υπηρεσία Στρατού) κλίμακας 1:5.000, ενώ για τη θάλασσα, χρησιμοποιήθηκαν λεπτομερείς βυθομετρικοί χάρτες (Charalampakis et al., 2005). Δεδομένα σχετικά με το διαμένοντα πληθυσμό και το πολεοδομικό σχέδιο της πόλης ήταν διαθέσιμα από τη Γενική Γραμματεία της Εθνικής Στατιστικής Υπηρεσίας της Ελλάδα (Απογραφή Δεκέμβριος 87

98 Διδακτορική διατριβή ). Το πολεοδομικό σχέδιο ενημερώθηκε χρησιμοποιώντας συμπληρωματικά στοιχεία από το Δήμο Ξυλοκάστρου και επί τόπου παρατηρήσεις. Το οδικό και σιδηροδρομικό δίκτυο ψηφιοποιήθηκαν από τοπογραφικούς χάρτες κλίμακας 1: Εικόνα 6.10: Ψηφιακό μοντέλο εδάφους (DEM) της περιοχής μελέτης. Επίσης απεικονίζεται η λεπτομερής τοπογραφία της περιοχής Ξυλοκάστρου. Για τη μελέτη των επιπτώσεων από το εκδήλωση του τσουνάμι κατασκευάστηκαν μια σειρά από θεματικούς χάρτες. Τα πιο σημαντικά χαρακτηριστικά απεικονίζονται στην εικόνα Τα κύρια χωρικά χαρακτηριστικά που χρησιμοποιήθηκαν σε αυτή τη μελέτη ήταν τα οικοδομικά τετράγωνα, τα κτίρια, το οδικό δίκτυο (συμπεριλαμβανομένης της εθνικής οδού) και το σιδηρόδρομο δίκτυο (εικ. 6.11). Επιπλέον, κατασκευάστηκαν πίνακες με περιγραφικά δεδομένα, τα οποία συνδέθηκαν με τα χωρικά δεδομένα με τη μορφή αλληλοσυνδεόμενων πινάκων. Τα οικοδομικά τετράγωνα συνδέθηκαν με τον πληθυσμό, ενώ μια σειρά από χαρακτηριστικά, όπως η ηλικία της κατασκευής, το υλικό κατασκευής, ο αριθμός των ορόφων, η χρήση κλπ, συνδέθηκαν με τα μεμονωμένα κτίρια μέσα σε κάθε οικοδομικό τετράγωνο. Πάνω στους θεματικούς χάρτες απεικονίστηκε γραφικά και η ζώνη κατάκλισης. Η χαρτογραφηθείσα περιοχή πλημμύρας αντιστοιχεί στην εκτιμώμενη ζώνη κατάκλισης, η οποία θεωρείται ότι εκτείνεται μεταξύ της ακτογραμμής και της ισοϋψούς των 4 μ., η οποία αντιστοιχεί στο εκτιμώμενο ύψος αναρρίχησης λόγω του τσουνάμι (εικ. 6.12). 88

99 Κεφάλαιο 6: Φυσικές επικινδυνότητες στον Κορινθιακό κόλπο Εικόνα 6.11: Πολεοδομικός ιστός πόλης Ξυλοκάστρου, οδικό και σιδηροδρομικό δίκτυο (αριστερά) & κτίρια (δεξιά). Προκειμένου να εκτιμηθεί η έκταση της αναμενόμενης καταστροφής, δημιουργήθηκαν συγκεκριμένα ερωτήματα. Τέτοια ερωτήματα ποσοτικοποιούν και απεικονίζουν τα αποτελέσματα λόγω της πλημμύρας σε σχέση με τα γεωγραφικά χαρακτηριστικά (π.χ. κτίρια, οδικό δίκτυο, κλπ) Αποτελέσματα από τις επιπτώσεις του τσουνάμι Σύμφωνα με την ανάλυση των παραγόμενων θεματικών χαρτών, τα κύματα τσουνάμι που θα πλήξουν την πόλη, αναμένεται να κατακλύσουν μια περιοχή 0.6 km 2, με την αντίστοιχη ζώνη πλημμύρας να εκτείνεται μέχρι 230 m στη χέρσο (εικ. 6.12). Περίπου 1207 άτομα ή το 22.4% των πραγματικών μόνιμων κατοίκων του Ξυλοκάστρου εκτιμάται ότι θα παγιδευτεί εντός της ζώνης πλημμύρες. Το Ξυλόκαστρο είναι μια μετρίου μεγέθους πόλη θέρετρο, της οποίας ο πληθυσμός αυξάνεται κατά τη διάρκεια της θερινής περιόδου, λόγω τουριστών και επισκεπτών. Ως εκ τούτου, ο εκτιμώμενος αριθμός των ανθρώπων που θα έχουν παγιδευτεί αναμένεται να αυξηθεί σημαντικά εάν το τσουνάμι συμβεί κατά τη διάρκεια της υψηλής τουριστικής περιόδου του καλοκαιριού. Εικόνα 6.12: Ζώνη πλημμύρας, η οποία αντιστοιχεί στην εκτιμώμενη ζώνη κατάκλισης. Εκτείνεται μεταξύ της ακτογραμμής και της ισοϋψούς των 4 μ., η οποία αντιστοιχεί στο εκτιμώμενο ύψος αναρρίχησης λόγω του τσουνάμι. 89

100 Διδακτορική διατριβή Η αστική περιοχή της πόλης του Ξυλοκάστρου κυριαρχείται από κτίρια κατοικιών, και ένα σημαντικό αριθμό από εστιατόρια και καφετέριες, που βρίσκονται κατά μήκος της προκυμαίας. Από τα 4813 κτίρια του δήμου, 983 βρίσκονται εντός της ζώνης πλημμύρα (εικ. 6.13). Εικόνα 6.13: Κατανομή των κτιρίων που θα υποστούν βλάβες εντός της ζώνης πλημμύρας. Ανάμεσα στα πληγέντα κτίρια υπάρχουν 6 ξενοδοχεία, 31 καταστήματα, ένα σχολείο και μια εκκλησία. Σχεδόν τα μισά από αυτά (52.3%) είναι χτισμένα από σκυρόδεμα, ενώ το μεγαλύτερο μέρος των υπολοίπων (46%) είναι κατασκευασμένα από ξύλο ή πέτρα. Λίγα κτίρια (1.7%), είναι κατασκευασμένα από άλλα υλικά, όπως μέταλλο και άλλα αταξινόμητα υλικά (εικ. 6.14). Σύμφωνα με την κατάταξη των επηρεαζόμενων κτιρίων με την ηλικία κατασκευής, η πλειοψηφία τους (δηλαδή 77%) έχουν κατασκευαστεί πριν από το 1980 (εικ. 6.14). Είναι ενδιαφέρον να σημειωθεί το γεγονός ότι το 38.6% των επηρεαζόμενων κτιρίωνα είναι ισόγεια, πράγμα που σημαίνει ότι δεν υπάρχει άμεση διαφυγή προς τους επάνω ορόφους. Κατά συνέπεια, οι κάτοικοι θα είναι πιο εύκολο να παγιδευτούν. Όσον αφορά στο αστικό οδικό δίκτυο, συνολικά 7 χιλιόμετρα αναμένεται να κατακλυστούν (εικ. 6.15). Αυτό αντιστοιχεί σε 28.2% του συνόλου του οδικού δικτύου. Η σιδηροδρομική γραμμή δεν θα πληγεί από το τσουνάμι, λόγω του επαρκούς υψομέτρου και της απόστασης της από την ακτή. Μια άλλη παράμετρος που εξετάστηκε κατά την ανάλυση των δεδομένων, ήταν η απόσταση των κτιρίων από κάποιο κύριο οδικό δίκτυο. Σχεδόν 300 κτίρια, δηλαδή το 31.8% αυτών εντός της ζώνης πλημμύρα, βρίσκονται σε απόσταση μεγαλύτερη από 20 m μακριά από 90

101 Κεφάλαιο 6: Φυσικές επικινδυνότητες στον Κορινθιακό κόλπο τους κύριους δρόμους που θα μπορούσαν να χρησιμοποιηθούν ως οδοί εκκένωσης. Έτσι, θα χρειαστεί περισσότερος χρόνος για τους κατοίκους να εκκενώσουν τις εν λόγω περιοχές. Εικόνα 6.14: Χωρική κατανομή των κτιρίων στην πόλη του Ξυλοκάστρου με βάση το υλικό (αριστερά) και την ηλικία (δεξιά) κατασκευής. Γενικά, η μέση απόσταση που χρειάζεται ένα άτομο να καλύψει, προκειμένου να απομακρυνθεί από τη ζώνη πλημμύρας κυμαίνεται από 100 έως 200 m (εικ. 6.16). Ως εκ τούτου, ο απαιτούμενος χρόνος για την εκκένωση σε ασφαλές μέρος κυμαίνεται από 1.5 έως 3 λεπτά, λαμβάνοντας υπόψη μια μέση ταχύτητα βαδίσματος m/s, η οποία αντιστοιχεί στην ταχύτητα βαδίσματος ενός ηλικιωμένου ατόμου ή ενός ενήλικα με ένα παιδί (Japanese Institute for Fire Safety & Disaster Preparedness, 1987; Sugimoto, 2003). Δεδομένου ότι ο χρόνος που χρειάζεται το κύμα τσουνάμι να ταξιδέψει από την περιοχή τις πηγές του έως την ακτογραμμή του Ξυλόκαστρο ισοδυναμεί με περίπου 4 λεπτά, οι κάτοικοι έχουν οριακά το χρόνο που χρειάζονται για να φτάσουν στους χώρους εκκένωσης. Εικόνα 6.15: Χωρική κατανομή του αστικού οδικού δικτύου που θα επηρεαστεί. 91

102 Διδακτορική διατριβή Τα αποτελέσματα της ανάλυσης έδειξαν ότι σε μικρή απόσταση, υπάρχουν τουλάχιστον τρεις θέσεις που είναι κατάλληλες για να χρησιμεύσουν ως περιοχές εκκένωσης για να αναζητήσουν καταφύγιο οι κάτοικοι (εικ. 6.16). Αυτές οι περιοχές έχουν εύκολη πρόσβαση από τους κεντρικούς δρόμους, βρίσκονται σε επίπεδους και ανοιχτούς χώρους με υψόμετρο μεγαλύτερο από 8 m πάνω από το επίπεδο της θάλασσας (δηλαδή δύο φορές το ύψος αναρρίχησης) και είναι κοντά στην εθνική οδό, από όπου οι ομάδες διάσωσης αναμένεται να φτάσουν στην πόλη. Εικόνα 6.16: Θεματικός χάρτη που δείχνει ενδεικτικές οδούς διαφυγής (στο χάρτη σημειώνονται οι αποστάσεις) και προτεινόμενους χώρους εκκένωσης. 92

103 Κεφάλαιο 7: Συζήτηση 7. Συζήτηση Ένας από τους στόχους της παρούσας διατριβής σε συνδυασμό με άλλες δημοσιευμένες ερευνητικές εργασίες είναι η διερεύνηση της εξέλιξη του κόλπου του Λέχαιου και της σχέσης του (i) ως προς τη λεκάνη της Νεμέας-Κορίνθου, του ανατολικότερου τμήματος της Κορινθιακής τάφρου και (ii) ως προς τον κυρίως Κορινθιακό κόλπο, τον Κόλπο των Αλκυονίδων και τη λεκάνη των Μεγάρων. Χερσαίες έρευνες κατά μήκος του δυτικού τμήματος της Κορινθιακής τάφου, νότια από το Δερβένι, έχουν αποκαλύψει την παρουσία λιμναίωνλιμνοθαλάσσιων ιζημάτων ηλικίας μέσου έως ανώτερου Πλειόκαινου (περίπου 3.6 έως 4.0 Ma) που έχουν αποτεθεί ασύμφωνα πάνω σε σχηματισμούς προγενέστερους της τάφρου (Ford et al., 2007; Rohais et al., 2007; Rohais et al., 2008, Hemelsdael & Ford, 2016). Παρόμοιες αποθέσεις, της ίδιας ηλικίας καταλαμβάνουν το ανατολικότερο τμήμα της τάφρου (ανατολικά του Ισθμού της Κορίνθου) (Collier & Dart 1991; Ford et al., 2007) και τη λεκάνη των Μεγάρων (Ford et al., 2007; Leeder et al., 2008). Επιπλέον, οι Collier et al. (1992) και Leeder et al. (2008) υποστηρίζουν ότι κατά την ίδια περίοδο, ο εφελκυσμός ήταν επικεντρωμένος στη λεκάνη των Μεγάρων, ενώ μικρή μόνο δραστηριότητα ήταν παρούσα στο δυτικό τμήμα της τάφρου (εικ. 1.3). Παρόμοια εξέλιξη περιγράφεται από τους Doutsos & Kokkalas (2001) για μια σειρά από ΔΒΔ διευθυνόμενες ασύμμετρες ρηξιγενείς λεκάνες (δηλαδή Τιθορέας, Αταλάντης και Αλμυρού), βόρεια της λεκάνης της Κορίνθου, που σχηματίζονται στο Πλειόκαινο. Ως εκ τούτου, είναι προφανές ότι ο εφελκυσμός, για τα τελευταία 4 Ma, επηρεάζει την ευρύτερη περιοχή της κεντρικής Ελλάδα, από τη λεκάνη του Αλμυρού ως στην Κορινθιακή τάφρο και τη λεκάνη των Μεγάρων (εικ. 1.3). Στον Κόλπο του Λέχαιου, πολυ-κάναλες τομές σεισμικής ανάκλασης (Taylor et al., 2011) απεικονίζουν μια παχιά ασύμμετρη ιζηματογενή ακολουθία, σχεδόν 3 Km, η οποία κλίνει προς τα βόρεια και βρίσκεται κάτω από την περιοχή του σύγχρονου Κορινθιακού κόλπου. Η κατώτερη σειρά (χρώματος μωβ στην εικόνα 4.3), με πάχος λίγο λιγότερο από 2 km, μπορεί να θεωρηθεί ισοδύναμη με τους λιμναίους-λιμνοθαλάσσιους σχηματισμούς ιζημάτων που έχουν αποτεθεί στη χέρσο κατά τα πρώτα στάδια διάνοιξης της τάφρου, ηλικίας μέσου με ανώτερο Πλειόκαινο. Αυτό υποδεικνύει ότι ο κόλπος του Λέχαιου ήταν μέρος της λεκάνης Νεμέας- Κορίνθου και ως εκ τούτου, της Κορινθιακής τάφρου. Η σχέση των παραπάνω ιζηματογενών ακολουθιών στον κόλπου του Λέχαιου με το ρήγμα LEX δείχνει ότι η ενεργοποίηση του ξεκίνησε κατά την ίδια περίοδο (εικ. 4.3). Αυτό μπορεί να οδηγήσει στο συμπέρασμα ότι τα περιθώρια της λεκάνης Νεμέας-Κορίνθου την εποχή εκείνη περιοριζόταν στα βόρεια από τα νοτίως κλίνοντα ρήγματα Λουτρακίου (χερσαίο) Λέχαιου - Κιάτου και Λουτρού και στα νότια από το ρήγμα Κλένια που κλίνει προς τα βόρεια (εικ. 7.1). Ως εκ τούτου, η δομή αυτή της λεκάνης, η οποία ελέγχεται από τα παραπάνω ρήματα μπορεί να θεωρηθεί ως το ανατολικό τμήμα της Κορινθιακής τάφρου που σχηματίστηκε περίπου την ίδια περίοδο με τη λεκάνη των 93

104 Διδακτορική διατριβή Μεγάρων. Η μετατόπιση του πυθμένα που παρατηρείται στα σεισμικά προφίλ κατά μήκος των LEX και KIA (εικ. 4.2 & 4.5) υποδηλώνει ότι κάποια δραστηριότητα είναι ακόμη ενεργή, πιθανά για να διευκολύνει τη σύγχρονη παραμόρφωση. Εικόνα 7.1: (Α) Απλοποιημένος χάρτης των ρηγμάτων του ανατολικού Κορινθιακού κόλπου, όπου φαίνεται η θέση των τομών και η εκτίμηση της ηλικίας ενεργοποίησης των ρηγμάτων. (Β) και (C) Τομές εγκάρσια στον κόλπο του Λέχαιου. Έγχρωμοι ορίζοντες στην τομή Β ανάλογα με την εικόνα 4.2 (τομή C τροποποιημένη από Goldsworthy & Jackson, 2001). Συντομογραφίες: AG - Κόλπος Αλκυονίδων, GoC Κορινθιακός κόλπος, CNB Λεκάνη Νεμέας-Κορίνθου, LG - Κόλπος Λέχαιου, MB Λεκάνη Μεγάρων, SG - Σαρωνικός κόλπος. Στον κόλπο του Λέχαιου, οι ιζηματογενείς ακολουθίες του μέσου Πλειστοκαίνου που υπέρκεινται των ιζημάτων του πρώιμου σταδίου της τάφρου, μπορεί να θεωρηθεί ότι αποτελούνται από ιζήματα λιμναίας προέλευσης, υποδεικνύοντας εναπόθεση σε παράκτιο λιμναίο περιβάλλον (Doutsos & Piper, 1990), εναλλασσόμενα με ιζήματα ρηχής θάλασσας. Η 94

105 Κεφάλαιο 7: Συζήτηση ίδια τεκτονο-ιζηματογενής εξέλιξη έχει υιοθετηθεί για τον κυρίως Κορινθιακό κόλπο και τη λεκάνη των Αλκυονίδων (Collier et al., 2000; Leeder et al., 2005; Bell et al., 2009). Η εξέλιξη και η βύθιση της λεκάνη της Νεμέας-Κορίνθου φαίνεται να έχει επιβραδυνθεί και η τεκτονική δραστηριότητα από τα ρήγματα LEX και KIA να έχει μεταναστεύσει βορειότερα στα ρήγματα LOU, VOU και HER. Αυτό συνάγεται από την πιο απότομη κλίση (~10 ) που παρουσιάζουν τα ιζηματογενή στρώματα βόρεια του LEX από ότι νότια (<6 ), καθώς και από τη συσσώρευση μεγαλύτερου πάχους ιζημάτων του πρώιμου σταδίου στην οροφή του ρήγματος LEX (εικ. 4.3). Η μετανάστευση της τεκτονικής δραστηριότητας πραγματοποιήθηκε, στο Πλειστόκαινο, μεταξύ 0.7 και 1.7 Ma. Αυτή η υπόθεση βασίζεται στην παρουσία περίπου 400 m ιζημάτων του πρώιμου σταδίου στη σύγχρονη λεκάνη του Λέχαιου, βόρεια του ρήγματος LEX, στην οροφή του ρήγματος HER (εικ. 4.3). Επιπλέον, το μεγαλύτερο πάχος της ιζηματογενούς ακολουθίας του πρώιμου σταδίου κάτω από τον κόλπο του Λέχαιου (>1.4 s TWTT) υποδηλώνει μεγαλύτερη περίοδο εφελκυσμού σε σχέση με τον κυρίως Κορινθιακό κόλπο (1.2 s TWTT). Αυτό είναι σύμφωνο με την εκτίμηση των Bell et al. (2009), ότι δεν υπάρχουν ιζήματα ηλικίας μεγαλύτερης των 1-2 Ma περίπου, στο σύγχρονο Κορινθιακό κόλπο. Ωστόσο, δεν μπορεί να υπάρξει άμεση χρονική συσχέτιση των ιζηματογενών ακολουθιών των δυο κόλπων χωρίς την εκτέλεση συγκριτικών γεωτρήσεων. Επιπλέον, οι Bell et al. (2009) προτείνουν ότι η λήξη της φάσης εφελκυσμού στη λεκάνη των Μεγάρων και η μεταφορά της δραστηριότητας βορειότερα στον κόλπο των Αλκυονίδων έλαβε χώρα μεταξύ 0.8 και 2.2 Ma, ο οποίος είναι επίσης ο χρόνος έναρξης για το σύγχρονο, βαθύ Κορινθιακό Κόλπο (Leeder et al., 2008). Αυτό είναι παρόμοιο με τα ευρήματα της παρούσας διατριβής για τη μετανάστευση προς τα βόρεια της τεκτονικής δραστηριότητας από την Κορινθιακή τάφρο στο σημερινό κόλπο του Λέχαιου και τον Κορινθιακό κόλπο, περίπου στα 1 Ma. Σε αυτή την περίπτωση, τα ρήγματα HER, LOU & VOU θεωρούνται σύγχρονα με τη ρηξιγενή ζώνη Ψάθας-Ανατολικών Αλκυονίδων (το όνομα από Leeder et al., 2008), με αποτέλεσμα το σχηματισμό των δύο κόλπων, Αλκυονίδων και του σημερινού κόλπου του Λέχαιου, περίπου την ίδια περίοδο (εικ. 7.2). Ιδιαίτερο ενδιαφέρον παρουσιάζει η υπόθεση ότι η περιοχή του ανατολικού Κορινθιακού αποτελεί «τριπλό σημείο» (triple junction). Βάση αυτού, η ταφρογένεση ξεκίνησε ταυτόχρονα και στις δύο λεκάνες του ανατολικού τμήματος του Κορινθιακού κόλπου (Αλκυονίδων και Λέχαιου), με τις διεργασίες διαστολής να σταματούν στον κόλπου του Λέχαιου και να συνεχίζονται στον κόλπο των Αλκυονίδων και το κυρίως τμήμα του Κορινθιακού κόλπου (Turner, 2009). Το ανάγλυφο μεταξύ του γεωλογικού υποβάθρου κάτω από τα Πλειο-Τεταρτογενή ιζήματα του κόλπου του Λέχαιου και των βουνών που τον περιβάλλουν είναι περισσότερο από 4.5 km. Λαμβάνοντας υπόψη ότι το ανάγλυφο αυτό αναπτύχθηκε κατά τα τελευταία ~4 Μα, ο μέσος ρυθμός ολίσθησης είναι της τάξης των 0.9 m/ka ή λιγότερο. Η εξέλιξη σήμερα της λεκάνης της Νεμέας-Κορίνθου είναι ακόμα ενεργή κάτω από το σύγχρονο κόλπο του Λέχαιου, όπου η τεκτονική βύθιση συνεχίζεται στην οροφή των ενεργών ρηγμάτων LOU, VOU και HER. 95

106 Διδακτορική διατριβή Τα δυο τελευταία ρήγματα παραμορφώνουν και κάμπτουν τη λεκάνη προς τα βόρεια, δημιουργώντας τη σύγχρονη ασύμμετρη λεκάνη του κόλπου του Λέχαιου. Η έντονη τεκτονική δραστηριότητα του δεύτερου σταδίου της ταφρογένεσης, όπου τα δέλτα του κατώτερου Πλειστοκαίνου ανυψώθηκαν σημαντικά στα δυτικό τμήμα του Κορινθιακού κόλπου (Doutsos & Piper, 1990, Poulimenos et al, 1993; Zelilidis & Kontopoulos, 1996), δεν έχει παρατηρηθεί στην ανατολική λεκάνη της Νεμέας- Κορίνθου. Φαίνεται ότι η τεκτονική ανύψωση στα ανατολικά έχει αντισταθμιστεί από τη βύθιση προς τα νότια των σημερινών ενεργών ρηγμάτων. Εικόνα 7.2: Σχηματικός χάρτης, ο οποίος δείχνει την εξέλιξη της Κορινθιακής τάφρου από την έναρξη του κατανεμημένου εφελκυσμού στο μέσο Πλειόκαινο, καθώς και την προς βορρά μετανάστευση των ρηγμάτων κατά τη διάρκεια του Πλειστοκαίνου (μέσα στο γραμμοσκιασμένο τετράγωνο από αυτή τη μελέτη, έξω από αυτό τροποποιημένος από Leeder et al. (2012)). Το ρήγμα VRA, αν και δεν μπορεί να εντοπισθεί στη χέρσο, έχει σημαντικό μήκος, έτσι ώστε να μπορεί να θεωρηθεί ως μια δομή κλίμακας φλοιού, το οποίο μπορεί να συμβάλει στην επέκταση του κόλπου του Λέχαιου. Η δημιουργία των ρηγμάτων VRA και XYL, το οποία κλίνουν προς τα βόρεια, συνέβαλε στην ανύψωση της παλαιότερης λεκάνη και το σχηματισμό των αναβαθμίδων του Πλειστοκαίνου. Ειδικότερα, είναι πιθανό το ρήγμα XYL να είναι υπεύθυνο για την ανύψωση των δυτικών αναβαθμίδων της λεκάνης Νεμέας-Κορίνθου, ενώ το VRA, για την ανύψωση των αναβαθμίδων νότια του κόλπου του Λέχαιου. Ομοίως, τα ρήγματα HER και LOU συνέβαλαν στην ανύψωση των αναβαθμίδων στη χερσόνησο της Περαχώρας. Αυτό δείχνει ότι το μοντέλο που είναι υπεύθυνο για την ανύψωση και βύθιση της περιοχής γύρω 96

107 Κεφάλαιο 7: Συζήτηση από τον κόλπο του Λέχαιου είναι πιο περίπλοκο από ότι έχει περιγραφεί στο παρελθόν (Armijo et al., 1996; Roberts et al., 2009; Turner et al., 2010). Οι Armijo et al. (1996) εξήγησαν την ανύψωση των ταρατσών στην περιοχή Ξυλοκάστρου Κορίνθου με βάση τη μετατόπιση στο υποθαλάσσιο ρήγμα που βρίσκεται βορειοδυτικά από την περιοχή. Ωστόσο, με πιο πρόσφατα δεδομένα κάτι τέτοιο δε φαίνεται να αποδεικνύεται σωστό. Αφενός, λεπτομερέστερες θαλάσσιες έρευνες (συμπεριλαμβανομένης και της παρούσας διατριβής), δείχνουν ότι δεν υπάρχει ένα και μόνο υποθαλάσσιο ρήγμα στο οποίο θα μπορούσε να αποδοθεί η ανύψωση. Αφετέρου το μοντέλο των Armijo et al. (1996) θεωρεί ότι η βύθιση της οροφής του ρήγματος είναι της τάξης των 5 με 6 km, τη στιγμή που το μέγιστο πάχος των ιζημάτων της λεκάνης είναι ~2.5 km, το οποίο σε συνδυασμό με το βάθος του νερού (~1 km), δεν ξεπερνούν τα 3.5 km. Το ρήγμα ΚΙΑ φαίνεται να παίζει σημαντικό ρόλο στην τοποθέτηση των ανυψωμένων ταρατσών στο χώρο. Από λεπτομερείς μελέτες (Armijo et al. 1996) έχει βρεθεί ότι οι ταράτσες κλίνουν προς τα βόρεια (προς τη θάλασσα) με γωνία 10 ή λιγότερο. Η γωνία αυτή είναι κατά πολύ μεγαλύτερη από τη θεωρητικά αναμενόμενη (1 2 ) γωνία κλίσης. Αυτό είναι πιθανό να οφείλεται στην ενεργοποίηση τους ρήγματος ΚΙΑ, το οποίο στρέφει την επιφάνεια των ταρατσών προς τα βόρεια (προς την επιφάνεια του ρήγματος). Η κυριαρχία των δομικών ρηγμάτων που κλίνουν προς τα νότια, τα οποία επικρατούν στον κόλπο του Λέχαιου, δείχνουν ότι η πολικότητα δεν έχει αλλάξει τουλάχιστον για τα τελευταία 250 ka. Το αποτέλεσμα αυτό έρχεται σε αντίθεση εν μέρει με τα ευρήματα από το δυτικό τμήμα του Κορινθιακού κόλπου (Bell et al., 2009), όπου υπάρχει επίσης μια κυρίαρχη κλίση στα ρήγματα κατά τα τελευταία 400 ka, αλλά με αντίθετο προσανατολισμό προς το βορρά. Προηγούμενες μελέτες (Collier et al., 1992; Goldsworthy & Jackson, 2001; Leeder et al., 2008) υποστηρίζουν τη διαπίστωση ότι τα σημερινά ενεργά ρήγματα στη χερσόνησο της Περαχώρας μπορεί να θεωρηθούν ως η επόμενη γενιά των παλαιότερων ρηγμάτων Κλένια και Κεχριές. Η ύπαρξη στη θάλασσα μεταξύ τους άλλων ρηγμάτων με κλίση προς τα βόρεια (VRA & FRY), δείχνει ότι η μετανάστευση των ρηγμάτων προς τα βόρεια δεν συνέβη σε ένα μόνο βήμα με απόσταση 15 χιλιομέτρων, όπως προτείνουν οι Bell et al. (2009), αλλά σε ένα μικρότερο βήμα 7 χιλιομέτρων, το οποίο είναι παρόμοιο με το βήμα των 5 χιλιόμετρων στα δυτικά (Bell et al., 2009). Ένας δεύτερος στόχος της διατριβής είναι η μελέτη των υποθαλάσσιων ρηγμάτων στην περιοχή του ανατολικότερου τμήματος του Κορινθιακού κόλπου και του κόλπου του Λέχαιου. Λεπτομερείς χαρτογράφηση έδειξε την ύπαρξη δυο σετ ρηγμάτων, τα οποία διευκολύνουν την παραμόρφωση της περιοχής. Το πρώτο έχει διεύθυνση Α-Δ, ενώ το δεύτερο ΑΝΑ-ΔΒΔ. Τα μήκη των ρηγμάτων κυμαίνονται από 3 έως 12 km., ενώ η γωνία κλίσης από 45 έως 75. Ο ρυθμός μετατόπισης που υπολογίστηκε για το Ολόκαινο κυμαίνεται στα 4.5 m/ka για το νότιο περιθώριο της λεκάνης του Λέχαιου, ενώ για το βόρειο είναι ελαφρώς χαμηλότερος ~2.5 m/ka. Για τα ρήγματα XYL και PER, εκτός του κόλπου του Λέχαιου, ο ρυθμός μετατόπισης 97

108 Διδακτορική διατριβή υπολογίστηκε για τα τελευταία 1 Ma σε ~4 m/ka και ~0.9 m/ka, αντίστοιχα, και είναι σύμφωνος με προηγούμενες έρευνες. Λαμβάνοντας υπόψη τους ρυθμούς μετατόπισης κατά το Ολόκαινο που υπολογίστηκαν για τα ρήγματα που βρίσκονται εντός τoυ κόλπου, υπολογίστηκε ο ρυθμός διάνοιξης για την ίδια περίοδο. Η τιμή του ρυθμού διάνοιξης, 7.7 mm/yr ±1.0, είναι σύμφωνη με το ρυθμό που έχει υπολογιστεί γεωδαιτικά από GPS, από τις διάφορες μελέτες (10 mm/yr από Briole et al., 2000; Kahle et al., 2000 και 6 mm/yr από Clarke et al., 1998; Avallone et al., 2004). Ωστόσο, σημαντική είναι η διαφορά που προκύπτει από το ρυθμό διάνοιξης που έχουν υπολογίσει οι Turner et al. (2010), 2-4 mm/yr. Σε γενικές γραμμές παρατηρείτε καλή συμφωνία στο ρυθμό διάνοιξης από τη μελέτη των ρηγμάτων στην παρούσα διατριβή σε σχέση με τις γεωδαιτικές μεθόδους, κάτι το οποίο δε φαίνεται να ισχύει σε πρόσφατες μελέτες στο δυτικό τμήμα του κόλπου. Έτσι, ενώ ο γεωδαιτικά υπολογισμένος ρυθμός διάνοιξης είναι της τάξης των mm/yr (Davies et al., 1997; Clarke et al., 1998; Briole et al., 2000; Avallone et al., 2004; Bernard et al., 2006), τόσο οι Beckers et al. (2015), όσο και οι Ford et al. (2013) βασιζόμενοι στους ρυθμούς ολίσθησης των ρηγμάτων έχουν υπολογίσει αρκετά χαμηλότερες τιμές, mm/yr και mm/yr, αντίστοιχα. Αυτή η διαφορά θα μπορούσε να οφείλεται στην ανάπτυξη και σύνδεση των ρηγμάτων στη διάρκεια του χρόνου. Ο συνολικός εφελκυσμός (Acocella et al., 2005) για την περιοχή του κόλπου του Λέχαιου εκτιμάται ότι μπορεί να φτάνει περίπου τα 27 km, τιμή συγκρίσιμη με αυτή που υπολογίστηκε για τον κεντρικό και ανατολικό Κορινθιακό κόλπο (~12-21 km) (Bell et al., 2011). Ωστόσο, η τάση αύξησης που παρουσιάζει θα μπορούσε να αποδοθεί σε παλαιότερα εφελκυστηκά γεγονότα στην περιοχή, όπως υποστηρίζουν ορισμένοι ερευνητές (Tiberi et al., 2001; Zelt et al., 2005). Ο σχετικά υψηλότερος συντελεστής εφελκυσμού β (~1.3) στο ανατολικότερο τμήμα του Κορινθιακού κόλπου σε σχέση με τον υπόλοιπο κόλπο, θα μπορούσε να οδηγήσει στην αρχή δημιουργίας ζωνών οριζόντιας μετατόπισης μεταξύ των περιθωριακών ρηγμάτων της τάφρου (Acocella et al., 2005), τη στιγμή που για το δυτικό τμήμα του κόλπου, τεκτονικές ράμπες σύνδεσης (relay ramp) είναι αυτές που επικρατούν (Stefatos et al., 2002). Σχετικά με το ρυθμό ιζηματογένεσης στη λεκάνη του κόλπου του Λέχαιου, λαμβάνοντας υπόψη τις ηλικίες που προσδιορίστηκαν για συγκεκριμένους ορίζοντες, υπολογίστηκε ο ρυθμός ιζηματογένεσης για τις αντίστοιχες περιόδους. Έτσι για το Ολόκαινο, ο ρυθμός ιζηματογένεσης είναι σχετικά υψηλός, φθάνοντας 2.3 ± 0.3 m/ka. Για την περίοδο από 12 ka έως 128 ka, ο ρυθμός είναι μικρότερος, φτάνοντας τα 1.1 ± 0.1, ενώ από 245 ka έως 128 ka, ακόμα μικρότερος 0.7 ± 0.1 m/ka. Παρόμοιοι ρυθμοί ιζηματογένεσης για διάφορα σημεία του κόλπου έχουν περιγραφεί και από άλλους ερευνητές (πιν. 5.2). Ο μέσος ρυθμός ιζηματογένεσης για τα τελευταία 128 ka, κατά τη διάρκεια των ισοτοπικών σταδίων 1 έως 5, για τον Κόλπου του Λέχαιου είναι 1.3 ± 0.2 m/ka, ο οποίος είναι παρόμοιος με το ρυθμό που υπολογίστηκε για τον Κόλπο των Αλκυονίδων από τους Sakellariou et al. (2007). 98

109 Κεφάλαιο 7: Συζήτηση Από μορφολογικής άποψης, σημαντικό χαρακτηριστικό για την περιοχή είναι το κέρας (ράχη Ηραίου), το οποίο χωρίζει τον κόλπο του Λέχαιου από τον κυρίως Κορινθιακό κόλπο. Αποτελεί υποθαλάσσια προέκταση του ακρωτηρίου του Ηραίου και κατά συνέπεια της χερσονήσου της Περαχώρας προς τα δυτικά. Απορροφά μέρος της παραμόρφωσης μεταξύ του ταχέως ανοιγόμενου Κορινθιακού κόλπου και των ρηγμάτων που ορίζουν τα Γεράνεια όρη, με αποτέλεσμα να είναι ιδιαίτερα ενεργό. Η ύπαρξη της ράχης του Ηραίου στα δυτικά του κόλπου του Λέχαιου, περιορίζει τη διασπορά των ιζημάτων προς τα βαθύτερα τμήματα της λεκάνης του Κορινθιακού κόλπου, δημιουργώντας συνθήκες περιορισμένης λεκάνης. Επίσης, σημαντική είναι η αποκάλυψη μιας σειράς τεσσάρων επάλληλων, ΔΒΔ-ΑΝΑ διευθυνόμενων, με δεξιόστροφη κλιμακωτή διάταξη, ρηγμάτων, τα οποία αποτελούν το ρήγμα Ξυλόκαστρο (ΧΥL). Η κλιμακωτή αυτή διάταξη του ρήγματος XYL, είχε θεωρηθεί παλιότερα ως ένα ενιαίο ΔΒΔ-ΑΝΑ διευθυνόμενο ρήγμα με μήκος πάνω από 20 km, το οποίο ξεκινούσε από το Ξυλόκαστρο, σαν υποθαλάσσια προέκταση ενός χερσαίου τμήματος και έφτανε μέχρι τη χερσόνησο της Περαχώρας. Εκτός από την παρουσία των ρηγμάτων, σημαντικό ρόλο στην εξέλιξη της περιοχής παίζουν τα κατολισθητικά φαινόμενα. Μέτωπα ρηγμάτων με υψηλά πρανή και ένας μεγάλος αριθμός χαραδρώσεων σχήματος U και V είναι τα κύρια χαρακτηριστικά του πυθμένα κατά μήκος της πλαγιάς. Εκτεταμένες ολισθήσεις διαβρώνουν την κατωφέρεια, με αποτέλεσμα να έχουμε υποχώρηση του ορίου της υφαλοκρηπίδας προς τη στεριά και σημαντική μείωση της έκτασης της. Η περιγραφόμενη γεωμορφολογική διάρθρωση διευκολύνει την άμεση μεταφορά προς τα βαθειά ιζημάτων, ο όγκος των οποίων εκτιμάται ότι είναι της τάξης του 1.1 km 3. Ακόμα ένα σημαντικό μορφολογικό χαρακτηριστικό για την περιοχή αποτελεί ένας υποεπιφανειακός ορίζοντας, ο οποίος αποδίδεται σε θαμμένη θαλάσσια αναβαθμίδα και θεωρείτε ότι σχηματίστηκε κατά τη διάρκεια της μετα-παγετώδους επίκλησης περίπου 12 με 10 ka πριν από σήμερα, καθώς η στάθμη της θάλασσας πλημμύρισε το στενό του Ρίου (Lykousis et al., 2007). Ο ορίζοντας αυτός έχει αναγνωριστεί στην υφαλοκρηπίδα σε όλο τον Κορινθιακό κόλπο (π.χ. Perissoratis et al., 2000), στο κεντρικό τμήμα του στενού του Ρίου και ανατολικά αυτού, στο δέλτα του ποταμού Μόρνου και στην περιοχή του Ψαθόπυργου, στην περιοχή του Αιγίου, στο βόρειο τμήμα του Κορινθιακού κόλπου στην περιοχή των Αντικύρων, της Ιτέας και στην ακτή της Ναυπάκτου και στην περιοχή των Αλκυονίδων. Από άποψης φυσικών επικινδυνοτήτων, οι πιο σημαντικές που μπορούν να πλήξουν την περιοχή του Κορινθιακού κόλπου είναι οι σεισμοί και τα τσουνάμι που μπορεί να προκληθούν. Τα κύρια ρήγματα που μπορούν να προκαλέσουν σεισμούς δεν ξεπερνούν σε μήκος τα 15 km, με εξαίρεση το ρήγμα Ξυλόκαστρο (XYL), τα τμήματα του οποίου αθροιστικά φτάνουν σε μήκος τα 24 km. Δεδομένου ότι το μέγιστο μήκος των υποθαλάσσιων ρηγμάτων δεν ξεπερνά τα 24 km, συμπεραίνουμε ότι το μέγιστο αναμενόμενο σεισμικό μέγεθος από την ενεργοποίηση ενός και μόνο ρήγματος είναι της τάξης του 6.7 M w (Roberts & Jackson 1991). Αυτό άλλωστε επιβεβαιώνεται και από το μέγιστο αναμενόμενο σεισμικό μέγεθος που προκύπτει από το αρχείο των σύγχρονων και ιστορικών σεισμών της περιοχής (Ambraseys & Jackson 1990, 1997; 99

110 Διδακτορική διατριβή Papazachos & Papazachou 1997; Papadopoulos 2000). Ως προς την ενεργότητα τους προκύπτει ότι στο σύνολο τους είναι ενεργά στη διάρκεια του Τεταρτογενούς. Για την πλειονότητα των ρηγμάτων που μελετήθηκαν, το μέγιστο αναμενόμενο μέγεθος σεισμού κυμαίνεται μεταξύ 6.1 και 6.4, ενώ η περίοδος επανάληψης είναι της τάξης των μερικών εκατοντάδων χρόνων (~ χρόνια). Σχετικά με τη δυνατότητα γένεσης τσουνάμι στον Κορινθιακό Κόλπο, η βιβλιογραφία δείχνει ότι είναι αρκετά υψηλή. Η μέγιστη αναμενόμενη συν-σεισμική μετατόπιση πυθμένα κατά μήκος των μεγαλύτερων ενεργών ρηγμάτων του κόλπου, για σεισμούς μεγέθους M w 6.7, χρησιμοποιώντας τρεις διαφορετικές προσεγγίσεις (Okada, 1985; Wells & Coppersmith, 1994; Abe, 1995; Pavlides & Caputo, 2004) κυμαίνεται από 0.66 έως 1.8 m (πιν. 7.1). Πίνακας 7.1: Εκτιμήσεις μέγιστης μετατόπισης πυθμένα για σεισμό Μ w 6.7. Wells & Coppersmith, 1994 Pavlides & Caputo, 2004 Okada, 1985 Abe, m 0.66 m 0.7 m 1.78 m Λαμβάνοντας υπόψη ότι η άμεση εμπειρική μέθοδος του Abe (1995) δεν λαμβάνει υπόψη συγκεκριμένα στοιχεία που προέρχονται από την περιοχή της πηγής και δεδομένης της τάσης να υπερεκτιμά τη μετατόπιση του ρήγματος, η εκτιμώμενη μετατόπιση 1.8 m θεωρείται μάλλον απίθανη μέγιστη τιμή. Αποκλεισμός της εκτίμησης των 1.8 m μειώνει σημαντικά το εύρος των προβλεπόμενων τιμών μεταξύ 0.66 και 1.0 m. Οι αναλυτικές εξισώσεις του Okada (1985) και οι σχέσεις μεγέθους - μέγιστης μετατόπισης των Pavlides & Caputo (2004), δίνουν πολύ παρόμοιες προβλέψεις, περίπου 0.66 m. Από την άλλη πλευρά, το μέγεθος σε σχέση με τη μέγιστη μετατόπιση όπως υπολογίζεται από τους Wells & Coppersmith (1994) δίνει μία εκτίμηση της μέγιστης μετακίνησης της τάξης του 1.08 m. Η αναμενόμενη συν-σεισμική μετατόπιση όπως υπολογίζεται χρησιμοποιώντας τις εξισώσεις παλινδρόμησης των Pavlides & Caputo (2004), Okada (1985) και Wells & Coppersmith (1994) συμπίπτει καλά με αυτή που παρατηρείται σε χερσαία ρήγματα παρόμοιου μήκους που οριοθετούν τον Κορινθιακό κόλπο και ενεργοποιήθηκαν κατά το παρελθόν (Jackson et al., 1982; Pirazzoli et al., 1994; Chatzipetros et al., 2005). Ως εκ τούτου, οι εμπειρικές εξισώσεις από τους παραπάνω ερευνητές θεωρούνται πιο κατάλληλες σε σχέση με την άμεση μέθοδο του Abe (1995). Επιπλέον, δεδομένου ότι η προσέγγιση του Okada (1985) με την εφαρμογή μοντέλου για συγκεκριμένο ρήγμα απαιτεί την εισαγωγή των παραμέτρων του ρήγματος, οι οποίες είναι σχετικά δύσκολο να οριστούν με ακρίβεια και αρκετά συχνά άγνωστες, η χρήση των εμπειρικών εξισώσεων των Pavlides & Caputo (2004) και Wells & Coppersmith (1994) θεωρείται λογική προσέγγιση για μια γενική εκτίμηση των δυσμενέστερων σεναρίων για τον Κορινθιακό κόλπο. Το αναμενόμενο ύψος κύματος τσουνάμι θεωρείται ότι είναι περίπου ίδιο με τη συν-σεισμική κατακόρυφη μετατόπιση (Geist & Dmowska, 1999; Hébert et al., 2005), ως εκ τούτου αναμένεται να κυμανθεί μεταξύ 0.66 και 1.8 m. 100

111 Κεφάλαιο 7: Συζήτηση Εκτός από την περίπτωση πρόκλησης τσουνάμι από σεισμούς, ιστορικά έγγραφα έχουν δείξει ότι οι κατολισθήσεις, οι οποίες έχουν εκδηλωθεί κατά το Τεταρτογενές (Ferentinos et al., 1988; Papatheodorou and Ferentinos, 1993; Papatheodorou and Ferentinos, 1997; Hasiotis et al. 2002), μπορούν να παράγουν τσουνάμι, ορισμένα από τα οποία μπορεί να είναι επικίνδυνα για την παράκτια ζώνη (Galanopoulos et al., 1964; Papadopoulos, 2003). Προκειμένου να προσδιοριστεί ο πιθανός κίνδυνος εκδήλωσης τσουνάμι από υποθαλάσσιες κατολισθήσεις στον Κορινθιακό Κόλπο χρησιμοποιήθηκαν οι ημι-εμπειρικές εξισώσεις των Watts et al. (2003). Η αξιοπιστία της εφαρμογή αυτών των εξισώσεων ελέγχθηκε με οδηγό το τσουνάμι του 1963 στις Καμάρες Αιγίου, και διαπιστώθηκε ότι παρέχουν μια εξαιρετικά ακριβή εκτίμηση τόσο για το μέγιστο ύψος, όσο και για την περίοδο του κύματος τσουνάμι που δημιουργείται. Δημοσιευμένα στοιχεία από το ανατολικό τμήμα του Κορινθιακού κόλπου υποδεικνύουν την ύπαρξη μεγάλου αριθμού υποθαλάσσιων κατολισθήσεων (Perissoratis et al., 1984, Papatheodorou & Ferentinos, 1993). Η εφαρμογή των εξισώσεων πρόβλεψης τσουνάμι των Watts et al. (2003) σε δύο από τις πιο πρόσφατες υποβρύχιες κατολισθήσεις, στην περιοχή των Αλκυονίδων και της Περαχώρας, δίνει μια εκτίμηση του μέγιστου αναμενόμενου ύψους κύματος 1.04 και 4.04 m και του μέγιστου μήκος κύματος 4.52 και 6.27 km (πιν. 7.2). Οι εκτιμήσεις αυτές είναι πολύ υψηλότερες από εκείνες που σχετίζονται με τη διάρρηξη ρηγμάτων, ακόμη και αν συγκριθούν με τα υπερεκτιμημένα ύψη κύματος τσουνάμι που προβλέπονται από τη χρήση της εμπειρικής μεθόδου του Abe (1995) (πιν. 7.1 & 7.2). Ως εκ τούτου, είναι ασφαλές να συμπεράνουμε ότι, στον Κορινθιακό Κόλπο, ο πιθανός κίνδυνος εκδήλωσης τσουνάμι από υποβρύχιες κατολισθήσεις είναι υψηλότερος από εκείνον λόγω της διάρρηξης υποθαλάσσιων ρηγμάτων. Ο μηχανισμός εκδήλωσης τσουνάμι είναι δύσκολο να προσδιοριστεί για ιστορικά γεγονότα. Αυτά που έχουν καταγραφεί, εκτός από δύο, δείχνουν μια καλή χρονική συσχέτιση με την εμφάνιση τοπικών σεισμών. Οι περιπτώσεις αυτές θεωρούνται ότι προκλήθηκαν από σεισμό, υποδηλώνοντας μετατόπιση σε κάποιο ρήγμα ή εκδήλωση κατολίσθησης λόγο σεισμού. Σύμφωνα με τον πιο πρόσφατα αναθεωρημένο κατάλογο γεγονότων τσουνάμι στον Κορινθιακό κόλπο, τα ύψη κύματος που αναφέρθηκαν κυμαίνονται μεταξύ 0.30 και 10 m (Papadopoulos, 2003). Ωστόσο, λαμβάνοντας υπόψη τα αποτελέσματα της εργασίας αυτής, τσουνάμι με ύψος αναρρίχησης στην ακτή της τάξης των 5 με 10 m πρέπει να αντιμετωπίζονται με προσοχή κατά τον προσδιορισμό του ακριβούς μηχανισμού εκδήλωσης. Σύμφωνα με την εφαρμογή ενός μοντέλου διάδοσης τσουνάμι στον Κορινθιακό κόλπο, η ενέργεια από το τσουνάμι διοχετεύεται σε συγκεκριμένες περιοχές που ελέγχονται από την βαθυμετρία. Η ενίσχυση των παραγόμενων κυμάτων, καθώς εισέρχονται στα ρηχά νερά κοντά στην ακτή δεν υπερβαίνει ένα συντελεστή 1.2, οπουδήποτε κατά μήκος της ακτογραμμής, ενώ τα κύματα τσουνάμι κοντά στην παράκτια ζώνη δεν υπερβαίνουν το 1.5 m ύψος. Συνεπώς, μπορεί να θεωρηθεί ότι οι αναφερόμενες τιμές ύψους κύματος από 5 έως 10 m ήταν μάλλον υπερβολικές εκτιμήσεις των ανθρώπων που παρατήρησαν τα συγκεκριμένα γεγονότα τσουνάμι. 101

112 Διδακτορική διατριβή Οι επιπτώσεις από τη γένεση ενός πιθανού κύματος τσουνάμι στον Κορινθιακό κόλπο, μελετήθηκαν χρησιμοποιώντας σαν παράδειγμα την εκδήλωση ενός τοπικού τσουνάμι, εξαιτίας της εκδήλωσης υποθαλάσσιας κατολίσθησης, το οποίο πλήττει την παραλιακή ζώνη του Ξυλοκάστρου, μια τυπική πόλη και καλοκαιρινό θέρετρο για την περιοχή. Η ανάλυση των δεδομένων δείχνει ότι περίπου το 1/5 των κατοίκων, μη συμπεριλαμβανομένων των τουριστών και επισκεπτών κατά τη θερινή περίοδο, θα μπορούσε να πληγεί από το τσουνάμι, ενώ σχεδόν το 1/4 των υποδομών της πόλης αναμένεται να υποστεί σοβαρές ζημιές. Η αναμενόμενη υψηλή αναλογία ζημιών οφείλεται στο γεγονός ότι τα μισά από τα κτίρια που βρίσκονται εντός της ζώνης πλημμύρας είναι ιδιαίτερα ευάλωτα, επειδή είναι παλιά και κατασκευασμένα είτε από πέτρα, είτε από ξύλο. Επιπλέον, το 33% των επηρεαζόμενων κτιρίων είναι μονώροφα, κάτι που αποκλείει την πιθανότητα κάθετης εκκένωση σε ψηλότερο όροφο. Περίπου το 32% από αυτά δεν έχουν εύκολη πρόσβαση στο κύριο οδικό δίκτυο, αυξάνοντας έτσι τον απαιτούμενο χρόνο για την εκκένωση και επομένως τον κίνδυνο ανθρώπινων απωλειών. Ειδική μέριμνα θα πρέπει να ληφθεί για το σχολείο και τα έξι ξενοδοχεία που βρίσκονται μέσα στη ζώνη πλημμύρας. Πίνακας 7.2: Εκτιμήσεις ύψους κύματος τσουνάμι για υποβρύχιες κατολισθήσεις που εκδηλώνονται στον Κορινθιακό κόλπο. Καμάρες 1963 Αλκυονίδες Αλκυονίδες * Περαχώρα 5.64 m 1.04 m 2.13 m 4.04 m Στα πλαίσια της παρούσας μελέτης, τρεις θέσεις εντοπίστηκαν, σε μικρή απόσταση από την πληγείσα περιοχή, που είναι κατάλληλες ως χώροι εκκένωσης για να αναζητήσει ο πληθυσμός καταφύγιο. Για το συγκεκριμένο μοντέλο εκδήλωσης τσουνάμι, ο απαιτούμενος χρόνος που χρειάζονται οι κάτοικοι για να αναζητήσουν καταφύγιο είναι ίσος με το χρόνο που χρειάζεται το τσουνάμι για να ταξιδέψει από την περιοχή της πηγής του έως την ακτογραμμή. Αυτό υποδηλώνει ότι, παρά το γεγονός ότι οι χρόνοι συναγερμού και αντίδρασης σε ενδεχόμενη εκδήλωση τσουνάμι είναι μικροί, υπάρχει οριακός χρόνος για εκκένωση. Ωστόσο θα πρέπει να εκπονηθούν λεπτομερή σχέδια αξιολόγησης της επικινδυνότητας, προκειμένου να ελαχιστοποιηθούν οι καταστροφικές συνέπειες ενός ενδεχόμενου τσουνάμι στην περιοχή. Η μελέτη αυτή στοχεύει στο να δώσει τα απαραίτητα εργαλεία στους σχεδιαστές μέτρων έκτακτης ανάγκης, προκειμένου να μπορέσουν να αξιολογήσουν την επικινδυνότητα και να καταρτίσουν σχέδια για τη μείωση του κινδύνου από τσουνάμι για τους κατοίκους στις παράκτιες περιοχές γύρω από τον Κορινθιακό κόλπο, οι οποίες στο μέλλον θα μπορούσαν να πληγούν από την εκδήλωση ενός τσουνάμι. Μέχρι σήμερα, τα καταγεγραμμένα τσουνάμι φαίνεται ότι δεν έχουν προκαλέσει σημαντικές υλικές ζημιές, ενώ οι απώλειες ανθρώπινων ζωών ήταν περιορισμένες. Αυτό οφείλεται προφανώς στο γεγονός ότι τα παλαιότερα χρόνια, οι πόλεις και τα χωριά στις πεδινές περιοχές γύρω από τον Κορινθιακό κόλπο ήταν χτισμένες αρκετά μακριά από την ακτή. 102

113 Κεφάλαιο 7: Συζήτηση Ωστόσο, λαμβάνοντας υπόψη το σημερινό υψηλό ποσοστό τουρισμού, το οποίο είχε ως αποτέλεσμα την κατασκευή ξενοδοχείων και οικιών σε όλο το μήκος της ακτογραμμής του κόλπου, ένα παρόμοιου μεγέθους τσουνάμι θα μπορούσε να προκαλέσει πολλές υλικές ζημιές και απώλειες ζωών, αφού για παράδειγμα, σε ένα Σαββατοκύριακο το καλοκαίρι περίπου άνθρωποι συγκεντρώνονται κατά μήκος των παραλιών του Κορινθιακού κόλπου. 103

114 Διδακτορική διατριβή 104

115 Κεφάλαιο 8: Συμπεράσματα 8. Συμπεράσματα Συνοψίζοντας, η εκπόνηση της παρούσας διατριβής οδήγησε στα παρακάτω συμπεράσματα σχετικά με την Τεταρτογενή εξέλιξη του ανατολικότερου άκρου του Κορινθιακού κόλπου και την εκτίμηση των φυσικών επικινδυνοτήτων σε όλο τον κόλπο: Η κατώτερη ιζηματογενής σειρά στον κόλπο του Λέχαιου μπορεί να θεωρηθεί ισοδύναμη με τους λιμναίους-λιμνοθαλάσσιους σχηματισμούς ιζημάτων που σήμερα έχουν επιφανειακή εμφάνιση στη χέρσο κατά τα πρώτα στάδια διάνοιξης της τάφρου, ηλικίας μέσου με ανώτερο Πλειόκαινο. Αυτό υποδεικνύει ότι ο κόλπος του Λέχαιου ήταν μέρος της λεκάνης Νεμέας-Κορίνθου και ως εκ τούτου, της Κορινθιακής τάφρου. Τα περιθώρια της λεκάνης την εποχή εκείνη περιοριζόταν στα βόρεια από τα νοτίως κλίνοντα ρήγματα Λουτρακίου (χερσαίο) Λέχαιου - Κιάτου και Λουτρού και στα νότια από το ρήγμα Κλένια που κλίνει προς τα βόρεια. Κάποια δραστηριότητα είναι ακόμη ενεργή, πιθανά για να διευκολύνει τη σύγχρονη παραμόρφωση. Στον κόλπο του Λέχαιου, οι ιζηματογενείς ακολουθίες του μέσου Πλειστοκαίνου που υπέρκεινται των ιζημάτων του πρώιμου σταδίου της τάφρου, αποτελούνται από ιζήματα λιμναίας προέλευσης (υποδεικνύοντας εναπόθεση σε λιμναίο περιβάλλον), εναλλασσόμενα με ιζήματα ρηχής θάλασσας. Η ίδια τεκτονο-ιζηματογενής εξέλιξη έχει υιοθετηθεί για τον κυρίως Κορινθιακό κόλπο και τη λεκάνη των Αλκυονίδων (Collier et al., 2000; Leeder et al., 2005; Bell et al., 2009). Η εξέλιξη και η βύθιση της λεκάνη της Νεμέας-Κορίνθου φαίνεται να έχει επιβραδυνθεί και η τεκτονική δραστηριότητα από τα ρήγματα LEX και KIA να έχει μεταναστεύσει βορειότερα στα ρήγματα LOU, VOU και HER. Η μετανάστευση της τεκτονικής δραστηριότητας πραγματοποιήθηκε, στο Πλειστόκαινο, μεταξύ 0.7 και 1.7 Ma. Τα ρήγματα HER, LOU & VOU θεωρούνται σύγχρονα με τη ρηξιγενή ζώνη Ψάθας-Ανατολικών Αλκυονίδων (το όνομα από Leeder et al., 2008), με αποτέλεσμα ο σχηματισμός των δύο κόλπων, Αλκυονίδων και του σημερινού κόλπου του Λέχαιου, να έχει λάβει χώρα περίπου την ίδια περίοδο. Το μεγαλύτερο πάχος της ιζηματογενούς ακολουθίας του πρώιμου σταδίου κάτω από τον κόλπο του Λέχαιου υποδηλώνει μια μεγαλύτερη φάση εφελκυσμού σε σχέση με τον κυρίως Κορινθιακό κόλπο. Από το ανάγλυφο του γεωλογικού υποβάθρου κάτω από τα Πλειο-Τεταρτογενή ιζήματα του κόλπου του Λέχαιου και των βουνά που των περιβάλλουν προκύπτει ότι κατά τα τελευταία ~4 Μα, ο μέσος ρυθμός ολίσθησης είναι της τάξης των 0.9 m/ka ή λιγότερο. Η εξέλιξη σήμερα της λεκάνης της Νεμέας-Κορίνθου είναι ακόμα ενεργή κάτω από το σύγχρονο κόλπο του Λέχαιου, όπου η τεκτονική βύθιση συνεχίζεται στην οροφή των ενεργών ρηγμάτων LOU, VOU και HER. Τα δυο τελευταία ρήγματα παραμορφώνουν και 105

116 Διδακτορική διατριβή κάμπτουν τη λεκάνη προς τα βόρεια, δημιουργώντας τη σύγχρονη ασύμμετρη λεκάνη του κόλπου του Λέχαιου. Η έντονη τεκτονική δραστηριότητα του δεύτερου σταδίου της ταφρογένεσης, όπου τα δέλτα του κατώτερου Πλειστοκαίνου ανυψώθηκαν σημαντικά στα δυτικό τμήμα του Κορινθιακού κόλπου (Doutsos & Piper, 1990; Zelilidis & Κοντόπουλος, 1996), δεν έχει παρατηρηθεί στην ανατολική λεκάνη της Νεμέας- Κορίνθου. Φαίνεται ότι η τεκτονική ανύψωση στα ανατολικά έχει αντισταθμιστεί από τη βύθιση προς τα νότια των σημερινών ενεργών ρηγμάτων. Η δημιουργία των ρηγμάτων VRA και XYL συνέβαλε στην ανύψωση της παλαιότερης λεκάνη και το σχηματισμό των αναβαθμίδων του Πλειστοκαίνου. Ειδικότερα, είναι πιθανό το ρήγμα XYL να είναι υπεύθυνο για την ανύψωση των δυτικών αναβαθμίδων της λεκάνης Νεμέας-Κορίνθου, ενώ το VRA, για την ανύψωση των αναβαθμίδων νότια του κόλπου του Λέχαιου. Ομοίως, τα ρήγματα HER και LOU συνέβαλαν στην ανύψωση των αναβαθμίδων στη χερσόνησο της Περαχώρας. Η ύπαρξη στη θάλασσα μεταξύ των σημερινών ενεργών ρηγμάτων στη χερσόνησο της Περαχώρας και των παλαιότερων ρηγμάτων Κλένια και Κεχριές, άλλων ρηγμάτων με κλίση προς τα βόρεια (VRA & FRY), δείχνει ότι η μετανάστευση των ρηγμάτων προς τα βόρεια δεν συνέβη σε ένα μόνο βήμα με απόσταση 15 km, όπως προτείνουν οι Bell et al. (2009), αλλά σε ένα μικρότερο βήμα 7 km, το οποίο είναι παρόμοιο με το βήμα των 5 km στα δυτικά (Bell et al., 2009). Στην περιοχή του ανατολικότερου τμήματος του Κορινθιακού κόλπου και του κόλπου του Λέχαιου διαπιστώθηκε η ύπαρξη δυο σετ ρηγμάτων, τα οποία διευκολύνουν την παραμόρφωση της περιοχής. Το πρώτο έχει διεύθυνση Α-Δ, ενώ το δεύτερο ΑΝΑ-ΔΒΔ. Τα μήκη των ρηγμάτων κυμαίνονται από 3 έως 12 km, ενώ η γωνία κλίσης από 45 έως 75. Ο ρυθμός μετατόπισης που υπολογίστηκε για το Ολόκαινο κυμαίνεται στα 4.5 m/ka για το νότιο περιθώριο της λεκάνης του Λέχαιου, ενώ για το βόρειο είναι ελαφρώς χαμηλότερος ~2.5 m/ka. Για τα ρήγματα XYL και PER, εκτός του κόλπου του Λέχαιου, ο ρυθμός μετατόπισης υπολογίστηκε για τα τελευταία 1Ma σε ~4 m/ka και ~0.9 m/ka, αντίστοιχα, και είναι σύμφωνος με προηγούμενες έρευνες. Η τιμή του ρυθμού διάνοιξης που υπολογίστηκε (7.7 mm/yr ± 1.0) είναι σύμφωνη με το ρυθμό που έχει υπολογιστεί από GPS, από τις διάφορες μελέτες. Ωστόσο, σημαντική είναι η διαφορά που προκύπτει από το ρυθμό διάνοιξης που έχει υπολογιστεί (2-4 mm/yr) χωρίς να ληφθεί υπόψη η παρουσία των υποθαλάσσιων ρηγμάτων στην περιοχή (Turner et al., 2010). Αυτό αποδεικνύει τόσο τη σημασία της παρούσας διατριβής για στην καλύτερη κατανόηση της εξέλιξης της περιοχής, όσο και τη σημαντική πρακτική αξία της θαλάσσιας γεωφυσικής έρευνας γενικότερα. Ο συνολικός εφελκυσμός (Acocella et al., 2005) για την περιοχή του κόλπου του Λέχαιου εκτιμάται ότι μπορεί να φτάνει περίπου τα 27 km, τιμή συγκρίσιμη με αυτή που υπολογίστηκε για τον κεντρικό και ανατολικό Κορινθιακό κόλπο (~12-21 km) (Bell et al., 2011). 106

117 Κεφάλαιο 8: Συμπεράσματα Ο ρυθμός ιζηματογένεσης που υπολογίστηκε στη λεκάνη του κόλπου του Λέχαιου, για το Ολόκαινο, είναι σχετικά υψηλός, φθάνοντας τα 2.3 ± 0.3 m/ka. Για την περίοδο από 12 ka έως 128 ka, ο ρυθμός είναι μικρότερος, φτάνοντας τα 1.1 ± 0.1, ενώ από 245 ka έως 128 ka, ακόμα μικρότερος 0.7 ± 0.1 m/ka. Ο μέσος ρυθμός ιζηματογένεσης για τα τελευταία 128 ka, κατά τη διάρκεια των ισοτοπικών σταδίων 1 έως 5, για τον κόλπου του Λέχαιου είναι 1.3 ± 0.2 m/ka. Οι υψηλότερες τιμές του ρυθμού ιζηματογένεσης στον κόλπο του Λέχαιου σε σύγκριση με τον Κορινθιακό Κόλπο θα μπορούσε να οφείλεται στο γεγονός ότι ο πρώτος αποτελεί μια περιορισμένη λεκάνη λόγω της ύπαρξης της ράχης του Ηραίου. Αυτό έχει σαν αποτέλεσμα το λεπτόκοκκο ίζημα να μη μπορεί να μεταφερθεί μακριά, αλλά να «παγιδεύεται» μέσα στη λεκάνη. Από μορφολογικής άποψης, σημαντικό χαρακτηριστικό για την περιοχή είναι το κέρας, το οποίο χωρίζει τον κόλπο του Λέχαιου από τον κυρίως Κορινθιακό κόλπο. Στην ίδια περιοχή βρίσκεται και η υποθαλάσσια χαράδρωση του ποταμού Ασωπού, η οποία μαζί με αυτή του ποταμού Φόνισσα, αποτελούν δυο περιοχές με πολύπλοκη τεκτονική δομή, όπως προκύπτει από υποθαλάσσιες σεισμικές τομές. Οι περιοχές αυτές θα μπορούσαν να αποτελούν ζώνες μεταβίβασης, οι οποίες ελέγχουν διαφορετικό ρυθμό παραμόρφωσης στην περιοχή. Αξιοσημείωτο είναι το γεγονός ότι και οι δυο περιοχές συμπίπτουν με μεγάλες δομές διάρρηξης του φλοιού της πλάκας του Αιγαίου σε βάθος που έχουν παρατηρηθεί πρόσφατα και εμφανίζουν το φλοιό όχι ως μια ενιαία επιφάνεια, αλλά ως κατακερματισμένο (Sachpazi et al., 2016). Επίδραση της δομής του φλοιού στην εξέλιξη της Κορινθιακής τάφρου έχει επίσης παρατηρηθεί και δυτικότερα, στην περιοχή του Κράθη ποταμού (Hemelsdael & Ford, 2016). Επίσης, σημαντική είναι η αποκάλυψη μιας σειράς τεσσάρων επάλληλων, ΔΒΔ-ΑΝΑ διευθυνόμενων, με δεξιόστροφη κλιμακωτή διάταξη, ρηγμάτων, τα οποία αποτελούν το ρήγμα Ξυλόκαστρο (ΧΥL). Η κλιμακωτή αυτή διάταξη του ρήγματος XYL, είχε θεωρηθεί παλιότερα ως ένα ενιαίο ΔΒΔ-ΑΝΑ διευθυνόμενο ρήγμα με μήκος πάνω από 20 km, το οποίο ξεκινούσε από το Ξυλόκαστρο, σαν υποθαλάσσια προέκταση ενός χερσαίου τμήματος και έφτανε μέχρι τη χερσόνησο της Περαχώρας. Εκτός από την παρουσία των ρηγμάτων, σημαντικό ρόλο στην εξέλιξη της περιοχής παίζουν τα κατολισθητικά φαινόμενα. Εκτεταμένες ολισθήσεις διαβρώνουν την κατωφέρεια, με αποτέλεσμα να έχουμε υποχώρηση του ορίου της υφαλοκρηπίδας προς τη στεριά και σημαντική μείωση της έκτασης της. Η περιγραφόμενη γεωμορφολογική διάρθρωση διευκολύνει την άμεση μεταφορά προς τα βαθειά ιζημάτων, ο όγκος των οποίων εκτιμάται ότι είναι της τάξης του 1.1 km 3. Ακόμα ένα σημαντικό μορφολογικό χαρακτηριστικό για την περιοχή αποτελεί ένας υποεπιφανειακός ορίζοντας, ο οποίος αποδίδεται σε θαμμένη θαλάσσια αναβαθμίδα και θεωρείτε ότι σχηματίστηκε κατά τη διάρκεια της μετα-παγετώδους επίκλυσης περίπου 12 με 10 ka πριν από σήμερα. 107

118 Διδακτορική διατριβή Από άποψης φυσικής επικινδυνότητας, οι πιο σημαντικές που μπορούν αν πλήξουν την περιοχή του Κορινθιακού Κόλπου είναι οι σεισμοί και τα τσουνάμι που μπορεί να προκληθούν. Τα κύρια ρήγματα που μπορούν να προκαλέσουν σεισμούς δεν ξεπερνούν σε μήκος τα 15 χιλιόμετρα, με εξαίρεση το ρήγμα Ξυλόκαστρο (XYL), το οποίο αθροιστικά φτάνει σε μήκος τα 24 km. Δεδομένου ότι το μέγιστο μήκος των υποθαλάσσιων ρηγμάτων δεν ξεπερνά τα 24 km, συμπεραίνουμε ότι το μέγιστο αναμενόμενο σεισμικό μέγεθος από την ενεργοποίηση ενός και μόνο ρήγματος είναι της τάξης του 6.7 M w. Για την πλειονότητα των ρηγμάτων που μελετήθηκαν, το μέγιστο αναμενόμενο μέγεθος σεισμού κυμαίνεται μεταξύ 6.1 και 6.4, ενώ η περίοδος επανάληψης είναι της τάξης των μερικών εκατοντάδων χρόνων (~ χρόνια). Η δυνατότητα γένεσης τσουνάμι στον Κορινθιακό Κόλπο είναι αρκετά υψηλή. Η μέγιστη αναμενόμενη συν-σεισμική μετατόπιση πυθμένα κατά μήκος των μεγαλύτερων ενεργών ρηγμάτων του κόλπου, κυμαίνεται από 0.66 έως 1.8 m, ενώ το αναμενόμενο ύψος κύματος τσουνάμι θεωρείται ότι είναι περίπου ίδιο με τη συν-σεισμική κατακόρυφη μετατόπιση. Εκτός από την περίπτωση πρόκλησης τσουνάμι από σεισμούς, κατολισθήσεις παρόμοιες με αυτές που έχουν εκδηλωθεί κατά το Τεταρτογενές μπορούν να παράγουν τσουνάμι, ορισμένα από τα οποία μπορεί να είναι επικίνδυνα για την παράκτια ζώνη. Η εφαρμογή εξισώσεων πρόβλεψης τσουνάμι σε δύο από τις πιο πρόσφατες υποβρύχιες κατολισθήσεις, αυτές των Αλκυονίδων και Περαχώρας, δίνει μια εκτίμηση του μέγιστου αναμενόμενου ύψους κύματος 1.04 και 4.04 m και του μέγιστου μήκος κύματος 4.52 και 6.27 km. Οι εκτιμήσεις αυτές είναι πολύ υψηλότερες από εκείνες που σχετίζονται με τη διάρρηξη ρηγμάτων. Επομένως συμπεραίνουμε ότι, στον Κορινθιακό Κόλπο, ο πιθανός κίνδυνος εκδήλωσης τσουνάμι από υποβρύχιες κατολισθήσεις είναι υψηλότερος από εκείνον λόγω της διάρρηξης υποθαλάσσιων ρηγμάτων. Σύμφωνα με την εφαρμογή ενός μοντέλου διάδοσης τσουνάμι στον Κορινθιακό κόλπο, η ενέργεια από το τσουνάμι διοχετεύεται σε συγκεκριμένες περιοχές που ελέγχονται από την βαθυμετρία. Η ενίσχυση των παραγόμενων κυμάτων, καθώς εισέρχονται στα ρηχά νερά κοντά στην ακτή δεν υπερβαίνει ένα συντελεστή 1.2, οπουδήποτε κατά μήκος της ακτογραμμής, ενώ τα κύματα τσουνάμι κοντά στην παράκτια ζώνη δεν υπερβαίνουν το 1.5 m ύψος. Οι επιπτώσεις από τη γένεση ενός πιθανού κύματος τσουνάμι στον Κορινθιακό Κόλπο, μελετήθηκαν χρησιμοποιώντας σαν παράδειγμα την εκδήλωση ενός τοπικού τσουνάμι, εξαιτίας της εκδήλωσης υποθαλάσσιας κατολίσθησης, το οποίο πλήττει την παραλιακή ζώνη του Ξυλοκάστρου, μια τυπική πόλη και καλοκαιρινό θέρετρο για την περιοχή. Η ανάλυση των στοιχείων, δείχνει ότι περίπου το 1/5 των κατοίκων, μη συμπεριλαμβανομένων των τουριστών και επισκεπτών κατά τη θερινή περίοδο, θα μπορούσε να πληγεί από το τσουνάμι, ενώ σχεδόν το 1/4 των υποδομών της πόλης αναμένεται να υποστεί σοβαρές ζημιές. Επιπλέον, το 33% των 108

119 Κεφάλαιο 8: Συμπεράσματα επηρεαζόμενων κτιρίων είναι μονώροφα, κάτι που αποκλείει την πιθανότητα κάθετης εκκένωση σε ψηλότερο όροφο. Περίπου το 32% από αυτά δεν έχουν εύκολη πρόσβαση στο κύριο οδικό δίκτυο, αυξάνοντας έτσι τον απαιτούμενο χρόνο για την εκκένωση και επομένως τον κίνδυνο ανθρώπινων απωλειών. Στα πλαίσια της παρούσας μελέτης, τρεις θέσεις εντοπίστηκαν, σε μικρή απόσταση από την πληγείσα περιοχή, που είναι κατάλληλες ως χώροι εκκένωσης για να αναζητήσει ο πληθυσμός καταφύγιο. Για το συγκεκριμένο μοντέλο εκδήλωσης τσουνάμι, ο απαιτούμενος χρόνος που χρειάζονται οι κάτοικοι για να αναζητήσουν καταφύγιο είναι ίσος με το χρόνο που χρειάζεται το τσουνάμι για να ταξιδέψει από την περιοχή της πηγής του έως την ακτογραμμή. Αυτό υποδηλώνει ότι, παρά το γεγονός ότι οι χρόνοι συναγερμού και αντίδρασης σε ενδεχόμενη εκδήλωση τσουνάμι είναι μικροί, υπάρχει οριακός χρόνος για εκκένωση. Για την εκτίμηση με μεγαλύτερη ακρίβεια των ρυθμών ολίσθησης, ανύψωσης και εφελκυσμού, καθώς και της περιόδου επανάληψης των ρηγμάτων, ολόκληρου του Κορινθιακού κόλπου θα πρέπει να ληφθεί υπόψη η τεκτονο-ιζηματογενής εξέλιξη του ανατολικότερου τμήματος που περιγράφεται στην παρούσα διατριβή. Τα αποτελέσματα της παρούσας έρευνας φιλοδοξούν να συνεισφέρουν στη βελτίωση των υπαρχόντων μοντέλων για την δημιουργία και εξέλιξη της Κορινθιακής τάφρου και την κατανόηση αντίστοιχων γεωλογικών περιβαλλόντων. Επίσης ευελπιστούν να δώσουν τα απαραίτητα εργαλεία στους σχεδιαστές μέτρων έκτακτης ανάγκης, προκειμένου να μπορέσουν να αξιολογήσουν την επικινδυνότητα και να καταρτίσουν σχέδια για τη μείωση του κινδύνου από τσουνάμι για τους κατοίκους στις παράκτιες περιοχές γύρω από τον Κορινθιακό κόλπο, οι οποίες στο μέλλον θα μπορούσαν να πληγούν από την εκδήλωση ενός τσουνάμι. 109

120 Διδακτορική διατριβή 110

121 Βιβλιογραφία ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ ABE, K. (1995). Estimate of tsunami run-up heights from earthquake magnitudes. In: Tsuchiya, Y., Shuto, N. (Eds.), Tsunami: Progress in Prediction, Disaster Prevention and Warning. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht, pp ABERCOMBIE, R.E. (1995). Earthquake source scaling relationships from -1 to 5 ML using seismograms recorded at 2.5-km depth. JGR, 100, B12, pp ACOCELLA, V., MORVILLO, P. & FUNICIELLO, R. (2005). What controls relay ramps and transfer faults within rift zones? Insights from analogue models. Journal of Structural Geology, 27, , doi: /j.jsg ALLEN, P. A., AND ALLEN, J. R. (2006). Basin Analysis Principles and Applications. Blackwell Publishing. AMBRASEYS, N.N. (1962). Data for the investigation of the seismic seawaves in the eastern Mediterranean. Bull. Seismol. Soc. Am., 52, AMBRASEYS, N.N. & JACKSON, J. (1990). Seismicity and associated strain of central Greece between1980 and Geophys. J. Int., 101, AMBRASEYS, N.N. & JACKSON, J. (1997). Seismicity and strain in the Gulf of Corinth (Greece) since Journal of Earthquake Engineering, 1, AMBRASEYS, N.N. & JACKSON, J. (1998). Faulting associated with historical and recent earthquakes in the Eastern Mediterranean region. Geophys. J. Int. 133, ANDERSON, R.S, DENSMORE, A.L. & ELLIS, M.A. (1999). The generation and degradation of marine terraces. Basin Research, 11, ANGELIER, J., LYBERIS, N., LE PICHON, X., BARRIER, E. & HUCHON, P. (1982). The tectonic development of the Hellenic Arc and the Sea of Crete: a synthesis. Tectonophysics, 86, ANTONOPOULOS, J. (1980). Data on investigation on seismic sea-wave events in the Eastern Mediterranean from birth of Christ to 1980 AD (6 parts), Annali di Geofisica, 33, ARMIJO, R., MEYER, B., KING, G.C.P., RIGO, A. & PAPANASTASSIOU, D. (1996). Quaternaryevolution of the Corinth Rift and its implications for the Late Cenozoic evolution of the Aegean. Geophys. J. Int., 126, ΑΣΗΜΑΚΟΠΟΥΛΟΣ, Μ. (2004). Ενεργά Ρήγματα στην Ανατολική Κορινθιακή Τάφρο. Διδακτορική διατριβή, Πανεπιστήμιο Πατρών, Πάτρα, σελ AVALLONE, A., BRIOLE, P., AGATZA-BALODIMOU, A.M., BILLIRIS, H., CHARADE, O., MITSAKAKI, C., NERCESSIAN, A., PAPAZISSI, K., PARADISSIS, D. & VEIS, G. (2004). Analysis of eleven years of deformation measured by GPS in the Corinth Rift Laboratory area. Comptes Rendus Geoscience, 336, BAKER, C., HATZFELD, D., LYON-CAEN, H., PAPADIMITRIOU, E. & RIGO, A. (1997). Earthquake mechanisms of Adriatic sea and western Greece. Geophys. J. Int., 131,

122 Διδακτορική διατριβή BECKERS, Α., HUBERT-FERRARI, Α., BECK, C., BODEUX, S., TRIPSANAS, E., SAKELLARIOU, D. & DE BATIST, M. (2015). Active faulting at the western tip of the Gulf of Corinth, Greece, from highresolution seismic data. Mar. Geol., 360, BELL, R.E., MCNEILL, L.C., BULL, J.M. & HENSTOCK, T.J. (2008). Evolution of the offshore western Gulf of Corinth. Geological Society of America Bulletin, 120, BELL, R.E., MCNEILL, L.C., BULL, J.M., HENSTOCK, T.J., COLLIER, R.E.L. & LEEDER, M.R. (2009). Fault architecture, basin structure and evolution of the Gulf of Corinth Rit, central Greece. Basin Research, 21, BELL, R. E., L. C. MCNEILL, T. J. HENSTOCK & BULL, J.M. (2011). Comparing extension on multiple time and depth scales in the Corinth Rift, Central Greece, Geophys. J. Int., 186(2), , doi: /j x x. BERNARD, P., BRIOLE, P., MEYER, B., LYON-CAEN, H., GOMEZ, J.M., TIBERI, C., BERGE, C.,CATTIN,R., HATZFELD, D., LACHET, C., LEBRUN, B., DESCHAMPS, A., COURBOULEX,F., LARROQUE, C., RIGO, A., MASSONET, D., PAPADIMITRIOU, P., KASSARAS, J.,DIAGOURTAS, D.,MAKROPOULOS, K., VEIS, G., PAPAZISI, E., MITSAKAKI, C., KARAKOSTAS, V.,PAPADIMITRIOU, E., PAPANASTASSIOU, D., CHOULIARAS, M. & STAVRAKAKIS, G. (1997). A low angle normal fault earthquake: the Ms=6.2, June 1995 Aigion earthquake (Greece). J.Seism., 1, BILLIRIS, H., PARADISSIS, D., VEIS, G., ENGLAND, P., FEATHERSTONE, W., PARSONS, B., CROSS, P.,RANDS, P., RAYSON, M., SELLERS, P., ASHKENAZI, V., DAVISON, M., JACKSON, J. & AMBRASEYS, N. (1991). Geodetic determination of tectonic deformation in central Greece from 1900 to Nature, 350, BORRERO, J., LEGG, M.R. & SYNOLAKIS, C.E. (2004). Tsunami sources in the southern California bight. Geophys. Res. Lett., 31, L13211, doi: /2004gl BOSWORTH, W. (1985). Geometry of propagating continental rifts. Nature, 316, BRIOLE, P., RIGO, A., LYON-CAEN, H., RUEGG, J. C., PAPAZISSI, C., MITSAKAKI C., BALODIMOU, A., VEIS, G., HATZFELD, D. & DESCHAMPS, A. (2000). Active deformation of the Corinth rift, Greece: results from repeated Global Positioning System surveys between 1990 and J. Geophys. Res., 105, 25, BROOKS, Μ. & FERENTINOS, G. (1980). Structure and evolution of the Sporadhes basin of the North Aegean trough, Northern Aegean Sea. Tectonophysics, 68, BROOKS, M. & FERENTINOS, G. (1984). Tectonics and sedimentation in the Gulf of Corinth and the Zakynthos and Kefallinia channels, western Greece. Tectonophysics, 101, BURBANK, D.W. & ADERSON, R.S. (2001). Tectonic geomorphology (eds), Cambridge, MA: Blackwell Science. BUSBY, J. & INGRESOLL, V. (1995). Tectonics of sedimentary basins (eds.). Cambridge, MA: Blackwell Science. CHAPPELL, J. (1974). Geology of coral terraces, Huon Peninsula, New Guinea: a study of Quaternary tectonic movements and sea-level changes. Geological Society of America Bulletin, 85,

123 Βιβλιογραφία CHARALAMBAKIS, M., STEFATOS, A., HASIOTIS, T. & FERENTINOS, G. (2005). Morphology, structure and evolution of the Xylocastro basin bounding fault margin, central Gulf of Corinth. International Symposium on the Geodynamics of Eastern Mediterranean: Active Tectonics of the Aegean Region, June 2005, Istanbul, Turkey. CHARALAMPAKIS, M., STEFATOS, A., HASIOTIS, T. & FERENTINOS, G. (2007a). Submarine mass movements on an active fault system in the central Gulf of Corinth. V. Lykousis, D. Sakellariou and J. Locat (eds.), Submarine Mass Movements and Their Consequences, 67 75, Springer. CHARALAMPAKIS, M., STEFATOS, A., MPOURDOPOULOS, K. & FERENTINOS, G. (2007b). Towards the mitigation of the tsunami risk by submarine mass failures in the Gulf of Corinth: the Xylocastro resort town case study. V. Lykousis, D. Sakellariou and J. Locat (eds.), Submarine Mass Movements and Their Consequences, , Springer. CHARALAMPAKIS, M., LYKOUSIS, V., SAKELLARIOU, D., PAPATHEODOROU, G. & FERENTINOS, G. (2014), The tectono-sedimentary evolution of the Lechaion Gulf, the south eastern branch of the Corinth graben, Greece. Mar. Geol., 351, 58 75, doi: /j.margeo CHATZIPETROS, A., KOKKALAS, S., PAVLIDES, S. & KOUKOUVELAS, J. (2005). Paleoseismic data and their implication for active deformation in Greece. J. Geodyn., 40 (2 3), CHICK, L.M., DE LANGE, W.P. & HEALY, T.R. (2001). Potential Tsunami hazard associated with the Kerepechi Fault, Firth of Thames, New Zealand. Nat. Hazards, 24, CLARKE, P.J., DAVIES, R.R., ENGLAND, P.C., PARSONS, B.E., BILLIRIS, H., PARADISSIS, D., VEIS, G., DENYS, P.H., CROSS, P.A., ASHKENAZI, V. & BINGLEY, R. (1997). Geodetic estimate of seismic hazard in the Gulf of Korinthos. Geophys. Res. Lett., 24, CLARKE, P.J., DAVIES, R.R., ENGLAND, P.C., PARSONS, B., BILLIRIS, H., PARADISSIS, D., VEIS, G., CROSS, P.A., DENYS, P.H., ASHKENAZI, V., BINGLEY, R., KAHLE, H.G., MULLER, M.V. & BRIOLE, P. (1998). Crustal strain in central Greece from repeated GPS measurements in the interval Geophys. J. Int., 135, CLÉMENT, C. (2004). Reflection refraction seismics in the Gulf of Corinth: hints at deep structure and control of the deep marine basin. Tectonophysics, 391, COLLETTA, B., LE QUELLEC, P., LETOUZEY, J. & MORETTI, I. (1988). Longitudinal evolution of the Suez rift structure (Egypt). Tectonophysics, 153, COLLIER, R.E.L. (1990). Eustatic and tectonic controls upon Quaternary coastal sedimentation in the Corinth Basin, Greece. Journal of the Geological Society London, 147, COLLIER, R.E.L. & DART, C.J. (1991). Neogene to quaternary rifting, sedimentation and uplift in the Corinth basin, Greece. Journal of the Geological Society London, 148, COLLIER, R.E.L., LYKOUSIS, V., CHRONIS, G. & PAVLAKIS, P. (1991). Temporal and Lateral Changes in Recent Extensional Subsidence and Uplift Rates:W. Saronic Gulf and Corinth Isthmus, Greece. VI, EGS, Terra Abstracts 3/1: 350. COLLIER, R.E., LEEDER, M.R., ROWE, P.J. & ATKINSON, T.C. (1992). Rates of tectonic uplift in the Corinth and Megara basins, central Greece. Tectonics, 11,

124 Διδακτορική διατριβή COLLIER, R.E. & GAWTHORPE, R.L. (1995). Neotectonics, drainage and sedimentation in central Greece: insights into coastal reservoir geometries in syn-rift sequences. In: Hydrocarbon Habitat in Rift Basins (Ed. by J.J. Lambiase). Geol. Soc. Spec. Publ., 80, COLLIER, R.E.L.I., PANTOSTI, D., D ADDEZIO, G., DE MARTINI, P.M.,MASANA, E. & SAKELLARIOU, D. (1998). Paleoseismicity of the 1981 Corinth earthquake fault: seismic distribution to extensional strain in central Greece and implications for seismic hazard. J. Geophys. Res, 103, COLLIER, R.E., LEEDER, M.R., TROUT, M., FERENTINOS, G., LYBERIS, E. & PAPATHEODOROU, G. (2000). High sediment yields and cool, wet winters during the last glacial lowstand, northern Mediterranean. Geology, 28, COOPER, F.J., ROBERTS, G.P & UNDERWOOD, C.J. (2007). A comparison of year uplift rates on the South Alkyonides Fault, central Greece: Holocene climate stability and the formation of coastal notches. Geophysical Research Letters, 34, L14310, doi: /2007gl DART, C.J., COLLIER, R.E.L., GAWTHORPE, R.L., KELLER, J.V.A. & NICHOLS, G. (1994). Sequence stratigraphy of (?) Pliocene Quaternary synrift, Gilbert-type fan deltas, northern Peloponnesos, Greece. Mar. Petrol. Geol., 11, DAVIES, R., ENGLAND, P., BILLIRIS, H., PARADISSIS, D. & VEIS, G. (1997). A comparison between the geodetic and seismic strain of Greece in the interval J. Geophys. Res., 102, DEMARTINI, P.M., PANTOSTI, D., PALYVOS, N., LEMEILLE, F., MCNEILL, L. & COLLIER, R. (2004). Slip rates of the Aigion and Eliki faults from upliftied marine terraces, Corinth Gulf, Greece. C.R. Geoscience, 336, DEPERET, C. (1913). Observations sur l'histoire geologique Pliocene et quaternaire du golfe et de l'isthme de Corinthe. C.R. Acad. Sci. Paris, 156, DEWEY, J. F. & SENGOR, A.M.C. (1979). Aegean and surrounding regions: Complex multi-plate and continuum tectonics in a convergent zone. Geological Society of America Bulletin, 90, DIA, A.N., COHEN, A.S., O NIONS, R.K. & JACKSON, J.A. (1997). Rates of uplift investigated through 230Th dating in the Gulf of Corinth (Greece). Chemical Geology, 138, DOUTSOS, T., KONTOPOULOS, N. & POULIMENOS, G. (1988). The Corinth-Patras rift as the initial stage of continental fragmentation behind an active island arc (Greece). Basin Research, 1, DOUTSOS, T. & PIPER, D.J.W. (1990). Listric faulting, sedimentation and morphological evolution of the Quaternary eastern Corinth rift, Greece: First stages of continental rifting. Geol. Soc. Am. Bull., 102, DOUTSOS, T. & POULIMENOS, G. (1992). Geometry and kinematics of active faults and their seismotectonic significance in the western Corinth-Patras rift (Greece). J. Struct. Geol., 14,

125 Βιβλιογραφία DOUTSOS, T. & KOKKALAS, S. (2001). Stress and deformation patterns in the Aegean region. J. Struct. Geol., 23, DUFAURE, J.J. & ZAMANIS, A. (1980). Styles ne otectonique et e tagements de niveaux marins sur un segment d arc insulaire, le Peloponnese. In: Proce de s d une Confe rence, Niveaux Marins et Tectonique Quaternaire dans l Aire Me diterrane ene. CNRS, Paris, EBINGER, C.J., ROSENDAHL B.R. & REYNOLDS, D.J. (1987). Tectonic model of the Malawi rift, Africa. Tectonophysics, 141, FERENTINOS, G., PAPATHEODOROU, G. & COLLINS, M.B. (1988). Sediment transport processes on an active submarine fault escarpment: Gulf of Corinth, Greece. Mar. Geol., 83, FORD, M., WILLIAMS, E.A., MALARTRE, F. & POPESCU, S.M. (2007). Stratigraphic architecture, sedimentology and structure of the Vouraikos Gilbert-type delta, Gulf of Corinth, Greece. In: Paola, C., Nichols, G.J., Williams, E.A. (Eds.), Special Publication of the International Association of Sedimentologists. Blackwell Publishing, Malden, MA, pp FORD, Μ., ROHAIS, S., WILLIAMS,E.A., BOURLANGE, S., JOUSSELIN, D., BACKERT, N. & MALARTRE, F. (2013). Tectono-sedimentary evolution of the western Corinth rift (Central Greece). Basin Research, 25, GALANOPOULOS, A.G. (1960). Tsunamis observed on the coasts of Greece from antiquity to present time. Ann. Geofis., 13, GALANOPOULOS, A., DELIMBASIS, N. D. & COMNINAKIS, P. E. (1964). Geological chronicles of Greece, 16, (in Greek). GEIST, E.L. & DMOWSKA, R. (1999). Local tsunamis and distributed slip at the source. Pure Appl. Geophys., 154, GOLDFINGER, G., KULM, D., MCNEIL, L. & WATTS, P. (2000). Super-scale failure of the Southern Oregon Cascadia Margin. Pure Appl. Geophys., 157, GOLDSWORTHY, M. & JACKSON, J. (2001). Migration of activity within normal fault systems: examples from the Quaternary of mainland Greece. Journal of Structural Geology, 23, GOLDSWORTHY, M., JACKSON, J. & HAINES, J. (2002). The continuity of active fault systems in Greece, Geophys. J. Int., 148(3), , doi: /j x x. GRILLI, S. & WATTS, P. (1999). Modelling of waves generated by a moving submerged body: applications to underwater landslides. Eng. Anal. Bound. Elem., 23, HAMILTON, E.L. (1979). Soundvelocity gradients in marine sediments. J. Acoust. Soc. Am., 65, HAMILTON, E.L. (1980). Geoacoustic modeling of the sea floor. J. Acoust. Soc. Am., 68, HAMILTON, W. (1987). Continental Extensional Tectonics. Geologcial Society, London,UK. HASIOTIS, T., PAPATHEODOROU, G., BOUCKOVALAS, G., CORBAU, C. & FERENTINOS, G. (2002). Earthquakeinduced coastal sediment instabilities in the western Gulf of Corinth, Greece. Mar. Geol., 186,

126 Διδακτορική διατριβή HATZFELD, D., PEDOTTI, G., HATZIDIMITRIOU, P. & MAKROPOULOS, K. (1990). The strain pattern in the western Hellenic arc deduced from a microearthquake survey. Geophys. J. Int., 101, HATZFELD, D., KEMENTZETZIDOU, D., KARAKOSTAS, V., ZIAZIA, M., NOTHARD, S., DESCHAMPS, A. KARAKAISIS, G., PAPADIMITRIOU, P., SCORDILIS, M., SMITH, R., VOULGARIS, N., KIRATZI, S., MAKROPOULOS, K., BOUIN, M.P. & BERNARD, P. (1996). The Galaxidi earthquake of November 18, 1992: A possible asperity within the normal fault system of the Gulf of Corinth (Greece). Bull. Seismol. Soc. Am., 86, HATZFELD, D., MARTINOD, J., BASTET, G. & GAUTIER, P. (1997). An analog experiment for the Aegean to describe the contribution of gravitational potential energy. J. Geophys. Res., 102, HATZFELD, D., KARAKOSTAS, V., ZIAZIA, M., KASSARAS, I., PAPADIMITRIOU, E., MAKROPOULOS, K., VOULGARIS, N. & PAPAIOANNOU, C. (2000). Microseismicity and faulting geometry in the Gulf of Corinth (Greece). Geophys. J. Int., 141, HÉBERT, H., SCHINDELÉ, F., ALTINOK, Y., ALPAR, B. & GAZIOGLU, C. (2005). Tsunami hazard in the Marmara Sea (Turkey): a numerical approach to discuss active faulting and impact on the Istanbul coastal areas. Mar. Geol., 215, HECK, N. (1947). List of seismic sea-waves. Bull. Seismol. Soc. Am. 37, 270. HEEZEN, B.C., EWING, M. & JOHNSON, L. (1966). The Gulf of Corinth floor. Deep-Sea Res., 13, HEMELSDAEL, R & FORD, M. (2016). Relay zone evolution: a history of repeated fault propagation and linkage, central Corinth rift, Greece. Basin Res., 28, HIGGS, B. (1988). Syn-sedimentary structural controls on basin deformation in the Gulf of Corinth, Greece. Basin Res., 1, HOPKINS, M.C. & DAWERS, N.H. (2017). The role of fault length, overlap and spacing in controlling extensional relay ramps fluvial system. Basin Res., HORVATH, F. & BERCKHEMER H. (1982). Mediterranean back-arc basins, In: Berckhmemer, H.and Hsu, K. J., Alpine-Mediterranean geodynamics: Geodynamcis Research, v.7, pp HUBERT, A., KING, G.C.P., ARMIJO, R., MEYER, B. & PAPANASTASSIOU, D. (1996). Fault reactivation, stress interaction and rupture propagation in the 1981 Corinth earthquake sequence, Earth Planet. Sci. Lett., 142, , doi: / x(96) HUNGR, O. (1988). Dynamics of rock avalanches and types of slope movements. Ph.D. thesis, University of Alberta, Edmonton, AB. IMAMURA, F. (1995). Review of tsunami simulation with a finite difference method, long wave runup models, World Scientific, JACKSON, J.A., GAGNEPAIN, J., HOUSEMAN, G., KING, G.C.P., PAPADIMITRIOU, P., SOUFLERIS, C. & VIRIEUX, J. (1982a). Seismicity, normal faulting and the geomorphological development of the Gulf of Corinth (Greece): the Corinth earthquakes of February and March Earth Planet Sci. Lett., 57,

127 Βιβλιογραφία JACKSON, J.A., KING, G.C.P. & VITA-FINZI, C. (1982b). The neotectonics of the Aegean: an alternative view. Earth Planet Sci. Lett., 61, JACKSON, J.A. (1987). Active normal faulting and crustal extension. In: Continental Extensional Tectonics (Ed. by M.P., Coward, J.F., Dewey, P.L., Hancock), Spec. Publ. Geol. Soc. of London, 28, JACKSON, J.A. & MCKENZIE, D.P. (1988). The relationship between plate motions and seismic tensors and the rate of active deformation in the Mediterranean and Middle East. Geophys. J., 93, JACKSON, J.A. (1994). Active tectonics of the Aegean region. Annual Rev. Earth & Planet. Sci. Lett., 22, JOLIVET, L. (2001). A comparison of geodetic and finite strain patterns in the Aegean, geodynamic implications. Earth Planet. Sci. Lett., 187, 20,161-20,178. KAHLE, H.G., COCARD, M., PETER, Y., GEIGER, A., REILINGER, R., BARKA, A., & VEIS, G. (2000). GPsderivedstrain rate field within the boundary zones of the Eurasian, African and Arabian plates. J. Geophys. Res., 105, 23,353-23,370. KARAKOSTAS, B. G., PAPADIMITRIOU, E. E., HATZFELD, D., MAKARIS, D. I., MAKROPOULOS, K. C., DIAGOURTAS, D., PAPAIOANNOU, C., STAVRAKAKIS, G.N., DRAKOPOULOS J.C. & PAPAZACHOS, B.C. (1994). The aftershock sequence and focal properties of the July 14, 1993 (Ms = 5.4) Patras earthquake. Bulletin of the Geological Society of Greece, XXX/5, KAWAHARA, M., TAKEUCHI, N. & YOSHIDA, T. (1978). Two step explicit finite element method for tsunami wave propagation analysis. Int. J. Numer. Methods Eng., 12, KELLETAT, D., KOWALCZYK, G., SCHRODER, B. & WINTER, K.P. (1976). A synoptic view of the neotectonic development of the Peloponnesian coastal regions. Z. Dtsch. Geol. Ges., 127, KERAUDREN, B. & SOREL, D. (1987). The terraces of Corinth (Greece) a detailed record of eustatic sea-level variations during the last years. Mar. Geol., 77, KERSHAW, S. & GUO, L. (2001). Marine Notches in coastal Cliffs: indicators of relative sea-level change, Perachora Peninsula, Central Greece. Mar. Biol., 179, KORTEKAAS, S., PAPADOPOULOS, G.A., GANAS, A., CUNDY, A.B. & DIAKANTONI, A. (2011). Geological identification of historical tsunamis in the Gulf of Corinth, Central Greece. Nat. Hazards Earth Syst. Sci., 11, , doi: /nhess KOSHIMURA, S. & MOFJELD, H. (2001). Inundation modeling of local tsunamis in Puget Sound, Washington, due to potential earthquakes. International Tsunami Symposium Proceedings, 8 9 August, Seattle, pp KOUKOUVELAS, I.K. (1998). The Egion fault, earthquake-related and long-term deformation, Gulf of Corinth, Greece. J. Geodynamics, 26, LEEDER, M.R., COLLIER, R.E., ABDUL AZIZ, L.H., TROUT, M., FERENTINOS, G., PAPATHEODOROU, G. & LYBERIS, E. (2002). Tectono-sedimentary processes along an active marine/lacustrine margin: Alkyonides Gulf, E. Gulf of Corinth, Greece. Basin Res., 14,

128 Διδακτορική διατριβή LEEDER, M.R., MCNEILL, L.C., COLLIER, R.E., PORTMAN, C., ROWE, P.J., ANDREWS, J.E. & GAWTHORPE R.L. (2003). Corinth rift margin uplift: New evidence from Late Quaternary marine shorelines. Geophys. Res. Lett., 30, LEEDER, M.R., PORTMAN, C., ANDREWS, J.E., COLLIER, R., FINCH, E., GAWTHORPE, R.L., MCNEILL, L.C., PEREZ- ARLUCEA, M. & ROWE, P. (2005). Normal faulting and crustal deformation, Alkyonides Gulf and Perachora peninsula, eastern Gulf of Corinth rift basin, Greece. Journal of the Geological Society London, 162, LEEDER, M.R., MACK, G.H., BRASIER, A.T., PARISH, R.R., MCINTOSH, W.C., ANDREWS, J.E. & DURMEIJER, C.E. (2008). Late-Pliocene timing of Corinth (Greece) rift-margin fault migration. Earth and Planetary Science Letters, 274, LEEDER, M.R. & MACK, G.H. (2009). Basin-Fill Incision, Rio Grande and Gulf of Corinth Rifts: Convergent Response to Climatic and Tectonic Drivers. In Sedimentary Processes, Environments and Basins, pp LEEDER, M.R., MARK, D.F., GAWTHORPE, R.L., KRANIS, H., LOVELESS, S., PEDENTCHOUK, N., SKOURTSOS, E., TURNER, J., ANDREWS, J.E. & STAMATAKIS, M. (2012). A ''Great Deepening'': Chronology of rift climax, Corinth rift, Greece. Geology, 40, LE-PICHON, X. & ANGELIER, J. (1979). The Hellenic arc and trench system a key to the neotectonic evolution of the eastern Mediterranean area. Tectonophysics, 60, LE-PICHON, X. & ANGELIER, J. (1981). The Aegean Sea. Phil. Trans. Roy. Soc. London, ser A300, LE-PICHON, X., CHAMOT-ROOKE, N., LALLEMANT, S., NOOMEN, R. & VEIS, G. (1995). Geodetic determination of the kinematics of central Greece with respect to Europe: Implications for eastern Mediterranean tectonics. J. Geophys. Res., 100, 12,675-12,690. LEVIN, B.W. & NOSOV, A.M. (2009). Physics of tsunamis, (eds) Springer, 327p. LOCAT, J., LEE, H., LOCAT, P. & IMRAN, J. (2004). Numerical analysis of the mobility of the Palos Verdes debris avalanche, California and its implication for the generation o tsunamis, Mar. Geol., 203, LYKOUSIS, V., SAKELLARIOU, D., MORETTI, I. & KABERI, H. (2007). Late Quaternary basin evolution of the Gulf of Corinth: Sequence stratigraphy, sedimentation, fault slip and subsidence rates. Tectonophysics, 440, 29-51, doi: / j.tecto ΛΥΜΠΈΡΗΣ, Ε., ΠΑΠΑΘΕΟΔΏΡΟΥ, Γ., ΧΑΣΙΏΤΗΣ, Θ. & ΦΕΡΕΝΤΊΝΟΣ, Γ. (1998). Υποθαλάσσια ρήγματα στην ενεργή τεκτονική τάφρο του Κορινθιακού Κόλπου. Τέσσερα τυπικά παραδείγματα σύγχρονου τεκτονικού ελέγχου της μορφολογίας και των διεργασιών ιζηματογένεσης κάτω από τη στάθμη της θάλασσας. Πρακτ.8ου Διεθν. Συνεδρίου Ελληνικής Γεωλογικής Eταιρίας, ΧΧΧΙΙ/2, MAKRIS, J. (1976). A dynamic model of the Hellenic arc deduced from geophysical data. Tectonophysics, 36,

129 Βιβλιογραφία MALARTRE, F., FORD, M. & WILLIAMS, E.A. (2004). Preliminary biostratigraphy and 3d geometry of the Vouraikos Gilber-type fan delta, Gulf of Corinth, Greece. Comptes Rendus Geoscience, 336, MARRETT, R. & ALLMENDINGER, R.W. (1992). Amount of extension on small" faults: an example from the Viking graben. Geology, 20, MARIOLAKOS, I. & STIROS, S.C. (1987). Quaternary deformation of the Isthmus and Gulf of Corinthos (Greece). Geology, 15, , doi: / MARTINSON, D.G., PISIAS, N.G., HAYS, J.D., IMBRIE, J., MOORE JR., T.C. & SHACKLETON, N.J. (1987). Age dating and the orbital theory of the ice ages: development of a high-resolution 0 to 300,000-yr chronostratigraphy. Quaternary Research, 27, l 29. MATS, V.D. (1993). The structure and development of the Baikal rift depression. Earth- Science Reviews, 34, MCADOO, B.G. & WATTS, P. (2004). Tsunami hazard from submarine landslides on the Oregon continental slope. Mar. Geol., 203, MCCLUSKY, S., BALASSANIAN, S., BARKA, A., DEMIR, C., ERGINTAV, S., GEORGIEV, I., GURKAN O., HAMBURGER, M., HURST, K., KAHLE, H., KASTENS, K., KEKELIDZE, G., KING, R., KOTZEV, V., LENK, O., MAHMOUD, S., MISHIN, A., NADARIYA, M., OUZOUNIS, A., PARADISSIS., D., PETER, Y., PRILEPIN, M., REILINGER, R., SANLI., I., SEEGER, H., TEALEB, A., TOKSOZ, M.N. & VEIS, G. (2000). Global Positioning System constraints on plate kinematics and dynamics in the eastern Mediterranean and Caucasus. J. Geophys. Res., 105, 5,695-5,719. MCKENZIE, D.P. (1972). Active tectonics of the Mediterranean region. Geophys. J. R. Astr. Soc,. 30, MCKENZIE, D. (1978). Active tectonics of the Alpine-Himalayan belt: the Aegean Sea and surrounding regions. Geophys. Journal of the Royal Astronomical Society, 55, MCMURTY, G.M.,WATTS, P., FRYER, G.J., SMITH, J.R. & IMAMURA, F. (2004). Giant landslides, megatsunamis, and paleo-sea level in the Hawaiian Islands. Mar. Geol., 203, MCNEILL, L. & COLLIER, R. E. (2004). Uplift and slip rates of the eastern Eliki fault segment, Gulf of Corinth, Greece, inferred from Holocene and Pleistocene terraces. J. Geol. Soc. London, 161, MCNEILL, L.C., COTTERILL, C.J., HENSTOCK, T.J., BULL, J.M., STEFATOS, A., COLLIER, R.E.LL., PAPATHEODEROU, G., FERENTINOS, G. & HICKS, S.E. (2005). Active faulting within the offshore western Gulf of Corinth, Greece: Implications for models of continental rift deformation. Geology, 33, MEIJER, P. T. & WORTEL, M.J.R. (1997). Present-day dynamics of the Aegean region: A model analysis of the horizontal pattern of stress and deformation. Tectonics, 16, MELIS, N.S., BROOKS, M. & PEARCE, R.G. (1989). A Microearthquake Study in the Gulf of Patras Region, Western Greece, and its Seismotectonic Interpretation. Geophys. J. R. Astr. Soc., 98,

130 Διδακτορική διατριβή MERCIER, J.L., CAREY, E., PHILIP, H. & SOREL, D. (1977). La neotectonique plio-quaternaire de l arc egeen externe et de la mer Egee et ses relations avec la sismicite. Bull. Soc. Geol. Fr., 18, MITCHUM, R.M., VAIL, P.R. & SANGREE, J.B. (1977). Part Six: Stratigraphic interpretation of seismic reflection patterns in depositional sequences. In: Seismic Stratigraphy Applications to Hydrocarbon Exploration (Ed. by C. Payton). AAPG Memoir, 26, MITCHUM, R.M., VAIL, P.R. & THOMPSON, S. (1977). Part two: The depositional sequence as a basic unit for stratigraphic analysis. In: Seismic Stratigraphy Applications to Hydrocarbon Exploration (Ed. by C. Payton). AAPG Memoir, 26, MORETTI, I., SAKELLARIOU, D., LYKOUSIS, V. & MICARELLI, L. (2003). The Gulf of Corinth: an active half graben? Journal of Geodynamics, 36, MORETTI, I., LYKOUSIS, V., SAKELLARIOU, D., REYNAUD, J-Y., BENZIANE, B. & PRINZHOFFER, A. (2004). Sedimentation and subsidence rate in the Gulf of Corinth: what we learn from the Marion Dufrense s long-piston coring. C.R. Geoscience, 336, MOREWOOD, N. C. & ROBERTS G. P. (1997). Geometry, kinematics and rates of deformation in a normal fault segment boundary, central Greece. Geophys. Res. Lett., 24, MOREWOOD, N. C. & ROBERTS G. P. (1999). Lateral propagation of the surface trace of the South Alkyonides normal fault segment, central Greece: its impact on models of fault growth and displacement-length relationships. J. Struc. Geol., 21, MOREWOOD, N.C. & ROBERTS G. P. (2001). Comparison of surface slip and focal mechanism data along normal faults: an example from the eastern Gulf of Corinth. Journal of Structural Geology, 23, MOUYARIS, N., PAPASTAMATIOU, D. & VITA-FINZI, C. (1992). The Helice Fault? Terra Nova, 4, NICOL, A., WALSH, J.J., MANZOCCHI, T. & MOREWOODM, N. (2005). Displacement rates and average earthquake recurrence intervals on normal faults. Journal of Structural Geology, 27, NIXON, C.W., MCNEILL, L., BULL, J., BELL, R., GAWTHORPE, R., HENSTOCK, T., CHRISTODOULOU, D., FORD, M., TAYLOR, B., SAKELLARIOU, D., FERENTINOS, G., PAPATHEODOROU, G., LEEDER, M., COLLIER, R., GOODLIFFE, A., SACHPAZI, M. & KRANIS, H. (2016). Rapid spatiotemporal variations in rift structure during development of the Corinth Rift, central Greece. Tectonics, 35, , doi: /2015tc NYST, M. & THATCHER, W. (2004). New constraints on the active tectonic deformation of the Aegean. Journal of Geophysical Research, JB OKADA, Y. (1985). Surface deformation due to shear and tensile faults in a half-space. Bull. Seismol. Soc. Am., 75, OMAR, G.I. & STECKLER, M.S. (1995). Fission-track evidence on the initial rifting of the Red Sea: two pulses, no propagation. Science, 270, ORI, G.G. (1989). Geological history of the extensional basin of the Gulf of Corinth (?Miocene Pleistocene), Greece. Geology, 17,

131 Βιβλιογραφία PANTOSTI, D., COLLIER, R., D ADDEZIO, G., MASANA, E. & SAKELLARIOU, D. (1996). Direct geological evidence for prior earthquakes on the 1981 Corinth fault (central Greece), Geophys. Res. Lett., 23, , doi: /96gl PAPADOPOULOS, G.A. & CHALKIS, B. (1984). Tsunamis observed in Greece and the surrounding area from antiquity up to the present times. Mar. Geol., 56, PAPADOPOULOS, G.A. (1993). On some exceptional seismic (?) seawaves in the Greek Archipelago. Science of Tsunami Hazard, 11, PAPADOPOULOS, G.A. (2000). Historical earthquakes and tsunamis in the Corinth rift, central Greece, publ. No. 12, National Observatory of Athens, Institute of Geodynamics. PAPADOPOULOS, G.A. (2003). Tsunami hazard in the eastern Mediterranean: strong earthquakes and tsunamis in the Corinth Gulf Central Greece. Nat. Hazards, 29, PAPADOPOULOS, G.A. & KIJKO, A (1991). Maximum likelihood estimation of earthquake hazard parameters in the Aegean area from mixed data. Tectonophysics, 185, PAPADOPOULOS, G.A & FOKAEFS, A. (2005). Strong tsunamis in the Mediterranean sea: a reevaluation. ISET Journal of Earthquake Technology, Paper No. 463, Vol. 42, No. 4, December 2005, pp PAPAGEORGIOU, S., ARNOLD M., LABOREL, J. & STIROS, S. (1993). Seismic uplift of the harbour of ancient Aigeira, Central Greece. Int. J. Nautical Archaeol., 22, ΠΑΠΑΝΙΚΟΛΑΟΥ, Δ., ΧΡΟΝΗΣ, Γ., ΛΥΚΟΥΣΗΣ, Δ., ΣΑΚΕΛΛΑΡΙΟΥ, Δ. & ΠΑΠΟΥΛΙΑ, Ι. (1997). Νεοτεκτονική δομή του Δ. Κορινθιακού κόλπου και γεωδυναμικά φαινόμενα του σεισμού του Αιγίου. Πρακτικά 5ου Πανελλήνιου Συμποσίου Ωκεανογραφίας & Αλιείας, 1997, Τόμος I, PAPANIKOLAOU, D.J. & ROYDEN, L.H. (2007). Disruption of the Hellenic arc: late Miocene extensional detachment faults and steep Pliocene-Quaternary normal faults Or what happened at Corinth?, Tectonics, 26, TC5003, doi: /2006tc PAPATHEODOROU, G. & FERENTINOS, G. (1993). Sedimentation processes and basin-filling depositional architecture in an active asymmetric graben: Strava graben, Gulf of Corinth, Greece. Basin Res., 5, PAPATHEODOROU, G. & FERENTINOS, G. (1997). Submarine and coastal sediment failure triggered by the 1995, Ms=6.1 R Aegion earthquake, Gulf of Corinth, Greece. Mar. Geol., 137, PAPATHEODOROU, G., STEFATOS, A., CHRISTODOULOU, D. & FERENTINOS, G. (2003). Small scale present day turbidity currents in a tectonically active submarine graben, the Gulf of Corinth (Greece): Their significance in dispersing mine tailings and their relevance to basin filling. In: Submarine Mass Movements and their Consequences (Ed. by J. Locat & J. Mienert), Kluwer Academic Publishers., PAPAZACHOS, B.C. & COMNINAKIS, P.E. (1971). Geophysical and tectonic features of the Aegean arc. J. Geophys. Res.. 76, PAPAZACHOS, B.C. (1976). Seismic activity along the Saronikos Corinth/Patras Gulf. Mon. Bull. Seismol. Inst. Nat. Obs., pp , Athens. 121

132 Διδακτορική διατριβή PAPAZACHOS, B., KOUTITAS, CH., HATZIDIMITRIOU, P., KARAKOSTAS, B. & PAPAIOANNOU, C. (1986) Tsunami hazard in Greece and the surrounding area. Annales Geophysicae, 4, ΠΑΠΑΖΑΧΟΣ, B. & ΠΑΠΑΖΑΧΟΥ, Κ (1989). Οι σεισμόι της Ελλάδας. Εκδ. Ζήτη, Θεσσαλονίκη. PAPAZACHOS, B. & PAPAZACHOU, C. (1997). Earthquakes in Greece, Ekdoseis Ziti, Thessaloniki. PAVLIDES, S. & CAPUTO, R. (2004). Magnitude versus fault's surface parameters: quantitative relationships from the Aegean Region. Tectonophysics, 380, PAVLIDIS, S.B., KOUKOUVELAS, I.K., KOKKALAS, S., STAMATOPOULOS L., KERAMYDAS, D. & TSODOULOS, I. (2004). Late Holocene evolution of the east Eliki fault, Gulf of Corinth (central Greece). Quaternary Inter., , PEACOCK, D.C.P. (2002). Propagation, interaction and linkage in normal fault systems. Earth Sci. Rev., 58, PEACOCK, D.C.P. & PURFITT, E.A. (2002). Active relay ramps and normal fault propagation on Kilauea volcano, Hawai. J. Struct. Geol., 24, PEACOCK, D.C.P., NIXON, C.W., ROTEVATN, A., SANDERSON, D.J. & ZULUAGA, L.F. (2016). Glossary of fault and other fracture networks. J. Struct. Geol., 92, PELINOVSKY, E.N. (1989). Tsunami climbing a beach and tsunami zonation. J. Tsunami Soc., 7(2), PELINOFSKY, E.N., GOLINKO, V.I. & MAZOVA, R.K. (1989). Tsunami wave runup on a beach; Exact analytical results, preprint No Inst. Appl. Phys., U.S.S.R. Academy of Sciences, Gorky (in English). PELINOVSKY, E. & MAZOVA, R. (1992). Exact analytical solutions of nonlinear problems of tsunami wave run-up on slopes with different profiles. Natural Hazards, 6, PERISSORATIS, C., MITROPOULOS, D. & ANGELOPOULOS, J. (1984). The role of earthquakes in inducing sediments mass movements in the eastern Corinthiakos Gulf: An example from the February 24-March 4, 1981 activity. Mar. Geol., 55, PERISSORATIS, C., MITROPOULOS, D. & ANGELOPOULOS L. (1986). Marine geological research at the eastern Corinthiakos gulf, in: Geological and geophysical research, Special issue, pp , IGME, Athens. PERISSORATIS, C., PIPER, D.J.W. & LYKOUSIS, V. (2000). Alternating marine and lacustrine sedimentation during late Quaternary in the Gulf of Corinth rift basin, central Greece. Mar. Geol., 167, PIPER, D.J.W. & PANAGOS, A.G. (1979). Surficial sediments of the Gulf of Patras. Thalassographica, 3, PIRAZZOLI, P. A., STIROS, S. C., ARNOLD, M., LABOREL, J., LABOREL-DERGUEN, F. & PAPAGEORGIOU, S. (1994). Episodic uplift deduced from Holocene shorelines in the Perachora Peninsula, Corinth area, Greece. Tectonophysics, 229, PIRAZZOLI, P.A., STIROS S.C., FONTUGNE, M. & ARNOLD, M. (2004). Holocene and Quaternary uplift in the central part of the southern coast of the Corinth Gulf (Greece). Marine Geology, 212,

133 Βιβλιογραφία PLACE, J., GERAUD, Y., DIRAISON, M. & WARR, L. (2007). North-south transfer zones and paleomorhological reconstruction of the Xylocastro area (Corinth Gulf, Greece), Tectonophyiscs, 440, PORTER, S.C. (1989). Some geological implications of average Quaternary glacial conditions. Quaternary Research, 32, POULIMENOS, ALBERS, G. & DOUTSOS, T. (1989). Neotectonic evolution of the central section of the Corinth graben. Z. dt. Geol. Ges., 140, POULIMENOS G., ZELILIDIS, A., KONTOPOULOS, N. & DOUTSOS T. (1993). Geometry of trapezoidal fan deltas and their relationship to extensional faulting along the south-western active margins of the Corinth rift, Greece. Basin Res., 5, POULOS, S., COLLINS, M., PATTIARATCHI, C., CRAMP, A., GULL, W., TSIMPLIS, M. & PAPATHEODOROU, G., (1996). Oceanography and sedimentation in the semi-enclosed, deep-water Gulf of Corinth (Greece). Marine Geology, 134, PRIOR, D. & COLEMAN, J. (1979). Submarine landslides: Geometry and nomenclature. Z. Geomorph. N. F., 23, Regional Data for Disaster Prevention, Regional Evacuation. Edition: 1987, Institute for Fire Safety & Disaster Preparedness, pp (in Japanese). REILINGER R., MCCLUSKY, S.C., ORAL M.B., KING, R.W., TOKSOZ, M.N., BARKA, A.A., KINIK, I., LENK, O. & SANLI, I. (1997). Global Positioning System measurements of present-day crustal movements in the Arabian-Africa-Eurasia plate collision zone. J. Geophys. Res., 102, REILINGER, R., MCCLUSKY, S., VERNANT, P., LAWRENCE, S., ERGINTAV, S., CAKMAK, R., OZENER, H., KADIROV, F., GULIEV, I., STEPANYAN, R., NADARIYA, M., HAHUBIA, G., MAHMOUD, S., SAKR, K., ARRAJEHI, A., PARADISSIS, D., AL-AYDRUS, A., PRILEPIN, M., GUSEVA, T., EVREN, E., DMITROTSA, A., FILIKOV, S.V., GOMEZ, F., AL-GHAZZI, R. & KARAM, G. (2006). GPS constraints on continental deformation in the Africa Arabia Eurasia continental collision zone and implications for the dynamics of plate interactions. J. Geophys. Res., 111 (B5), B doi: /2005jb RICHTER, D.K., HERFORTH, A. & OTT, E. (1979). Pleistozane, brackische Blaugrunalgenriffe mit Rivularia haematites auf der perachorahalbinsel bei Korinth (Griechenland). Neues Jahrb. Geol. Palaeontol. Abh., 159, RIETBROCK, A., TIBERI, C., SCHERBAUM, F. & LYON-CAEN, H. (1996). Seismic slip on a low angle normal fault in the Gulf of Corinth: Evidence from high-resolution cluster analysis of microearthquakes. Geophys. Res. Lett., 23, RIGO, A., LYON-CAEN, H., ARMIJO, R., DESCHAMPS, A., HATZFELD, D., MAKROPOULOS, K., PAPADIMITRIOU, P. & KASSARAS, I. (1996). A micro-seismic study in the western part of the Gulf of Corinth (Greece): implications for large-scale normal faulting mechanisms, Geophys. J. Int., 126,

134 Διδακτορική διατριβή ROBERTS, S. & JACKSON, J. (1991). Active normal faulting in central Greece: an overview. In: The Geometry of Normal Faults (Ed. by A.M., Roberts, G., Yielding, B., Freeman), Spec. Publ. Geol. Soc. of London, 56, ROBERTS, G.P. & STEWART, I.S. (1994). Uplift, deformation and fluid involvement within an active normal fault zone in the Gulf of Corinth, Greece. J. Geol. Soc., 151, , doi: /gsjgs ROBERTS, G. P. (1996a). Variation in fault-slip directions along active normal faults. J. Struct. Geol., 18, ROBERTS, G. P. (1996b). Noncharacteristic normal faulting surface ruptures from the Gulf of Corinth, Greece. J. Geophys. Res., 101, 25,255 5,267, doi: /96jb ROBERTS, G.P. & KOUKOUVELAS, I. (1996). Structural and seismological segmentation of the Gulf of Corinth fault system: implications for models of fault growth. Annali di Geofisica, XXXIX, ROBERTS, G.P., HOUGHTON, S.L., UNDERWOOD, C., PAPANIKOLAOU, I., COWIE, P.A., VAN CALSTEREN, P., WIGLEY, T., COOPER, F.J. & MCARTHUR, J.M. (2009). Localization of Quaternary slip rates in an active rift in 105 years: an example from central Greece constrained by 234U 230Th coral dates from uplifted paleoshorelines. Journal of Geophysical Research, /2008JB ROHAIS, S., ESCHARD, R., FORD, M., GUILLOCHEAU, F. & MORETTI, I. (2007). Stratigraphic architecture of the Plio-Pleistocene infill of the Corinth Rift: implications for its structural evolution. Tectonophysics, 440, ROHAIS, S., ESCHARD, R. & GUILLOCHEAU, F. (2008). Depositional model and stratigraphic architecture of rift climax Gilbert-type fan deltas (Gulf of Corinth, Greece). Sedimentary Geology, 210, ROSENDAHL, B. R., REYNOLDS, D. J., LORBER, C.F., BURGESS, C. F., MCGILL, J., SCOTT, D., LAMBIASE, J. J. & DERKSEN, S. J. (1986). Structural expressions of rifting: lessons from the Lake Tanganyika, Africa. In: Sedimentation in the African rifts (Ed. by L. E. Frostick, R. W. Renaut, I. Reid, and J. J. Tiercelin), Spec. Publ. Geol. Soc. London, 25, ROSENDAHL, B. R. (1987). Architecture of continental rifts with special reference to east Africa. Annual Review of Earth & Planetary Sciences, 15, SACHPAZI, M., CLEMENT, C., LAIGLE, M., HIRN, A., & ROUSOS, N. (2003). Rift structure, evolution and in the Gulf of Corinth, from reflection seismic images. Earth Planet. Sci. Lett., 216, SACHPAZI, M., GALVÉ, Α., LAIGLE, Μ., HIRN, Α., SOKOS, Ε., SERPETSIDAKI, Α., MARTHELOT, J.M., PI ALPERIN, J.M., ZELT, B. & TAYLOR, B. (2007). Moho topography under central Greece and its compensation by Pn time-terms for accurate location of hypocenters: the example of the Gulf of Corinth 1995 Aigion earthquake, Tectonophyiscs, 440, SACHPAZI, M., LAIGLE, M., CHARALAMPAKIS, M., DIAZ, J., KISSLING, E., GESRET, A., BECEL, A., FLUEH, E., MILES, P. & HIRN, A. (2016). Segmented Hellenic slab rollback driving Aegean deformation and seismicity. Geophys. Res. Lett., 43, , doi: /2015gl

135 Βιβλιογραφία SACHPAZI, M., HIRN, A., PAPANIKOLAOU, D., CHARALAMPAKIS, M., LAIGLE, M. & GESRET, A. (submitted). Evidence for a slab-top sliver between the Aegean crust and the subducting slab of the remnant of Tethys. Geophys. Res. Lett. SAKELLARIOU, D., LYKOUSIS, V. & PAPANIKOLAOU, D. (1998). Neotectonic structure and evolution of the Gulf of Alkyonides, Central Greece. Bulletin of the Geological Society of Greece, 32, SAKELLARIOU, D., FOUNTOULIS, I. & LYKOUSIS, V. (2004). Lechaion Gulf: the last descendant of the Proto-Gulf-of-Corinth basin. In: Chatzipetros, A., Pavlides, S. (Eds.), Proceedings of the 5th International Symposium on Eastern Mediterranean Geology, pp (Thessaloniki, Greece). SAKELLARIOU, D., LYKOUSIS, V., ALEXANDRI, S., KABERI, H., ROUSAKIS, G., NOMIKOU, P., GEORGIOU, P. & BALLAS, D. (2007). Faulting, seismicstratigraphic architecture and Late Quaternary evolution of the Gulf of Alkyonides basin East Gulf of Corinth, Central Greece. Basin Research, 19, SCHOLZ, C.A. & FINNEY, B.P. (1994). Late Quaternary sequence stratigraphy of Lake Malawi (Nyasa), Africa. Geol. Soc. Spec. Publ., 41, SCHOLZ, C.A. (1995a). Deltas of the Lake Malawi Rift, East Africa: Seismic expression and exploration implications. Am. Ass. Petrol. Geol. Bull., 79, SCHWARTZ, M.L. & TSIAVOS, C. (1979). Geology in the search of ancienthelice. J. Field. Arch., 6, SEBRIER, M. (1977). Tectonique Recente d une treversale a l Arc Egeen. PhD thesis. Universite de Paris. XI, 76. SEGER, M. & ALEXANDER, J. (1993). Distribution of Plio-Pleistocene and modern coarse grained deltas south of the Gulf of Corinth, Greece. Spec. Publs. Int. Ass. Sediment., 20, SIDDALL, M., ROHLING, E.J., ALMOGI-LABIN, A., HEMLEBEN, C., MEISCHNER, D., SCHMELZER, I. & SMEED, D. (2003). Sea-level fluctuations during the last glacial cycle. Nature, 423, SOLOVIEV, S.L. (1990). Tsunamigenic zones in the Mediterranean sea. Nat. Hazards, 3, SOLOVIEV, S.L., SOLOVIEVA,O.N., GO, C.N.,KIM, K.S. & SHCHETNIKOV, N.A. (2000). Tsunamis in the Mediterranean Sea 2000 B.C A.D. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht. 237 pp. SOREL, D. (2000). A Pleistocene and still-active detachment fault and the origin of the Corinth Patras rift, Greece. Geology, 28, SOTER, S. (1998). Holocene uplift and subsidence of the Helike Delta, Gulf of Corinth, Greece. In: Coastal Tectonics (Ed I., S., Stewart, C., Vita-Finzi) Spec. Publ. Geol. Soc. of London, 146, STEFATOS, A., PAPATHEODOROU, G., FERENTINOS, G., LEEDER., M. & COLLIER, R. (2002). Seismic reflection imaging of active offshore faults in the Gulf of Corinth: their seismotectonic significance. Basin Res., 14,

136 Διδακτορική διατριβή STEFATOS, A. (2005). Study of sedimentary processes and tectonic structure in the Gulf of Corinth with the use of marine geophysical methods. PhD Thesis, University of Patras, Patras, 221 pp. STEFATOS, A., CHARALAMBAKIS, M., PAPATHEODOROU, G. & FERENTINOS, G., (2006). Tsunamigenic sources in an active European half-graben (Gulf of Corinth, Central Greece). Marine Geology, 232, STEWART, I.S. & HANCOCK, L. (1991). Scales of structural heterogeneity within neotectonic normal fault zones in the Aegean region, Journal of Structural Geology, 13, STEWART, I. (1996). Holocene uplift and palaeoseismicity on the Eliki fault, Western Gulf of Corinth, Greece. Annali di Geofisica, 39, STEWART, I. & VITA-FINZI, C. (1996). Coastal uplift on active normal faults: the Eliki Fault, Greece. Geophysical Research Letters, 23, SUGIMOTO, T., MURAKAMI, H., KOZUKI, Y. & NISHIKAWA, K. (2003). A Human Damage Prediction Method for Tsunami Disasters Incorporating Evacuation Activities. Natural Hazards, 29: SYNOLAKIS, C. (1991). Tsunami runup on steep slopes: How good linear theory really is. Natural Hazards, 4, TAPPIN, D.R., WATTS, P., MCMURTY, G.M., LAFOY, Y. & MATSUMOTO, T. (2001). The Sissano, Papua New Guinea tsunami of July 1998 offshore evidence on the source mechanism. Mar. Geol., 175, TAYLOR, B., GOODLIFE, A., MARTINEZ, F. & HEY, R. (1995). Continental rifting and initial sea-floor spreading in the Woodlark basin. Nature, 374, TAYLOR, B., WEISS, J.R., GOODLIFFE, A., SACHPAZI, M., LAIGLE, M. & HIRN, A. (2011). The structures, stratigraphy and evolution of the Gulf of Corinth rift, Greece. Geophysical Journal International, 185, TAYMAZ, T., JACKSON, J. & MCKENZIE, D. (1991). Active tectonics of the north and central Aegean Sea. Geophys. J. Int., 106, TIBERI, C., DIAMENT, M., LYON-CAEN, H. & KING, T. (2001). Moho topography beneath the Corinth Rift area (Greece) from inversion of gravity data. Geophys. J. Int., 145, TSELENTIS, G-A, MELIS, N.S., SOKOS, E. & PAPATSIMPA, K. (1996). The Egion June 15, 1995 (6.2 ML) earthquake, Western Greece. Pageoph., 147, TURNER, A.K. & SCHUSTER, R.L. (1996). Landslides: investigation and mitigation. Spec. Rep., vol Trans. Res. Board, National Academy Press, Whasington, DC. TURNER, J. (2009). The tectonic significance, sedimentology and palaeoenvironments of uplifted marine terraces in forearc setting, southern Greece. PhD Thesis, University of East Anglia, UK, 190 pp TURNER, J.A, LEEDER, M.R., ANDREWS, J.E., ROWE, P.J.,.VAN CALSTEREN, P. & THOMAS, L. (2010). Testing rival tectonic uplift models for the Lechaion Gulf in the Gulf of Corinth rift. Journal of the Geological Society London, 167, 2010, pp doi: /

137 Βιβλιογραφία UNESCO, (2005). Tsunami waves. ITIC/IOC/UNESCO, June, 2005, Paris, France. VARNAVAS, S., FERENTINOS, G. & COLLINS, M.B. (1986). Dispersion of bauxitic red-mud in the Gulf of Corinth, Greece. Mar. Geol., 70, VITA-FINZI, C. & KING, G.C.P. (1985). The seismicity, geomorphology and structural evolution of the Corinth area of Greece. Phil. Trans. R. Soc. Lond., 314, WATTS, P. (1998). Wavemaker curves for tsunamis generated by underwater landslides. J. Waterw. Port Coast. Ocean Eng. ASCE, 124, WATTS, P. (2000). Tsunamis features of solid block underwater landslides. J. Waterw. Port Coast. Ocean Eng. ASCE, 126, WATTS, P., GRILLI, S.T., KIRBY, J.T., FRYER, G.J. & TAPPIN, D.R. (2003). Landslide tsunami case studies using a Boussinesq model and a fully nonlinear tsunami generation model. Nat. Hazards Earth Syst. Sci., 3, WATTS, P. (2004). Probabilistic predictions of landslide tsunamis off southern California. Mar. Geol., 203, WELLS, D.L. & COPPERSMITH, K.J. (1994). New empirical relationships among magnitude, rupture length, rupture width, rupture area and surface displacement. Bull. Seismol. Soc. Am., 84, WESTAWAY, R. (2002). The Quaternary evolution of the Gulf of Corinth, central Greece: coupling between surface processes and flow in the lower continental crust. Tectonophysics, 348, WITHJACK, M.O., SCHLISCHE, R.W. & HENZA, A.A. (2007) Scaled experimental models of extension: Dry sand vs. wet clay. Houston Geological Survey Bulletin, 49(8), p ZELILIDIS, A., KOUKOUVELAS, I. & DOUTSOS, T. (1988). Neogene paleostress changes behind the forearc fold belt in the Patraikos Gulf area, Western Greece. Neues Jahrbuch Fur Geologie und Palaontologie pp ZELILIDIS, A. & KONTOPOULOS, N. (1996). Significance of fan deltas without toe-sets within rift and piggy-back basins: examples from the Corinth graben and the Mesohellenic trough, Central Greece. Sedimentology, 43, ZELILIDIS, A. (2000). Drainage evolution in a rifted basin, Corinth graben, Greece. Geomorphology, 43, ZELT, B.C., TAYLOR, B., SACHPAZI, M. & HIRN, A. (2005). Crustal velocity and Moho structure beneath the Gulf of Corinth, Greece. Geophys. J. Int., 162, ZYGOURI, V., VERROIOS, S., KOKKALAS, S., XYPOLIAS, P. & KOUKOUVELAS, I.K. (2008). Scaling properties within the Gulf of Corinth, Greece; comparison between offshore and onshore active faults, Tectonophysics, 453,

138 Διδακτορική διατριβή 128

139 Παράρτημα Δημοσιευμένες εργασίες Π Α Ρ Α Ρ Τ Η Μ Α Δ Η Μ Ο Σ Ι Ε Υ Μ Ε Ν Ε Σ Ε Ρ Γ Α Σ Ι Ε Σ CHARALAMPAKIS, M., LYKOUSIS, V., SAKELLARIOU, D., PAPATHEODOROU, G. & FERENTINOS, G. (2014), The tectono-sedimentary evolution of the Lechaion Gulf, the south eastern branch of the Corinth graben, Greece. Mar. Geol., 351, 58 75, doi: /j.margeo CHARALAMPAKIS, M., STEFATOS, A., HASIOTIS, T. & FERENTINOS, G. (2007a). Submarine mass movements on an active fault system in the central Gulf of Corinth. V. Lykousis, D. Sakellariou and J. Locat (eds.), Submarine Mass Movements and Their Consequences, 67 75, Springer. CHARALAMPAKIS, M., STEFATOS, A., MPOURDOPOULOS, K. & FERENTINOS, G. (2007b). Towards the mitigation of the tsunami risk by submarine mass failures in the Gulf of Corinth: the Xylocastro resort town case study. V. Lykousis, D. Sakellariou and J. Locat (eds.), Submarine Mass Movements and Their Consequences, , Springer. STEFATOS, A., CHARALAMBAKIS, M., PAPATHEODOROU, G. & FERENTINOS, G., (2006). Tsunamigenic sources in an active European half-graben (Gulf of Corinth, Central Greece). Marine Geology, 232, STEFATOS, A., CHARALAMBAKIS, M., PAPATHEODOROU, G., GHIONIS, G. & FERENTINOS, G., (2005). Potential tsunami hazard from submarine landslides in the Corinth Gulf, Greece. 22nd International Tsunami Symposium, Chania, Greece, June,

140 Διδακτορική διατριβή 130

141 Marine Geology 351 (2014) Contents lists available at ScienceDirect Marine Geology journal homepage: The tectono-sedimentary evolution of the Lechaion Gulf, the south eastern branch of the Corinth graben, Greece Marinos Charalampakis a,, Vassilis Lykousis b, Dimitris Sakellariou b, George Papatheodorou c, George Ferentinos c a Institute of Geodynamics, National Observatory of Athens, Lofos Nymfon, 11810, Thissio, Athens, Greece b Hellenic Center for Marine Research, 46.7 km Athens Sounio Ave., P.O. Box 712, P.C Anavyssos, Attiki, Greece c Laboratory of Marine Geology and Physical Oceanography, Department of Geology, University of Patras, Rio Patras, Greece article info abstract Article history: Received 19 April 2013 Received in revised form 31 January 2014 Accepted 17 March 2014 Available online 24 March 2014 Communicated by G.J. de Lange Keywords: Corinth rift assymetric graben Lechaion Gulf tectono-sedimentary evolution The Gulf of Corinth is the second most active continental rift in the world and thus a much-studied natural laboratory for analyzing details of rift history. A new detailed offshore seismic survey combined with previously acquired data in its least studied part, the Lechaion Gulf, shed light on the tectono-sedimentary evolution of the eastern end of the Corinth rift. This study shows that: (i) the Lechaion Gulf is the submerged northern part of the onshore Corinth Nemea basin, (ii) they are both bounded to the south by the north dipping Klenia and Kenchreai faults, which are considered at present inactive, (iii) both the Corinth Nemea basin and the Lechaion Gulf were formed at around between 3.6 and 4 Ma BP (middle to late Pliocene), at the same time with the Megara basin, and (iv) the Lechaion Gulf was submerged and took its present shape at around between 0.7 and 1.7 Ma BP, at the same time with the Gulf of Corinth and the Alkyonides Gulf. Furthermore, sequence stratigraphy interpretation of seismic profiles from the Lechaion Gulf revealed: (i) a total post-alpine sediment thickness of almost 3 km below the Lechaion Gulf, (ii) at least 400 m of sediments accumulated during the last 245 ka, corresponding to a mean sedimentation rate of 1 m/ka for the last 245 ka and 2.3 m/ka for the Holocene, and (iii) differential vertical movement, in the order of 4.5 km, between the bedrock under the Lechaion Gulf and the adjacent mountains yields an accumulative average slip rate of 0.9 m/ka or less, over the last 4 Ma. Therefore, for estimating more accurately the slip rates, the uplift rates, the extensional rates and the earthquake recurrence interval over the eastern end of the Corinth rift, the presently mentioned tectono-sedimentary evolution of the Lechaion Gulf must be taken into consideration Elsevier B.V. All rights reserved. 1. Introduction TheGulfofCorinthisagrabenstructurethatoccupiesthenorthern part of the Corinth rift, representing its present day active component (Fig. 1). It is the second fastest graben in the world, after the Woodlark basin in the Pacific Ocean (Taylor et al., 2009), while its aerial extent (~120 km long 40 km wide) characterizes it as the smallest, far behind the 800 km wide and more diffused Basin and Range province(thatcher et al., 1999). In comparison with other regions that undergo continental extension, it is significantly younger, with age almost ten times smaller than other rifts, such as the East African rift (Hayward and Ebinger, 1996) or the Baikal rift (Mats, 1993) (Table 1). Holocene extension rates derived from GPS studies vary from 15 ± 2 m/ka to 10 ± 4 m/ka for the western and eastern parts, respectively (Clarke et al., 1997, Corresponding author. Tel.: addresses: cmarinos@noa.gr (M. Charalampakis), vlikou@hcmr.gr (V. Lykousis), sakell@hcmr.gr (D. Sakellariou), George.Papatheodorou@upatras.gr (G. Papatheodorou), gferen@upatras.gr (G. Ferentinos). 1998; Briole et al., 2000; McCluskey et al., 2000; Avallone et al., 2004). A high uplift rate of 2.0 m/ka has been measured for the south rift margin in the center, which decreases to 0.8 m/ka to the west and 0.3 m/ka to the east (Turner et al., 2010). Rift flank uplift is characterized mostly by vertical tectonic movements along numerous faults (Stefatos et al., 2002; Moretti et al., 2003; McNeill et al., 2005; Lykousis et al., 2007; Bell et al., 2008) and is the most seismically active zone in Europe (Papazachos and Papazachou, 1997; Papadopoulos, 2000). For this reason, great emphasis has been given to the study of slip rates, total displacement and recurrence intervals of paleo-earthquakes on the active faults around the Gulf of Corinth, in relation to the past and present day extension rates and the strain taken by the active faults. These studies were based mainly on onshore data (e.g. Collier, 1990; Armijo et al., 1996; Goldsworthy and Jackson, 2001; Morewood and Roberts, 2001; Westaway, 2002; Leeder et al., 2003; McNeill and Collier, 2004; Roberts et al., 2009; Turner et al., 2010). The 1995 Aigion earthquake increased the interest in the study of the tectonosedimentary structure in the marine part of the Gulf, which had already / 2014 Elsevier B.V. All rights reserved.

142 M. Charalampakis et al. / Marine Geology 351 (2014) Fig. 1. Simplified map of tectonic grabens on the eastern Hellenic Peninsula (faults and grabens after Doutsos and Kokkalas, 2001). Abbreviations: AG Alkyonides Gulf, AlG Almyros graben, AtG Atalanti graben, GoC Gulf of Corinth, CNB Corinth Nemea Basin, KEF Kenchreai Fault, KLF Klenia Fault, LG Lechaion Gulf, MB Megara Basin, PG Patras Gulf, PP Perachora Peninsula, SG Saronic Gulf, TG Tithorea Graben. Inset: Summary map of the Aegean Mediterranean domain. (Modified after McClusky et al. (2000)). been the subject of earlier studies (Heezen et al., 1966; Brooks and Ferentinos, 1984; Papatheodorou and Ferentinos, 1993). Systematic mapping and numerous marine geophysical surveys have been conducted since 1995 and shed light on the structure of the rift below the seafloor (Lykousis et al., 1998, 2007; Sakellariou et al., 1998, 2001, 2007; Leeder et al., 2002; Stefatos et al., 2002; Moretti et al., 2003; McNeill and Collier, 2005; Bell et al., 2009; Taylor et al., 2011) and have shown the importance of offshore faulting in the understanding of long-term and Holocene vertical movements in the area and their role in the evolution of the rift. Table 1 Comparison between active continental rift zones. Rift Length (km) Width (km) Opening rate (m/ka) Age (Ma) Publications Corinth Avallone et al. (2004) Rhine Dezes et al. (2004) Woodlark Taylor et al. (2009) Rio Grande b5 21 Berglund et al. (2012) Basin and Range Thacher et al. (1999) Province Baikal Petit and Deverchere (2006) East African b3 32 Karp et al. (2012) The purpose of this paper is to study the southeastern branch of the Gulf of Corinth, known as the Lechaion Gulf (Fig. 1), which is the least studied part of the Corinth rift. Furthermore, this study aims to compare the tectono-sedimentary evolution of the Lechaion Gulf to the evolution of: (i) the Gulf of Corinth and the Alkyonides Gulf and (ii) the Corinth rift and the Megara basin (Fig. 1). 2. Geological setting The central Hellenic Peninsula represents the classic basin and range type extensional area in Greece (Doutsos and Kokkalas, 2001). According to Doutsos and Kokkalas (2001) a series of WNW-trending asymmetric grabens takes up most of the extension in the area (Fig. 1). These are, from north to south, the Almyros, Atalanti, Tithorea, Megara graben and the Corinth rift with the presently active Corinth graben. Roberts and Jackson (1991) suggested that the 150 km wide area between the N Peloponnese and N Euboea has undergone an overall NNE SSW extension of at least km during the last 5 Ma, with present day motion of mm/a. Extensional stresses have been attributed to the following geological processes, such as the back-arc extension due to the roll back of the African plate as it subducts beneath the Aegean plate along the Hellenic Arc (McKenzie, 1972, 1978; Doutsos et al., 1988; Vita-Finzi, 1993), the westward propagation of the North Anatolian fault and the consequent

143 60 M. Charalampakis et al. / Marine Geology 351 (2014) differential velocity of the Anatolian Aegean plate (Le Pichon and Angelier, 1979; Billiris et al., 1991; Armijo et al., 1996; McClusky et al., 2000), the gravitational collapse of lithosphere thickened in the Hellenic orogeny (Meijer and Wortel, 1996; Hatzfeld et al., 1997; Martinod et al., 2000; Jolivet, 2001; Tirel et al., 2004) or the uplift of the Aegean Anatolian plate, as the latter overrides the African plate in a zone of low-angle subduction between the Peloponnese (Leeder et al., 2003). A more complex model, based on GPS studies (since 1988), attributes present Aegean deformation to the relative motion of four microplates, Aegean, Central Greece, South Marmara & Anatolia (Nyst and Thatcher, 2004, their Fig. 5). The Corinth rift coincides with the southern boundary of the Central Greece microplate. The initiation of the Corinth rift evolved in two stages (Ori, 1989; Doutsos and Piper, 1990) and took place in middle to late Pliocene (Zelilidis et al., 1988; Doutsos and Piper, 1990) or in late Miocene to early Pliocene, according to other authors (Kelletat et al., 1976; Ori, 1989; Papanikolaou and Royden, 2007; Taylor et al., 2011). First stage deposits represent fluvial and shallow lacustrine environments, with most probably no connection to the open sea. During the initial subsidence of the basin no major fault scarp relief developed (Doutsos and Piper, 1990) and the subsidence rate was rather slow, never exceeding the sedimentation rate (Ori, 1989). Onshore field work showed that an angular unconformity separates first stage deposits from the overlain ones (Ori, 1989; Doutsos and Piper, 1990). During the second stage, a significant increase in basin subsidence versus uplift of the southern margin led to the formation of Gilberttype deltas in early Pleistocene (Malartre et al., 2004). The Gilberttype delta deposits are composed of very thick and steeply inclined foresets, indicating a very steep margin and a deep basin. In such a depositional environment the sedimentation is no longer compensated by subsidence (Ori, 1989), while major faults define the basin margins. As a result of the intense tectonic activity with basinward stepping of the bounding faults, early Pleistocene fan deltas are presently elevated to 1200 m above the present day sea-level along the southern margin of the gulf (Ori, 1989; Doutsos and Piper, 1990; Poulimenos et al., 1993; Dart et al., 1994; Zelilidis and Kontopoulos, 1996). These fan deltas were sourced by rivers that managed to maintain their original northward flow across later tectonic topography (Seger and Alexander, 1993; Zelilidis, 2000). The same rivers still provide sediment, forming fan deltas along the coastal zone. The present Gulf of Corinth, trending WNW ESE, forms elongated asymmetric structures with changing polarity (Stefatos et al., 2002) with a total length of about 115 km and 15 to 30 km width, reaching a depth of 900 m (Fig. 1). This characteristic is thus similar to other known rift zones, such as the Woodlark basin (Taylor et al., 2009), the East African rift (Hayward and Ebinger, 1996) and the Baikal rift (Mats, 1993). It is bounded by WNW ESE striking faults, situated both on- and offshore (Brooks and Ferentinos, 1984; Armijo et al., 1996; Sakellariou et al., 2001, 2007; Stefatos et al., 2002; Lykousis et al., 2007; Bell et al., 2009), while the basin fill consists of a succession of turbidite debris flow deposits intercalated with hemi-pelagic sediments (Heezen et al., 1966; Brooks and Ferentinos, 1984; Higgs, 1988). At the eastern part of the rift, the Gulf of Corinth bifurcates into the Alkyonides Gulf to the north and the Lechaion Gulf to the south (Fig. 1). The two gulfs are separated by the fault bounded Perachora Horst. The Alkyonides Gulf is an asymmetrical basin, developed in the Pleistocene (Sakellariou et al., 2007; Leeder et al., 2008), on the hanging wall of the north-dipping Strava, West & East Alkyonides and Psatha faults (Papatheodorou and Ferentinos, 1993; Sakellariou et al., 1998; Leeder et al., 2008). The Lechaion Gulf is the present day, active part of the wider Corinth Nemea basin, which occupies the southeastern part of the Corinth rift (Sakellariou et al., 2004). The Corinth Nemea basin bounding faults are present along the north and the south margins of the basin, while their activity status is debated (Roberts and Jackson, 1991; Goldsworthy and Jackson, 2001; Sakellariou et al., 2004; Leeder et al., 2005). Fig. 2. Map showing seismic profiles used for this study. Black thick lines refer to profiles shown in figures. The number beside the profiles corresponds to figure number. Multi-channel seismic (MCS) lines L05, L06, L37 and L45 are from Taylor et al. (2011). Air-gun profiles in the Lechaion Gulf are from HCMR 2004 survey, while for the rest of the Gulf of Corinth from HCMR 1995 and RSS Shackleton 1982 surveys. 3.5 khz pinger data in the eastern end of the Lechaion Gulf are from HCMR 2010 survey. Data (3.5 khz pinger and sparker) offshore Xylokastro Kiato area are collected by the Laboratory of Marine Geology & Physical Oceanography (Patras University) in 2004.

144 M. Charalampakis et al. / Marine Geology 351 (2014) Methodology This study is based mainly on single channel seismic reflection profiling data collected across the southeastern part of the Gulf of Corinth and the Lechaion Gulf (Fig. 2). Data collected by the Laboratory of Marine Geology & Physical Oceanography (Patras University) during the 2004 survey consist of 3.5 khz pinger and sparker profiles. The average penetration achieved ranges from less than 50 to 200 ms two-way travel time (TWTT) for the sparker profiles and between 10 and 80 ms TWTT for the 3.5 khz pinger profiles. The lowest penetration was achieved over the slope, due to the steep gradient. Datasets acquired by the Hellenic Center for Marine Research (HCMR) include air-gun profiles, acquired during the 1995 (10 in 3 air-gun) and 2004 (5 in 3 air-gun) surveys and boomer profiles, acquired during the recent 2010 survey. Penetration for the air-gun profiles reached 600 ms TWTT, while for the boomer profiles it was up to 100 ms TWTT. Profiles from the RSS Shackleton 1982 dataset were included in the study as well. In addition, multichannel seismic reflection data of the Gulf of Corinth, from the R/V Maurice Ewing 2001 survey, already published (Taylor et al., 2011) were used in order to investigate the deeper structure of the area. The total length of acquired profiles during the various surveys is 750 km of air-gun, 160 km of sparker and 200 km of 3.5 khz pinger, while the general coverage of the study area is very good, as can be seen in Fig. 2. Moreover, the wide range of resolution and penetration depths, because of the use of various sources, allowed for a more detailed and in-depth analysis of the area. Swath bathymetric data, collected by the Hellenic Center for Marine Research between 2001 and 2004, were compiled with seismic reflection data for a better understanding of the seafloor morphology. The bathymetric data were gridded with a cell size of (~55 m), also including points digitized from nautical charts, in order to fill data gaps in shallow parts of the Gulf. In order to quantify fault activity, measurements were depth converted from seismic data using the average velocities as proposed by Bell et al. (2009). Sediments with a two-way travel time (TWTT) of between 0 and 0.5 s have velocities ranging from 1.5 to 2.0 km/s, while sediments deeper than 0.5 s below the seafloor have average velocities of 2.0 to 2.5 km/s. 4. Physiography (bathymetry) The Lechaion Gulf trends in a NW SE direction (Fig. 3). It is separated from the main gulf by an ENE WSW trending ridge, the Heraion ridge, which is the offshore prolongation of the western most part of the Perachora Horst (Fig. 3). The Lechaion Gulf is about 14 km long and 9 km wide, with an aerial extent of approximately 120 km 2. It is symmetric in cross section at the southeastern end and changes to asymmetric at the northwestern end. The Lechaion Gulf deepens towards the northwest, reaching up to 350 m. The shelf to the south extends up to the 150 m isobath. It is 5 km wide, between Kiato and Corinthos and the seafloor deepens gently northeastwards at a gradient of about 1.5. The shelf to the north is about 2.5 km wide and very steep with a gradient of about 22 (Fig. 3). The above seafloor morphology indicates that the Lechaion Gulf is a mirror image of the Alkyonides Gulf (Sakellariou et al., 2007), with the Perachora Horst acting as the axis of symmetry. North of the Heraion ridge along the southeastern margin of the Gulf of Corinth from Xylokastro to the Perachora Peninsula, two regions can be distinguished. The western one, along the Peloponnesus coast, is characterized by three morphological zones: the shelf, the slope and the basin floor (Fig. 3). The shelf extends up to a water depth of 100 m. Its width varies from 15 m just off Xylokastro town to 2.5 km off Kiato town, to the east. The slope extends from a water depth of 100 to 800 m, with an average NNE dip. The slope gradient ranges Fig. 3. Structural map showing the offshore faults in the Lechaion Gulf, based on the interpretation of the available data. Abbreviations: FRY Fryne fault, HER Heraion fault, KAL Kalosia fault, KIA Kiato fault, LEX Lechaion fault, LOU Loutraki fault, LTR Loutro fault, MYL Mylokopi fault, OLM Olmio fault, PERn/s Perachora north/south fault, STR Strava fault, VOUn/s Vouliagmeni north/south fault, VRA Vrachati fault, XYL Xylokastro fault, HR Heraion ridge, PH Perachora Horst, XH Xylokastro Horst. Faults in Alkyonides Gulf after Stefatos et al. (2002), onshore faults after Stefatos et al. (2002) and Morewood and Roberts (1999). Terraces after Armijo et al. (1996).

145 62 M. Charalampakis et al. / Marine Geology 351 (2014) Fig. 4. Taylor et al.'s (2011) (their Fig. 8) interpreted multi-channel seismic profiles of the eastern part of the Gulf of Corinth (see inset map for location of survey lines). Faults' names, as well as sedimentary sequence characterization on the footwall of HER fault in L06, have been modified according to the interpretation of this study. Abbreviations: HER Heraion fault, KIA Kiato fault, LEX Lechaion fault, PER Perachora fault, XYL Xylokastro fault (uninterrupted multi-channel seismic profiles can be found at Taylor et al. (2011), their Fig. 8a). Chrono-stratigraphic colors: green 0 to ~130 ka, orange ~130 to ~335 ka, blue ~335 ka to ~680 ka, and purple older than 680 ka. (For interpretation of the references to color in this figure legend, the reader is referred to the web version of this article.)

146 M. Charalampakis et al. / Marine Geology 351 (2014) between 17 and 22 in the upper slope, while in the lower slope the gradient is much steeper, exceeding 30. The basin floor is flat; reaching adepthof830m(fig. 3). On the other hand, along the northwest coast of the Perachora peninsula, only two morphological units can be clearly distinguished, the slope and the basin (Fig. 3). The shelf is either very narrow or nonexistent. In most cases the slope starts only a few meters from the coastline, extends for about 2.2 km and reaches the basin floor at a depth of 800 m. The dip of the slope is towards the northwest, with an average value of 20, which can be greater locally (Fig. 3). 5. Data presentation The study of the aforementioned offshore data provides the opportunity for a complete and detailed structural mapping of the area in the south-eastern part of the Gulf of Corinth, from offshore Xylokastro up to the Lechaion Gulf and the Perachora Peninsula (Fig. 3). Recognition of faults was hindered by the lack of marker horizons, the local occurrence of steep primary dips and the presence of channel like erosional surfaces Fault architecture Deformation in the area of the eastern Gulf of Corinth is accommodated mainly by two sets of faults. The first has an ENE orientation, while the second is oriented WNW (Fig. 3). The Lechaion Gulf is bounded by a set of offshore fault segments (Fig. 3). A series of four (4) south dipping offshore faults mark the northern margin of the gulf, which is characterized by a very narrow shelf. In the western most part the Heraion (HER) fault is formed, which has an ENE WSW orientation and a length of about 4 km, with a mean dip of about 64. The fault displaces the bedrock for about 1500 m (Fig. 4 and Taylor et al., 2011;their Fig. 8, line L06). On the hanging wall of the HER fault successive sedimentary packages are highly inclined testifying to the activity of the fault (Fig. 5). Further to the east, there are two parallel faults, north Vouliagmeni (VOUn) and south Vouliagmeni (VOUs) faults that run along the rocky Perachora peninsula for 5 km. The eastern most part of the Lechaion Gulf is bounded by the Loutraki (LOU) fault. It extends for more than 3 km in a SE NW orientation, up to the homonymous coastal town of Loutraki, where it meets the trace of the onshore Loutraki fault (Fig. 3). The sedimentary structure along the footwall and hanging wall of VOUn and LOU faults is similar. Taking into consideration that the two faults are both oriented SE NW and their surface traces are horizontally displaced by about 500 m, they are considered as two different faults, probably of a deeper single segment. The southern margin of the Lechaion Gulf is formed by a welldeveloped shelf, which dips gently to the north. The abrupt change in the slope's gradient between the slope and the south shelf of the Lechaion Gulf is marked by another south dipping fault, the Lechaion fault (LEX). It has an almost E W orientation and extends for more than 12 km, with a mean dip of 61 (Fig. 5). Further to the south, closer to the coastline, is the Vrachati (VRA) fault, which dips to the north. It extends for almost 11 km in an E Worientation, with a mean dip of 56. The two opposite facing faults, LEX & VRA, deform the sedimentary cover of the shelf. The seismic reflectors on the footwall of VRA fault, below the Holocene cover, form an anticline structure indicating flexure deformation of the shelf possibly associated with buried faults (Fig. 5c), as has also been observed in other tectonically active basins (e.g. Sporadhes basin, Brooks and Ferentinos, 1980). South of VRA fault, the N-dipping Fryne (FRY) fault seems to offset a marker horizon, which is attributed to the 12 ka (see the Discussion section) by 10 m, indicating the tectonically active character of the area (Fig. 10), although sedimentation rates exceed fault motion. Between VRA and LEX faults, a secondary set of at least three to four minor E W trending faults deforms the sediments (Fig. 5). These minor faults run parallel to the LEX fault and take up part of the extension, due to the fast subsiding Lechaion Gulf depocenter on the hanging wall of HER fault. The Gulf of Corinth is separated from the Lechaion Gulf by a horst, which is formed by the Heraion (HER) fault to the southeast and the Perachora (PER) fault to the northwest. This horst constitutes the offshore prolongation of Heraion cape to the west (Fig. 3). The southeast margin of the Gulf of Corinth is bounded by a series of four WNW ESE trending, right stepping, basin faults (XYL). These faults define the basin-slope boundary, with their fault planes acting as part of the slope (Fig. 6). This fault geometry imposes a step-like configuration on the slope and basin-edge morphology (Fig. 3). The fault segments have a length ranging from 3 to 6 km and produce an escarpment that exceeds 580 m in height. The uppermost part of the escarpment has retreated due to erosion caused by mass failures (Fig. 6), thus contributing to the sediment influx to the basin. Due to the escarpment erosion it is difficult to verify whether the present seafloor slope is the actual fault plane or is the result of erosion. The average slope of the fault segments near the base (where erosion is least) is above 30, similar to the value of 48, which is reported by Taylor et al. (2011), while below the basin floor the fault's dip drops to 25 giving a listric character to the fault segments (Taylor et al., 2011; their Fig. 10, line L37d). Part of these segments has also been identified by previous studies (Likoporia fault in Bell et al., 2009 & Sithas fault in Taylor et al., 2011). This step-like fault morphology was regarded as a single WNW ESE trending fault with a length of 20 km and more (Armijo et al., 1996, their Fig. 2). The absence of historical evidence of earthquakes with magnitudes greater than Ml 6.5 in the area (Papadopoulos, 2000) suggests that the presence of smaller segments instead of a single fault seems more reasonable. The overall morphology of the observed slope instabilities indicates recent and continuous activity. The extensive upper slope mass failures locally control the shelf width. However, the erosional processes appear to fail to degrade the lower slope, where continuous displacement along the fault plane offers a counteractive mechanism to the erosion, indicating the high activity of the fault. On the footwall of the eastern XYL fault segment, a south dipping normal fault, the Kiato (KIA) fault, is developed. It extends for about 6 km, with an WNW ESE orientation (Figs. 3 and 7) and a dip angle that reaches 75 (Fig. 4 and Taylor et al., 2011, their Fig. 8, line L37). The sediments that fill the hanging wall to the KIA fault are more than 1kmthick(Taylor et al., 2011) forming a shelf 2.5 km wide, much wider than the adjacent areas. This fault is considered as the offshore prolongation of a comparable, seemingly inactive onshore fault, the Loutro fault of Sakellariou et al. (2004), west of Xylokastro town, bounding the south side of the Xylokastro horst. Along the northwestern coast of the Perachora peninsula, parallel to the coast, the Perachora (PER) fault develops (Fig. 3). It has a SW NE orientation and a length of approximately 11 km. The fault plane acts as part of the slope and the escarpment exceeds 540 m in height (Fig. 8). The fault's cumulative vertical displacement exceeds the seismic penetration, leading to a minimum offset of more than 1000 m. The fault dip varies from approximately 20 at the upper part, to almost 50, below the basin sediments. As the fault runs to the southwest it splays into two segments, PERs and PERn, of about 3 km each. To the Fig. 5. Interpreted (A) and uninterpreted (B) single channel 5 in 3 air-gun seismic profiles across the Lechaion Gulf (see inset map for location of survey lines). Abbreviations: FRY Fryne fault, HER Heraion fault, KIA Kiato fault, LEX Lechaion fault, PERn Perachora north fault, PERs Perachora south fault, VOU Vouliagmeni Fault, VRA Vrachati fault, XYL Xylokastro fault, BF minor Buried Faults. Chrono-stratigraphic interpretation of colored horizons is shown in Fig. 9 (rectangle shaded area in profile c) (M seafloor multiple, en electrical noise).

147 64 M. Charalampakis et al. / Marine Geology 351 (2014) 58 75

148 M. Charalampakis et al. / Marine Geology 351 (2014) Fig. 5 (continued).

149 66 M. Charalampakis et al. / Marine Geology 351 (2014) Fig. 6. Single channel 3.5 khz (a, b, c) and Sparker (d) sub-bottom seismic profiles along the southeastern margin of the Gulf of Corinth (see inset map for location of survey lines). Abbreviations: XYL Xylokastro fault, sc scarp, slp slide plane, mfd mass flow deposits.

150 M. Charalampakis et al. / Marine Geology 351 (2014) northeast, the PER fault terminates on the tip of the Strava (STR) fault, while its footwall is dissected by three northerly dipping faults (MYL, KAL & OLM) with an almost E W orientation and lengths that vary from 2.5 to 4.5 km (Fig. 3). These faults appear to be the offshore continuation of similar onshore faults Basin architecture sequence stratigraphy The seismic profiles reveal that the Lechaion Gulf displays to the east a more symmetric character, changing to an extremely asymmetric towards the west, with the maximum subsidence located close to the HER and the VOU faults (Fig. 5). Starting from the east (Fig. 5e), the sediments covering both the north and the south sides of the basin floor dip evenly towards the center of the basin. The dip angle of the sediment strata increases with depth. This pattern suggests an almost uniform subsidence rate for the eastern part of the gulf, which decreases with time. Further to the west (Fig. 5c), the sedimentary layers are tilted considerably towards the north. This uniformly northward tilt implies that the north bounding faults down-throw the basin floor sediments faster than the southern faults. Subsidence at this part of the basin is still highly active even up to today. In the central part of the gulf, the north bounding faults are also more active than the southern ones, but with a less rapid subsidence rate in comparison to the western ones Lechaion basin's chrono-stratigraphy According to the seismic imaging of the basin, the fault-controlled depocenter is made up of at least 400 m of sediments (Fig. 5). The thickness of the sedimentary infill of the basin is expected to be much higher, since the penetration of the seismic survey used was limited. However, multi-channel seismic profiles (Taylor et al., 2011) indicate that the total post-alpine sediment thickness reaches almost 3 km below the Lechaion Gulf (Fig. 4). The lower sequence that overly the pre-rift basement is consisting of sedimentary deposits formed during the early stages of the rift up to ~680 ka BP (Taylor et al., 2011). The other three sequences, characterized as late-rift by Taylor et al. (2011), have ages the 1st one from ~680 ka to ~335 ka, the 2nd one from ~335 ka to ~130 ka and the 3rd one from ~130 to present. The internal configuration of the sedimentary deposits resembles the seismic structure of the main basin of the Gulf of Corinth (Lykousis et al., 2007, their Fig. 8; Bell et al., 2009) and of the Gulf of Alkyonides basin (Leeder et al., 2005; Sakellariou et al., 2007, their Fig. 13), with alternating packages of high-amplitude, low-frequency reflectors with relatively transparent, reflection free packages. This configuration indicates alternating deposition of silt to sand turbidites with mud turbidites and/or hemipelagic mud sediments during successive low and high sea level stages, occurring in Pleistocene. The relative chronology of seismic reflectors of the late Quaternary based on sea level changes is a common method, which has been successfully applied many times by various researchers. In the case of the Gulf of Corinth, such studies (Perissoratis et al., 2000; Lykousis et al., 2007; Sakellariou et al., 2007; Bell et al., 2008; etc.) have resulted in estimating the sedimentation rate of the main Gulf of Corinth, as well as that of smaller sub-basins. The method is based on the recognition of successive packages of strong parallel reflectors alternating with relatively transparent, reflection free packages. However, there are opinion differences regarding the interpretation of the abovementioned stratigraphic structure. Some authors (e.g. Leeder et al., 2005; Bell et al., 2009) suggest that the high-amplitude, low-frequency reflectors represent highstand (marine) conditions, while the low-amplitude, higher frequency represent low stand (lacustrine) conditions. Other authors (e.g. Perissoratis et al., 2000; Lykousis et al., 2007; Sakellariou et al., 2007) propose that strong reflectors represent coarse-grained sedimentary phases that were deposited during glacial periods when the sea level was low, while the transparent horizons with the weak reflections represent more finegrained turbiditic sediments deposited in interglacial intervals, when the sea level was high. In this paper, the view of Lykousis et al. (2007) is followed. The stratigraphy of the Lechaion Gulf reveals a sedimentary fill, the imaged thickness of which exceeds 350 m, while the age of the older imaged sediments may exceed the 250 ka, as it can be seen in the profiles across (Figs. 5 & 9) and along the gulf (Fig. 10). Nevertheless, it should be pointed out that the high tectonic activity leads to different sedimentation patterns in space and time, making sedimentary package identification and horizon tracing rather difficult. The maximum estimated sediment thickness during the last 245 ka is 240 m, while their volume is estimated at between 7 and 10 km 3 (Fig. 11). Interpretation of the stratigraphy of the gulf, based on seismic facies recognition, reveals four distinct sedimentary units (I, II, III & IV) (Table 2), which it is proposed that can be related to 100-ka sea level Fig. 7. Single channel Sparker sub-bottom seismic profile illustrating the Kiato (KIA) fault, on the footwall of Xylokastro (XYL) fault (see inset map for seismic profile location).

151 68 M. Charalampakis et al. / Marine Geology 351 (2014) Fig. 8. Single channel 10 in 3 air-gun seismic profiles across the Perachora Peninsula (see inset map for location of survey lines). Abbreviations: KAL Kalosia fault, MYL Mylokopi fault, OLM Olmio fault, PER Perachora fault, STR Strava fault. cycles (Fig. 9). The younger unit (I), between the seafloor and horizon (a), consists of low-amplitude, partially continuous reflectors. Horizon (a) can be considered as the limit between lacustrine and marine sediments, which was recognized in various parts of the gulf and has been dated at ca. 12 ka. Therefore unit I was deposited in marine conditions in the last 12 ka, during oxygen isotope stage 1 (Porter, 1989). It has a relative constant thickness of about 19 m that varies close to faults and drapes preexisting topography (Figs. 5 &10). Horizons (b) and (c) can be interpreted accordingly, as transitions between lacustrine and marine conditions. They are characterized by highamplitude, low frequency reflectors and according to Siddall et al. (2003) sea-level curve, their age may be attributed to approximately 128 and 245 ka, respectively (Fig. 9). Horizon (b) represents the boundary between oxygen isotope stages 5e and 6, while horizon (c) represents the boundary between oxygen isotope stages 7c and 8 (Porter, 1989). Units II and III are formed by a succession of high frequency, low amplitude reflectors. These seismic facies reflect an alternation in the conditions of sedimentation in the gulf, from marine (higher sea level) to lacustrine (lower sea level). Similar seismic characteristics have also been described by Bell et al. (2008) and Perissoratis et al. (2000) (down to isotopic stage 6), who suggest that during the glacial periods, when the level of the sea was low, the frequency of the turbiditic deposits can increase, due to the more unstable conditions of the emergent margins of the gulf. Inside units II and III, layers with strong reflectors are distinguishable, which can be correlated to less intense changes in the sea level,

152 M. Charalampakis et al. / Marine Geology 351 (2014) boundary between oxygen isotope stages 6 and 7a, with an age of ca. 186 ka (Fig. 9). Taking into consideration the ages that have been attributed to the various horizons, the sedimentation rates in the basin of Lechaion were then calculated. Thus, for unit I, which was deposited in Holocene, the sedimentation rate is relatively high, reaching 2.3 ± 0.3 m/ka. For the lower units II and III the rate is smaller, reaching 1.1 ± 0.1 and 0.7 ± 0.1 m/ka, respectively. Similar sedimentation rates for other parts of the Gulf of Corinth were suggested by other researchers (Table 3). Bell et al. (2008), for the total thickness of the deposits, calculated ca. 1 m/ka, in the western part of the gulf (offshore Aigio) and ca. 0.5 m/ka, much smaller than the 1.8 m/ka calculated by Moretti et al. (2004) in the central part (offshore Akrata). For the eastern part of the gulf Lykousis et al. (2007) calculated sedimentation rates for the upper layers that vary from ca. 1.8 m/ka (offshore Xylokastro) to ca. 2.4 m/ka (offshore Kiato). The mean sedimentation rate for the last 128 ka, during isotope stages 1 to 5, for the Lechaion Gulf is 1.3 ± 0.2 m/ka, which is in agreement with the rate that was calculated for the Alkyonides Gulf by Sakellariou et al. (2007). Fig. 9. Detail of the seismic profile in Fig. 5c. Relative chrono-stratigraphic interpretation of Lechaion basin sedimentary infill, based on the eustatic sea-level curve of Siddall et al. (2003). Oxygen isotope stages (numbers with italics in the diagram) after Porter (1989), eustatic sea-level diagram modified after Siddall et al. (2003). Latin numbers correspond to sedimentary units, letters correspond to horizons (M seafloor multiple, en electrical noise). marking the transition from lacustrine (glacial) to marine (interglacial) conditions. According to the sea-level curve (Siddall et al., 2003), in unit II, horizons b1 and b2 could have an age of ca. 71 ka and 24 ka, respectively, representing the boundary between oxygen isotope stages 4 5a and 2 3, respectively. In unit II, horizon c1 could be assumed to be the Margin's chrono-stratigraphy A set of characteristic oblique progradational clinoforms was identified below the seafloor of the shelf of the Lechaion Gulf (Fig. 12). The foresets dip very steeply, while their upper boundary is truncated due to wave erosion activity, indicating a shallow water environment during their progradation. The dipping foresets are transformed downslope to bedding strata, with strong parallel and continuous reflectors which alternate with continuous reflection-free stripes, across the shelf of the Lechaion Gulf. The oblique prograding clinoforms represent delta front progradation during successive low sea level stands (Lowstand System Tract LST). They are capped by a few strong semi-parallel and slightly inclined reflectors (high amplitude) indicating that relatively fine-grained (distal) transgressive sediments overlie relatively coarse-grained (proximal) deposits (Transgressive Systems Tract TST). The LST and the TST underlie Fig. 10. Interpreted (A) and uninterpreted (B) single channel 5 in 3 air-gun seismic profile along the Lechaion Gulf (see inset map for seismic profile location). Chrono-stratigraphic interpretation of colored horizons is shown in Fig. 9 (M seafloor multiple, en electrical noise).

153 70 M. Charalampakis et al. / Marine Geology 351 (2014) Fig. 11. Sediment isopach map above the 245 ka horizon. a set of low amplitude reflectors that represent the Holocene distal finegrained prodelta sediments that were deposited during the present high sea level stand (Highstand System Tract HST). The relative chronostratigraphic age of the sedimentary sequences may be inferred from the Quaternary glacioeustatic curve (Martinson et al., 1987; Porter, 1989), assuming comparable low sea level stands during their formation (Collier et al., 1991; Collier et al., 2000; Lykousis et al., 2007). The HST represents Holocene prodelta sediments that were deposited under marine conditions during the last 6 ka (oxygen isotope stage 1). The Holocene transgression sediments are represented by the TST and were deposited from 12 to 6 ka BP, since the late glacial lake of Corinth was flooded by the post-glacial transgression about 12 ka BP (Collier et al., 2000; Perissoratis et al., 2000; Lykousis et al., 2007). The LST is expected to have been deposited during the peak of the last glacial stage about 35 to 12 ka BP (oxygen isotopic stage 2). Interpretation of seismic profiles along the southern margin of the eastern Gulf of Corinth and Lechaion Gulf has shown the existence of a wave-cut terrace (t) at various depths, around 75 m below sea level (Fig. 12). The exact position of this horizon cannot be accurately traced since a number of smaller faults seem to dislocate it in places. This terrace was recognized on the shelf all over the Gulf of Corinth (e.g. Perissoratis et al., 2000) and it is assumed that it was formed during the post-glacial transgression about 12 ka BP, as the sea level flooded the Rion Strait (Lykousis et al., 2007). 6. Discussion and conclusions The data presented above together with previously published research papers shed light on the evolution of the Lechaion Gulf and its relation (i) to the Corinth Nemea basin, the eastern most part of the Corinth rift and (ii) to the Gulf of Corinth, the Alkyonides Gulf and the Megara basin. Onshore investigations along the western part of the Corinth rift, south of Derveni, have revealed the presence of fluviolacustrine sediments of middle to late Pliocene age (ca Ma) lying unconformable over pre-rift formations (Ford et al., 2007; Rohais et al., 2007; Rohais et al., 2008). Similar deposits of the same age occupy the easternmost part of the rift (east of the Corinth Isthmus) (Collier and Dart, 1991; Ford et al., 2007) and the Megara basin (Ford et al., 2007; Leeder et al., 2008). In addition, Collier et al. (1992) and Leeder et al. (2008) suggest that during the same period, extension was focused on the Megara basin, while only little activity was present in the western Table 2 Summary of the seismic stratigraphy interpretation of Lechaion Gulf. Sequence Seismic character Thickness Geological significance Horizon age Sedimentation rate Boundary Unit Illustration Description m ka m/kyr Seabed I Low amplitude, partially continues reflections ~28 O 2 isotope stage 1 Marine, turbiditic and/or hemi-pelagic mud deposits a 12 II Low amplitude, high frequency, parallel reflections (stronger at the base) ~130 O 2 isotope stages 2 5e Alternation of lacustrine to marine deposits b 128 III Low amplitude, high frequency, semi-parallel reflections (stronger at the base) ~78 O 2 isotope stages 6 7c Alternation of lacustrine to marine deposits c 245 ~2.3 ± 0.3 ~1.1 ± 0.1 ~0.7 ± 0.1 IV Weak reflections?? Lacustrine deposits????

154 M. Charalampakis et al. / Marine Geology 351 (2014) Table 3 Sedimentation rates (m/kyr) in comparison with other studies. Period ka This study Lykousis et al. (2007) Bell et al. (2009) Bell et al. (2008) Lechaion Gulf Alkyonides basin Eastern GoC a Central GoC a Alkyonides basin Eratini subbasin Main (deep) GoC a Western GoC a / / / a GoC Gulf of Corinth. part of the Corinth rift (Fig. 1). A similar evolution is described by Doutsos and Kokkalas (2001) for a series of WNW-trending asymmetric grabens (i.e. Tithorea, Atalanti and Almyros), north of the Corinth graben, formed in Pliocene. Therefore, it is evident that extension, for the last 4 Ma, is spread over the broader area of central Greece, from the Almyros graben to the Corinth rift and the Megara basin (Fig. 1) Lechaion Gulf In the Lechaion Gulf, multi-channel seismic data (Taylor et al., 2011) illustrates a thick asymmetric sedimentary sequence of almost 3 km, tilting northwards and underlying the present day Gulf. The lower sequence (colored purple in Fig. 4), with a little less than 2 km thickness, may be considered the offshore equivalent of the early rift, middle to late Pliocene, fluvio-lacustrine sediments observed onshore. This indicates that the Lechaion Gulf was part of the Corinth Nemea basin and therefore of the whole Corinth rift. The relation of the Lechaion's Gulf early-rift sedimentary sequences with the LEX fault indicates that the faulting was initiated during the same period (Fig. 4). This can lead to the conclusion that the margins of the Corinth Nemea basin, the eastern part of the Corinth rift, at that time were confined to the north by the south dipping faults of onshore Loutraki Lexaion Kiato and Loutro faults and to the south by the north dipping Klenia fault (Fig. 13). Therefore, this basin structure that was controlled by the above faults can be considered as the eastern part of the Corinth rift that was formed around the same period with the Megara basin. Seafloor displacement observed in the seismic profiles along LEX and KIA faults (Figs. 5 & 7) suggests that some activity is still present, most probably to accommodate present day deformation. In the Lechaion Gulf, the middle Pleistocene sequences overlying the early rift sediments may be considered to consist of lacustrine sediments, indicating deposition along the shoreline of a lake bordered environment (Doutsos and Piper, 1990), interchanging with shallow marine sediments. The same tectono-sedimentary evolution has been adopted for the Gulf of Corinth and the Alkyonides basin (Collier et al., 2000; Leeder et al., 2005; Bell et al., 2009). Fig. 12. Interpreted (A) and uninterpreted (B) 3.5 khz pinger seismic profile showing sequence stratigraphic interpretation of prodelta deposits on the south shelf of Lechaion Gulf. Displacement of the 12 ka terrace (t) by Fryne fault (FRY) is also evident. LST Lowstand System Tract, HST Highstand System Tract, TST Transgressive System Tract, M seafloor multiple, oc oblique prodelta clinoforms (see inset map for seismic profile location).

155 72 M. Charalampakis et al. / Marine Geology 351 (2014) Fig. 13. (A) Simplified fault map showing the location of the cross sections and age estimation of the faults' initiation. (B) & (C) Cross sections across the Lechaion Gulf. Colored horizons in section AA are depicted from Fig. 5d(BB modified after Goldsworthy and Jackson, 2001). Abbreviations: AG Alkyonides Gulf, GoC Gulf of Corinth, CNB Corinth Nemea Basin, LG Lechaion Gulf, MB Megara Basin, SG Saronic Gulf. The evolution and subsidence in the Corinth Nemea basin seem to have slowed down and tectonic activity from the LEX and KIA faults migrated further to the north and taken up by the LOU, VOU and HER faults. This is inferred by the steeper slope that the sedimentary layers exhibit north (~10 ) of LEX fault than to the south (b6 ), as well as by the thicker early rift sediments that accumulated on the hanging wall of LEX fault (Fig. 4). The migration of the tectonic activity took place, in Pleistocene, between 0.7 and 1.7 Ma. This assumption is based on the presence of about 400 m of early rift sediments in the modern Lechaion basin, north of LEX faults on the hanging wall of HER fault (Fig. 4). Moreover, the greater thickness of the early rift sedimentary sequence below the Lechaion Gulf (N1.4 s TWTT) suggests a longer history of extension in regard to the main Gulf of Corinth (1.2 s TWTT). This is in accordance with the estimation of Bell et al. (2009) that there is not any sediment older than ca. 1 2 Ma in the modern Gulf of Corinth. However, the sedimentary sequences below the two gulfs cannot be directly correlated in time without a drill-hole. In addition, Bell et al. (2009) suggest that the cessation of the extension in the Megara basin and the transfer of the activity further north to the Alkyonides Gulf took place between 0.8 and 2.2 Ma, which is also the initiation time for the modern, deep marine Gulf of Corinth (Leeder et al., 2008). This is similar to our findings for the northward migration of tectonic activity from the Corinth rift to the present day Lechaion Gulf and Gulf of Corinth around 1 Ma. In that case, HER, LOU & VOU faults are considered synchronous to the Psatha East Alkyonides fault zone (named after Leeder et al., 2008), resulting in the formation of the two gulfs, Alkyonides and the present Lechaion Gulf, about the same time (Fig. 14). The structural relief between the bedrock under the Plio-Quaternary sedimentary cover of the Lechaion Gulf and the bordering mountains is more than 4.5 km. Taking into account that this relief developed over the last ~4 Ma, the mean slip rate is in the order of 0.9 m/ka or less. Present day evolution of the Corinth Nemea basin is still active below the modern Lechaion Gulf, where tectonic subsidence continues at the hanging wall of active LOU, VOU and HER faults. The latter two faults deformed and tilted the basin to the north, constructing the modern asymmetric basin of Lechaion Gulf. The intense tectonic activity of the second stage of the rift, where the early Pleistocene fan deltas uplifted significantly to the west (Doutsos and Piper, 1990; Zelilidis and Kontopoulos, 1996), has not been observed in the eastern Corinth Nemea basin. It would seem that the tectonic uplift in the east has been outweighed by the southward dipping of present day active faults. The VRA fault, although it cannot be traced onshore, is of significant length, so can be considered as a crustal scale feature, which can contribute to the extension of the Lechaion Gulf. The onset of the new generation N-dipping faults of VRA and XYL contributed to the uplift of the older basin and the formation of the Pleistocene terraces. In particular, it is likely that XYL fault is responsible for the uplifting of the western

156 M. Charalampakis et al. / Marine Geology 351 (2014) Fig. 14. Schematic map modified after Leeder et al. (2012) showing the Corinth rift evolution since the onset of the distributed extension in middle Pliocene, as well as the northward migration of faulting during Pleistocene (inside the box after this study, outside the box after Leeder et al. (2012)). terraces of the Corinth Nemea basin, while VRA fault, for the uplifting of the terraces south of the Lechaion Gulf. Likewise, HER and LOU faults contributed to the uplifting of the terraces on the Perachora peninsula. This points to the fact that the model responsible for the uplifting and subsidence of the region around the Lechaion Gulf is more complex than it has been described in the past (Armijo et al., 1996; Roberts et al., 2009; Turner et al., 2010). Therefore, for estimating more accurately the slip rates, the uplift rates, the extensional rates and the earthquake recurrence interval, the presently mentioned tectono-sedimentary evolution of the eastern most part of the Gulf of Corinth must be taken into consideration. The dominant S-dipping structural faults that prevail in the Lechaion Gulf suggest that the polarity has not change for at least the last 250 ka. This result partially contrasts with the findings from the western part of the gulf (Bell et al., 2009), where there is also one dominant dipping direction during the last 400 ka, but with opposite orientation to the north. Previous studies (Collier et al., 1992; Goldsworthy and Jackson, 2001; Leeder et al., 2008) support the finding that the currently active faults on the Perachora peninsula may be considered as the next generation of the older Klenia and Kenchreai faults. The existence of other N-dipping offshore faults between them (VRA & FRY) shows that the migration did not occur in a single 15 km step, as Bell et al. (2009) suggest, but in a shorter step of 7 km, which is in accordance with the 5 km gradual stepping in the west (Bell et al., 2009). This across rift fault migration mainly concerns hanging wall migration, without any indications of footwall migration, as has been observed by Bell et al. (2009) for the western part of the rift. Acknowledgements We thank Rebecca Bell, Brian Taylor and Jennifer Turner for greatly improving an earlier version of this paper by their constructive comments. References Armijo, R., Meyer, B., King, G.C.P., Rigo, A., Papanastassiou, D., Quaternary evolution of the Corinth Rift and its implications for the Late Cenozoic evolution of the Aegean. Geophysical Journal International 126, Avallone, A., Briole, P., Agatza-Balodimou, A.M., Billiris, H., Charade, O., Mitsakaki, C., Nercessian, A., Papazissi, K., Paradissis, D., Veis, G., Analysis of eleven years of deformation measured by GPS in the Corinth Rift Laboratory area. Comptes Rendus Geoscience 336, Bell, R.E., McNeill, L.C., Bull, J.M., Henstock, T.J., Evolution of the offshore western Gulf of Corinth. Geological Society of America Bulletin 120, Bell, R.E., McNeill, L.C., Bull, J.M., Henstock, T.J., Collier, R.E.L., Leeder, M.R., Fault architecture, basin structure and evolution of the Gulf of Corinth Rit, central Greece. Basin Research 21, Berglund, H., Sheehan, A.F., Murray, M.H., Roy, M., Lowry, A.R., Nerem, R.S., Blume, F., Distributed deformation across the Rio Grande Rift, Great Plains, and Colorado Plateau. Geology 40, Billiris, H., Paradissis, D., Veis, G., England, P., Featherstone, W., Parsons, B., Cross, P., Rands, P., Rayson, M., Sellers, P., Ashkenazi, V., Davison, M., Jackson, J., Ambraseys, N., Geodetic determination of tectonic deformation in central Greece from 1900 to Nature 350, Briole, P., Rigo, A., Lyon-Caen, H., Ruegg, J.C., Papazissi, C., Mitsakaki, C., Balodimou, A., Veis, G., Hatzfeld, D., Deschamps, A., Active deformation of the Corinth rift, Greece: results from repeated Global Positioning System surveys between 1990 and Journal of Geophysical Research 105, Brooks, Μ., Ferentinos, G., Structure and evolution of the Sporadhes basin of the North Aegean trough, Northern Aegean Sea. Tectonophysics 68, Brooks, M., Ferentinos, G., Tectonics and sedimentation in the Gulf of Corinth and the Zakynthos and Kefallinia channels, western Greece. Tectonophysics 101, Clarke, P.J., Davies, R.R., England, P.C., Parsons, B.E., Billiris, H., Paradissis, D., Veis, G., Denys, P.H., Cross, P.A., Ashkenazi, V., Bingley, R., Geodetic estimate of seismic hazard in the Gulf of Korinthos. Geophysical Research Letters 24, Clarke, P.L., Davies, R.R., England, P.C., Parsons, B., Billiris, H., Paradissis, D., Veis, G., Cross, P.A., Denys, P.H., Ashkenazi, V., Bingley, R., Kahle, H., Muller, M., Briole, P., Crustal strain in central Greece from repeated GPS measurements in the interval Geophysical Journal International 135, Collier, R.E.L., Eustatic and tectonic controls upon Quaternary coastal sedimentation in the Corinth Basin, Greece. Journal of the Geological Society, London 147, Collier, R.E.L., Dart, C.J., Neogene to quaternary rifting, sedimentation and uplift in the Corinth basin, Greece. Journal of the Geological Society, London 148, Collier, R.E.L., Lykousis, V., Chronis, G., Pavlakis, P., Temporal and Lateral Changes in Recent Extensional Subsidence and Uplift Rates: W. Saronic Gulf and Corinth Isthmus, Greece. VI, EGS, Terra Abstracts 3/1: 350.

157 74 M. Charalampakis et al. / Marine Geology 351 (2014) Collier, R.E.L., Leeder, M.R., Rowe, P.J., Atkinson, T.C., Rates of tectonic uplift in the Corinth and Megara Basins, central Greece. Tectonics 11, Collier, R.E.L., Leeder, M.R., Trout, M., Ferentinos, G., Lyberis, E., Papatheodorou, G., High sediment yields and cool, wet winters: test of last glacial paleoclimates in the northern Mediterranean. Geology 28, Dart, C.J., Collier, R.E.L., Gawthorpe, R.L., Keller, J.V.A., Nichols, G., Sequence stratigraphy of (?)Pliocene Quaternary synrift, Gilbert-type fan deltas, northern Peloponnesos, Greece. Marine and Petroleum Geology 11, Dèzes, P., Schmid, S.M., Ziegler, P.A., Evolution of the European Cenozoic Rift System: interaction of the Alpine and Pyrenean orogens with their foreland lithosphere. Tectonophysics 389, Doutsos, T., Kokkalas, S., Stress and deformation patterns in the Aegean region. Journal of Structural Geology 23, X. Doutsos, T., Piper, D.J.W., Listric faulting, sedimentation, and morphological evolution of the Quaternary eastern Corinth rift, Greece: first stages of continental rifting. Geological Society of America Bulletin 102, Doutsos, T., Kontopoulos, N., Populimenos, G., The Corinth Patras rift as the initial stage of the continental fragmentation behind an active island arc [Greece]. Basin Research 1, Ford, M., Williams, E.A., Malartre, F., Popescu, S.M., Stratigraphic architecture, sedimentology and structure of the Vouraikos Gilbert-type delta, Gulf of Corinth, Greece. In: Paola, C., Nichols, G.J., Williams, E.A. (Eds.), Special Publication of the International Association of Sedimentologists. Blackwell Publishing, Malden, MA, pp Goldsworthy, M., Jackson, J., Migration of activity within normal fault systems: examples from the Quaternary of mainland Greece. Journal of Structural Geology 23, Hatzfeld, D., Martinod, J., Bastet, G., Gautier, P., An analog experiment for the Aegean to describe the contribution of gravitational potential energy. Journal of Geophysical Research 102, Hayward, N.J., Ebinger, C.J., Variations in the along-axis segmentations of the Afar rift system. Tectonics 15, Heezen, B.C., Ewing, M., Johnson, G.L., The Gulf of Corinth floor. Deep-Sea Research 13, Higgs, B., Syn-sedimentary structural controls on basin deformation in the Gulf of Corinth, Greece. Basin Research 1, Jolivet, L., A comparison of geodetic and finite strain pattern in the Aegean, geodynamic implications. Earth and Planetary Science Letters 187, Karp, T., Scholz, C.A., McGlue, M.M., Structure and stratigraphy of the Lake Albert Rift, East Africa: observations from seismic reflection and gravity data. In: Baganz, O.W., Bartov, Y., Bohacs, K., Nummedal, D. (Eds.), Lacustrine Sandstone Reservoirs and Hydrocarbon Systems. AAPG Memoir, 95, pp Kelletat, D., Kowalczyk, G., Schroder, B., Winter, K.P., Asynopticviewonthe neotectonic development of the Peloponnesian coastal regions. Zeitschrift der Deutschen Geologischen Gesellschaft 127, Le Pichon, X., Angelier, J., The Hellenic arc and trench system: a key to the neotectonic evolution of the eastern Mediterranean area. Tectonophysics 60, Leeder, M.R., Collier, R.E.L., Abdul Aziz, L.H., Trout, M., Ferentinos, G., Papatheodorou, G., Lyberis, E., Tectono- sedimentary processes along an active marine/lacustrine half-graben margin: Alkyonides Gulf, E. Gulf of Corinth, Greece. Basin Research 14, Leeder, M.R., McNeill, L.C., Collier, R.E.L., Portman, C., Rowe, P.J., Andrews, J.E., Gawthorpe, R.L., Corinth Rift margin uplift: new evidence from Late Quaternary marine shorelines. Geophysical Research Letters GL Leeder, M.R., Portman, C., Andrews, J.E., Collier, R., Finch, E., Gawthorpe, R.L., McNeill, L.C., Perez-Arlucea, M., Rowe, P., Normal faulting and crustal deformation, Alkyonides Gulf and Perachora peninsula, eastern Gulf of Corinth rift basin, Greece. Journal of the Geological Society, London 162, Leeder, M.R., Mack, G.H., Brasier, A.T., Parish, R.R., McIntosh, W.C., Andrews, J.E., Durmeijer, C.E., Late-Pliocene timing of Corinth (Greece) rift-margin fault migration. Earth and Planetary Science Letters 274, Leeder, M.R., Mark, D.F., Gawthorpe, R.L., Kranis, H., Loveless, S., Pedentchouk, N., Skourtsos, E., Turner, J., Andrews, J.E., Stamatakis, M., A ''Great Deepening'': Chronology of rift climax, Corinth rift, Greece. Geology 40, Lykousis, V., Sakellariou, D., Papanikolaou, D., Sequence stratigraphy in the northern margin of the Gulf of Corinth: implications to upper Quaternary basin evolution. Bulletin of the Geological Society of Greece 32, Lykousis, V., Sakellariou, D., Moretti, I., Kaberi, H., Late Quaternary basin evolution of the Gulf of Corinth: sequence stratigraphy, sedimentation, fault-slip and subsidence rates. Tectonophysics 440, Malartre, F., Ford, M., Williams, E.A., Preliminary biostratigraphy and 3d geometry of the Vouraikos Gilber-type fan delta, Gulf of Corinth, Greece. Comptes Rendus Geoscience 336, Martinod, J., Hatzfeld, D., Brun, J.P., Davy, P., Gautier, P., Continental collision, gravity spreading, and kinematics of Aegea and Anatolia. Tectonics 19, Martinson, D.G., Pisias, N.G., Hays, J.D., Imbrie, J., Moore Jr., T.C., Shackleton, N.J., Age dating and the orbital theory of the ice ages: development of a high-resolution 0 to 300,000-yr chronostratigraphy. Quaternary Research 27, l 29. Mats, V.D., The structure and development of the Baikal rift depression. Earth- Science Reviews 34, McClusky, S., Balassanian, S., Barka, A., Demir, C., Ergintav, S., Georgiev, I., Gurkan, O., Hamburger, M., Hurst, K., Kahle, H., Kastens, K., Kekelidze, G., King, R., Kotzev, V., Lenk, O., Mahmoud, S., Mishin, A., Nadariya, M., Ouzounis, A., Paradissis, D., Peter, Y., Prilepin, M., Reilinger, R., Sanli., I., Seeger, H., Tealeb, A., Toksoz, M.N., Veis, G., Global positioning system constraints on plate kinematics and dynamics in the eastern Mediterranean and Caucasus. Journal of Geophysical Research 105, McKenzie, D.P., Active tectonics of the Mediterranean region. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society 30, McKenzie, D.P., Active tectonics of the Alpine Himalayan belt: the Aegean Sea and surrounding regions. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society 55, McNeill, L.C., Collier, R.E.L., Uplift and slip rates of the eastern Eliki fault segment, Gulf of Corinth, Greece, inferred from Holocene and Pleistocene terraces. Journal of the Geological Society of London 161, McNeill, L.C., Cotterill, C.J., Henstock, T.J., Bull, J.M., Stefatos, A., Collier, R.E.L., Papatheoderou, G., Ferentinos, G., Hicks, S.E., Active faulting within the offshore western gulf of Corinth, Greece: implications for models of continental rift deformation. Geology 33, Meijer, P.T., Wortel, M.J.R., Temporal variation in the stress field of the Aegean region. Geophysical Research Letters 23, Moretti, I., Sakellariou, D., Lykousis, V., Micarelli, L., The Gulf of Corinth: an active half graben? Journal of Geodynamics 36, Moretti, I., Lykousis, V., Sakellariou, D., Reynaud, J.-Y., Benziane, B., Prinzhoffer, A., Sedimentation and subsidence rate in the gulf of Corinth: what we learn from the Marion Dufresne's long piston coring. Comptes Rendus Geoscience 336, Morewood, N.C., Roberts, G.P., Lateral propagation of the surface trace of the South Alkyonides normal fault segment, central Greece: its impact on models of fault growth and displacement length relationships. Journal of Structural Geology 21, Morewood, N.C., Roberts, G.P., Comparison of surface slip and focal mechanism slip data along normal faults: an example from the eastern Gulf of Corinth, Greece. Journal of Structural Geology 23, Nyst, M., Thatcher, W., New constraints on the active tectonic deformation of the Aegean. Journal of Geophysical Research JB Ori, G.G., Geologic history of the extensional basin of the Gulf of Corinth (?Miocene Pleistocene), Greece. Geology 17, Papadopoulos, G.A., A new tsunami catalogue of the Corinth Rift: 373 B.C. A.D In: Papadopoulos, G.A. (Ed.), Historical Earthquakes and Tsunamis in the Corinth Rift, Central Greece. Institute of Geodynamics, Natural Observatory, Athens, pp Papanikolaou, D.J., Royden, L.H., Disruption of the Hellenic arc: late Miocene extensional detachment faults and steep Pliocene Quaternary normal faults or what happened at Corinth? Tectonics 26, TC5003 ( /2006TC002007). Papatheodorou, G., Ferentinos, G., Sedimentation processes and basin-filling depositional architecture in an active asymmetric Graben: Strava Graben, Gulf of Corinth, Greece. Basin Research 5, Papazachos, B., Papazachou, C., Earthquakes in Greece. Ekdoseis Ziti, Thessaloniki. Perissoratis, C., Piper, D.J.W., Lykousis, V., Alternating marine and lacustrine sedimentation during late Quaternary in the Gulf of Corinth rift basin, central Greece. Marine Geology 167, Petit, C., Deverchere, J., Structure and evolution of the Baikal rift: a synthesis. Geochemistry Geophysics Geosystems 7, Q GC Porter, S.C., Some geological implications of average Quaternary glacial conditions. Quaternary Research 32, Poulimenos, G., Zelilidis, A., Kontopoulos, N., Doutsos, T., Geometry of trapezoidal fan deltas and their relationship to extensional faulting along the south-western active margins of the Corinth rift, Greece. Basin Research 5, Roberts, R., Jackson, J., Active normal faulting in central Greece: an overview. Geological Society of London, Special Publication 56, Roberts, G.P., Houghton, S.L., Underwood, C., Papanikolaou, I., Cowie, P.A., van Calsteren, P., Wigley, T., Cooper, F.J., McArthur, J.M., Localization of Quaternary slip rates in an active rift in 105 years: an example from central Greece constrained by 234U 230Th coral dates from uplifted paleoshorelines. Journal of Geophysical Research Rohais, S., Eschard, R., Ford, M., Guillocheau, F., Moretti, I., Stratigraphic architecture of the Plio-Pleistocene infill of the Corinth Rift: implications for its structural evolution. Tectonophysics 440, Rohais, S., Eschard, R., Guillocheau, F., Depositional model and stratigraphic architecture of rift climax Gilbert-type fan deltas (Gulf of Corinth, Greece). Sedimentary Geology 210, Sakellariou, D., Lykousis, V., Papanikolaou, D., Neotectonic structure and evolution of the Gulf of Alkyonides, central Greece. Bulletin of the Geological Society of Greece 32, Sakellariou, D., Lykousis, V., Papanikolaou, D., Active faulting in the Gulf of Corinth, Greece. In: Briand, F. (Ed.), 36th CIESM Congress Proceedings 36, p. 43. Sakellariou, D., Fountoulis, I., Lykousis, V., Lechaion Gulf: the last descendant of the Proto-Gulf-of-Corinth basin. In: Chatzipetros, A., Pavlides, S. (Eds.), Proceedings of the 5th International Symposium on Eastern Mediterranean Geology, pp (Thessaloniki, Greece). Sakellariou, D., Lykousis, V., Alexandri, S., Kaberi, H., Rousakis, G., Nomikou, P., Georgiou, P., Ballas, D., Faulting, seismicstratigraphic architecture and Late Quaternary evolution of the Gulf of Alkyonides basin East Gulf of Corinth, Central Greece. Basin Research 19, Seger, M., Alexander, J., Distribution of Plio-Pleistocene and modern coarse grained deltas south of the Gulf of Corinth, Greece. International Association of Sedimentologists. Special Publication 20, Siddall,M.,Rohling,E.J.,Almogi-Labin,A.,Hemleben,C.,Meischner,D.,Schmelzer,I.,Smeed, D., Sea-level fluctuations during the last glacial cycle. Nature 423,

158 M. Charalampakis et al. / Marine Geology 351 (2014) Stefatos, A., Papatheodorou, G., Ferentinos, G., Leeder, R., Collier, R., Seismic reflection imaging of active offshore faults in the Gulf of Corinth: their seismotectonic significance. Basin Research 14, Taylor, B., Goodliffe, A., Martinez, F., Initiation of transform faults at rifted continental margins. Comptes Rendus Geoscience 341, Taylor, B., Weiss, J.R., Goodliffe, A., Sachpazi, M., Laigle, M., Hirn, A., The structures, stratigraphy and evolution of the Gulf of Corinth rift, Greece. Geophysical Journal International 185, Thatcher, W., Foulger, G.R., Julian, B.R., Svarc, J., Quilty, E., Bawden, G.W., Presentday deformation across the Basin and Range Province, western United States. Science 283, Tirel, C., Gueydan, F., Tiberi, C., Brun, J.P., Aegean crustal thickness inferred from gravity inversion. Geodynamical implications. Earth and Planetary Science Letters 228, Turner, J.A., Leeder, M.R., Andrews, J.E., Rowe, P.J., van Calsteren, P., Thomas, L., Testing rival tectonic uplift models for the Lechaion Gulf in the Gulf of Corinth rift. Journal of the Geological Society of London 167, Vita-Finzi, C., Evaluating late Quaternary uplift in Greece and Cyprus. In: Pritchard, H.M., Alabaster, T., Harris, N.B.W., Neary, C.R. (Eds.), Magmatic Processes and Plate Tectonics. Geological Society, London, Special Publications, 76, pp Westaway, R., The Quaternary evolution of the Gulf of Corinth, central Greece: coupling between surface processes and flow in the lower continental crust. Tectonophysics 348, Zelilidis, A., Drainage evolution in a rifted basin, Corinth graben, Greece. Geomorphology 43, Zelilidis, A., Kontopoulos, N., Significance of fan deltas without toe-sets within rift and piggy-back basins: examples from the Corinth graben and the Mesohellenic trough, Central Greece. Sedimentology 43, Zelilidis, A., Koukouvelas, I., Doutsos, T., Neogene paleostress changes behind the forearc fold belt in the Patraikos Gulf area, Western Greece. Neues Jahrbuch Fur Geologie und Palaontologie pp

159 SUBMARINE MASS MOVEMENTS ON AN ACTIVE FAULT SYSTEM IN THE CENTRAL GULF OF CORINTH M. CHARALAMPAKIS Laboratory of Marine Geology & Physical Oceanography, Geology Department, University of Patras, Patras 26500, Greece ( A. STEFATOS Rocksource ASA, Olav Kyrres gate 22, N-5808 Bergen, Norway T. HASIOTIS Department of Marine Sciences, University of the Aegean, University Hill, Mytilene, Lesvos, Greece G. FERENTINOS Laboratory of Marine Geology & Physical Oceanography, Geology Department, University of Patras, Patras 26500, Greece Abstract A very high-resolution shallow-seismic survey along the central part of the faultbounded Corinth Gulf southern margin (offshore Xylocastro town) revealed that three morphological zones characterize the area: the shelf, the slope and the basin. Three E-W trending, right stepping basin bounding faults define the basin-slope contact, producing a step like configuration along the base of slope. Steep scarps, caused by mass failures, sculpt the fault plane surfaces, which act as part of the slope. The shelf and the slope are dissected by submarine canyons and numerous minor channels. The largest canyons are located immediately off the river mouths, run perpendicular to the slope and are linear. Seismic profiles across the canyons suggest that some of them are fault controlled. The head and the walls of the canyons are affected by mass failures. It is estimated that about 1.1 km 3 of mass failed sediments have been removed from the canyons and transported downslope to the basin floor. Keywords: submarine failures, fault-bounded margin, escarpment, canyon, Xylocastro, Corinth Gulf 1. Introduction Tectono-sedimentary evolution of active extensional basins is important for both scientific (preservation of fossil records of past changes in climate; growth, activity, decay and death of normal faults; record of extension; etc) and economic (huge economic reserves of hydrocarbon, water and minerals) reasons (Gawthorpe & Leeder, 2000). The purpose of this paper is to show the extensive presence of gravitative mass movements that are taking place on a fault controlled slope. The Corinth Gulf is an active extensional basin that occupies the northern most part of the Plio-Quaternary Corinth rift (Stefatos et al., 2002), located in Central Greece (Figure 1). It is approximately 115 km long and 15 to 30 km wide, while reaches a depth of 900 m. The Corinth Gulf is bounded by E-W striking faults, situated both on- and offshore (Brooks & Ferentinos, 1984; Armijo et al., 1996; Sakellariou et al., 2001; Stefatos et al., 2002; Moretti et al., 2003; McNeill et al., 2005; Lykousis et al., 2007) (Figure 1). 67 V. Lykousis, D. Sakellariou and J. Locat (eds.), Submarine Mass Movements and Their Consequences, Springer.

160 68 Charalampakis et al. According to geological, geodetic and geophysical studies, extension takes place in a N- S to NNE-SSW direction with a rate of up to 15mm yr -1 across the gulf (Tselentis & Makropoulos, 1986; Billiris et al., 1991; Clarke et al., 1997; Davies et al., 1997), while the average rate of uplift of the southern bounding margin for the last 300,000 years is about 0.3mm yr -1 (Collier et al., 1992; Armijo et al., 1996; Dia et al., 1997). 2. Methodology The area under investigation is part of the southern margin of the central Corinth Gulf, offshore Xylocastro. A dense grid of high-resolution, shallow-seismic, reflection profiles, combined with previously collected seismic and sonar data were used for the study of the seafloor morphology, the structural setting and the gravitational mass movements that affect the fault-bounded basin margin of the central part of the Gulf (Figure 1). More than 500 km of Sparker (1.1 kj) and 3.5 khz sub-bottom reflection profiles were acquired during a single cruise in The data were recorded in a Triton Elics digital acquisition system. Filters and gain controls were applied during the processing to enhance the signal. The average penetration achieved was varying from 30 to 120 m for the Sparker and between 7.5 and 40 m for the 3.5 KHz sub-bottom profiler. The lowest penetration achieved over the slope due to the steep gradient. The survey vessel was navigated by conventional GPS, with an accuracy of approximately 20 m. Air-gun seismic reflection and side-scan-sonar records, collected in previous surveys, were used to complement our data, in order to comprehend the structural setting of the basin margin. Identification of the fault traces was very difficult due to the very steep morphology of the slope. Despite the reduced speed of the vessel and the preferred direction of travelling upslope during the seismic profiling, it was very difficult to penetrate the slope for more than a few meters. For this reason fault mapping was carried out taking into account the contact between the slope and the sedimentary cover in the basin. The results from the processing of the data were analysed and presented within a Geographic Information System (GIS). A geographical database was developed, integrating various offshore morphological data from different sources. A series of thematic maps were compiled illustrating the spatial distribution of the major morphological features of the seafloor, such as canyons, faults and scarps (Figure 1b, c). 3. Presentation of data Results A detailed digital elevation model (DEM) for the study area is compiled using bathymetric data taken from 3.5 KHz sub-bottom profiler records, complemented with multi-beam swath bathymetry data collected by Brian Taylor of the University of Hawaii (Fig 1b). The study of the bathymetric map shows that the basin s margin is characterized by three morphological zones: the shelf, the slope and the basin floor. The shelf extends up to a water depth of 100 m and is approximately 1500m wide, locally narrowing to less than 20m. The slope extends from a water depth of 100 to 800 m, with an average NNE dip. The slope gradient ranges between 17º and 22º in the upper slope, whilst in the lower slope gradient is much steeper, exceeding 30º. The basin floor is flat; reaching a depth of 830 m. Cone-shaped fans have been formed at the base of the slope (Ferentinos et al., 1988).

161 Submarine mass movements in the Central Gulf of Corinth 69 Figure 1. (a) Map of the Corinth Gulf showing the major faults along the margin of the basin (Stefatos et al., 2002), the study area and the location of seismic profiles illustrated in this paper. (b) Digital elevation model (DEM) showing the morphological (shelf, slope, basin) and the major structural features. (c) Bathymetric map showing the spatial distribution of the major morphological and structural features described in the text.

162 70 Charalampakis et al. The shelf and the slope are dissected by U- and V-shaped canyons. There are four (4) large and well developed U-shaped canyons, and more than twenty (20) smaller V- shaped canyons (Figures 1c, 2 & 3). The large U-shaped canyons are located just off the mouth of the large rivers Sithas, Katharoneri, Agiorgitikos and Seliandros (Figure 3). The V-shaped canyons start mainly at the shelf-edge. The canyons run perpendicular to the slope direction and are almost linear. Their width ranges from 200 to more than 1400 m, widening downslope. The canyon walls are very steep, with the eastern flank exhibiting higher gradient, up to 24º. The walls of the U-shaped canyons are approximately 200 m high and are intersected by a network of second- and third-order gullies, as it is indicated by the herring bone pattern in the side scan sonar records (Figure 3). The thalweg of the canyons are tilted to the east, reaching gradients up to 5º (Figure 2), while the thalweg axis of each canyon exhibits steeper slope than the corresponding slope of the onshore rivers, suggesting that the active faulting is taking place offshore. In most cases, the thalwegs have a rugged morphology at shallow depths and become smoother at greater depths, indicating that are filled with slumped masses. The tilting of the thalweg of the U-shaped canyons to the east and the disruption of strata indicate that the canyons are controlled by NNE-SSW faults (Figure 2 & 3) A series of three E-W trending, right stepping, basin bounding faults define the basinslope boundary (Figure 4) with the fault planes acting as part of the slope. This fault geometry impose a step-like configuration to the slope and basin edge morphology (Figure 1b,c). The three fault segments have a length ranging from 3 to 5 km and produce an escarpment that exceeds 580 m in height. The uppermost part of the escarpment has retreated due to erosion caused by mass failures (Figure 4), thus contributing to the sediment influx into the basin. Due to the escarpment erosion it is difficult to verify whether the present seafloor slope is the actual fault plane or is the result of erosion. These three fault segments have been regarded as a single WNW-ESE trending fault with a length of 20 km and more (Armijo et al., 1996, figure 2). The presence of three segments instead of a single fault seems more reasonable, since there is no historical evidence of earthquakes with magnitude greater than 6.5 R in the area (Papadopoulos, 2000). Submarine mass failures have been recognized on both the slope and inside the canyons. Scarps are indicative of failures that take place along the slope (Figures 2 & 4). The height of scarps that have been identified ranges from a few meters to 40 m. Slided masses and sediment blocks have also been recognized on the seismic records (Figure 2). At the base of the slope, overlapping mass flow deposits have developed, which are associated with the unstable sediments upslope (Figure 4). Turbidites that have been identified in sediment cores from the basin floor suggest that gravitational mass flows are transformed to turbidity currents while moving downslope (Poulos et al., 1996).

163 Submarine mass movements in the Central Gulf of Corinth 71 Figure khz (a, b) and Sparker (c) sub-bottom profiles across the slope showing the U- and V-shaped canyons. sc: scarp, bsc: buried scarp, ms: mass flow, F: fault (see figure 1a for location).

164 72 Charalampakis et al. Figure 3. Map illustrating side scan sonar images along the slope showing canyons and gullies on the walls of the canyons. Extensive damage to 3 submarine cables that were laid across the slope of the gulf between 1884 and 1957 proves that submarine landsliding along the slope is the dominant erosional factor (Ferentinos et al., 1988). Heezen et al. (1966) reported five failures due to cable breakage, two failures due to cable burial and two failures due to cable suspension, all attributed to mass failures. 4. Discussion and conclusions Interpretation and analysis of seismic data along the southern active fault-bounded basin margin of the central Corinth Gulf revealed that extensive gravitational mass failures play a significant role in the evolution of the region. Extensive sediment failures effectively degrade the upper slope forcing, in many places, the retreat of the shelf edge. The absence of historical earthquakes in the area with magnitude greater than 6.5 R is in accordance with the existence of three smaller fault segments instead of one long fault at the basin margin. Activation of the three en echelon bounding faults results in the oversteepening of the lower slope, whilst the upper slope becomes less steep due to erosion by gravitational mass movements (Figure 4). A great number of scarps are also present at the heads and the flanks of the canyons showing that extensive sliding takes place along the canyon walls (Figure 2). The canyons walls are very steep and are incised by tributary gullies. The canyon thalweg receives material both from the gullies and from the flank failures. Buried scarps have also been observed, covered by recent sediments of at least 6-8 m (Figure 2).

165 Submarine mass movements in the Central Gulf of Corinth 73 Figure khz (a, b, c) and Sparker (d) sub-bottom profiles along the slope showing submarine failures and the location of the basin bounded faults. sc: scarp, sl: slide, slp: slide plane, mfd: mass flow deposits, F: fault (see figure 1a for location).

166 74 Charalampakis et al. Three out of the four largest canyons are developed in the step-over zones between fault segments and suggest some degree of fault control to their location. These faults seem to stabilize the location of the axis of the submarine channels that developed offshore the river mouths and enhance the erosion along the axis of the canyons. The overall morphology of the observed slope instabilities indicates recent and continuous activity. The extensive upper slope mass failures locally control the shelf width. However, these processes appear to be failing to degrade the lower slope, where displacement along the three active basin bounding faults, offers a counteractive mechanism to the erosional degradation of the slope. The described geomorphological setting facilitates direct deep-water coarse-grain sediment transport through the canyons and development of deep-water fans at the canyon mouths along the base of the slope. A total amount of 1.1 km 3 of sediments is estimated to have been eroded along the canyons and transported to the basin floor. This process is still active, as can be seen from the cable failures that take place across the slope over the last 100 years. Such submarine landslides depending on the size, water depth, style of failure and transport distance could generate tsunami waves in the area (Stefatos et al., 2006). 5. Acknowledgements We wish to thank the captain of the vessel Eirini Sofia for his assistance during the data collection. Thanks are due also to the reviewers Dr. L. McNeill and Dr. S. Poulos for their constructive comments on the manuscript. 6. References Armijo, R., Meyer, B., King, G.C.P., Rigo, A. & Papanastassiou, D., Quarternary evolution of the Corinth rift and its implications for the late Cenozoic evolution of the Aegean. Geophysical Journal International 126: Billiris, H., Paradissis, D., Veis, G., England, P., Featherstone, W., Parsons, B., Cross, P., Rands, P., Rayson, M., Sellers, P., Ashkenazi, V., Daavison, M., Jackson, J. & Ambraseys, N., Geodetic determination of tectonic deformation in Central Greece from1900 to Nature 350: Brooks, N. & Ferentinos, G., Tectonics and sedimentology in the Gulf of Corinth and Zakynthos and Kefallinia channels, western Greece. Tectonophysics 101: Clarke, P.J., Davies, R.R., England, P.C., Parsons, B.E., Billiris, H., Paradissis, D., Veis, G., Denys, P.H., Cross, P.A., Ashkenazi, V. & Bingley, R., Geodetic estimate of seismic hazard in the Gulf of Korinthos. Geophysical Research Letters 24: Collier, R.E., Leeder, M.R., Rowe, P.J. & Atkinson, T.C., Rates of tectonic uplift in the Corinth and Megara basins, central Greece. Tectonics 11: Davies, R.R., England, P.C., Parson, B.E., Billiris, H., Paradissis, D. & Veis, G., Geodetic strain of Greece in the interval Journal of Geophysical Research 102: 24,571 24,588. Dia, A., Cohen, A., O Nions, R. & Jackson, J Rates of uplift investigated through 230 Th dating in the Gulf of Corinth (Greece). Chemical Geology 138: Ferentinos, G., Papatheodorou, G. & Collins, M.B., Sediment transport processes on an active submarine fault escarpment: Gulf of Corinth, Greece. Marine Geology 83: Gawthorpe, R.L. & Leeder, M.R., Tectono-sedimentary evolution of active extensional basins. Basin Research 12: Heezen, B.C., Ewing, M. & Johnson, G., The Gulf of Corinth floor. Deep-Sea Research 13: Keraudren, B. & Sorel, D., The terraces of Corinth (Greece) a detailed record of eustatic sea-level variations during the last 500,000 years. Marine Geology 77:

167 Submarine mass movements in the Central Gulf of Corinth 75 Lykousis, V. et al. Late Quaternary basin evolution of the Gulf of Corinth: Sequence stratigraphy, sedimentation, fault slip and subsidence rates. Tectonophysics (2007), doi: / j.tecto McNeill, L., Cotterill, C., Stefatos, A., Henstock, T., Bull, J., Collier, R., Papatheoderou, G., Ferentinos G., & Hicks, S., Active faulting within the offshore western Gulf of Corinth, Greece: implications for models of continental rift deformation. Geology 33/4: Moretti, I., Sakellariou, D., Lykousis, V. & Micarelli, L., The Gulf of Corinth: an active half graben? Journal of Geodynamics 36: Papadopoulos, G.A., A new tsunami catalogue of the Corinth Rift: 373 B.C. A.D In: Papadopoulos, G.A. (Ed.), Historical Earthquakes and Tsunamis in the Corinth Rift, Central Greece. Inst. Geodynamics, Natural Observatory, Athens, pp Poulos, S., Collins, M., Pattiaratchi, C., Cramp, A., Gull, W., Tsimplis, M. & Papatheodorou, G., Oceanography and sedimentation in the semi-enclosed, deep-water Gulf of Corinth (Greece). Marine Geology 134: Sakellariou, D., Lykousis, V. & Papanikolaou, D., Active faulting in the Gulf of Corinth, Greece. 36th CIESM Congress Proceedings 36: 43. Stefatos, A., Papatheodorou, G., Ferentinos, G., Leeder, M. & Collier, R., Seismic reflection imaging of active offshore faults in the gulf of Corinth, their seismotectonic significance. Basin Research 14/4: Stefatos, A., Charalambakis, M., Papatheodorou, G. & Ferentinos, G., Tsunamigenic sources in an active European half-graben (Gulf of Corinth, Central Greece). Marine Geology, 232: Tselentis, G.A. & Makropoulos, K., Rates of crustal deformation in the Gulf of Corinth (Central Greece) as determined from seismicity. Tectonophysics 124:

168

169 TOWARDS THE MITIGATION OF THE TSUNAMI RISK BY SUBMARINE MASS FAILURES IN THE GULF OF CORINTH: THE XYLOCASTRO RESORT TOWN CASE STUDY M. CHARALAMPAKIS, Laboratory of Marine Geology & Physical Oceanography, Geology Department, University of Patras, Patras 26500, Greece, A. STEFATOS, Rocksource ASA, Olav Kyrres gate 22, N-5808 Bergen, Norway K. MPOURDOPOULOS & G. FERENTINOS Laboratory of Marine Geology & Physical Oceanography, Geology Department, University of Patras, Patras 26500, Greece Abstract Submarine-mass-failure-generated tsunamis pose a significant threat to the coastal communities around the Corinth Gulf. An effort was made towards the mitigation of a potential tsunami generated in the eastern part of the gulf, due to a submarine landslide. The impact of the tsunami was assessed along the coastal segment of the summer resort town of Xylocastro. The analysis (study) of the data within a Geographical Information System revealed that a 4 m tsunami run-up will flood 12% of the town s district. One fifth of the permanent residents are expected to be affected, while one fourth of the infrastructure is likely to undergo damages. Although alarm and reaction times to a possible local tsunami are short, there is just enough time for evacuation. Therefore a more detailed hazard assessment and an emergency management plan should be undertaken, not only for Xylocastro, but also for other coastal regions in the Corinth Gulf, where extensive development is taking place. Keywords: tsunami, run-up, inundation zone, submarine mass failures, natural hazard, GIS, Corinth Gulf, Greece 1. Introduction Tsunamis are among the most devastating natural hazards affecting the littoral zone. Even though infrequent, they can cause severe damage to coastal infrastructures, destruction of properties and even loss of human life (UNESCO-IOC, 2006). All the above can violently affect the socio-economic structure of a populated area, particularly in our days, where the density of occupation and utilization of the coastal zone has been significantly increased. Since the majority of damages are expected within the flooding zone, the inundation zone extent is the most critical tsunami hazard that must be estimated, in order to assess tsunami risk along coastal segments. Although, tsunamis are difficult to predict, their expected inundation zone along the coastline can be mapped as the maximum run-up height on shore. This paper focuses on the 5 km coastal segment of Xylocastro summer resort town, in order to examine the impact of a local, submarine-landslide-generated tsunami, to the coastal zone (Figure 1). Utilizing published work on existing submarine landslides, with 367 V. Lykousis, D. Sakellariou and J. Locat (eds.), Submarine Mass Movements and Their Consequences, Springer.

170 368 Charalampakis et al. a tsunami potential in the Gulf of Corinth, the paper examines the effects of a tsunami generated offshore the Perachora peninsula to the east (Papatheodorou & Ferentinos, 1993; Stefatos et al., 2006). Potential areas for tsunami flooding are identified and damages to the town s infrastructure are estimated. Moreover, possible human casualties are estimated, while potential escape methods are suggested. 2. Historical record of Tsunamis in the Gulf of Corinth The Gulf of Corinth is the region with the highest potential for tsunami occurrence in the Mediterranean Sea (Papadopoulos, 2003). Thisisnot only revealedin the published Figure 1. Location of potential tsunami generation area utilized in this study. Estimated deep water tsunami wave height (w.h.) offshore Xylocastro town. historical records (Heck, 1947; Galanopoulos, 1960; Ambraseys, 1962; Antonopoulos, 1980; Papadopoulos and Chalkis, 1984; Papazachos et al., 1986; Soloviev, 1990; Papazachos and Papazachou, 1997; Papadopoulos, 2000; Soloviev et al., 2000; Papadopoulos, 2003), but also in the results of recent studies which suggest that the Gulf could experience relatively destructive tsunami events in the near future, posing a significant threat to coastal communities (Stefatos et al., 2005; Stefatos et al., 2006). Detailed marine geophysical surveys have shown that the steep offshore morphology, the presence of under-consolidated alluvial sediments along the shelf and the increased seismicity of the area, favor the development of submarine landslides (Ferentinos et al., 1988; Lykousis et al., 2003). Numerous such submarine slides have been reported in literature, while recently more detailed studies demonstrated the potential of such slides for destructive tsunamigenesis (Stefatos et al., 2006).

171 Mitigation of tsunami risk, Gulf of Corinth Submarine landslide generated tsunami and wave run-up For the purpose of this paper a potential submarine-mass-failure-generated tsunami offshore Perachora peninsula to the east of the Corinth Gulf, has been used. The tsunami generation area lies 20 km, northeast of Xylocastro, which is a characteristic average distance considering the size of the Gulf and the distribution of towns around it (Figure 1). Stefatos et al. (2005, 2006), have calculated that existing submarine mass failures in the area could generate a tsunami with up to 4.04 m wave height and 6270 m wavelength. After simulating the tsunami propagation in the Gulf of Corinth with TUNAMI-N2 model (Imamura, 1995), they reported that tsunami wave height offshore Xylocastro, in the deep waters (i.e. 800m), reaches a maximum of 0.55 m (Stefatos et al., 2005, their figure 2, Figure 1). In order to identify areas of potential tsunami flooding, the corresponding run-up (R) was calculated using the equation that Pelinovsky & Mazova (1992) have proposed: R/H 0 = 2π 2L/λ 0 Where H 0 is the wave height and λ 0 the wave length, at distance L from the shoreline (their Figure 9). The above formula is exact for predicting maximum run-up for both linear and nonlinear theory (Synolakis 1991; Pelinovsky & Mazova, 1992) provided that the tsunami wave will not break while climbing up the coastline. Athough 75% of the tsunamis don t break as they climb up the coastline (Pelinovsky et al., 1989; Pelinovsky, 1989), a check was performed if the breaking criterion is violated in our case. For this reason the breaking criterion proposed by Synolakis (1991) was used: H 0 >0.818(cotβ) -10/9 Where β is the angle of the slope. Considering that the slope offshore Xylocastro is about 13 o, it is clear that the tsunami wave is not expected to break while reaching the shore. By solving the run-up equation we estimate a maximum run-up of 3.65 m (Figure 2). This value falls within the reported range of historical tsunami wave heights for the Gulf of Corinth (0.3-15m) (Papadopoulos, 2000) and therefore, the proposed vulnerability model assumes an estimated tsunami run-up height of 4 m. Figure 2. Schematic illustration of the estimated tsunami wave height and run-up. (Sketch not in scale, MSL: mean sea level).

172 370 Charalampakis et al. 4. Methodology Presentation of data Analysis of the data and presentation of the results were carried out within a Geographic Information System (GIS), which is an optimal decision making tool for hazard assessment and risk management. A geographical database was developed, integrating onshore and offshore morphological data, urban plan data (buildings, road and railway network), with the estimated tsunami run-up. Since morphology is one of the most imperative factors that affects the spatial extent of flooding, a detailed digital elevation model (DEM) for the study area was constructed (Figure 3). Topographic maps (Hellenic Military Geographical Service) scaled 1:5.000 was used for the reconstruction of the relief on land, while offshore, detailed bathymetric maps were used (Charalampakis et al., 2005). Data regarding the resident population and the urban plan of the town was provided by the General Secretariat of the National Statistical Service of Greece (Census of December ). The urban plan was updated using supplementary data by the Municipality of Xylocastro and in situ observations. The road and railroad network were specifically digitized from topographic maps scaled 1: A series of thematic maps were constructed and a representative map, containing the most important features is presented herein (Figure 4). The main spatial features that were employed in this study were the town blocks, the buildings, the road network (including the national road) and the railroad (Figure 4). Attribute data-table were established and linked to each feature accordingly. Town blocks were linked to the population, while a series of attributes, like age of construction, material of construction, number of floors, usage etc., were linked to the individual buildings within each block. On top of the thematic maps the flooding area was plotted. The mapped flooding area corresponds to the estimated inundation zone, which is considered to extend between the shoreline and the 4m contour that equals the estimated tsunami runup height (Figure 5). In order to estimate the extent of the destruction, specific queries were raised. Such queries quantify and illustrate the results of the tsunami flood in regard to the mapped features (e.g. buildings, road network). 5. Results from tsunami impact and discussion According to the analysis of the produced thematic maps, within the town limits the tsunami is expected to flood an area of 0.6 km 2, with a respective inundation zone that extends up to 230 m landwards (Figure 5). About 1207 people or the 22.4% of the actual permanent residents of Xylocastro are estimated to be trapped within the flooding zone. Xylocastro is a moderate size resort town, with a population raise during the summer season due to tourists and visitors. Therefore the estimated number of people trapped is expected to rise significantly if the tsunami is to occur during the high tourist season in the summer.

173 Mitigation of tsunami risk, Gulf of Corinth 371 Figure 3. Shaded relief map of the study area. The detailed topography of Xylocastro district is also illustrated. Figure 4. Xylocastro urban plan, displaying blocks, buildings, road and railroad network.

174 372 Charalampakis et al. Figure 5. Thematic map illustrating the extent of tsunami flooding and the distribution of the affected buildings and roads. The Xylocastro town, urban area is dominated by residential buildings, and a significant number of restaurants and cafes, located along the waterfront. Out of the 4813 buildings of the municipality, 983 are located within the inundation zone (Figure 5). Among the affected buildings there are 6 hotels, 31 stores, a school and a church. Almost half of them (52.3%) built of concrete, while the most of the rest (46%) are built of wood or stone. A few buildings (1.7%) are constructed of other materials, such as metal and other unclassified materials. According to the classification of the affected buildings by age of construction, the majority of them (i.e. 77%) are built prior to It is interesting to note the fact that 38.6% of the affected buildings are ground floor houses, meaning that there in no immediate escape to upper floors. Consequently, residents would be more easily trapped. Regarding the urban road network, a total of 7 km is expected to flood (fig. 5). This corresponds to 28.2% of the entire road network. The railroad would not be affected by the tsunami due to the adequate elevation and distance from the shoreline. Another parameter investigated during the analysis of the data, was the distance of the buildings from the main road network. Almost 300 buildings, i.e. 31.8% of those inside the inundation zone, are located at a distance of more than 20 m away from main roads that could be used as evacuation routes. Thus, more time will be needed for people to evacuate those districts. Generally, the average distance that a person needs to cover in order to get out of the inundation zone ranges from 100 to 200m (Figure 6). Therefore, the required time for evacuation to safe ground varies from 1.5 to 3 minutes, taking into account an average walking speed of m/s, which corresponds to the walking speed for a walking

175 Mitigation of tsunami risk, Gulf of Corinth 373 elderly person or an adult person with a child (Japanese Institute for Fire Safety & Disaster Preparedness, 1987; Sugimoto, 2003). Since the time for the tsunami to travel from its source area to the coastline of Xylocastro equals to almost 4 minutes (Stefatos et al., 2005), residents have just enough time to reach the evacuation areas. The results of the analysis reveal that within a short distance, there are at least three locations that are suitable to serve as evacuation areas for the population to seek refuge (Figure 6). These areas have easy access from the main roads; they are situated on flat and open ground with elevation more than 8m above sea level (i.e. twice the run-up height) and they are close to the national road, where the rescue teams are expected to reach the town. Figure 6. Thematic map showing indicative escape routes and suggested evacuation areas. The required distances to reach safe ground are annotated on the map. 6. Concluding remarks This survey estimates the impact of a local, submarine-mass-failure-generated tsunami, on the coastal zone of Xylocastro, a typical summer resort town in the Gulf of Corinth. The data analysis indicates that about 1/5 of the resident population, not including tourists and visitors in the summer season could be affected by the tsunami, while almost one fourth of the town s infrastructure is expected to suffer severe damages. The expected high damage ratio is attributed to the fact that half of the buildings lying within the inundation zone are highly vulnerable since they are old and made of either stone or wood. Furthermore, 33% of the affected buildings are single storey buildings and preclude vertical evacuation to higher floor. Approximately 32% of them don t have easy access to main roads, thus increasing the required time for evacuation and

176 374 Charalampakis et al. therefore the risk of human casualties. Special care should be taken for the school and the six hotels that are situated inside the flooding zone. Three locations were identified, within short distance from the affected region that are suitable as evacuation areas for the population to seek refuge. For this case study, the required time for the residents to seek refuge equals the time for the tsunami to travel from its source area to the coastline. This suggests that despite the fact that alarm and reaction times to a possible local submarine-landslide-generated tsunami are short, there is marginal time for evacuation and detailed hazard assessment plans should be undertaken in order to minimize the destructive effects of a potential tsunami in the area. This study aims at giving disaster and emergency planners the hazard assessment tools to formulate a plan for reducing the tsunami risks to coastal residents around the Corinth Gulf, where a lot of candidate areas can suffer in the future by landslide generated tsunamis close to the self edge. 7. Acknowledgements The authors would like to thank J. Locat and the organizing committee of the 3rd International Symposium on Submarine Mass Movements and Their Consequences, V. Lykousis and D. Sakelariou, for their reviews and comments that improve the quality of this manuscript. 8. References Ambraseys, N.N., Data for the investigation of the seismic seawaves in the eastern Mediterranean. Bull. Seismol. Soc. Am. 52: Antonopoulos, J., Data from investigation on seismic sea-waves events in the eastern Mediterranean from birth of Christ to 1980 AD (6 parts). Annal. Geofis. 33: Charalampakis, M., Stefatos, A., Hasiotis, T. & Ferentinos, G., Morphology, structure and evolution of the Xylocastro basin bounding fault margin, central Gulf of Corinth. International Symposium on the Geodynamics of Eastern Mediterranean: Active Tectonics of the Aegean Region, June 2005, Istanbul, Turkey. Galanopoulos, A.G., Tsunamis observed on the coasts of Greece from antiquity to present time. Ann. Geofis. 13: Ferentinos, G., Papatheodorou, G. & Collins, M.B., Sediment transport processes on an active submarine fault escarpment: Gulf of Corinth, Greece. Marine Geology 83: Heck, N., List of seismic sea-waves. Bull. Seismol. Soc. Am. 37: 270. Imamura, F., Review of tsunami simulation with a finite difference method, long wave runup models. World Scientific, Lykousis, V., Sakellariou, D. & Roussakis, G., Prodelta slope stability and associated coastal hazards in tectonically active margins: Gulf of Corinth (NE Mediterranean). In J. Locat and J. Mienert (eds). Submarine Mass Movements and their Consequences: Dordrecht, Kluwer.Academic Publishers, pp Papadopoulos, G.A., A new tsunami catalogue of the Corinth Rift: 373 B.C. A.D In: Papadopoulos, G.A. (Ed.), Historical Earthquakes and Tsunamis in the Corinth Rift, Central Greece. Inst. Geodynamics, Natural Observatory, Athens, pp Papadopoulos, G.A., Tsunami hazard in the eastern Mediterranean: strong earthquakes and tsunamis in the Corinth Gulf Central Greece. Natural Hazards 29: Papadopoulos, G.A. & Chalkis, B., Tsunamis observed in Greece and the surrounding area from antiquity up to the present times. Marine Geology 56:

177 Mitigation of tsunami risk, Gulf of Corinth 375 Papatheodorou, G. & Ferentinos, G., Sedimentation processes and basin-filling depositional architecture in an active asymmetric graben: Strava graben, Gulf of Corinth, Greece. Basin Res. 5: Papazachos, B., Koutitas, Ch., Hatzidimitriou, P., Karakostas, B. & Papaioannou, C., Tsunami hazard in Greece and the surrounding area. Ann. Geophys. 4: Papazachos, B. & Papazachou, C., Earthquakes in Greece, Ziti Publications, Thessaloniki. Pelinovsky, E.N., Tsunami climbing a beach and tsunami zonation. J. Tsunami Soc. 7(2): Pelinofsky, E.N., Golinko, V.I. & Mazova, R.K., Tsunami wave runup on a beach; Exact analytical results, preprint No. 232, Inst. Appl. Phys., U.S.S.R. Academy of Sciences, Gorky (in English). Pelinovsky, E. & Mazova, R., Exact analytical solutions of non linear problems of tsunami wave run-up on slopes with different profiles. Natural Hazards: 6, Regional Data for Disaster Prevention, Regional Evacuation Edition: 1987, Institute for Fire Safety & Disaster Preparedness, pp (in Japanese). Soloviev, S.L., Tsunamigenic zones in the Mediterranean sea. Natural Hazards 3: Soloviev, S.L., Solovieva, O.N., Go, C.N., Kim, K.S. & Shchetnikov, N.A., Tsunamis in the Mediterranean Sea 2000 B.C A.D. Dordrecht, Kluwer Academic Publishers, pp Stefatos, A., Charalambakis, M., Papatheodorou, G., Ghionis, G. & Ferentinos, G., Potential tsunami hazard from submarine landslides in the Corinth Gulf, Greece. 22nd International Tsunami Symposium, Chania, Greece, June, Stefatos, A., Charalambakis, M., Papatheodorou, G. & Ferentinos, G., Tsunamigenic sources in an active European half-graben (Gulf of Corinth, Central Greece). Marine Geology, 232: Sugimoto, T., Murakami, H., Kozuki, Y. & Nishikawa, K., A Human Damage Prediction Method for Tsunami Disasters Incorporating Evacuation Activities. Natural Hazards, 29: Synolakis, C., Tsunami runup on steep slopes: How good linear theory really is. Natural Hazards, 4: UNESCO-IOC, Tsunami glossary. IOC Information document No Paris, UNESCO.

178

179 Marine Geology 232 (2006) Tsunamigenic sources in an active European half-graben (Gulf of Corinth, Central Greece) Aristofanis Stefatos, Marinos Charalambakis, George Papatheodorou 1, George Ferentinos 2 Laboratory of Marine Geology and Physical Oceanography, Department of Geology, University of Patras, Rio Patras, Greece Received 11 October 2005; received in revised form 9 June 2006; accepted 19 June 2006 Abstract The Gulf of Corinth is an active half-graben dissecting the mainland of Greece along an east west axis. The Gulf is well known for its intense seismic activity and its rapid extension rates. However, published historical catalogues reveal that the Gulf of Corinth is also the site of frequent and relatively destructive tsunami occurrences. This paper presents a comparative study of the potential of probable tsunami sources in the Gulf of Corinth, by referring to published offshore geology data. Coseismic seafloor displacement along offshore faults and submarine mass failures are the active tsunamigenic sources. The paper applies easy to use empirical and semi-empirical equations that estimate the generated tsunami wave height, just over the source area. Building upon the most probable worst-case scenarios for both coseismic fault-displacement and submarine mass failure generated tsunamis, the tsunami potential of its case is explored. A maximum probable 6.7 (M w ) offshore earthquake would produce a rupture on the seafloor surface with a maximum displacement of 0.66 to 1.08 m in height in the Gulf of Corinth. The tsunami which would be generated by the seafloor displacement would have a wave height of the same magnitude as the seafloor displacement. Furthermore, existing evidence of submarine mass failures that took place over the last 3000 years in the eastern part of the Corinth Gulf had and would have the potential of generating tsunamis with a maximum wave height of 1.04 and 4.04 m and maximum wave length of 4.52 and 6.25 km Elsevier B.V. All rights reserved. Keywords: tsunami; offshore faulting; offshore slide; Corinth, Greece 1. Introduction Corresponding author. Tel.: ; fax: addresses: a.stefatos@upatras.gr (A. Stefatos), cmarinos@upatras.gr (M. Charalambakis), George.Papatheodorou@upatras.gr (G. Papatheodorou), gferen@upatras.gr (G. Ferentinos). 1 Tel./fax: Tel.: ; fax: The December 2004 Indian Ocean tsunami has brought the need to assess tsunami hazards in various parts of the world, to the attention of the international community. Within the European Union, Greece not only has the highest seismicity record (McKenzie, 1978; Jackson and McKenzie, 1988; Ambraseys and Jackson, 1990) but is also situated in the eastern Mediterranean, an area that suffers the highest tsunami hazard within the EU zone. The analysis of historical records reveals a relatively /$ - see front matter 2006 Elsevier B.V. All rights reserved. doi: /j.margeo

180 36 A. Stefatos et al. / Marine Geology 232 (2006) increased high frequency of tsunami occurrence within the Gulf of Corinth, an enclosed marine basin in central Greece (Antonopoulos, 1980; Papadopoulos and Chalkis, 1984; Papazachos et al., 1986; Papadopoulos, 2003). This paper evaluates the potential of the various tsunamigenic sources that are active within the Gulf of Corinth, a seismically active half-graben marine basin. Reviewing published and unpublished seafloor data, the paper applies tsunami generation models in order to estimate and compare the tsunami potential of each source. Using existing empirical and semi-empirical equations this paper builds a simple methodology for an initial, estimation of the potential tsunami hazard imposed by active offshore faults and submarine landslides. 2. Regional setting The Gulf of Corinth is an active half-graben that dissects the Greek mainland along a WNW ESE axis, over a distance of more than 130 km (Fig. 1). This elongated marine basin reaches a maximum depth of 900 m at its center and is characterized by steep north and south dipping slopes (8 25 ). Basin bounding faults control the extent of the shelf. The shelf is poorly developed, extending over distances of 20 to 2000 m and is under water depths of 100 to 200 m. Locally, in places such as the bays of Lechaio, Itea and Antikyra, the shelf extends as far as 8 to 16 km from the coast. The basin boundaries to the north and south are fault controlled and host small and medium sized fan deltas. These footwall derived fan deltas develop along fault steps and constitute the principal clastic sediment input to the basin. The overall morphology of this narrow and deep marine basin remarkably resembles the setting of fjord-like basins found on higher latitudes. The Gulf of Corinth is considered to be the submerged and most active sector of the Corinth rift that undergoes N S extension, at a rate of 4 14 mm yr 1 (Billiris et al., 1991; Clarke et al., 1997; Briole et al., 2000). This high extension rate concentrated within the basin (Briole et al., 2000) is accommodated by the numerous offshore faults that are found in the area (Stefatos et al., 2002; McNeill et al., 2005)(Fig. 2). The rapid extension is accompanied by intense seismicity with a record of 30 earthquakes with a magnitude above 6 in the last 600 years (Ambraseys and Jackson, 1990, 1997; Papazachos and Papazachou, 1997; Papadopoulos, 2000) (Fig. 1b). Active offshore and onshore faulting favours the development of submarine mass failures along the basins slopes. Especially in areas where river deltas develop, the Fig. 1. Shaded relief map of the Gulf of Corinth and the surrounding land, showing locations of submarine slides discussed in the text. (a) An insert with Greece showing the geographical position of the Gulf of Corinth. (b) An insert with the epicenters of the 30 largest earthquakes over the last 600 years. Large symbols are events with M s >6.5R, smaller symbols are those with 6.0<M s <6.5R. Black circles represent events prior to 1900, white ones post-1900 events.

181 A. Stefatos et al. / Marine Geology 232 (2006) Fig. 2. New revised map of the offshore faults within the Gulf of Corinth (faults after Stefatos et al., 2002; Stefatos, 2005). Abbreviations: W-ANT, west-antikyra fault; COR, Corinth Fault. high sedimentation rates combined with intense earthquake shaking produce favourable conditions for the development of submarine mass failures. Such events have been thoroughly described by previous authors (Perissoratis et al., 1984; Ferentinos et al., 1988; Papatheodorou and Ferentinos, 1997; Hasiotis et al., 2002). 3. Tsunamis in the Gulf of Corinth Over the years, a great number of tsunami catalogues for Greece, including the Gulf of Corinth, have been published by several authors (Heck, 1947; Galanopoulos, 1960; Ambraseys, 1962; Antonopoulos, 1980; Papadopoulos and Chalkis, 1984; Papazachos et al., 1986; Soloviev, 1990; Papadopoulos, 1993; Papazachos and Papazachou, 1997; Papadopoulos, 2000; Soloviev et al., 2000; Papadopoulos, 2003). The most recent catalogue reports a total of 17 probable and definite tsunami events, which have occurred within the Gulf of Corinth (Papadopoulos, 2003). With the exception of the first event of 373 BC, the remaining 16 out of 17 tsunami events are reported to have occurred since The frequency intensity relationship indicates a 16, 40 and 103 year return period for at least one tsunami occurrence of intensity TI 2, TI 3 andti 4 respectively (Papadopoulos, 2003). Although the record regarding the actual wave height is incomplete the reported waves range in height between 0.5 and 10 m. Unfortunately there is no record of inundation distances, with the exception of the 1402 tsunami that struck the Central part of the Gulf and the well described 1963 tsunami in Kamares. The reported inundation distances for these two tsunamis are 1200 and 400 m respectively. It is worth noting that the reported structural damage and casualties were rather low. The majority of the tsunamis are related to shallow earthquakes. However, it is not clear whether these waves were caused by the coseismic fault displacement on the seafloor or, by seismically triggered submarine and coastal sediment slides. Four tsunami events in 1794, 1861, 1965 and 1984 are reported to have been generated by earthquake-triggered coastal landslides, one tsunami in 1888 is considered to have been caused by a seismically triggered submarine slide and two tsunamis in 1963 and 1996 are reported to have been triggered by aseismic coastal slides (Papadopoulos, 2003). The above-mentioned tsunami events demonstrate the necessity to further investigate the potential hazard imposed by such submarine landslides. 4. Seismic dislocation generated tsunamis Coseismic seafloor displacement due to a shallow offshore earthquake can trigger a perturbation of the sea

182 38 A. Stefatos et al. / Marine Geology 232 (2006) surface. Considering that such deformation is much more rapid than the characteristic time required for wave propagation, and that the length scale of the seafloor deformation is much larger than the water depth, the approximation that initial sea-surface deformation is equal to the coseismic vertical displacement of the seafloor can be accepted (Geist and Dmowska, 1999; Hébert et al., 2005). Accepting this approximation, the matters in question are what is the highest probable earthquake magnitude due to the activation of an offshore fault and what is the maximum coseismic fault displacement on the surface of the seafloor produced by such an earthquake. The vertical component of this seafloor displacement will constrain the magnitude of the tsunami generated Empirical average relationship approach Marine seismic reflection surveys in the Gulf of Corinth have imaged numerous offshore faults with fault trace lengths up to 15 km long (Stefatos et al., 2002; Stefatos, 2005) (Fig. 2). Considering that, it is quite probable that a future large earthquake may rupture the entire length of any of these faults; empirical relationship equations are used to estimate the corresponding earthquake magnitude of such a fault rupture. Calculating surface displacement from rupture length is avoided since regressions between displacement and rupture length are less well correlated and have larger standard deviation than regressions between magnitude and length or displacement (Wells and Coppersmith, 1994). Based on a worldwide record of historical earthquakes, Wells and Coppersmith (1994) proposed regression equation correlating trace length (L) and seismic moment magnitude (M w ): M w ¼ 5:08 þ 1:16logðLÞ ð1þ Similar regression equations have been proposed by Pavlides and Caputo (2004) based on dataset of earthquakes from the broader Aegean region and by Ambraseys and Jackson (1998) based on a dataset from the eastern Mediterranean Middle East Region (Eqs. (2) and (3) respectively): M s ¼ 0:90logðLÞþ5:48 M s ¼ 1:14logðLÞþ5:27 ð2þ ð3þ Offshore fault data suggest that the Corinth offshore fault along the south margin and the west and east Antikyra faults along the north margin have a similar length of about 15 km (Fig. 2). This makes them the longest single fault traces within the Gulf of Corinth (nomenclature after Stefatos et al., 2002; faults modified after Stefatos, 2005; Charalambakis et al., 2005). Solving Eqs. (1), (2) and (3) for a maximum ruptured fault trace of 15 km, a maximum magnitude of 6.44, 6.53 and 6.47 is respectively estimated. It should be noted, that the estimated magnitude is slightly less than the maximum-recorded earthquake magnitude in the Gulf of Corinth. The maximum-recorded offshore earthquake shock in the Gulf of Corinth was the first in the series of three events that struck the eastern Gulf of Corinth in On February 24th 1981, a6.7(m s ), was recorded west of Alkyonides islands, northwest of Perachora Peninsula, at a focal depth of about 10 km (Jackson et al., 1982). Considering our interest in estimating the worst-case scenario, the 6.7 magnitude earthquake is used as the maximum probable event in our analysis. To estimate the surface displacement produced by an earthquake of this magnitude the available regression equations correlating magnitude to surface displacement, are referred to. Maximum surface displacement (MD) is related to earthquake magnitude through the regression equation (Wells and Coppersmith, 1994): logðmdþ ¼ 5:46 þ 0:82M w ð4þ A similar equation, based on field observations from the broader Aegean region, correlates local magnitude (M s ) to maximum surface displacement (MD) (Pavlides and Caputo, 2004): logðmdþ ¼ 7:82 þ 1:14M s ð5þ Solving Eqs. (4) and (5) for a magnitude value of 6.7 results in a 1.08 and 0.66 m maximum surface displacement along the fault trace. It should be noted that average surface displacement along the fault is considered to be approximately equal to one-half the maximum surface displacement (Wells and Coppersmith, 1994) and therefore using the maximum value of 1 m is thought to be a valid upper limit, suitable for exploring the worst-case scenario. The above predicted values of maximum surface displacement coincide well with those observed along faults surrounding the Corinth Gulf, which have been activated in the past (Jackson et al., 1982; Pirazzoli et al., 1994; Chatzipetros et al., 2005) Fault specific approach In a more conventional approach, the worst-case scenario should derive from a detailed fault specific

183 A. Stefatos et al. / Marine Geology 232 (2006) analysis of surface deformation produced during the occurrence of the maximum probable earthquake. In such a case the initial tsunami condition is directly obtained by applying the Okada's (1985) method for the calculation of the expected coseismic vertical deformation (Koshimura and Mofjeld, 2001; Borrero et al., 2004). In the present study it is assumed that the 6.7 (M w ) earthquake would occur along one of the two longest offshore fault segments; the 15.1 km long west-antikyra fault or the 14.8 km long Corinth Fault (Fig. 2). Assuming a 6.7 (M w ) earthquake on the Corinth or the west-antikyra offshore faults, the analytical formulas established by Okada (1985) are used for the computation of the coseismic deformation caused, due to elastic dislocation of an inclined and tensile fault in half space. The fault parameters used for estimating the seismic deformation by the fault movement are shown in Table 1. The fault slip shown for the supposed 6.7 (M w ) earthquake is determined by the application of the empirical relationship: logðrldþ ¼ 1:88 þ 0:5M w ð6þ between magnitude and subsurface displacement proposed by Wells and Coppersmith (1994). Inbothcasesthe computed maximum vertical seismic displacement on the seafloor surface at any point along the fault would not exceed 0.7 m, which is less than the previously estimated 1.0 m Direct empirical approach (earthquake magnitude versus tsunami height) Chick et al. (2001) working in Hauraki back-arc rift, in New Zealand, employed the empirical method of Abe (1995), to estimate the potential maximum tsunami height produced by the activation of the 16 km long, Kerepechi offshore fault. Table 1 Dimensions of the Corinth and west-antikyra offshore faults and source parameters of a 6.7 (M w ) earthquake scenario Fault parameters Corinth Fault West-Antikyra fault Length (km) Width (km) Depth (km) Top edge depth (km) 0 0 Fault slip (m) Strike Dip angle Rake Fault parameters after Stefatos (2005) and Charalambakis et al. (2005). Fault slip after Wells and Coppersmith (1994). The relevant equation for the predicted maximum tsunami wave height (H t ) in the Gulf of Corinth is: logh t ¼ 0:5M w 3:30 þ C RVR o M w logr 5:5 þ C R > R o ð7þ where R is the distance from the epicenter in km, and C=0.2 for tsunami generation in a back-arc setting. Applicability testing for locally generated tsunamis shows that this equation tends to over-predict maximum tsunami heights close to the epicenter (Abe, 1995). The distance R o from the epicenter is defined as the radius of a circular generation area, equivalent to the area that is expected to be deformed by the earthquake. The radius R o is given by equation: logr o ¼ 0:5M w 2:25 ð8þ By solving Eqs. (7) and (8) for M w = 6.7 we get a maximum tsunami height of 1.78 m within a 12.6 km radius from the epicenter. The predicted tsunami height is reduced to 0.82 m over a distance of 20 km from the epicenter. Chick et al. (2001), also compared the results of the predictive empirical method by Abe (1995), with a twodimensional depth-averaged finite-element model by Kawahara et al. (1978). Comparing their results the authors conclude that the Abe method predicts maximum wave heights 2 to 4 times higher than the finiteelement method. However, since the numerical model was intended for deep water tsunami generation and also since it does not consider amplification by rupture within soft sediments, the Abe method results were considered to be a reasonable upper-bound for assessing the tsunami hazard (Chick et al., 2001). For the exact same reasons and because of the simplicity of the method the predictive equations of Abe (1995) were chosen for application in the case studied in the Gulf of Corinth. 5. Submarine mass failure generated Tsunamis 5.1. Tsunami generation model In order to estimate the tsunami wave amplitude that is generated over the top of a submarine landslide, the semi-empirical equations of Watts et al. (2003) were used. These equations predict tsunami amplitude on the basis of the energetic scaling proposed by Watts (1998, 2000). The equations derive as curve fits of numerical experiments that were carried out on a complete fluids dynamics simulation of wave generation in two

184 40 A. Stefatos et al. / Marine Geology 232 (2006) Fig. 3. (a) Aerial photograph of the Erineos river mouth, taken in 1963 before the occurrence of the coastal landslide. Dashed line indicates the shoreline position after the landslide. (b) Topographical chart of the area showing the runup distance and height of the tsunami (contours every 1 m). (c) Bathymetry profile offshore Erineos river mouth showing the alteration of the seafloor surface after the tsunami. All figures taken and modified after Galanopoulos et al., dimensions using a boundary elements method (Grilli and Watts, 1999). The predictive equations refer to a tsunami generation model that assumes a submarine mass failure of semi-elliptical shape sliding down a straight incline with angle θ from horizontal (Grilli and Watts, 1999; their Fig. 1). Since the model assumes negligible friction over the sliding surface, all predicted amplitudes should be considered maxima. The semi-ellipse has a maximum thickness T along half of the minor axis that isperpendiculartothemajoraxisoftotallengthb. The semi-ellipse is further described by its width (w) and its initial submergence (d) that corresponds to the initial water depth of the center of the sliding mass. The geometrical characteristics of the mass failure are required as input parameters for the equations and can be assessed using high-resolution seafloor acoustic imaging data. Assuming a specific density γ =1.85 for the submarine mass the relevant equations predict characteristic wavelength λ o, over the characteristic time of motion (t o ), and 3-D tsunami wave height n 3D : rffiffiffiffiffiffiffiffi pffiffiffiffiffi bd k o ¼ t o gd i3:87 ð9þ sinh n 3D i0:2139tð1 0:7458sinh þ 0:1704sin 2 hþ bsinh 1:25 w d w þ k ð10þ (Watts et al., 2003). Eqs. (9) and (10) describe the characteristic tsunami wave generated over the center of mass of the underwater slide (Watts et al., 2003). The equations are valid for θ<30, T/b>0.2 and d/b>0.06. Eq. (10) was originally derived for two-dimensional tsunami propagation and therefore tended to overestimate the actual three-dimensional tsunami amplitude. In order to correct the overestimated amplitude, the term w/(w+λ) is included in Eq. (10) (Watts, 2004). Using the equations of motion given by Watts (1998, 2000),

185 A. Stefatos et al. / Marine Geology 232 (2006) Table 2 Tsunami source parameters for the Kamares 1963, submarine mass failure generated tsunami and the predicted tsunami wave parameters according to the tsunami generation model by Watts et al. (2003) Kamares slide Input parameters γ 1.85 b (m) 1495 T (m) 49 w (m) 630 d (m) 87.5 θ (m) 10 Predicted values α o (m/s 2 ) u t (m/s) s o (m) t o (s) λ o (m) 3.36 η o (m) 5.64 In descending order the parameters are, the specific density (γ), the initial landslide length (b), the maximum initial landslide thickness (T), the maximum landslide width (w), the mean initial landslide depth (d), and the mean initial slope angle (θ). The predicted outputs are the slide initial acceleration (α o ), the theoretical slide terminal velocity (u t ), the characteristic distance of the slide motion (s o ), the characteristic time of motion, (t o ), the wave length (λ o ), and the surface wave height above the middle of the initial slide (n o ). the characteristic time of motion (t o ) as well as the initial acceleration of the slide (α o ), the characteristic speed (U o ) and distance (s o ) is calculated. Watts et al. (2000) and Watts (2004), who investigated the influence of slide deformation have shown that these equations of motion apply to deforming landslide center of mass motion and, that the impact on the characteristic tsunami amplitude is negligible. The application of the predictive equations offers a simple and fast tool for the estimation of tsunami hazards and has been employed in quite a few studies around the world (Goldfinger et al., 2000; Tappin et al., 2001; Watts et al., 2003; McAdoo and Watts, 2004; McMurty et al., 2004) The Kamares 1963 tsunami On the night of February 7th, 1963, a coastal slide at the mouth of the Erineos river, generated a local tsunami that struck the adjacent coasts in the western Gulf of Corinth (site 1 in Fig. 1). Galanopoulos et al. (1964) who surveyed the area just after the incident, provide a rather detailed description of the coastal landslide and the produced tsunami wave. The survey of the area and the comparison of aerial photographs taken before and after the landslide, revealed a 630 m long and 100 m wide coastal zone that subsided beneath the sea surface (Galanopoulos et al., 1964) (Fig. 3). After the landslide the Hellenic Navy Hydrographic Service conducted a water depth survey in the area. According to their comparative seafloor profile before and after the landslide (Fig. 3), the main volume of the landslide mass was initially lying below the water and the submerged coastal zone corresponded to the upslope edge of the slide mass. Based on this data it is estimated that the landslide length along the slope was approximately 1495 m long, 630 m wide and 49 m thick. The initial water depth of the center of the failed sediment mass is estimated at 87.5 m and the mean slope angle at 10. Using the inferred geometry of the slide as input to the tsunami generation model a tsunami height of 5.64 m is estimated (Table 2). This wave height is remarkably close to the reported maximum wave that hit the area. Indeed, for the slide area adjacency a maximum runup height of 5 to 6 m was described (Fig. 3, Table 3) Alkyonides Perachora submarine landslides In the eastern Gulf of Corinth, offshore the Perachora Peninsula and the Alkyonides islands, a series of submarine slides have been reported (Papatheodorou and Ferentinos, 1993). In the middle of the slope west of the Alkyonides islands (site 2, in Figs. 1, 4 and 5) a very well constrained evacuation zone of a submarine slide has been imaged (Papatheodorou and Ferentinos, 1993, their Figs. 7, 8 and 9). Side scan sonar and 3.5 khz subbottom profiles, image a 900 m long by 1800 m wide evacuation zone lying over a slope dipping WSW at an average angle of 15. Sharp, almost vertical sidewalls with a mean height of 40 m around the evacuation zone constrain its extent. Small hyperbolas on the slide plane and the absence of any indication of sediment cover indicate a relatively fresh slide surface. The corresponding water depth in the middle of the mass failure was 392 m. According to the geometrical characteristics of the mass failure the application of Eq. (10) predicts a tsunami with a wave height of 1.04 m and wave length of 4.52 km (Table 4). Further to the south and west of the previous site, at the base of the slope of the Perachora Peninsula (site 3 in Figs. 1 and 4), three successive and partially stacked mass failure deposits lying on the basin floor have been mapped (Fig. 5). From top to bottom these deposits have volumes Table 3 Predicted tsunami wave height and period and the reported wave height and period based on eyewitness accounts for the Kamares tsunami in 1963 (after Galanopoulos et al., 1964) Input data Predicted values Actual observations t o (s) η o (m)

186 42 A. Stefatos et al. / Marine Geology 232 (2006) Fig. 4. Shaded relief map of the eastern Gulf of Corinth, showing the location of the Alkyonides submarine slide evacuation zone and the successive deposits of the Perachora submarine slides. Abbreviations: A, B and C Perachora slide deposits, E Alkyonides slide evacuation zone. of 0.08, 0.12 and 0.15 km 3. In the seismic profiles a 2.5 to 5 m thick, veneer of well-layered sediments of hemipelagic and/or turbiditic origin covers these deposits. Considering that the present day and Holocene averaged sedimentation rates in the Gulf of Corinth is about 1.8 mm/year (Papatheodorou et al., 2003; Moretti et al., 2004), it is concluded that these submarine landslides took place about 1400 to 2800 years ago. These deposits have been related to slide evacuation zones on the adjacent slope, although the exact geometry has not been accurately defined. Since the exact geometry of the initial mass is not known, existing average relationships that describe aspect ratios of landslides are referred to. Following the approach by Locat et al. (2004), as a reasonable approximation, the relationship proposed by Hungr (1988) relating the average flow depth (H f ) and slide volume (V) of a rock avalanche on land is accepted: H f ¼ 0:05 V 0:33 ð11þ Indeed in this case the relationship returns an estimated slide thickness of 21.7 m, which is about one-half the thickness of the previously discussed submarine landslides. Similarly in order to estimate an approximate reasonable length of the submarine slide, the approach of Watts (2004) who refers to the maximum thickness to initial length ratios of T / b =0.5 5% proposed for underwater slides is adopted (Prior and Coleman, 1979; Turner and Schuster, 1996). Since the source area size of underwater landslides in the Gulf of Corinth (Perissoratis et al., 1984; Papatheodorou and Ferentinos, 1997; Hasiotis et al., 2002) is close to the size of the landslides off the Mississippi delta (Prior and Coleman, 1979), the proposed ratio of 0.8% as the best estimate is adopted in this case. This ratio gives an initial slide length estimate of 2712 m. Then considering the assumption of the tsunami generation model, that the submarine slides have a semiellipsoid shape: V ¼ p 6 Tbw ; ð12þ the width of the slide is estimated to be equal to 2596 m. According to the above estimated geometrical characteristics of the submarine slide, if the slide was initiated

187 A. Stefatos et al. / Marine Geology 232 (2006) Fig. 5. Three dimensional representation of the eastern Gulf of Corinth, showing the geometry of the Alkyonides submarine slide evacuation zone (site 2) and the successive deposits of the Perachora submarine slides (site 3). Abbreviations: A, B and C Perachora slide deposits (modified after Papatheodorou and Ferentinos, 1993). at approximately the shelf edge depth of 250 m and slid over the 15 slope, it would generate a tsunami wave 4.04 m high on the sea surface. In this case the estimated tsunami wavelength would be 6.27 km (Table 4). 6. Discussion The above presented data have shown that: (i) the potential for a tsunami generation in the Corinth Gulf is high and (ii) the potential tsunamigenic sources are either coseismic seafloor displacement or coastal/submarine landslides. The maximum expected coseismic seafloor displacement along the two longest active faults in the Corinth Gulf for earthquakes of M w 6.7R, using three different approaches (Okada, 1985; Wells and Coppersmith, 1994; Abe, 1995; Pavlides and Caputo, 2004) rangesfrom0.66 to 1.8 m (Table 5). Considering that the direct empirical method of Abe (1995) does not take into account site-source specific data and because of its known tendency to overestimate the fault displacement, the estimated 1.8 m displacement is regarded as a rather improbable maximum value. Exclusion of the 1.8 m estimation narrows significantly the range of predicted values between 0.66 and 1.0 m. The analytical formulas of Okada (1985), and regionspecific magnitude versus maximum displacement average relationship of Pavlides and Caputo (2004), result in very similar predictions at approximately 0.66 m. On the other hand, the magnitude versus maximum displacement curve fits of Wells and Coppersmith (1994) return an estimation of maximum surface displacement of 1.08 m. The expected coseismic seafloor displacement estimated using the Pavlides and Caputo (2004), Okada (1985) and Wells and Coppersmith (1994) regression equations coincides well with those observed on land faults of similar length bounding the Corinth Gulf which were activated in the past (Jackson et al., 1982; Pirazzoli et al., 1994; Chatzipetros et al., 2005). Therefore, the empirical equations by the above researchers are considered more appropriate to the direct method of Abe (1995).

188 44 A. Stefatos et al. / Marine Geology 232 (2006) Table 4 Eastern Gulf Of Corinth tsunami source parameters used as inputs to the tsunami generation model of Watts et al. (2003) Input parameters Predicted values Alkyonides slide Alkyonides slide Perachora slide γ b (m) T (m) w (m) d (m) θ (m) α o (m/s 2 ) u t (m/s) s o (m) ,141 t o (s) λ o (km) η o (m) In descending order the parameters are, the specific density (γ), the initial landslide length (b), the maximum initial landslide thickness (T), the maximum landslide width (w), the mean initial landslide depth (d), and the mean initial slope angle (θ). The predicted outputs are the slide initial acceleration (α o ), the theoretical slide terminal velocity (u t ), the characteristic distance of the slide motion (s o ), the characteristic time of motion, (t o ), the wave length (λ o ), and the surface wave height above the middle of the initial slide (n o ). Furthermore, since the fault specific approach with the application of the Okada (1985) model requires the input of fault parameters that are rather difficult to define and quite often unknown, the use of the Pavlides and Caputo (2004) and Wells and Coppersmith (1994) average empirical equations is considered a reasonable approximation valid for a rough investigation of worstcase scenarios in the Gulf of Corinth. The tsunami expected wave height is considered to be approximately the same to the coseismic vertical displacement (Geist and Dmowska, 1999; Hébert et al., 2005), therefore it is expected to range between 0.66 and 1.8 m. In order to determine the potential tsunami hazard from submarine slides in the Gulf of Corinth the semiempirical equations of Watts et al. (2003) were employed in the analysis. The applicability of these equations was Table 5 Resulting estimates of maximum vertical seafloor surface displacement during a 6.7 (M w ) earthquake Wells and Coppersmith (1994) Pavlides and Caputo (2004) Okada (1985) Abe (1995) 1.0 m 0.66 m 0.7 m 1.78 m Such estimates are considered as being equal to initial sea-surface deformation and are used as initial conditions to tsunami propagation models. For the sake of comparison the estimations are presented against the estimation provided by the empirical equation of Abe (1995) for a direct maximum tsunami height prediction. tested against the Kamares 1963 tsunami, and appears to provide a remarkably accurate estimate of both the generated tsunami maximum height and period. Published seafloor data from the east Gulf of Corinth, indicate the existence of numerous submarine slides (Perissoratis et al., 1984; Papatheodorou and Ferentinos, 1993). The application of the tsunami prediction equations of Watts et al. (2003) in two of the most recent submarine slides, gives an estimation of the expected tsunami maximum wave heights of 1.04 and 4.04 m and maximum wavelengths of 4.52 and 6.27 km long (Table 6). These estimates are much higher than the estimation of a fault generated tsunami, even when compared to the overestimated tsunami heights predicted using Abe (1995) empirical method (Tables 5 and 6). It is therefore safe to conclude that, in the Gulf of Corinth, the potential tsunami hazard imposed by underwater slides is much higher than offshore fault generated tsunamis. The tsunami source mechanism is difficult to be determined for historical events, the observed tsunamis, except for two, show a good correlation in time with the occurrence of local earthquakes. These cases are considered as earthquake triggered implying a fault dislocation mechanism source or an earthquake triggered landslide. According to the most recently revised catalogues of tsunami occurrences in the Gulf of Corinth, the tsunami heights reported range between 0.30 and 10 m (Papadopoulos, 2003). However, considering the results of this work, tsunamis with reported runup heights of 5 and 10 m should be treated with caution when determining the exact source mechanism. According to Stefatos et al. (2005) who applied a tsunami propagation model for tsunamis in the Gulf of Corinth, the amplification of the generated waves as they enter the shallow waters close to the shoreline does not exceed a factor of 1.2 anywhere along the coastline. It is therefore suggested, that the reported 5 to 10 m high tsunamis have been rather over-exaggerated by the people living on the time of the tsunami occurrence. Up to present, the reported tsunamis seem that they have not caused any structural damage and the life losses were limited to one hand figures. This was apparently due to the fact that at those years the towns and villages in Table 6 Resulting estimates of tsunami heights for submarine mass failure generated tsunamis in the Gulf of Corinth Kamares 1963 Alkyonides slide Alkyonides slide Perachora slide 5.64 m 1.04 m 2.13 m 4.04 m All predicted tsunami heights were calculated using the semi-empirical equations of Watts et al. (2003).

189 A. Stefatos et al. / Marine Geology 232 (2006) the lowlands around the Corinth Gulf were built sufficiently far away from the shoreline. However, considering the present day high tourism, which has resulted in the building of hotels and houses all along the Corinth Gulf shoreline, a similar size tsunami would cause many structural damage and loss of lives. For example, on a summer weekend an estimated 50,000 people gather along the beaches of the Corinth Gulf. 7. Concluding remarks Although the relatively small sized, semi-enclosed, half-graben, marine basins, such as the Gulf of Corinth, do not host major fault zones similar to those found along the tectonic plate boundaries, these basins do suffer from a significant tsunami hazard. The tsunami hazard in this case is primarily related to local tsunamis generated by submarine slides. The estimated wave height for the landslide-generated tsunamis significantly exceeds the expected height of the tsunamis generated by the coseismic seafloor dislocation along a fault. This conclusion is in accordance with the theoretical approach by Ruff (2003) and also the results of Hébert et al. (2005) for the Sea of Marmara and the California coastal zone (Watts, 2004). The Wells and Coppersmith (1994) and the Pavlides and Caputo (2004) empirical equations provide reasonable rough estimations of fault generated tsunami height within the source area. Such estimations are considered valid for regional worst-case scenario studies. For a maximum probable offshore earthquake of 6.7 (M w )inthe Gulf of Corinth, the expected tsunami would have an initial wave height of about 1.0 m within the source area. The easy to use semi-empirical equations by Watts et al. (2003) valid for submarine-failure generated tsunamis were tested against the well-described Kamares 1963 tsunami event. The model predictions are remarkably close to the actual observations, a fact that supports the validity of the model. Reviewing published data of submarine slides it is found that a potential mass failure at the shelf edge in the eastern Gulf of Corinth, similar in size to older failures, would generate an approximately m high tsunami wave in the generation area. The Corinth Gulf tsunamis are considered to have been local events some of which produced large waves that were locally destructive. The steep offshore morphology and the presence of under-consolidated alluvial sediments along the shelf favour the development of submarine landslides and therefore increase the potential of tsunamigenesis. The abundant record of tsunamis in the Gulf of Corinth supports this conclusion (Papadopoulos, 2000, 2003). The growth of population densities along the coasts over the last decades raises significant concern for a future tsunami event that could strike the Gulf of Corinth. Considering the numerous submarine mass failures reported around the Gulf of Corinth and the high frequency of tsunami occurrence it becomes more and more evident that detailed tsunami hazard assessment studies are needed in order to plan an effective civil protection policy for the area. References Abe, K., Estimate of tsunami run-up heights from earthquake magnitudes. In: Tsuchiya, Y., Shuto, N. (Eds.), Tsunami: Progress in Prediction, Disaster Prevention and Warning. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht, pp Ambraseys, N.N., Data for the investigation of the seismic seawaves in the eastern Mediterranean. Bull. Seismol. Soc. Am. 52, Ambraseys, N.N., Jackson, J., Seismicity and associated strain of central Greece between 1980 and Geophys. J. Int. 101, Ambraseys, N.N., Jackson, J., Seismicity and strain in the Gulf of Corinth (Greece) since J. Earthqu. Eng. 1, Ambraseys, N.N., Jackson, J., Faulting associated with historical and recent earthquakes in the Eastern Mediterranean region. Geophys. J. Int. 133, Antonopoulos, J., Data from investigation on seismic sea-waves events in the eastern Mediterranean from birth of Christ to 1980 AD (6 parts). Annal. Geofis. 33, Billiris, H., Paradissis, D., Veis, G., England, P., Featherstone, W., Parsons, B.,Cross,P.,Rands,P.,Rayson,M.,Sellers,P.,Ashkenazi,V., Davison, M., Jackson, J., Ambraseys, N., Geodetic determination of tectonic deformation in central Greece from 1900 to Nature 350, Borrero, J., Legg, M.R., Synolakis, C.E., Tsunami sources in the southern California bight. Geophys. Res. Lett. 31, L13211, doi: /2004gl Briole, P., Rigo, A., Lyon-Caen, H., Ruegg, J.C., Papazissi, C., Mitsakaki, C., Balodimou, A., Veis, G., Hatzfeld, D., Deschamps, A., Active deformation of the Corinth rift, Greece: results from repeated Global Positioning System surveys between 1990 and J. Geophys. Res. 105, 25,605 25,625. Charalambakis, M., Stefatos, A., Hasiotis, T., Ferentinos, G., Morphology, structure and evolution of the Xylocastro basin bounding fault margin, central Gulf of Corinth. International Symposium on the Geodynamics of Eastern Mediterranean: Active Tectonics of the Aegean Region, June 2005, Istanbul, Turkey. Chatzipetros, A., Kokkalas, S., Pavlides, S., Koukouvelas, J., Paleoseismic data and their implication for active deformation in Greece. J. Geodyn. 40 (2 3), Chick, L.M., De Lange, W.P., Healy, T.R., Potential Tsunami hazard associated with the Kerepechi Fault, Firth of Thames, New Zealand. Nat. Hazards 24, Clarke, P.J., Davies, R.R., England, P.C., Parsons, B.E., Billiris, H., Paradissis, D., Veis, G., Denys, P.H., Cross, P.A., Ashkenazi, V., Bingley, R., Geodetic estimate of seismic hazard in the Gulf of Korinthos. Geophys. Res. Lett. 24, Ferentinos, G., Papatheodorou, G., Collins, M.B., Sediment transport processes on an active submarine fault escarpment: Gulf of Corinth, Greece. Mar. Geol. 83,

190 46 A. Stefatos et al. / Marine Geology 232 (2006) Galanopoulos, A.G., Tsunamis observed on the coasts of Greece from antiquity to present time. Ann. Geofis. 13, Galanopoulos,A.,Delimbasis,N.D.,Comninakis,P.E.,1964.Atsunami generated by a slide without a seismic shock. Geological Chronicles of Greece, vol. 16, pp (in Greek). Geist, E.L., Dmowska, R., Local tsunamis and distributed slip at the source. Pure Appl. Geophys. 154, Goldfinger, G., Kulm, D., McNeil, L., Watts, P., Super-scale failure of the Southern Oregon Cascadia Margin. Pure Appl. Geophys. 157, Grilli, S., Watts, P., Modelling of waves generated by a moving submerged body: applications to underwater landslides. Eng. Anal. Bound. Elem. 23, Hasiotis, T., Papatheodorou, G., Bouckovalas, G., Corbau, C., Ferentinos, G., Earthquake-induced coastal sediment instabilities in the western Gulf of Corinth, Greece. Mar. Geol. 186, Heck, N., List of seismic sea-waves. Bull. Seismol. Soc. Am. 37, 270. Hébert, H., Schindelé, F., Altinok, Y., Alpar, B., Gazioglu, C., Tsunami hazard in the Marmara Sea (Turkey): a numerical approach to discuss active faulting and impact on the Istanbul coastal areas. Mar. Geol. 215, Hungr, O., Dynamics of rock avalanches and types of slope movements. Ph.D. thesis, University of Alberta, Edmonton, AB. Jackson, J.A., McKenzie, D.P., The relationship between plate motions and seismic tensors and the rate of active deformation in the Mediterranean and Middle East. Geophys. J. 93, Jackson, J.A., Cagnepain, J., Houseman, G., King, J., Papadimitriou, P., Soufleris, G., Virieux, J., Seismicity, normal faulting and the geomorphological development of the Gulf of Corinth (Greece): the Corinth earthquakes of February and March Earth Planet. Sci. Lett. 57, Kawahara, M., Takeuchi, N., Yoshida, T., Two step explicit finite element method for tsunami wave propagation analysis. Int. J. Numer. Methods Eng. 12, Koshimura, S., Mofjeld, H., Inundation modeling of local tsunamis in Puget Sound, Washington, due to potential earthquakes. International Tsunami Symposium Proceedings, 8 9 August, Seattle, pp Locat, J., Lee, H.J., Locat, P., Imran, J., Numerical analysis of the mobility of the Palos Verdes debris avalanche, California, and its implication for the generation of tsunamis. Mar. Geol. 203, McAdoo, B.G., Watts, P., Tsunami hazard from submarine landslides on the Oregon continental slope. Mar. Geol. 203, McKenzie, D., Active tectonics of the Alpine Himalayan belt: the Aegean Sea and surrounding regions. Geophys. J. R. Astron. Soc. 55, McMurty, G.M., Watts, P., Fryer, G.J., Smith, J.R., Imamura, F., Giant landslides, mega-tsunamis, and paleo-sea level in the Hawaiian Islands. Mar. Geol. 203, McNeill, L.C., Cotterill, C.J., Henstock, T.J., Bull, J.M., Stefatos, A., Collier, R.E.L., Papatheoderou, G., Ferentinos, G., Hicks, S.E., Active faulting within the offshore western Gulf of Corinth, Greece: implications for models of continental rift deformation. Geology 33, Moretti, I., Lykousis, V., Sakellariou, D., Reynaud, J.-Y., Benziane, B., Prinzhoffer, A., Sedimentation and subsidence rate in the Gulf of Corinth: what we learn from the Marion Dufrense's longpiston coring. C.R. Geoscience 336, Okada, Y., Surface deformation due to shear and tensile faults in a half-space. Bull. Seismol. Soc. Am. 75, Papadopoulos, G.A., On some exceptional seismic (?) seawaves in the Greek Archipelago. Science of Tsunami Hazard 11, Papadopoulos, G.A., A new tsunami catalogue of the Corinth Rift: 373 B.C. A.D In: Papadopoulos, G.A. (Ed.), Historical Earthquakes and Tsunamis in the Corinth Rift, Central Greece. Inst. Geodynamics, Natural Observatory, Athens, pp Papadopoulos, G.A., Tsunami hazard in the eastern Mediterranean: strong earthquakes and tsunamis in the Corinth Gulf Central Greece. Nat. Hazards 29, Papadopoulos, G.A., Chalkis, B., Tsunamis observed in Greece and the surrounding area from antiquity up to the present times. Mar. Geol. 56, Papatheodorou, G., Ferentinos, G., Sedimentation processes and basin-filling depositional architecture in an active asymmetric graben: Strava graben, Gulf of Corinth, Greece. Basin Res. 5, Papatheodorou, G., Ferentinos, G., Submarine and coastal sediment failure triggered by the 1995, M s = 6.1 R Aegion earthquake, Gulf of Corinth, Greece. Mar. Geol. 137, Papatheodorou, G., Stefatos, A., Christodoulou, D., Ferentinos, G., Small scale present day turbidity currents in a tectonically active submarine graben, the Gulf of Corinth (Greece): their significance in dispersing mine tailings and their relevance to basin filling. In: Locat, J., Mienert, J. (Eds.), Submarine Mass Movements and their Consequences. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht, pp Papazachos, B., Papazachou, C., Earthquakes in Greece, Ekdoseis Ziti, Thessaloniki. Papazachos, B., Koutitas, Ch., Hatzidimitriou, P., Karakostas, B., Papaioannou, C., Tsunami hazard in Greece and the surrounding area. Ann. Geophys. 4, Pavlides, S., Caputo, R., Magnitude versus fault's surface parameters: quantitative relationships from the Aegean Region. Tectonophysics 380, Perissoratis, C., Mitropoulos, D., Angelopoulos, J., The role of earthquakes in inducing sediments mass movements in the eastern Corinthiakos Gulf: an example from the February 24 March 4, 1981 activity. Mar. Geol. 55, Pirazzoli, P., Stiros, S., Arnold, M., Laborel, J., Laborel Derguen, F., Papageorgiou, S., Episodic uplift deduced from Holocene shorelines in the Perachora Peninsula, Corinth area, Greece. Tectonophysics 299, Prior, D., Coleman, J., Submarine landslides: geometry and nomenclature. Z. Geomorph. N.F. 23, Soloviev, S.L., Tsunamigenic zones in the Mediterranean sea. Nat. Hazards 3, Soloviev, S.L., Solovieva, O.N., Go, C.N., Kim, K.S, Shchetnikov, N.A., Tsunamis in the Mediterranean Sea 2000 B.C A.D. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht. 237 pp. Stefatos, A., Study of sedimentary processes and tectonic structure in the Gulf of Corinth with the use of marine geophysical methods. PhD Thesis, University of Patras, Patras, 221 pp. Stefatos, A., Papatheodorou, G., Ferentinos, G., Collier, M., Seismic reflection imaging of active offshore faults in the Gulf of Corinth: their seismotectonic significance. Basin Res. 14, Stefatos, A., Charalambakis, M., Papatheodorou, G., Ghionis, G., Ferentinos, G., Potential tsunami hazard from submarine landslides in the Gulf of Corinth, Corinth. In: Papadopoulos, G.A., Satake, K. (Eds.), 22nd International Tsunami Symposium Proceedings, June, Chania, pp

191 A. Stefatos et al. / Marine Geology 232 (2006) Tappin, D.R., Watts, P., McMurty, G.M., Lafoy, Y., Matsumoto, T., The Sissano, Papua New Guinea tsunami of July 1998 offshore evidence on the source mechanism. Mar. Geol. 175, Turner, A.K., Schuster, R.L., Landslides: investigation and mitigation. Spec. Rep., vol Trans. Res. Board, National Academy Press, Whasington, DC. Ruff, L.J., Some aspects of energy balance and tsunami generation by earthquakes and landslides. Pure Appl. Geophys. 160, Watts, P., Wavemaker curves for tsunamis generated by underwater landslides. J. Waterw. Port Coast. Ocean Eng. ASCE 124, Watts, P., Tsunamis features of solid block underwater landslides. J. Waterw. Port Coast. Ocean Eng. ASCE 126, Watts, P., Probabilistic predictions of landslide tsunamis off southern California. Mar. Geol. 203, Watts, P., Imamura, F., Grilli, S.T., Comparing model simulations of three benchmark tsunami generation cases. Sci. Tsunami Hazards 18, Watts, P., Grilli, S.T., Kirby, J.T., Fryer, G.J., Tappin, D.R., Landslide tsunami case studies using a Boussinesq model and a fully nonlinear tsunami generation model. Nat. Hazards Earth Syst. Sci. 3, Wells, D.L., Coppersmith, K.J., New empirical relationships among magnitude, rupture length, rupture width, rupture area and surface displacement. Bull. Seismol. Soc. Am. 84,

192

193 22nd International Tsunami Symposium, Chania, Greece, June, 2005 Page 1 of 10 Potential tsunami hazard from submarine landslides in the Corinth Gulf, Greece STEFATOS A., CHARALAMBAKIS M., PAPATHEODOROU G., GHIONIS G. and FERENTINOS, G. Laboratory of Marine Geology & Physical Oceanography, Dept. of Geology, University of Patras, Rio Patras, Greece. Abstract. Analysis of submarine landslides, which occurred in the near past in the eastern part of the Corinth Gulf, based on bathymetric seafloor sonar images and high resolution seismic reflection profiling, shows that these landslides are capable of generating tsunamis. A semi-empirical approach proposed by Watts et al. (2003) was used to predict maximum tsunami wave height and wavelength. The tsunami propagation model TUNAMI-N2 (Imamura, 1995) was used to simulate the tsunami propagation and the wave height along the coastline. The predicted tsunami wave heights over the landslides range from 1 to 4 m with wavelengths from 3.6 to 6.2 km. These tsunami wave parameters are such that they can impose a threat to the low lying coastal communities, especially on the frontline. However, further research is needed for a more detailed assessment of tsunami hazards, due to locally generated tsunamis by submarine landslides, within the Corinth Gulf. Key words: submarine landslide generated tsunami, tsunami hazard, Corinth Gulf. 1. Introduction The published tsunami catalogues for the eastern Mediterranean illustrate the high tsunami hazard for the broader Aegean region and the relatively increased frequency of tsunami occurrence within the Gulf of Corinth in Greece (Antonopoulos, 1980; Papadopoulos and Chalkis, 1984; Papazachos et al., 1986; Papadopoulos, 2003). This paper focuses on the Gulf of Corinth, a semi-enclosed, fjord-like, marine basin in central Greece and aims to evaluate the potential tsunami hazard, which can be triggered by a submarine landslide within the gulf. Existing predictive equations proposed by Watts et al. (2003) are used to estimate the potential maximum tsunami height and wavelength generated over the tsunami source area of a submarine landslide. The wave propagation model proposed by Imamura (1995) was used to estimate the propagation speed, the arrival time and the tsunami wave height in the coastal zone.

194 22nd International Tsunami Symposium, Chania, Greece, June, 2005 Page 2 of 10 This work hopes to provide the basis for further, more detailed, research on submarine landslide generated tsunamis that would provide a guideline for specific civil protection planning strategies along the Corinth Gulf coastline. 2. Area overview The Corinth Gulf is a 130 km long and 10 to 30 km wide marine fjord-like basin situated in central Greece (Figure 1a). This narrow, elongated marine basin reaches a maximum depth of 900 meters in the centre of the basin. The gulf is characterized by a generally narrow shelf with a width ranging from 20 to 2000 meters (Figure 1). Locally, in places such as the gulf of Itea, Antikyra and Lechaio, the shelf extends over distances of 8 to 16 km. The seafloor slope around the gulf margins is quite steep dipping from 8 o to 25 o before becoming almost flat in the center of the gulf, at water depths of 700 to 900 meters (Figure 1). Figure 1. Shaded relief bathymetry and topography of the Corinth Gulf and surrounding land, compiled from data collected by the Laboratory of Marine Geology & Physical Oceanography and satellite data, respectively. Offshore fault lines after Stefatos et al. (2002). The locations of the submarine landslides are shown by black circles. Insert (a): map of Greece showing location of the studied area. Insert (b): Epicenters of significant earthquakes in the Corinth Gulf since 1400 AD. Large symbols are events with M s > 6.5R, smaller symbols are those with 6.0<M s < 6.5R. Black circles represents events prior to 1900, white ones post-1900 events. The Corinth Gulf is an active half-graben, under rapid N S extension, at a rate of 4-14 mmyr -1 (Briole et al., 2000). The fast extension is expressed through the intense seismicity of the area with a record of 30 earthquakes with magnitude above 6 in the Richter scale within the last 600 years (Papazachos & Papazachou, 1997) (Figure 1b).

195 22nd International Tsunami Symposium, Chania, Greece, June, 2005 Page 3 of 10 The induced deformation is primarily taken by the numerous offshore faults within the gulf (Stefatos et al., 2002; McNeil et al., 2005) (Figure 1). The high sedimentation rates of under-consolidated alluvial and marine sediments along the coastal zone and offshore, and the intense seismic activity have resulted in the generation of multiple submarine mass failure events (Ferentinos et al., 1988; Papatheodorou and Ferentinos 1997; Hasiotis et al., 2002). 3. Tsunamis in the Corinth Gulf Numerous catalogues of tsunamis in Greece and the surrounding area including the Gulf of Corinth have been published by several authors (Antonopoulos, 1980; Papadopoulos and Chalkis, 1984; Papazachos et al., 1986; Papadopoulos, 2003). In the most recent catalogue, a total of 17 probable and definite tsunami events are reported to have occurred within the Corinth Gulf (Papadopoulos, 2003). With the exception of the first event in 373 BC, the remaining 16 out of 17 tsunami events are reported to have occurred since Although the majority of the actual tsunamis that have taken place are related to shallow earthquakes, it is not clear whether these waves were caused by the co-seismic fault displacement on the seafloor or by seismically triggered submarine and coastal sediment slides. 4. Submarine mass failure generated tsunamis 4.1. Tsunami Generation Model The tsunami wave amplitude generated over the top of a submarine landslide in the Gulf of Corinth was estimated by using the semi-empirical equations proposed by Watts et al. (2003). These equations predict tsunami amplitude on the basis of the energetic scaling proposed by (Watts, 1998, 2000). The equations were derived as curve fits of numerical experiments that were carried out on a complete fluid dynamics simulation of wave generation in two dimensions, using a boundary elements method (Grilli and Watts, 1999). For a tsunami generation model that assumes a submarine mass failure of semielliptical shape sliding down a straight plane inclined with an angle θ from horizontal, the proposed equations by Watt et al. (2003) for a 3-D estimate of the tsunami height (n 3D ) and wavelength (λ ο ) are: bd o t o gd 3.87 (1) sin

196 22nd International Tsunami Symposium, Chania, Greece, June, 2005 Page 4 of 10 n3 D 2 bsin w sin sin T (2) d w where (t 0 ) is the duration of landslide acceleration or duration of tsunami generation, (T) is the maximum thickness of the semi-ellipse along half of the minor axis that is perpendicular to the major axis of total length (b), (w) is the width of the semi-ellipse and (d) is its initial submergence that corresponds to the initial water depth of the center of the sliding mass (Grilli et al., 2002, their figure 4). Equations (1) and (2) describe the characteristic tsunami wave generated on top of the center of mass of the underwater slide (Watts et al., 2003). The equations are valid for γ=1.85, θ < 30 ο, T/b > 0.2 and d/b > Equation (2) was originally derived for twodimensional tsunami propagation and therefore tended to overestimate the actual threedimensional tsunami amplitude. In order to correct the overestimated amplitude, the term w/(w+λ) was included in equation (2) (Watts, 2004). The geometric characteristics of a submarine landslide and the specific gravity of the slid rocks can be taken from detailed bathymetry, seismic reflection surveys and core sampling techniques. The application of the predictive equations offers an easy and rapid tool for the estimation of tsunami hazards and has been employed in quite a few studies around the world (Goldfinger et al., 2000; Watts et al., 2003; McAdoo and Watts, 2004; McMurty et al., 2004). Stefatos et al. (Submitted for publication) who applied these equations to the Kamares 1963 tsunami event (Site 1 in figure 1), which was triggered by a submarine landslide in the west Corinth Gulf, found that the aforementioned equations give a remarkably accurate estimate of both maximum wave height and period compared to the observations described by Galanopoulos et al. (1964) Alkyonides Perachora submarine landslides In the eastern Corinth Gulf, offshore the Perachora Peninsula and the Alkyonides islands, a series of submarine slides were reported by Papatheodorou & Ferentinos (1993). The submarine landslides are covered by well layered sediments of hemipelagic and/or turbiditic origin with a thickness ranging from 2.5 to 5 m. Taking into consideration that the present day and Holocene average sedimentation in Corinth Gulf is about 1.8 mm/year (Papatheodorou et al., 2003; Moretti et al., 2004), it is concluded that the submarine landslides took place about 1400 to 2800 years ago. At the middle of the slope west of Alkyonides islands (Site 2 in figure 1), a very well constrained evacuation

197 22nd International Tsunami Symposium, Chania, Greece, June, 2005 Page 5 of 10 zone of a submarine slide has been mapped by Papatheodorou and Ferentinos (1993, their figure 8). Side scan sonar and 3.5 khz sub-bottom profiles, show a 900 m long by 1800 m wide evacuation zone lying over a slope dipping WSW at an average angle of 15 o. Sharp, almost vertical sidewalls with a mean height of 40 meters around the evacuation zone constrain its extent. The corresponding water depth in the middle of the mass failure was 392 m. The geometrical characteristics of the submarine landslide used in equations (1) and (2) (Table 1, column 1), to predict the tsunami height and wavelength show that the expected height and wavelength are 1.04 m and 4.52 km, respectively. However, if the slide had occurred further upslope at the shelf edge, at an initial water depth of 250 meters, then the estimated tsunami height would be 2.1 m and the expected tsunami wavelength would be 3.61 km (Table 1, column 2). Further to the south and west of the previous site, at the base of the slope of the Perachora peninsula (Site 3 in figure 1) three successive mass failure deposits lying on the basin floor were mapped (Papatheodorou and Ferentinos, 1993, their figures 11 & 12). From top to bottom these deposits have volumes of 0.08, 0.12 and 0.15 km 3. These deposits have not been related to any specific landslide evacuation zone on the adjacent slope. However, side scan sonar images of the adjacent slope surface, reveal evidence of multiple landslides that have affected the slope. Since the exact geometry of the initial slid mass is not known, existing average relationships that describe aspect ratios of landslides are used to determine it. Following the approach by Locat et al. (2004), the relationship proposed by Hungr (1988) relating the average flow depth (H f ) and slide volume (V) of a rock avalanche on land H f = 0.05 V 0.33 is accepted as a reasonable approximation. Indeed in this case the relationship returns an estimated slide thickness of 21.7 meters. Similarly, in order to estimate an approximate reasonable length for the submarine slide, the approach of Watts (2004) who refers to the maximum thickness to initial length ratios of T/b = % proposed for underwater slides by Prior and Coleman (1979) and Turner and Schuster (1996) is adopted. Since the source area size of underwater landslides in the Corinth Gulf (Papatheodorou and Ferentinos, 1997; Hasiotis et al., 2002) is close to the size of the landslides off the Mississippi delta (Prior and Coleman, 1979), the proposed ratio of 0.8 % as the best estimate is, in this case, accepted. This ratio gives an initial slide length estimate of 2712 m (Table 1). Then, considering the assumption of the tsunami generation model, that the submarine slides have a semiellipsoid shape:

198 22nd International Tsunami Symposium, Chania, Greece, June, 2005 Page 6 of 10 V Tbw, 6 the width of the slide is estimated to be equal to 2596 m. According to the above estimated geometrical characteristics of the submarine slide, if the slide was initiated at approximately the shelf edge depth of 250 meter and slid over the 15 o slope, it would generate a tsunami wave 4.04 m high on the sea surface just above the landslide. The estimated tsunami wavelength would be 6.27 km. Table 1: Corinth Gulf tsunami source parameters: The inputs to the tsunami generation model of Watts et al. (2003) are the specific density (γ), the initial landslide length (b), the maximum initial landslide thickness T, the maximum landslide width w, the mean initial landslide depth d, and the mean initial slope angle θ. The predicted outputs are the tsunami wave height (n o ) and wavelength (λ o ). Input data Alkyonides Slide Alkyonides Slide (*) Perachora Slide γ b (m) T (m) w (m) d (m) θ (m) 15 o 15 o 15 o λ ο (m) η ο (m) Tsunami propagation model The tsunami propagation in the Corinth Gulf was simulated using the widely accepted TUNAMI-N2 model (Imamura, 1995). The model is based on a set of nonlinear shallow water equations with bottom friction term, discretized by the leap-frog finite difference scheme. Bathymetric data collected over the last 20 years by the Laboratory of Marine Geology & Physical Oceanography were used for the modeling of the tsunami. The size of the grid is 100 m and the total number of grid points in the study area is (1310 X 745). Since both landslides are located close to each other, the Perachora peninsula slide (Site 3 in figure 1) was used for the tsunami simulation. The maximum wave heights computed by TUNAMI-N2 are presented in figure 2. According to the simulated tsunami propagation, in the deep waters, maximum wave heights range between 0.2 and 0.6 m. Near the shoreline, at depths less than 50 m, the estimated wave heights range from 0.4 to 1.5 m, except from the coast close to the tsunami generated area, where the wave height exceeds 5 m. The largest wave heights are located along the coastline, between Xylokastro and Corinth, around Erateini area, offshore Eliki, in the gulf of Antikyra, in the northwest facing coast of Perachora peninsula and west of Domvrena (Figure 2).

199 22nd International Tsunami Symposium, Chania, Greece, June, 2005 Page 7 of 10 Figure 2: Maximum tsunami wave heights in meters during numerical simulation of the Perachora case study using an underwater slide tsunami source. Simulation based on a 100 m grid. The estimated travel time from the source of the tsunami along the Corinth Gulf is shown in figure 3. The tsunami travel times and the heights attained along the coast demonstrate the strong anisotropy of the propagating waves due to the shallow water effect. The tsunami waves would be expected to reach Kiato in about 3.5 minutes and Xylocastro in 4.5 minutes. Table 2 shows the computed arrival times at some major towns along the coast of the Corinth Gulf. Travel times indicate that the expected tsunami waves would reach the coastline in a short period of time. Figure 3: Map of the estimated tsunami travel times (in minutes) in the Corinth Gulf, for tsunami waves generated by the Perachora peninsula underwater landslide.