ΒΕΖΥΡΙΑΝΟΥ ΙΩΑΝΝΑ Α.Μ. 08010

ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΠΤΥΧΙΑΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ ΕΞΕΛΙΞΗ ΓΕΩΜΟΡΦΩΝ ΤΥΠΟΥ BADLANDS ΣΤΗΝ ΠΕΡΙΟΧΗ ΤΟΥ ΔΕΡΒΕΝΙΟΥ ΚΕΝΤΡΙΚΗ ΚΟΡΙΝΘΙΑΚΗ ΤΑΦΡΟΣ (Β. ΠΕΛΟΠΟΝΝΗΣΟΣ ΕΛΛΑΔΑ) ΕΠΙΒΛΕΠΩΝ: ΣΤΑΜΑΤΟΠΟΥΛΟΣ ΛΕΩΝΙΔΑΣ ΒΕΖΥΡΙΑΝΟΥ ΙΩΑΝΝΑ Α.Μ. 08010 ΠΑΤΡΑ ΟΚΤΩΒΡΙΟΣ 2014

ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ Η παρούσα εργασία αποτελεί την Πτυχιακή Εργασία στα πλαίσια των σπουδών μου στο τμήμα γεωλογίας, της Σχολής θετικών επιστημών του Πανεπιστημίου Πατρών. Οφείλω θερμές ευχαριστίες στον καθηγητή μου Λεωνιδα Σταματόπουλο για την καθοδήγηση και την υποστήριξη του καθ όλη την διάρκεια εκπόνησης της εργασίας αυτής. Επίσης θέλω να ευχαριστήσω θερμά την οικογένεια μου για την ηθική και οικονομική της συμπαράσταση. 2

ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ Συντομογραφίες και συμβολισμοί...... 5 Κατάλογος εικόνων 6 Πρόλογος 7 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο ΕΙΣΑΓΩΓΗ 1.1 Γεωδυναμικό καθεστώς και μορφολογικά χαρακτηριστικά της τάφρου της Κορίνθου.. 8 1.2 Παλαιογεωγραφική εξέλιξη.. 11 1.2.1 Φυσιογραφία του Κορινθιακού κόλπου.....12 1.3 Τεκτονική Δομή....14 1.3.1 Ανύψωση ακτών και συσχέτιση με ρήγματα (Δυτικό και Κεντρικό Κορινθιακό)....16 1.3.2 Καταβύθιση βόρειων ακτών...17 1.4 Στρωματογραφική διάρθρωση και ιζηματογένεση στον Κορινθιακό κόλπο....18 1.5 Σεισμικότητα στον Κορινθιακό κόλπο..20 1.5.1 Το ρήγμα της Ελίκης..23 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 ο ΓΕΩΜΟΡΦΟΛΟΓΙΑ ΓΕΩΜΟΡΦΕΣ 2.1 Εισαγωγή...25 2.2 Είδη Γεωμορφών...26 2.2.1 Γεωμορφές Διάβρωσης.. 26 2.2.2 Γεωμορφές Απόθεσης....27 2.2.3 Γεωμορφές τύπου badlands....28 2.2.3.1 Δημιουργία των badlands 28 2.2.3.2 Ταξινόμηση των Badlands..29 2.2.3.3 Μελέτες για τα badlands.30 2.2.3.4 Η επίδραση της ανθρώπινης δραστηριότητας στα badlands...35 2.3 Γεωμορφολογικοί χάρτες.. 35 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 ο ΜΕΘΟΔΟΛΟΓΙΑ 3.1 Εισαγωγή... 37 3.2 Γεωγραφικά Συστήματα Πληροφοριών (ΓΣΠ).....39 3.2.1 Ορισμός..39 3.2.2 Βασικές κατηγορίες εφαρμογών...41 3.3 Στοιχεία Μεθοδολογίας.....42 3.3.1 Διαδικασία ψηφιοποίησης...43 3

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 ο ΜΕΛΕΤΗ ΠΕΡΙΠΤΩΣΗΣ 4.1 Μέθοδος μελέτης 50 4.2 Αποτελέσματα...51 4.3 Πρόταση 54 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 ο ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ 5.1 Συμπεράσματα..55 Περίληψη.... 56 Βιβλιογραφία..58 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ...60 4

Συντομογραφίες και συμβολισμοί ΓΣΠ Γεωγραφικά Συστήματα Πληροφοριών DEM..Digital Elevation Models DTM..Digital Terrain Models ΕΓΣΑ.Ελληνικό Γεωδαιτικό Σύστημα Αναφοράς ΙΓΜΕ.Ινστιτούτο Γεωλογικών και Μεταλλευτικών Ερευνών ΟΚΧΕ Οργανισμός Κτηματολογίου και Χαρτογραφήσεων Ελλάδας ΤΙΝ Triangle Irregular Network ΨΜΕ..Ψηφιακό Μοντέλο Εδάφους 5

Κατάλογος εικόνων Εικόνα 1.1 Γεωλογικός χάρτης του Κορινθιακού κόλπου (απόσπασμα από το γεωλογικό χάρτη της Ελλάδος, 1:500.000, ΙΓΜΕ, 1983). Στον ένθετο χάρτη της Ελλάδος σημειώνεται η θέση του Κορινθιακού Κόλπου...9 Εικόνα 1.2 Γεωλογικός χάρτης της τάφρου της Κορίνθου στον οποίο παρουσιάζονται στο χώρο τα ιστορικά σεισμικά γεγονότα και τα επίκεντρά τους.22 Εικόνα 1.3 Η περιοχή της αρχαίας Ελίκης όπως φαίνεται από δορυφόρο που κατέδυσε από το σεισμό του 373 π.χ. Επίσης είναι εμφανείς και οι δύο ποταμοί που βρίσκονται ανάμεσα στην πόλη, ο Σελικούντας και ο Κερυνίτης... 23 Εικόνα 2.1 Γεωμορφές τύπου badlands...28 Εικόνα 2.2 Τύποι Badlands στις όχθες του ποταμού Fardes στην Ισπανία.....30 Εικόνα 2.3 Περιοχή Basilicata της Ν Ιταλίας με γεωμορφές τύπου badlands.31 Εικόνα 2.4 Διαδικασίες αναβαθμίδων πλαγιάς badlands.32 Εικόνα 2.5 Κορυφογραμμές badlands στη Ν. Τοσκάνη..33 Εικόνα 2.6 Σύστημα παρακολούθησης εξέλιξης badlands..34 Εικόνα 4.1 Ευρύτερη περιοχή μελέτης στη θέση Δερβένι Κορινθίας.50 6

Πρόλογος Τα γεωμορφολογικά και τοπογραφικά χαρακτηριστικά κάθε περιοχής αποτελούν βασικά στοιχεία κάθε τόπου, που αποδεικνύουν το πέρασμα των χρόνων επί αυτού. Στην παρούσα εργασία επιχειρείται μια μελέτη επί των γεωμορφών της ευρύτερης περιοχής του Δερβενίου στην Β. Πελοπόννησο. Κύριοι παράγοντες που επιδρούν στη δημιουργία, ανάπτυξη και εξέλιξη των γεωμορφών κάθε τόπου είναι η λιθολογία, η τοπογραφία, η τεκτονική, το κλίμα και το φυτικό περιβάλλον της περιοχής. Από την συσχέτιση των παραγόντων αυτών προκύπτουν στοιχεία που ορίζουν την ύπαρξη και ανάπτυξη των badlands. Η Ελλάδα διαθέτει πληθώρα διαβρωσιγενών μορφών και γεωμορφών τύπου badlands δηλαδή άγονων εδαφικών τμημάτων. Η τεκτονικότητα των περιοχών, η ύπαρξη ρηγμάτων και η γεωλογική σύσταση του εδάφους (άμμος, άργιλος, πηλός κ.α.) ορίζουν το είδος των γεωμορφών. Ιδιαίτερα στα πρανή που έχουν άργιλο, η ανάπτυξη των badlands είναι χαρακτηριστική. Η μελέτη των γεωμορφών μιας περιοχής προσφέρει εξαιρετικά σημαντικά στοιχεία, καθώς μέσω αυτής είναι δυνατό να παρατηρηθεί η γεωλογική εξέλιξη της περιοχής και των στοιχείων που την χαρακτηρίζουν. Είναι δυνατό επίσης να ορισθούν οι μεταβολές που έχουν συμβεί κατά τη χρονική εξέλιξη και να προβλεφθούν οι επόμενες μεταβολές λαμβάνοντας υπόψη και τα τεκτονικά και υδρολογικά στοιχεία της περιοχής. 7

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο ΕΙΣΑΓΩΓΗ 1.1 Γεωδυναμικό καθεστώς και μορφολογικά χαρακτηριστικά της τάφρου της Κορίνθου Η κορινθιακή τάφρος αποτελεί την σημαντικότερη νεοτεκτονική τάφρο στον Ελλαδικό χώρο, μήκους 130Km και πλάτους από 5Km έως 30Km. Έχει αναφερθεί από πολλούς ερευνητές ως η πλέον τεκτονικά ενεργή περιοχή και η ταχύτερη διανοιγμένη τάφρος στον Ελληνικό και τον Ευρωπαϊκό χώρο (Goldsworthy et al., 2002). Οι Armijo et al., 1996, McClusky et al., 2000 έχουν υποστηρίξει πως η δημιουργία της τάφρου της Κορίνθου έχει επηρεαστεί σημαντικά από διεργασίες βάθους, όπως η προς νότο οπισθοχώρηση της καταδυόμενης Αφρικανικής πλάκας καθώς και η προς τα δυτικά εξώθηση της πλάκας της Ανατολίας κατά μήκος του ρήγματος της Βόρειας Ανατολίας. Μάλιστα θεωρείται ως μια από τις τάφρους που συνδέει το ρήγμα της Βόρειας Ανατολίας με την Ελληνική Ζώνη Καταβύθισης και αποτελεί μια δομή διαστολής στα άκρα του επεκτεινόμενου ρήγματος οριζόντιας ολίσθησης της Βόρειας Ανατολίας. Επομένως, συμπεραίνεται ότι η θέση της τάφρου της Κορίνθου βρίσκεται σχεδόν πάνω από το σημείο όπου η Αφρικανική πλάκα ξεκινά την απότομη βύθιση της (Pourhiet et al., 2003). Η διαφορετική γωνία κλίσης καθώς καταδύεται η Αφρικάνικη πλάκα,παίζει καθοριστικό ρόλο τόσο στην εξέλιξη του πεδίου της τάσης όσο και στην γεωμετρία των ρηγμάτων επί τοπικού χαρακτήρα. Η τάφρος της Κορίνθου αποτελεί μια επιμήκη ημίκλειστη θαλάσσια λεκάνη, περίπου κάθετα στη ΒΔ απόληξη του ελληνικού τόξου, η οποία διατέμνει την κεντρική ηπειρωτική Ελλάδα χωρίζοντας την Στερεά Ελάδα από την Πελοπόννησο (εικ. 1.1). Έχει χαρακτηρισθεί ως μια ασύμμετρη εν εξελίξει (ενεργός) τεκτονική τάφρος, με διεύθυνση ΔΒΔ-ΑΝΑ, και αποτελείται από μια σειρά επάλληλων ενεργών ρηγμάτων ΔΒΔ-ΑΝΑ διεύθυνσης. Το γεγονός ότι περιλαμβάνει μερικές από τις πιο μεγάλες και καταστροφικές ρηξιγενείς ζώνες όπως τα ρήγματα της Ελίκης, της Κορίνθου και του Ξυλόκαστρου εμφανίζει ιδιαίτερο τεκτονικό ενδιαφέρον για μελέτη (Hatzfeld et al., 1999). 8

Εικόνα 1.1 Γεωλογικός χάρτης του Κορινθιακού κόλπου (απόσπασμα από το γεωλογικό χάρτη της Ελλάδος, 1:500.000, ΙΓΜΕ, 1983). Στον ένθετο χάρτη της Ελλάδος σημειώνεται η θέση του Κορινθιακού Κόλπου. Η τάφρος οριοθετείται από τον κόλπο των Αλκυονίδων στα ανατολικά και από τον πορθμό Ρίου-Αντιρρίου στα δυτικά ενώ στα βόρεια από τα όρη του Λιδορικίου και του Παρνασσού στην Στερεά Ελλάδα και στα νότια από τον Ωλενό και την Κυλλήνη. Η συνολική έκταση της τάφρου υπολογίζεται στα 4100Km 2 από τα οποία τα 2400Km 2 καταλαμβάνονται από τον Κορινθιακό κόλπο με μέγιστο βάθος τα 896m, το οποίο βρίσκεται μεταξύ του κεντρικού και ανατολικού τμήματος του, σε αντίθεση με το μέγιστο βάθος του Πατραϊκού κόλπου που φτάνει τα 135m. H Κορινθιακή τάφρος αναπτύσσεται πάνω στον ηπειρωτικό φλοιό που βρίσκεται μπροστά από το ηφαιστειακό τόξο του Αιγαίου, σε μια περιοχή που θεωρείται ως μια από τις περισσότερο ενεργές περιοχές διαστολής (Papazachos & Comninakis, 1971, McKenzie, 1972,1978, Doutsos et al., 1988, Jackson & McKenzie, 1988). Οι επικρατέστερες θεωρίες για τις δυνάμεις που δημιουργούν την διαστολή είναι: α) η σύμπτηξη της επωθούμενης πλάκας προς την τάφρο στα νότια λόγω κατάρρευσής της (McKenzie, 1978, Meijer & Wortel, 1997, Doutsos & Kokkalas, 2001) 9

β) η μετατόπιση της πλάκας της Ανατολίας κατά μήκος του ρήγματος του βόρειου τμήματος της πλάκας της Ανατολίας, η οποία οφείλεται στην πλευρική εξώθηση της προς τα δυτικά (Taymaz et al., 1991, Jackson, 1994 Armijo et al., 1996) καθώς και γ) η καθίζηση ενός μεγάλου πάχους φλοιού λόγω βαρυτικών και συγκρουσιακών δυνάμεων που προκαλεί η ορογένεση (Koukouvelas et al., 1996, Davies et al., 1997, Jovilet, 2001). Οι McClusky et al., 2000 και Doutsos & Kokkalas, 2001 επισημαίνουν ότι απαιτείται μια συνδυαστική δράση των παραπάνω δυνάμεων για να εξηγηθεί η παρατηρούμενη μεγάλης κλίμακας διαστολή της Κορινθιακής τάφρου που παρουσιάζει δομή εφελκυσμού διαγώνιας γεωμετρίας (Reuther et al., 1993 Doutsos & Kokkalas, 2001). Με βάση τις μετρήσεις απο σύγχρονες γεωδαιτικές (Clarke et al., 1997, Briole et al., 2002) και χερσαίες τεκτονικές έρευνες (Vita-Finzi and King, 1985, Doutsos and Poulimenos, 1992, Koukouvelas et al., 2004, Roberts and Jackson, 1991) καθώς και από την ενόργανα καταγεγραμμένη σεισμικότητα (Ambraseys and Jackson, 1990, Collier et al., 1998) έχει υπολογισθεί ο ρυθμός διάνοιξης του Κορινθιακού κόλπου ως ~1.5cm/yr (McKenzie, 1978, Hatzfeld et al., 1996, 2000) με αποτέλεσμα να κατατάσσεται στις πιο γρήγορα διανοιγόμενες τάφρους στον κόσμο. Οι υψηλότεροι ρυθμοί διαστολής παρατηρούνται στο δυτικό άκρο της τάφρου με 1.5±0.2 cm/yr (Clarke et al., 1997) σε αντίθεση με το ανατολικό άκρο όπου ο ρυθμος διαστολής μειώνεται σε 1.0±0.4 cm/yr (Briole et al., 2000). Τέλος, οι Tiberi et al., 2000, 2001, Zelt et al., 2005, Clement et al., 2004 διεξείγαγαν σεισμικά προφίλ πάνω στην τάφρο, η ανάλυση των οποίων έδειξε ότι η τάφρος επεκτείνεται πάνω στον ηπειρωτικό φλοιό, το πάχος του οποίου είναι μεγαλύτερο στο δυτικό άκρο σε αντίθεση με το ανατολικό και συγκεκριμένα μεταβαίνει από 40Km σε 25Km αντίστοιχα. Η παρατηρούμενη εν εξελίξει διαστολή της τάφρου της Κορίνθου αντικατοπτρίζεται και στη σχέση μεταξύ του πάχους των ιζημάτων και του βάθους νερού του κόλπου. Συγκεκριμένα, η μελέτη υποθαλάσσιων δεδομένων στο δυτικό τμήμα του Κορινθιακού έδειξε ότι σε μεγάλα βάθη νερού, περίπου στα 800m συναντάμε ιζήματα που φτάνουν μέγιστο πάχος και 2400m ενώ σε μικρά βάθη νερού, περίπου στα 60m, τα ιζήματα παρουσιάζουν αντίστοιχα μικρότερο πάχος, από 1000m (Clement et al., 2004). 10

1.2 Παλαιογεωγραφική εξέλιξη Όπως έχει αναφερθεί και παραπάνω, ο Κορινθιακός Κόλπος, ο οποίος αποτελεί τμήμα της Κορινθιακής τάφρου, είναι μία από τις πλέον ενεργά νεοτεκτονικά και σεισμικά περιοχές της Μεσoγείου αφού συνεχίζει και σήμερα να διαστέλλεται και να βυθίζεται. Πιο συγκεκριμένα ο κόλπος αποτελεί το βορειότερο και το πιο ενεργό τμήμα της τάφρου. Σχηματίζει μία μεταλπική υποθαλάσσια ιζηματογενή λεκάνη, η οποία διατέμνει σχεδόν κάθετα τις ενότητες των εσωτερικών Ελληνίδων (Brooks & Ferentinos, 1984, Παπανικολάου, 1997). Η λεκάνη ιζηματογένεσης δημιουργήθηκε κατά τη διάρκεια του ανώτερου Μειόκαινου ενώ κανονικά ρήγματα καθορίζουν την ανάπτυξή της. Τα ιζήματα πλειστοκαινικής ηλικίας καθώς ανυψώνονται τουλάχιστον κατά 1000m διαμορφώνουν ένα έντονο ανάγλυφο στην ευρύτερη περιοχή της Βόρειας Πελοποννήσου λόγω της ύπαρξης αυτών των κανονικών ρηγμάτων (Philippson, 1892, Kellelat et al., 1976, Doutsos et al., 1988, 1992) όσο και για το έντονο ανάγλυφο ως συνεπακόλουθο αυτής της ανύψωσης. Οι Ori, 1989 και οι Doutsos & Piper, 1990 προτείνουν ότι η Κορινθιακή τάφρος εξελίσσεται σε δύο (2) κύρια στάδια. Στο πρώτο στάδιο, το οποίο συντελείται κατά τη διάρκεια του Πλειοκαίνου, η τάφρος απαρτιζόταν αρχικά από μια ενιαία στενή γραμμική λεκάνη ίσου πλάτους και βάθους με τη λεκάνη των Πατρών. Η φυσιογεωγραφία του κόλπου επέτρεπε μόνο την απόθεση χερσαίων και ρηχών νερών αποθέσεις. Προς το τέλος του Πλειοκαίνου αρχίζει να διαχωρίζονται και να διαμορφώνται οι τρείς ασύμμετρες τάφροι, της Πετραϊκής, του Ρίου και της Κορινθιακής εξαιτίας της διαστολής που επικρατεί από τη δράση των ΔΒΔ ρηγμάτων. Στο δευτερο στάδιο ο Κορινθιακός κόλπος αποκτά προοδευτικά το σημερινό του σχήμα ενώ πραγματοποιούνται ιζήματα τόσο δελταϊκών ριπιδίων τύπου Gilbert όσο και χερσαίων αδρομερών με μέγιστο πάχος 1200m και συγκεκριμένα στις νότιες ακτές της τάφρου της Κορίνθου. Αντίθετα στα βαθύτερα σημεία της τάφρου παρατηρούνται αποθέσεις τουρβιδιτών (Ori, 1989, Poulimenos et al., 1993, Doutsos & Piper, 1990, Zelilidis, 2000). Αυτές οι ιζηματογενείς αποθέσεις του δεύτερου σταδίου χαρακτηρίζουν περιβαλλοντα βαθιάς θάλασσας και απαιτούν μεγάλο χώρο απόθεσης. Ο Ori, 1989 θεωρεί τη πρώτη φάση σχετικά παλαιά και την συσχετίζει με την διάνοιξη του Αιγαίου στα τέλη του Μειόκαινου. Σε συμφωνία με την παραπάνω άποψη είναι και οι Armijo et al., 1996, Tiberi et al., 2001 οι οποίοι υιοθετούν το 11

μοντέλο διάνοιξης του κόλπου σε δύο στάδια προκειμένου να εξηγήσουν τα μορφοτεκτονικά χαρακτηριστικά της Κορινθιακής τάφρου. Οι Doutsos et al., 1988 στήριξαν την πρόταση οτι η διάνοιξη της τάφρου επεκτείνεται προς τα δυτικά μεταξύ Πλειοκαίνου και Τεταρτογενούς μέσω: 1) της παρατήρηση ότι οι Πλειοκαινικές-Τεταρτογενείς αποθέσεις στο χερσαίο τμήμα του νοτίου περιθωρίου απολεπτύνονται με την τελική απόσβεση τους προς τα δυτικά, 2) της σταδιακής μείωσης του ρυθού διαστολής, όπου από 50% που έχει στον κεντρικό Κορινθιακό μειώνεται σε 20% στην περιοχή του Ρίο για να καταλήξει σε 10% στον κόλπο του Πετραϊκου και 3) της παρατήρησης ότι η τάφρος στενεύει προς τα δυτικά και κατ επέκταση της μείωσης του αθροιστικού ποσοστού διαστολής στην ίδια διεύθυνση. Ειδικά την τελευταία θεωρία της διαδοχικής διάνοιξης της τάφρου και ως επακόλουθο τη μείωση του ρυθμού διαστολής από τα ανατολικά προς τα δυτικά υποστηρίζουν και οι Armijo et al., 1996. Από την άλλη πλευρά, οι Leeder et al., 2008 αντιπαρατίθενται στην παραπάνω αντίληψη της επέκτασης της τάφρου στα δυτικά μελετώντας γεωχρονολογικές ενδείξεις από τη λεκάνη των Μεγάρων, η οποία εντοπίζεται νότια του ενεργού ανατολικού μέρους του Κοριθιακού κόλπου και θεωρούν ότι η διάνοιξη της τάφρου ξεκίνησε στο Ανώτερο Πλειόκαινο. Παρόλ αυτά, η τεκτονική δραστηριότητα της παράλληλης δράσης των ΔΒΔ κύριων ρηγμάτων και των ΒΒΑ ρηγμάτων μεταβίβασης που ελέγχει την εξέλιξη του Κορινθιακού κόλπου θεωρείται οτι επικεντρώνεται το εσωτερικό της ταφρου στη διάρκεια του Τεταρτογενούς, ενώ ταυτόχρονα συντελείται η ανύψωση της βάσης των ενεργών ΔΒΔ ρηγμάτων και η στροφή της προς τα νότια (Poulimenos et al., 1993, Κoukouvelas et al., 1996). Η προς τα άνω δραστηριότητα των παραπάνω ΔΒΔ ρηγμάτων καθιστά το δυτικό τμήμα της τάφρου περισσότερο ενεργό από το ανατολικό. Αυτό επίσης αποδεικνύεται και από το γεγονός ότι το δυτικό τμήμα της τάφρου παρουσιάζει υψηλότερους ρυθμούς ανύψωσης (Poulimenos et al., 1993, Zelilidis and Kontopoulos, 1996). 1.2.1 Φυσιογραφία του Κορινθιακού κόλπου Το κεντρικό και κύριο τμήμα του Κορινθιακού κόλπου μπορεί να χωριστεί σε τρεις χαρακτηριστικές φυσιογραφικές ενότητες: α) της κρηπίδας, β) της κατωφέρειας (πλαγιά) και γ) της αβυσσικής πεδιάδας (κύρια λεκάνη). 12

Γενικά, η κρηπίδα μπορεί να θεωρηθεί στενή και ιδιαίτερα περιορισμένη αφού έχει παρατηρηθεί ότι το εύρος αλλά και το βάθος κατά μήκος των περιθωρίων δεν ειναι σταθερά. Συγκεκριμένα, η κρηπίδα στο νότιο και κεντρικό περιθώριο του κόλπου είναι όχι καλά ανεπτυγμένη, εκτείνεται μέχρι το βάθος των 100-200m και με εύρος που κυμαίνεται μεταξύ 50 και 250m. Αντίθετα, η κρηπίδα στο βόρειο περιθώριο εμφανίζεται σαφώς καλύτερα ανεπτυγμένη, με έχει ήπια κλίση (0.9 ο έως 2.3 ο ), το μέγιστο της εύρος φτάνει τα 18 περίπου Km ενώ το υφαλόριο εντοπίζεται σε βάθος νερού μεταξύ 100 και 250m. Σε αντιστοιχία με την εικόνα της κρηπίδας στο κεντρικό τμήμα του Κορινθιακού κόλπου εμφανίζεται και η κατωφέρεια, επίσης πιο περιορισμένη και περισσότερο απότομη στο νότιο περιθώριο του κόλπου σε σχέση με το βόρειο. Η κατωφέρεια του νότιoυ περιθωρίου παρουσιάζει μέση κλίση που κυμαίνεται μεταξύ 16 ο και 30 ο σε αντίθεση με τη βόρεια κατωφέρεια που εμφανίζει ηπιότερη κλίση μεταξύ 4.5 και 15 ο. Το γεγονός αυτό προσδίδει στον Κορινθιακό κόλπο μια καθαρά σαφή βυθομετρική ασυμμετρία αντίστοιχη της ασυμμετρίας που περιγράφουν οι Brooks & Ferentinos, 1984. Η κρηπίδα και η κατωφέρεια περιφερειακά του κόλπου διατέμνονται από υποθαλάσσιες χαραδρώσεις και κανάλια που καταλήγουν στη λεκάνη σε βάθος 700 με 750m κάτω από τη μέση σταθμη της θάλασσας. Οι χαραδρώσεις αυτές φαίνεται να τροφοδοτούν με ιζηματογενές υλικό τα υποθαλάσσια ριπίδια που αναπτύσσονται στην αβυσσική πεδιάδα. Σε πολλές περιπτώσεις επί της κατωφέρειας ενοπίζονται υποθαλάσσια πρανή με γραμική γεωμετρία και ιδιαίτερα απότομη κλίση, τα οποία επιβεβαιώνουν την παρουσία ρηγμάτων στα περιθώρια της λεκάνης. Η αβυσσική πεδιάδα καταλαμβάνει το κεντρικό τμήμα του κόλπου. Εκτείνεται κάτω από τα 750m βάθος νερού στο κέντρο του κόλπου και μπορεί ουσιαστικά να θεωρηθεί επίπεδη με κλίση μικρότερη 0.2 ο. Εξαίρεση αποτελεί το δυτικό τμήμα της αβυσσικής πεδιάδας το οποίο χαρακτηρίζεται από μια μικρή κλίση με διεύθυνση στα ανατολικά της τάξης των 0.5 ο με 0.8 ο. Τόσο το δυτικό όσο και το ανατολικό άκρο του Κορινθιακού κόλπου χαρακτηρίζονται από πολύ μικρότερα βάθη νερού που δεν ξεπερνούν τα 400m και ουσιαστικά αποτελούν και τα όρια της αβυσσικής πεδιαδας του κεντρικού Κορινθιακού. Στα δυτικά ο Κορινθιακός κόλπος εμφανίζεται να στενεύει και να ρηχαίνει προοδευτικά, με αποτέλεσμα η αβυσσική πεδιάδα να έχει μια γενική κλίση 13

με διεύθυνση προς τα ανατολικά. Στα ανατολικά που περιλαμβάνεται το κόλπος των Αλκυονίδων, όπως ο κεντρικός Κορινθιακός κόλπος, εμφανίζεται ως μια μικρή λεκάνη με σχηματισμένη υφαλοκρηπίδα, κατωφέρεια και κεντρική λεκάνη και παρουσιάζει μια ελαφρά φυσιογεωγραφική ασυμμετρία προς τα νότια. Συνοψίζοντας και σύμφωνα με τους Brooks & Ferentinos, 1984 και Hatzfeld et al., 2000 η σημερινή δομή του κόλπου της ασύμμετρης τάφρου οφείλεται εξαιτίας της ύπαρξης μεγάλων ρηξιγενών πρανών στο νότιο περιθώριο της λεκάνης τόσο στον υποθαλάσσιο όσο και στο χερσαίο τμήμα της τάφρου με συνολικό κατακόρυφο άλμα και ρυθμό βύθισης μεγαλύτερο από ότι τα ρήγματα στο βόρειο τμήμα, τα οποία με τη σειρά τους κλίνουν προς τα νότια και εμφανίζουν μικρότερο ρυθμό βύθισης (Stefatos et al., 2002). 1.3 Τεκτονική Δομή Η απόθεση των Πλειοκαινικών ιζημάτων της τάφρου της Κορίνθου ελέγχεται και τροποποιείται από δύο διακριτά συστήματα ρηγμάτων (Doutsos et al., 1988, Poulimenos et al., 1989, Πουλημένος, 1991): α) ένα κύριο σύστημα ΔΒΔ διεύθυνσης κανονικών ρηγμάτων και ΒΒΑ διεύθυνσης ρηγμάτων μεταβίβασης. Η παρουσία των τελευταίων ρηγμάτων μπορούν να εξηγηθούν από δύο υποθέσεις: Είτε συσχετίζονται με τα ΔΒΔ κανονικά ρήγματα και θεωρούνται ως ζώνες αλληλεπίδρασης και επομένως κατά πόσο θα αναπτύσσονται εξαρτάται από την απόσταση των κανονικών ρηγμάτων μεταξύ τους. Τέτοιου είδους ρήγματα μεταβίβασης παρατηρούνταιι γενικά σε γεωτεκτονικά περιβάλλοντα διαστολής. Ή, εναλλακτικά, τα ρήγματα μεταβίβασης να μην συνδέονται με τα ρήγματα που τέμνουν στις περιπτώσεις που το μήκος τους φτάνει τα δεκάδες Km και κόβει εγκάρσια τα μεγάλα κανονικά ρήγματα. Παράδειγμα αυτής της θεωρίας αποτελεί η τάφρος του Ρίου που αποτελεί ζώνη μεταβίβασης μεταξύ της τάφρου της Πάτρας και της Κορίνθου. β) ένα δευτερεύον σύστημα ΑΒΑ κανονικών ρηγμάτων και ΒΒΔ ρηγμάτων μεταβίβασης (Zelilidis et al., 1988). Αυτό το σύστημα ρηγμάτων θεωρείται ότι εμφανίστηκε λόγω της κατάρρευσης της ΒΒΔ προϋπάρχουσας δομής των Ελληνίδων 14

όπως έχει προταθεί από τους Doutsos et al., 1988, Koukouvelas et al., 1996, Kokkalas et al., 2006. Σύμφωνα με την άποψη αυτή η δράση των ΑΒΑ διεύθυνσης ρηγμάτων ελέγχει την εξέλιξη της ιζηματογένεσης κατά τη διάρκεια της διάνοιξης του κόλπου στο Πλειστόκαινο. Τα ΔΒΔ διεύθυνσης κανονικά ρήγματα κατά μήκος του νοτίου περιθωρίου παρουσιάζουν μεγαλύτερο συνολικό κατακόρυφο άλμα και συνοδεύονται από αντίστοιχα μεγάλου ύψους ρηξιγενή πρανή από ότι στο βόρειο περιθώριο. Γενικά χαρακτηρίζονται από γωνίες κλίσης κοντά στην επιφάνεια της τάξης των 40 ο -60 ο ενώ συσχετίζονται και με 1-3 αντιθετικά μικρότερα ρήγματα νότιας διεύθυνσης (Doutsos et al., 1988, Poulimenos et al., 1989, Doutsos and Piper, 1990, Doutsos and Poulimenos, 1992). Το μήκος τους δεν ξεπερνά τα 25Km ενώ για ένα μικρό αριθμό από αυτά θεωρείται σίγουρη η υποθαλάσσια προέκτασή τους (Armijo et al., 1996, Doutsos and Kokkalas, 2001). Χαρακτηριστικά οι Armijo et al., 1996 ξεχωρίζουν τα ρήγματα Ψαθόπυργου, Ελίκης και Ξυλόκαστρου ως τα 3 σημαντικότερα κανονικά ρήγματα του νοτίουυ περιθωρίου, στα οποία προτείνουν την υποθαλάσσια προέκτασή τους. Αντίστοιχα, τα ΒΒΑ ρήγματα μεταβίβασης εμφανίζονται κάθετα στα παραπάνω κανονικά ρήγματα και παράλληλα στη διεύθυνση διάνοιξης της τάφρου τα οποία επισης χαρακτηρίζονται από κανονικό ως πλάγιο χαρακτήρα κίνησης (Doutsos and Piper, 1990). Η γεωμετρία των κύριων ρηγμάτων έχει αποτελέσει θέμα έντονης επιστημονικής συζήτησης με τα διάφορα γεωμετρικά μοντέλα που θεωρούνται και προτείνονται ως τα πιο επικρατέστερα, βασιζόμενα τόσο σε σεισμολογικά όσο και σε τεκτονικά δεδομένα να είναι: α) Η παρουσία λιστρικών ρηγμάτων που παρουσιάζουν μεγάλη κλίση και τα οποία συνδέονται με έναν ορίζοντα αποκόλλησης, ο οποίος εντοπίζεται σε βάθος 7-12km (Doutsos and Piper, 1990, Doutsos and Poulimenos, 1992). β) Η παρουσία ενός ορίζοντα αποκόλλησης σχεδόν επίπεδος και έντονης σεισμικής δραστηριότητας με κλίση 10-20 ο και βάθος 8-10Km στον οποίο απολήγουν τόσο τα μεγάλης όσο και τα ενδιάμεσα μικρότερης κλίσεως ρήγματα (Rigo et al., 1996). γ) Η παρουσία ενός ορίζοντα στον οποίο περιλαμβάνονται κανονικού και μικρής κλίσης ρήγματα, ο οποίος ξεκινά από το νοτιοδυτικό τμήμα του Κορινθιακού (επί του ρήγματος του Χελμού) και προεκτείνεται βορειότερα μέχρι την υποθαλάσσια λεκάνη 15

του, φτάνοντας σε βάθος τα 2Km. Στη συνέχεια, σε αυτόν τον ορίζοντα είναι που απολήγουν τα μεγάλης κλίσεως ρήγματα (Sorel, 2000). δ) Η παρουσία μιας πλαστικής παραμόρφωσης ζώνης, η οποία εντοπίζεται σε βάθος 8-12Km και η οποία συνδέεται άμεσα με τα ενεργά ρήγματα. Η ζώνη αυτή αποτελεί την μετάβαση από την επιφάνεια με τα μεγάλης κλίσης ρήγματα στον κατώτερο φλοίο και επομένως τις μεταβαλλόμενες συνθήκες από τον ανατολικό προς τον δυτικό Κορινθιακό. Η μετάβαση πραγματοποιείται είτε απ ευθείας (Armijo et al., 1996) είτε μέσω ρηγμάτων μικρότερης κλίσης (Hatzfeld et al., 2000). 1.3.1 Ανύψωση ακτών και συσχέτιση με ρήγματα (Δυτικό και Κεντρικό Κορινθιακό) Στο δυτικό Κορινθιακό η παράκτια ανύψωση κατά μήκος των νότιων ακτών από το Αίγιο έως και την Αιγείρα δείχνει μια σεισμικότητα Ολοκαινικής ηλικίας σε τρεις θέσεις: στις θέσεις Διακοπτό, Παραλία Πλατάνου και Αιγείρα (Papageorgiou et al., 1993, Stewart, 1996, Stewart & Vita-Finzi, 1996). Οι Stewart, 1996 και Stewart & Finzi, 1996 προκειμένου να εξηγήσουν την παρατηρούμενη ανύψωση, υπέθεσαν ότι το ρήγμα Ελίκη έχει ένα υποθαλάσσιο τμήμα μέχρι και την Ακράτα και ότι οι τρεις παραπάνω θέσεις βρίσκονται πάνω στο τέμαχος βάσης του ρήγματος της Ελίκης, δίνοντας την εικόνα ενός σχετικά ομοιόμορφου ανυψωμένου τεμάχους. Παρατήρησαν επίσης ότι αυτή η ανύψωση των ακτών στη διάρκεια του Ολόκαινου δεν μπορεί να αποδοθεί μόνο σε επαναλομβανόμενα σεισμικά επειδόδια κατά μήκος του ρήγματος της Ελίκης, αλλά και ότι υπάρχει επίσης ένα ποσοστό ασεισμικής παραμόρφωσης. Οι εργασίες των Soter, 1998 και Soter & Katsonopoulou, 1999 για τον εντοπισμό της αρχαίας πόλης Ελίκης που εξαφανίστηκε μετά από έναν ισχυρό σεισμό το 373π.Χ. επιβεβαιώνουν αυτόν τον μηχανισμό ταυτόχρονης σεισμικής δραστηριότητας σε περισσότερα από ενα ρήγματα. Στις εργασίες τους οι παραπάνω ερευνητές εντοπίζουν την αρχαία Ελίκη κάτα απο τις αποθέσεις ενός αλλουβιακού ριπιδίου το οποίο αναπτύσσεται στο τέμαχος της οροφής του ρήγματος της Ελίκη. Ο Soter, 1998 παρατήρησε ότι οι Ολοκαινικοί ορίζοντες εντός του αλλουβιακού ριπιδίου βρίσκονται σε απόλυτο υψόμετρο πάνω απο το σημερινό επίπεδο της θάλασσας παρά το γεγονός ότι το τέμαχος οροφής του ρήγματος της Ελίκης αναμένεται να έχει υποστεί σημαντική καταβύθιση. Αυτό 16

οδήγησε στο συμπέρασμα ότι υπερέχει η προοδευτική ανύψωση του τεμάχους τεμάχους οροφής του ρήγματος της Ελίκης έναντι της βύθιση του εξαιτίας των σεισμών. Ο Soter, 1998 αναφέρει επίσης ότι η πόλη της αρχαίας Ελίκης και τα περιχωρά της βρίσκονται συγχρόνως πάνω στο τέμαχος βάσης του ρήγματος του Αιγίου, που αναπτύσσεται λίγο πιο βόρεια. Με βάση αυτό, υποθέτει ότι ένα ποσοστό ανύψωσης να οφείλεται στη σεισμική δραστηριότητα του ρήγματος του Αιγίου και να καταργεί την καταβύθιση του τεμάχους πάνω στο οποίο τοποθετείται η αρχαία Ελίκη. Η μεταφορά αυτή του σεισμικού επικέντρου μεταξύ των δυο αυτών ρηγμάτων θα έχει ως αποτέλεσμα την περιοδική μεταλλαγή στη συμπεριφορά του συγκεκριμένου τεκτονικού μπλόκ από τέμαχος βάσης του ρήγματος Ελίκη σε τέμαχος οροφής του ρήγματος Αιγίου (Koukouvelas, 1998α,β). Παράλληλα, οι θαλάσσιες αναβαθμίδες που εντοπίζονται κατά μήκος της ακτογραμμής μεταξύ Ξυλόκαστρου και Κορίνθου απαρτίζουν μία επίσης ιδιαίτερη περίπτωση ανύψωσης των ακτών (Doutsos & Piper, 1990 Armijo et al., 1996). Οι θαλάσσιες αυτές αναβαθμίδες ανω-πλειστοκαινικής ηλικίας αντιστοιχούν σε αυξημένα επίπεδα της στάθμης της θάλασσας και αποτελούν μέρους του τεμάχους βάσης ενός κανονικού ρήγματος που αναπτύσσεται κατά μήκος του βόρειου περιθωρίου του Κορινθιακού κόλπου (Armijo et al., 1996). 1.3.2 Καταβύθιση βόρειων ακτών Γενικά, το βόρειο περιθώριο του Κορινθιακού κόλπου υπόκειται σε καταβύθιση με αποτέλεσμα η βύθιση αυτή να δίνει το ημιτονοειδές σχήμα στην ακτογραμμή των βόρειων ακτών του κόλπου (Armijo et al., 1996). Επιπλέον οι Papatheodorou και Ferentinos, 1995 αναφέρουν ότι η δράση των κυμάτων διαβρώνουν τις θαλάσσιες πλατφόρμες με αποτέλεσμα να καταβυθίζονται. Όλα τα παραπάνω στοιχεία συνηγορούν στο συμπέρασμα μιας γενικότερης βύθισης του βορείου περιθωρίου του κόλπου. Με βάση την ανύψωση του νοτίου περιθωρίου και ως εκ τούτου τη βύθιση του βορείου περιθωρίου του κόλπου καταλήγουμε στο συμπέρασμα ότι ο ρυθμός ανύψωσης των τεμαχών οροφής των ρηγμάτων του βορείου περιθωρίου είναι μικρότερος ή το πολύ ίσος με το ρυθμό βύθισης των τεμαχών βάσης των ρηγμάτων του νότιου περιθωρίου του Κορινθιακού κόλπου. 17

1.4 Στρωματογραφική διάρθρωση και ιζηματογένεση στον Κορινθιακό κόλπο Η τάφρος της Κορίνθου κόβει εγκάρσια τις τεκτονικές ενότητες των Ελληνίδων οροσειρών. Η κατώτερη ενότητα είναι η Φυλλιτική-Χαλαζιτική σειρά με πάχος 1.5-2Km η οποία χαρακτηρίζεται από την εναλλαγή φυλλιτών, σχιστολίθων και χααζιτών (Xypolias and Doutsos, 2000). Η υπερκείμενη ενότητα απαρτίζεται από την ενότητα Γαβρόβου-Τριπόλεως η οποία αποτελείται από ασβεστόλιθους και δολομίτες Μεσοζωικής ηλικίας που φτάνουν τα 2-3km πάχος (Xypolias and Doutsos, 2000) και η ανώτερη ενότητα είναι η Πίνδος η οποία περιλαμβάνει ασβεστόλιθους Μεσοζωικής ηλικίας βαθιάς θάλασσας με πάχος 1.5km (Pham et al., 2000). Στο νότιο περιθώριο επί του χερσαίου τμήματος επικρατούν οι Μεσοζωικοόι ασβεστόλιθοι οι οποίοι αποτελούν το κατώτερο τμήμα της ζώνης της Πίνδου. Οι ασβεστόλιθοι αυτοί μαζί με τους ραδιολαρίτες που παρεμβάλλονται ανάμεσα τους έρχονται στην επιφάνεια από την προς τα άνω κίνηση των ενεργών ρηγμάτων (Armijo et al., 1996). Στη συνέχεια στο βόρειο περιθώριο της τάφρου απαντώνται αλλουβιακά ριπίδια καθώς και κροκαλοπαγή λιμναίας και δελταϊκής προέλευσης (Poulimenos et al., 1993, Zelilidis and Kontopoulos, 1996). Ανάλογα, στο κέντρο της τάφρου συναντώνται μάργες μέσης ως ανώτερης Πλειστοκαινικής ηλικίας ενώ λεπτυσμένες θαλάσσιες και ποτάμιες αναβαθμίδες κυριαρχούν κοντά στη σημερινή ακτογραμμή (Ori, 1989, Doutsos & Piper, 1990). Η ιζηματογένεση στον Κορινθιακό κόλπο είχε σαν αποτελεσμα να σχηματιστούν παλαιά και σύγχρονα δελταϊκά ριπίδια με πολύ μεγάλο πάχος τα οποία μεταναστεύουν από το νότιο περιθώριο του κόλπου στο βόρειο και εντοπίζονται σε ύψος 1000m με 1200m. Μπορούν να διακριθούν σε τρεις ιζηματολογικές ενότητες (topeset-foreset-bottomset) (Ori, 1989, Poulimenos et al., 1993). Για τη διαμόρφωση και ανάπτυξη και των τριών ενοτήτων απαιτείται η διάνοιξη ενός κενού χώρου με αποτέλεσμα να παρουσιάζουν υψηλούς ρυθμούς ανύψωσης καθώς η δημιουργία τους (Ori, 1989). Δελταϊκά ριπίδια που αναγνωρίστηκαν από τους Ori, 1989, Doutsos & Piper, 1990, Collier & Gawthorpe, 1995) ταξινομούνται ως χονδρόκοκκα, αποτελούμενα από τρία μέρη, τύπου Gilbert. Επιπρόσθετα, ένας καινούργιος υποτύπος δελταϊκών ριπιδιων τύπου Gilbert αναγνωρίσθηκαν στον δυτικό Κορινθιακό κόλπο από τους Poulimenos et al., 1993 και Zelilidis & Kontopoulos, 1996 και οι οποίοι τα ταξινόμησαν ως δελταϊκά ριπίδια τραπεζοειδής γεωμετρίας. Στα συγκεκριμένα ριπίδια η διαφορά τους με ένα τυπικό δελταϊκό ριπίδιο τύπου Gilbert 18

έγκειται στο γεγονός ότι η τρίτη (κατώτερη- bottomsets) ιζηματολογική ενότητα που απουσιάζει. Η δημιουργία αυτής της κατηγορίας των ριπιδίων αποδίδεται στις ιδιαίτερες τεκτονικές συνθήκες που επικρατούσαν στην περιοχή με αποτέλεσμα να αποτρέπουν την απόθεση υλικού στο κατώτερο τμήμα των ριπιδίων αυτών. Στο κεντρικό Κορινθιακό κόλπο, αλληλο-επικαλυπτόμενα υποθαλάσσια ριπίδια σχηματίζονται στα σημεία όπου τα ποτάμια προεκτείνονται υποθαλάσσια μέσω των χαρανδρώσεων που κόβουν την κρηπίδα και την κατωφέρεια, με παρεμβαλλόμενες ροές κορημάτων και τουρβιδιτικές αποθέσεις (Ferentinos et al., 1988). Στον ανατολικό Κορινθιακό κόλπο, το κλαστικό υλικό στα βαθύτερα τμήματα της λεκάνης παρέχεται από τις εκτεταμένες μετακινήσεις μαζών λόγω βαρυτικών δυνάμεων, η δράση των οποίων καταστρέφει παλαιότερα ιζήματα που έχου αποτεθεί κατά μήκος του υφαλορίου και την ανώτερης πλαγιάς (Papatheodorou & Ferentinos, 1993). Οι Heezen, et al., 1966, Varnavas et al., 1986, Papatheodorou & Ferentinos, 1993, Papatheodorou et al., 2003 απέδειξαν ότι οι βαρυτικές μετακινήσεις μαζών είναι ιδιαίτερα ενεργές και ότι μεταφέρονται και αποτίθενται στον πυθμένα του Κορινθιακού κόλπου συντελώντας στα επιφανειακά ιζήματα. Μορφές των βαρυτικών μεταινήσεων μαζών που έχουν αναγνωρισθεί συνιστούν οι κατολισθήσεις, ροές κορημάτων, ροές ιλύος, ρευστοποιημένες ροές και τουρβιδιτικά ρεύματα. Στη βόρεια Πελοπόννησο, οι λεκάνες απορροής των ποταμών μπορούν να διακριθούν σε διαφορετικούς τύπους όπου ο κάθε τύπος αντικατοπτρίζει την διαφορετική επίδραση της τεκτονικής από δυτικά προς τα ανατολικά, της λιθολογίας του υποβάθρου και του προϋπάρχοντος τοπογραφικού αναγλύφου (Zelilidis, 2000), συνδέοντας άμεσα με αυτό τον τρόπο τον σχηματισμό διαφορετικών τύπων δελταϊκών ριπιδίων. Στα στόμια των ποτάμιων συστημάτων κατά μήκος των ακτών της βόρειας Πελοποννήσου συνεχίζεται ως σήμερα η ανάπτυξη υποθαλάσσιων δελταϊκών ριπιδίων. Η ανάπτυξη αυτή των ριπιδίων είναι αντίστοιχη της δημιουργίας των δελταϊκών ριπιδίων τύπου Gilbert κατά τη διάρκεια του Πλειοκαίνου και ενισχύεται από τη μεγάλη παροχή κλαστικού υλικού. Η συνεισφορά αυτή ελέγχεται απο τις λεκάνες απορροής των ποτάμιων συστημάτων εντός της λεκάνης ιζηματογένεσης και από την παρουσία μεγάλων κλίσεων υποθαλάσσιων ρηγμάτων (Ferentinos et al., 1988, Dart et al., 1994, Collier and Gawthorpe, 1995, McNeill et al., 2005). Το κατά πόσο θα αναπτυχθεί η λεκάνη ιζηματογένεσης και επομένως και η λεκάνη απορροής προσδιορίζεται από το πώς τα υποθαλάσσια αυτά ρήγματα διατάσσονται και προσσανατολίζονται στο χώρο. 19

Οι Leeder & Jackson 1993 επισήμαναν την ιδιαίτερη σημασία των προϋπαρχόντων διατηρούμενων λεκανών απορροής για τον καθορισμό των κύριων σημείων απόθεσης ιζηματογενούς υλικού στη λεκάνη, ενώ οι Dart et al., 1994 και Zelilidis, 2000 παρατήρησαν οι προϋπάρχουσες διατηρημένες λεκάνες απορροής να τροφοδοτούν ποταμούς και αυτοί με τη σειρά τους να παρέχουν υλικό στα σύγχρονα δελταϊκά ριπίδια. Επιπλέον, ο σχηματισμός των ριπιδίων θεωρήθηκε ότι έχει ευνοηθεί σε κάποιο βαθμό από τις ζώνες μεταβίβασης καθώς υποβοηθούν στη δημιουργία αξόνων μεταφοράς υλικού την πρόσβαση στον κόλπο ως άξονες μεταφοράς ιζηματογενών φορτίων λόγω του χαμηλού τοπογραφικού τους αναγλύφου (Poulimenos et al., 1993, Dart et al., 1994, Collier & Gawthorpe, 1995). Παρόλ αυτά, η πρόσβαση προς τον κόλπο, μεταφορά και απόθεση ιζηματογενούς υλικού ελέγχεται κυρίως από τις προϋπάρχουσες διατηρημένες λεκάνες απορροής, ενώ οι ζώνες μεταβίβασης επηρεάζουν σε μικρότερο βαθμό (Leeder & Gawthorpe, 1987, Dart et al., 1994). Συμπερασματικά, η ιζηματογένεση στην τάφρο της Κορίνθου οφείλεται στις ευνοϊκές συνθήκες που επικρατούν στο Κορινθιακό κόλπο, διαμορφώνοντας ένα έντονο τοπογραφικό ανάγλυφο και υψηλούς ρυθμούς παροχής ιζήματος κατά μήκος των ακτών του κόλπου από τη παράλληλη δραση των σεισμικών ρηγμάτων (Collier & Gawthorpe, 1995). Επιπλέον, τα μεγάλης κλίμακας ενεργά τεκτονικά μπλόκ πάνω στα οποία προσανατολίσονται και διατάσσονται τα παραπάνω ρήγματα ροσδιορίζουν σημαντικά το μέγεθος και τη λειτουργία τόσο των λεκανών ιζηματογένεσης όσο και των λεκανών απορρόης (Zelilidis, 2000). 1.5 Σεισμικότητα στον Κορινθιακό κόλπο Η σεισμική δραστηριότητα της τάφρου της Κορίνθου αποτελεί αντικείμενο έρευνας καθώς ισχυροί σεισμοί από την αρχαιότητα ακόμα στην περιοχή είχαν σαν αποτέλεσμα την απώλεια πολλών ανθρώπίνων ζωών, ζώων ή ακόμα και την καταστροφή ολόκληρων πόλεων. Από την ενόργανα καταγεγραμμένη σεισμική δραστηριότητα επιβεβαιώνεται ότι η τάφρος του Κορινθιακού κόλπου αποτελεί μια απο τις περισσότερο ενεργές περιοχές στον κόσμο (Ambraseys & Jackson, 1990, 1997, Papazachos & Papazachou, 1989, 1997, Papadopoulos, 2000). Χαρακτηριστικά αναφέρεται ότι τα τελευταία 110 χρόνια, ισχυροί σεισμοί με μέγεθος μεγαλύτερο από 20

Μs=6.2 και με εστιακό βάθος μικρότερο των 15Km έχουν καταγραφεί δέκα τον αριθμό στον Κορινθιακό κόλπο. Αντίθετα, ο παλαιότερος καλά καταγεγραμμένος σεισμός του δυτικού τμήματος του Κορινθιακού Κόλπου ήταν ο σεισμός της Ελίκης το 373 π.χ. Αντίθετα, οι σεισμικές ακολουθίες που έχουν μελετηθεί λεπτομερέστερα είναι αυτές του 1861, του 1981 και του 1995. Ο καταστροφικός σεισμός του 1861 προκάλεσε συνεισμική διάρρηξη με 13Km μήκος, ανατολική προς δυτική διεύθυνση και 1m μετατόπιση (Schmidt, 1879). Κατά μήκος του ρήγματος της Ελίκης η παράκτια ζώνη μεταξύ Αιγίου και Διακοπτού υποχώρησε, στο οποίο μπορεί να οφείλεται και ο τεμαχισμός του ρήγματος (Ambraseys & Jackson, 1997). Μερικές από τις ρηξιγενείς επιφάνειες του σεισμού 1861, είναι ακόμα εμφανείς. Η σεισμική ακολουθία του 1981 με επίκεντρο αρχικά των Αλκυονίδων νήσων και τη μεταφορά της μετέπειτα βορειοανατολικά προκάλεσε εκτατεμένες καταστροφές στην Κορινθία, τη Βοιωτία αλλά και στη δυτική Αττική. Παράλληλα διαμορφώθηκε μια επιφανειακή διάρρηξη περίπου 20Km μήκους και 0.7-1.1m μετατόπισης (Jackson et al., 1982, Mariolakos et al., 1982, Collier et al., 1998). Η σεισμική ακολουθία του 1995 επέφερε σημαντικές καταστροφές στην περιοχή του Αιγίου, σχηματίζοντας επιφανειακές διαρρήξεις 7.2Km μήκους, Α-Δ διεύθυνσης και 3cm μετατόπισης. Τα σεισμικά αυτά στοιχεία έρχονται σε αντιδιαστολή με τα σεισμικά στοιχεία των προηγούμενων ακολουθιών (Koukouvelas and Doustos, 1996, Koukouvelas, 1998b). Έτσι, μια πιθανή μετατόπιση της επιφάνειας του ρήγματος του Αιγίου από τον σεισμό του 1995 θεωρείται μικρή. Στον παρακάτω χάρτη (εικ. 1.2) παρουσιάζεται η χωρική διακύμανση των επικέντρων των μεγαλύτερων σεισμικά γεγονότων της περιοχής. 21

Εικόνα 1.2 Γεωλογικός χάρτης της τάφρου της Κορίνθου στον οποίο παρουσιάζονται στο χώρο τα ιστορικά σεισμικά γεγονότα και τα επίκεντρά τους (Koukouvelas et al., 2001). Αντίστοιχα, οι Hatzfeld et al., 2000 παρατήρησαν ότι τα ρήγματα της περιοχής που είναι τα πιο ενεργά εντοπίζονται κατά μήκος της ακτής και είναι υποθαλάσσια, με τα περισσότερα από τα σεισμικά γεγονότα να συνδέονται με μια σεισμική ζώνη μικρού βάθους και κλίση προς το βορρά. Η πλειοψηφία των σεισμικών επικέντρων συγκεντρώνεται σε βάθος μεταξύ 6-12 Km με πιο σύνηθες το βάθος των 10Km και συγκεκριμένα στις περιοχές μεταξύ Αιγίου Ακράτας και μεταξύ Κορίνθου Αλκυονίδων. Αυτή η συγκέντρωση συμπίπτει χωρικά με το δυτικό και το ανατολικό περιθώριο αντίστοιχα της τάφρου της Κορίνθου (Koukouvelas and Doutsos, 1996). Από τις γεωδαιτικές έρευνες των Billiris et al., 1991, Clarke et al., 1997, Davies et al., 1997 και Hatzfeld et al., 2000 διαπιστώνεται μια αύξηση του ρυθμού διαστολής σε σχέση με το μέσο ρυθμό διάνοιξης του κόλπου τα τελευταία 100 χρόνια. Οι Makropoulos & Burton, 1984 πρότειναν οτι η σεισμική δραστηριότητα της περιοχής φαίνεται να περιορίζεται μόνο σε μερικά από τα μετά-μειοκαινικά ρήγματα διαστολής σε αντίθεση με τα παραπάνω σεισμολογικά δεδομένα που δείχνουν τα σεισμικά επίκεντρα να συγκεντρώνονται γύρω απο το Κορινθιακό κόλπο. Με βάση την ολίσθηση των ρηγμάτων, οι Tselentis & Makropoulos, 1986 υπολόγισαν τον ρυθμό κατακόρυφης κίνησης σε 1mm/yr. Αντίθετα, οι Armijo et al., 1996 υπολόγισαν πολύ αυξημένους ρυθμούς κατακόρυφης μετατόπισης της τάξης μεγαλύτερης των 22

7mm/yr. Παρόμοιες μελέτες από την ανύψωση των παλαιοακτών και των θαλάσσιων αναβαθμίδων κατά μήκος της ακογραμμής νότια του δυτικού Κορινθιακού κόλπου (Stewart, 1996, Zelilidis, 2000, McNeill et al., 2004) υπολόγισαν μέσους ρυθμούς κατακόρυφης κίνησης των κύριων ρηγμάτων της τάξης των 4-7mm/yr. 1.5.1 Το ρήγμα της Ελίκης Η Ελίκη τοποθετείται στην Αιγιαλεία, στη δελταϊκή πεδιάδα μεταξύ των ποταμών Σελικούντα, Κερυνίτη και Βουραϊκό. Απο γεωλογικής άποψης, το τεκτονικό τεμαχος το οποίο οριοθετείται νότια από το ενεργό ρήγμα της Ελίκης και βόρεια από το ρήγμα του Αιγίου βρίσκεται στην πεδιάδα της Ελίκης με αποτέλεσμα να έχουν συσσωρευθεί οι δελταϊκές αποθέσεις των προαναφερθέντων ποταμών. Στην περιοχή της αρχαίας Ελίκης έχουν προκληθεί πολλές φορές καταστροφικές βλάβες λόγω των σεισμών, με χαρακτηριστικά παραδείγματα αυτά του σεισμού στην περιοχή της Ελίκης το 1861 και του σεισμού του Αιγίου τον Ιούνιο 1995. Βάσει αυτών, παρατηρήθηκαν εκτεταμένες ολισθήσεις της παράκτιας ζώνης με αποτέλεσμα να υποχωρήσει η ακτογραμμή κατά εκατοντάδες μέτρα και κατά μήκος αρκετών χιλιομέτρων μεταξύ του Ακρωτηρίου Γύφτισσα και του Διακοφτού (εικ. 1.3). Εικόνα 1.3 Η περιοχή της αρχαίας Ελίκης όπως φαίνεται από δορυφόρο που κατέδυσε από το σεισμό του 373π.Χ. Επίσης είναι εμφανείς και οι δύο ποταμοί που βρισκονται ανάμεσα στην πόλη, ο Σελικούντας και ο Κερυνίτης (Papatheodorou et al., 2005). 23

Το περιθώριο του ρήγματος της Ελίκης ορίζεται από το περιθώριο του κόλπου που επεκτείνεται υποθαλάσσια και βρίσκεται ανάμεσα στο ανατολικό περιθώριο που σχηματίζει το δελταϊκό ριπίδιο του Βουραϊκού ποταμού και στο αρωτηρίου της Ακράτας. Το ρήγμα Ελίκη διαμορφώνει την κύρια τεκτονική δομή της περιοχής η οποία ελέγχει την μορφολογία του περιθωρίου. Η βάση του ρήγματος ανυψώνεται στα 485m με τους Κρητιδικούς ασβεστόλιθους και Ιουρασικούς κερατόλιθους πάνω στο οποίο συγκεντρώνονται να μετατοπίζονται για περισσότερο από 5.5Km ενώ το πλάτος της ζώνης του ρήγματος φτάνει τα 100m. Το πλάτος της ζώνης του ρήγματος της Ελίκης διαφέρει επίσης σημαντικά από το δυτικό τμήμα φτάνοντας τα 400m (Koukouvelas et al., 2001). Το γεγονός ότι η κλίση και των δύο τμημάτων του ρήγματος είναι βόρεια, δημιουργείται μεταξύ τους μια ζώνη μετασχηματισμού, ή αλλιώς ζώνη επικάλυψης της Ελίκης. Μορφολογικά, η ζώνη της επικάλυψης της Ελίκης εμφανίζει μια δομή ράμπας η οποία κατατάσσεται ως μια «προσεγγιστική σύνθετη ζώνη μετασχηματισμού» (Morley et al., 1990). 24

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 ο ΓΕΩΜΟΡΦΟΛΟΓΙΑ ΓΕΩΜΟΡΦΕΣ 2.1 Εισαγωγή Η γεωμορφολογία ανήκει στο κλάδο των γεωεπιστημών που μελετούν το γήινο ανάγλυφο, τις γεωμορφές του, την προέλευσή τους, και γενικά τις διαδικασίες που αφορούν στη διαμόρφωση και στην εξέλιξη τους στο χρόνο. Ο εντοπισμός, η ανάλυση και η ερμηνεία των γεωμορφολογικών χαρακτηριστικών και ταυτόχρονα ο προσδιορισμός της εξέλιξή τους εν δυνάμει σε σχέση με το χρόνο καθώς και συσχετισμός τους με παρατηρήσεις, αναλύσεις, πειράματα και μαθηματικά ομοιώματα (μοντέλα) έχουν ιδιαίτερη σημασία. Η συνδυαστική δράση ενδογενών διεργασιών, που αποτελούν τις τεκτονικές κινήσεις των πλακών, τα θερμικά-βαρυτικά ρεύματα του μανδύα και τις ηφαιστειακές δράσεις, των εξωγενών διεργασιών που περιλαμβάνουν φυσικές, χημικές και βιολογικές διαδικασίες, όπως διαλυτικές, οξειδωτικές, διαβρωτικές, αποσαθρωτικές διεργασίες, και των ανθρώπινων επεμβάσεων διαμορφώνουν το ανάγλυφο της επιφάνειας της γης. Πολλές ανθρώπινες δραστηριότητες οφείλονται σε μεγάλο βαθμό από τα χαρακτηριστικά μορφολογίας των διαβρωτικών περιοχών. Η γεωμορφολογία μιας περιοχής εξαρτάται από τη συνδυαστική εργασία δυναμικά μεταβαλλόμενων και αλληλοσυνδεόμενων παραγόντων και συνθηκών, από τη γεωλογική δομή της περιοχής, τη πρόσφατης τεκτονική εξέλιξη, το βαθμό διάβρωσης και αποσάθρωσης των φυσικών και χημικών διεργασιών, τις επικρατούσες κλιματολογικές συνθήκες και τις ανθρώπινες δραστηριότητες. Από την διαβρωτική ενέργεια, το ανάγλυφο εξομαλύνεται περιοδικά ενώ τα προϊόντα που προκύπτουν από αυτή την ενέργεια μεταφέρονται και αποτίθενται στα κατάντη της περιοχής με τη δράση του νερού. Οι γεωμορφές μπορούν να υποδιαιρεθούν σε αυτές που βρίσκονται βυθισμένες (κάτω από την επιφάνεια της θάλασσας) και σε αυτές που βρίσκονται στην επιφάνεια, με αποτέλεσμα να εκτίθενται στις ατμοσφαιρικές διαδικασίες της επιφάνειας της γης. Ο χώρος που δημιουργείται ανάμεσα στα δύο αυτά είδη των γεωμορφών αποτελεί τον παράκτιο χώρο και οι γεωμορφές που δημιουργούνται και εξελίσσονται σε αυτόν τον χώρο αντίστοιχα είναι οι παράκτιες γεωμορφές. 25

Παραδείγματα χαρακτηριστικών γεωμορφών που μπορεί να εντοπίζονται συχνά είναι τα δελταϊκά ριπίδια, αλλουβιακοί κώνοι απόθεσης, οι ποτάμιες αναβαθμίδες, κρημνοί, εγκιβωτισμένες κοίτες, ακτές με μικρή ή μεγάλη/ απότομη κλίση, επιφάνειες επιπέδωσης, κ.α. Με την γεωμορφολογική χαρτογράφηση, μέρος της γεωμορφολογικής έρευνας, εντοπίζονται και αποτυπώνονται τόσο οι γεωμορφές όσο και τα χαρακτηριστικά αυτών. Επίσης αναλύοντας και συσχετίζοντας τις γεωμορφές μπορούμε να διεξάγουμε συμπεράσματα σχετικά με τις φυσικές διεργασίες που διαμορφώνουν το ανάγλυφο καθώς και με τη διαχρονική εξέλιξη του ανάγλυφου κατά το παρελθόν. 2.2 Είδη Γεωμορφών Στην ενότητα αυτή θα αναφερθούν αναλυτικά οι γεωμορφές τύπου badlands που συναντώνται στην εξεταζόμενη περιοχή, καθώς και ορισμένες μόνο κύριες άλλες γεωμορφές που χωροθετούνται επίσης στην εν λόγω έκταση. 2.2.1 Γεωμορφές Διάβρωσης Επιφάνειες Επιπέδωσης Οι επιφάνειες επιπέδωσης προκύπτουν από διαβρωσιγενείς διαδικασίες και εμφανίζονται σε περιοχές με σχετικά ομαλό και επίπεδο ανάγλυφο. Είναι αποτέλεσμα διεργασιών μηχανικής ή χημικής διάβρωσης ενώ προϋπόθεση είναι η τεκτονική ησυχία για μεγάλες χρονικές περιόδους. Η παρουσία τους αποτελεί ένδειξη της τεκτονική εξέλιξης της περιοχής και τους κύκλους διάβρωσης. Οι επιφάνειες επιπέδωσης που εμφανίζονται σε μεγαλύτερα υψόμετρα είναι παλαιότερες χρονολογικά από εκείνες των χαμηλότερων υψομέτρων (Pavlopoulos et al., 2009). Λόφοι Οι λόφοι είναι χαμηλά και ομαλά υψώματα που καλύπτονται από μετά-αλπικούς σχηματισμούς. Κοιλαδικές Μορφές Οι κοιλαδικές μορφές μπορούν να ταξινομηθούν σε U, V και ανάποδο Π και οφείλουν τη μορφή τους στο βαθμό έντασης της διαδικασιών διάβρωσης που τις διαμορφώνουν. Οι κοιλάδες με μορφή V είναι οξύληκτες ενώ στον πυθμένα τους 26

καταλήγουν τα διάφορα πρανή. Πρόκειται για νέες συνήθως κοιλαδικές μορφές και οφείλονται στην κατά βάθος διάβρωση. Εμφανίζονται συνήθως σε κλάδους πρώτης και δεύτερης τάξης με μικρότερη παροχή στερεών σε σχέση με τους κλάδους μεγαλύτερων τάξεων (Γαια Νο2, 1992). Οι κλιτείς των κοιλάδων σχήματος U έχουν σχήμα κυρτό ως κοίλο καλυπτόμενες από κολλουβιακά ιζήματα ενώ ο πυθμένας τους είναι αποστρογγυλωμένος. Η παρουσία τους συσχετίζεται με ήπιο ανάγλυφο με μικρές έως μεσαίες κλίσεις ενώ αποτελούν ένδειξη προχωρημένου σταδίου εξέλιξης. Εμφανίζονται συνήθως σε σχιστόλιθους και περιοχές μεταλπικών ιζημάτων, με μικρότερη γενικά συχνότητα και σε χαμηλότερα υψόμετρα από τις κοιλάδες τύπου V. Στις κοιλάδες με μορφή Π ο πυθμένας είναι επίπεδος (Pavlopoulos et al., 2009) και παρουσιάζουν κατά βάθος διάβρωση και απότομα πρανή. Η δημιουργία τους οφείλεται κυρίως στην έντονη και απότομη ροή τους, με αποτέλεσμα να αποτίθενται ιζημάτα με έντονο ρυθμό στον πυθμένα τους υπερχειλίζοντας την ενεργό τους κοίτη. Οι απότομες κλιτείς τους οφείλονται στην διάβρωσή τους από το νερό σε περιόδους αυξημένων παροχών. 2.2.2 Γεωμορφές Απόθεσης Πλευρικά Κορήματα Τα πλευρικά κορήματα είναι γενικά Τεταρτογενείς αποθέσεις συγκεντρωμένες κατά τα χαμηλά τμήματα των κλιτυών των ορεινών όγκων λόγω της συνδυαστικής δράσης του νερού και της βαρύτητας. Στις περιπτώσεις που οι αποθέσεις παρουσιάζουν μεγάλη συσσώρευση, εμφανίζουν κωνική μορφή. Γεωμορφές τύπου κάρστ Οι καρστικές γεωμορφές είναι μορφολογικοί σχηματισμοί που οφείλουν τη δημιουργία τους στη διαλυτική δράση του νερού σε πετρώματα που είναι ευδιάλυτα, οι ασβεστόλιθοι και οι δολομίτες. Οι καρστικές γεωμορφές μπορούν να υποδιαιρεθούν σε υπόγειες, όπως τα σπήλαια, και επιφανειακές, όπως οι δολίνες, που είναι κλειστές λεκάνες με κυκλικό ή ελλειψοειδές σχήμα και βάθος μικρότερο από το πλάτος τους και συνήθως δημιουργούνται στην επιφάνεια των ανθρακικών πετρωμάτων. 27

2.2.3 Γεωμορφές τύπου badlands 2.2.3.1 Δημιουργία των badlands Τα αίτια δημιουργίας και οι διαδικασίες μορφοποίησης των γεωμορφών τύπου badlands έχουν απασχολήσει εκτενώς τους μελετητές των τελευταίων ετών. Πολλοί ερευνητές έχουν καταλήξει στο συμπέρασμα πως η τελική μορφή την οποία παίρνουν τα badlands εξαρτάται από τις αλλαγές του κλίματος, τις αλλαγές της χρήσης γης, καθώς και από ποικίλους ενδογενείς παράγοντες των γεωλογικών σχηματισμών. Σε πολλές άλλες περιπτώσεις, οι ακριβείς αιτίες σχηματισμού των badlands είναι δύσκολο να προσδιορισθούν λόγω των περιορισμένων (φτωχών) στοιχείων/ δεδομένων που έχουν καταγραφεί διαχρονικά. (Díaz-Hernández, Julia, 2004). Με μια πρώτη ματιά είναι εύκολο να ξεχωρίζει κανείς τις γεωμορφές τύπου badlands. Πρόκειται για εδαφικούς όγκους λιτούς και έρημους, που όμως μέσα από αυτούς ξετυλίγονται ποικίλοι θησαυροί. Πλήθος επισκεπτών κάθε χρόνο προσεγγίζουν περιοχές τέτοιου τύπου προς εξερεύνηση και συλλογή πληροφοριών. Πολλοί ερευνητές τα αποκαλούν δραματικά τοπία λόγω της ιστορίας και της ποικιλομορφίας των διαδικασιών δημιουργίας τους, καθώς και λόγω της έρημης και σκληρής ομορφιάς τους. Τυπικές γεωμορφές τύπου badlands απεικονίζονται στην ακόλουθη εικόνα 2.1. Εικόνα 2.1 Γεωμορφές τύπου badlands Όσον αφορά τη δημιουργία και εξέλιξη των Badlands, το επιστημονικό ενδιαφέρον εντοπίζεται κυρίως στις διαδικασίες μορφοποίησης τους μέσα στο χρόνο, στη βλάστηση, στα ποσοστά διάβρωσης τους και γενικότερα στη χωροταξική τους 28

οργάνωση. Ειδικότερα ως προς την βλάστηση υπάρχει ένα ευρύ φάσμα που ορίζει τις διαδικασίες και σχέσεις της βλάστησης που αναπτύσσεται σε αυτού του τύπου τις γεωμορφές ανάλογα με τη λιθολογία και το κλίμα. Η φυσική αποσάθρωση είναι εκ των κύριων διαδικασιών που συμβάλουν στην μορφοποίηση των badlands με την πάροδο των χρόνων (Cantón et al., 2002). 2.2.3.2 Ταξινόμηση των badlands Σύμφωνα με τον Gallart et al. (2002), τα badlands μπορούν να ταξινομηθούν σε τρεις μεγάλες κατηγορίες: Στα άνυδρα badlands Πρόκειται για γεωμορφές με ετήσια βροχόπτωση κάτω από 200 mm, όπου η βλάστηση δεν έχει ιδιαίτερα σημαντικό ρόλο. Στα ημι- άνυδρα badlands Πρόκειται για γεωμορφές με ετήσια βροχόπτωση από 200-700 mm, όπου χαρακτηρίζονται από ασυνεχή ποώδη κάλυψη με περιορισμένη διαθεσιμότητα νερού. Στα υγρά badlands Αναπτύσσονται σε περιοχές με ετήσια βροχόπτωση πάνω από 700 mm που δίνει τη δυνατότητα για πλήρη κάλυψη της περιοχής με βλάστηση Ερευνητικές εργασίες για τα άγονα badlands αποκαλύπτουν τα χαρακτηριστικά των μητρικών πετρωμάτων και του εδαφικού καλύμματος, της ικανότητας διείσδυσης τους, των απορροών και των διαβρώσεων. Στις ημι-άνυδρες και υγρές περιοχές badlands, ακόμη και εκεί όπου δεν υπάρχει εμφανής βλάστηση, τα κυανοβακτήρια, τα φύκη, οι λειχήνες και οι μύκητες μπορεί να καλύπτουν μεγάλες επιφάνειες και να τροποποιούν τη διείσδυση του νερού, καθώς και τα ποσοστά της εξάτμισης και διάβρωσης. Ειδικότερα οι λειχήνες αναπτύσσονται συχνά σε πολλές πλαγιές των badlands προσφέροντας σημαντική προστασία έναντι της διάβρωσης και της εξάτμισης του επιφανειακού νερού, ενώ ο ρόλος τους επί των απορροών είναι γενικά αμφιλεγόμενος καθώς εξαρτάται και από την ένταση των βροχοπτώσεων (Alexander and Calvo-Cases, 1990, Calvo and Harvey, 1996, et al). Και τα τοπογραφικά χαρακτηριστικά όμως διαδραματίζουν σημαντικό ρόλο στην κατανομή των φυτών στις ημι-άνυδρες συνθήκες. Οι παραλλαγές της φυτικής κάλυψης είναι εμφανείς στις πτυχώσεις και στα σημεία όπου αλλάζει ο προσανατολισμός και η κατεύθυνση των κλίσεων. Η βλάστηση είναι πυκνότερη στις 29

πτυχώσεις των τμημάτων όπου υπάρχει σκιά, λόγω της μεγαλύτερης διαθεσιμότητας του νερού και της ευκολότερης αποίκισης των φυτών (Gallart et al., 2002; Nogueras et al., 2000 et al.). 2.2.3.3 Μελέτες για τα badlands Οι Wise et al (1982) μελετώντας τα badlands σε περιοχή της Ισπανίας μέσα από την εξέλιξη του τοπίου διαπίστωσαν πως το έτος 4000 υπήρχαν ευάλωτοι αρχαιολογικοί χώροι που καλύπτονταν από τύπους badlands χωρίς όμως να πλήττονται σημαντικά από φαινόμενα διάβρωσης. Οι γεωμορφές αυτές περιβάλλονταν από στρώσεις τραβερτίνη, ενώ σημαντικό επίσης ήταν και το γεγονός πως η περιοχή συνόρευε και με τις όχθες του ποταμού Fardes και τις υδροθερμικές πηγές του, που αργότερα με την πάροδο των χρόνων επηρέασαν καθοριστικά την εξέλιξη της γεωμορφολογίας της περιοχής (Díaz-Hernández, Julia, 2004). Εικόνα 2.2 Τύποι Badlands στις όχθες του ποταμού Fardes στην Ισπανία (Πηγή: Díaz-Hernández, Julia, 2004) Πολλές άλλες μελέτες διαχρονικά έχουν ασχοληθεί με τον τρόπο και τις διαδικασίες μεταφοράς φερτών υλικών από εδαφικές περιοχές με γεωμορφές τύπου badlands. Μια τέτοια προσπάθεια περιγράφεται από τον Castelltort (1995) και σχετίζεται με την μοντελοποίηση ως ένα πολύτιμο εργαλείο στο πλαίσιο εκτίμησης φερτών υλικών τύπου badlands. Ουσιαστικά μελετώνται τα περιβάλλοντα των badlands και η επίδραση που έχουν σε αυτά οι υδρογραφικές συνθήκες της ευρύτερης περιοχής. Στόχος είναι ο έλεγχος της απόδοσης του εδάφους σε ετήσιο επίπεδο και η κατανομή των ιζημάτων της λεκάνης. 30

Στο ΝΑ της Ιταλίας στην περιοχή Basilicata (εικόνα 2.3) εντοπίζεται μια πληθώρα γεωμορφών τύπου badlands που έχει μελετηθεί εκτενώς ερευνητικά λόγω της γεωμορφολογικής ποικιλομορφίας της. Οι γεωμορφές αυτές χαρακτηρίζονται από απότομες οξύληκτες κορυφογραμμές, που σε ορισμένα σημεία έχουν σχήμα θόλου. Αυτό το εντοπιζόμενο είδος των badlands είναι συνδυασμός σχηματισμών calanchi και biancane, ορίζοντας συνολικά ένα εντυπωσιακό και περίπλοκο σύστημα γεωμορφών. Από κλιματολογικής άποψης, η περιοχή είναι άνυδρη και ημι-άνυδρη με βροχοπτώσεις μικρότερες από τη δυνητική εξατμισοδιαπνοή (McKnight and Hess, 2000, EEA, 2005). Αξίζει να επισημανθεί πως στην εν λόγω περιοχή, λόγω των έντονων βροχοπτώσεων το φθινόπωρο και των μεγάλων περιόδων ξηρασίας το καλοκαίρι, της υψηλής ανθρώπινης δραστηριότητας και της υπερβόσκησης, διαμορφώνεται τελικά χαμηλή η στάθμη των υπόγειων υδάτων (Liberti et al, 2009). Εικόνα 2.3 Περιοχή Basilicata της Ν. Ιταλίας με γεωμορφές τύπου badlands. (Πηγή: Liberti et al, 2009) Γενικά τα τοπία badlands είναι πολύ διαδεδομένα στις περιφέρειες της Ιταλίας. Αποτελούν γεωμορφές σκαλισμένες σε αργιλώδη τμήματα και είναι γνωστά ως calanchi και biancane. Τα πρώτα χαρακτηρίζονται από απότομες γυμνές πλαγιές με ποικίλες κλίσεις, ενώ τα biancane έχουν χαρακτηριστικό σχήμα θόλου, διαρρέονται από ποτάμια και γειτνιάζουν με περιοχές χαμηλών επικλινών επιφανειών. Οι 31