ΜΕΛΕΤΗ ΙΖΗΜΑΤΟΓΕΝΩΝ ∆ΙΕΡΓΑΣΙΩΝ ΚΑΙ ΤΕΚΤΟΝΙΚΩΝ ∆ΟΜΩΝ ΣΤΟΝΚΟΡΙΝΘΙΑΚΟ ΚΟΛΠΟ ΜΕ ΤΗ ΧΡΗΣΗ ΓΕΩΦΥΣΙΚΩΝ ΜΕΘΟ∆ΩΝiii

ΕΞΕΤΑΣΤΙΚΗ ΕΠΙΤΡΟΠΗΤριµελής συµβουλευτική επιτροπή:Φερεντίνος Γεώργιος, Καθηγητής,Τµ. Γεωλογίας, Πανεπιστήµιο Πατρών (επιβλέπων)Παυλίδης Σπυρίδων, Καθηγητής, Τµ. Γεωλογίας, Αριστοτέλειο Πανεπιστήµιο ΘεσσαλονίκηςΠαπαθεοδώρου Γεώργιος, Επ. Καθηγητής, Τµ. Γεωλογίας, Πανεπιστήµιο ΠατρώνΥπόλοιπα µέλη επταµελούς εξεταστικής επιτροπής:Κοντόπουλος Νικόλαος, Καθηγητής, Τµ. Γεωλογίας, Πανεπιστήµιο ΠατρώνΠαπαµαρινόπουλος Σταύρος, Καθηγητής, Τµ. Γεωλογίας, Πανεπιστήµιο ΠατρώνΖεληλίδης Αβραάµ, Αν. Καθηγητής, Τµ. Γεωλογίας, Πανεπιστήµιο ΠατρώνΚουκουβέλας Ιωάννης, Επ. Καθηγητής, Τµ. Γεωλογίας, Πανεπιστήµιο ΠατρώνΗ έγκριση της παρούσας διατριβής από την εξεταστική επιτροπή και το τµήµα δεν προϋποθέτει και την αποδοχή τωναπόψεων του συγγραφέα.(Νόµος 5343/1932, άρθρο 202)iv

ΜΕΛΕΤΗ ΙΖΗΜΑΤΟΓΕΝΩΝ ∆ΙΕΡΓΑΣΙΩΝ ΚΑΙ ΤΕΚΤΟΝΙΚΩΝ ∆ΟΜΩΝ ΣΤΟΝΚΟΡΙΝΘΙΑΚΟ ΚΟΛΠΟ ΜΕ ΤΗ ΧΡΗΣΗ ΓΕΩΦΥΣΙΚΩΝ ΜΕΘΟ∆ΩΝΑΡΙΣΤΟΦΑΝΗΣ ΣΤΕΦΑΤΟΣ∆Ι∆ΑΚΤΟΡΙΚΗ ∆ΙΑΤΡΙΒΗ, ΠΑΤΡΑ 2005v

στην οικογένεια µου,το Μάκη τη Γωγώ, τον Αλέξανδρο και τον Ιάν.vii

viii

Πρόλογος & ΕυχαριστίεςΞεκινώντας από το τέλος µιας διαδροµής πεντέµισι ετών ένα συναίσθηµα εσωτερικής ικανοποίησης µεκατακλύζει. Προσπαθώ να θυµηθώ την απόφαση να ασχοληθώ, ή πιο σωστά να αφιερωθώ στην εκπόνησητης συγκεκριµένης διατριβής, αλλά µάταια. Σαν µονόδροµος µου φαντάζει πλέον η πορεία που ακολούθησαέως σήµερα. ∆ρόµος σπαρµένος µε καλές αλλά και κάποιες κακές αναµνήσεις. Η ευφορία όµως που γεννά ηάφιξη στο τέλος της διαδροµής αυτής, συνθλίβει την όποια δυσάρεστη σκέψη και αναδύει µια γλυκιάαναπόληση όλων εκείνων των καλών στιγµών.Η κατάθεση της διδακτορικής µου διατριβής σφραγίζει το πλήρωµα µιας σχεδόν δεκαετίας µέσα στοΕργαστήριο Θαλάσσιας Γεωλογίας & Φυσικής Ωκεανογραφίας, το Ε.ΘΑ.ΓΕ.Φ.Ω.. Ευγνωµονώντας τονΘεό για το προνόµιο που είχα στο µαγικό αυτό ταξίδι στον κόσµο τον παιδικών µου ονείρων, αναπολώ ταταξίδια, τους ανθρώπους, τις εµπειρίες, που όλα µε τον τρόπο τους µε σηµάδεψαν. ∆ίχως όλα αυτά, κυρίωςδίχως τους ανθρώπους, τους δασκάλους, τους συνεργάτες, τους φίλους, δεν θα ήµουν σήµερα εδώ.Στο σηµείο αυτό νιώθω την ανάγκη να εκφράσω την ευγνωµοσύνη µου στον επιβλέποντα µου, καθηγητήκύριο Γιώργο Φερεντίνο, για την δυνατότητα που µου έδωσε να εκπονήσω τη διατριβή δείχνοντας µου απότην πρώτη κιόλας στιγµή την εµπιστοσύνη του. Ευχαριστώ τον επίκουρο καθηγητή Γιώργο Παπαθεοδώρουγια την πολύχρονη συµπαράσταση και καθοδήγηση του και ιδιαίτερα για την τιµή που µου έκανε να µεθεωρεί συνεργάτη του, από τις πρώτες κιόλας µέρες µου στο εργαστήριο. Ευχαριστώ ιδιαίτερα την δρ.Μαρία Σαχπάζη, ερευνήτρια β’ του Γεωδυναµικού Ινστιτούτου του Εθνικού Αστεροσκοπείου Αθηνών, ηοποία αποτέλεσε µέλος της συµβουλευτικής µου επιτροπής και δίχως την συνδροµή της οποίας, η παρούσαδιατριβή δεν θα είχε την σηµερινή της µορφή. Χάρη στις δικές της προσπάθειες κατέστει δυνατή, η συλλογήπολυκάναλων σεισµικών δεδοµένων και η συνεργασία µας µε το Πανεπιστήµιο της Χαβάη.Ευχαριστώ ιδιαίτερα τον αείµνηστο καθηγητή κύριο Θεόδωρο ∆ούτσο, ο οποίος αποτέλεσε µέλος τηςσυµβουλευτικής µου επιτροπής, µέχρι τον πρόωρο θάνατό του. Η διδασκαλία και το ήθος του µεσυντρόφευαν σε όλη τη διάρκεια των σπουδών µου, και χάρη στις συµβουλές του βρίσκοµαι σήµερα εδώ.Ευχαριστώ, το σύνολο των µελών της συµβουλευτικής και εξεταστικής µου επιτροπής, τους καθηγητέςκύριους Σπύρο Παυλίδη, Σταύρο Παπαµαρινόπουλο, Νίκο Κοντόπουλο, τον αναπληρωτή καθηγητή κύριοΜάκη Ζεληλίδη και τον επίκουρο καθηγητή κύριο Γιάννη Κουκουβέλα, για την προθυµία τους και το χρόνοπου διέθεσαν για την εξέταση µου κατά την υποστήριξη της διατριβής.Η παρούσα διατριβή δε θα ήταν δυνατό να πραγµατοποιηθεί δίχως την προσωπική οικονοµική υποστήριξηπου µου παρείχαν υπό τη µορφή υποτροφιών το Γεωδυναµικό Ινστιτούτο του Εθνικού ΑστεροσκοπείουΑθηνών (σε συνεργασία µε τον ΟΑΣΠ, την ΓΓΕΤ και τα Ελληνικά Πετρέλαια), και το Πανεπιστήµιο τουBergen (Νορβηγία), αλλά και δίχως την συµβολή κάποιων ανθρώπων. Ξεκινώντας από το Πανεπιστήµιοτου Bergen (Νορβηγίας), θέλω να ευχαριστώ τους καθηγητές Hans Peter Serjup, Rolf Mjelde, WojtekNemec και Jonny Hesthammer για την εκπαίδευση που µου προσέφεραν σε θέµατα συλλογής, επεξεργασίαςκαι ερµηνείας πολυ-κάναλων σεισµικών δεδοµένων. Τον καθηγητή Brian Taylor και την οµάδα του στοΤµήµα Γεωλογίας και Γεωφυσικής του Πανεπιστηµίου της Χαβάη. Ιδιαίτερα θέλω να µνηµονεύσω τηνβοήθεια που µου προσέφεραν κατά την επεξεργασία των δεδοµένων µου οι Jonathan Weiss και AndrewGoodlife.Ευχαριστώ επίσης όλους τους κατά καιρούς συνεργάτες µου στο Ε.ΘΑ.ΓΕ.Φ.Ω.. Τον ∆ρ. ΘωµάΧασιώτη για τη συνεχή πίεση, τις συµβουλές του και την υποµονή του να διαβάσει τα αρχικά κείµενα. Τονκύριο ∆ηµήτρη Χριστοδούλου για την βοήθειά του, ιδιαίτερα κατά την συλλογή των σεισµικών γραµµώνix

κατά τις περιόδους 2000 και 2001. Τον φίλο και πρώην συνεργάτη κύριο Ευρυβιάδη Λυµπέρη για τηνεξαιρετική του δουλειά που έθεσε τις βάσεις πάνω στις οποίες πάτησε η συγκεκριµένη διατριβή.Τους Mike Leeder, Richard Collier, Lisa McNeill, Tim Henstock, John Bull και Carol Cotteril για τηνσυνεργασία τους και τις εποικοδοµητικές επιστηµονικές συζητήσεις. Τον καπετάνιο Αντώνη Γεωργίου και τοπλήρωµα του σκάφους Βασίλειος Γ., που επί σειρά ετών µου δίδαξαν την στοιχειώδη ναυτοσύνη που απαιτεί ησυλλογή θαλάσσιων γεωφυσικών δεδοµένων. Τον δρ. Ευθύµιο Σόκο, για την µόνιµη προθυµία του ναβοηθήσει στην κατασκευή χαρτών σεισµικών επικέντρων. Ευχαριστώ τους φίλους και συναδέλφους, ΣταύροΚαλαϊτζίδη, Ανδρέα Σπυρόπουλο, Γιάννη Ηλιόπουλο, Mikael Boulaenko, Torolf Myklebust, Atle Nygard, καιPaul Murray που µε την συντροφιά τους απάλυναν την αποµόνωση των ακαδηµαϊκών ηµερών.Ξεχωριστά επιθυµώ να ευχαριστήσω τους Μαρίνο Χαραλαµπάκη και Ευαγγελία Κλασογιάννη, για τηνποικιλότροπη βοήθειά τους, αλλά κυρίως για την πολύχρονη φιλία τους η οποία µε στήριξε και µε στηρίζειστις δύσκολες στιγµές αυτής της αέναης διαδροµής. Ειδικά πρέπει να αναφέρω ότι η χαρτογράφηση και ηεπεξεργασία των δεδοµένων µε χρήση γεωγραφικών συστηµάτων πληροφοριών δεν θα ήταν εφικτή δίχως τηνσυνδροµή του κύριου Μαρίνου Χαραλάµπάκη.Τέλος ευχαριστώ και πάλι τους δασκάλους και φίλους Γιώργο Φερεντίνο και Γιώργο Παπαθεοδώρου για τηνδυνατότητα που µου πρόσφεραν όλα αυτά τα χρόνια να κάνω τα όνειρα πραγµατικότητα, µα πάνω από όλαγια την καθοδήγηση τους προκειµένου να βελτιωθώ ως άνθρωπος.Η προσπάθεια αυτή δεν θα είχε επιτευχθεί χωρίς το ενδιαφέρον και τη στήριξη της οικογένειάς µου στηνοποία και είναι αφιερωµένη αυτή η δουλειά.Πάτρα, Απρίλιος 2005.Αριστοφάνης Στεφάτοςx

ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ0. Εισαγωγή ..............................................................................................................................................…11. Ανασκόπηση Βιβλιογραφίας...................................................................................................................51.1 Κορινθιακός κόλπος......................................................................................................................51.2 Ιστορική αναδροµή........................................................................................................................61.3 Γεωδυναµικό καθεστώς.................................................................................................................61.4 Σεισµικότητα – ενεργός διαστολή.................................................................................................91.5 ∆οµή……….................................................................................................................................111.6 Εξελικτικό µοντέλο......................................................................................................................131.7 Ιζηµατογένεση..............................................................................................................................142. Περιοχή Έρευνας....................................................................................................................................192.1 Φυσιογραφία Κορινθιακού κόλπου.........................................................................................….223. Μεθοδολογία...........................................................................................................................................253.1 Τεχνικές σεισµικής ανάκλασης....................................................................................................253.2 Λοιποί τύποι θαλάσσιων γεωφυσικών δεδοµένων.......................................................................293.3 Ναυσιπλοϊα – προσδιορισµός θέσης πλοίου................................................................................303.4 Εργασίες που εκτελέστηκαν στα πλαίσια της διδακτορικής διατριβής.......................................324. Σεισµική απεικόνιση υποθαλάσσιων ρηγµάτων Κορινθιακού κόλπου.............................................334.1 Σκοπός εργασίας κεφαλαίου........................................................................................................334.2 Ανάλυση παρουσίαση δεδοµένων................................................................................................344.3 Στατιστική ανάλυση υποθαλάσσιων ρηγµάτων...........................................................................404.4 ∆υτικός Κορινθαικός κόλπος.......................................................................................................484.5 Κεντρικός Κορινθιακός κόλπος...................................................................................................614.6 Ανατολικός Κορινθιακός κόλπος.................................................................................................734.7 Συζήτηση - σύνθεση αποτελεσµάτων..........................................................................................824.7.1 Σύνθετη γεωµετρία κόλπου..........................................................................................824.7.2 Μέγεθος ρηγµάτων και κατανοµή τους στο χώρο.......................................................844.7.3 Ενεργότητα ρηγµάτων..................................................................................................844.7.4 Ανύψωση ακτών και συσχέτιση µε ρήγµατα (∆υτικός Κορινθιακός κόλπος).............854.7.5 Ανύψωση ακτών και συσχέτιση µε ρήγµατα (Κεντρικός Κορινθιακός κόλπος).........874.7.6 Ανύψωση ακτών και συσχέτιση µε ρήγµατα (Ανατολικός Κορινθιακός κόλπος)......884.7.7 Καταβύθιση βόρειων ακτών.........................................................................................914.7.8 Περιορισµοί ου υπεισέρχονται στα προτεινόµενα τεκτονικά µοντέλα........................91xi

4.8. Ανύψωση ακτών και συσχέτιση µε ρήγµατα (∆υτικός Κορινθιακός κόλπος)............................935. ∆ιευρεύνηση της δοµής του ανώτερου φλοιού του δυτικού Κορινθιακού κόλπου µε χρήσηπολυ-κάναλων τοµών σεισµικής ανάκλασης ......................................................................................955.1 Μεθοδολογία – θέση τοµών, τεχνικά χαρακτηριστικά……………………………………........955.2 Επεξεργασία δεδοµένων………………………………………………………………………...965.2.1 Εισαγωγή δεδοµένων...................................................................................................995.2.2 Έλεγγος ποιότητας δεδοµένων και διορθωτικές επεµβάσεις.......................................995.2.3 Προσδιορισµός και διόρθωση γεωµετρίας.................................................................1005.2.4 Ανάκτηση αρχικού και εξισορρόπηση πλάτους ανκλάσεων.....................................1015.2.5 Απόριψψη θορύβου....................................................................................................1015.2.6 Αποσυνέλιξη..............................................................................................................1035.2.7 Ανάλυση ταχυτήτων...................................................................................................1055.2.8 ∆ιόρθωση κανονικής απόκλισης................................................................................1075.2.9 Υπέρθεση...................................................................................................................1095.2.10 Χωροθέτηση.............................................................................................................1095.3 Παρουσίαση αποτελεσµάτων-δεδοµένων……………………………………………………..1155.3.1 Σεισµική τοµή GOC25……………………………………………………………...1165.3.2 Σεισµική τοµή GOC27……………………………………………………………...1195.4 Σύνθεση ……………………………………………………………………………………….1236. Τεκτονο-ιζηµατολογική µελέτη ∆υτικού Κορινθιακού Κόλπου......................................................1276.1 Εισαγωγή....................................................................................................................................1276.2 Επισκόπηση – περιοχής..............................................................................................................1286.3 Μεθοδολογία..............................................................................................................................1296.4 Παρουσίαση – ανάλυση δεδοµένων...........................................................................................1326.4.1 Ρηγµατογενές Περιθώριο Λεκάνης............................................................................1326.4.2 Σεισµικές Φάσεις........................................................................................................1356.4.3 Κατανοµή σεισµικών φάσεων....................................................................................1426.4.3.1 Περιθώριο ρήγµατος Αιγίου......................................................................1426.4.3.2 Περιθώριο τεκτονικής ράµπας σύνδεσης Αιγίου - Ελίκης........................1446.4.3.3 Περιθώριο ρήγµατος Ελίκης......................................................................1466.4.4 Ιζηµατογενή συστήµατα απόθεσης............................................................................1516.4.4.1 Υποθαλάσσιος πόδας βάσης πλαγιάς........................................................1516.4.4.2 Υποθαλάσσιος πόδας βάσης πλαγιάς τροφοδοτούµενος από δέλτα..........1546.4.4.3 Αξονικό κανάλι στη βάση της λεκάνης.....................................................1586.4.4.4 Συστήµατα καναλιών και αυλάκων βάσης πλαγιάς...................................1616.4.4.5 Αποθέσεις τάφρου οροφής ρήγµατος.........................................................164xii

6.5 Συζήτηση – σύνθεση αποτελεσµάτων…………………………………………………………1696.5.1 Τεκτονο-ιζηµατολογικό µοντέλο...............................................................................1696.5.2 Ταξινοµόµηση ιζηµατογενών συστηµάτων βάσης πλαγιάς.......................................1736.5.3 Σχετικές µεταβολές της στάθµης της θάλασσας........................................................1816.5.4 Εκτίµηση κύριων χαρακτηριστικών των σχηµατισµένων ταµιευτήρων....................1826.5.5 ∆ιαφοροποίηση από µοντέλο κεντρικού Κορινθιακού κόλπου.................................1856.5.6 Τεκτονικοί έλεγχοι στις ιζηµατογενείς διεργασίες.....................................................1877. Συµπεράσµατα......................................................................................................................................1918. Βιβλιογραφία......……………………………………………………………………………………..1959. Abstract……………………………………………………………………………………………….209Παράρτηµα Ι…………………………………......……………………………………………………...213xiii

ΕισαγωγήΟι Gawthorpe & Leeder (2000), ανακεφαλαιώνοντας την έως σήµερα γνώση γύρω από την τεκτονοιζηµατολογικήεξέλιξη των ιζηµατογενών λεκανών διαστολής, δεκατρία χρόνια µετά την πρώτη τουςαπόπειρα (Leeder & Gawthorpe,1987), αναφέρουν ό,τι οι ενεργές ιζηµατογενείς λεκάνες διαστολήςαφενός προσφέρουν χρήσιµες πληροφορίες για τη µελέτη του στερεού φλοιού της γης, αφετέρουαποτελούν πηγές φυσικών πόρων. Στη πρώτη περίπτωση αποτελούν αρχείο πληροφοριών για (i) ταπρώτα στάδια ηπειρωτικής ταφρογένεσης κατά την διάνοιξη των τεκτονικών πλακών, (ii) τα στάδιαεφελκυσµού που λαµβάνουν χώρα πίσω από το ηφαιστειακό τόξο κατά τη σύγκλιση των πλακών, (iii) τηδηµιουργία, ανάπτυξη, παρακµή και «θάνατο» των κανονικών ρηγµάτων, (iv) τη στάθµη της θάλασσας /λίµνης, (v) τις µεταβολές του κλίµατος. Στη δεύτερη περίπτωση αποτελούν, πηγές τεράστιων οικονοµικάαποθεµάτων (α) υδρογονανθράκων, (β) υδατικών και (γ) µεταλλευτικών πόρων.Η µελέτη της υπάρχουσας βιβλιογραφίας, αποκαλύπτει το µεγάλο ερευνητικό ενδιαφέρον πουπαρουσιάζει ο Κορινθιακός κόλπος ως µία από τις εντονότερα διαστελλόµενες τεκτονικές τάφρους στονκόσµο σήµερα. Η πολύ υψηλή σεισµικότητα που χαρακτηρίζει την περιοχή, η συχνή παρουσίαπαράκτιων και υποθαλάσσιων κατολισθητικών φαινοµένων, ρευστοποιήσεων εδαφών και παλιρροϊκώνκυµάτων (tsunamis), σε συνδυασµό µε τις πυκνά κατοικηµένες ακτές του κόλπου, καθιστούν τονΚορινθιακό κόλπο περιοχή υψηλής επικινδυνότητας και χώρο µελέτης και έρευνας γεωλογικώνκαταστροφικών φαινοµένων (επικινδυνοτήτων).Ωστόσο, η µελέτη του Κορινθιακού κόλπου παρουσιάζει ενδιαφέρον για την επιστηµονικήκοινότητα και από την πλευρά της πετρελαϊκής έρευνας. Παρά το γεγονός ότι σήµερα, ο Κορινθιακόςκόλπος δεν αποτελεί έναν δυνητικά αξιοποιήσιµο ταµιευτήρα πετρελαίου, τα σύγχρονα περιβάλλοντακλαστικής ιζηµατογένεσης που απαντώνται σε πολλά σηµεία του κόλπου προσφέρονται για έρευνα καιµελέτη. Τα περιβάλλοντα αυτά (υποθαλάσσια ριπίδια, αποθέσεις ροών κορηµάτων και τουρβιδιτικάσυστήµατα), αποτελούν δυνητικούς ταµιευτήρες πετρελαίου. Συνεπώς, η λεπτοµερής ανάλυσή τους µαςπαρέχει τη δυνατότητα να τα παρακολουθήσουµε στη φάση γένεσης και εξέλιξής τους, προκειµένου νακατανοήσουµε τους µηχανισµούς που ελέγχουν τον σχηµατισµό τους, ώστε να σχεδιάσουµε παραγωγικέςγεωτρήσεις πετρελαίου σε αντίστοιχα γεωλογικά περιβάλλοντα σε άλλες περιοχές του κόσµου.Η παρούσα διδακτορική διατριβή φιλοδοξεί να συνεισφέρει στην καλύτερη κατανόηση τηςγεωτεκτονικής δοµής, και των µηχανισµών που ελέγχουν τις ιζηµατογενείς διεργασίες πλήρωσης τηςλεκάνης του Κορινθιακού κόλπου, του πλέον ενεργού τµήµατος της ευρύτερης Κορινθιακής τάφρου, και

∆ιδακτορική ∆ιατριβήενός από τα ταχύτερα διανοιγώµενα τµήµατα ηπειρωτικού φλοιού παγκοσµίως. Στόχοι της διατριβήςαποτελούν: (1) η αναγνώριση και λεπτοµερής χαρτογράφηση των υποθαλάσσιων ρηγµάτων τουΚορινθιακού κόλπου και η σύνδεσή τους µε τις τεκτονικές και σεισµολογικές παρατηρήσεις στηνευρύτερη Κορινθιακή τάφρο, (2) η διερεύνηση του βάθους του γεωλογικού υποβάθρου και της δοµής τουΚορινθιακού κόλπου, (3) η µελέτη των ενεργών ιζηµατογενών διεργασιών και της επίδρασης της ενεργούτεκτονικής στους µηχανισµούς διασποράς και απόθεσης ιζηµάτων.Το βασικό «εργαλείο» της παρούσας µελέτης αποτέλεσε ένα ευρύ φάσµα τεχνικών θαλάσσιαςσεισµικής ανάκλασης. Η σεισµική απεικόνιση του ανώτερου τµήµατος του στερεού φλοιού τουΚορινθιακού κόλπου, µας επιτρέπει τόσο την ακριβή τεκτονική χαρτογράφηση όσο και τηνµακροσκοπική ανάλυση της ιζηµατογένεσης στο Κορινθιακό κόλπο, µέσω της αναγνώρισης, ερµηνείαςκαι χαρτογράφησης των διαφόρων σεισµικών φάσεων. Επιπλέον, η γεωγραφική κάλυψη και ο όγκος τωνδιαθέσιµων στοιχείων σε συνδυασµό µε το µέγιστο βάθος σεισµικής απεικόνισης που επετεύχθει,επιτρέπουν την εξαγωγή χρήσιµων συµπερασµάτων γύρω από τη δοµή και τη γεωλογική εξέλιξη τουΚορινθιακού κόλπου και θέτουν τη βάση για τον περιορισµό των επιστηµονικών υποθέσεων πουχαρακτηρίζουν µεγάλο µέρος της σχετικής βιβλιογραφίας.Η παρούσα διατριβή αποτελείται από εννέα (9) κεφάλαια. Στο πρώτο κεφάλαιο (1), επιχειρείται µιασύντοµη βιβλιογραφική ανασκόπηση των έως σήµερα δηµοσιευµένων εργασιών σχετικά µε την τάφροτου Κορινθιακού. Ακολουθούν δύο σύντοµα κεφάλαια, το κεφάλαιο 2 όπου προσδιορίζεται καιπεριγράφεται γεωγραφικά η περιοχή ερευνών και το κεφάλαιο 3 όπου αναπτύσσεται η µεθοδολογία τηςπαρούσας µελέτης. Στο κεφάλαιο 4 παρουσιάζεται µια συνολική, ευρείας κλίµακας µελέτη τωνυποθαλάσσιων ρηγµάτων του Κορινθιακού κόλπου και παρουσιάζεται η χαρτογράφηση τους. Στο τέλοςτου κεφαλαίου ακολουθεί µια εκτενής συζήτηση γύρω από την σηµασία των ευρηµάτων της παρούσαςέρευνας σε σχέση µε τις υπάρχουσες δηµοσιεύσεις. Στο κεφάλαιο 5, παρουσιάζονται τα συλλεγµέναδεδοµένα της πολυ-κάναλης σεισµικής ανάκλασης που επέτρεψε την σεισµική απεικόνιση της τεκτονικήςτάφρου έως και το βάθος του αλπικού υποβάθρου. Ακολουθεί το κεφάλαιο 6 όπου αναλύονται διεξοδικάοι κύριες ιζηµατογενείς διεργασίες στο δυτικό Κορινθιακό κόλπο και συσχετίζονται µε τη λεπτοµερήτεκτονική χαρτογράφηση της περιοχής. Στο τέλος του κεφαλαίου 6, παρατίθεται επιπλέον η αξιολόγησητων βασικών µοντέλων ταξινόµησης των ιζηµατογενών συστηµάτων βαθιάς θάλασσας µε βάση ταευρήµατα της διατριβής για το δυτικό Κορινθιακό κόλπο. Στο τέλος καθενός από τα κεφάλαια 4, 5 και 6πραγµατοποιείται σύνθεση των αποτελεσµάτων και αναπτύσσεται συζήτηση ως προς την σηµασία τωνπαρουσιαζόµενων ευρηµάτων της έρευνας. Στο κεφάλαιο 7 επιχειρείται µία σύντοµη περίληψη καιανακεφαλαίωση των βασικότερων συµπερασµάτων της διατριβής,. Στο κεφάλαιο 8 γίνεται παράθεση τηςχρησιµοποιηµένης βιβλιογραφίας, ενώ το κεφάλαιο 9 αποτελεί µια σύντοµη σύνοψη της διατριβής στηναγγλική γλώσσα.2

ΕισαγωγήΤέλος, στο παράρτηµα Ι παρατίθενται τα βασικά στοιχεία και χαρακτηριστικά του ερευνητικούπλόα του ωκεανογραφικού σκάφους R/V Maurice Ewing που πραγµατοποιήθηκε στο Κορινθιακό κόλποτο καλοκαίρι του 2001, για την συλλογή πολυ-κάναλων δεδοµένων σεισµικής ανάκλασηςχρησιµοποιώντας ένα σύστηµα που περιελάµβανε ένα συνδυασµό από τις µεγαλύτερες σεισµικές πηγέςκαι συστοιχίες υδροφώνων σε παγκόσµιο επίπεδο.3

∆ιδακτορική ∆ιατριβή4

11. Ανασκόπηση βιβλιογραφίας1.1 Κορινθιακός κόλποςΟ Κορινθιακός κόλπος αποτελεί µια επιµήκη θαλάσσια λεκάνη προσανατολισµένη σε διεύθυνση ∆Β∆-ΑΝΑ, η οποία διατέµνει την κεντρική ηπειρωτική Ελλάδα χωρίζοντας την Στερεά Ελλάδα από τηνΠελοπόννησο (εικ. 1.1). Ο Κορινθιακός κόλπος εκτείνεται από το πορθµό του Ρίου – Αντιρρίου σταδυτικά έως και τον κόλπο των Αλκυονίδων στα ανατολικά. Το συνολικό µήκος του κόλπου ξεπερνά τα115 km ενώ το πλάτος του κυµαίνεται από 5 έως και 30 km περίπου. Πρόκειται για µια αποµονωµένηαπό την ανοιχτή θάλασσα, θαλάσσια λεκάνη. Στα δυτικά ο Κορινθιακός κόλπος επικοινωνεί µε το Ιόνιοπέλαγος µέσω του Πορθµού του Ρίου – Αντιρρίου και του Πατραϊκού κόλπου. Στα ανατολικά η τεχνητήδιώρυγα του Ισθµού επιτρέπει από το 1893 την επικοινωνία του µε τον Σαρωνικό κόλπο.Εικ. 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.Fig. 1.1: Geological map of the Gulf of Corinth (section taken from the Geological map of Greece, 1:500.000,IGME, 1983). Inset map of Greece showing the location of the Gulf of Corinth.Από γεωλογικής άποψης, ο Κορινθιακός κόλπος χαρακτηρίζεται ως µια µετα-απλική υποθαλάσσιαιζηµατογενή λεκάνη, η οποία διατέµνει σχεδόν κάθετα τις ενότητες των εσωτερικών Ελληνίδων (Brooks& Ferentinos, 1984; Παπανικολάου κ.α., 1997). Ο Κορινθιακός κόλπος αποτελεί τµήµα της Κορινθιακής

∆ιδακτορική ∆ιατριβήτεκτονικής τάφρου (Sebrier, 1977; Doutsos et al., 1988). Πιο συγκεκριµένα αποτελεί το βορειότερο καιεπί του παρόντος, το πλέον ενεργό τµήµα της τάφρου. Με συνολική έκταση που καλύπτει περίπου 2400km 2 από τα συνολικά 4100 km 2 που καταλαµβάνει η Κορινθιακή τάφρος, ο Κορινθιακός κόλποςεξακολουθεί να διαστέλλεται και να βυθίζεται.1.2 Ιστορική αναδροµήΑπό πολύ νωρίς ο Κορινθιακός κόλπος, µε τα ιδιαίτερα µορφολογικά του χαρακτηριστικά και τοσηµαντικό µορφολογικό ανάγλυφο, προσέλκυσε το γεωλογικό επιστηµονικό ενδιαφέρον. Το 1966, οι B.C. Heezen, M. Ewing και G. L. Johnson, αναφέρουν τα αποτελέσµατα του πρώτου σύγχρονουερευνητικού πλόα που εκτελέστηκε στο Κορινθιακό κόλπο το 1956 µε το ωκεανογραφικό σκάφος RVVema. Στην εργασία τους αυτή, περιγράφουν τον Κορινθιακό κόλπο ως µια βαθιά (µέγιστο βάθος 850m) θαλάσσια λεκάνη µε σχηµατισµένη υφαλοκρηπίδα, κατωφέρεια και αβυσσική πεδιάδα, στο πυθµένατης οποίας εντοπίζονται εναλλαγές ιζηµάτων θαλάσσιας και λιµνο-θαλάσσιας προέλευσης.Ακολουθούν, στη δεκαετία του 1980, οι εργασίες των Brooks & Ferentinos (1984), Perissoratis etal., (1984), Myrianthis et al., (1985), Higgs (1988) και Ferentinos et al., (1988) οι οποίες παρουσιάζουν ταπρώτα δεδοµένα σεισµικής ανάκλασης από το πυθµένα του Κορινθιακού κόλπου και θέτουν τα θεµέλιατης µετέπειτα επιστηµονικής έρευνας εντός του Κορινθιακού κόλπου. Η έντονη και συχνά καταστροφικήσεισµική δραστηριότητα αναζωπυρώνει σε τακτά χρονικά διαστήµατα την ανάγκη της επιστηµονικήςκοινότητας να µελετήσει και κατανοήσει την τεκτονική τάφρο του Κορινθιακού κόλπου. Οι ταχύτατοιρυθµοί διάνοιξης της τάφρου και η προσβασιµότητα της περιοχής κατατάσσουν το Κορινθιακό κόλποµαζί µε της λίµνες Malawi και Tanganyika (Αφρική), κόλπο του Suez (Ερυθρά Θάλασσα), τη λίµνηBaikal (Ανατολική Σιβηρία), και την λεκάνη Woodlark (Ειρηνικό) ανάµεσα στις πλέον «διάσηµες»ενεργές τεκτονικές τάφρους στο κόσµο.Τα χαρακτηριστικά µιας πλήρως σχηµατισµένης θαλάσσιας λεκάνης σε συνδυασµό µε τις σχετικάµικρές διαστάσεις του κόλπου, καθιστούν τον Κορινθιακό κόλπο, ένα ιδιαίτερα ελκυστικό εργαστήριογια ωκεανογραφικές και θαλάσσιες γεωλογικές µελέτες.1.3 Γεωδυναµικό καθεστώςΗ Κορινθιακή τάφρος αποτελεί τµήµα του συστήµατος του Ελληνικού τόξου (εικ. 1.2) και οσχηµατισµός της θεωρείται αποτέλεσµα της διαστολής που υφίσταται η Αιγιακή µικροπλάκα λόγω τηςκαταβύθισης της Αφρικανικής πλάκας κάτω από αυτήν (Papazachos & Comninakis 1971; McKenzie1972).6

Βιβλιογραφική ΑνασκόπησηΕικ. 1.2: Χάρτης της ευρύτερης περιοχής όπου επισηµαίνεται η Κορινθιακή τάφρος και οι κύριεςγεωτεκτονικές δοµές. (Γεωτεκτονικές δοµές από Kahle et al., 2000 και Le-Pichon et al., 1995, καιµορφολογικό ανάγλυφο από NGDC-NOAA http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/image/2minrelief.html,).Fig. 1.2: Map showing the Corinth rift and the major geotectonic features in the broader area. (Relieftaken from NGDC-NOAA http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/image/2minrelief.html, Geotectonic featuresafter Kahle et al., 2000 and Le-Pichon et al., 1995).Η Κορινθιακή τάφρος αναπτύσσεται επί ηπειρωτικού φλοιού µπροστά από το ηφαιστειακό τόξοτου Αιγαίου, σε µια περιοχή που χαρακτηρίζεται ως µία από τις περισσότερο ενεργές περιοχές διαστολής,παγκοσµίως (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).Η διαστολή του Αιγαίου θεωρείται ότι συντελείται από το Μειόκαινο και ακολούθησε τηνµετανάστευση του ορογενετικού µετώπου από την κεντρική προς τη δυτική Ελλάδα (Le-Pichon &Angelier, 1979; Mercier 1981). Ο σηµερινός ρυθµός διαστολής της Αιγιακής µικροπλάκας είναιταχύτατος και υπολογίζεται σε 30 mm/yr συγκριτικά ως προς την Ευρασιατική πλάκα (Reilinger et al.,1997; Kahle et al., 2000; McClusky et al., 2000) (εικ. 1.3).7

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΕικ. 1.3: Χάρτης της ευρύτερης περιοχής της ανατολικής Μεσογείου όπου απεικονίζεται τογεωδυναµικό καθεστώς και τα αντίστοιχα διανύσµατα κίνησης. 1:Ζώνη ηπειρωτικής σύγκρουσης,2:Ζώνη ωκεάνιας καταβύθισης, 3:Περιοχή εφελκυσµού Β–Ν, 2:Περιοχή εφελκυσµού Α–∆,5:Ρήγµατα οριζόντιας µετατόπισης (Τροποποίηση από Papazachos & Papazachou 1997).Fig. 1.3: Map of the eastern Mediterranean showing the geodynamic framework and the principalregional motions. 1: Continental collision, 2: Oceanic subduction, 3: N-S extension, 4: E-Wextension, 5: Strike-slip. (Modified after Papazachos & Papazachou 1997).Οι δυνάµεις που είναι υπεύθυνες για την παρατηρούµενη διαστολή, εξακολουθούν να αποτελούνθέµα έντονης επιστηµονικής συζήτησης. Συνοψίζοντας την σχετική βιβλιογραφία οι επικρατέστερεςαντιλήψεις προτείνουν ως κινητήρια δύναµη της διαστολής (α) την προς νότο υποχώρηση τηςεπωθούµενης πλάκας λόγω κατάρρευσής της, προς την τάφρο καταβύθισης (roll-back of the subductingslab due to trench suction), (McKenzie, 1978; Le Pichon & Angelier, 1979; Hatzfeld et al., 1997; Meijer& Wortel, 1997; Doutsos & Kokkalas, 2001), (β) την πλευρική εξώθηση (lateral extrusion) που προκαλείη προς τα δυτικά µετανάστευση της πλάκας της Ανατολίας κατά µήκος του ρήγµατος της ΒόρειαςΑνατολίας (Dewey & Sengor, 1979; Taymaz et al., 1991; Jackson 1994; Le Pichon et al., 1995; Armijo etal., 1996;) καθώς και (γ) σε µετά-συγκρουσιακή βαρυτική κατάρρευση ενός πεπαχυσµένου λόγωορογένεσης φλοιού ( Horvath & Breckhemer, 1982; Le Pichon et al., 1995; Koukouvelas et al., 1996;Davies et al., 1997; Jolivet, 2001).8

Βιβλιογραφική ΑνασκόπησηΟι McClusky et al., (2000) και Doutsos & Kokkalas, (2001), επισηµαίνουν ότι απαιτείταισυνδυασµός των παραπάνω δυνάµεων προκειµένου να εξηγηθεί η παρατηρούµενη διαστολή στονοτιοδυτικό τµήµα της Αιγιακής µικροπλάκας. Η συνδυαστική δράση των παραπάνω δυνάµεων για τηδιαστολή της Κορινθιακής τάφρου οδηγεί στο συµπέρασµα ότι πρόκειται για µια µεγάλης κλίµακαςλεκάνης διαστολής, διαγώνιου εφελκυσµού (transtentional ‘pull apart’) δοµής (Reuther et al., 1993;Kahle et al., 2000; Doutsos & Kokkalas, 2001).1.4 Σεισµικότητα - ενεργός διαστολήΣτη διάρκεια της γεωλογικής εξέλιξης της Κορινθιακής τάφρου, η συνολική διαστολή πουσυσσωρεύτηκε στον Κορινθιακό κόλπο δηµιούργησε µια βαθιά µορφολογική τάφρο, η οποία καλύπτεταιαπό θάλασσα και τέµνει κάθετα τις Αλπικής ηλικίας οροσειρές των Ελληνίδων.Η ιστορική (από το 480 π.χ.) και η σύγχρονη, ενόργανα καταγεγραµµένη, σεισµικότηταεπιβεβαιώνουν ότι η Κορινθιακή τάφρος και ιδιαίτερα η τάφρος του Κορινθιακού κόλπου αποτελεί µιααπό τις περισσότερο ενεργές περιοχές στο κόσµο (Ambraseys & Jackson 1990, 1997; Papazachos &Papazachou 1989, 1997; Papadopoulos 2000) (εικ. 1.4). Χαρακτηριστικά αναφέρεται ό,τι τα τελευταία110 χρόνια, δέκα (10) ισχυροί σεισµοί µε µέγεθος µεγαλύτερο από Ms=6.2 και µικρό εστιακό βάθος (

∆ιδακτορική ∆ιατριβήωκεανό (Taylor et al., 1995) και αντιστοιχεί περίπου στο ένα τρίτο (1/3) του συνολικού ρυθµούδιαστολής του Αιγαίου (Reilinger et al., 1997, McClusky et al., 2000).Εικ. 1.4: Χάρτης σεισµικών επικέντρων για τον Κορινθιακό κόλπο. Σεισµοί περιόδου 1900 έως2000. Αρχείο Εθνικού Αστεροσκοπείου Αθηνών, Γεωδυναµικό Ινστιτούτο. Ευγενική προσφορά τουΕ. Σώκου.Fig. 1.4: Earthquake epicenter map of the Gulf of Corinth. Earthquake events between 1900 and2000. Athens National Observatory, Geodynamical Institute. Courtesy of E. Sokos.Σύµφωνα µε τους Clarke et al., (1997 & 1998) και Briole et al., (2000), ο σηµερινός ρυθµόςδιαστολής στα δυτικά υπολογίζεται 15+/-2 mm/yr ενώ στα ανατολικά 10+/-4 mm/yr. Αντίστοιχα, οιHatzfeld et al., (2000) παρατηρούν ότι και η σεισµικότητα παρουσιάζει χωρική διακύµανση κατά µήκοςτου Κορινθιακού κόλπου. Στα δυτικά οι σεισµοί εντοπίζονται σε βάθος µεταξύ 6 και 11 km, ενώ σταανατολικά το βάθος των σεισµικών υποκέντρων κυµαίνεται από 4 έως 13 km βάθος.Συγκρίνοντας τις γεωδαιτικές έρευνες που έχουν εκτελεστεί στην περιοχή από τους Billiris et al.,(1991); Clarke et al., (1997); Davies et al., (1997); (Briole et al., 1999) οι Hatzfeld et al., (2000)διαπιστώνουν ότι οι πλέον πρόσφατοι ρυθµοί διαστολής εµφανίζονται αυξηµένοι συγκριτικά µε το µέσορυθµό διάνοιξης του κόλπου τα τελευταία 100 χρόνια. Οι Ambraseys & Jackson, (1997) και Davies et al.,(1997) παρατηρούν αναντιστοιχία µεταξύ της γεωδαιτικά µετρούµενης διαστολής του Κορινθιακούκόλπου και της υπολογιζόµενης διαστολής µε βάση τη σεισµική δραστηριότητα της περιοχής. Παρόµοια,µε βάση τις εκτιµήσεις για την σεισµική ενέργεια που έχει απελευθερωθεί τον τελευταίο αιώνα, οι Clarkeet al., (1997), συµπεραίνουν ό,τι ισχυροί σεισµοί έχουν καθυστερήσει στον ∆υτικό Κορινθιακό κόλπο.10

Βιβλιογραφική ΑνασκόπησηΠαρά το ότι τα σεισµολογικά δεδοµένα παρουσιάζουν ισχυρή συγκέντρωση των σεισµικώνεπικέντρων γύρω από τον Κορινθιακό κόλπο (Hatzfeld et al., 2000), οι Makropoulos & Burton, (1984)πρότειναν ότι η σεισµικότητα της περιοχής, φαίνεται να περιορίζεται µόνο σε µερικά από τα µετά-Μειοκαινικά ρήγµατα διαστολής. Με βάσει την ολίσθηση των σεισµογενών ρηγµάτων, οι Tselentis &Makropoulos, (1986), υπολόγισαν τον ρυθµό κατακόρυφης κίνησης σε 1mm/yr. Αντίθετα, οι Armijo etal., (1996), προτείνουν πολύ µεγαλύτερους ρυθµούς κατακόρυφης µετατόπισης ( > 7 mm/yr) µε βάση τοθεωρητικό µοντέλο που ανέπτυξαν για τις ανυψωµένες θαλάσσιες αναβαθµίδες των βορείων ακτών τηςΠελοποννήσου. Αντίστοιχες έρευνες ανυψωµένων παλαιοακτών και θαλάσσιων αναβαθµών κατά µήκοςτων νότιων παράλιων του δυτικού Κορινθιακού κόλπου (Stewart 1996; Zelilidis 2000; De Martini et al.,2004; McNeill et al., 2004) προτείνουν µέσους ρυθµούς κατακόρυφης κίνησης των κύριων ρηγµάτων τηςτάξης των 4-7 mm/year. Οι αναφερόµενοι αυτοί ρυθµοί κατακόρυφων µετατοπίσεων για τα κύριαρήγµατα στη χέρσο δεν αρκούν για να εξηγήσουν τους σύµφωνα µε Clarke et al., (1998) και Briole et al.,(2000) γεωδαιτικά υπολογισµένους ρυθµούς διαστολής του Κορινθιακού κόλπου (Stefatos et al., 2002;McNeill et al., 2004).1.5 ∆οµήΗ τάφρος του Κορινθιακού αναπτύσσεται πάνω από ένα παχύ ηπειρωτικό φλοιό, ο οποίος είναι 2,5 φορέςπαχύτερος από τον αντίστοιχο φλοιό στο Αιγαίο στα ανατολικά (Makris, 1976; Makris, 1978) µε πάχος40 km στα δυτικά το οποίο µειώνεται σε 25 km στα ανατολικά του κόλπου (Tiberi et al., 2000; Tiberi etal., 2001).Οι Brooks & Ferentinos, (1984), ήταν οι πρώτοι που περιέγραψαν τον Κορινθιακό κόλπο ως µιασύνθετη ασύµµετρη τάφρο (complex asymmetric graben). Η ερµηνεία αυτή βασίστηκε τόσο στηνσυνολική βυθοµετρία αλλά και τη γεωλογική υποδοµή του ανώτερου πυθµένα, όπως αυτή απεικονίστηκεστις τοµές µονο-κάναλης σεισµικής ανάκλασης (single channel seismic reflection profiles). Οι θαλάσσιεςσεισµικές τοµές των Brooks & Ferentinos, (1984) και Higgs, (1988) αποκάλυψαν κανονικά ρήγµατα µεδιεύθυνση ∆Β∆ – ΑΝΑ, παράλληλα είτε υποπαράλληλα προς την ακτογραµµή. Τα ρήγµατα αυτάοριοθετούν την έκταση της αβυσσικής πεδιάδας τόσο προς τα βόρεια όσο και προς τα νότια. Τα ρήγµατακατά µήκος του νοτίου περιθωρίου παρουσιάζουν σαφώς µεγαλύτερο συνολικό κατακόρυφο άλµα καισυνοδεύονται από αντίστοιχα µεγάλου ύψους ρηξιγενή πρανή στην επιφάνεια του πυθµένα. Ηασύµµετρη µορφολογία και δοµή του Κορινθιακού κόλπου επιβεβαιώθηκε στη συνέχεια και από τηχαρτογράφηση των ρηγµάτων κατά µήκος του χερσαίου νοτίου περιθωρίου του κόλπου και ο όροςασύµµετρη – ηµι-τάφρος (half-graben) υιοθετήθηκε από τους περισσότερους ερευνητές (Brooks &Ferentinos, 1984; Doutsos & Piper, 1990). Το σύστηµα ρηγµάτων κατά µήκος του νοτίου περιθωρίουαποτελείται από Α – ∆ έως και ΑΝΑ – ∆Β∆ διευθυνόµενα ρήγµατα µε κλίση προς βορρά και γωνιάκλίσης κοντά στην επιφάνεια στις 40 – 50 ο (Doutsos et al., 1988; Poulimenos et al., 1989; Doutsos &11

∆ιδακτορική ∆ιατριβήPiper, 1990; Doutsos & Poulimenos, 1992; Roberts et al., 1993; Roberts, 1996). Η δέσµη των κανονικώνρηγµάτων του Κορινθιακού κόλπου, παρουσιάζει µια κλιµακωτή προς τα δεξιά διάταξη από δύση προςανατολή (Doutsos & Poulimenos, 1992; Stewart et al., 1996; Λυµπέρης κ.α., 1998). Το µήκος τωνχερσαίων ρηγµάτων κυµαίνεται µεταξύ 15 και 25 km και πολλοί ερευνητές θεωρούν ότι ορισµένα από ταρήγµατα αυτά επεκτείνονται προς τα ανατολικά εισερχόµενα στη θάλασσα (π.χ. Armijo et al., 1996;Stewart et al., 1996). Χαρακτηριστικά, οι Armijo et al., (1996), ξεχωρίζουν ως τα 3 σηµαντικότερακανονικά ρήγµατα του νοτίου περιθωρίου τα ρήγµατα Ψαθόπυργου, Ελικής και Ξυλοκάστρου, τα οποίαπροτείνουν ότι διαθέτουν και ένα υποθαλάσσιο τµήµα.Οι Brooks & Ferentinos et al., 1984; Higgs, 1988, αναφέρουν την παρουσία συνιζηµατογενώνρηγµάτων µε µικρό κατακόρυφο άλµα, κατά µήκος της αβυσσικής πεδιάδας. Τα υποθαλάσσια αυτάρήγµατα αναπτύσσονται συνθετικά και αντιθετικά ως προς τα κύρια ρήγµατα των περιθωρίων τουκόλπου σε σχετικά µεγάλη απόσταση από αυτά (εικ. 1.5). Αντίστοιχα, κύρια ρήγµατα που συνοδεύονταιαπό συνθετικά και αντιθετικά (counter faults) σύµφωνα µε την ορολογία των Gibbs, 1984 και McClay &Ellis, 1987) µικρότερα ρήγµατα, παρατηρήθηκαν στη χέρσο του νοτίου περιθωρίου της τάφρου από τουςDoutsos & Piper, (1990). Η µετατόπιση στα αντιθετικά ρήγµατα σύµφωνα µε τους Armijo et al., (1996)δεν φαίνεται να ξεπερνά το 10% αυτής των κύριων ρηγµάτων.Παρά όλες τις έως σήµερα µελέτες, η γεωµετρία των ρηγµάτων σε βάθος, αποτελεί θέµα έντονηςεπιστηµονικής συζήτησης. Τα προτεινόµενα γεωµετρικά µοντέλα, µε βάση τεκτονικά στοιχεία υπαίθρουκαι σεισµολογικά δεδοµένα περιλαµβάνουν τα ακόλουθα:1) Ρήγµατα ληστρικής γεωµετρίας (Melis et al., 1989; Poulimenos et al., 1989; Doutsos & Piper, 1990),2) Μεγάλης κλίσης ρήγµατα που απολήγουν σε ένα ορίζοντα αποκόλλησης (detachment) σε βάθοςπερίπου 7-12 χιλιόµετρα (Doutsos & Poulimenos, 1992),3) Μεγάλης κλίσης ρήγµατα που συνδέονται µέσω ρηγµάτων µικρότερης κλίσης (περίπου 30 ο ) µε ένασχεδόν επίπεδο (περίπου 10 ο ) σεισµογόνο ορίζοντα αποκόλλησης, στο βάθος όπου διακόπτεται ησεισµική δραστηριότητα (Rigo et al., 1996; Rietbrock et al., 1996; Lyon-Caen & Rigo, 1998),4) Μεγάλης κλίσης ρήγµατα τα οποία συνδέονται είτε απ’ ευθείας (Armijo et al., 1996 για τονανατολικό Κορινθιακό) είτε δια µέσου ρηγµάτων µικρότερης κλίσης (Hatzfeld et al., 2000 για τοδυτικό Κορινθιακό) µε τον κατώτερο φλοιό µέσω µιας ζώνης πλαστικής παραµόρφωσης.5) Μεγάλης κλίσης ρήγµατα τα οποία ορίζουν επί µέρους τεκτονικά µπλοκ (rider blocks) επί ενόςκανονικού χαρακτήρα ρήγµατος αποκόλησης µε κλίση περίπου 15 o (low angle normal detatchment)(Sorel, 2000).Η αδυναµία να αποσαφηνισθεί µε ακρίβεια η δοµή της Κορινθιακής τάφρου σε βάθος, οιπροτεινόµενοι ταχύτατοι ρυθµοί διάνοιξης του ηπειρωτικού φλοιού (Billiris et al., 1991; Clarke et al.,1997; Davies et al., 1997; Briole et al., 2000), σε συνδιασµό µε τις σχετικά πρόσφατες σεισµολογικές12

Βιβλιογραφική Ανασκόπησηέρευνες, που αποδίδουν τη σεισµικότητα της περιοχής σε µικρής κλίσης (

∆ιδακτορική ∆ιατριβήενώ σήµερα η ενεργότητα συγκεντρώνεται στα ρήγµατα που βρίσκονται βορειότερα. Βασιζόµενοι στησυνολική κατακόρυφη µετατόπιση και τη βιοστρωµατογραφία κατά µήκος των χερσαίων κανονικώνρηγµάτων (ληστρικού χαρακτήρα), οι Doutsos & Poulimenos, (1992) και Goldsworthy & Jackson (2001)υποστήριξαν ότι η κύρια βύθιση της τάφρου µετανάστευσε βορειότερα στη διάρκεια του Τεταρτογενούς.Στην ίδια διαπίστωση καταλήγουν και οι Armijo et al., (1996), οι οποίοι προσθέτουν ότι η προς βορράµετανάστευση της τάφρου είναι της τάξης των 25-30 km και πιθανά να συντελέστηκε µε διαδοχικάάλµατα µεταξύ του άνω-Πλειοκαίνου και κάτω-Τεταρτογενούς.Οι Brooks & Ferentinos, (1984); Doutsos et al., (1988); Doutsos & Piper (1990) και Armijo et al.,(1996) θεωρούν ότι η κύρια ανάπτυξη του Κορινθιακού συντελέστηκε στη διάρκεια του Τεταρτογενούς.Οι Ori, (1989) και Doutsos & Piper, (1990) προτείνουν οτι η ανάπτυξη της Κορινθιακής τάφρουσυντελείται σε δύο (2) κύρια στάδια. Στη πρώτη φάση, ο «πρωτο-Κορινθιακός κόλπος» χαρακτηρίζεταιαπό την απόθεση χερσαίων ιζηµάτων και αποθέσεις ρηχών νερών. Στη διάρκεια της δεύτερης φάσης οΚορινθιακός κόλπος αποκτά προδευτικά το σηµερινό του σχήµα και η ιζηµατογένεση χαρακτηρίζεταιαπό το σχηµατισµό ενός συνόλου από δέλτα τύπου Gilbert κατά µήκος του νοτίου περιθωρίου καιαπόθεση τουρβιδιτών στο κέντρο του κόλπου. (Ori, 1989; Doutos & Piper, 1990; Poulimenos et al.,1993; Zelilidis & Kontopoulos 1996; Zelilidis 2000 & 2003). Οι ιζηµατογενείς αποθέσεις του δεύτερουσταδίου χαρακτηρίζουν περιβάλλοντα βαθιάς θάλασσας και απαιτούν µεγάλο χώρο απόθεσης(accommodation space). Ο Ori, (1989) θεωρεί τη πρώτη φάση σχετικά παλαιά και την συσχετίζει µε τηνδιάνοιξη του Αιγαίου στα τέλη Μειοκαίνου. Οι Armijo et al., 1996; Tiberi et al., 2001; Westaway, 2002,υιοθετούν το µοντέλο διάνοιξης του κόλπου σε δύο στάδια προκειµένου να εξηγήσουν ταµορφοτεκτονικά χαρακτηριστηκά της Κορινθιακής τάφρου.Οι Doutsos et al., (1988) πρότειναν ότι η διάνοιξη της τάφρου επεκτείνεται προς τα ∆υτικά µεταξύΠλειοκαίνου και Τεταρτογενούς. Η πρότασή τους στηρίχθηκε: (1) στην παρατήρηση ότι επί του χερσαίουτµήµατος του νοτίου περιθωρίου, οι Πλειοκαινικές – Τεταρτογενείς αποθέσεις απολεπτύνονται προς ταδυτικά όπου και τα Πλειοκαινικά ιζήµατα αποσβένουν, (2) στον υπολογισµό του µέγιστου ποσοστούδιαστολής, το οποίο από 50% στον κεντρικό Κορινθιακό µειώνεται σε 20% στην περιοχή του Ρίο καιφθάνει το 10% στην τάφρο του Πατραϊκού κόλπου και (3) στην παρατήρηση ότι η τάφρος στενεύει προςτα ∆υτικά και κατ’ επέκταση στην ίδια διεύθυνση µειώνεται και ο ρυθµός βύθισης.Την προς τα δυτικά επέκταση της τάφρου υποστηρίζουν και οι Le-Pichon (1995), Armijo et al.,(1996), εκτιµώντας ότι το αθροιστικό ποσοστό διαστολής κατά µήκος της τάφρου του Κορινθιακού,µειώνεται από ανατολικά προς τα δυτικά.1.7 ΙζηµατογένεσηΤο χερσαίο βόρειο περιθώριο του Κορινθιακού κόλπου αποτελείται ως επί το πλείστον, απόΜεσοζωικούς ασβεστόλιθους, ενώ το νότιο περιθώριο αποτελείται από Πλειοκαινικές ιζηµατογενείς14

Βιβλιογραφική Ανασκόπησηαποθέσεις θαλάσσιας και λιµνοθαλάσσιας προέλευσης τα οποία υπόκεινται Πλειστοκαινικών ποτάµιωνκαι λιµνοθαλάσσιων αποθέσεων (Keraudren & Sorel; 1987; Doustos et al., 1988; Ori, 1989; Poulimenoset al., 1989; Doustos & Piper, 1990; Seger & Alexander, 1993; Dart et al., 1994; Armijo et al., 1996).Ο πυθµένας της λεκάνης του Κορινθιακού καλύπτεται από ιζήµατα πάχους τουλάχιστον 1000m,µετά-Καλάβριας ηλικίας τα οποία συνίστανται από τουρβιδίτες µε παρεµβολές ροών κορηµάτων (debrisflows) (Brooks & Ferentinos, 1984; Higgs, 1988). Ο µέσος ρυθµός ιζηµατογένεσης που πρότειναν οιBrooks & Ferentinos, για την περίοδο από τα τέλη του Καλαβρίου έως και σήµερα είναι 1mm/yr.Αντίστοιχα οι Varnavas et al., (1986) υπολόγισαν ότι ο σηµερινός ρυθµός ιζηµατογένεσης κυµαίνεταιµεταξύ 0,8 και 2,5 mm/yr. Οι Collier et al., (2000) αναφέρουν ότι η παροχή ιζήµατος στη λεκάνη τωνΑλκυονίδων, παρουσιάζει ισχυρή εποχιακή διακύµανση, µε αύξηση που ξεπερνά το 60%, στη διάρκειατης τελευταίας παγετώδους περιόδου (OIS2-4) (2,22x10 4 m 3 yr -1 , 70-12 ka) συγκριτικά µε τηπροηγούµενη µεσοπαγετώδη περίοδο (OIS5) (1,29x10 4 m 3 a -1 , 128-70 ka). Οι Perissoratis et al., (2000),βασιζόµενοι σε εκτιµήσεις του ιζηµατογενούς φορτίου των ποταµών, προτείνουν ένα µέσο ρυθµόιζηµατογένεσης της τάξης του 0,25 mm/yr, ενώ οι Papatheodorou et al., (2003), αναφέρουν ρυθµούς τηςτάξης των 0,4 µε 2,8 mm/yr, αναλύοντας αποθέσεις ερυθράς ιλύος στο κέντρο του Κορινθιακού κόλπουγια την περίοδο 1974 – 1984. Τέλος, οι Moretti et al., (2004) υπολογίζουν το µέγιστο µέσο ρυθµόιζηµατογένεσης τα τελευταία 20.000 χρόνια, σε 1,8 mm/yr, βασιζόµενοι στην ανάλυση πυρήνωνιζηµάτων µήκους έως και 30 µέτρων (piston cores) από το κέντρο του Κορινθιακού κόλπου.Οι Perissoratis et al., (2000) και Collier et al., (2000), παραθέτουν τα πρώτα αποδεικτικά στοιχείαότι ο Κορινθιακός κόλπος µεταβαίνει διαδοχικά από θάλασσα σε λίµνη, στη διάρκεια των παγετωδώνπεριόδων κατά τις οποίες η χαµηλή στάθµη θάλασσας πέφτει κάτω από το οριακό βάθος του στενού τουΡίου – Αντιρίου (62 – 70 m κάτω από το σηµερινό επίπεδο της θάλασσας), µε αποτέλεσµα ο κόλπος νααποµονώνεται από την ανοικτή θάλασσα. Η παραπάνω ιδέα προτάθηκε αρχικά από τους Piper &Panagos, 1979; Richter et al., 1979, και υποστηρίχθηκε στη συνέχεια από ευρήµατα θαλάσσιων καιλιµνοθαλάσσιων ιζηµατογενών αποθέσεων, από τους περισσότερους ερευνητές στη περιοχή.Οι ευστατικές µεταβολές της στάθµης της θάλασσας στο Τεταρτογενές σε συνδυασµό µε τηνδράση των ρηγµάτων του νοτίου περιθωρίου του κόλπου, είχαν ως αποτέλεσµα την ανύψωση και έκθεσηστην επιφάνεια, σε υψόµετρο έως και 400 m, διαδοχικών σειρών θαλάσσιων αναβαθµίδων (Keraudren &Sorel, 1987; Doutsos & Piper, 1990; Collier et al., 1992; Armijo et al., 1996; Dia et al., 1997).Η ιζηµατογένεση στον Κορινθιακό κόλπο είχε και έχει ως αποτέλεσµα τον σχηµατισµό παλαιώνκαι σύγχρονων δελταϊκών ριπιδίων τα οποία προελαύνουν προς βορρά από τα νότια περιθώρια τουκόλπου. Τα προγενέστερα (Πλειόκαινο - Τεταρτογενές) δελταϊκά ριπίδια βρίσκονται σήµερα ανυψωµέναέως και 1000 µε 1200m πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας στις βόρειες ακτές της Πελοποννήσου(Ori, 1989; Poulimenos et al., 1993; Dart et al., 1994; Zelilidis & Kontopoulos, 1996). Τα δελταϊκά αυτάριπίδια αναγνωρίστηκαν από τους (Ori, 1989; Doutsos & Piper, 1990; Seger & Alexander, 1993; Dart et15

∆ιδακτορική ∆ιατριβήal., 1994; Collier & Gawthorpe, 1995) ως τύπου Gilbert (χονδρόκοκκα, τριµερούς γεωµετρίας δελταϊκάριπίδια κατά τον Gilbert, 1885). Οι Poulimenos et al., (1993) και Zelilidis & Kontopoulos, (1996)αναγνώρισαν στο δυτικό Κορινθιακό κόλπο, έναν καινούργιο υποτύπο των κατηγορίας Gilbert δελταϊκώνριπιδίων, τα τραπεζοειδή δελταϊκά ριπίδια. Τα τραπεζοειδή δελταϊκά ριπίδια, χαρακτηρίζονται από τηναπουσία του τρίτου και κατώτερου τµήµατος (bottomsets) ενός δελταϊκού ριπιδίου τύπου Gilbert. Οιδιαίτερος αυτός τύπος ριπιδίων αποδίδεται από τους ερευνητές στις ιδιαίτερες τεκτονικές συνθήκες πουεπικρατούσαν στην περιοχή και εµποδίζαν την απόθεση στο κατώτερο τµήµα των ριπιδίων αυτών.Τα σύγχρονα υποθαλάσσια δελταϊκά και αλλουβιακά ριπίδια σχηµατίζονται κατά µήκος των ακτώντου νοτίου περιθωρίου του Κορινθιακού κόλπου, στις περιοχές εκβολής των ποταµών (Ferentinos et al.,1988; Seger & Alexander, 1993; Dart et al., 1994; Collier & Gawthorpe, 1995). Ο σχηµατισµός τωνριπιδίων τόσο στο παρελθόν όσο και στο παρόν αποδίδεται στις ευνοϊκές συνθήκες που επικρατούν στοΚορινθιακό κόλπο (συνδυασµός έντονου µορφολογικού αναγλύφου και υψηλών ρυθµών παροχήςιζήµατος κατά µήκος των ακτών του κόλπου) (Seger & Alexander, 1993; Collier & Gawthorpe, 1995).Στο κεντρικό Κορινθιακό κόλπο, στις περιπτώσεις όπου τα ποτάµια προεκτείνονται υποθαλάσσια,µέσω χαραδρώσεων που διατέµνουν την κρηπίδα και την κατωφέρεια, σχηµατίζονται άλληλοεπικαλυπτόµεναυποθαλάσσια ριπίδια µε παρενστρώσεις ροών κορηµάτων και τουρβιδιτικών αποθέσεων(Ferentinos et al., 1988).Οι Λυµπέρης κα., (1998), διέκριναν περιβάλλοντα ιζηµατογένεσης εντός του κόλπου τα οποίαχαρακτηρίζονται από περιορισµένη προσφορά ιζηµάτων από τη χέρσο. Στον ανατολικό Κορινθιακόκόλπο, εκτεταµένες βαρυτικές µετακινήσεις µαζών τροφοδοτούν µε ίζηµα τα βαθύτερα τµήµατα τηςλεκάνης, κατακερµατίζοντας παλαιότερες αποθέσεις κατά µήκος του υφαλορίου και της ανώτερηςπλαγιάς. Οι βαρυτικές µετακινήσεις µαζών, µεταφέρουν και αποθέτουν τα ιζήµατα αυτά στα βαθύτερασηµεία του κόλπου (Papatheodorou & Ferentinos, 1993). Οι Heezen et al., (1966), Perissoratis et al.,(1984), Varnavas et al., (1986), Ferentinos et al., (1988), Λυκούσης, (1990), Παπαθεοδώρου, Γ., (1990),Papatheodorou & Ferentinos, (1993), Papatheodorou & Ferentinos, (1997), Hasiotis et al., (2002),Papatheodorou et al., (2003) και Moretti et al., (2004) παρουσίασαν αποδείξεις ότι βαρυτικέςµετακινήσεις µαζών είναι ιδιαίτερα ενεργές και ότι οι αποθέσεις τους συνιστούν τµήµα των επιφανειακώνιζηµάτων του πυθµένα του Κορινθιακού κόλπου. Το φάσµα των βαρυτικών µετακινήσεων µαζών πουαναγνωρίστηκαν περιλαµβάνει, κατολισθήσεις, ροές κορηµάτων, ροές ιλύος, ρευστοποιηµένες ροές,τουρβιδιτικά ρεύµατα (Ferentinos et al., 1988; Papatheodorou & Ferentinos, 1993; Papatheodorou &Ferentinos, 1997; Hasiotis et al., 2002; Papatheodorou et al., 2003).Στη βόρεια Πελοπόννησο, οι Seger & Alexander, (1993) και Zelilidis, (2000), διέκριναν τιςλεκάνες απορροής των ποταµών σε διαφορετικούς τύπους, όπου κάθε τύπος αντανακλά την από δυτικάπρος τα ανατολικά διαφορετική επίδραση της τεκτονικής, της λιθολογίας του υποβάθρου και τουπροϋπάρχοντος τοπογραφικού αναγλύφου. Σύµφωνα µε τους Seger & Alexander, (1993), ο σχηµατισµός16

Βιβλιογραφική Ανασκόπησηκαι οι διαφορές των δελταϊκών ριπιδίων αποδίδεται κύρια στους διαφορετικούς τύπους λεκανώναπορροής που τα τροφοδοτούν.Οι Collier & Gawthorpe, (1995) επισήµαναν το πως η τοπογραφία, η διάβρωση, και η διανοµή τωνιζηµάτων ελέγχονται από µεγάλα σεισµογόνα κανονικά ρήγµατα. Η διάταξη και ο προσανατολισµός τωνπεριφερειακών κανονικών ρηγµάτων καθορίζουν το µέγεθος της λεκάνης ιζηµατογένεσης και τηςλεκάνης αποροής. Η λεκάνη απορροής είναι αυτή που παρέχει το κλαστικό υλικό στα κέντρα απόθεσηςεντός της λεκάνης ιζηµατογένεσης (Leeder, 1991; Leeder & Jackson, 1993; Collier et al., 1994).Επιπλέον οι Dart et al., (1994) και οι Collier & Gawthorpe, (1995), παρουσίασαν στοιχεία για το πωςµεταβολές του επιπέδου της στάθµης της θάλασσας / λίµνης, του κλίµατος, της πηγής τροφοδοσίας σείζηµα και η ύπαρξη προγενέστερων λεκανών απορροής (antecedent drainage) επηρεάζουν τηνιζηµατογένεση και αφήνουν τα ίχνη τους πάνω στο περίγραµµα των ιζηµατογενών αποθέσεων.Οι Leeder & Jackson, 1993, υπέδειξαν την ιδιαίτερη σηµασία των προγενέστερων διατηρούµενωνλεκανών απορροής στο καθορισµό των κύριων θέσεων εισαγωγής ιζηµατογενούς φορτίου στη λεκάνη.Ενώ οι Dufaure, (1975); Seger & Alexander, (1993); Dart et al., (1994); Zelilidis (2000), αναγνώρισανποταµούς που τροφοδοτούνται από προγενέστερες διατηρηµένες λεκάνες απορροής και οι οποίοι µε τησειρά τους τροφοδοτούν σύγχρονα δελταϊκά ριπίδια. Οι ζώνες µεταβίβασης (transfer / relay zones) µε τοχαµηλό τοπογραφικό τους ανάγλυφο θεωρείται ότι ευνοούν σε κάποιο βαθµό το σχηµατισµό ριπιδίωνκαθώς υποβοηθούν την πρόσβαση στον κόλπο λειτουργώντας ως άξονες µεταφοράς ιζηµατογενώνφορτίων (Poulimenos et al., 1993; Dart et al., 1994; Collier & Gawthorpe, 1995; Λυµπέρης κ.α., 1998).Τον κύριο έλεγχο στη δηµιουργία αξόνων µεταφοράς ιζηµάτων προς τον κόλπο έχουν οι προγενέστερεςδιατηρηµένες λεκάνες απορροής και σε µικρότερο βαθµό επηρεάζει η παρουσία ζωνών µετάβασης(transfer zones) (Crossley, 1984; Leeder & Gawthorpe, 1987; Dart et al., 1994).17


22. Περιοχή έρευναςΌπως έχει ήδη αναφερθεί την περιοχή έρευνας της παρούσας διατριβής αποτελεί η θαλάσσιαλεκάνη του Κορινθιακού κόλπου. Πιο συγκεκριµένα η διατριβή επικεντρώνεται στη µελέτη τουθαλάσσιου πυθµένα, έκτασης 2221 km 2 , που περικλείεται εντός της περιοχής µε όρια 22 ο 08΄Α έως23 ο 13΄Α και 37 ο 56΄Β έως 38 ο 28΄Β (εικ. 2.1). Ουσιαστικά πρόκειται για το σύνολο του Κορινθιακούκόλπου µε εξαίρεση το τµήµα του κόλπου που εκτείνεται δυτικότερα του κόλπου του Αιγίου και τηςνήσου Τριζόνια. Το δυτικό αυτό όριο της περιοχής ερευνών καθορίστηκε µε βάση τα διαθέσιµα δεδοµένασεισµικών γραµµών.Για τις ανάγκες παρουσίασης των αποτελεσµάτων της έρευνας, η περιοχή µελέτης διακρίθηκε σετρία επιµέρους γεωγραφικά τµήµατα: τον δυτικό τον κεντρικό και τον ανατολικό Κορινθιακό κόλπο. Τοεύρος των επιµέρους γεωγραφικών τµηµάτων παρουσιάζεται στο χάρτη της εικόνα 2.1. Με δεδοµένα, (α)την γεωγραφική κάλυψη των διαθέσιµων σεισµικών γραµµών, (β) τον όγκο και τύπο των διαθέσιµωνσεισµικών δεδοµένων, (γ) την παρουσία σηµαντικών πηγών κλαστικών ιζηµάτων (ποτάµια και δελταϊκάριπίδια), (δ) την αυξηµένη σεισµικότητα και (ε) το τρέχων ενδιαφέρον της διεθνούς επιστηµονικήςκοινότητας, ο δυτικός Κορινθιακός κόλπος επιλέχθηκε για την λεπτοµερέστερη τεκτονο-ιζηµατολογικήανάλυσή του.Οι θαλάσσιοι-γεωφυσικοί ερευνητικοί πλόες που εκτελέστηκαν στην περιοχή και ο όγκος τωνδεδοµένων που συλλέχθηκαν παρουσιάζονται αναλυτικά στο επόµενο κεφάλαιο (κεφ. 4). Στα πλαίσιατων θαλάσσιων-γεωφυσικών ερευνών, εκτός των δεδοµένων σεισµικής ανάκλασης συλλέχθηκαν καιλεπτοµερή βυθοµετρικά δεδοµένα µε πολυδεσµικό ηχοβολιστή τύπου Atlas DS2 Hyrdosweep (multibeamswath bathymetry). Η λεπτοµερής βυθοµετρική αποτύπωση του πυθµένα του Κορινθιακού κόλπουυλοποιήθηκε µετά από τη σχετική επεξεργασία που εκτελέστηκε στο School of Ocean and Earth Sciencesand Technology, University of Hawaii (at Manoa), και παρουσιάζεται στο χάρτη της εικόνας 2.2. Ηβυθοµετρική αυτή αποτύπωση του πυθµένα, παρουσιάζει µια βαθιά θαλάσσια λεκάνη στο κεντρικότµήµα του κόλπου η οποία στενεύει και ρηχαίνει προς τα δυτικά, ενώ προς τα ανατολικά περιορίζεταιαπό την µικρότερου βάθους, σχετικά αποµονωµένη, λεκάνη του κόλπου των Αλκυονίδων. Η παρούσααναλυτική βυθοµετρία επιβεβαιώνει σε µεγάλο βαθµό τις παρατηρήσεις και περιγραφές τωνπροηγούµενων ερευνητών που εκτέλεσαν θαλάσσιες γεωφυσικές έρευνες στη περιοχή (Heezen et al.,1966; Brooks & Ferentinos, 1984, Perissoratis et al., 1984; Ferentinos et al., 1988; Παπαθεοδώρου, 1990;Λυκούσης, 1990; Παπανικολάου κ.α., 1997; Λυµπέρης κ.α., 1998; Perissoratis et al., 2000).

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΕικ. 2.1: Σεισµοτεκτονικός χάρτης της περιοχής µελέτης (απόσπασµα από τον σεισµοτεκτονικό χάρτη της Ελλάδος, ΙΓΜΕ, 1989). Επισηµαίνονται τα τρία γεωγραφικάτµήµατα στα οποία χωρίζεται η περιοχή, Α: ∆υτικός Κορινθιακός κόλπος, Β: Κεντρικός Κορινθιακός κόλπος, C: Ανατολικός Κορινθιακός κόλπος..Fig. 2.1: Seismotectonic map of the study area (section taken from the seismotectonic map of Greece, IGME, 1989). Rectangles show the subdivision of the study areainto three geographic sections, A: West Gulf of Corinth, B: Central Gulf of Corinth, C: East Gulf of Corinth.20

Περιοχή Έρευνας(Εικ. 2.2, Fig. 2.2)21

∆ιδακτορική ∆ιατριβήπροηγούµενη σελίδα Εικ. 2.2: Λεπτοµερής βυθοµετρικός χάρτης του Κορινθιακού κόλπου. Βυθοµετρικά στοιχείασυλλέχθηκαν µε πολυδεσµικό ηχοβολιστή Altas, DS2 Hyrdosweep κατά τον ερευνητικό πλόα EW0108, τουωκεανογραφικού Maurice Ewing, στο Κορινθιακό κόλπο, το 2001. Επεξεργασία βυθοµετρικών δεδοµένων από τονJ. Weiss, SOSET, University of Hawaii.Fig. 2.2: Multi-beam swath bathymetry of the Gulf of Corinth. Data collected using the Atlas, DS2 Hydrosweep,during the EW0108 survey by R/V MAURICE EWING in 2001. Bathymetry data processed by J. Weiss, SOEST,University of Hawaii.2.1 Φυσιογραφία Κορινθιακού κόλπουΣτο κεντρικό και κύριο τµήµα του Κορινθιακού κόλπου διακρίνονται οι τρεις χαρακτηριστικέςφυσιογραφικές ενότητες, (α) κρηπίδας, (β) κατωφέρειας (πλαγιά) και (γ) αβυσσικής πεδιάδας (κύριαλεκάνη) (εικ. 2.2). Το εύρος αλλά και το βάθος των ορίων της κρηπίδας δεν είναι σταθερά και σε αρκετέςπεριπτώσεις η κρηπίδα µπορεί να θεωρηθεί στενή και όχι καλά αναπτυγµένη. Κατά µήκος του νότιου καικεντρικού περιθωρίου του κόλπου η κρηπίδα είναι ιδιαίτερα περιορισµένη, µε εύρος που κυµαίνεταιµεταξύ 50 και 250 µέτρων. Το υφαλόριο κατά µήκος του νοτίου περιθωρίου εντοπίζεται µεταξύ των 100και 200 µέτρων βάθος νερού.Σε αντίθεση µε το νότιο περιθώριο του κόλπου, η βόρεια κρηπίδα εµφανίζεται σαφώς καλύτερααναπτυγµένη στους κόλπους Αντικύρων, Ιτέας και Τολοφόνα-Ερατεινής. Η κρηπίδα του βορείουπεριθωρίου εκτείνεται µέχρι το βάθος των 200 – 250 µέτρων, έχει ήπια κλίση (0,9 ο έως 2,3 ο ) και τοµέγιστο της εύρος φτάνει τα 18 περίπου χιλιόµετρα στον κόλπο της Ιτέας. Εξαίρεση αποτελούν τατµήµατα του πυθµένα µπροστά από τα ακρωτήρια που παρεµβάλλονται των κόλπων (ακρωτήρια:Βελανιδιά, Πάγκαλος, Ανδροµάχη, Ψαροµύτα). Στις θέσεις αυτές η κρηπίδα παρουσιάζει σαφώςµεγαλύτερη κλίση και είναι ιδιαίτερα περιορισµένη, σε αντιστοιχία µε τη κρηπίδα του νοτίου περιθωρίου.Αντίστοιχα µε την εικόνα της κρηπίδας του κεντρικού Κορινθιακού κόλπου και η κατωφέρειαεµφανίζεται πιο περιορισµένη και περισσότερο απότοµη στο νότιο περιθώριο του κόλπου σε σχέση µε τοβόρειο. Η κατωφέρεια του νότιου περιθωρίου παρουσιάζει µέση κλίση που κυµαίνεται µεταξύ 16 ο και30 ο , σε αντίθεση µε τη βόρεια κατωφέρεια που εµφανίζει µέση κλίση µεταξύ 4,5 ο και 15 ο . Το γεγονόςαυτό προσδίδει στον Κορινθιακό κόλπο µια σαφή βυθοµετρική ασυµµετρία αντίστοιχη της ασυµµετρίαςπου περιγράφουν οι Brooks & Ferentinos το 1984. Σηµειώνεται βέβαια ότι τοπικά, τόσο στο νότιο όσοκαι στο βόρειο περιθώριο, η κατωφέρεια παρουσιάζει κλίση που ξεπερνά και τις 50 ο .Μεγάλος αριθµός από υποθαλάσσιες χαραδρώσεις και κανάλια διατέµνουν την κρηπίδα και τηνκατωφέρεια περιφερειακά του κόλπου καταλήγοντας στη λεκάνη. Το στόµιο απόληξης τωνυποθαλάσσιων χαραδρώσεων και καναλιών εντοπίζεται σε βάθος 700 µε 750 µέτρων, κάτω από τη µέσηστάθµη της θάλασσας και φαίνονται να τροφοδοτούν µε ιζηµατογενές υλικό υποθαλάσσια ριπίδια πουαναπτύσσονται στην αβυσσική πεδιάδα. Στο νότιο και κεντρικό περιθώριο του κόλπου, οι κύριεςχαραδρώσεις φαίνονται να συσχετίζονται µε τις εκβολές µεγάλων ποταµών αποτελώντας ουσιαστικά τηνυποβρύχια προέκτασή τους, όπως παρατήρησαν και οι Heezen et al., (1966) και Brooks & Ferentinos,(1984).22

Περιοχή ΈρευναςΣε πολλές περιπτώσεις, κατά µήκος της πλαγίας εντοπίζονται γραµµικής γεωµετρίας και ιδιαίτερααπότοµης κλίσης υποθαλάσσια πρανή, τα οποία επιβεβαιώνουν την παρουσία ρηγµάτων στα περιθώριατης λεκάνης. Η παρουσία αυτών των πρανών φαίνεται σε αρκετές περιπτώσεις να επηρεάζει τηνγεωµετρία του υποθαλάσσιου δικτύου καναλιών και χαραδρώσεων.Η αβυσσική πεδιάδα καταλαµβάνει το κεντρικό τµήµα του κόλπου, έχει µήκος 57 km και εύρος 9µε 10 km. Η αβυσσική πεδιάδα εκτείνεται κάτω από τα 750 m βάθος νερού, έως το µέγιστο βάθος των920 µέτρων στο κέντρο του κόλπου. Η αβυσσική πεδιάδα του Κορινθιακού κόλπου καλύπτει µιασυνολική επιφάνεια 461 km 2 και µπορεί ουσιαστικά να θεωρηθεί επίπεδη (κλίση < 0,2 ο ). Εξαίρεσηαποτελεί το δυτικό τµήµα της αβυσσικής πεδιάδας το οποίο χαρακτηρίζεται από µια ελαφρά γενική µέσηκλίση προς τα ανατολικά της τάξης των 0,5 ο µε 0,8 ο .Τόσο το δυτικό όσο και το ανατολικό άκρο του Κορινθιακού κόλπου χαρακτηρίζονται από πολύµικρότερα βάθη νερού που δεν ξεπερνούν τα 400 µέτρα και ουσιαστικά αποτελούν και τα όρια τηςαβυσσικής πεδιάδας του κεντρικού Κορινθιακού. Στα δυτικά ο Κορινθιακός κόλπος εµφανίζεται ναστενεύει και να ρηχαίνει προοδευτικά προς τα δυτικά, γεγονός που προσδίδει στον πυθµένα µια γενικήκλίση προς τα ανατολικά. Στα ανατολικά ο κόλπος των Αλκυονίδων, εµφανίζει την εικόνα µιας µικρήςλεκάνης µε σχηµατισµένη υφαλοκρηπίδα, κατωφέρεια και κεντρική λεκάνη (basin plain). Όπως οκεντρικός Κορινθιακός κόλπος, έτσι και ο κόλπος των Αλκυονίδων εµφανίζει µια ελαφρά φυσιογραφικήασυµµετρία προς τα νότια. Η κρηπίδα στο βόρειο περιθώριο του κόλπου είναι περισσότερο εκτενής ενώ ηκατωφέρεια στα νότια έχει µεγαλύτερη κλίση. Επιπλέον ο άξονας µέγιστου βάθους στο κόλπο τωνΑλκυονίδων εµφανίζεται µετατοπισµένος προς το νότιο περιθώριο του κόλπου.23


33. Μεθοδολογία3.1 Συλλογή δεδοµένων σεισµικής ανάκλασηςΗ παρούσα µελέτη βασίζεται στην συλλογή, επεξεργασία και ερµηνεία µιας µεγάλης ποικιλίας σεισµικώνδεδοµένων. Η συλλογή των δεδοµένων, στα πλαίσια της παρούσας διατριβής, πραγµατοποιήθηκε σεδιαφορετικές ερευνητικές περιόδους µεταξύ του 2000 και 2001, ενώ επιπλέον χρησιµοποιήθηκε καιµεγάλος όγκος από προηγούµενα συλλεγµένα δεδοµένα. Η ποικιλία αυτή των δεδοµένων περιλαµβάνειτόσο µονο-κάναλα όσο και πολυ-κάναλα δεδοµένα σεισµικής ανάκλασης (single and multi-channelseismic reflection data). Επιπλέον, επικουρικά και όπου υπήρχαν διαθέσιµα στοιχεία, έγινε χρήσηβυθοµετρικών δεδοµένων και ηχογραφιών του πυθµένα µε ηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης (side scansonar).Τα δεδοµένα µονο-κάναλης σεισµικής ανάκλασης περιλαµβάνουν µια συλλογή παλαιών και νέωνστοιχείων υψηλής και πολύ υψηλής διακριτικότητας αλλά σχετικά µικρής διεισδυτικής ικανότητας. Ησυλλογή των παραπάνω έγινε µε τη χρήση διάφορων σεισµικών πηγών που εξασφαλίζουν διαφορετικάεπίπεδα διακριτικότητας και διείσδυσης των σεισµικών κυµάτων. Τα διαθέσιµα σεισµικά δεδοµένασυλλέχθηκαν στα πλαίσια δέκα (10) ερευνητικών πλόων από το 1982 έως και το 2001 {1982, 1983, 1991,1994, 1995, 1996(α), 1996(β), 2000, 2001(α), 2001(β)}.Οι πρώτοι δύο ερευνητικοί πλόες, το 1982 και 1983 εκτελέστηκαν σε συνεργασία του ΕργαστηρίουΘαλάσσιας Γεωλογίας και Φυσικής Ωκεανογραφίας (Ε.ΘΑ.ΓΕ.Φ.Ω.) του τµήµατος Γεωλογίας τουΠανεπιστηµίου Πατρών µε το τµήµα Γεωλογίας του Πανεπιστηµίου του Cardiff (dept. of Geology,Cardiff University, UK). Η γεωφυσική έρευνα που εκτελέστηκε ήταν ευρείας κλίµακας και κάλυπτε τοµεγαλύτερο µέρος του Κορινθιακού κόλπου. Ο πρώτος πλόας εκτελέστηκε µε το ωκεανογραφικό σκάφοςR.R.S. Shackleton, ενώ ο δεύτερος µε το ωκεανογραφικό σκάφος R.R.S. Discovery.Η έρευνα της περιόδου 1982, περιελάµβανε συλλογή σεισµικών δεδοµένων µε τη χρήση σεισµικήςπηγής τύπου πιστονιού αέρα (air-gun), µε χωρητικότητα θαλάµου 40 και 10 inch 3 , και θάλαµοδιαµόρφωσης παλµού (wave-shaping). Η λήψη του ανακλώµενου σεισµικού σήµατος πραγµατοποιήθηκεαπό συρόµενη συστοιχία 16 υδροφώνων (16 hydrophone streamer), διατεταγµένα κατά µήκος του άξοναπλεύσης και µε συνολικό µήκος 30 m. Το σήµα από τα 16 υδρόφωνα συντέθηκε σε ένα κανάλι καικαταγραφόταν αναλογικά από ηλεκτροστατικού τύπου εκτυπωτή γραµµικής σάρωσης. Αναλογικά φίλτραµε ευρύ φάσµα διέλευσης (wide band-pass filter) 200 µε 400 Hz και φίλτρα αυτόµατης ενίσχυσηςσήµατος (AGC - automatic gain control) εφαρµόστηκαν στο σήµα προτού αυτό καταγραφεί αναλογικάσε χαρτί. Συνολικά συλλέχθηκαν 417,9 km σεισµικών τοµών (εικ. 3.1), ενώ παράλληλαπραγµατοποιήθηκε συλλογή βυθοµετρικών δεδοµένων µε ηχοβολιστή-βυθόµετρο µονής δέσµης.

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΚατά την ερευνητική περίοδο 1983, πραγµατοποιήθηκε συλλογή δεδοµένων σεισµικής ανάκλασηςµε τοµογράφο υποδοµής πυθµένα τύπου Boomer µε κύρια συχνότητα εκποµπής στα 3,5 kHz. Η συλλογήτου σήµατος έγινε από συρόµενο σηµειακό ποµποδέκτη 9 υδροφώνων. Για την καταγραφή του σήµατοςχρησιµοποιήθηκε αντίστοιχη διάταξη µε αυτήν που χρησιµοποιήθηκε το 1982 µε διαφορά ότι το φάσµασυχνοτήτων του φίλτρου ευρείας διέλευσης ορίστηκε µεταξύ 2400 και 3800 Hz. Στη διάρκεια τουερευνητικού πλόα του R.R.S. Discovery το 1983, πραγµατοποιήθηκε επιπλέον συλλογή ηχογραφιών τουθαλάσσιου πυθµένα µε τον πρότυπο ηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης, µέσης εµβέλειας, τύπου ASDIC 1 .Συνολικά την περίοδο αυτή, συλλέχθηκαν 689,6 km σεισµικών τοµών και ηχογραφιών (εικ. 3.1).Αντίστοιχες, τοπικής ωστόσο κλίµακας, θαλάσσιες γεωφυσικές έρευνες πραγµατοποιήθηκαν απότο Ε.ΘΑ.ΓΕ.Φ.Ω. (Εργαστήριο Θαλάσσιας Γεωλογίας & Φυσικής Ωκεανογραφίας, τµήµα Γεωλογίας τουΠανεπιστηµίου Πατρών) κατά τις ερευνητικές περιόδους 1991, 1994, 1995, 1996(α), 1996(β), 2000 και2001(β). Οι ερευνητικοί αυτοί πλόες εκτελέστηκαν µε τα κατάλληλα διαµορφωµένα, ιδιωτικά σκάφηΕιρήνη (Ν.Π.), Βασίλειος Γ. (Ν.Π.), Π. Τρυπητή (Λ.Α.), και Άγιος Νικόλαος (Λ.Α.). Η έρευνα του1996(α) εκτελέστηκε σε συνεργασία µε το τµήµα Επιστηµών της Γης του Πανεπιστηµίου του Leeds(department of Earth Sciences, University of Leeds, UK). Το σύνολο των χιλιοµέτρων των σεισµικώνγραµµών που εκτελέστηκαν παρουσιάζεται στο χάρτη της εικόνας 3.1, ενώ στο πίνακα 2 δίνεται τοαθροιστικό µήκος ανά ερευνητική περίοδο. Στο πλαίσιο των παραπάνω ερευνών χρησιµοποιήθηκανσεισµικές πηγές τύπου sparker των 1,6 kJ και 2,0 kJ της S.I.G. και τοµογράφος υποδοµής πυθµένα των3,5 kHz της Ferranti O.R.E.. Για τη συλλογή δεδοµένων τύπου sparker χρησιµοποιήθηκε συρόµενησεισµική πηγή αποτελούµενη από µη βυθιζόµενο καλώδιο και διάταξη ηλεκτροδίων σε µορφήψαροκόκαλου (herring bone) της S.I.G.. Η συλλογή το ανακλώµενου σήµατος πραγµατοποιήθηκε απόσυρόµενη συστοιχία τεσσάρων (4) είτε δώδεκα (12) υδροφώνων, µε συνολικό µήκος 18 µέτρα. Ησυλλογή των δεδοµένων των 3,5 kHz έγινε µε συρόµενους σηµειακούς ποµποδέκτες των 9 υδροφώνωνκαι 4 υδροφώνων, προσαρµοσµένων στα πλευρικά τοιχώµατα του πλοίου.Σε όλες τις ερευνητικές περιόδους η συλλογή του ανακλώµενου σήµατος πραγµατοποιήθηκεαναλογικά από ένα κανάλι. Στα δεδοµένα τύπου sparker εφαρµόστηκε φίλτρο ευρείας διέλευσης µεσυχνότητες µεταξύ 500 και 1100 Hz, ενώ για τα δεδοµένα του τοµογράφου των 3,5 kHz το φάσµα τουφίλτρου που χρησιµοποιήθηκε ήταν µεταξύ 2800 και 3800 Hz. Στη συνέχεια στο σήµα εφαρµόστηκαναναλογικά φίλτρα αυτόµατης ενίσχυσης (AGC - automatic gain control) προτού το σήµα καταγραφεί σεχαρτί από ηλεκτροστατικού τύπου εκτυπωτή γραµµικής σάρωσης της E.P.C.. Για την καταγραφή τουανακλώµενου σήµατος χρησιµοποιήθηκε ηλεκτρο-ευαίσθητο χαρτί µε δυναµικό εύρος (dynamic range)64 db.1 Allied Submarine Detection Investigation Committee: Συµµαχική Επιτροπή Εξέτασης Μεθόδων ΑνίχνευσηςΥποβρυχίων.26

ΜεθοδολογίαΕικ. 3.1: Χάρτης του Κορινθιακού κόλπου στον οποίο παρουσιάζεται το σύνολο των σεισµικών γραµµών που χρησιµοποιήθηκαν στη παρούσα διατριβή. Ο τύποςτων γραµµών αποδίδει τα διαφορετικά όργανα που χρησιµοποιήθηκαν στη συλλογή των δεδοµένων, ενώ το χρώµα αντιστοιχεί σε διαφορετική ερευνητική περίοδο(βλέπε ένθετο υπόµνηµα χάρτη).Fig. 3.1: Map of the Gulf of Corinth showing the total of the seismic lines used in the present thesis. The different line pattern represents the equipment used duringthe data acquisition, while different colors represent the various survey periods (see inset map legend).27

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΣτη διάρκεια των ερευνητικών περιόδων ∆εκέµβρη του 2000 και Αυγούστου του 2001, η συλλογήτων σεισµικών δεδοµένων ανάκλασης έγινε παράλληλα και ψηφιακά µε µονάδα συλλογής ψηφιακούσήµατος της Triton Elics. Όπως και κατά τις προηγούµενες περιόδους, χρησιµοποιήθηκαν σεισµικήδιάταξη τύπου sparker µε πηγή των 1,6 kJ και συρόµενη συστοιχία τεσσάρων (4) υδροφώνων µήκους 18µέτρων καθώς και τοµογράφος υποδοµής πυθµένα µε κύρια συχνότητα 3,5 kHz.Το ανακλώµενο, µονοκάναλοσεισµικό σήµα ενισχύθηκε µε τη βοήθεια µιας απλής γραµµικής ράµπας ενίσχυσης (0-40db)προτού ψηφιοποιηθεί. Η ψηφιοποίηση του σήµατος έγινε δίχως να προηγηθεί περαιτέρω επεξεργασία,µέσο πλακέτας ψηφιοποίησης (A/D board at 32-bit) και συχνότητα δειγµατοληψίας µεγαλύτερη τηςσυχνότητας Nyquist (f N ), προκειµένου να αποφευχθούν φαινόµενα παραλλαγής (aliasing effect), δηλαδή,12000 Hz για το τοµογράφο τύπου Pinger και 4000 Hz για το τοµογράφο τύπου Sparker. Η αποθήκευσητου σήµατος έγινε σε µορφή TRA (Elics, format) στο σκληρό δίσκο και ακολούθησε δηµιουργίααντιγράφων ασφαλείας στο τέλος της κάθε ηµέρας συλλογής δεδοµένων. Η διαδικασία συλλογής καιαποθήκευσης του ψηφιακού σήµατος καθώς και ο ποιοτικός έλεγχος σε πραγµατικό χρόνο έγινε µε τολογισµικό πακέτο Delph Seismic (Triton Elics). Η επεξεργασία του ψηφιακού σήµατος έγινε στοεργαστήριο µε το λογισµικό πακέτο Delph Seismic (Triton Elics). Για την επεξεργασία των σεισµικώνγραµµών χρησιµοποιήθηκαν κατά περίσταση αντίστοιχα φίλτρα ευρείας µπάντας διέλευσης και ενίσχυσησήµατος 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 καισύνθεση 2 ή και 3 σεισµικών ιχνών (seismic traces) προκειµένου να βελτιωθεί ο λόγος σήµατος προςθόρυβο (S/N, signal to noise ratio). Η διαχείριση και ερµηνεία των σεισµικών δεδοµένων υποστηρίχθηκεαπό το λογισµικό Delph Map (Triton Elics).Στόχο των δύο ερευνητικών περιόδων (2000, 2001β) αποτέλεσε η πύκνωση του υπάρχοντοςδικτύου σεισµικών γραµµών στο δυτικό Κορινθιακό κόλπο καθώς και η εκτέλεση σεισµικών γραµµώνπολύ κοντά στην ακτογραµµή ( παράκτια ζώνη Αιγιαλείας, ∆ιακοπτό έως και Ακράτα) (εικ. 3.1). Για τολόγο αυτό χρησιµοποιήθηκε το µικρού βυθίσµατος σκάφος αναψυχής Άγιος Νικόλαος, το οποίοδιαµορφώθηκε κατάλληλα για την διεξαγωγή της έρευνας.Μεταξύ της 23ης Ιουλίου και της 1ης Αυγούστου του 2001, εκτελέστηκε στο Κορινθιακό κόλποθαλάσσια έρευνα πολυ-κάναλης σεισµικής ανάκλασης (marine multi-channel seismic reflection survey).Ο ωκεανογραφικός αυτός πλόας εκτελέστηκε από το ωκεανογραφικό σκάφος R/V MAURICE EWINGτο οποίο διευθύνει το Lamont Doherty Earth Observatory του Πανεπιστηµίου Columbia. Για τηνδιεξαγωγή της συγκεκριµένης έρευνας συνεργάστηκαν το School of Ocean and Earth Sciences andTechnology, University of Hawaii (at Manoa), το Γεωδυναµικό Ινστιτούτο του Εθνικού ΑστεροσκοπείουΑθηνών και το Institut de Physique du Globe de Paris. Στη διάρκεια της έρευνας συλλέχθηκαν συνολικά54 σεισµικές τοµές, ενώ παράλληλα συλλέχθηκαν βυθοµετρικά δεδοµένα µε ηχοβολιστή πολλαπλής28

Μεθοδολογίαδέσµης και βαρυτοµετρικά δεδοµένα ελεύθερου αέρα (free-air). Για την υλοποίηση της σεισµικήςέρευνας χρησιµοποιήθηκαν, συστοιχία από 20 συντονισµένα air-gun µε συνολική χωρητικότητα 8470inch 3 κυβικών ιντσών και µια ψηφιακού τύπου συστοιχία υδροφώνων διαταγµένων σε σχηµατισµό 240καναλιών και συνολικού µήκους 6 χιλιοµέτρων. Στη διάρκεια των ερευνών για λόγους ασφαλείας για τηνναυσιπλοΐα το µήκος της συστοιχίας των υδροφώνων µειώθηκε στα 3 χιλιόµετρα. Προκειµένου ωστόσονα διατηρηθεί η διάταξη των 240 καναλιών µειώθηκαν ο αριθµός υδροφώνων ανά κανάλι και αντίστοιχαη απόσταση οµάδας µεταξύ των καναλιών µειώθηκε από το 25 µέτρα στα 12,5 µέτρα. Η διάταξη αυτή σεσυνδυασµό µε την επιλογή του ρυθµού πυροδότησης της πηγής ανά 50 µέτρα (βήµα σταθερού µήκους –shoot on distance) επέτρεψε την συλλογή δεδοµένων τα οποία σε προβολή κοινού µέσου σηµείου (CMPgather) παρέχουν 60-πτυχη επικάλυψη του σηµείου. Το παράθυρο καταγραφής δεδοµένων ορίσθηκε στα16384 ms ενώ ο ρυθµός δειγµατοληψίας σήµατος ήταν 4 ms. Τα συλλεγέντα πολυ-κάναλα δεδοµένααφού πρώτα πέρασαν από ένα στοιχειώδη ποιοτικό έλεγχο επάνω στο πλοίο στη διάρκεια του πλόα,επεξεργάστηκαν στη συνέχεια µε τη βοήθεια του λογισµικού πακέτου Promax (Landmark) στοεργαστήριο. Από το συνολικό όγκο των δεδοµένων, δύο (2) κάθετες στον άξονα της λεκάνης σεισµικέςτοµές από το δυτικό Κορινθιακό κόλπο, επεξεργάστηκαν και χρησιµοποιήθηκαν για την εκπόνηση τηςπαρούσας διατριβής (εικ. 3.1).Στο πίνακα 3.1, παρουσιάζονται τα κύρια τεχνικά χαρακτηριστικά της κάθε µεθόδου σεισµικήςανάκλασης καθώς και το αθροιστικό µήκος σεισµικών γραµµών που χρησιµοποιήθηκαν στη παρούσαδιατριβή. Στο πίνακα 3.2, παραθέτονται συγκεντρωµένα τα κύρια χαρακτηριστικά των αντίστοιχωνερευνητικών περιόδων και το σύνολο των χιλιοµέτρων σεισµικών γραµµών που εκτελέστηκαν.Περισσότερες πληροφορίες γύρω από τη διαδικασία συλλογής των δεδοµένων παρουσιάζονται στοπαράρτηµα Ι, ενώ µια σύντοµη περιγραφή της επεξεργασίας των πολυ-κάναλων δεδοµένων σεισµικήςανάκλασης παρουσιάζεται στο κεφάλαιο 5.3.2 Λοιποί τύποι θαλάσσιων γεωφυσικών δεδοµένωνΕπικουρικά η ερµηνεία των σεισµικών δεδοµένων συµπληρώθηκε από βυθοµετρικά δεδοµένα, καιηχογραφίες πλευρικής σάρωσης (side scan sonar records). Κατά κύριο λόγο έγινε χρήση του διαθέσιµουαρχείου (συλλογή ΕΘΑΓΕΦΩ) των ηχογραφιών τύπου ASDIC που συλλέχθηκαν το 1983 στη διάρκειατου ερευνητικού πλόα του R.R.S. Discovery. Ο συγκεκριµένος τύπος πρότυπου ηχοβολιστή πλευρικήςσάρωσης, 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 τηςπορείας του πλοίου. Οι παραγόµενες ηχογραφίες του πυθµένα αποτυπώνονταν σε χαρτί από αναλογικόκαταγραφικό σύστηµα δίχως τη δυνατότητα διόρθωσης της εικόνας για την παραµόρφωση πλάγιαςαπόστασης (slant range distortion). Συνολικά συλλέχθηκαν 344,8 km ηχογραφιών πλευρικής σάρωσης.29

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΕπιπλέον, κατά τόπους χρησιµοποιήθηκαν και δεδοµένα ηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης, µικρήςεµβέλειας και µεγάλης διακριτικής ικανότητας στα 100 kHz (τύπος EG&G 260TD). Η διαθεσιµότητατων παραπάνω ηχογραφιών περιορίζεται σε σχετικά µικρά βάθη νερού (80.000 kJ0,125 –1,3 sec 0,3-1,3 sec 1 & 1,5 sec 50 mΣυστοιχίαυδροφώνων(streamer)Αρ. Καναλιών(Channels)Αρ.Υδροφώνων(Hydrophones)Μήκος (m)(Length)1 1 1 2404 ή 9 4, 8, 12 16 26400,6 18 30 3000Ρυθµός δειγµατοληψίας(sampling interval)Αναλογικό &Ψηφιακό σήµα(12000 Hz)Αναλογικό &Ψηφιακό σήµα(4000 Hz)Αναλογικό σήµαΨηφιακό σήµα(4 ms / 250 Hz)Παράθυρο Καταγραφής∆εδοµένων (ms)(Recording length)100, 200, 400 300, 400 1000 16000Ενεργό συχνοτικό φάσµα (Hz)(Active frequency )3200 – 4800 500 – 1100 200–400 7 – 90Κατακόρυφη διακριτικήικανότητα (m)(Vertical resolution)Μέγιστη διείσδυση σεισµικώνκυµάτων (m)(max signal penetration)Συνολικά χιλιόµετραΣεισµικών τοµών (km)(Total seismic lines)0,1 - 0,3 0,5 - 2 1,33 – 3,3 5 - 14~ 40 ~ 225 ~ 750 > 4000570,4 437,1 417,9 34,93.3 Ναυσιπλοΐα – προσδιορισµός θέσης πλοίουΚατά τις ερευνητικές περιόδους 1982 και 1983 η πλοήγηση του ερευνητικού πλοίου και ο προσδιορισµόςτης θέσης του σκάφους, πραγµατοποιήθηκε µε χρήση του συστήµατος ραντάρ τύπου Loran C και τουδορυφορικού συστήµατος Magnanox (Dual-channel satellite Navigation System), τα οποία προσέφερανακρίβεια προσδιορισµού θέσης της τάξης των 200 µέτρων.30

ΜεθοδολογίαΗ πλοήγηση των ερευνητικών σκαφών διευκολύνθηκε σηµαντικά από τη χρήση αντίστοιχωνλογισµικών προγραµµάτων ναυσιπλοΐας, τα οποία επιτρέπουν τη παρακολούθηση σε πραγµατικό χρόνοτης απόκλισης του σκάφους από τις αρχικά σχεδιασµένες διαδροµές πλεύσης. Ο προσδιορισµός θέσηςτου σκάφους στη διάρκεια των υπολοίπων ερευνητικών περιόδων έγινε µε τη χρήση διαφόρωνδορυφορικών συστηµάτων προσδιορισµού θέσης τύπου G.P.S. τα οποία και προσέφεραν ακρίβειαπροσδιορισµού θέσης της τάξης των 15 έως 50 µέτρων, ανάλογα της χρονικής περιόδου διεξαγωγής τηςέρευνας. Εξαίρεση αποτέλεσαν οι πλόες των ερευνητικών περιόδων 1994, 1996(β), και 2001(α) όποτε καιχρησιµοποιήθηκε διαφορικό δορυφορικό σύστηµα προσδιορισµού θέσης πραγµατικού χρόνου (Real timekinematic, differential G.P.S.). Το σύστηµα αυτό επέτρεψε το προσδιορισµό της θέσης του σκάφους µεακρίβεια ενός µέτρου.Η ταχύτητα πλεύσης σε γενικές γραµµές κυµάνθηκε µεταξύ 3,5 και 5 κόµβων, ανάλογα µε τιςεπικρατούσες συνθήκες θαλάσσης και τα επιτρεπτά όρια λειτουργίας των οργάνων. Σε ορισµένεςπεριπτώσεις όπου η κλίση της κατωφέρειας ήταν πολύ µεγάλη, η ταχύτητα πλεύσης µειώθηκε στους 2 –2,5 κόµβους προκειµένου να επιτευχθεί η βέλτιστη καταγραφή.Συγκεντρωτικά τα κύρια χαρακτηριστικά µεθοδολογίας προσδιορισµού θέσης και πλοήγησηςσκάφους, καθώς και η ακρίβεια της µεθόδου παρουσιάζονται στο πίνακα 3.2.Πίνακας 3.2Ερευνητικόςπλόας(cruise)R/V Schakleton1982R/V Discovery1983Ειρήνη 1991Βασίλειος Γ.1994Π. Τρυπητή1995Π. Τρυπητή1996Βασίλειος Γ.1996Αγιος Νικόλαος2000Αγιος Νικόλαος2001R/V MauriceEwing 2001Τύποςσεισµικήςπηγής(seismicsource)Air-gun 10 και40inch 3(wave-shaping)Pinger3.5 kHzPinger 3.5 kHz&SparkerPinger 3.5 kHz&SparkerPinger3.5 kHzSparkerΣυστοιχίαηλεκτροδίωνPinger 3.5 kHz&SparkerSparkerΣυστοιχίαηλεκτροδίωνPinger3.5 kHzΣυστοιχία 20συντονισµένωνair-gun(8470 inch 3 )Καταγραφήσεισµικούσήµατος(type ofrecordedseismic signal)ΑναλογικόσήµαΑναλογικόσήµαΑναλογικόσήµαΑναλογικόσήµαΑναλογικόσήµαΑναλογικόσήµαΑναλογικόσήµαΑναλογικό &Ψηφιακό σήµαΑναλογικό &Ψηφιακό σήµαΣύστηµαΠλοήγησης &ΠροσδιορισµούΘέσης(Navigation -positioning)Ακρίβειαπροσδιρισµούθέσης (m)(positionaccuracy)ΣυνολικάχιλίοµετραΣεισµικώντοµών (km)(Total seismiclines)Loran C & Magnanox +/-200 417,9Loran C & Magnanox +/-200 344,8GPS +/- 30-50 33DGPS +/- 1 78,4GPS +/- 30-50 77GPS +/- 30-50 74,9DGPS +/- 1 289,3GPS +/- 15 75,2GPS +/- 15 34,9Ψηφιακό σήµα DGPS +/- 1 34,931

∆ιδακτορική ∆ιατριβή3.4 Εργασίες που εκτελέστηκαν στα πλαίσια της διδακτορικής διατριβήςΕπιγραµµατικά αναφέρεται το σύνολο των εργασιών που πραγµατοποιήθηκαν στα πλαίσια της παρούσαςδιδακτορικής διατριβής:- Συγκέντρωση βιβλιογραφικών δεδοµένων- Συγκέντρωση και αρχειοθέτηση παλαιοτέρων δεδοµένων σεισµικής ανάκλασης και ηχογραφιώνπλευρικής σάρωσης (συλλογή ΕΘΑΓΕΦΩ)- Ανάλυση, επεξεργασία και ποιοτικός έλεγχος αρχείων µε στίγµατα προσδιορισµού θέσης- Ψηφιοποίηση των αναλογικών σεισµικών δεδοµένων- Κατασκευή βασικών βυθοµετρικών χαρτών- Σχεδιασµός και υλοποίηση των δύο ερευνητικών πλόων στο δυτικό Κορινθιακό κόλπο για τηνσυλλογή επιπλέον δεδοµένων σεισµικής ανάκλασης- Εκπαίδευση στη συλλογή και επεξεργασία πολυ-κάναλων δεδοµένων σεισµικής ανάκλασης (IFJF,University of Bergen, Norway) και συµµετοχή στον ερευνητικό πλόα στα νησιά Svalbard(Forlandsundet & Knipovich Ridge).- Συµµετοχή στο σχεδιασµό του ερευνητικού πλόα EW0108, του R/V MAURICE EWING στοΚορινθιακό κόλπο, του πρώτου τέτοιας κλίµακας γεωφυσικού πλόα στην Ελλάδα.- Συµµετοχή στον ερευνητικό πλόα EW0108, του R/V MAURICE EWING, µε καθήκοντααξιωµατικού ναυτιλίας, ποιοτικού ελέγχου σεισµικών δεδοµένων, επεξεργασίας σεισµικώνδεδοµένων, καθέλκυσης και ανέλκυσης ψηφιακής συστοιχίας υδροφώνων- Επεξεργασία µονο-κάναλων δεδοµένων σεισµικής ανάκλασης- Επεξεργασία πολυ-κάναλων δεδοµένων σεισµικής ανάκλασης (η επεξεργασία υλοποιήθηκε στοSchool of Ocean and Earth Sciences and Technology, Dept. of Geology & Geophysics, University ofHawaii)- Ανάλυση – ερµηνεία θαλάσσιων σεισµικών τοµών- Τεκτονική χαρτογράφηση θαλάσσιου πυθµένα- ∆ιάκριση, ανάλυση και ερµηνεία σεισµικών φάσεων- Χαρτογράφηση σεισµικών φάσεων- ∆ιάκριση, χαρτογράφηση ενεργών ιζηµατογενών περιβαλλόντων- Συγγραφή διδακτορικής διατριβής.32

44. Σεισµική απεικόνιση υποθαλάσσιων ρηγµάτων Κορινθιακού κόλπου4.1 Σκοπός εργασίας κεφαλαίουΌπως έχει ήδη αναφερθεί, η τάφρος του Κορινθιακού κόλπου έχει µελετηθεί εντατικά στη διάρκεια τωντελευταίων τριών δεκαετιών. Με εξαίρεση τις γενικές ευρείας κλίµακας µελέτες της σεισµικότητας(Papazachos, 1976; Ambraseys & Jackson, 1990, 1997; Rigo et al., 1996; Papazachos & Papazachou,1997; Bernard et al., 1997; Hatzfeld et al., 1996, 2000; Papadopoulos, 2000) και του ρυθµούπαραµόρφωσης (Billiris et al., 1991; Jackson et al., 1994; Le-Pichon et al., 1995; Clarke et al., 1997,1998; Briole et al., 2000) του Κορινθιακού κόλπου, οι περισσότερες έρευνες έχουν επικεντρωθεί στονότιο χερσαίο περιθώριο της τάφρου. Στο νότιο περιθώριο του κόλπου, πλήθος εργασιών έχειδηµοσιευτεί µε θεµατολογία: (1) την γεωµετρία και κινηµατική των ρηγµάτων (Jackson et al., 1982β;Vita-Finzi & King, 1985; Roberts & Jackson, 1991; Doutsos & Poulimenos, 1992; Roberts &Koukouvelas, 1996; Morewood & Roberts, 1997, 1999, 2001; Goldsworthy & Jackson 2001), (2) ταποσοστά συνεισφοράς τόσο της ανύψωσης του τεµάχους βάσης των ρηγµάτων όσο και της πιθανήςηπειρογενετικής ανύψωσης, στην παρατηρούµενη ανύψωση του νοτίου περιθωρίου (Collier et al., 1992;Armijo et al., 1996; Stewart, 1996; Westaway, 2002; Leeder et al., 2003; McNeill & Collier, 2004) και (3)την κατανοµή και ηλικία των ανυψωµένων ιζηµατογενών φάσεων που αποτέθηκαν στη διάρκεια τηςταφρογένεσης (Ori, 1989; Doutsos & Piper, 1991; Leeder et al., 1991; Dart et al., 1994; Poulimenos et al.,1993; Zelilidis & Kontopoulos, 1996). Ωστόσο πρέπει να σηµειωθεί ότι ο όγκος των δηµοσιεύσεων πουαφορούν το κύριο και περισσότερο ενεργό τµήµα της τάφρου, το οποίο βρίσκεται κάτω από τηνεπιφάνεια της θάλασσας, είναι σαφώς µικρότερος, λόγω των αντικειµενικών δυσκολιών διεξαγωγήςαντίστοιχων θαλάσσιων ερευνών.Σκοπός του κεφαλαίου είναι να παρουσιαστεί ένας συνολικός χάρτης των υποθαλάσσιων ρηγµάτωντου Κορινθιακού κόλπου µε βάση την ερµηνεία και ανάλυση όλων των διαθέσιµων σεισµικών τοµών. Ηµελέτη των σεισµικών δεδοµένων επιτρέπει την ανάλυση των βασικών χαρακτηριστικών των ρηγµάτων,όπως (α) του προσανατολισµού, (β) του µήκους, (γ) της γωνίας κλίσης και (δ) της κατανοµής και τοτρόπου σύνδεσης µεταξύ τους στο χώρο. Επιπλέον στο παρόν κεφάλαιο επιχειρείται η σύνδεση τωναποτελεσµάτων µε την υπάρχουσα δηµοσιευµένη βιβλιογραφία. Ιδιαίτερα γίνεται προσπάθεια νασυσχετιστούν τα υποθαλάσσια ρήγµατα µε την κατανοµή της παραµόρφωσης κατά µήκος του κόλπου,αλλά και µε τις ανυψωµένες παλαιοακτές του νοτίου περιθωρίου.

∆ιδακτορική ∆ιατριβή4.2 Ανάλυση, παρουσίαση δεδοµένωνΗ µελέτη των σεισµικών καταγραφών µας επιτρέπει να διακρίνουµε τις ιζηµατογενείς αποθέσεις τουΚορινθιακού κόλπου σε τρεις (3) κύριες σεισµικές φάσεις. Οι σεισµικές αυτές φάσεις διακρίθηκανσύµφωνα µε τον ακουστικό χαρακτήρα και την εσωτερική και εξωτερική γεωµετρία των ανακλάσεων(εικ. 4.1).Σεισµική Φάση Α: αποτελείταιαπό ένα συνδυασµό µε µικρού εύρουςδιακεκοµµένεςανακλάσειςακανόνιστης γεωµετρίας και ελαφράυπερβολικές ανακλάσεις πουδιευθετούνται σχεδόν οριζόντια.Σεισµική Φάση Β: αποτελείταιαπό διαδοχικές παράλληλεςανακλάσεις σε µικρές αποστάσειςµεταξύ τους. Οι ανακλάσεις αυτέςείναι σχετικά συνεχείς ενώ το πλάτοςτους παρουσιάζει σηµαντικήδιακύµανση. Η σεισµική αυτή φάσηχαρακτηρίζεται από την παρουσίασεισµικά «διάφανων» στρωµάτωνδίχως εσωτερικές ανακλάσεις, ανάµεσαστις πυκνά διευθετηµένες παράλληλεςανακλάσεις. Τα «διάφανα» αυτάστρώµατα έχουν συχνά ακανόνιστοσχήµα και το πάχος τους παρουσιάζεισηµαντικές διακυµάνσεις.Σεισµική Φάση Γ: αποτελείτεαπό συνεχείς παράλληλες έωςυποπαράλληλες ανακλάσεις. Οιανακλάσεις αυτές εµφανίζονταιοριζόντιες αλλά και ελαφράκεκλιµένες.Εικ. 4.1: Τοµή σεισµικής ανάκλασης και ερµηνευτική τοµή όπουδιακρίνονται οι τρεις κύριες σεισµικές φάσεις που χαρακτηρίζουντον Κορινθιακό κόλπο και η αντίστοιχη στρωµατογραφική τουςσχέση.Fig. 4.1: Seismic reflection section and the correspondinginterpretation section showing the three seismic facies whichcharacterize the Gulf of Corinth graben and their stratigraphiccorrelation.34

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπουΑπό πλευράς σεισµικής στρωµατογραφίας, η σεισµική φάση Α ερµηνεύεται ως το σεισµικόυπόβαθρο της περιοχής µελέτης και στα νότια περιθώρια του κόλπου, αποδίδεται στα άνω Πλειοκαινικά– κάτω Πλειστοκαινικά ιζήµατα τα οποία γέµισαν αρχικά την Κορινθιακή τάφρο και είναι αντίστοιχα τωνιζηµάτων που έχουν αποκαλυφθεί στη χέρσο κατά µήκος του νοτίου περιθωρίου του κόλπου. Η σεισµικήφάση Β, θεωρείται ότι αποτελεί τις ιζηµατογενείς φάσεις που γεµίζουν έως και σήµερα την λεκάνη(αβυσσική πεδιάδα) του Κορινθιακού κόλπου. Πρόκειται συνεπώς για καλά στρωµένα ιζήµαταηµιπελαγικής και τουρβιδιτικής ιζηµατογένεσης, τα οποία εναλλάσσονται µε αποθέσεις βαρυτικών ροώνµάζας (mass flow deposits). Η σεισµική φάση Β κάθεται ασύµφωνα πάνω από την σεισµική φάση Α. Ησεισµική φάση Γ, ερµηνεύεται ως ένα σύνολο από αποθέσεις κρηπίδας και ιζήµατα προελαύνουσας(prograding slope) πλαγιάς, τα οποία χωρίζονται από τη σεισµική φάση Α µε µια γωνιώδη ασυµφωνία. Ηερµηνεία αυτή που προτείνεται είναι σύµφωνη τόσο µε τα αποτελέσµατα των Heezen et al. (1966) καθώςκαι µε τις ερµηνείες που έχουν προταθεί από προηγούµενους ερευνητές (Brooks & Ferentinos 1984;Ferentinos et al. 1988; Higgs 1988; Papatheodorou & Ferentinos 1993).Συνολικά χαρτογραφήθηκαν 104 υποθαλάσσια ρήγµατα κατά µήκος του Κορινθιακού κόλπου (εικ.4.2). Τα υποθαλάσσια αυτά ρήγµατα έχουν αντίστοιχα µήκη και µπορούν να θεωρηθούν συγκρίσιµα µετα ρήγµατα που έχουν χαρτογραφηθεί στο χερσαίο τµήµα της Κορινθιακής τάφρου (Jackson et al. 1982a;Doutsos & Poulimenos 1992; Dart et al. 1994; Roberts & Koukouvelas, 1996; Koukouvelas et al. 1999;Morewood & Roberts, 1999, 2001; Goldsworthy & Jackson 2001). Τα περισσότερα από τα υποθαλάσσιαρήγµατα διευθύνονται παράλληλα προς τον άξονα της τάφρου διαµορφώνοντας το βόρειο και νότιοπεριθώριο της λεκάνης του Κορινθιακού κόλπου. Τα ρήγµατα κατά µήκος του βόρειου περιθωρίου έχουνκλίση προς το νότο, ενώ τα ρήγµατα του νότιου περιθωρίου κλίνουν προς το βορρά.Τα χαρτογραφηµένα ρήγµατα έχουν διαχωριστεί σε κύρια και δευτερεύοντα ρήγµατα. Ως κύριαρήγµατα θεωρούνται ρήγµατα τα οποία κόβουν τις Πλειο-Πλειστοκαινικές αποθέσεις του πρώτουσταδίου της ταφρογένεσης. Η µετατόπιση των Πλειο-Πλειστοκαινικών ιζηµάτων που γέµισαν αρχικά τηντάφρο είχε σαν αποτέλεσµα τη δηµιουργία χώρου για την απόθεση των νεότερων ιζηµάτων. Τα κύριααυτά ρήγµατα αναπτύσσονται κατά µήκος του βόρειου και νότιου περιθωρίου της λεκάνης στο όριοµεταξύ της βάσης και του άνω τµήµατος της πλαγιάς και χαρακτηρίζονται από κατακόρυφο άλµα τηςτάξης των εκατοντάδων µέτρων. Συνήθως τα κύρια ρήγµατα σχηµατίζουν µεγάλου ύψους πρανή καιφέρνουν σε επαφή τις σεισµικές φάσεις Α και Β. Όλα τα υπόλοιπα χαρτογραφηµένα ρήγµαταχαρακτηρίζονται και αναφέρονται ως δευτερεύοντα.Πέρα από τη διάκριση σε κύρια και δευτερεύοντα ρήγµατα, έγινε προσπάθεια να αναγνωριστούν ταενεργά (στη διάρκεια του τεταρτογενούς) ρήγµατα. Η αναγνώριση των ενεργών ρηγµάτων βασίστηκεαφενός στα χαρακτηριστικά των ρηγµάτων στις σεισµικές τοµές (π.χ. συνιζηµατογενή ρηγµάτα,µετατόπιση ολοκαινικών οριζόντων), αφετέρου στη συσχέτιση των ρηγµάτων µε κατακόρυφες κινήσειςτων ακτών του Κορινθιακού κόλπου, όπως αυτές προκύπτον από τη µελέτη της υπάρχουσαςβιβλιογραφίας.35


Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπουΕικ. 4.2: Τεκτονικός χάρτης του Κορινθιακού κόλπου στον οποίο παρουσιάζεται το σύνολο των 104χαρτογραφηµένων υποθαλάσσιων ρηγµάτων όπως προέκυψαν από την ερµηνεία των σεισµικών τοµών. Ταχερσαία ρήγµατα ελήφθησαν από Jackson et al., (1982a, b), Doutsos & Poulimenos (1992) και Koukouvelas et al.,(2001). Οι συντµήσεις των ονοµάτων των ρηγµάτων µε λατινικούς χαρακτήρες αντιστοιχούν σε: ABE: ρ.Άµπελος, AEG: ρ. Αιγείρα, AIG: ρ. Αίγιο, AKR: ρ. Ακράτα, CAP: ρ. Καπαρέλι, COR: ρ. Κόρινθος, Das: ρ.∆ασκαλιό, DER: ρ. ∆ερβένι, DIA: ρ. ∆ιακοφτό, DOM: ρ. ∆όµβρενα, DUN: ρ. Ντούνος, E-ALK: ρ. ΑνατολικώνΑλκυονίδων, E-ANT: ρ. Ανατολικών Αντικύρων, EGO: ρ. Αιγόσθενα, ELI: ρ. Ελίκη, GLA: ρ. Γλαρονήσι, HER:ρ, Ηραίο, ITE: ρ. Ιτέα, LIV: ρ. Λιβαδόστρατο, N-ERA: ρ. Βόρειο Ερατεινής, PAG: ρ. Πάγκαλος, PER: Περαχώρα,PIS: ρ. Πίσια, PSA: ρ. Ψάθα, PSR: ρ. Ψαροµύτα, S-ERA: ρ. Νότιο Ερατεινής, SKI: ρ. Σκίνος, STR: ρ. Στραβά,TRI: ρ. Τριζόνια, VAL: ρ. Βαλιµίτικα, VEL: ρ. Βελανιδιά, VRO: ρ. Βρώµα, VUR: ρ. Βούρλια, W-ALK: ρ.∆υτικών Αλκυονίδων, W-ANT: ρ. ∆υτικών Αντικύρων, XYL: ρ. Ξυλόκαστρο.Fig. 4.2: Structural map of the Gulf of Corinth showing the total of the XX mapped offshore faults based on theinterpretation of the seismic reflection profiles. Onshore faults after, Jackson et al., (1982a, b), Doutsos &Poulimenos (1992) και Koukouvelas et al., (2001). The offshore fault name abbreviations are ABE: Abelos fault,AEG: Aegira fault, AIG :Aigio fault, AKR: Akrata fault, CAP: Capareli fault, COR: Corinth fault, Das: Daskaliofault, DER: Derveni fault, DIA: Diakopto fault, DOM: Domvrena fault, DUN: Dunos fault, E-ALK: eastAlkyonides fault, E-ANT: east Antikyra fault, EGO: Egosthena fault, ELI: Eliki fault, GLA: Glaronisi fault, HER:Heraion fault, ITE: Itea fault, LIV: Livadostrato fault, N-ERA: North Eratini fault, PAG: Pagalos fault, PER:Perachora fault, PIS: Pisia fault, PSA: Psatha fault, PSR: Psaromita fault, S-ERA: South Eratini fault, SKI: Skinosfault STR: Strava fault, TRI: Trizonia fault, VAL: Valimitika fault, VEL: Velanidia fault, VRO: Vroma fault,VUR: Vurlia fault, W-ALK: west Alkyonides fault, W-ANT: west Antikyra fault, XYL: Xylocastro fault.Η χαρτογράφηση των υποθαλάσσιων ρηγµάτων του Κορινθιακού κόλπου βασίστηκε στην ανάλυσηκαι ερµηνεία του συνόλου σχεδόν των διαθέσιµων σεισµικών τοµών. Η χρήση µεγάλης ποικιλίαςσεισµικών πηγών που εξασφαλίζουν διαφορετικά επίπεδα διακριτικής ικανότητας και διείσδυσης τωνσεισµικών κυµάτων, επέτρεψαν τη συλλογή στοιχείων που προσφέρουν τη δυνατότητα παρατηρήσεων σεδιάφορες κλίµακες. Το δίκτυο των σεισµικών γραµµών που χρησιµοποιήθηκε και η χωρική κάλυψη πουεπιτεύχθηκε παρουσιάζεται στον χάρτη της εικόνας 3.1. Η κάλυψη που έχει επιτευχθεί µε το συνδυασµόόλων των διαθέσιµων δεδοµένων θεωρείται ικανοποιητική για το µεγαλύτερο µέρος του κόλπου. Τηναναγνώριση των ρηγµάτων στις σεισµικές τοµές ακολούθησε η συσχέτιση τους µε την διαθέσιµηλεπτοµερή βυθοµετρία του κόλπου. Στις περισσότερες περιπτώσεις τα ρήγµατα σχηµατίζουν στηνεπιφάνεια του πυθµένα ρηξιγενές πρανές που επιτρέπει την χαρτογράφηση του ίχνους του ρήγµατος µεπολύ µεγάλη ακρίβεια. Σε γενικές γραµµές η ακρίβεια της χαρτογράφησης του µήκους των ρηγµάτωνκυµάνθηκε µεταξύ 100 και 600 m (± 8 – 15% του συνολικού µήκους του ρήγµατος), στο δυτικό καιανατολικό Κορινθιακό κόλπο όπου η πυκνότητα των σεισµικών γραµµών είναι αρκετά πυκνή. Αντίθεταστο κεντρικό Κορινθιακό κόλπο καθώς και σε συγκεκριµένες περιοχές (π.χ. Κόλπος Ιτέας, όρµοςΚορίνθου, κ.α.) η αραιή διευθέτηση των σεισµικών γραµµών δεν επέτρεψε την λεπτοµερή χαρτογράφησητων υποθαλάσσιων ρηγµάτων (ακρίβεια χαρτογράφησης ± 1000 m). Στο σηµείο αυτό θα πρέπει ναδιευκρινισθεί ότι η αδυναµία της χαρτογράφησης στις περιοχές αυτές, έχει να κάνει κύρια µε τηναδυναµία αναγνώρισης µικρών ρηγµάτων στα κενά µεταξύ των σεισµικών γραµµών καθώς και µε τηνακρίβεια προσδιορισµού του εάν και κατά πόσο ένα ρήγµα αποτελεί µια ενιαία και συνεχή δοµή ήαποτελείται από περισσότερα του ενός τµήµατα ρηγµάτων. Σε γενικές γραµµές θεωρείται ότι µε τηβοήθεια της βυθοµετρίας η συντριπτική πλειοψηφία των µεγάλων ρηγµάτων του Κορινθιακού κόλπουέχουν αποδοθεί στη χαρτογράφηση. Εξαίρεση αποτελούν τα ρήγµατα τα οποία έχουν αναγνωρισθεί σε37

∆ιδακτορική ∆ιατριβήµια και µόνο σεισµική τοµή και τα οποία δεν παρουσιάζουν µορφολογική έκφραση στην επιφάνεια τουπυθµένα. Αντίθετα, µε τη χαρτογράφηση του ίχνους των ρηγµάτων, ο προσδιορισµός της διεύθυνσης τουίχνους των ρηγµάτων θεωρείται αρκετά ακριβής για όλα τα ρήγµατα και στη χειρότερη των περιπτώσεωντο σφάλµα δεν ξεπέρασε τις +/- 8 ο . Ο προσεγγιστικός τύπος προσδιορισµού της ακρίβειας διεύθυνσηςενός χαρτογραφηµένου ρήγµατος δίνεται από τη σχέση:tanφ = tanφ' ± (2 ΑΚΡΙΒΕΙΑ ΠΡΟΣ∆ΙΡΙΣΜΟΥ ΘΕΣΗΣ/ΜΗΚΟΣ ΡΗΓΜΑΤΟΣ)όπου φ: πραγµατική µέση διεύθυνση ρήγµατοςφ’: χαρτογραφηµένη µέση διεύθυνση∆ιεργασίες διάβρωσης και κανιβαλισµού των ιζηµάτων της κρηπίδας και της πλαγιάςσυνεισφέρουν στην συνολική παροχή ιζήµατος στα βαθύτερα τµήµατα της λεκάνης. Τέτοιου είδουςδιεργασίες έχουν καταγραφεί από τους Ferentinos et al. (1988) και Papatheodorou & Ferentinos (1993).Συχνά το αποκαλυµµένο επίπεδο του ρήγµατος αποτελεί και τµήµα της επιφάνειας της υποθαλάσσιαςπλαγιάς. Στις περισσότερες περιπτώσεις είναι δύσκολο να διακριθεί εάν τα συγκεκριµένα τµήµατα τηςπλαγία του θαλάσσιου πυθµένα αποτελούν το πραγµατικό επίπεδο του ρήγµατος ή πρόκειται γιαεπιφάνειες που έχουν οπισθοχωρήσει εξαιτίας της διάβρωσης (εικ. 4.3).Όπου κατέστη δυνατό, η γωνία κλίσης του επιπέδου των ρηγµάτων υπολογίστηκε από τις σεισµικέςτοµές. Παρόλα αυτά, λαµβάνοντας υπόψη τις πιθανότητες διάβρωση του επιπέδου του ρήγµατος καθώςκαι το γεγονός ότι οι διαθέσιµες σεισµικές τοµές απεικονίζουν το ανώτερο µόνο τµήµα των ρηγµάτων, οιυπολογισµένες γωνίες κλίσεις θα πρέπει να θεωρηθούν προσέγγιση των πραγµατικών γωνιών (εικ. 4.3).Εικ. 4.3: Σχηµατική αναπαράστασησεισµικής τοµής, όπου υποδεικνύεται ηοπισθοχώρηση του ρηξιγενούς πρανούςλόγω οπισθοδροµούσας διάβρωσης. Στοσχήµα ορίζονται και τα κύριαχαρακτηριστικά µεγέθη τωνυποθαλάσσιων ρηγµάτων τα οποίαυπολογίστηκαν.Fig. 4.3: Schematic interpretation sketchof a seismic section, illustrating faultscarp retreat due to retrogressive erosion.Line drawings define the principal faultcharacteristic parameters calculated.38

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπουΟι υπολογισµένες γωνίες κλίσεις διορθώθηκαν για φαινόµενη κλίση (apparent dip),ενώ στα ρηξιγενήπρανή εφαρµόστηκε και διόρθωση για απόκλιση σεισµικής γωνίας (seismic angle correction).∆ιόρθωση φαινόµενης κλίσης: tanφ φ = tanφ α '/cosωόπου φ φ : φαινόµενη κλίσηφ α ': αληθής κλίσηω: γωνία µεταξύ ίχνους σεισµικής γραµµής και διεύθυνσης παράταξης ρήγµατοςΑντίστοιχα η διόρθωση σεισµικής γωνίας δίνεται από τη σχέση για γωνίες έως 45 ο :tanφ σ = sinφόπου φ σ : σεισµικά απεικονιζόµενη γωνία πυθµέναφ: πραγµατική γωνία κλίσης πυθµένα.∆εδοµένης της απουσίας στοιχείων ως προς τις σεισµικές ταχύτητες (Vp) όλοι οι υπολογισµοίέγιναν θεωρώντας σταθερή ταχύτητα διάδοσης σεισµικού κύµατος τα 1500 m s -1 . Πρόσφαταδηµοσιευµένα στοιχεία, αναφέρουν µέση ταχύτητα 1690 m s -1 , για τα ανώτερα 10 µε 20 µέτρα ιζηµάτωνστο κέντρο του Κορινθιακού κόλπου (Moretti et al., 2004). Η τιµή αυτή καθιστά προφανές ότι οιυπολογισµοί του πάχους των ιζηµάτων της παρούσας διατριβής αποδίδουν τις ελάχιστες τιµές. Η χρήσηµικρότερης της πραγµατικής ταχύτητας διάδοσης των σεισµικών, έχει επιπλέον συνέπεια την υποτίµησητης γωνίας κλίσης του επιπέδου των ρηγµάτων που βρίσκονται θαµµένα κάτω από ιζήµατα.Τέλος υπολογίστηκαν το ύψος των ρηξιγενών πρανών (Η) που σχηµατίζουν τα υποθαλάσσιαρήγµατα καθώς και το ελάχιστο αθροιστικό κατακόρυφο άλµα (Τ), Οι υπολογισµοί έγινανχρησιµοποιώντας ταχύτητα διάδοσης σεισµικών κυµάτων ίση µε 1500 ms -1 . Η ταχύτητα αυτή θεωρείταιικανοποιητική για το ύψος των ρηξιγενών πρανών, αλλά υποτιµά το µέγεθος του κατακόρυφου άλµατος.39

∆ιδακτορική ∆ιατριβή4.3 Στατιστική ανάλυση υποθαλάσσιων ρηγµάτωνΤα χαρτογραφηµένα υποθαλάσσια ρήγµατα έχουν µήκος µεγαλύτερο από 1 χιλιόµετρο µε εξαίρεσηδύο ρήγµατα στο δυτικό Κορινθιακό κόλπο µε µήκος 600 και 900 µέτρα αντίστοιχα. Από το σύνολο των104 ρηγµάτων, 29 ρήγµατα αναγνωρίστηκαν στο δυτικό τµήµα του κόλπου, 34 στο κεντρικό ενώ 41ρήγµατα εντοπίστηκαν στον ανατολικό Κορινθιακό κόλπο. Στο ιστόγραµµα του διαγράµµατος 4.1παρουσιάζεται η κατανοµή των µηκών, για το σύνολο των ρηγµάτων. Το ιστόγραµµα περιλαµβάνει 24κλάσεις µε εύρος 1000 µέτρα. Το εύρος κάθε κλάσης ορίστηκε µε κριτήριο το µέγιστο σφάλµαυπολογισµού µήκους της χαρτογράφησης. Όπως προκύπτει από την γεωµετρία του ιστογράµµατοςπρόκειται για µια ισχυρά λοξεµένη κατανοµή, η οποία αποκλίνει σηµαντικά από τη γεωµετρία µιαςκανονικής κατανοµής (Gaussian). Το ιστόγραµµα παρουσιάζει µια συστηµατική αύξηση του αριθµούτων ρηγµάτων όσο µικραίνει το µήκος προσοµοιάζοντας τη γεωµετρία µιας υπερβολικής (hyperbolic -power law) ή εκθετικά µειούµενης (exponential decay - Poissonian) κατανοµής.Στο διάγραµµα 4.2 παρουσιάζεται η αντίστοιχη συχνότητα υπέρβασης µήκους για το σύνολο τωνρηγµάτων (exceedence frequency plot). Το 77,5% των ρηγµάτων έχει µήκος µεγαλύτερο από 2 km, το54,9% ξεπερνά σε µήκος τα 3 km ενώ 5,88% έχει µήκος µεγαλύτερο των 10 km.Το διάγραµµα 4.3 απεικονίζει την κατανοµή των µηκών των ρηγµάτων σε κλάσεις εύρους 1000µέτρων σε προβολή λογαριθµικής κλίµακας. Η διασπορά των τιµών στο διάγραµµα παρουσιάζειγραµµικότητα η οποία αποδίδεται από την προσεγγιστική εξίσωση ευθείας:log(N) = -1,52634 log(L) + 6,45556Ο συντελεστής συσχέτισης R 2 ισούται µε 0,88 γεγονός που µας επιτρέπει να θεωρήσουµε τηνγραµµική προσαρµογή της ευθείας ικανοποιητική. Η γραµµική αυτή διασπορά των τιµών στολογαριθµικό διάγραµµα υποδηλώνει µια εκθετική σχέση (power law) µεταξύ του αριθµού και του µήκουςτων ρηγµάτων. Η ευθύγραµµή διασπορά των τιµών εκτείνεται σε δύο τάξεις µεγέθους µήκους και έχεικλίση -1,526 (±0,15). Η διασπορά των τιµών στο ανώτερο τµήµατα της κατανοµής παρουσιάζει τοφαινόµενο της αποκοπής (truncation effect) (Jackson & Sanderson, 1992; Koukouvelas et al., 1999) γιατα ρήγµατα µικρού µήκους. H απόκλιση αυτή αποδίδεται στην µεροληψία δειγµατοληψίας (samplingbias) υπέρ των ρηγµάτων µεσαίου και µεγάλου µήκους. Η επιλεκτικότητα αυτή οφείλεται στο κατάτόπους αραιό δίκτυο των σεισµικών γραµµών, το οποίο έχει ως συνέπεια την υποτίµηση του αριθµού τωνρηγµάτων µε µήκος µικρότερο των 2 km. Η προκύπτουσα fractal διάσταση του πληθυσµού τωνρηγµάτων ισούται µε 1,526. Η τιµή αυτή βρίσκεται ανάµεσα στο εύρος τιµών (0,67 – 2,07) πουπροτείνουν οι Jackson & Sanderson, (1992) και βρίσκεται πολύ κοντά στην αντίστοιχη αδιόρθωτη γιαµεροληπτικά σφάλµατα τιµή fractal, που προτείνει ο Poulimenos (2000), για τα χερσαία ρήγµατα τηςβορειοδυτικής Πελοποννήσου (D = 1,37). Η προτεινόµενη τιµή είναι µεγαλύτερη τις τιµής (1,003-1,13)που προτείνουν οι Koukouvelas et al., (1999), µε βάση την ανάλυση ενός δείγµατος χερσαίων ρηγµάτωνδύο τάξεις µεγέθους µικρότερα από τα ρήγµατα της παρούσας µελέτης στα νότια της πόλης τηςΚορίνθου.40

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπου∆ιάγραµµα 4.1: Ιστόγραµµασυχνοτήτων εµφάνισης µήκουςρήγµατος για το σύνολο τωνχαρτογραφηµένωνυποθαλάσσιων ρηγµάτων τουΚορινθιακού κόλπου.Diagram 4.1: Relativefrequency histogram for faulttrace-length populations of themapped offshore faults in theGulf of Corinth.∆ιάγραµµα 4.2: Ιστόγραµµασυχνότητας υπέρβασης µήκουςρήγµατος για το σύνολο τωνχαρτογραφηµένωνυποθαλάσσιων ρηγµάτων τουΚορινθιακού κόλπου.Diagram 4.2: Exceedencefrequency histogram for faulttrace-length populations of themapped offshore faults in theGulf of Corinth.41

∆ιδακτορική ∆ιατριβή∆ιάγραµµα 4.3: Λογαριθµικό διάγραµµα προβολής της αθροιστικής συχνότητας εµφάνισης ρηγµάτωνσυγκεκριµένου µήκους για τα χαρτογραφηµένα υποθαλάσσια ρήγµατα του Κορινθιακού κόλπου.Diagram 4.3: Logarithmic cumulative frequency plot for fault trace-length population of the offshore faults in theGulf of Corinth.Το ροδόγραµµα 4.4 (rose diagram) απεικονίζει την συχνότητα εµφάνισης της µέσης διεύθυνσηςκλίσης των ρηγµάτων. Στο ροδόγραµµα γίνεται εµφανές ότι οι διευθύνσεις κλίσης των ρηγµάτωνπαρουσιάζουν συγκέντρωση γύρω από δύο κύριες διευθύνσεις. Ουσιαστικά πρόκειται για τα βόρεια καιτα νότια κλίνοντα ρήγµατα που ορίζουν τα περιθώρια του κόλπου. Για την περαιτέρω στατιστικήεπεξεργασία των αζιµουθιακών αυτών δεδοµένων εφαρµόστηκε η µεθοδολογία ανάλυσης που προτείνειο Nemec (1999). Σε πρώτο στάδιο στο στατιστικό δείγµα διακρίθηκε σε κλάσεις εύρους 10 ο καιελέγχθηκε για πιθανή οµοιοµορφία. Για το λόγο αυτό εφαρµόστηκαν οι µη-παραµετρικοί στατιστικοίέλεγχοι Kuiper και Watson (Kuiper’s and Watson’s non-parametric tests of uniformity). Η υπόθεση H o(οµοιόµορφη κατανοµή – uniform frequence distribution) απορρίφθηκε και στους δύο ελέγχους σεεπίπεδο σηµαντικότητας (α) 1%. Στη συνέχεια ο έλεγχος Rayleigh κυκλικής κανονικότητας (Rayleigh’stest of circular-normality) εφαρµόστηκε στο στατιστικό δείγµα. Στο έλεγχο Rayleigh η υπόθεση H o (οπληθυσµός παρουσιάζει µηδενική συγκέντρωση Κ = 0 και η µέση διεύθυνση είναι ασήµαντη – vectorconcentration is zero and mean is insignificant), έγινε αποδεκτή σε επίπεδο σηµαντικότητας 1 και 5 %.Με βάση το αποτέλεσµα των παραπάνω ελέγχων προκύπτει ότι αν και ο πληθυσµός εµφανίζειπροτιµητέα διεύθυνση η κατανοµή των συχνοτήτων δεν µπορεί να χαρακτηριστεί ως µια κυκλικάκανονική (Gaussian ή Von Misses τύπου) και κατά επέκταση δεν µπορεί να περιγραφεί από τις τυπικέςστατιστικές παραµέτρους όπως τη µέση διεύθυνση και την τυπική απόκλιση. Λαµβάνοντας υπόψη την42

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπουγεωµετρία της κατανοµής (ροδόγραµµα 4.4) θεωρούµε ότι ο πληθυσµός επιδεικνύει µια διπολική(bimodal) κατανοµή συχνοτήτων, µε κύριους πόλους σε διεύθυνση βόρεια και νότια. Για την εφαρµογήτων παραπάνω στατιστικών ελέγχων αλλά και για τη κατασκευή των ροδογραµµάτων πουπαρουσιάζονται στη διατριβή χρησιµοποιήθηκε το ελεύθερης πρόσβασης (freeware) πρόγραµµα EZ-ROSE 1.0 (Baas, 2000).Προκειµένου να ξεπεραστεί το παραπάνω πρόβληµα αντί της µέσης διεύθυνσης κλίσης τωνρηγµάτων χρησιµοποιήθηκαν τα αζιµούθια της µέσης διεύθυνσης του ίχνους τους (fault trace direction).Το ηµικυκλικό ροδόγραµµα 4.5 παρουσιάζει την αντίστοιχη κατανοµή των συχνοτήτων. Ακολουθώνταςτην προηγούµενη µεθοδολογία προέκυψε ότι η κατανοµή των διευθύνσεων των ρηγµάτων είναι µιακυκλικά κανονική κατανοµή τύπου Gauss σε επίπεδο σηµαντικότητας α=1%. Η µέση διεύθυνσηπροσανατολισµού του ίχνους των ρηγµάτων είναι (Μ) 94,68 ο µε διάστηµα εµπιστοσύνης (d o ) ± 7,89 ο καιπιθανότητα σφάλµατος 1%. Αντίστοιχα η κυκλική τυπική απόκλιση του Batschelet (S B ) ισούται µε 26 ο .∆ιάγραµµα 4.4 & 4.5: Κυκλικό ροδόγραµµα προβολής της µέσης διεύθυνσης κλίσης των ρηγµάτων και ηµικυκλικόροδόγραµµα προβολής της µέσης διεύθυνσης του ίχνους τους.Diagrams 4.4 & 4.5: Circular rose diagram of mean fault strike direction data and semicircular rose diagram of faulttrace orientation.Προκειµένου να διερευνηθεί περαιτέρω ο πληθυσµός των ρηγµάτων, καθώς και οι πιθανές χωρικέςδιαφοροποιήσεις επιλέχθηκε η υποδιαίρεση του αρχικού στατιστικού πληθυσµού σε υποσύνολα. Στηνπρώτη περίπτωση τα ρήγµατα χωρίστηκαν σε τρία υποσύνολα ανάλογα µε τη θέση τους από ανατολήπρος δύση. Ενώ στη δεύτερη περίπτωση η διάκριση των ρηγµάτων έγινε σε 2 υποσύνολα στο βόρειο καιτο νότιο. Τα γεωγραφικά όρια διάκρισης των αντίστοιχων υποσυνόλων παρουσιάζονται στις εικόνες 4.4και 4.5 αντίστοιχα. Στην πρώτη περίπτωση η διάκριση σε ανατολή, κέντρο και δύση έγινε µε βάση τοµορφολογικά χαρακτηριστικά του κόλπου (διάσταση, προσανατολισµός άξονα λεκάνης). Στην δεύτερηπερίπτωση τα ρήγµατα χωρίστηκαν στα ρήγµατα του νότιου και του βόρειου περιθωρίου µε βάση µιαδιαχωριστική γραµµή κατά µήκος του άξονα της λεκάνης. Στην περίπτωση αυτή τα ρήγµατα τα οποία43

∆ιδακτορική ∆ιατριβήτέµνονται από τη διαχωριστική αυτή γραµµή καθώς τα ρήγµατα στο ανατολικό τµήµα του κόλπου, ταοποία και ορίζουν το τεκτονικό κέρας των Αλκυονίδων νήσων δεν ελήφθησαν υπόψη.Για τη στατιστική ανάλυση των δηµιουργηµένων υποσυνόλων των ρηγµάτων ακολουθήθηκε η ίδιαµεθοδολογία όπως και στην αρχική περίπτωση όπου εξετάστηκε ο συνολικός στατιστικός πληθυσµός τωνρηγµάτων. Για κάθε υποσύνολο κατασκευάστηκαν ιστογράµµατα κατανοµής συχνοτήτων εµφάνισηςµήκους καθώς και τα αντίστοιχα κυκλικά ιστογράµµατα (ροδογράµµατα) για τη διεύθυνση κλίσης και τοπροσανατολισµό του ίχνους των ρηγµάτωνΤα αποτελέσµατα της στατιστικής επεξεργασίας παρουσιάζονται συνοπτικά στο πίνακα 4.1 καιστις εικόνες 4.4 και 4.5. Ενδιαφέρον παρουσιάζει η προοδευτική στροφή της µέσης διεύθυνσης τουίχνους των ρηγµάτων από τα ανατολικά προς τα δυτικά. Με πιθανότητα σφάλµατος 5% η µέσηδιεύθυνση στα ανατολικά υπολογίστηκε στις 90,4 ο ±10,8 ο , ενώ στο κέντρο υπολογίζεται στις 92,5 ο ±10,2 οκαι φθάνει τις 101,7 ο ±8,9 ο στο δυτικό τµήµα του Κορινθιακού κόλπου. Για τις διευθύνσεις κλίσεων τωνρηγµάτων στις αντίστοιχες περιοχές, προέκυψε ότι σε επίπεδο σηµαντικότητας 5%, οι κατανοµές τουςδεν παρουσιάζουν µια προτιµητέα διεύθυνση αλλά πιθανά να εµφανίζουν δύο ή και περισσότερεςεπικρατούσες διευθύνσεις (bimodal or polymodal frequency distributions). Σύµφωνα µε τις κατανοµέςτων συχνοτήτων εµφάνισης των µηκών των ρηγµάτων, σε όλες τις περιοχές τα ρήγµατα εµφανίζουνπαρόµοια διασπορά µεγεθών, µε κυριαρχία ρηγµάτων µήκους 2 µε 3 km. Αξιοσηµείωτη διαφοράπαρουσιάζει το κεντρικό τµήµα του Κορινθιακού κόλπου στο οποίο εµφανίζονται τα µεγαλύτερα σεµήκος ρήγµατα.Σε γενικές γραµµές αντίστοιχες µε τις προηγούµενες κατανοµές συχνοτήτων εµφανίζουν και τόσοτο βόρειο όσο και το νότιο υποσύνολο ρηγµάτων. Η µέση διεύθυνση προσανατολισµού των ρηγµάτωνπαρουσιάζει παραπλήσιες τιµές µε την αντίστοιχη µέση τιµή του γενικού στατιστικού πληθυσµού (94,14 ο±11,7 ο νότιο υποσύνολο και 93,57 ο ±11,6 ο βόρειο υποσύνολο). Αντίθετα µε τις σχεδόν ίσες τιµές τωνδιευθύνσεων του ίχνους των ρηγµάτων, οι διευθύνσεις των κλίσεων των ρηγµάτων παρουσιάζουνδιαφοροποίηση των µέσων τιµών τους. Για πρώτη φορά οι κατανοµές των διευθύνσεων κλίσηςεµφανίζουν χαρακτηριστικά κατανοµής τύπου Von Misses σε επίπεδο σηµαντικότητας 1% και συνεπώςµπορούν να περιγραφούν από τις αντίστοιχες στατιστικές παραµέτρους. Η µέση διεύθυνση για ταρήγµατα του νότιου υποσυνόλου είναι ίση µε 1 ο ±17,8 ο µε πιθανότητα σφάλµατος 5% και κυκλική τυπικήαπόκλιση Batschelet (S B ) ίση µε 47,7 ο . Τα ρήγµατα του βόρειου υποσυνόλου παρουσιάζουν µέσηδιεύθυνση κλίσης στις 192, 5 ο ±16,2 ο µε πιθανότητα σφάλµατος 5% και κυκλική τυπική απόκλισηBatschelet (S B ) ίση µε 49,9 ο . Με βάση τις προκύπτουσες κυκλικές κατανοµές των µέσων διευθύνσεωνκλίσεων των ρηγµάτων ενδιαφέρον παρουσιάζει η παρατήρηση ότι ενώ τα ρήγµατα του νοτίουπεριθωρίου κλίνουν κατά µέσο όρο προς βορρά (1 ο ), τα ρήγµατα του βορείου περιθωρίου παρουσιάζουνµέση διεύθυνση κλίσης σχεδόν ΝΝ∆ (192 ο ).44

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπουΕικ. 4.4: Παρουσίαση ιστογραµµάτωνκατανοµής συχνότητας εµφάνισηςµήκους ρηγµάτων και αντίστοιχακυκλικά ιστογράµµατα για τη διεύθυνσηκλίσης και το προσανατολισµό τουίχνους των ρηγµάτων ανά περιοχή. Ταπαραλληλόγραµµα στον χάρτη ορίζουν τα γεωγραφικάόρια κάθε επιµέρους στατιστικού υποσυνόλου.Fig. 4.4: Cumulative frequency histogram of fault tracelengthand circular and semicircular rose diagram foreach sub-region of the Gulf of Corinth. Rectangles onthe map define the geographic limits for each statisticalsub-population.45

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΕικ. 4.5: Παρουσίασηιστογραµµάτων κατανοµήςσυχνότητας εµφάνισης µήκουςρηγµάτων και αντίστοιχα κυκλικάιστογράµµατα για τη διεύθυνσηκλίσης και το προσανατολισµό τουίχνους των ρηγµάτων ανά περιοχή. Ηδιακεκοµµένη γραµµή στον χάρτηδιαχωρίζει τα ρήγµατα σε βόρειο καινότιο υποσύνολο. Η περιοχή πουπερικλείεται γύρω από τα νησιά τωνΑλκυονίδων έχει εξαιρεθεί από τηνανάλυση.Fig. 4.5: Cumulative frequency histogram of fault trace-length andcircular and semicircular rose diagram for each sub-region of theGulf of Corinth. Dashed line defines the north from the south faultsub-population. The area around the Alkyonides islands has notbeen included in the analysis.46

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπουΠίνακας 4. 1 (table 1)Στατιστικόςπληθυσµός(StatisticalPopulation)Κορινθιακός κόλποςGulf of CorinthΣΤΑΤΙΣΤΙΚΑ (STATISTICS)∆υτικός ΚορινθιακόςWest CorinthΚεντρικός ΚορινθιακόςCentral CorinthΑνατολικός ΚορινθιακόςEast Corinth0-360 0-180 0-360 0-180 0-360 0-180 0-360 0-180n 104 29 34 41Στατιστικός έλεγχος Kuiper’s (test)H o 0,05 απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψηH o 0,01 απόρριψη απόρριψη αποδοχή απόρριψη αποδοχή απόρριψη αποδοχή απόρριψηΣτατιστικός έλεγχος Watson’s (test)H o 0,05 απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψηH o 0,01 απόρριψη απόρριψη αποδοχή απόρριψη αποδοχή απόρριψη αποδοχή απόρριψηΣτατιστικός έλεγχος Rayleigh’s (test)M 205,300 94,680 183,640 101,681 215,132 92,504 205,558 90,450R 0,147 0,588 0,104 0,680 0,187 0,601 0,151 0,534S B 74,853 26,005 76,704 22,921 73,073 25,600 74,658 27,659K 0,296 1,438 0,209 1,981 0,380 1,483 0,306 1,256H o 0,05 αποδοχή απόρριψη αποδοχή απόρριψη αποδοχή απόρριψη αποδοχή απόρριψηH o 0,01 αποδοχή απόρριψη αποδοχή απόρριψη αποδοχή απόρριψη αποδοχή απόρριψη∆ιάστηµα εµπιστοσύνης µέσης τιµής (Confidence Sector of mean)d o 0,05 - 5,972 - 8,961 - 10,173 - 10,679d o 0,01 - 7,892 - 11,842 - 13,443 - 14,112Τύπος Κατανοµής (distribution type)α=0,05 Bimodal Gauss Polymodal Gauss Polymodal Gauss Polymodal Gaussα=0,01 Bimodal Gauss Uniform Gauss Uniform Gauss Uniform Gauss(συνέχεια) Πίνακας 4. 1 (table 1)Στατιστικόςπληθυσµός(StatisticalΚορινθιακός κόλποςGulf of CorinthΣΤΑΤΙΣΤΙΚΑ (STATISTICS)Βόρειο ΠεριθώριοNorth marginΝότιο ΠεριθώριοSouth marginPopulation) 0-360 0-180 0-360 0-180 0-360 0-180N 104 49 32Στατιστικός έλεγχος Kuiper’s (test)H o 0,05 απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψηH o 0,01 απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψηΣτατιστικός έλεγχος Watson’s (test)H o 0,05 απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψηH o 0,01 απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψηΣτατιστικός έλεγχος Rayleigh’s (test)Rayleigh’s testM 205,300 94,680 192,564 93,570 1,051 94,140R 0,147 0,588 0,620 0,585 0,653 0,656S B 74,853 26,005 49,918 26,111 47,710 23,763K 0,296 1,438 1,556 1,426 1,881 1,890H o 0,05 αποδοχή απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψηH o 0,01 αποδοχή απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψη απόρριψη∆ιάστηµα εµπιστοσύνης µέσης τιµής (Confidence Sector of mean)d o 0,05 - 5,972 16,281 8,762 17,858 8,890d o 0,01 - 7,892 21,514 11,578 23,598 11,747Τύπος Κατανοµής (distribution type)α=0,05 Bimodal Gauss Von Mises Gauss Von Mises Gaussα=0,01 Bimodal Gauss Von Mises Gauss Von Mises Gauss47

∆ιδακτορική ∆ιατριβή4.4 ∆υτικός Κορινθιακός ΚόλποςΣτο δυτικό τµήµα του Κορινθιακού κόλπου, οι βόρειες ακτές της Πελοποννήσου χαρακτηρίζονται απόκλιµακωτή – προς τα δεξιά – διάταξη, η οποία είναι αντίθετη µε τη σχεδόν ευθύγραµµη διάταξη τωνακτών της βόρειας Πελοποννήσου στο κεντρικό τµήµα του κόλπου. Το σχήµα της ακτογραµµής στηνπεριοχή αυτή, φαίνεται να ελέγχεται από την παρουσία τριών ρηγµάτων τα οποία παρουσιάζουναντίστοιχα δεξιόστροφη κλιµακωτή διάταξη παράλληλη στην ακτή (εικ. 4.6). Τα τρία αυτά ρήγµαταχαρτογραφήθηκαν µε τα ονόµατα Βαλιµίτικα VAL, ∆ιακοφτό (DIA) και, Ακράτα (AKR). Το µήκος τουςκυµαίνεται µεταξύ 3,9 και 6,1 χιλιόµετρα, και διευθύνονται από ∆Ν∆ – ΑΒΑ έως ∆Β∆ – ΑΝΑ. Ταρηξιγενή πρανή (fault scarps) που σχηµατίζουν τα ρήγµατα κλίνουν προς το βορρά και το ύψος τουςαυξάνει από τα δυτικά (150 m περίπου) προς τα ανατολικά (280 m). Η αύξηση αυτή του ύψους τωνρηξιγενών πρανών είναι σύµφωνη µε την προοδευτική αύξηση του βάθους νερού στο κόλπο, από ταδυτικά στα ανατολικά.Στα δυτικά, ανοικτά του κόλπου του Αιγίου, και µπροστά από το Ακρωτήρι Γύφτισα, αναπτύσσεταιτο ρήγµα Βαλιµίτικα (εικ. 4.6). Το ρήγµα Βαλιµίτικα οριοθετεί την έκταση της θαλάσσιας λεκάνης καιδιαµορφώνει την απότοµη κατωφέρεια του νοτίου περιθωρίου (εικ. 4.7). Το µήκος του ρήγµατος φθάνειτα 3,9 km ενώ η συνολική κατακόρυφη µετατόπιση (total vertical throw) (> 450 m στα 1500 m s -1 ),ξεπερνά το όριο της σεισµικής διείσδυσης του air-gun (single channel, 40 inch 3 ), µε αποτέλεσµα να µηνείναι δυνατό να προσδιοριστεί (αδύνατο να αναγνωριστεί και να ταυτοποιηθεί ο ίδιος σεισµικόςορίζοντας εκατέρωθεν του ρήγµατος). Νοτιότερα, στο τέµαχος βάσης του ρήγµατος Βαλιµίτικα,αναπτύσσονται δύο µικρότερα ρήγµατα. Το σηµαντικότερο από τα δύο, το ρήγµα Γύφτισα (GYF), έχειµήκος 4250 m και κλίνει προς τα βόρεια (µέση διεύθυνση παράταξης 2 ο ). Στις σεισµικές τοµές των 3,5kHz (εικ. 4.7) το ρήγµα εµφανίζει τυπικά χαρακτηριστικά συνιζηµατογενούς δραστηριότητας (growthfaulting) και µετατοπίζει τα επιφανειακά ιζήµατα.Το ρήγµα Γύφτισα, εµφανίζεται να µετατοπίζει χαρακτηριστική υποεπιφανειακή ανάκλαση, κατά17,5 – 24,8 m. Η ανάκλαση αυτή έχει αποδοθεί στην επιφάνεια επίκλησης που ακολούθησε τη τελευταίαπαγετώδη περίοδο (transgressive horizon following Last Glacial Maximum), και χρονολογείται µεταξύ 11και 13 ka (Perissoratis et al., 2000; McNeill et al., 2005). Με βάση τη µετατόπιση του συγκεκριµένουορίζοντα, υπολογίζεται ο µέσος ρυθµός κατακόρυφης µετατόπισης, στη διάρκεια του Ολοκαίνου, στα 1,3– 1,9 mm yr -1 . Ανατολικότερα, το ρήγµα ∆ιακοπτό, µε µήκος 4,7 km, και διεύθυνση Β∆ – ΝΑ (διεύθυνσηκλίσης 33 ο ), βρίσκεται θαµµένο κάτω από αλλουβιακές αποθέσεις (εικ. 4.6 και 4.8). Οι αλλουβιακέςαυτές αποθέσεις εµφανίζονται µε τη µορφή ενός συνόλου παράλληλων και κεκλιµένων ανακλάσεων οιοποίες εµποδίζουν την απεικόνιση του ρήγµατος.48

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπουΕικ. 4.6: (Α) Χάρτης υποθαλάσσιωνρηγµάτων δυτικού Κορινθιακούκόλπου. (Β) Χάρτης στον οποίοσηµειώνονται οι θέσεις των σεισµικώντοµών που παρουσιάζονται στο παρώνυποκεφάλαιο.Fig. 4.6: (A) West Gulf of Corinth,offshore fault map. (B) Index mapshowing the position of the seismicsections presented in this chapter.49

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΕικ. 4.7: Σεισµικές τοµές sparker (A)και 3,5 kHz (B),ανοιχτά του ακρωτηρίουΓύφτισα στις οποίες απεικονίζονται ταυποθαλάσσια ρήγµατα Βαλιµίτικα(VAL) και Γύφτισα (GYF) πουδιαµορφώνουν το περιθώριο του κόλπουµπροστά από το ρήγµα του Αιγίου. Στηντοµή των 3,5 kHz διακρίνεται ηµετατόπιση χαρακτηριστικού ορίζονταεκατέρωθεν του ρήγµατος που µαςεπιτρέπει τον υπολογισµό του µέσουρυθµού µετατόπισης στη διάρκεια τουΟλοκαίνου.Fig. 4.7: Sparker (A) and 3.5 kHz pinger(B), seismic sections offshore capeGyftisa, showing the Valimitika (VAL)and Gyftisa (GYF) basin boundingfaults. Displacement of a characteristicreflection (B) due to fault movementallow us to calculate mean Holocenedisplacement rates for Gyftisa fault.50

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπουΗ υποθαλάσσια πλαγιά (slope) µεταξύ της παραλίας Πλατάνου και της Ακράτας (εικ. 4.6)διαµορφώνεται από την παρουσία τριών παράλληλα διευθετηµένων ρηγµάτων (µέση διεύθυνση κλίσης356 ο ) που µετατοπίζουν (down throw) το πυθµένα στα 600 m βάθος νερού. Μεταξύ αυτών, το ρήγµα πουβρίσκεται στη βάση της πλαγιάς, το ρήγµα Ακράτα, έχει το µεγαλύτερο µήκος (6,1 km) και διαµορφώνειτο υψηλότερο ρηξιγενές πρανές µε ύψος περίπου 280 m (εικ. 4.9). Η συνολική κατακόρυφη µετατόπιση(total vertical throw) στο ρήγµα της Ακράτας, ξεπερνά το όριο της σεισµικής διείσδυσης του air-gun (>395 m στα 1500 m s -1 ). Όπως φαίνεται και στην σεισµική τοµή της εικόνας 4.9, το ανώτερο κοντά στηνεπιφάνεια του πυθµένα, τµήµα του επιπέδου του ρήγµατος Ακράτα, έχει υποστεί διάβρωση µεαποτέλεσµα να έχει οπισθοχωρήσει προς νότο.Εικ. 4.8: Σεισµική τοµή air-gunστην οποία απεικονίζεται τορήγµα ∆ιακοπτό θαµµένο κάτωαπό αλλουβιακές αποθέσεις. Οαπότοµος τερµατισµός τωναλλουβιακών αποθέσεων στηβάση της πλαγιάς πιθανά ναοφείλεται στη παρουσία ενόςαντιθετικού χαρακτήρα ρήγµατος.Η διάστικτη γραµµή επισηµαίνειτην 1 η πολλαπλή ανάκλαση τουπυθµένα.Fig. 4.8: Air-gun seismic sectionshowing the Diakopto (DIA) faultburied beneath a stack of alluvialdeposits. The sudden terminationof the alluvial deposits at the baseof slope is considered indicativeof the presence of a secondaryantithetic fault. Dotted line marksthe 1 st seafloor multiple.51

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΕικ. 4.9: Σεισµική τοµή air-gun, κάθετα στην υποθαλάσσια πλαγιά µεταξύ τουχωριού Πλάτανος και της Ακράτας. Στη τοµή επισηµαίνονται τα τρία παράλληλαρήγµατα, ανάµεσα τους τα ρήγµατα Ακράτα (AKR) και Ελίκη (ELI), πουδιαµορφώνουν την υποθαλάσσια πλαγιά. Βαρυτικές κατολισθήσεις µαζών φαίνονταινα επηρεάζουν την πλαγιά σε όλο της το ύψος.Fig. 4.9: Dip seismic section (air-gun) across the slope in between Platanos villageand Akrata. Three parallel oriented faults, among them the Akrata (AKR) and Eliki(ELI) bound the basin to the south. Multiple gravity mass movements affect the wholeslope.52

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπουΑπό την οµάδα των τριών παράλληλα διευθετηµένων ρηγµάτων, το ρήγµα που βρίσκεταιπλησιέστερα στην ακτή θεωρείται ότι αποτελεί την προς τα δυτικά προέκταση του ρήγµατος της Ελίκηςστη θάλασσα (εικ. 4.6). Το υποθαλάσσιο αυτό τµήµα του ρήγµατος της Ελίκης (ELI), έχει µήκος 7,5 km,ενώ η γωνία κλίσης του επιπέδου του ρήγµατος, όπως προκύπτει από το ανώτερο σεισµικάαπεικονιζόµενο τµήµα του κυµαίνεται µεταξύ 37 ο και 47 ο . Αντιθέτως, το κατώτερο - από το σεισµικάαπεικονιζόµενο - τµήµα του επιπέδου του ρήγµατος Ακράτα, παρουσιάζει µικρότερη κλίση µεταξύ 22 οκαι 30 ο . Αντίστοιχα µε το ρήγµα της Ελίκης, το ρήγµα του Αιγίου εντοπίστηκε να προεκτείνεται προς ταανατολικά εντός του θαλάσσιου πυθµένα (εικ. 4.6). Το ανατολικότερο αυτό υποθαλάσσιο τµήµα (AIG),έχει µήκος 2,1 km και µετατοπίζει χαρακτηριστική υποεπιφανειακή ανάκλαση κατά 12 – 21,5 m (εικ.4.10). Η ανάκλαση αυτή αντιστοιχεί στην επιφάνεια επίκλησης που ακολούθησε τη τελευταία παγετώδηπερίοδο και µας επιτρέπει να υπολογίσουµε το ρυθµό κατακόρυφης µετατόπισης κατά το Ολόκαινο. Οµέσος ρυθµός κατακόρυφης µετατόπισης που προκύπτει είναι 1-1,8 mm yr -1 . Τόσο το ρήγµα του Αιγίουόσο και το ρήγµα Ελίκη, θεωρούνται ενεργά, καθώς έχουν συσχετιστεί µε τις σεισµικές δονήσεις της 15 ηςΙουνίου του 1995 (Ms 6,2 Αίγιο) και της 26 ης ∆εκεµβρίου του 1861 (Ms 6,6 Ελίκη) (Schmidt, 1879;Ambraseys & Jackson, 1997; Koukouvelas & Doutsos, 1996).Εικ. 4.10: Σεισµική τοµήτων 3,5 kHz πάνω από τηνυποθαλάσσια προέκτα-σητου ρήγµατος Αιγίου. Ηµετατόπιση των χαρακτηριστικώνανακλαστήρωνµας επιτρέπει να υπολογίσουµετον µέσο ρυθµόκατακόρυφης µετατόπισηςτου ρήγµατος στη διάρκειατου Ολοκαίνου.Fig. 4.10: Pinger 3.5 kHzsubbotom profile over thesubaqueous extension ofAigio fault. Displacementof characteristic Holocenereflections due to faultmovement allows us tocalculate the averagedisplacement rates.53

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΚατά µήκος των βόρειων ακτών του δυτικού Κορινθιακού, χαρτογραφήθηκαν τέσσερα (4) κύριαρήγµατα (εικ. 4.6). Τα ρήγµατα αυτά κλίνουν προς τα νότια και σχηµατίζουν απότοµα ρηξιγενή πρανή µεύψος από 200 έως 360 µέτρα. Τα ρήγµατα Ντούνος (DUN), Νότιο Ερατεινής (S-ERA), Ψαροµύτα (PSA)και Τριζόνια (TRI), παρουσιάζουν µια κλιµακωτή διάταξη, αντίστοιχη αυτής των ρηγµάτων του νοτίουπεριθωρίου. Η υποθαλάσσια πλαγιά ανοιχτά της Ερατεινής διαµορφώνεται από δύο έως και τρία ρήγµατα(εικ. 4.11).Εικ. 4.11: Σεισµική τοµή air-gun στηνοποία απεικονίζονται το ρήγµα Ντούνος(DUN) στη βάση της πλαγιάς καθώς καιτοανατολικό άκρο του νότιου ρήγµατοςΕρατεινή (S-ERA). Ενδίαµεσα των δύορηγµάτων αναπτύσσεται ένα µικρότεροδευτερεύον ρήγµα.Fig. 4.11: Air-gun seismic section imagingthe Dunos (DUN) fault at the base of slopeand the eastern tip of the south Eratini fault(S-ERA). In between the two faults asecondary fault develops.Το ρήγµα Ντούνος στα ανατολικά και το νότιο ρήγµα Ερατεινή στα δυτικά µε αντίστοιχα µήκη τηςτάξης του 9,4 και 9,9 km, οριοθετούν την προς βορρά έκταση της λεκάνης και την βάση της βόρειαςκατωφέρειας. Όπως και στην περίπτωση της νότιας πλαγιάς, τα ρήγµατα που βρίσκονται στη βάση της54

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπουπλαγιάς παρουσιάζουν το υψηλότερο ρηξιγενές πρανές (µέγιστο ύψος 356 µέτρα). Το ρηξιγενές πρανέςτου νότιου ρήγµατος Ερατεινή, παρουσιάζει κλίσεις που ξεπερνούν τις 40 ο και αυξάνει σε ύψος από ταανατολικά προς τα δυτικά αντίθετα προς τη διεύθυνση αύξησης βάθους νερού του κόλπου (εικ. 4.12). Ηαθροιστική κατακόρυφη µετατόπιση του νότιου ρήγµατος Ερατεινή, φαίνεται να ξεπερνά το όριο τηςσεισµικής διείσδυσης (> 480 µέτρα στα 1500 m s -1 ), ενώ η κλίση του επιπέδου, κυµαίνεται από 40 ο έως56 ο (εικ. 4.12). Αντίθετα, η αθροιστική κατακόρυφη µετατόπιση για το ρήγµα Ντούνος εκτιµάται ότιξεπερνά τα 400 m (στα 1500 m s -1 ) ενώ η κλίση του επιπέδου του ρήγµατος Ντούνος κυµαίνεται µεταξύ32 ο και 40 ο (εικ. 4.11). Τα δύο ρήγµατα παρουσιάζουν επικάλυψη στο ίχνος τους σε µήκος 3,8 km (εικ.4.6). Η απόσταση µεταξύ των δύο ρηγµάτων στη ζώνη επικάλυψης έχει εύρος 1,1 έως και 1,9 km. Τηζώνη επικάλυψης των δύορηγµάτων τέµνει η σεισµικήτοµή της εικόνας 4.11, καιστην οποία η ανατολικήαπόληξη του νότιουρήγµατος Ερατεινήςεµφανίζει κατακόρυφο άλµατης τάξης των 150 m καισυνοδεύεται από ρηξιγενέςπρανές ύψους 100 m.Εικ. 4.12: Σεισµική τοµή airgunπο υ τέµνει το νότιο ρήγµαΕρατεινής (S-ERA) ανατολικάτου ακρωτηρίου Ψαροµύτα. Τορήγµα παρουσιάζει συνολικόκατακόρυφο άλµα πουυπερβαίνει τα 640 ms, καιεµφανίζεται ως το µοναδικόκύριο περιθωριακό ρήγµα τηςλεκάνης στη συγκεκριµένηθέση. Στο βόρειο άκρο τηςτοµής διακρίνεται το βόρειορήγµα Ερατεινής (N-ERA) τοοποίο έχει κλίση προς βορρά.Fig. 4.12: Air-gun seismicsection across the south Eratinifault ( S-ERA) east of capePsaromita. In the section thesouth Eratini fault exhibits atotal displacement that exceeds640 ms and acts the singlebasin-bounding fault in thearea. Further north, the sectionruns across the north Eratinifault (N-ERA). This northdippingfault produces arelatively narrow tectonic horst.55

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΜικρότερα ρήγµατα, αναπτύσσονται στο τέµαχος βάσης του νότιου ρήγµατος Ερατεινή και τουρήγµατος Ντούνος. Η κλίση του επιπέδου των ρηγµάτων αυτών εµφανίζεται µεγαλύτερη από την κλίσητων ρηγµάτων στη βάση της κατωφέρειας, και κυµαίνεται από 50 ο έως 60 0 . Η µετατόπισηχαρακτηριστικών ανακλαστήρων εκατέρωθεν της επιφάνειας των ρηγµάτων αυτών µαςεπιτρέπει να προσδιορίσουµε την αθροιστική κατακόρυφη µετατόπιση στα 140 µέτρα περίπου(στα 1500 m s -1 ) (εικ. 4.11). Βόρεια σε απόσταση 500 µε 1000 m από το νότιο ρήγµαΕρατεινής και επί του τεµάχους βάσης αυτού, αναπτύσσεται το βόρειο ρήγµα Ερατεινής (N-ERA). Το ρήγµα αυτό έχει µήκος περίπου 6,5 km και κλίνει προς βορρά (διεύθυνση παράταξης10 ο ), σχηµατίζοντας ένα τεκτονικό κέρας µε το νότιο ρήγµα Ερατεινής. Η ύπαρξη τουσυγκεκριµένου ρήγµατος επιβεβαιώθηκε από τις πολυ-κάναλες σεισµικές τοµές καισχολιάζεται αναλυτικότερα στο επόµενο κεφάλαιο.∆υτικότερα, το βόρειο περιθώριο της λεκάνης µεταξύ τουακρωτηρίου Ψαροµύτα και της νήσου Τριζόνια, οριοθετείται από τηνπαρουσία των δύο οµώνυµων ρηγµάτων (εικ. 4.6). Με µήκος 4,4 και 5,4km αντίστοιχα, τα ρήγµατα Ψαροµύτα (PSA) και Τριζόνια (TRI)µετατοπίζουν το επίπεδο του πυθµένα στα 380 m βάθος νερού (εικ. 4.13,4.14). Το ρήγµα Ψαροµύτα στη βάση της πλαγιάς βρίσκεται θαµµένο κάτωαπό ιζήµατα πάχους περίπου 80 m(εικ. 4.13), ενώ µικρότερουµήκους ρήγµατα διαµορφώνουντη µέση και ανώτερη πλαγιά. Τορήγµα Τριζόνια διαµορφώνειρηξιγενές πρανές µε µέση κλίση24 ο και ύψος που ξεπερνά τα 290µέτρα (εικ. 4.14). Τα δύο ρήγµατααναπτύσσονται πολύ κοντά στην ακτήµε αποτέλεσµα να περιορίζουνσηµαντικά την έκταση της κρηπίδας.Το συνολικό κατακόρυφο άλµα,ξεπερνά το όριο της σεισµικήςδιείσδυσης και στις δύο περιπτώσειςΕικ. 4.13: Σεισµική τοµήsparker (1,6 kJ) η οποίατέµνει το βόρειοπεριθώριο του δυτικούΚορινθιακού κόλπου.Στη τοµή επισηµαίνονταιη παρουσία τουρήγµατος Ψαροµύτα(PSA) στη βάση τηςπλαγιάς και δύοµικρότερων ρηγµάτωνπου αναπτύσσονται στοτέµαχος βάσης του ρήγµατος Ψαροµύτα στα βόρεια. Fig. 4.13: Sparker 1.6kJ seismic section across the north slope in the west Gulf of Corinth,showing the Psaromita fault (PSA) at the base of slope and two smallerfaults on the footwall of Psaromyta fault to the north.56

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπου(180 m για το ρ. Ψαροµύτα και 405 m για το ρ. Τριζόνια στα 1500 m s -1 ).Η σεισµική τοµή της εικόνας 4.15, έχει προσανατολισµό ΒΒ∆ –ΝΝΕ και τέµνει τον Κορινθιακό κόλπο µεταξύ της Ακράτας και τηςΕρατεινής. Στο προφίλ αυτό απεικονίζονται τα ρήγµατα, Ντούνος και ηανατολική απόληξη του νότιου ρήγµατος Ερατεινή στα βόρεια, καθώςκαι τα ρήγµατα Ακράτα και Ελίκη στα νότια, τα οποία καιδιαµορφώνουν την γεωµετρία της λεκάνης. Τόσο στο νότιο όσο και στοβόρειο περιθώριο του κόλπου τα ρήγµατα που διαµορφώνουν την βάσητης πλαγιάς (Ντούνος και Ακράτα) επιδεικνύουν τηχαρακτηριστική γεωµετρία συνιζηµατογενών ρηγµάτων (growthfaults) όπου το πάχος των ιζηµατογενών στρωµάτων αυξάνειπροοδευτικά πλησιάζοντας το επίπεδο του ρήγµατος. Επιπλέον ηκλίση των ανακλαστήρων στο τέµαχος οροφής των ρηγµάτων, ηοποία αυξάνεται µε το βάθος και µειώνεται µε την απόστασηαπό το επίπεδο του ρήγµατος, συνιστά ένδειξη ότι τα ρήγµαταΕικ. 4.14: Σεισµική τοµήSparker των (1,6 kJ) κάθεταστην υποθαλάσσια πλαγιάνότια τη νήσου Τριζόνια. Τοοµώνυµο ρήγµα (TRI)διακρίνεται στη βάση τηςπλαγιάς και αποτελεί τοκύριο ρήγµα του βορείουπεριθωρίου στη περιοχή. ∆ύοµικρότερα ρήγµαταδιακρίνονται στα βόρεια τουρήγµατος ΤριζόνιαFig. 4.14: Sparker (1.6 kJ)dip seismic section across theslope south of Trizoniaisland. The Trizonia fault(TRI) bounds the basin extentto the north. Two smallerfaults can be seen upslopenorth of Trizonia fault.αυτά µπορεί να χαρακτηρίζονται από ληστρική γεωµετρία. Με βάση τη συνολικά σχεδόν συµµετρικήεικόνα των ανώτερων 400-500 µέτρων ιζηµατογενών στρωµάτων καταλήγουµε στο συµπέρασµα ότι ηλεκάνη του Κορινθιακού κόλπου στην περιοχή αυτή παρουσιάζει µια σχετική συµµετρία. Η επιβεβαίωσητης διαπίστωσης αυτής συνεπάγεται ότι αµφότερα τα υποθαλάσσια ρήγµατα του βόρειου και νότιουπεριθωρίου της λεκάνης χαρακτηρίζονται από αντίστοιχο συνολικό κατακόρυφο άλµα.57

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΕικ. 4.15: Σεισµική τοµή air-gun και αντίστοιχη ερµηνευτική τοµή κάθετα στον άξονα της λεκάνης στο δυτικό Κορινθιακό κόλπο όπου φαίνονται τα περιθωριακά ρήγµαταπου ορίζουν το εύρος της λεκάνης. Η σφηνοειδής γεωµετρία των ιζηµατογενών αποθέσεων σε συνδυασµό µε την προοδευτική προς τα άνω µείωση της κλίσης τωνστρωµάτων και στις δύο πλευρές της λεκάνης υποδηλώνει ότι τόσο τα νότια όσο και τα βόρεια ρήγµατα παραµένουν ενεργά στη διάρκεια απόθεση των ιζηµάτων. Το ανώτεροτµήµα του επιπέδου του ρήγµατος Ακράτα (AKR) στα νότια παρουσιάζει χαρακτηριστική οπισθοχώρηση λόγω διάβρωσης.Fig. 4.15:Air-gun seismic section and interpretative section across the western part of the Gulf of Corinth showing the fault controlled north and south limits of the basin floor.The wedge shape of the basin fill sedimentary layers and the progressive decrease of strata dip upwards on the hangingnwall on both sides of the basin indicate continuousactivity of the north and the south boundary faults. Note retreat of the upper part of the Akrata (AKR) fault plane due to erosion.58

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπου∆υτικότερα, η σεισµική τοµή της εικόνας 4.16, τέµνει το κόλπο σε διεύθυνση Β - Ν κοντά στοστενό του Αιγίου. Η σεισµική αυτή τοµή, µας παρέχει αποδείξεις ότι η γεωµετρία της λεκάνης τουΚορινθιακού κόλπου στην περιοχή έχει αλλάξει παρουσιάζοντας σαφή ασυµµετρία προς τα βόρεια.Εικ. 4.16: Σεισµική τοµή air-gun και αντίστοιχη ερµηνευτική τοµή κάθετα στον άξονα της λεκάνης στο δυτικό Κορινθιακό κόλπο. Στη τοµήδιακρίνονται τα περιθωριακά ρήγµατα της λεκάνης καθώς και ένα τρίτο ρήγµα (αξονικό ρήγµα δυτικού Κορινθιακού, AWC) στο κέντρο και προςτα βόρεια, το οποίο επηρεάζει ην γεωµετρία των ιζηµάτων που γεµίζουν την λεκάνη. Η σφηνοειδής γεωµετρία των αποθέσεων στο τέµαχοςβάσης του νοτίου ρήγµατος Ερατεινής (S-ERA) και η προοδευτική µείωση της κλίσης των στρωµάτων προς την επιφάνεια υποδηλώνουν ότι τορήγµα παραµένει ενεργό στη διάρκεια της ιζηµατογένεσης.Fig. 4.16: Air-gun seismic section and interpretative section across the western part of the Corinth Gulf showing the major faults bounding thenorth and south side of the graben. A third fault within the basin floor towards the northern side of the basin; the axial western Corinth fault(AWC) affects the grabens sedimentary infill. The wedge shape of the basin fill sedimentary layers and the progressive decrease of stratal dipupwards on the hangingwall of the south Eratini fault (S-ERA), indicates continuous activity of the fault.59

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΤο κύριο ρήγµα στα βόρεια (νότιο ρήγµα Ερατεινής) παρουσιάζει ένα πολύ υψηλό και απότοµορηξιγενές πρανές το οποίο φαίνεται ότι αποτελεί την επιφανειακή έκφραση του επιπέδου του ρήγµατος.Η σεισµική εικόνα του ρήγµατος δεν παρουσιάζει ενδείξεις παρουσίας ενός επιφανειακού ιζηµατογενούςκαλύµµατος που να καλύπτει το επίπεδο του ρήγµατος. Απεναντίας, ο σεισµικός χαρακτήρας τουεπιπέδου του ρήγµατος υποδηλώνει µια γυµνή από χαλαρά επιφανειακά ιζήµατα επιφάνεια, η οποίαπροβάλει στην επιφάνεια του πυθµένα ιζήµατα της σεισµικής φάσης Α (εικ. 4.12 και 4.16). Σε πλήρηαντίθεση, το νότιο περιθώριο της λεκάνης παρουσιάζει µια σχετικά προοδευτική µετάβαση από τηνκατωφέρεια στο επίπεδο της λεκάνης (basin plain), µε το ρήγµα ∆ιακοπτό να εµφανίζεται θαµµένο κάτωαπό ένα σύνολο, κεκλιµένων ανακλαστήρων µε κλίση παράλληλη στην επιφάνεια της πλαγιάς.Το ιζηµατογενές πακέτο που γεµίζει τη λεκάνη µεταξύ των δύο περιθωρίων, εµφανίζεται νααποτελείται από ένα σύνολο παράλληλων ανακλάσεων µε γενική κλίση προς βορρά. Το ιζηµατογενέςαυτό σύνολο, τέµνεται από ένα υποθαλάσσιο κανάλι του οποίου η θέση και η ανάπτυξη ελέγχεται απότην παρουσία του αξονικού ρήγµατος δυτικού Κορινθιακού (AWC) (εικ. 4.6, 4.16). Το ρήγµα αυτό έχειελάχιστο µήκος 8,7 km και πιθανώς εκτείνεται για επιπλέον 5,9 km προς τα ανατολικά. Η µέσηδιεύθυνση του ίχνους του ρήγµατος είναι ∆Β∆ – ΑΝΑ και έχει κλίση προς ΝΝ∆. Η παρουσία και ταχαρακτηριστικά του συγκεκριµένου ρήγµατος αποδίδονται καλύτερα στην αντίστοιχη τοµή των πολυκάναλωνσεισµικών και αναπτύσσεται λεπτοµερέστερα στο κεφάλαιο 5.60

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπου4.5 Κεντρικός Κορινθιακός κόλποςΣτο κεντρικό τµήµα του Κορινθιακού κόλπου, κατά µήκος του νότιου περιθωρίου, το ρήγµα Κόρινθος(COR) διαµορφώνει το όριο µεταξύ λεκάνης και πλαγίας (εικ. 4.17). Με µήκος 23,8 χιλιόµετρα το ρήγµαΚόρινθος αποτελεί το µεγαλύτερο υποθαλάσσιο ρήγµα κατά µήκος του νοτίου περιθωρίου του κόλπου.Η διεύθυνση του ρήγµατος είναι ∆Β∆ – ΑΝΑ (µέση διεύθυνση κλίσης 25 ο ), σχεδόν παράλληλη µε τηνακτογραµµή. Όπως φαίνεται και στο χάρτη της εικόνας 4.17, το ίχνος του ρήγµατος Κόρινθοςπαρουσιάζει χαρακτηριστική διακύµανση στη διεύθυνση του, η οποία φαίνεται να επαναλαµβάνεται σεόλο του το µήκος του. Το γεγονός αυτό σε συνδυασµό µε το σηµαντικά µεγαλύτερο µήκος του ρήγµατοςσυγκριτικά µε τα υπόλοιπα χαρτογραφηµένα ρήγµατα, πιθανώς υποδεικνύει ότι ουσιαστικά πρόκειται γιατην συνένωση περισσοτέρων του ενός κλιµακωτά διευθετηµένων ρηγµάτων. ∆υστυχώς το αραιό δίκτυοσεισµικών γραµµών στην περιοχή δεν επιτρέπει την εξαγωγή συµπερασµάτων επί της γεωµετρίας τουρήγµατος Κόρινθος και έτσι αντιµετωπίζεται ως µια ενιαία δοµή σε συµφωνία µε την δηµοσιευµένηβιβλιογραφία.Το ρηξιγενές πρανές που σχηµατίζει το ρήγµα Κόρινθος έχει µέσο ύψος 420 µέτρα το οποίο τοπικάφθάνει τα 580 µέτρα. Στις σεισµικές τοµές τύπου airgun (εικ. 4.18), το επίπεδο του ρήγµατος εµφανίζεταινα είναι σχεδόν αποκαλυµµένο στην επιφάνεια της πλαγιάς. Ο απότοµος τερµατισµός τωνυποεπιφανειακών Πλειο-Πλειστοκαινικών στρωµάτων (σεισµική φάση Α), λόγω της παρουσίας τουρήγµατος, προκαλεί φαινόµενα περίθλασης των σεισµικών κυµάτων (εικ. 4.18). Η µεγάλη κλίση τουπυθµένα σε συνδυασµό µε τη περιορισµένη διακριτική ικανότητα της συγκεκριµένης σεισµικής µεθόδουδεν επιτρέπουν την ακριβή την αποτύπωση της επιφάνειας της πλαγιάς. Η απουσία σεισµικών τοµώνsparker και 3,5 kHz δεν µας επιτρέπει να προσδιορίσουµε τη παρουσία ή µη, ιζηµάτων που καλύπτουντην επιφάνεια του ρηξιγενούς αυτού πρανούς, ούτε και να αποκλείσουµε το ενδεχόµενο µέρος τωνυπερβολικών ανακλάσεων να οφείλεται σε κατολισθέντα τεµάχη ιζηµάτων. Το αθροιστικό κατακόρυφοάλµα ξεπερνά το όριο σεισµικής διείσδυσης (> 930 µέτρα στα 1500 m s -1 ) (εικ. 4.18). Η µέση κλίση τουρηξιγενούς πρανούς κυµαίνεται µεταξύ 20 ο και 30 ο και είναι µικρότερη της κλίσης του ρήγµατος όπωςαυτή προκύπτει από το θαµµένο ανώτερο τµήµα του (γωνία κλίσης 35 ο – 45 ο ) (εικ. 4.18). Το γεγονόςαυτό σηµαίνει ότι το ρηξιγενές πρανές του ρήγµατος Κόρινθος υφίσταται σηµαντική διάβρωση. Τορήγµα Κόρινθος διαµορφώνει ουσιαστικά το νότιο περιθώριο του κόλπου το οποίο χαρακτηρίζεται απότην απότοµη κατωφέρεια και την σχετικά περιορισµένη κρηπίδα.Νοτιότερα και επί του χερσαίου τµήµατος του τεµάχους βάσης του ρήγµατος Κορίνθου, τα ποτάµιαΣίθας, Αγιοργείτικος και Φόνισσα διατρέχουν τις ακτές της βόρειας Πελοποννήσου και εκβάλουν στονΚορινθιακό κόλπο (εικ. 4.17). ∆ιάβρωση κατά µήκος της κοίτης των ποταµών, σχηµατίζει ποτάµιακανάλια µε κλίσεις 3 ο , 5 ο και 10 ο µοίρες αντίστοιχα. Οι υποθαλάσσιες χαραδρώσεις που διαβρώνουν τηνκρηπίδα και την πλαγιά του κόλπου µπροστά από τις εκβολές των ποταµών, θεωρούνται ως ηυποθαλάσσια προέκταση της κοίτης των ποταµών (Ferentinos et al. 1988). Οι άξονες της κοίτης των61

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΕικ. 4.17: (Α) Τεκτονικός χάρτηςτου κεντρικού Κορινθιακού κόλπουστον οποίο παρουσιάζονται ταυποθαλάσσια ρήγµατα πουαναγνωρίσθηκανκαιχαρτογραφήθηκαν µε βάση τηνερµηνεία των τοµών σεισµικήςανάκλασης. (Β) Χάρτης στον οποίοσηµειώνονται οι θέσεις τωνσεισµικών τοµών πουπαρουσιάζονται στο παρώνυποκεφάλαιο. Fig. 4.17: (Α)Structural map showing the offshorefaults in the central Gulf of Corinth,based on the interpretation of theseismic reflection lines. (Β) Indexmap showing the location of theseismic profiles presented in thischapter.62

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπουθαλάσσιων χαραδρώσεων έχουν αντίστοιχα µέση κλίση 13 ο , 22 ο και 28 ο µοίρες. Οι Ferentinos et al.(1988) ερµήνευσαν τις αυξηµένες κλίσεις των υποθαλάσσιων χαραδρώσεων ως ένδειξη του σταδίουνεότητας των χαραδρώσεων. Προεκτείνοντας την ερµηνεία αυτή, επισηµαίνεται ότι η διαφορά τωνκλίσεων αποτελεί µια επιπλέον ένδειξη του σηµαντικά υψηλού ρυθµού µετατόπισης κατά µήκος τουυποθαλάσσιου ρήγµατος Κορίνθου καθόλη τη διάρκεια ανάπτυξης των ποταµών. Ο συνιζηµατογενήςχαρακτήρας του ρήγµατος, όπως αποτυπώνεται στις σεισµικές τοµές συνηγορεί στο παραπάνωσυµπέρασµα (εικ. 4.18).Εικ. 4.18: Σεισµική τοµή air-gun στην οποία απεικονίζεται το κύριο ρήγµα του νοτίου περιθωρίουτου κεντρικού Κορινθιακού κόλπου, το ρήγµα Κόρινθος (COR). Στη τοµή φαίνεται χαρακτηριστικάη οπισθοχώρηση του πρανούς του ρήγµατος εξαιτίας της οπισθοδροµικής διάβρωσης.Fig. 4.18: Single channel air-gun seismic section imaging the major north dipping boundary fault inthe centre of the Gulf of Corinth, the Corinth fault (COR). Fault plane retreat due to retrogressiveerosion results a less steep dipping slope surface.63

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΕικ. 4.19: Σεισµική τοµή air-gun η οποία απεικονίζει τα ρήγµατα δυτικών Αντικύρων (W-ANT),Πάγκαλος (PAG).και ένα αριθµό από δευτερεύοντα ρήγµατα που αναπτύσσονται εκατέρωθεν τωνδύο ρηγµάτων. Η διάστικτη γραµµή επισηµαίνει την ανάκλαση του σεισµικού (ακουστικού)υποβάθρου το οποίο αποδίδεται ως σεισµική φάση Α. Fig. 4.19: Air-gun seismic section imaging thewest Antikyra (W-ANT), Pagalos (PAG) and secondary faults present on either side of both faults.Dotted line marks the seismic (acoustic) basement reflection which is interpreted as seismic facies A.Το βόρειο περιθώριο του κεντρικού τµήµατος της λεκάνης του Κορινθιακού κόλπου καθορίζεται από τηνπαρουσία του δυτικού (W-ANΤ) και ανατολικού (E-ANΤ) τµήµατος του ρήγµατος Αντίκυρα (εικ. 4.17).Τα δύο αυτά ρήγµατα, µε µήκος 15,1 και 14,8 χιλιόµετρα αντίστοιχα, αναπτύσσονται απέναντι καιαντιθετικά προς το κύριο ρήγµα Κόρινθος. Τα δύο ρήγµατα έχουν γενική διεύθυνση Α – ∆ και κλίνουνπρος νότο (µέση διεύθυνση κλίσης 192 ο ). Το τµήµα του επιπέδου του ρήγµατος που απεικονίζεταισεισµικά, βρίσκεται θαµµένο κάτω από τις αποθέσεις της λεκάνης και παρουσιάζει µεγάλη γωνία κλίσης,γύρω στις 65 ο , και στις δύο περιπτώσεις των ρηγµάτων (εικ. 4.19, 4.20). Το δυτικό και το ανατολικόρήγµα Αντίκυρα, οριοθετούν την προς βορρά έκταση της λεκάνης µπροστά από τον κόλπο τωνΑντικύρων. Το ίχνος των δύο ρηγµάτων παρουσιάζει επικάλυψη σε µήκος 4,7 χιλιοµέτρων, ενώ η µεταξύτους απόσταση στη ζώνη επικάλυψης κυµαίνεται από 1,3 έως 2,4 χιλιόµετρα (εικ. 4.17). Παρά το γεγονόςότι το συνολικό κατακόρυφο άλµα των δύο ρηγµάτων ξεπερνά τα 380 m, τα ρήγµατα ανατολικών και64

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπουδυτικών Αντικύρων δεν παρουσιάζουν σηµαντική µορφολογική έκφραση στην επιφάνεια του πυθµένα(ύψος ρηξιγενών πρανών 60 - 75 m) (εικ. 4.19, 4.20).Εικ. 4.20: Σεισµική τοµή air-gun.που τέµνει το ρήγµα ανατολικών Αντικύρων (E-ANT). Παράτο σηµαντικό κατακόρυφο άλµα του ρήγµατος, το οποίο υπερβαίνει το βάθος σεισµικήςδιείσδυσης το ρήγµα ανατολικών Αντικύρων όπως και το ρήγµα δυτικών Αντικύρων στηνεικόνα 4.17, δεν διαµορφώνει αντίστοιχα υψηλό ρηξιγενές πρανές στην επιφάνεια του πυθµένα.Fig. 4.20: Air-gun dip seismic section across the east Antikyra fault (E-ANT). Although thefault’s significant total vertical through that exceeds seismic penetration, the east Antikyra faultand the west Antikyra fault in fig. 4.17, do not produce equivalent high fault scarps on theseafloor surface.Ένας σηµαντικός αριθµός από µικρότερα ρήγµατα τέµνουν τα τεµάχη βάσης των ρηγµάτων των δυτικώνκαι ανατολικών Αντικύρων, χωρίζοντας τα σε επιµέρους, µικρότερων διαστάσεων, τεκτονικά µπλοκ (εικ.4.17, 4.19 και 4.20). Το παραπάνω έχει ως αποτέλεσµα ο πυθµένας να παρουσιάζει κλιµακωτήµορφολογία, που µειώνει σηµαντικά την µέση κλίση της πλαγίας του βορείου περιθωρίου. Τασηµαντικότερα από τα ρήγµατα που αναπτύσσονται στα τεµάχη βάσης των δύο ρηγµάτων είναι ταρήγµατα Πάγκαλος (PAG), Βελανιδιά (VEL) και Βούρλια (VUR) (εικ. 4.19, 4.21, 4.22). Με µήκος 8,7,3,1 και 4,0 χιλιόµετρα αντίστοιχα, τα ρήγµατα αυτά σχηµατίζουν απότοµα ρηξιγενή πρανή τα οποία καιδιαµορφώνουν το όριο της κρηπίδας του βορείου περιθωρίου.65

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΤο ρήγµα Πάγκαλος αναπτύσσεταιµπροστά από το οµώνυµο ακρωτήρι σταδυτικά του κόλπου των Αντικύρων. Τοσυνολικό κατακόρυφο άλµα για το ρήγµαΠάγκαλος ξεπερνά τα 435 ms (326 m στα1500 m s -1 ) ενώ το αντίστοιχο πρανές πουσχηµατίζεται έχει µέσο ύψος 225 m (εικ.4.19). Στην ανατολική πλευρά του κόλπουτων Αντικύρων αναπτύσσονται τα ρήγµαταΒελανιδιά και Βούρλια. Το ρήγµαΒελανιδιά έχει συνολικό κατακόρυφο άλµαπου υπερβαίνει τα 441 ms (330 m στα 1500m s -1 ) διαµορφώνει πρανές ύψους 210 mενώ το ρήγµα Βούρλια µε συνολικό άλµαµεγαλύτερο από 314 ms (235 m στα 1500 ms -1 ) σχηµατίζει πρανές 98 m ύψος (εικ. 4.21,4.22).Εικ. 4.21: Σεισµική τοµή air-gun στο εσωτερικό του κόλπουτων Αντικύρων, µε διεύθυνση Α-∆ η οποία τέµνει το ρήγµαΒελανιδιά (VEL). Ένα µικρότερο ρήγµα αναπτύσσεταιαντιθετικά προς το ρήγµα Βελανιδιά σχηµατίζοντας µιαµικρή τάφρο παγίδευσης ιζηµάτων.Fig. 4.21: E-W oriented seismic section (air-gun), within thegulf of Antikyra, showing the Velanidia fault (VEL). Asecondary antithetic fault to the west of Velanidia faultproduces a minor graben that traps sediments.το ρηξιγενές πρανές που διαµορφώνεται έχει κλίση µόλις 12 ο και ύψος 77 µέτρα.Το ρήγµα Άµπελος (ABE), τέµνει τηνκατωφέρεια µπροστά από τον κόλπο τωνΑντικύρων. Το ρήγµα αυτό αναπτύσσεταισε διεύθυνση Ν∆ – ΒΑ, σε µήκος 5,1 km,και κλίνει προς τα ΝΑ στις 50 o -55 o . Τορήγµα Άµπελος, µετατοπίζει το ακουστικόυπόβαθρο κατά 170 m (στα 1500 m s -1 ) καιτέµνει τις επιφανειακές αποθέσεις ιζηµάτωνέως την επιφάνεια του πυθµένα (εικ. 4.23).Παρόλα αυτά, στην επιφάνεια του πυθµένα∆υτικότερα µεταξύ του χωριού ∆ερβένι στις ακτές της Πελοποννήσου και του κόλπου της Ιτέας, ηλεκάνη του Κορινθιακού κόλπου οριοθετείται από τα ρήγµατα ∆ερβένι (DER) και Ιτέα (ITE) (εικ. 4.17).Το ρήγµα ∆ερβένι κλίνει προς Β – ΒΒΑ σε γωνία 26 ο και οριοθετεί το νότιο όριο της λεκάνης. Το µήκοςτου ρήγµατος είναι της τάξης των 5,7 km και έχει συνολικό κατακόρυφο άλµα που υπερβαίνει το όριοσεισµικής διείσδυσης (> 660 m στα 1500 ms -1 ) (εικ. 4.24).66

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπουΕικ. 4.22: Σεισµική τοµή air-gun στην οποίαφαίνεται το ρήγµα Βούρλια (VUR). Με βέληεπισηµαίνεται η πρώτη πολλαπλή ανάκλαση τουπυθµένα ενώ η διακεκοµµένη γραµµή ιχνηθετείτην επιφάνεια ολίσθησης µιας κατολίσθησης ηοποία εξελίσεται στο τέµαχος οροφής τουςρήγµατος.Fig. 4.22: Air-gun seismic section showing theVourlia fault (VUR). Black arrows indicate the 1 stseafloor multiple while the dashed line traces theslide plane of a gravity mass movement takingplace on the footwall of the fault.Παρά το σχετικά µεγάλο κατακόρυφο άλµα, το ρήγµα δεν διαµορφώνει σηµαντικό ρηξιγενέςπρανές στην επιφάνεια του πυθµένα. Αντίθετα η υποθαλάσσια πλαγιά στη θέση αυτή παρουσιάζει µέσηκλίση 14 ο και φαίνεται να διαµορφώνεται από δύο παράλληλα προς το ρήγµα ∆ερβένι ρήγµατα (εικ.4.24). Το ένα εκ’ των δύο ρηγµάτων αποτελεί το ανατολικό τµήµα του ρήγµατος Αιγείρα (AGE). Ηµεταβολή του πάχους των ιζηµατογενών στρωµάτων σε διεύθυνση κάθετη προς το επίπεδο του ρήγµατος∆ερβένι υποδηλώνει τη λειτουργία του ρήγµατος στη διάρκεια της ιζηµατογένεσης (εικ. 4.24).67

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΗ µεταβολή του πάχουςτων ιζηµατογενών στρωµάτωνσε διεύθυνση κάθετη προς τοεπίπεδο του ρήγµατος ∆ερβένιυποδηλώνει τη λειτουργία τουρήγµατος στη διάρκεια τηςιζηµατογένεσης (εικ. 4.24). Ηέντονη καµπύλωση τωνστρωµάτων κοντά στο επίπεδοτου ρήγµατος πιθανά ναυποδεικνύει µια ληστρικήγεωµετρία του ρήγµατος σεβάθος πέρα του ορίου τηςσεισµικής διείσδυσης. Τοβόρειο περιθώριο της λεκάνηςοριοθετείται από το ρήγµαΙτέα, το οποίο κλίνει προςνότο, µε µέση κλίση 26 ο -30 ο .Το µήκος του ρήγµατος είναιπερίπου 5,8 km, ενώ τοσυνολικό άλµα, ξεπερνά τα228 m (στα 1500 ms -1 ). Όπωςκαι στην περίπτωση τωνρηγµάτων ∆ερβένι, δυτικώνκαι ανατολικών Αντικύρων,το ρήγµα Ιτέα δενδιαµορφώνει ρηξιγενές πρανέςσηµαντικού ύψους στηνΕικ. 4.23: Σεισµική τοµή air-gunεντός του κόλπου των Αντικύρωνστην οποία απεικονίζονται τέσσεραρήγµατα που µετατοπίζουν τοακουστικό υπόβαθρο. Τοσηµαντικότερο από αυτά, το ρήγµαΆµπελος (ABE), παρουσιάζεισυνολικό κατακόρυφο άλµα 227 ms.Fig. 4.23: Seismic section (air-gun)within the gulf of Antikyra. The fourfaults imaged in this section displacethe acoustic basement producing a steplike seabed morphology. The Abelosfault (ABE) exhibits the highestvertical throw of 227 ms.επιφάνεια του πυθµένα (εικ. 4.25). Αντίθετα µια σειρά από παράλληλα και υποπαράλληλα διευθυνόµεναρήγµατα, αναπτύσσονται στη βάση του ρήγµατος Ιτέα και διαµορφώνουν ρηξιγενή πρανή έως και 200 mύψος (εικ. 4.25). Τα ρήγµατα αυτά µετατοπίζουν το σεισµικό υπόβαθρο και επιτρέπουν τον υπολογισµότου συνολικού κατακόρυφου άλµατος, το οποίο κυµαίνεται από 70 έως και 310 m (στα 1500 ms -1 ). Ησχεδόν παράλληλη διάταξη των ρηγµάτων κατά µήκος της κατωφέρειας, έχει ως αποτέλεσµα τηνπροοδευτική κλιµακωτή ταπείνωση του επιπέδου του πυθµένα και συνεπώς τη διαµόρφωση µιας µεγάλουεύρους και ήπιας κλίσης κατωφέρειας στην είσοδο του κόλπου της Ιτέας. Το σηµαντικότερο από ταρήγµατα αυτά έχει µήκος 5,2 km και συνολικό άλµα 308 m (στα 1500 ms -1 ) (εικ. 4.25).68

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπουFig. 4.24Fig. 4.2569

∆ιδακτορική ∆ιατριβήπροηγούµενη σελίδα:Εικ. 4.24: Σεισµική τοµή air-gun, η οποία τέµνει το νότιο περιθώριο της λεκάνης µεταξύ του χωριού ∆ερβένικαι του ακρωτηρίου Λυκοποριά. Στη τοµή απεικονίζονται το κύριο περιθωριακό ρήγµα ∆ερβένι (DER) καθώςκαι το ανατολικό άκρο του ρήγµατος Αιγείρα (AEG). Η αύξηση του πάχους των ιζηµατογενών στρωµάτωνκοντά στην επιφάνεια του ρήγµατος δηλώνει την συνιζηµατογενή δραστηριότητα του ρήγµατος ∆ερβένι, ενώ ηέντονη καµπύλωση των στρωµάτων πιθανά υποδεικνύει λυστρική γεωµετρία του ρήγµατος σε µεγαλύτεροβάθος.Fig. 4.24: Seismic section (air-gun) running across the south slope between Derveni village and cape Lykoporia.The Derveni south bounding fault (DER), and the easternmost tip of Aegira fault (AEG) are imaged in thissection. The progressive thickening of sediment strata towards the fault plane indicates that Derveni fault wasactive contemporaneous to the sedimentation, while the intense layer bending could indicate a listric geometry ofthe fault plane in depth.Εικ. 4.25: Σεισµική τοµή air-gun, κάθετα στη πλαγιά του βορείου περιθωρίου, ανοικτά του κόλπου της Ιτέας.Πέντε παράλληλα διευθετηµένα ρήγµατα, κατά µήκος της πλαγιάς, µετατοπίζουν το ακουστικό υπόβαθροπερισσότερο από 600 m προς τα κατάντι και διαµορφώνουν µια κλιµακωτής γεωµετρία υποθαλάσσια πλαγιά. Τοκύριο περιθωριακό ρήγµα, το ρήγµα Ιτέα (ITE) στη βάση της πλαγιάς δεν συνοδεύεται από αντίστοιχα µεγάλουύψους και απότοµης κλίσης ρηξιγενές πρανές.Fig. 4.25: Seismic section (air-gun) over the north slope offshore Itea gulf. Five parallel faults along the slopedownthrow the acoustic basement for more than 600 , producing a step like slope geometry. The major basinboundingfault, Itea fault (ITE) located at the base of slope is not associated to a high and steep fault scarp.Το κεντρικό τµήµα της λεκάνης, διατέµνεται από πλήθος ρηγµάτων, τα περισσότερα των οποίωνδεν φθάνουν στην επιφάνεια. Τα ρήγµατα αυτά µετατοπίζουν τα ιζηµατογενή στρώµατα της λεκάνης ταοποία σε πολλές περιπτώσεις παρουσιάζουν εµφανή µεταβολή του πάχους τους εκατέρωθεν του επιπέδουτου ρήγµατος (εικ. 4.26). Η πάχυνση των στρωµάτων στην οροφή του ρήγµατος σε συνδυασµό µε τηνπροοδευτική µείωση της κατακόρυφης µετατόπισης του ρήγµατος προς την επιφάνεια, συνηγορούν υπέρτης συνιζηµατογενούς δράσης των ρηγµάτων. Παρόλα αυτά, πρέπει να σηµειωθεί ότι τα ρήγµαταεµφανίζονται θαµµένα κάτω από τα επιφανειακά ιζήµατα. Η απουσία επιφανειακών χαρακτηριστικών καιτο µικρό µήκος της πλειονότητας των ρηγµάτων αυτών καθιστά αδύνατη τη χαρτογράφησή τους.Εξαίρεση αποτελούν δύο παράλληλα διευθυνόµενα ρήγµατα µε µήκος 16,2 και 6,5 χιλιόµετρα τα οποίασχηµατίζουν ένα θαµµένο τεκτονικό κέρας σε διεύθυνση ΑΒΑ – ∆Ν∆ στο κέντρο της λεκάνης (εικ. 4.17,και 4.26). Η γωνία κλίσης του επίπεδο των ρηγµάτων κυµαίνεται µεταξύ 60 ο και 70 ο , ενώ το κατακόρυφοάλµα τους κυµαίνεται µεταξύ 75 και 32 µέτρων (στα 1500 m s -1 ).Σε αντίθεση µε την εικόνα του ρήγµατος Κόρινθος στο νότιο περιθώριο, τα ρήγµατα δυτικών καιανατολικών Αντικύρων, του βορείου περιθωρίου, δεν παρουσιάζουν τα χαρακτηριστικάσυνιζηµατογενούς ρήγµατος (εικ. 4.18, 4.19, 4.27). Αποτέλεσµα των παραπάνω είναι τα ιζηµατογενήστρώµατα πλήρωσης της λεκάνης του κεντρικού Κορινθιακού κόλπου να παρουσιάζουν συνεχή καιπροοδευτική αύξηση του πάχους τους από βορρά προς νότο. Η αύξηση αυτή του πάχους που είναιπροφανής σε όλο το πλάτος της λεκάνης προσδίδει στο κεντρικό Κορινθιακό κόλπο, µια ασύµµετρη προς70

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπουνότο γεωµετρία (εικ. 4.27). Η ασυµµετρία αυτή υποδηλώνει ότι το ρήγµα Κόρινθος λειτουργεί ως τοβασικό ρήγµα της ασύµµετρης τάφρου µε ρυθµούς µετατόπισης που ξεπερνούν αυτούς των ρηγµάτωντου βορείου περιθωρίου.Εικ. 4.26: Σεισµική τοµή air-gun σε διεύθυνση κάθετη στον άξονα της λεκάνηςτου Κορινθιακού κόλπου. Η τοµή απεικονίζει δευτερεύοντα συνιζηµατογενήρήγµατα στο κέντρο της λεκάνης.Fig. 4.26: Air-gun seismic section across the basin plain in the centre of the Gulf ofCorinth imaging ssecondary intrabasinal faults that exhibit growth faultcharacteristics.71

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΕικ. 4.27: Σεισµική τοµή air-gun και αντίστοιχη ερµηνευτική τοµή κάθετα στον άξονα της λεκάνης στο κεντρικό Κορινθιακό κόλπο. Στην τοµή απεικονίζονται ταρήγµατα δυτικών Αντικύρων (W-ANT) και Κορίνθου (COR) τα οποία αποτελούν τα κύρια περιθωριακά ρήγµατα της λεκάνης στη θέση αυτή. Σε αντίθεση µε τορήγµα Κορίνθου το ρήγµα δυτικών Αντικύρων δεν χαρακτηρίζεται από αντίστοιχα σηµαντική επιφανειακή έκφραση, ενώ τα ιζηµατογενή στρώµατα της λεκάνηςπαρουσιάζουν προοδευτική αύξηση του πάχους τους από βόρεια προς νότια.Fig. 4.27: Air-gun seismic section and interpretative section across the central part of the Gulf of Corinth. The section images the west Antikyra (W-ANT) and theCorinth (COR) bounding faults to the north and south respectively. Note the lack of surface expression of the west Antikyra in contrast to Corinth fault and theprogressive thickening of the sediment layers from north to south across the basin floor.72

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπου4.6 Ανατολικός Κορινθιακός κόλποςΤο ανατολικό τµήµα του Κορινθιακού κόλπου αποτελούν ο κόλπος των Αλκυονίδων και ο όρµοςΚορίνθου (εικ. 4.28). Η λεκάνη στην είσοδο του κόλπου των Αλκυονίδων, οριοθετείται στα βόρεια απότο ρήγµα Βρώµα (VRO) και στα νότια από το ρήγµα Περαχώρα (PER). Με µήκος 10,2 km, το ρήγµαΒρώµα διαµορφώνει το όριο της λεκάνης µετατοπίζοντας το ακουστικό υπόβαθρο κατά 480 m (στα 1500ms -1 ) και σχηµατίζοντας ρηξιγενές πρανές 370 m ύψους (εικ. 4.29). Η κλίση του επιπέδου του ρήγµατοςκυµαίνεται µεταξύ 40 ο και 54 ο , ενώ το ρηξιγενές πρανές εµφανίζει ηπιότερη µέση κλίση (20 ο - 22 ο ).Κατά µήκος της βορειοδυτικής ακτής της χερσονήσου της Περαχώρας και παράλληλα µε την ακτήαναπτύσσεται το ρήγµα Περαχώρας (εικ. 4.30). Με διεύθυνση Ν∆ - ΒΑ και µήκος περίπου 9,4χιλιοµέτρων το ρήγµα αυτό δηµιουργεί ρηξιγενές πρανές που ξεπερνά τα 540 m ύψος και µετατοπίζει τονότιο περιθώριο της λεκάνης προς τα βόρεια (εικ. 4.28). Το αθροιστικό κατακόρυφο άλµα του ρήγµατοςξεπερνά το όριο της σεισµικής διείσδυσης (> 1000 µέτρα). Το επίπεδο του ρήγµατος εµφανίζεται να είναιαποκαλυµµένο στην επιφάνεια του θαλάσσιου πυθµένα, διαµορφώνοντας ουσιαστικά την επιφάνεια τηςυποθαλάσσια πλαγιάς (εικ. 4.30). Σεισµικές τοµές των 3,5 kHz, αποκαλύπτουν ότι επιφάνεια τουρήγµατος, καλύπτεται από ένα λεπτό στρώµα επιφανειακών ιζηµάτων, πάχους 5 µε 10 µέτρα, το οποίοεµφανίζει κατολισθητικά φαινόµενα (βλέπε Fig. 9, Papatheodorou & Ferentinos, 1993). Η διάβρωση καιοπισθοχώρηση του επιπέδου του ρήγµατος πιστοποιείται από τη διαφορά κλίσης που εµφανίζει η πλαγιά(20 ο ) σε σχέση µε το θαµµένο στα ιζήµατα της λεκάνης κατώτερο τµήµα του ρήγµατος (32 ο – 48 ο ) (εικ.4.30). Παρά το γεγονός ό,τι δεν διακρίνονται καθαρά χαρακτηριστικά συνιζηµατογενούς ανάπτυξης τουρήγµατος, κοντά στο επίπεδο του ρήγµατος, οι σεισµικές ανακλάσεις στη λεκάνη παρουσιάζουνπροοδευτική πάχυνση από τα βόρεια προς τα νότια, όπου και τερµατίζουν (onlap) πάνω στην επιφάνειατου ρήγµατος Περαχώρα (εικ. 4.30).Τρία ρήγµατα µε µήκος από 7 έως 8,8 χιλιόµετρα, περιορίζουν την λεκάνη των Αλκυονίδων στανότια (εικ. 4.28). Τα ρήγµατα αυτά είναι το ρήγµα Στραβά (STR), το δυτικό (W-ALK) και ανατολικό (E-ALK) ρήγµα Αλκυονίδων. Τα δύο πρώτα, ρήγµα Στραβών και ρήγµα δυτικών Αλκυονίδων, έχουν µέσηδιεύθυνση ∆ – Α και κλίση προς βορρά (διεύθυνση παράταξης ρήγµατος 11 ο και 0 ο αντίστοιχα), ενώ τορήγµα ανατολικών Αλκυονίδων στρέφεται προοδευτικά σε διεύθυνση ∆Ν∆ – ΑΒΑ (µέση διεύθυνσηπαράταξης 334 ο ), παράλληλα προς τη παρακείµενη ακτογραµµή.73

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΕικ. 4.28: (Α) Τεκτονικός χάρτης τουανατολικού Κορινθιακού κόλπου(κόλπος Αλκυονίδων) στον οποίοπαρουσιάζονται τα χαρτογραφηµέναυποθαλάσσια ρήγµατα όπως προέκυψαναπό την ερµηνεία των σεισµικών τοµών.(Β) Χάρτης µε τις θέσεις των σεισµικώντοµών που παρουσιάζονται στοσυγκεκριµένο υποκεφάλαιο.Fig. 4.28: (A) Structural map of the eastGulf of Corinth (Alkyonides gulf)showing the mapped offshore faultsbased on the interpretation of the seismicreflection profiles. (B) Index mapshowing the location of seismic profilespresented in this chapter.74

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπουΕικ. 4.29: Σεισµικήτοµή air-gun στηνοποία απεικονίζεται τορήγµα Βρώµα (VRO)το οποίο ορίζει τοβόρειο περιθώριο τηςλεκάνης δυτικά στηνείσοδο του κόλπου τωνΑλκυονίδων.Η διάστικτη γραµµήακολουθεί τηνανάκλαση τουακουστικούυποβάθρου. Στησυγκεκριµένη τοµή τοκατακόρυφο άλµα τουρήγµατος είναιπερίπου 260 m (στα1500 ms -1 ) ενώ τοπρανές που σχηµατίζειέχει ύψος περίπου 300m.Fig. 4.29: Air-gun seismic section imaging the Vroma north bounding fault (VRO) west of Alkyonides gulf. Dottedline marks the acoustic basement reflection on either side of the fault plane. In this section the fault throw is about260 m (at 1500 m s -1 ) and the surface scarp is about 300 m high.Εικ. 4.30: Σεισµική τοµή(air-gun) που τέµνει τορήγµα Περαχώρα (PER)στη νοτιοδυτική άκρη τηςοµώνυµης χερσονήσου. Τοαποκαλυµµένο στηνεπιφάνεια της πλαγιάςτµήµα του επιπέδου τουρήγµατος εµφανίζεται ναέχει οπισθοχωρήσει λόγωδιάβρωσης σε σχέση µε τοθαµµένο κάτω από ταιζήµατα της λεκάνης τµήµατου ρήγµατος. Στονοτιοανατολικό άκρο τηςτοµής και επί της κρηπίδαςδιακρίνεται το ρήγµαΗραίο (HER) µε κλίσηαντίθετη προς αυτή τουρήγµατος Περαχώρα.Fig. 4.30: Air-gun seismic section running over the southwest tip of the Perachora peninsula. The exposed part of thePerachora fault plane (PER) suffers erosion and retreat compared to the part buried beneath the basin plain sediments.The Heraion fault (HER) on the shelf to the southeast cuts through the surface and dips to the southwest opposite tothe dip direction of Perachora fault.75

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΕικ. 4.31: Σεισµική τοµή sparker (1,6 kJ), η οποία τέµνει τη δευτερεύουσα τεκτονική τάφρο Στραβά η οποία καιαποτελεί τη νότια είσοδο στον κόλπο των Αλκυονίδων. Το ρήγµα Στραβά (STR) διακρίνεται στο νότιο περιθώριο τουκόλπου των Αλκυονίδων, ενώ στα βόρεια, διακρίνεται το ρήγµα Γλαρονήσι (GLA) το οποίο ορίζει το περιθώριο τωνΑλκυονίδων νήσων.Fig. 4.31: Sparker (1.6 kJ) seismic section running across the secondary Strava graben, the south entrance to theAlkyonides Gulf. The Strava fault (STR) can be seen along the graben’s south border whilst the Glaronisi fault (GLA)seen to the north defines the Alkyonides islands southern border.Το ρήγµα Στραβά, αναπτύσσεται κατά µήκος των βορείων ακτών της χερσονήσου της Περαχώραςκαι έχει συνολικό έχει µήκος 7 km. Το ρηξιγενές πρανές που διαµορφώνει έχει κλίση 40 o και ύψος πουαυξάνει από τα ανατολικά (200 m) προς τα δυτικά (>300 m). Το συνολικό κατακόρυφο άλµα τουρήγµατος εκτιµάται ότι υπερβαίνει τα 500 m καθώς ξεπέρνα το όριο σεισµικής διείσδυσης. 670 ms.Το ρήγµα δυτικών Αλκυονίδων, µε µήκος 8,7 km, διαµορφώνει ρηξιγενές πρανές µε ύψος πουξεπερνά τα 190 m, και µέση κλίση περίπου 15 ο -25 ο . Το συνολικό κατακόρυφο άλµα του ρήγµατοςυπερβαίνει το όριο σεισµικής διείσδυσης και δεν είναι δυνατό να προσδιορισθεί (> 260 m στα 1500 m s -1 )(εικ. 4.32). Προοδευτική πάχυνση των ιζηµατογενών στρωµάτων πλησιάζοντας το επίπεδο του ρήγµατος76

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπουσυνιστά σαφή ένδειξη ό,τι η βάση του ρήγµατος βυθίζεται στη διάρκεια της ιζηµατογένεσης. Η βύθισηαυτή µπορεί να αποδοθεί στη µετατόπιση του ρήγµατος δυτικών Αλκυονίδων είτε, όπως προτείνουν οιLeeder et al., (2002), στη µετατόπιση που προκαλεί η δράση του χερσαίου ρήγµατος Σκίνος (SKI) (εικ.4.28).Το ρήγµα ανατολικών Αλκυονίδων, µε µήκος 8,8 km,διαµορφώνει πρανές ύψους (130 – 220 m) µε µέση κλίση 18 ο ηοποία τοπικά φθάνει τις 50 ο . Κοντά στο ανατολικό ακραίο τµήµατου ρήγµατος (fault tip), αναγνωρίστηκε χαρακτηριστικήανάκλαση η οποία αποδίδεται στην επιφάνεια επίκλησης µετάτην τελευταία παγετώδη περίοδο (Collier et al., 2000; Leeder etal., 2002) (εικ. 4.33). Μετατόπιση της χαρακτηριστικής αυτήςανάκλασης εκατέρωθεν του ρήγµατος υποδηλώνει Ολοκαινικόρυθµό κατακόρυφης µετατόπισης για το συγκεκριµένο ρήγµατης τάξης των 0,6 mm yr -1 .Εικ. 4.32: Σεισµική τοµή sparker πάνω από το ρήγµα δυτικώνΑλκυονίδων (W-ALK). Η χαρακτηριστική προοδευτική αύξησητου πάχους των ιζηµατογενών στρωµάτων κοντά στο επίπεδο τορήγµατος µαρτυρά την συνοζηµατογενή δράση του ρήγµατος.Fig. 4.32: Seismic section (sparker) over the west Alkyonides fault(W-ALK). The characteristic thickening of the sediment stratatowards the fault plane reveals the synsedimentary fault movement.77

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΕικ. 4.33: Σεισµική τοµή sparker στην οποία φαίνεται η επιφανειακή έκφραση του ανατολικότερου τµήµατος τουρήγµατος των ανατολικών Αλκυονίδων (E-ALK). Η µετατόπιση χαρακτηριστικών ανακλαστήρων εκατέρωθεν τουρήγµατος µας επιτρέπει τον υπολογισµό του κατακόρυφου άλµατος.Fig. 4.33: Sparker seismic section showing the surface expression of the east Alkyonides fault (E-ALK).Displacement of characteristic reflections on either side of the fault allows the calculation of the fault’s verticalthrow.Τα ρήγµατα Αιγόσθενα (EGO) και ∆όµβρενα (DOM) κατά µήκος των βορείων ακτών του κόλπουτων Αλκυονίδων, ορίζουν το βόρειο όριο της λεκάνης (εικ. 4.34). Τα ρήγµατα αυτά αναπτύσσονταιπαράλληλα και σε µικρή απόσταση από την ακτή, διαµορφώνοντας την πλαγιά και περιορίζονταςσηµαντικά την έκταση της κρηπίδας. Το µήκος των ρηγµάτων είναι 13,2 km (ρ. ∆όµβρενα) και 6,5 km (ρ.Αιγόσθενα), µε διεύθυνση Α – ∆ και έχουν κλίση προς νότο (διεύθυνση κλίσης 182 ο και 177 οαντίστοιχα). Το ρήγµα Αιγόσθενα έχει συνολικό κατακόρυφο άλµα µεγαλύτερο από 225 m (υπερβαίνειτο όριο σεισµικής διείσδυσης) και σχηµατίζει πρανές ύψους 140 µέτρων. Αντίθετα µε τις περισσότερεςτων περιπτώσεων των ρηγµάτων που µελετήθηκαν τα ιζηµατογενή στρώµατα που καλύπτουν το τέµαχοςοροφής των δύο ρηγµάτων εµφανίζονται να κλίνουν προς νότο οµόροπα προς τη κλίση των ρηγµάτων.78

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπουΕικ. 4.34: Σεισµική τοµή sparkerστην οποία απεικονίζεται τορήγµα Αιγόσθενα (EGO). Ταιζηµατογενή στρώµατα πουκαλύπτουν την οροφή τουρήγµατος κλίνουν προς νότοοµόροπα µε τη κλίση τουρήγµατος.Fig. 4.34: Sparker seismic sectionillustrating the Egosthena fault(EGO). The sediment strata overthe hangingwall block dip to thesouth in a synthetic manner to theactual fault dip.Ενδιάµεσα των δύο ρηγµάτων ο πυθµέναςτέµνεται από την υποθαλάσσια προέκταση τουρήγµατος Λιβαδόστρου (LIV). Όπως και µετις περιπτώσεις των ρηγµάτων Αιγίου καιΕλίκης στο δυτικό Κορινθιακό κόλπο, τορήγµα προεκτείνεται στη θάλασσα όπου καικόβει τα επιφανειακά ιζήµατα δηµιουργώνταςένα ρηξιγενές πρανές ύψους 22 µέτρων. Ηµέγιστη κατακόρυφη µετατόπιση τωνανώτερων ιζηµατογενών στρωµάτων φθάνειτα 45 m (στα 1500 ms -1 ) (εικ. 4.35).Εικ. 4.35: Σεισµική τοµή sparker πουτέµνει το νότιο άκρο του ρήγµατοςΛιβαδόστρατο (LIV). το οποίοµετατοπίζει τα ανώτερα ιζηµατογενήστρώµατα έως την επιφάνεια όπου καιδηµιουργεί ένα µικρό µορφολογικόσκαλοπάτι.Fig. 4.35: Sparker seismic sectionacross the Livadostrato fault (LIV).The surface sediment layers aredisplaced by the fault and a smallmorphological step is produced.79

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΤα ρήγµατα ∆ασκαλιό (DAS) και Γλαρονήσι (GLA) στο κέντρο του κόλπου, σχηµατίζουν ένατεκτονικό κέρας στην κορυφή του οποίου σχηµατίζονται τα νησιά των Αλκυονίδων (εικ. 4.36). Το ρήγµα∆ασκαλιό µε µήκος 4,1 km και διεύθυνση ∆Β∆ – ΑΝΑ. Το ρήγµα ∆ασκαλιό αναπτύσσεται αντιθετικάπρος το ρήγµα ∆όµβρενα, σχηµατίζοντας µια µικρή τάφρο πλάτους 4 km η οποία αποτελεί και την βόρειαείσοδο στο κόλπο των Αλκυονίδων. Το ρήγµα ∆ασκαλιό κλίνει προς ΒΒΑ στις 30 ο περίπου, έχεικατακόρυφο άλµα που υπερβαίνει τα 262 m (στα 1500 m s -1 )και σχηµατίζει στην επιφάνεια ρηξιγενέςπρανές ύψους 60 m.Σχεδόν παράλληλα προς το ρήγµα ∆ασκαλιό, αλλά από τη νότια πλευρά των νήσων Αλκυονίδωνκαι µε κλίση προς νότο, αναπτύσσεται το ρήγµα Γλαρονήσι. Το ρήγµα Γλαρονήσι, έχει κλίση προς νότοαντιθετικά προς το ρήγµα Στραβά σχηµατίζοντας τη δευτερεύουσα τάφρο των Στραβών η οποία αποτελείτην νότια είσοδο στο κόλπο των Αλκυονίδων. Η τάφρος των Στραβών έχει περιγραφεί λεπτοµερώς απότους Papatheodorou & Ferentinos, (1993). Με µήκος 5,1 km και κλίση περίπου 30 ο , το ρήγµα Γλαρονήσιαποτελεί το µεγαλύτερο σε µήκος ρήγµα στο νότιο περιθώριο των Αλκυονίδων νήσων.Η σχηµατική γεωλογική τοµή της εικόνας 4.36, τέµνει τον κόλπο των Αλκυονίδων σε διεύθυνσηβορρά, νότο. Όπως υποδεικνύεται και από το ύψος των αντίστοιχων ρηξιγενών πρανών, η µέγιστηµετατόπιση παρατηρείται στο ρήγµα των Στραβών στο νότιο περιθώριο. Αυτό έχει ως αποτέλεσµα οκόλπος να παρουσιάζει ασυµµετρία προς το νότο, όπου και σαφώς µια µεγαλύτερης κλίσης πλαγιάπεριορίζει την έκταση της λεκάνης. Η προοδευτική από βορρά προς νότο αύξηση του πάχους τωνιζηµατογενών στρωµάτων που τερµατίζουν πάνω στα ρήγµατα Στραβά και ∆ασκαλιό, υποδηλώνει τηνσυνιζηµατογενή δράση τους (εικ. 4.36). Η συνολική προς νότο ασυµµετρία των αποθέσεων υποδεικνύειότι οι ρυθµοί µετατόπισης των ρηγµάτων του νοτίου περιθωρίου ξεπερνούν τους αντίστοιχους ρυθµούςτων ρηγµάτων στο βόρειο περιθώριο. Η ενεργοποίηση κατά τη διάρκεια των σεισµών του 1981, τουρήγµατος Πισία (PIS) - Σκίνος (SKI) στις νότιες ακτές και του ρήγµατος Καπαρέλι (CAP) στις βόρειεςακτές του κόλπου, σε συνδυασµό µε το συνιζηµατογενή χαρακτήρα των υποθαλάσσιων ρηγµάτων και τηµετατόπιση των ανώτερων Ολοκαινικών αποθέσεων, αποτελούν σαφή ένδειξη ότι τα ρήγµατα και σταδύο περιθώρια του κόλπου παραµένουν ενεργά.80

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπουΕικ. 4.36: Σεισµική τοµή sparker µπροστά από την είσοδο του κόλπου των Αλκυονίδων στα δυτικά των Αλκυονίδωννήσων. Στα νότια διακρίνεται η τάφρος των Στραβών µεταξύ των ρηγµάτων Στραβά (STR) και Γλαρονήσι (GLA),µεσολαβεί µια µικρότερη και ρηχή τεκτονική τάφρος µπροστά από τα νησιά και ακολουθεί η µεγάλου εύρους τάφροςστα βόρεια µεταξύ των ρηγµάτων ∆ασκαλιό (DAS) και ∆όµβρενα (DOM). Το ρήγµα ∆όµβρενα δεν απεικονίζεται στησεισµική τοµή. Συνθετική ερµηνευτική τοµή σε διεύθυνση Β – Ν αποτυπώνει την δοµή της λεκάνης στη περιοχή αυτή.Fig. 4.36: Sparker seismic section running across the entrance to Alkyonides gulf to the west of Alkyonides islands.The Strava graben can be seen to the south between the Strava (STR) and Glaronisi (GLA) faults. A narrow andshallow graben develops in the middle of the section and to the north an extensive and shallow graben developsbetween the Daskalio (DAS) and Domvrena (DOM) faults. The Domvrena fault is not imaged in this section. Synthetic,interpretative, N-S oriented section shows the structure of the basin in this area.81

∆ιδακτορική ∆ιατριβή4.7 Συζήτηση – σύνθεση αποτελεσµάτων4.7.1 Σύνθετη γεωµετρία τάφρουΟι διαθέσιµες τοµές σεισµικής ανάκλασης, αποκαλύπτουν ότι ο Κορινθιακός κόλπος είναι µια σύνθετηασύµµετρη τάφρος (complex half-graben), στην οποία ο πόλος µέγιστης βύθισης µετακινείταιπροοδευτικά κατά το µήκος του άξονά της (εικ. 4.37).Στα ανατολικά (τοµές Α και Β) (εικ. 4.37) τα ιζηµατογενή στρώµατα που καλύπτουν τον πυθµένατης λεκάνης παρουσιάζουν χαρακτηριστική κλίση προς νότο. Η κλίση αυτή είναι διακριτή σε όλο τοεύρος της λεκάνης του Κορινθιακού κόλπου από το βόρειο ως το νότιο περιθώριο της. Η γωνία κλίσηςτων κεκλιµένων ιζηµατογενών στρωµάτων αυξάνει προοδευτικά µε το βάθος. Η χαρακτηριστική αυτήγεωµετρία υποδηλώνει ταχύτερους ρυθµούς µετατόπισης στη διάρκεια της ιζηµατογένεσης, για ταρήγµατα του νότιου περιθωρίου συγκριτικά µε τα ρήγµατα του βορείου περιθωρίου. Στο κεντρικό τµήµατης λεκάνης του Κορινθιακού κόλπου, η προς νότο κλίση των ιζηµατογενών στρωµάτων µειώνεταιπροοδευτικά από ανατολικά προς δυτικά (τοµές Γ και ∆) (εικ. 4.37).∆υτικότερα, όπως φαίνεται και στη τοµή Ε (εικ. 4.37), η γενική, προς νότο, κλίση των ιζηµάτωνγίνεται οριακά αντιληπτή. Στη θέση πλέον αυτή, είναι εµφανής η αντίθετη κλίση των τεµαχών βάσης τωνρηγµάτων που ορίζουν το νότιο και το βόρειο περιθώριο της λεκάνης. Η αντίστοιχα αντίθετη κλίση τωνιζηµατογενών στρωµάτων που καλύπτουν τα τεµάχη βάσης των δύο περιθωριακών ρηγµάτων,υποδηλώνει παρόµοιους ρυθµούς µετατόπισης για τα δύο ρήγµατα.Στο δυτικό τµήµα της λεκάνης (τοµές Ζ και Η) (εικ. 4.37), τα ιζήµατα που καλύπτουν το πυθµέναπαρουσιάζουν µια γενική κλίση προς τα βόρεια. Η γενική αυτή κλίση προς βορρά υποδηλώνει ότι ταρήγµατα του βορείου περιθωρίου χαρακτηρίζονται από ταχύτερο ρυθµό µετατόπισης συγκριτικά µε ταρήγµατα στο νότιο περιθώριο.Αντίστοιχα µε τη καταγεγραµµένη σύνθετη γεωµετρία της λεκάνης του Κορινθιακού κόλπου έχειπαρατηρηθεί στη τάφρο της ανατολικής Αφρικής και συγκεκριµένα στις λίµνες Tanganika (Rosendhal etal., 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).επόµενη σελίδα:Εικ. 4.37: Σειρά από κάθετες στον άξονα της λεκάνης τεκτονικές τοµές κατά µήκος του Κορινθιακού κόλπου. Οιτοµές αυτές προέκυψαν από την ερµηνεία των αντίστοιχων τοµών σεισµικής ανάκλασης. Οι τοµές Α, Β και C σταανατολικά παρουσιάζουν την τυπική γεωµετρία ηµι-τάφρου µε το κύριο ρήγµα να βρίσκεται στο νότιο περιθώριο. Οιτοµές D και E, επιδεικνύουν µια περισσότερο συµµετρική εικόνα της τάφρου, ενώ οι τοµές Fκαι G στα δυτικάπαρουσιάζουν µεταφορά του πόλου βύθισης της τάφρου στο βόρειο περιθώριο.Fig. 4.37: Series of structural cross-sections along the Gulf of Corinth axis. The cross-sections are based on theinterpretation of the seismic reflection profiles. Cross-sections A, B and C to the east, exhibit the typical half-grabengeometry where the major fault lies to the south. Cross-sections D and E show a more symmetrical geometry whilecross-sections F and G show a shift in the polarity of the graben’s dip to the north.82

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπουΕικ. 4.37, Fig. 4.3783

∆ιδακτορική ∆ιατριβή4.7.2 Μέγεθος ρηγµάτων και κατανοµή τους στο χώροΗ κατανοµή των υποθαλάσσιων ρηγµάτων στο χώρο παρουσιάζει µια σχετική συµµετρία. Στο κέντρο τουΚορινθιακού κόλπου εµφανίζονται λιγότερα σε αριθµό αλλά συγχρόνως και µεγαλύτερα σε µήκοςρήγµατα. Αντίθετα, τόσο στο δυτικό όσο και στο ανατολικό άκρο του κόλπου εντοπίζονται περισσότερασε αριθµό υποθαλάσσια ρήγµατα, αλλά µε σηµαντικά µικρότερο µήκος (εικ. 4.2). Η παρατήρηση αυτήείναι απολύτως σύµφωνη µε την παρατήρηση των Le Pichon et al., (1995), ό,τι η συνολικάσυσσωρευµένη διαστολή της τάφρου παίρνει τη µέγιστη τιµή της στο κεντρικό τµήµα της τάφρου.Στο κεντρικό τµήµα του κόλπου, µόνο το ρήγµα Κόρινθος µε συνολικό µήκος 23,8 χιλιόµετρα,επιδεικνύει χαρακτηριστικά ενός διαρκώς ενεργού ρήγµατος. Αντίθετα, τόσο στο δυτικό όσο και στοανατολικό άκρο του Κορινθιακού κόλπου, περισσότερα από ένα ρήγµατα διευθετηµένα µε µικρέςαποστάσεις µεταξύ τους, εµφανίζονται να είναι ενεργά. Η χωρική αυτή κατανοµή των υποθαλάσσιωνενεργών ρηγµάτων είναι σύµφωνη µε την προτεινόµενη από τους Cowie & Roberts (2001), χωρικήκατανοµή των αποστάσεων των ενεργών ρηγµάτων, κατά µήκος της διεύθυνσης του ρήγµατος. Οιπροαναφερόµενοι ερευνητές λαµβάνοντας υπόψη τις σχέσεις µήκους / µετατόπισης των ρηγµάτων,προτείνουν ότι κανένα ενεργό ρήγµα δεν µπορεί να λειτουργεί απέναντι (across strike) από το µεγάλορήγµα Κόρινθος, σε απόσταση δεκάδων χιλιοµέτρων. Αντιθέτως προτείνουν ό,τι ενεργά ρήγµατα θαπρέπει να αναµένονται εντός 15 µε 20 χιλιόµετρα απόσταση, στο ανατολικό και δυτικό άκρο τουΚορινθιακού κόλπου.Το µήκος των κύριων (περιφερειακών) υποθαλάσσιων ρηγµάτων στο Κορινθιακό κόλποκυµαίνεται µεταξύ 1 και 23,8 χιλιοµέτρων. Το γεγονός ότι το µέγιστο µήκος των υποθαλάσσιωνρηγµάτων δεν ξεπερνά τα 24 χιλιόµετρα, συνιστά ότι το µέγιστο αναµενόµενο σεισµικό µέγεθος από τηνενεργοποίηση ενός και µόνο ρήγµατος είναι M w = 6,7 (Roberts & Jackson 1991). Αυτός ο περιορισµός ωςπρος το µέγιστο αναµενόµενο σεισµικό µέγεθος επιβεβαιώνεται από το αρχείο των σύγχρονων καιιστορικών σεισµών της περιοχής (Ambraseys & Jackson 1990, 1997; Papazachos & Papazachou 1997;Papadopoulos 2000).4.7.3 Ενεργότητα ρηγµάτωνΤα υποθαλάσσια ρήγµατα κατά µήκος των περιθωρίων του κόλπου, τα οποία παρουσιάζονται στηπαρούσα διατριβή, θεωρούνται ότι είναι ενεργά στη διάρκεια του Τεταρτογενούς, καθώς είτεµετατοπίζουν τις Πλειο-Πλειστοκαινικές αποθέσεις στα περιθώρια της τάφρου, είτε κόβουν καιµετατοπίζουν τα επιφανειακά Ολοκαινικά ιζήµατα.Οι σεισµικές τοµές αποκάλυψαν ότι ορισµένα από τα κύρια – περιφερειακά ρήγµατα του κόλπου,παρουσιάζουν τα χαρακτηριστικά συνιζηµατογενών ρηγµάτων (growth fault patterns). Η πάχυνση τωνανώτερων ιζηµατογενών στρωµάτων πλησιάζοντας το επίπεδο του ρήγµατος δηλώνει ότι τα ρήγµαταπαραµένουν ενεργά στη διάρκεια της ιζηµατογένεσης. Σύµφωνα µε τις σεισµικές τοµές, τα ρήγµατα84

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπουαυτά είναι: Ακράτα (AKR), ∆ερβένι (DER), Κόρινθος (COR), Περαχώρα (PER), Στραβά (STR),∆ασκαλιό (DAS), δυτικών Αλκυονίδων (WAL), Ερατεινής (ERA), Ψαροµύτας (PSA), και Τριζόνια(TRI) (εικ. 4.2). Ενώ τα ρήγµατα Γύφτισα (GYF), Αίγιο (AIG), ανατολικών Αλκυονίδων (EAL) καιΛιβαδόστρο (LIV), θεωρούνται ότι είναι ενεργά στη διάρκεια του Ολοκαίνου καθώς µετατοπίζουν τιςαντίστοιχες επιφανειακές ανακλάσεις. Οι παρατηρήσεις αυτές υποστηρίζονται επιπλέον από τιςαπολιθωµένες ακτογραµµές και θαλάσσιες αναβαθµίδες που έχουν βρεθεί ανυψωµένες πάνω από τηνεπιφάνεια 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 σεισµικήςδραστηριότητας για αρκετά από τα προαναφερθέντα υποθαλάσσια ρήγµατα.Τα δευτερεύοντα υποθαλάσσια ρήγµατα µετατοπίζουν τα ανώτερα ιζηµατογενή στρώµατα τηςλεκάνης του Κορινθιακού κόλπου και ορισµένα εµφανίζονται να κόβουν τα ιζήµατα έως την επιφάνειατου πυθµένα. Οι περιορισµοί (διακριτική ικανότητα) των διαθέσιµων τεχνικών σεισµικής απεικόνισηςπου εφαρµόστηκαν σε συνδυασµό µε τη παρατήρηση ότι σε αρκετές περιπτώσεις (α) τα ρήγµατακαλύπτονται από ένα λεπτό επιφανειακό κάλυµµα ιζηµάτων και (β) εκτενή κατολισθητικά φαινόµεναλαµβάνουν χώρα κατά µήκος των ρηξιγενών πρανών, δεν µας επιτρέπουν να εξάγουµε ασφαλήσυµπεράσµατα για την ενεργότητα των ρηγµάτων αυτών.Τα εντός της λεκάνης δευτερεύοντα ρήγµατα έχουν συνήθως µεγάλη κλίση (> 60 ο ) και κατακόρυφοάλµα που κυµαίνεται µεταξύ των ορίων της κατακόρυφης σεισµικής διακριτικότητας έως και τα 80µέτρα. Το σχετικά µικρό αθροιστικό κατακόρυφο άλµα, υποδηλώνει ότι τα ρήγµατα αυτά αποτελούνδευτερεύουσες δοµές που διευκολύνουν (accommodate) την παραµόρφωση των τεµαχών βάσης τωνπεριθωριακών της λεκάνης ρηγµάτων.4.7.4 Ανύψωση ακτών και συσχέτιση µε ρήγµατα (∆υτικός Κορινθιακός κόλπος)Κατά µήκος των νοτίων ακτών του δυτικού Κορινθιακού, από το Αίγιο έως και την Αιγείρα, ανυψωµένεςακτογραµµές µας παρέχουν αποδείξεις Ολοκαινικής σεισµικής δραστηριότητας σε τρεις θέσεις: στιςθέσεις ∆ιακοπτό (θέση 1), Παραλία Πλατάνου (θέση 2) και Αιγείρα (θέση 3) (εικ. 4.38) (Mouyaris et al.1992; Papageorgiou et al. 1993; Stewart 1996; Stewart & Vita-Finzi 1996). Οι Stewart, (1996) καιStewart & Vita-Finzi, (1996), προκειµένου να εξηγήσουν την παρατηρούµενη ανύψωση, υπέθεσαν ότι τορήγµα Ελίκη συνεχίζεται υποθαλάσσια έως και την Ακράτα και ότι οι τρεις παραπάνω θέσεις (1, 2 και 3)βρίσκονται επί του τεµάχους βάσης του ρήγµατος της Ελίκης. Επιπλέον υποστήριξαν ότι οι τρεις θέσεις,που απέχουν µεταξύ τους περίπου 12,3 χιλιόµετρα, µπορούν να θεωρηθούν ως ένα σχετικά οµοιόµορφαανυψωµένο τέµαχος . Παρατήρησαν επίσης ότι, τα συνολικά 6 µέτρα παράκτιας ανύψωσης στη διάρκειατου Ολοκαίνου δεν µπορούν να αποδοθούν αποκλειστικά σε επαναλαµβανόµενα σεισµικά επεισόδιακατά µήκος του ρήγµατος της Ελίκης, αλλά ότι απαιτείται και ένα ποσοστό ασεισµικής παραµόρφωσης.85

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΗ ασεισµική αυτή παραµόρφωση, θα πρέπει να συνεισφέρει πολύ µικρό ποσοστό στα παρατηρούµενα 6µέτρα συνολικής ανύψωσης.Εικ. 4.38: Χάρτης ρηγµάτων δυτικού Κορινθιακού κόλπου στον οποίο επισηµαίνονται επιπλέον και οι θέσεις στιςοποίες έχουν αναγνωρισθεί ανυψωµένες παλαιοακτές.Fig. 4.38: West Gulf of Corinth map showing faults and sites were uplifted palaeo-coastlines have been reported.Τα δεδοµένα της παρούσας µελέτης επιβεβαιώνουν ότι το ρήγµα της Ελίκης προεκτείνεταιυποθαλάσσια προς τα ανατολικά έως την Ακράτα. Επιπλέον τα δεδοµένα δείχνουν την παρουσία καιάλλων θαλάσσιων ρηγµάτων σε µικρή απόσταση και παράλληλα µε το ρήγµα Ελίκη. ∆εδοµένου ότι οιθέσεις 1,2 και 3 ουσιαστικά βρίσκονται επί του τεµάχους βάσης και των υπόλοιπων θαλάσσιωνρηγµάτων στην περιοχή και λαµβάνοντας υπόψη την παρατήρηση των Stewart & Vita-Finzi, προτείνεταιότι ένα ποσοστό ανύψωσης της ακτογραµµής µπορεί να οφείλεται και σε πιθανή σεισµική δράση τωνπαράλληλων προς το ρήγµα Ελίκη θαλάσσιων ρηγµάτων. Η παράλληλη δράση περισσότερων του ενόςθαλασσίων ρηγµάτων προσφέρει επίσης µια πιθανή εξήγηση στην παρατηρούµενη διακύµανση τωνρυθµών ανύψωσης της ακτογραµµής µεταξύ των θέσεων παρατήρησης.86

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπουΟι εργασίες των Soter (1998) και Soter & Katsonopoulou (1999) για τον εντοπισµό της αρχαίαςπόλης της Ελίκης που εξαφανίστηκε µετά από έναν ισχυρό σεισµό το 373 π.χ., επιβεβαιώνουν τονπροτεινόµενο µηχανισµό παράλληλης δραστηριότητας σε περισσότερα από ένα ρήγµατα. Στις εργασίεςτους οι παραπάνω ερευνητές, εντοπίζουν την αρχαία Ελίκη θαµµένη στις αποθέσεις ενός αλλουβιακούριπιδίου το οποίο αναπτύσσεται στο τέµαχος οροφής του ρήγµατος Ελίκη (θέση 4 στην εικ. 4.38). ΟSoter (1998) παρατηρεί ότι Ολοκαινικοί ορίζοντες εντός του αλλουβιακού ριπιδίου βρίσκονται σεαπόλυτο υψόµετρο πάνω από το σηµερινό επίπεδο της θάλασσας, παρά το γεγονός ότι το τέµαχος οροφήςτου ρήγµατος της Ελίκης αναµένεται να έχει υποστεί σηµαντική καταβύθιση. Η παρατήρηση αυτήσυνιστά απόδειξη ότι η καταβύθιση του τεµάχους οροφής του ρήγµατος της Ελίκης εξαιτίας τωνσεισµών, έχει ακυρωθεί από προοδευτική ανύψωση. Ο Soter αναφέρει επίσης ότι η πόλη της αρχαίαςΕλίκης και τα περίχωρα της, βρίσκονται συγχρόνως πάνω στο τέµαχος βάσης του ρήγµατος του Αιγίου,που αναπτύσσεται λίγο πιο βόρεια (εικ. 4.38). Με βάση αυτό προτείνει ότι, είναι πιθανό η σεισµικήδράση του ρήγµατος του Αιγίου να συνεισφέρει περιοδικά ένα ποσοστό ανύψωσης και να ακυρώνει τηνκαταβύθιση του τεµάχους στο οποίο τοποθετείται η αρχαία Ελίκη. Αυτή η µετανάστευση του σεισµικούεπικέντρου µεταξύ των ρηγµάτων θα έχει ως αποτέλεσµα την περιοδική µετάλλαξη στη συµπεριφορά τουσυγκεκριµένου τεκτονικού µπλοκ, από τεµάχους βάσης του ρήγµατος Ελίκη σε τέµαχος οροφής τουρήγµατος Αιγίου (Koukouvelas 1998a, b). Τα δεδοµένα που παρουσιάζονται σε αυτή τη µελέτη δείχνουνότι πέρα από το ρήγµα Αιγίου και το υποθαλάσσιο ρήγµα Γύφτισα µπορεί να συνεισφέρει ένα ποσοστόανύψωσης δεδοµένου ότι είναι ενεργό τουλάχιστο τα τελευταία 12000 χρόνια. Σε αυτή τη περίπτωση ηανύψωση θα πρέπει να θεωρηθεί ότι είναι το συνδυαστικό αποτέλεσµα της παράλληλης ενεργoποίησηςτων δύο υποθαλάσσιων ρηγµάτων.4.7.5 Ανύψωση ακτών και συσχέτιση µε ρήγµατα (Κεντρικός Κορινθιακός κόλπος)Την πλέον χαρακτηριστική περίπτωση παράκτιας ανύψωσης αποτελούν οι θαλάσσιες αναβαθµίδες πουκαταλαµβάνουν την παράκτια ζώνη µεταξύ Ξυλοκάστρου και Κορίνθου (εικ. 4.39) (Keraudren & Sorel,1987; Doutsos & Piper 1990; Armijo et al. 1996). Οι θαλάσσιες αυτές αναβαθµίδες αντιστοιχούν σε άνω-Πλειστοκαινικά επίπεδα υψηλής στάθµης της θάλασσας και έχουν ανυψωθεί ως µέρος του τεµάχουςβάσης ενός κανονικού ρήγµατος που αναπτύσσεται κατά µήκος του περιθωρίου του Κορινθιακού κόλπουστα βόρεια (Armijo et al., 1996). Με βάση τις ανυψωµένες αναβαθµίδες, οι Armijo et al. (1996)προτείνουν ένα τεκτονικό µοντέλο για τον Κορινθιακό κόλπο, το οποίο βασίζεται στη ύπαρξη ενόςυποθετικού ρήγµατος µήκους περίπου 40 χιλιοµέτρων. Το υποθετικό αυτό ρήγµα περιλαµβάνει τοχερσαίο ρήγµα του Ξυλόκαστρου (εικ. 4.39), ένα υποθαλάσσιο τµήµα το οποίο προεκτείνει το ρήγµαΞυλοκάστρου ανατολικά και το συνδέει µε το υποθαλάσσιο ρήγµα της Περαχώρας και το υποθαλάσσιορήγµα Περαχώρα. Οι διαθέσιµες καταγραφές του ηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης ASDIC κατά µήκοςτης κρηπίδας και της πλαγιάς καθώς και η ερµηνεία των σεισµικών τοµών δεν παρουσιάζουν καµία87

∆ιδακτορική ∆ιατριβήένδειξη ότι τα παραπάνω ρήγµατα συνδέονται µεταξύ τους. Με βάση συνεπώς τα διαθέσιµα δεδοµένασυµπεραίνεται ότι ένα συνεχές τέτοιο ρήγµα δεν υπάρχει και ότι αντιθέτως πρόκειται για τουλάχιστο τρίαξεχωριστά ρήγµατα: το χερσαίο ρήγµα του Ξυλοκάστρου και τα υποθαλάσσια ρήγµατα Κορίνθου καιΠεραχώρας.Εικ. 4.39: Χάρτης ρηγµάτων κεντρικού Κορινθιακού κόλπου στον οποίο επισηµαίνονται επιπλέον και οι θέσεις στιςοποίες έχουν αναγνωρισθεί ανυψωµένες και καταβυθισµένες παλαιοακτές.Fig. 4.39: Central Gulf of Corinth map showing faults and sites were uplifted and submerged palaeo-coastlines havebeen reported.4.7.6 Ανύψωση ακτών και συσχέτιση µε ρήγµατα (Ανατολικός Κορινθιακός κόλπος)Στον ανατολικό Κορινθιακό κόλπο, στη χερσόνησο της Περαχώρας, η παρουσία µιας σειράς απόανυψωµένες ακτές στο Ηραίο και το Μυλοκόπι (θέσεις 5, 6, εικ. 4.40) µας προσφέρουν αποδείξειςεπανειληµµένης σεισµικής ανύψωσης τα τελευταία 6400 χρόνια (Pirazzoli et al. 1994; Stewart & Vita-Finzi 1996, Morewood & Roberts 1997; 1999). Οι αναφερόµενοι ερευνητές βασίστηκαν στη µελέτη88

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπουανυψωµένης καλά διατηρηµένης θαλάσσιας πανίδας (αρθρωτά και σε θέσεις ανάπτυξης τρύπες καικελύφη από Lithophaga καθώς και Vermetus triqueter), και των ιχνών της αντίστοιχης θαλάσσιαςπανίδας (παρουσία µικρής κρούστας από κελύφη Chthamalus) που διέφυγαν την αναµενόµενη µέσοπαλιρροιακήβιογενή διάβρωση (escaped mid-littoral bioerosion) (Stiros et al., 1992). Σύµφωνα µε τουςPirazzoli et al. (1994), η παρατηρούµενη ανύψωση είναι το αποτέλεσµα επαναλαµβανόµενων σεισµών.Πιο συγκεκριµένα στο Ηραίο, η ανύψωση είναι αποτέλεσµα τριών σεισµών που συνέβησαν το 4400 π.χ.,το 3170 π.χ. και ενός µεταξύ του 1190 και 1440 µ.χ., ενώ στο Μυλοκόπι είναι αποτέλεσµα δύο σεισµώνενός το 3170 π.χ. και ενός µεταξύ του 400 και 540 µ.χ..Εικ. 4.40: Χάρτης ρηγµάτων ανατολικού Κορινθιακού κόλπου στον οποίο επισηµαίνονται επιπλέον και οι θέσειςστις οποίες έχουν αναγνωρισθεί ανυψωµένες και καταβυθισµένες παλαιοακτές.Fig. 4.40: East Gulf of Corinth map showing faults and sites were uplifted and submerged palaeo-coastlines havebeen reported.89

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΣε αντίθεση µε την ανύψωση της ακτογραµµής µετά από διακριτά σεισµικά επεισόδια, οι Stewart& Vita-Finzi (1996) αφού επανεξέτασαν και διόρθωσαν τα δεδοµένα των Pirazzoli et al. (1994) ως προςτις µεταβολές της στάθµης της θάλασσας, προτείνουν ότι η παρατηρούµενη ανύψωση και στις δύο θέσειςστην Περαχώρα είναι οµοιόµορφη και ότι ένα ποσοστό της παρατηρούµενης ανύψωσης είναι ασεισµικήςφύσης. Με δεδοµένους τους οµοιόµορφους ρυθµούς ανύψωσης που προτείνουν και την µικρή απόστασητων δύο θέσεων µεταξύ τους (περίπου 4.5 χιλιόµετρα) οι Stewart και Vita-Finzi θεωρούν την περιοχή ωςένα οµοιόµορφα ανυψωµένο τέµαχος. Σε κάθε περίπτωση όµως, οι παραπάνω ερευνητές δεν µπόρεσαννα αποδώσουν την παρατηρούµενη ανύψωση σε κάποιο από τα ως σήµερα γνωστά ρήγµατα. ΟιMorewood & Roberts (1997, 1999) αναφέρουν ανυψωµένες Πλειστοκαινικές θαλάσσιες αναβαθµίδεςκατά µήκος των νοτίων ακτών της χερσονήσου της Περαχώρας (εικ. 4.40). Οι Morewood & Roberts,(1999) χαρτογράφησαν τρεις διαφορετικές θαλάσσιες αναβαθµίδες, τις οποίες και συσχέτισαν µε ταυψηλά επίπεδα της στάθµης της θάλασσας στα 125, 240 και 330 χιλιάδες χρόνια πριν από σήµερα.Κάνοντας εκτιµήσεις υψοµέτρου αποδεικνύουν ότι οι ρυθµοί ανύψωσης µειώνονται στη κατεύθυνση τουΗραίου στα δυτικά και προτείνουν ότι αντικατοπτρίζουν την θέση των αναβαθµίδων πλησίον της δυτικήςάκρης του χερσαίου ενεργού ρήγµατος Πισία. Τα στοιχεία της παρούσας µελέτης αποκαλύπτουν ότι οιανυψωµένες ακτογραµµές στη χερσόνησο Περαχώρα, βρίσκονται επί του τεµάχους βάσης τωνυποθαλάσσιων ρηγµάτων Περαχώρας, Στραβών και Ηραίου. Συνεπώς η παρατηρούµενη ανύψωσηµπορεί να θεωρηθεί ως το συνδυαστικό αποτέλεσµα σεισµικών και ασεισµικών κινήσεων κατά µήκοςτων ρηγµάτων αυτών.Ακόµα πιο ανατολικά, κατά µήκος των βορείων ακτών της χερσονήσου Περαχώρα, τµήµατα τηςακτογραµµής ανυψώθηκαν και αλλά καταβυθίστηκαν κάτω από την επιφάνεια της θάλασσας, αµέσωςµετά το σεισµό των M s 6,9 στο Λουτράκι το 1981. Η ακτογραµµή µεταξύ Στραβών (θέση 7), Σκίνου(θέση 8) και Μαυρολίµνης (θέση 9), (εικ. 4.40) υπέστη βύθιση αµέσως µετά το σεισµό, σε αντίθεση µετην ακτή από το Αλεποχώρι (θέση 10, εικ. 4.40) ως και των κόλπο Ψάθα (θέση 11, εικ. 4.40) η οποίαανυψώθηκε (Jackson et al. 1982a; Vita-Finzi & King 1985; Stiros & Pirazzoli, 1998). Οι Leeder et al.(1991) και Collier et al. (1992) αναφέρουν µια µεγάλης διάρκειας ανύψωση να συντελείται τα τελευταία127 χιλιάδες χρόνια µεταξύ του Αλεποχωρίου και του κόλπου Ψάθα. Οι παραπάνω ερευνητέςπροκειµένου να εξηγήσουν την καταβύθιση και ανύψωση της ακτογραµµής, υπέθεσαν ότι τα ρήγµαταΣκίνος και Πισία που ενεργοποιήθηκαν κατά το σεισµό του 1981, συνεχίζουν στη θάλασσα έως ότουσυναντήσουν το υποθαλάσσιο ρήγµα Ψάθα. Σε µια τέτοια περίπτωση οι ανυψωµένες ακτές βρίσκονταιεπί του τεµάχους βάσης των εν’ λόγο ρηγµάτων ενώ οι καταβυθισµένες ακτές επί του τεµάχους οροφήςτων ίδιων ρηγµάτων.Οι σεισµικές τοµές της παρούσας µελέτης, απεικονίζουν τρία θαλάσσια ρήγµατα διευθετηµέναπαράλληλα στην ακτογραµµή. Η καταβύθιση τµηµάτων της ακτογραµµής µεταξύ Στραβών καιΜαυρολίµνης κατά το σεισµό του 1981, καθώς και η απουσία απολιθωµένων ακτών πάνω από το επίπεδοτης θάλασσας, δείχνουν ότι ο ρυθµός ανύψωσης του τεµάχους βάσης του υποθαλάσσιου ρήγµατος90

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπου∆υτικών Αλκυονίδων υπολείπεται του ρυθµού βύθισης του τεµάχους οροφής των ρηγµάτων Σκίνος καιΠισία. Από την άλλη πλευρά η ανύψωση τµήµατος της ακτογραµµής µεταξύ του Αλεποχωρίου και τουκόλπου Ψάθας κατά στο σεισµό του 1981 και το γεγονός ότι η περιοχή αυτή ανυψώνεται συνεχώς τατελευταία 127 χιλιάδες χρόνια, επιβεβαιώνουν την αρχική παρατήρηση ότι το θαλάσσιο ρήγµα τωνΑνατολικών Αλκυονίδων παραµένει διαρκώς ενεργό.4.7.7 Καταβύθιση βόρειων ακτώνΤο βόρειο περιθώριο του Κορινθιακού κόλπου φαίνεται ότι υφίσταται γενική βύθιση. Το συµπέρασµααυτό υποστηρίζεται από το ηµιτονοειδές σχήµα της ακτογραµµής των βόρειων ακτών του κόλπου(Armijio et al. 1996), την απουσία απολιθωµένων ακτών πάνω από το επίπεδο της θάλασσας, καθώς καιτα καταβυθισµένα αρχαία ερείπια της Αλικής (θέση 12, εικ. 4.40). Επιπλέον οι Papatheodorou καιFerentinos, (1995) αναφέρουν καταβυθισµένες θαλάσσιες πλατφόρµες που έχουν σχηµατιστεί από τηνδιαβρωσιγενή δράση των κυµάτων στα ακρωτήρια Βελανιδιά και Πάγκαλος (θέσεις 13 και 14 αντίστοιχα,εικ. 4.39), ενώ ο Σ. Στείρος (προσωπική επικοινωνία) αναφέρει ότι έχει εντοπίσει καταβυθισµένεςακτογραµµές στις βόρειες ακτές του κόλπου. Όλα τα παραπάνω στοιχεία συνηγορούν στο συµπέρασµαµιας γενικότερης βύθισης του βορείου περιθωρίου του κόλπου. Με δεδοµένη την διαφορική ανύψωσητου νοτίου περιθωρίου και τη βύθιση του βόρειου περιθωρίου του κόλπου, συµπεραίνουµε ότι ο ρυθµόςανύψωσης των τεµαχών οροφής των ρηγµάτων του βορείου περιθωρίου είναι µικρότερος ή το πολύ ίσοςµε το ρυθµό βύθισης των τεµαχών βάσης των ρηγµάτων του νότιου περιθωρίου του Κορινθιακού κόλπου.4.7.8 Περιορισµοί που υπεισέρχονται στα προτεινόµενα τεκτονικά µοντέλαΟι Clarke et al. (1998) και Briole et al. (2000), µε βάση τα δεδοµένα των GPS, προτείνουν ότι τοµεγαλύτερο ποσοστό της παραµόρφωσης της τάφρου του Κορινθιακού κόλπου είναι συγκεντρωµένο στοσηµερινό υποθαλάσσιο τµήµα της τάφρου. Ιδιαίτερα στο δυτικό Κορινθιακό κόλπο, όπου καικατεγράφησαν ρυθµοί διαστολής µεγαλύτεροι από 14 mm yr -1 , η παραµόρφωση συγκεντρώνεται στηστενή θαλάσσια ζώνη που δεν ξεπερνά τα 10 km εύρος. Οι διαθέσιµες σεισµικές τοµές απεικονίζουνπλήθος υποθαλάσσιων ρηγµάτων στα οποία ενδεχοµένως να οφείλεται το µεγάλο ποσοστόπαραµόρφωσης. Τα υποθαλάσσια αυτά ρήγµατα προσφέρουν επίσης εξήγηση στην παρατήρηση τωνStewart & Vita-Finzi (1996), Stewart (1996) και Koukouvelas et al. (2001), ότι ο ρυθµός διαστολής πουµπορεί να αποδοθεί σε επαναλαµβανόµενα σεισµικά επεισόδια στο ρήγµα της Ελίκης παρουσιάζειέλλειµµα έναντι της παρατηρούµενης παραµόρφωσης.Όπως έχει ήδη συζητηθεί τα διαθέσιµα δεδοµένα δείχνουν ότι το χερσαίο ρήγµα Ξυλόκαστρο,καθώς και τα υποθαλάσσια ρήγµατα Κόρινθος και Περαχώρα αποτελούν τρία ξεχωριστά ρήγµατα ταοποία δεν αποτελούν µια ενιαία δοµή. Συνεπώς τόσο το ρήγµα Ξυλόκαστρο όσο και το υποθαλάσσιο91

∆ιδακτορική ∆ιατριβήρήγµα Κόρινθος µπορούν να θεωρηθούν συνυπεύθυνα για την παρατηρούµενη αυξηµένη ανύψωση πουπαρουσιάζει το δυτικό τµήµα των θαλάσσιων αναβαθµίδων στην περιοχή του Ξυλοκάστρου (εικ. 4.39). Ηπαρατήρηση αυτή υποδηλώνει ότι το προτεινόµενο µοντέλο των Armijo et al. (1996), αποτελεί µιαυπεραπλουστευµένη προσέγγιση του µηχανισµού ανύψωσης των αναβαθµίδων, η οποία οδηγεί σευπερεκτιµήσεις του ρυθµού µετατόπισης για οποιοδήποτε ρήγµα εντός της τάφρου.Οι Briole et al. (2000), βασιζόµενοι στις µελέτες των σεισµών του δυτικού Κορινθιακού κόλπουαπό τους Hatzfeld et al. (1996) και Bernard et al. (1997), προτείνουν ένα µοντέλο (structural model) γιατο δυτικό τµήµα της Κορινθιακής τάφρου, που εξηγεί τη συγκέντρωση της παραµόρφωσης εντός τουκόλπου. Στο µοντέλο αυτό λαµβάνονται υπόψη δύο συστήµατα ρηγµάτων τα οποία κλίνουν στις 50 ο και35 ο προς τα βόρεια. Τα δύο αυτά συστήµατα ρηγµάτων θεωρούνται ότι συνδέονται µε το βάθος τουφλοιού, στη ζώνη µετάβασης από ρηξιγενή σε πλαστική παραµόρφωση (brittle – ductile transition zone),η οποία και αντιπροσωπεύεται από τη παρουσία µιας επιφάνειας αποκόλλησης (decollement) µε ελαφριάκλίση προς βορρά (Doutsos & Poulimenos, 1992; Rigo et al., 1996). Τα υποθαλάσσια ρήγµατα Γύφτισα,∆ιακοπτό και Ακράτα, επιβεβαιώνουν την ύπαρξη ενός δεύτερου συστήµατος ρηγµάτων µε µικρότερηγωνία κλίσης προς βορρά. Τα δύο αυτά ρήγµατα θα πρέπει να συµπεριληφθούν ανάµεσα στα υποψήφιαρήγµατα που έδωσαν τους σεισµούς του Αιγίου το 1995 (M s =6,5) και του Γαλαξιδίου το 1992 (M s =5,9).Τα διαθέσιµα σεισµικά δεδοµένα υποδεικνύουν επίσης ότι ένα τρίτο σύστηµα ρηγµάτων κατά µήκος τουβορείου περιθωρίου µε κλίση 50 ο προς νότο, θα πρέπει να συµπεριληφθεί στο µοντέλο του δυτικούΚορινθιακού κόλπου (εικ. 4.41).Εικ. 4.41: Προτεινόµενη τροποποίηση µοντέλου των Briole et al., (2000) για τον δυτικό Κορινθιακό κόλπο, µε βάσητα υποθαλάσσια ρήγµατα όπως αυτά προκύπτουν από την θαλάσσια γεωφυσική διασκόπηση µε τεχνικές σεισµικήςανάκλασης.Fig. 4.41: Proposed modification to model by Briole et al, (2000) for the west Gulf of Corinth, after the offshorefaults as recognized from the seismic reflection survey data.92

Υποθαλάσσια Ρήγµατα Κορινθιακού κόλπουΗ σεισµική απεικόνιση του ανώτερου τµήµατος του επιπέδου των υποθαλάσσιων ρηγµάτων κατάµήκος του νοτίου περιθωρίου του κόλπου, παρουσιάζει ρήγµατα µε παρόµοια κλίση προς βορρά στις 30 ο -48 ο . Αυτές οι γωνίες κλίσης, είναι σε συµφωνία µε τις γωνίες που προτείνουν οι Hatzfeld et al. (2000) µεβάση την επίλυση εστιακών µηχανισµών στο δυτικό Κορινθιακό κόλπο (30 ο -40 ο ). Αντίθετα η κλίση τουρήγµατος Περαχώρα στα ανατολικά (32 ο -48 ο ) δεν συµφωνεί µε τη γωνία των 50 ο -60 ο που προτείνουν γιατον ανατολικό Κορινθιακό κόλπο. Επιπλέον αξίζει να σηµειωθεί η γενική διαφορά στις γωνίες κλίσης,που παρατηρείται µεταξύ των ρηγµάτων του νοτίου και βορείου περιθωρίου του Κορινθιακού κόλπου,όπου τα ρήγµατα στα βόρεια παρουσιάζονται να κλίνουν προς νότο, µε γωνίες γενικά µεγαλύτερες των40 ο -50 ο .4.8 ΣυµπεράσµαταΗ εφαρµογή των τεχνικών σεισµικής ανάκλασης αποκάλυψε ότι ο Κορινθιακός είναι µια σύνθετηασύµµετρη τάφρος αποτελούµενη από µεγάλο αριθµό ενεργών υποθαλάσσιων ρηγµάτων. Η παρουσίατων ρηγµάτων αυτών υποστηρίζει προηγούµενες εκτιµήσεις ότι σήµερα η παραµόρφωση εκδηλώνεταιστο εσωτερικό του κόλπου. Τα υποθαλάσσια ρήγµατα υποδεικνύουν επίσης ότι σε αρκετές περιπτώσειςοι παρατηρούµενες ανυψωµένες παλαιοακτές κατά µήκος της νότιας παράκτιας ζώνης είναι αποτέλεσµατης αθροιστικής δράσης περισσοτέρων του ενός ρήγµατος. Συνεπώς καθώς είναι δύσκολο ναπροσδιοριστεί το ποσοστό της ανύψωσης που συνεισφέρει το κάθε επιµέρους τεκτονικό µπλοκ,απαιτείται ιδιαίτερη προσοχή στον υπολογισµό ρυθµών ολίσθησης συγκεκριµένων ρηγµάτων µε χρήσητων µέσων ρυθµών παρατηρούµενης ανύψωσης.Η προοδευτική αναστροφή του πόλου ασυµµετρίας της τάφρου, καθώς και η παρουσία ενεργώνρηγµάτων µε νότια κλίση στα δυτικά, προτάσσουν την ανάγκη σύνθεσης περισσοτέρων των ενός και πιοπολύπλοκων τεκτονικών µοντέλων για να εξηγηθούν οι παρατηρούµενοι ρυθµοί παραµόρφωσης κατάµήκος της τάφρου. Το µήκος και ο αριθµός των υποθαλάσσιων ρηγµάτων υποδηλώνει ότι ηπαρατηρούµενη παραµόρφωση δεν είναι απαραίτητα συνέπεια µεγάλων σεισµών. Αντίθετα ηδραστηριοποίηση των υποθαλάσσιων ρηγµάτων µε σεισµούς µέσης εντάσεως, αρκεί για να εξηγήσει τηδιαφορά µεταξύ της γεωδαιτικά µετρηµένης παραµόρφωσης και της υπολογισµένης µε βάση τοδιαθέσιµο ιστορικό αρχείο σεισµικότητας. Επιπλέον, αυτή η εξήγηση δεν προϋποθέτει ότι το διαθέσιµοιστορικό αρχείο σεισµικότητας παρουσιάζει έλλειψη µεγάλων σεισµών που έχουν γίνει στην περιοχή.Με δεδοµένη την ανάγκη ενός καλά τεκµηριωµένου τεκτονικού µοντέλου, απαραίτητου για τηνεκτίµηση της σεισµικής επικινδυνότητας στη περιοχή µελέτης, γίνεται σαφές ότι επιβάλλεται ηπεραιτέρω λεπτοµερής διερεύνηση της δοµής του Κορινθιακού κόλπου έως και το βάθος του γεωλογικούυποβάθρου της τάφρου.93


55. ∆ιερεύνηση της δοµής του ανώτερου φλοιού του δυτικού Κορινθιακούκόλπου µε χρήση πολυ-κάναλων τοµών σεισµικής ανάκλασης.5.1 Μεθοδολογία – θέση τοµών, τεχνικά χαρακτηριστικάΌπως έχει ήδη αναφερθεί, στις 23 Ιουλίου 2001, το ωκεανογραφικό σκάφος R/V Maurice Ewing,ξεκίνησε την ευρείας κλίµακας έρευνα σεισµικής ανάκλασης στο Κορινθιακό κόλπο. Κύριος σκοπός τηςέρευνας ήταν η προσπάθεια αποτύπωσης στο µέγιστο δυνατό βάθος της δοµής της Κορινθιακής τάφρουµε τη µέθοδο της σεισµικής ανάκλασης. Για τον λόγο αυτό χρησιµοποιήθηκε µια από τις µεγαλύτερεςσεισµικές πηγές που είναι διαθέσιµες στη θαλάσσια γεωφυσική έρευνα, αποτελούµενη από 20συντονισµένα air-gun συνολικού όγκου 8470 in 3 , ενώ για την καταγραφή του ανακλώµενου σήµατοςχρησιµοποιήθηκε αντίστοιχα µια από τις µεγαλύτερες συστοιχίες υδροφώνων µήκους 6 km.Περισσότερες τεχνικές λεπτοµέρειες έχουν ήδη αναφερθεί στο κεφάλαιο 3 (πίνακας 3.1), ενώ ταχαρακτηριστικά του ερευνητικού σκάφους παραθέτονται στο παράρτηµα Ι.Από τις 24 έως και τις 28 Ιουλίου η έρευνα υλοποιήθηκε κάνοντας χρήση συρόµενης συστοιχίαςυδροφώνων, σε διάταξη 240 καναλιών και συνολικού µήκους 6 χιλιοµέτρων. Στο χρονικό αυτό διάστηµαεκτελέστηκαν οι παράλληλες στον επιµήκη άξονα του κόλπου διαδροµές σεισµικής ανάκλασης. Λόγωτης αυξηµένης θαλάσσιας κυκλοφορίας και δεδοµένου του σαφώς µικρότερου εύρους του κόλπου στηδιεύθυνση βορράς – νότος, οι κάθετες στον άξονα της τάφρου διαδροµές εκτελέστηκαν µε µειωµένο τοσυνολικό µήκος της διάταξης των υδροφώνων στα 3 χιλιόµετρα. Προκείµενου να διατηρηθεί η διάταξητων 240 καναλιών επιλέχθηκε να µειωθεί ο αριθµός των υδροφώνων ανά κανάλι, µεταβάλλοντας τοδιάστηµα µεταξύ καναλιών (group interval) από τα 25 στα 12,5 µέτρα. Η παραπάνω επιλογή βελτίωσεουσιαστικά τη δυνατότητα ελιγµών του σκάφους γεγονός επιβεβληµένο για την ασφάλεια τηςναυσιπλοΐας και επέτρεψε την προσέγγιση της ακτογραµµής σε απόσταση ενός (1) ναυτικού µιλίου.Από το σύνολο των συλλεγµένων δεδοµένων η παρούσα διατριβή παρουσιάζει 2 σεισµικέςγραµµές από το δυτικό τµήµα του Κορινθιακού κόλπου. Πρόκειται για τις σεισµικές γραµµές GOC25 καιGOC27 οι οποίες συλλέχθηκαν σε διεύθυνση κάθετη προς τον επιµήκη άξονα της τάφρου και έχουνµήκος 17,55 και 17,4 χιλιόµετρα αντίστοιχα (εικ. 5.1). Η σεισµική γραµµή GOC25 ξεκινά από τη θέση(A) (38.1852Β, 22.3113Α) και περιλαµβάνει 348 διαδοχικές πυροδοτήσεις (shots) σε διεύθυνση νότοβορράέως τη θέση (A’) (38.3261Β, 22.2935Α). Αντίστοιχα, η σεισµική γραµµή GOC27 ξεκινά στη θέση(B) (38.2010Β, 22.2286Α) και τερµατίζει στη θέση (B’) (38.3383Β, 22.2458Α) και περιλαµβάνει 351διαδοχικές πυροδοτήσεις σε διεύθυνση νότο-βορρά.

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΕικ. 5.1: Χάρτης του δυτικού Κορινθιακού κόλπου, όπου προβάλλονται οι σεισµικές γραµµέςGOC25 και GOC27 των πολυ-κάναλων δεδοµένων σεισµικής ανάκλασης (ερευνητικός πλόαςEW108, R/V Maurice Ewing, 2001).Fig. 5.1: Map of the west Gulf of Corinth, showing the multi channel seismic reflection linesGOC25 and GOC27. (research cruise EW108, R/V Maurice Ewing, 2001).5.2 Επεξεργασία δεδοµένωνΗ επεξεργασία των σεισµικών γραµµών υλοποιήθηκε στις εγκαταστάσεις του τµήµατος Geology andGeophysics, School of Ocean Earth Sciences and Technology (SOEST) του Πανεπιστηµίου της Hawaii,στις ΗΠΑ. Η επεξεργασία των δεδοµένων έγινε µε τη χρήση του λογισµικού πακέτου PROMAX τηςLandmark.Η επεξεργασία των δεδοµένων είχε ως στόχο την δηµιουργία µιας σειράς διαδοχικών βηµάτωνεπεξεργασίας, «ροή επεξεργασίας» (processing flow) που οδηγεί σε µια πρώτου βαθµού βασικήεπεξεργασία των σεισµικών γραµµών. Αυτό το επίπεδο επεξεργασίας επιτρέπει την γεωλογική96

Πολυ-κάναλα δεδοµένα σεισµικής ανάκλασηςαξιολόγηση και ερµηνεία των συλλεγµένων στοιχείων και διευκολύνει την συνέχιση της επεξεργασίας σεανώτερο επίπεδο µε την εφαρµογή πιο σύνθετων και εξειδικευµένων τεχνικών επεξεργασίας.Προκειµένου να οριστικοποιηθεί η τελική ροή επεξεργασίας και να επιλεγούν οι κατάλληλες παράµετροι,πραγµατοποιήθηκαν πολλαπλές δοκιµές και σύγκριση των αντίστοιχων αποτελεσµάτων τους (trial anderror approach). Στο παρόν κεφάλαιο γίνεται µια σύντοµη παρουσίαση της ροής επεξεργασίας πουτελικά υιοθετήθηκε για την επεξεργασία των δεδοµένων, παραθέτοντας συγχρόνως τις βασικέςπληροφορίες για το κάθε επιµέρους στάδιο επεξεργασίας.Η επεξεργασία που εφαρµόστηκε στα δεδοµένα περιλαµβάνει µια σειρά από επίπεδα τα οποία µπορεί ναπεριλαµβάνουν περισσότερα του ενός στάδια που εφαρµόζονται σε διαφορετικά χρονικές στιγµές τηςροής επεξεργασίας. Η σειρά εφαρµογής του κάθε σταδίου επεξεργασίας παρουσιάζεται στο διάγραµµατης εικόνας 5.2 ενώ στα υποκεφάλαια που ακολουθούν γίνεται µια συνοπτική περιγραφή των βασικώνεπιπέδων της επεξεργασίας. ∆εδοµένου ότι η παρούσα διατριβή προσεγγίζει τα δεδοµένα της σεισµικήςανάκλασης υπό το πρίσµα κυρίως της γεωλογικής ερµηνείας, το εκτενές µαθηµατικό υπόβαθρο τωνσταδίων επεξεργασίας έχει παραληφθεί. Αντιθέτως , παρατίθεται µια σχετικά συνοπτική παράθεση όλωνεκείνων των βασικών παραµέτρων της επεξεργασίας που απαιτούνται για την αξιολόγηση του τελικούπροϊόντος που παρουσιάζεται προς ερµηνεία.1. Εισαγωγή δεδοµένων: ανάγνωση δεδοµένων από ταινίες πεδίου (field tapes) στο σκληρό δίσκοκαι εξαγωγή βάσης δεδοµένων (disk data input and database extraction),2. Ποιοτικός έλεγχος και διορθωτικές επεµβάσεις (shot and channel editing),3. Προσδιορισµός και διόρθωση της γεωµετρίας (geometry assignment and correction),4. Ανάκτηση αρχικού και εξισορρόπηση πλάτους ανάκλασης: (amplitude recovery and traceequalization),5. Απόρριψη θορύβου (coherent noise rejection)6. Αποσυνέλιξη (deconvolution),7. Ανάλυση ταχυτήτων (velocity analysis),8. ∆ιόρθωση κανονικής απόκλισης (normal moveout correction – NMO),9. Υπέρθεση (stacking),10. Χωροθέτηση (migration)97

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΕικ. 5.2: ∆ιάγραµµα ροής επεξεργασίας, όπως αυτήεφαρµόστηκε στα πολυ-κάναλα δεδοµένα σεισµικήςανάκλασης της παρούσας διατριβής.Fig. 5.2: Chart of the processing flow, as applied to themulti-channel seismic reflection data of this study.98

Πολυ-κάναλα δεδοµένα σεισµικής ανάκλασης5.2.1 Εισαγωγή δεδοµένωνΚατά το αρχικό αυτό στάδιο πραγµατοποιήθηκε α) η ανάγνωση των ταινιών καταγραφής σήµατος (fieldtapes) και β) η επαναδιάταξη των υπό µορφή SEG-D (format) καταγεγραµµένων ψηφιακών δεδοµένωνσε µορφή SEG-Y (IEEE-floating point format). Την εισαγωγή και αποθήκευση των δεδοµένων στοσκληρό δίσκο ακολούθησε η διόρθωση της αρίθµησης τους και επανασύνταξη των επικεφαλίδων (traceheaders) των σεισµικών ιχνών (seismic traces) και η δηµιουργία των αρχείων της αντίστοιχης βάσηςδεδοµένων (database files extraction).5.2.2 Έλεγχος ποιότητας δεδοµένων και διορθωτικές επεµβάσειςΣτο στάδιο αυτό πραγµατοποιήθηκε λεπτοµερής ποιοτικός έλεγχος των συλλεγµένων δεδοµένωνπροβάλλοντας την κάθε πυροδότηση (shot) σε όλα τα κανάλια. Εντοπίστηκαν οι µη-αποδεκτέςπυροδοτήσεις (bad shots) καθώς και τα νεκρά και θορυβώδη κανάλια (dead and noisy channels) (εικ. 5.3και 5.4). Ως µη-αποδεκτές πυροδοτήσεις θεωρούνται οι αθόρυβες πυροδοτήσεις (deaf shots) οι οποίες δενπραγµατοποιήθηκαν ποτέ αλλά και όσες πυροδοτήσεις εκτελέστηκαν εκτός του προβλεπόµενου χρονικούπεριθωρίου ανοχής σφάλµατος (ασύγχρονη πυροδότηση των πιστονιών αέρα – air-guns). Στην πρώτηπερίπτωση η µη εκτέλεση των πυροδοτήσεων έχει ως αποτέλεσµα την απουσία εκπεµπόµενου σήµατος,ενώ στη δεύτερη περίπτωση η ασύγχρονη πυροδότηση των πιστονιών αέρα (air-guns) έχει ωςαποτέλεσµα την παραµόρφωση του σήµατος εκποµπής (source wavelet) σε βαθµό που να το καθιστά µηαξιοποιήσιµο. Ο παραπάνω έλεγχος επιτεύχθει µε προβολή του συνόλου των δεδοµένων στο πεδίο τωνπυροδοτήσεων (shot domain display), διαδικασία που επιτρέπει και τον εντοπισµό πιθανών νεκρών καιθορυβωδών καναλιών (dead andnoisy channels).Όλα τα σεισµικά ίχνη(seismic traces) που αντιστοιχούσανστα κακής ποιότηταςκανάλια και πυροδοτήσειςεντοπίστηκαν και αφαιρέθηκαναπό το σύνολο των δεδοµένωνεφαρµόζοντας κατάλληλο φίλτροαπαλοιφής (mute filter)προκειµένου να µην υποβαθµιστείη ποιότητα (λόγοςσήµατος προς θόρυβο - S/N) τωνδεδοµένων στα επόµενα στάδιατης επεξεργασίας.Εικ. 5.3: Προβολή µεµονωµένης πυροδότησης σε όλα τα κανάλια. Στο µέσοτης προβολής διακρίνεται ένα κακής ποιότητας κανάλι το οποίο καιεξαιρέθηκε κατά την επεξεργασία (κανάλι αρ. 51).Fig. 5.3: Shot display in all channels. In the center of the display an arrowindicate a bad channel that was muted (ch. 51).99

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΕικ. 5.4: Προβολή µεµονωµένωνπυροδοτήσεων σε όλα τα κανάλια.(Α) προβολή µιας µη-αποδεκτήςπυροδότησης, (Β) τυπικήκαταγραφή αξιοποιήσιµηςπυροδότησης. Στο άνω αριστερότµήµα της εικόνα διακρίνονται οιπρώτες αφίξεις των απ’ ευθείαςκινούµενων κυµάτων ενώ στο δεξιόάκρο διακρίνονται οι διαθλάσειςτων σεισµικών κυµάτων πάνω απότην πρώτη ανάκλαση του πυθµένα.Fig. 5.4: Shot display in allchannels. (A) Record display of abad shot. (B) Typical shot display.At the upper left section the firstbreaks of the direct waves can seen.To the right, refracted wave arrivalscan be seen on top of the seafloorreflection.5.2.3 Προσδιορισµός και διόρθωση γεωµετρίαςΣτο στάδιο αυτό προσδιορίσθηκε η ακριβής γεωµετρία της χρησιµοποιηµένης σεισµικής διάταξης τηςπηγής και των υδροφώνων (seismic array formation). Ο προσδιορισµός και η διόρθωση της γεωµετρίαςτης σεισµικής διάταξης πραγµατοποιήθηκε προκειµένου να αντιστοιχιστούν σωστά τα σεισµικά ίχνη πουπροκύπτουν από το ίδιο σηµείο ανάκλασης στο πυθµένα (common midpoints, CMP’s).Τα αρχεία ναυσιπλοίας (navigation files) χρησιµοποιήθηκαν για την προβολή των πορειών τουερευνητικού σκάφους και τον εντοπισµό πιθανών στροφών, κενών και επικαλύψεων. Με βάση την100

Πολυ-κάναλα δεδοµένα σεισµικής ανάκλασηςταχύτητα πλεύσης, το βάθος από την επιφάνεια της πηγής και των υδροφώνων, το ρυθµό πυροδότησης,την απόσταση των καναλιών και τα ζεύγη τιµών µετάθεσης (x-, y- offset) της θέσης της πηγής και τηςαρχής της διάταξης των υδροφώνων από τη θέση της κεραίας του GPS, πραγµατοποιήθηκε οπροσδιορισµός των συντεταγµένων κάθε σεισµικού ίχνους και πυροδότησης.Προκειµένου να ελεγχθεί η γεωµετρική διόρθωση που εφαρµόστηκε, πραγµατοποιήθηκε διόρθωσηκανονικής απόκλισης χρησιµοποιώντας σταθερή ταχύτητα την ταχύτητα του επιφανειακού στρώµατοςνερού (δειγµατοληψία CTD κατά τη συλλογή των δεδοµένων) και διαπιστώθηκε ότι η πρώτη άφιξη (απ’ευθείας κινούµενων κυµάτων - direct waves) ευθυγραµµίστηκε σε ικανοποιητικό βαθµό κατά µήκος τηςσυστοιχίας των υδροφώνων.5.2.4 Ανάκτηση αρχικού και εξισορρόπηση πλάτους ανακλάσεωνΣτο επίπεδο αυτό εφαρµόστηκε ενίσχυση του καταγεγραµµένου σήµατος προκειµένου να αντισταθµιστείη εξασθένιση του πλάτους λόγω σφαιρικής εξάπλωσης (spherical spreading), απορρόφησης (absorption)και ανάκλασης µέρους από την εκπεµπόµενη ενέργεια από τις διεπιφάνειες (splitting of energy atinterfaces).Η ενίσχυση του σήµατος πραγµατοποιήθηκε σε δύο στάδια. Αρχικά και προτού εφαρµοστεί ηαποσυνέλιξη το πλάτος ενισχύθηκε προκειµένου να ανακτηθεί το «πραγµατικό» πλάτους του σήµατος(true amplitude recovery). Η ενίσχυση έγινε πολλαπλασιάζοντας µε την αυθαίρετη σχέση διόρθωσηςA(t) = t 2 (arbitrary exponential gain function) (Sheriff & Geldart, 1999). Η επιλογή της τετραγωνικήςρίζας του χρόνου επιτρέπει να αντισταθµιστούν οι απώλειες πλάτους λόγω απορρόφησης (Claerbout,1984) µειώνοντας συγχρόνως το εύρος τιµών πλάτους, δίχως όµως να εξαλείφει τις πραγµατικέςδιακυµάνσεις του πλάτους των ανακλάσεων. Η ενίσχυση του πλάτους των ανακλάσεων επαναλήφθηκεστο τέλος της ροής επεξεργασίας ώστε να εξισορροπηθούν οι διακυµάνσεις του πλάτους µε το βάθος,προκειµένου να βελτιωθεί η εικόνα παρουσίασης της τοµής και να είναι εφικτή η γεωλογική ερµηνεία. Ηενίσχυση αυτή πραγµατοποιήθηκε, εφαρµόζοντας την χρονικά µεταβαλλόµενη κλιµακωτή εξίσωσηενίσχυσης ενός φίλτρου αυτόµατου ελέγχου (AGC, Automatic Gain Control). Η παράµετροι του φίλτρουπου χρησιµοποιήθηκε ήταν εύρος παραθύρου εφαρµογής 250 ms (operator length) χρήση µέσης (meantype) και εφαρµογή στο κεντρικό δείγµα (apply to centre sample).5.2.5 Απόρριψη θορύβουΣε πρώτο στάδιο σχεδιάστηκε και χρησιµοποιήθηκε ένα χωρο-χρονικά µεταβαλλόµενο φίλτροαπαλοιφής σήµατος (variable time gates mute). Το φίλτρο αυτό χρησιµοποιήθηκε προκειµένου νααπελευθερωθούν τα δεδοµένα από τις ανεπιθύµητες στη φάση αυτή επιστροφές σήµατος (συστηµατικόςθόρυβος), που προκύπτει από την άφιξη των απ’ ευθείας κινούµενων σεισµικών κυµάτων (direct waves)όσο και από τις διαθλάσεις (refractions). Το ιδιαίτερα µεγάλο πλάτος των πρώτων αφίξεων (first break)101

∆ιδακτορική ∆ιατριβήµπορεί να διαταράξει σηµαντικά τα βήµατα επεξεργασίας που παρουσιάζουν ευαισθησία στο πλάτος τωνανακλάσεων (π.χ. ανάλυση ταχυτήτων, ενίσχυση αυτόµατου ελέγχου, κ.λ.π.)Με τη βοήθεια του εργαλείου της αλληλεπιδραστικής φασµατικής ανάλυσης (interactive spectralanalysis) προσδιορίστηκε το ενεργό συχνοτικό φάσµα των δεδοµένων. Η αλληλεπιδραστική φασµατικήανάλυση αποτελεί µια πλήρης και αυτόνοµη ροή επεξεργασίας η οποία βρίσκεται ενσωµατωµένη στολογισµικό πακέτο Promax. Με τη βοήθεια του συγκεκριµένου εργαλείου, προσδιορίστηκε το ενεργόσυχνοτικό φάσµα µεταξύ 11 και 84 Hz. Στην εικόνα 5.5, παρουσιάζεται ένα αντιπροσωπευτικό δείγµατης φασµατικής ανάλυσης για το σύνολο των δεδοµένων (πυροδότηση αρ.18851). Η εφαρµογή ενόςχρονικά αµετάβλητου φίλτρου ευρείας ζώνης διέλευσης (band-pass), τύπου Ormsby, κρίθηκεικανοποιητική. Προκειµένου να αποφευχθεί η αντήχηση (ringing) του σήµατος λόγω του φαινοµένουGibb’s, το φίλτρο συχνοτήτων σχεδιάστηκε µε ράµπα αποκοπής χαµηλών συχνοτήτων εύρους 4 Hz καιαντίστοιχη ράµπα αποκοπής υψηλών συχνοτήτων εύρους 8 Hz. [χαρακτηριστικά φίλτρου: 7 Hz (0%) -11Hz (100%), 84 Hz (100%) -92Hz (0%)].Η εφαρµογή τουσυχνοτικού φίλτρου ευρείαςζώνης διέλευσης (frequencyband-pass filter) υλοποιήθηκεστα αρχικά στάδια της ροήςεπεξεργασίας προκειµένου νααφαιρεθεί ο φυσικός θόρυβος,και επαναλήφθηκε στο τέλος τηςροής προκειµένου να αφαιρεθείο τεχνητός θόρυβος πουεισήγαγε στα δεδοµένα ηεπεξεργασία (π.χ. στάδιοαποσυνέλιξης). Στη δεύτερηπερίπτωση προτιµήθηκε ηεφαρµογή ενός χρονικάµεταβαλλόµενουφίλτρουευρείας ζώνης διέλευσης (TimeVarying band-pass filter) µεελαφρά ευρύτερη ζώνηΕικ. 5.5: Τυπικό παράθυρο της εφαρµογής της αλληλεπιδραστικήςφασµατικής ανάλυσης του λογισµικού πακέτου Promax (interactivespectral analysis). Το ιστόγραµµα στα δεξιά απεικονίζει το φάσµα τωνσυχνοτήτων που περικλείει η καταγραφή µιας πυροδότησης.Fig. 5.5: Interface window of Promax interactive spectral analyis tool. Thehistogram to the right displays the frequency spectra corresponding to asingle shot.διέλευσης από το αρχικό προκειµένου να αποφευχθεί η πλήρης αποκοπή των οριακών συχνοτήτων.102

Πολυ-κάναλα δεδοµένα σεισµικής ανάκλασης5.2.6 ΑποσυνέλιξηΠροκειµένου να αφαιρεθεί το φιλτράρισµα που επιφέρουν τα όργανα καταγραφής αλλά και η διέλευσητου σήµατος µέσα από τη γη, εφαρµόστηκε αποσυνέλιξη των δεδοµένων. Κύριο στόχο της αποσυνέλιξηςαποτελεί αφενός η συµπίεση του παλµού εκποµπής (compress initial wavelet) και κατά επέκταση ηβελτίωση της κατακόρυφης διακριτικής ικανότητας, καθώς και η αφαίρεση των πολλαπλών ανακλάσεωνλόγω αντήχησης του σήµατος στην υδάτινη στήλη και µεταξύ των ιζηµατογενών στρωµάτων (removal ofmultiples and reverberations) (Dobrin & Savit, 1988; Sheriff & Geldart, 1999). Επακόλουθη επίδρασητης απουνέλιξης του σήµατος αποτελεί η αποκοπή κεκλιµένων ανακλάσεων (συστηµατικός θόρυβος)αλλά και η εισαγωγή θορύβου υψηλής συχνότητας (Hatton et al., 1986).Μετά από σειρά δοµικών διαφορετικών τεχνικών αποσυνέλιξης σήµατος (εικ. 5.6) και µε βάση τοτελικό προϊών της κάθε δοκιµής, επιλέχθηκε να εφαρµοστεί αποσυνέλιξη συνόλου – προγνωστικούτύπου (Ensemble – Predictive Deconvolution). Η συγκεκριµένη µέθοδος αποσυνέλιξης, αφαιρεί σεσηµαντικό βαθµό τις πολλαπλές ανακλάσεις καθώς και το φαινόµενο των παλµών «φουσκάλας» (bubblepulse effect). Η αποσυνέλιξη συνόλου – προγνωστικού τύπου παρουσίασε επιπλέον ελαφρά µείωση τωνυπερβολικών ανακλάσεων λόγω περίθλασης του σήµατος (diffractions) αν και εισήγαγε υψηλήςσυχνότητας θόρυβο. Η αντιµετώπιση του προβλήµατος εισαγωγής υψίσυχνου θορύβου έγινε µε τηνεπαναεφαρµογή φίλτρου συχνοτήτων ευρείας ζώνης διέλευσης, όπως αναφέρθηκε νωρίτερα.Οι παράµετροι του φίλτρου αποσυνέλιξης επιλέχθηκαν, έτσι ώστε να συνδυαστεί η απόσβεση τωνπολλαπλών ανακλάσεων και η συµπίεση του παλµού εκποµπής. Οι κύριες παράµετροι επιλέχθηκαν µετάαπό πολλαπλές δοκιµές και έλεγχους, φροντίζοντας να ικανοποιούνται οι αρχές:(1) απόσταση πρόγνωσης α (prediction distance) ίση µε τη δεύτερη µηδενική διάβαση (zerocrossing) της συνάρτησης αυτοσυσχέτισης (autocorrelation function) παλµού ελάχιστης φάσης(minimum phase wavelet) (α = 34 ms),(2) µήκος εφαρµογής η (operator length) µεγαλύτερο της απόστασης µεταξύ των πολλαπλών προςαφαίρεση (η = 170 ms) και(3) ποσοστό λευκού θορύβου (white noise level) οριακό µεγάλο προκειµένου να σταθεροποιηθεί ηεφαρµογή του φίλτρου (ε = 0,1%) (Yilmaz, 1987).Ο αριθµός των σεισµικών ιχνών που χρησιµοποιήθηκαν για τον υπολογισµό της µέσης συνάρτησηςαυτοσυσχέτισης ορίστηκε στα 121 σεισµικά ίχνη (offset traces for averaging).Η εφαρµογή της αποσυνέλιξης συνόλου – προγνωστικού τύπου υλοποιήθηκε πριν από τηνυπέρθεση των δεδοµένων (stacking). ∆οκιµαστικές εφαρµογές διαφόρων τύπων αποσυνέλιξης µετά τηνυπέρθεση των δεδοµένων δεν έδωσαν σηµαντική βελτίωση των δεδοµένων καθώς αν και κατά περίπτωσηβελτίωναν ένα τµήµα των σεισµικών τοµών, υποβάθµιζαν το σύνολο των σεισµικών τοµών είτεεισάγοντας υπερβολικό θόρυβο είτε αφαιρώντας ισχυρές πρωτογενείς (primaries) ανακλάσεις.103

∆ιδακτορική ∆ιατριβήMinimumPhasePredictivedeconvlutiona=40 msn=170 msPre-stackSpikingDeconvlutionn=160 msPost stack EnsembleDeconvlution(Predictive-type)a=40 msn=250 msΕικ. 5.6: Χαρακτηριστικά παραδείγµατα εφαρµογής διαφορετικών τύπων αποσυνέλιξης σε τµήµα της σεισµικήςγραµµής GOC27. Στα σεισµικά δεδοµένα έχει εφαρµοστεί χρονικά µεταβλητό φίλτρο συχνοτήτων, ενίσχυσηπλάτους, διόρθωση κανονικής απόκλισης και υπέρθεση προκειµένου να διευκολυνθεί η σύγκριση τωναποτελεσµάτων. Fig. 5.6: Examples of different deconvolution applications to a segment of seismic lineGOC27.TVF, AGC, NMO and stacking of the displayed dataset helps to compare the output of the processing.104

Πολυ-κάναλα δεδοµένα σεισµικής ανάκλασης5.2.7 Ανάλυση ταχυτήτωνΤο στάδιο της ανάλυσης ταχυτήτων αποτελεί ένα σύνολο από επιµέρους επεξεργασίες που έχουν ωςστόχο την εκτίµηση των «ταχυτήτων µεσοδιαστηµάτων», δηλαδή της ταχύτητας διάδοσης των σεισµικώνκυµάτων µεταξύ των στρωµάτων (interval velocities). Η εκτίµηση των ταχυτήτων µεσοδιαστηµάτωνείναι απαραίτητη για την εκτέλεση των επόµενων σταδίων επεξεργασίας, της διόρθωσης κανονικήςαπόκλισης (normal moveout correction, NMO) και του σταδίου της υπέρθεσης (stacking), τα οποίαστοχεύουν στην µείωση των πολλαπλών και του θορύβου µε παράλληλη ενίσχυση των ανακλάσεωνπραγµατικών ανακλαστήρων.Ο υπολογισµός των ταχυτήτων µεσοδιαστηµάτων γίνεται έµµεσα βάση της εξίσωσης του Dix(1995) η οποία χρησιµοποιεί τις µέσες τετραγωνικές ταχύτητες V rms (root mean square velocities) πουαντιστοιχούν στο άµεσα υποκείµενο και υπερκείµενο ανακλαστήρα. Η όλη διαδικασία βασίζεται στηνπαραδοχή ότι η µέση τετραγωνική ταχύτητα ισούται µε την ταχύτητα υπέρθεσης (stacking velocity)V rms =V s . Η παραπάνω παραδοχή προϋποθέτει ότι η µεταβολές της ταχύτητας παρουσιάζουν οριζόντιαστρωµάτωση (horizontal velocity layering) και ότι οι ακτίνες διάδοσης των σεισµικών κυµάτωνακολουθούν κατακόρυφες διαδροµές (vertical raypaths). Η παραδοχή αυτή θεωρείται ότι ικανοποιείταισε σηµαντικό βαθµό δεδοµένης της σηµαντικής διαφοράς µεταξύ της απόστασης µετάθεσης (offset)σεισµικής πηγής – σεισµικού ίχνους συγκριτικά µε το βάθος νερού και είναι πάντα πολύ µικρότερη τουβάθους νερού και της συνολικής απόστασης πηγής και δέκτη από τους ανακλαστήρες.Ο υπολογισµός των ταχυτήτων υπέρθεσης (stacking velocities) πραγµατοποιήθηκε µε βάση τηνµέθοδο της βέλτιστης προσαρµογής (best fit approach) (Sheriff & Geldart, 1999).Προκειµένου να εκτελεσθεί η ανάλυση των ταχυτήτων στα σεισµικά ίχνη εφαρµόστηκε φίλτροαπαλοιφής των πρώτων αφίξεων (top mute). Στη συνέχεια τα σεισµικά ίχνη διατάχθηκαν σε προβολήκοινού σηµείου βάθους (common depth point, CDP domain) και σχηµατίστηκαν οι αντίστοιχες υπερσυναθροίσεις(supergather formation) ανά δέκα (10) σηµεία.Η ανάλυση των ταχυτήτων υλοποιήθηκε µε τη βοήθεια του αλληλεπιδραστικού εργαλείου τηςανάλυσης ταχυτήτων που διαθέτει το λογισµικό πακέτο Promax. Για τον υπολογισµό των ταχυτήτωνυπέρθεσης (stacking velocities) υπολογίστηκε ο συντελεστής οµοιότητας (semblance coefficient) ο οποίοςουσιαστικά αποτελεί ένα κανονικοποιηµένο µέτρο συστηµατικότητας (normalized coherency measure)των διαδοχικών σεισµικών ιχνών. Με βάση το συντελεστή οµοιότητας κατασκευάστηκε το φάσµα τωνταχυτήτων (velocity spectrum) µε βάση το οποίο υπολογίστηκαν οι τιµές των ταχυτήτων υπέρθεσης στασηµεία µέγιστων τιµών του φάσµατος (Yilmaz, 1987, Bruland, 1999) (εικ. 5.7). Για την κατασκευή τουφάσµατος των ταχυτήτων χρησιµοποιήθηκαν οι µέσες τιµές του συντελεστή οµοιότητας διαδοχικώνκοινών ενδιάµεσων σηµείων (CMP’s) έτσι ώστε να προκύψει ένα οµαλοποιηµένο φάσµα. Ο έλεγχος τωνεπιλογών των ταχυτήτων υπέρθεσης πραγµατοποιήθηκε µε τη βοήθεια της αλληλεπιδραστικής προβολήςτης απεικόνισης των διορθώσεων κανονικής απόκλισης (NMO) στο πίνακα υπέρθεσης (gather panel) καιτου πίνακα προβολής των απεικονιζόµενων υπερθέσεων των συναρτήσεων ταχύτητας (velocity function105

∆ιδακτορική ∆ιατριβήstacks panel, VFS panel) (εικ. 5.7). Η ανάλυση των ταχυτήτων πραγµατοποιήθηκε αρχικά ανάδιαστήµατα των 25 πυροδοτήσεων και στη συνέχεια πύκνωσε σε διαστήµατα των 10 πυροδοτήσεων. Στιςπλαγιές όπου η κλίση του πυθµένα και όπου αλλού οι µεταβολές της δοµής µε το βάθος είναι γρήγορεςπραγµατοποιήθηκε επιλογή ταχυτήτων ανά 5 πυροδοτήσεις.Εικ. 5.7: Φάσµα ταχυτήτων (αριστερά) και τα αντίστοιχα σηµεία επιλογής ταχυτήτων υπέρθεσης για το κοινόσηµείο βάθους 475 της σεισµικής γραµµής 25. Για τον υπολογισµό του φάσµατος των ταχυτήτων χρησιµοποιήθηκεο συντελεστής οµοιότητας. Προβολή συνάθροισης σεισµικών ιχνών όπου προσοµοιάζεται η διόρθωση κανονικήςαπόκλισης. Fig.5.7: Velocity spectrum display (left) for CDP 475 (GOC25) and corresponding stacking velocitiespicks. For the calculation of the velocity spectra the semblance coefficient was used. Gather panel (right) displays ananimation of NMO correction.Προκειµένου να διασφαλιστεί η ορθότητα των επιλεγµένων ταχυτήτων υπέρθεσης αρχικάπραγµατοποιήθηκε ιχνηθέτηση των κύριων ανακλάσεων µε βάση την µονο-κάναλη προβολή τουπλησιέστερου σεισµικού ίχνους (near trace plot). Οι ιχνηθετηµένοι ορίζοντες προβλήθηκαν σεαντιπαράθεση µε τις ταχύτητες υπέρθεσης και ακολούθησε έλεγχος της συστηµατικότητας των επιλογώνδιορθώνοντας τις ταχύτητες µε τρόπο ώστε να µην παρατηρούνται σηµαντικές αποκλίσεις της ταχύτηταςυπέρθεσης για τον ίδιο ανακλαστήρα (εικ. 5.8). Οι διορθωµένες ταχύτητες υπέρθεσης χρησιµοποιήθηκαν στη συνέχεια για την εφαρµογή τωνδιορθώσεων κανονικής απόκλισης και την τελική υπέρθεση του συνόλου της τοµής. Ακολούθησεπροβολή και έλεγχος της αρχικής τοµή υπέρθεσης (initial stacked section) για τον εντοπισµό περιοχώνχαµηλής ποιότητας και η όλη διαδικασία επαναλήφθηκε από την αρχή προσπαθώντας να βελτιωθούν οιεπιλογές των ταχυτήτων στις θέσεις αυτές.106

Πολυ-κάναλα δεδοµένα σεισµικής ανάκλασηςΕικ. 5.8: Προβολή του φάσµατος κατανοµής των µέσων τετραγωνικών ταχυτήτων (όπωςπροκύπτουν από την ανάλυση ταχυτήτων) για ένα τµήµα της σεισµικής γραµµής GOC25.Ιχνηθετηµένοι ορίζοντες προβάλλονται σε αντιδιαστολή µε τις ταχύτητες προκειµένου να ελεγχθείη συστηµατικότητα των επιλογών των ταχυτήτων υπέρθεσης κατά µήκος του ίδιου ορίζοντα.Fig. 5.8: Volume view/editor display of the rms velocity spectra (after stacking velocity analysis)over a segment of seismic line GOC25. Interpreted horizons are plotted against the velocity field toprovide a control check for stacking velocities picking consistency.5.2.8 ∆ιόρθωση κανονικής απόκλισηςΗ διόρθωση κανονικής απόκλισης (normal moveout correction) χρησιµοποιεί τις ταχύτητεςµεσοδιαστηµάτων (interval velocities) όπως αυτές προκύπτουν από την ανάλυση ταχυτήτων για ναµετατρέψει τους χρόνους άφιξης των ανακλάσεων και να προσοµοιάσει την µορφή κάθε σεισµικούίχνους θεωρώντας ότι πρόκειται για σεισµικά ίχνη µηδενικής µετάθεσης (zero offset traces). Μετά τηνεφαρµογή της διόρθωσης κανονικής απόκλισης παρατηρούµε ότι οι πρωτογενείς (primaries) ανακλάσειςευθυγραµµίζονται, ενώ οι πολλαπλές ανακλάσεις παραµένουν αδιόρθωτες εµφανίζοντας υπερβολικήγεωµετρία (εικ. 5.9Α). Η διόρθωση κανονικής απόκλισης αποτελεί ένα απαραίτητο στάδιο τηςεπεξεργασίας που προηγείται της υπέρθεσης (stacking). Το στάδιο αυτό είναι εξαιρετικά ευαίσθητο στηνσωστή εκτίµηση των ταχυτήτων υπέρθεσης και όταν υλοποιείται µε επιτυχία εξασφαλίζει την απόδοσητης υπέρθεσης.Παρενέργεια της συγκεκριµένης επεξεργασίας αποτελεί η υπερέκταση των σεισµικών ιχνών, ηοποία γίνεται ιδιαίτερα αισθητή στα σεισµικά ίχνη µεγάλης µετάθεσης (απόστασης από σεισµική πηγή)107

∆ιδακτορική ∆ιατριβή(far offset traces) (εικ. 5.9Α). Η παραµόρφωση των σεισµικών ιχνών µπορεί να είναι τόσο µεγάλη που τοπαραµορφωµένο τµήµα τους να καταστεί άχρηστο και να πρέπει να απαλειφθεί.Η απαλοιφή των παραµορφωµένων τµηµάτων των σεισµικών ιχνών πραγµατοποιήθηκε µε τοσχεδιασµό και εφαρµογή ενός κατάλληλου φίλτρου απαλοιφής εξωτερικού τοµέα (outside mute). Οσχεδιασµός του φίλτρου έγινε ανά διαστήµατα 10 πυροδοτήσεων και παράλληλα σχεδιάστηκε καιαντίστοιχο φίλτρο απαλοιφής εσωτερικού τοµέα (inside mute) (εικ. 5.9Β). Η εφαρµογή του φίλτρουαπαλοιφής εσωτερικού τοµέα, αποσκοπεί στην απαλοιφή του τοµέα όπου οι βαθιές ανακλάσεις(καθυστερηµένες αφίξεις) χαµηλών κυρίως συχνοτήτων παρουσιάζουν σχεδόν µηδενική απόκλιση απότις πολλαπλές ανακλάσεις µε αποτέλεσµα να µπερδεύονται αλλοιώνοντας την πραγµατική εικόνα τωνσεισµικών ιχνών στο βάθος αυτό.Εικ. 5.9: (A) Παράθυροπροβολής των διορθώσεωνκανονικής απόκλισης για ένακοινό ενδιάµεσο σηµείοανάκλασης. Στα σεισµικά ίχνηπου αντιστοιχούν σε µεγάλεςαποστάσεις µετάθεσηςπαρατηρείται υπερέκταση τωνανακλάσεων. Οι πολλαπλέςανακλάσεις παραµένουναδιόρθωτες διατηρώντας τηνυπερβολική τους γεωµετρία (Β)Προβολή εσωτερικού καιεξωτερικού φίλτρου απαλοιφήςσεισµικών ιχνών για το ίδιο κοινόενδιάµεσο σηµείο ανάκλασης.Fig. 5.9: (A) Normal moveoutcorrection display for single CDP.Far offset traces have been overstretched while multiples remainuncorrected keeping their initialhyperbolic geometry. (B) Insideand outside mute filter projectionfor the same CDP.108

Πολυ-κάναλα δεδοµένα σεισµικής ανάκλασης5.2.9 ΥπέρθεσηΣτο στάδιο υπέρθεσης (stacking) των σεισµικών ιχνών τα επιµέρους σεισµικά ίχνη προσθέτονται είτευπολογίζεται η µέση τιµή τους, προκειµένου να προκύψει ένα σεισµικό ίχνος ανά κοινό ενδιάµεσοσηµείο (CMP). Ουσιαστικά πρόκειται για µια διαδικασία συµπίεσης των δεδοµένων κατά µια ή δύοτάξεις µεγέθους, µέσω της οποίας ο λόγος σήµα/θόρυβο (S/N) βελτιώνεται κατά n (n: βαθµόςεπικάλυψης, fold coverage). Η βελτίωση οφείλεται στο γεγονός ότι κατά την υπέρθεση, οιευθυγραµµισµένες, µετά την διόρθωση για κανονική απόκλιση, πρωτογενείς ανακλάσεις (primaries)ενισχύονται σε αντίθεση µε όλες τις άλλες ανακλάσεις οι οποίες προσθέτονται λίγο ή πολύ εκτός φάσης(out of phase).Στην προκειµένη περίπτωση η υπέρθεση πραγµατοποιήθηκε µε υπολογισµό της µέσης τιµής τωνπροστιθέµενων σεισµικών ιχνών, εξαιρώντας το 12,5% των υψηλότερων και το 12,5% των χαµηλότερωντιµών (Alpha-trimmed Mean, α=25%). Με βάση το µέσο βαθµό επικάλυψης των σεισµικών οαναµενόµενος συντελεστής βελτίωσης των δεδοµένων υπολογίζεται σε 5,48 ( 30 ). Οι διαθέσιµεςσεισµικές τοµές όπως προέκυψαν µετά και το στάδιο της υπέρθεσης παρουσιάζονται στις εικόνες 5.10και 5.11.5.2.10 ΧωροθέτησηΣτο στάδιο επεξεργασίας της χωροθέτησης (stacking) πραγµατοποιείται επαναδιάταξη των σεισµικώνανακλάσεων από τις αρχικές τους θέσεις που ορίζονται σε σχέση µε τα σηµεία «παρατήρησης», στιςπραγµατικές θέσεις των αντίστοιχων ανακλαστήρων και των σηµείων περίθλασης. Αποτέλεσµα τηςχωροθέτησης είναι η τοποθέτηση των ανακλάσεων στη σωστή τους θέση στο χώρο µε ταυτόχρονησυνήθως µείωση της γωνίας κλίσης τους και η κατάρρευση των περιθλάσεων.Στην προκειµένη περίπτωση πραγµατοποιήθηκε χωροθέτηση τύπου Stolt µνήµης, στο πεδίο f-k(συχνοτήτων – κυµαταριθµών) (Memory Stolt f-k migration) (Stolt, 1978). Το κύριο πλεονέκτηµα καισυγχρόνως βασικό κριτήριο επιλογής της αποτελούν οι συγκριτικά περιορισµένες υπολογιστικές τηςαπαιτήσεις. Βασικό µειονέκτηµα της µεθόδου αποτελεί η αδυναµία χωροθέτησης των έντονα κεκλιµένωνανακλάσεων στις περιπτώσεις όπου παρατηρούνται σηµαντικές µεταβολές της ταχύτητας µε το βάθος. Ησυγκεκριµένη µέθοδος εκτελεί χωροθέτηση των ανακλάσεων µε το χρόνο (time migration) και όπως όλεςοι αντίστοιχες µέθοδοι παρουσιάζει αδυναµία στη διαχείριση σηµαντικών οριζόντιων µεταβολών τηςταχύτητας.Η χωροθέτηση των δεδοµένων της παρούσας διατριβής πραγµατοποιήθηκε µετά την υπέρθεση τους(poststack migration). ∆εδοµένα εισόδου στη µέθοδο αποτέλεσαν οι σεισµικές τοµές στις οποίες είχεπροηγηθεί η διόρθωση κανονικής απόκλισης (NMO, normal moveout correction) και η υπέρθεση χωρίςόµως να έχει εκτελεστεί και η διόρθωση απόκλισης λόγω κλίσης (DMO, dip moveout correction). Ηµέγιστη συχνότητα για χωροθέτηση ορίστηκε στα 92 Hz, ίση µε τη µέγιστη συχνότητα αποκοπής τουφίλτρου των συχνοτήτων και µικρότερη της συχνότητας Niquist, προς αποφυγή περιττών υπολογισµών.109

∆ιδακτορική ∆ιατριβή Αριστοφάνης ΣτεφάτοςΕικ. 5.10: Πολυ-κάναλη τοµή σεισµικής ανάκλασης (GOC25) η οποία έχει υποστεί επεξεργασία έως και το στάδιο της υπέρθεσης των σεισµικών ιχνών. Η σεισµική τοµήχαρακτηρίζεται από 30-πτυχη σεισµική επικάλυψη. Η οριζόντια κλίµακα δίνεται σε αύξοντες αριθµούς διαδοχικών κοινών ενδιάµεσων σηµείων ανάκλασης ενώ ηκατακόρυφη κλίµακα σε χρόνους (ms) διπλής διαδροµής.Fig: 5.10: Multi-channel seismic reflection section (GOC25) that has been processed up to stacking. The average fold coverage for the line is 30. Horizontal scale insuccessive CDP numbers. Vertical scale in two way travel time (TWTT) (ms).110

Αριστοφάνης Στεφάτος Πολυ-κάναλα δεδοµένα σεισµικής ανάκλασηςΕικ. 5.11: Πολυ-κάναλη τοµή σεισµικής ανάκλασης (GOC27) η οποία έχει υποστεί επεξεργασία έως και το στάδιο της υπέρθεσης των σεισµικών ιχνών. Η σεισµική τοµήχαρακτηρίζεται από 30-πτυχη σεισµική επικάλυψη. Η οριζόντια κλίµακα δίνεται σε αύξοντες αριθµούς διαδοχικών κοινών ενδιάµεσων σηµείων ανάκλασης ενώ ηκατακόρυφη κλίµακα σε χρόνους (ms) διπλής διαδροµής.Fig: 5.11: Multi-channel seismic reflection section (GOC27) that has been processed up to stacking. The average fold coverage for the line is 30. Horizontal scale insuccessive CDP numbers. Vertical scale in two way travel time (TWTT) (ms).111

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΠροκειµένου να αντιµετωπιστεί η παρουσία σηµαντικών κεκλιµένων ανακλαστήρων ο παράγονταςέκτασης (stretch factor) ορίστηκε W = 0,6 (Yilmaz, 1987). Ακολουθώντας την λογική δοκιµής –σύγκρισης αποτελέσµατος (trial and error approach) πραγµατοποιήθηκαν µια σειρά από δοκιµέςχωροθέτησης χρησιµοποιώντας διάφορα µοντέλα ταχυτήτων (µοντέλα σταθερής ταχύτητας,κατακόρυφης µεταβολής ταχύτητας, µέσης τετραγωνικής ταχύτητας όπως προκύπτει από την ανάλυσηταχυτήτων) (εικ. 5.12). Η εφαρµογή της χωροθέτησης, στις περισσότερες περιπτώσεις απέδωσεσηµαντική βελτίωση των σεισµικών δεδοµένων, αποδίδοντας κυρίως στα ανώτερα 3-4 sec των σεισµικώντοµών, και λιγότερο στο κατώτερο τµήµα τους. Στις εικόνες 5.13 και 5.14, παρουσιάζονται σεισµικέςτοµές GOC25 και GOC27 αντίστοιχα, όπως προέκυψαν µετά και την εφαρµογή της χωροθέτησης τωνσεισµικών ανακλάσεων.Εικ. 5.12: Παράθυρο προβολήςµοντέλων ταχυτήτων πουχρησιµοποιήθηκαν για τηνχωροθέτηση των ανακλάσεωντων σεισµικών τοµών. (Α)Μοντέλο σταθερής ταχύτητας.(Β) Μοντέλο κατακόρυφηςµεταβολής (αύξησης) τηςταχύτητας όπως προκύπτει απότην προηγηθείσα ανάλυσηταχυτήτων.Fig. 5.12: Volume view/editorwindow display of migrationvelocities models. (A) Constantvelocity model. (B) Variablevelocity model after the rmsvelocities as derived fromvelocity analysis.112

Αριστοφάνης Στεφάτος Πολυ-κάναλα δεδοµένα σεισµικής ανάκλασηςS NΕικ. 5.13: Πολυ-κάναλη τοµή σεισµικής ανάκλασης (GOC25) µετά και από την επεξεργασία της χωροθέτησης στο χρόνο των σεισµικών ανακλάσεων. Η σεισµική τοµήχαρακτηρίζεται από 30-πτυχη σεισµική επικάλυψη. Η οριζόντια κλίµακα δίνεται σε αύξοντες αριθµούς διαδοχικών κοινών ενδιάµεσων σηµείων ανάκλασης ενώ ηκατακόρυφη κλίµακα σε χρόνους (ms) διπλής διαδροµής.Fig: 5.13: Multi-channel seismic reflection section (GOC25) after post-stack time migration. The average fold coverage for the line is 30. Horizontal scale in successive CDPnumbers. Vertical scale in two way travel time (TWTT) (ms).113

∆ιδακτορική ∆ιατριβή Αριστοφάνης ΣτεφάτοςS NΕικ. 5.14: Πολυ-κάναλη τοµή σεισµικής ανάκλασης (GOC27) µετά και από την επεξεργασία της χωροθέτησης των σεισµικών ανακλάσεων. Η σεισµική τοµήχαρακτηρίζεται από 30-πτυχη σεισµική επικάλυψη. Η οριζόντια κλίµακα δίνεται σε αύξοντες αριθµούς διαδοχικών κοινών ενδιάµεσων σηµείων ανάκλασης, ενώ ηκατακόρυφη κλίµακα σε χρόνους (ms) διπλής διαδροµής.Fig. 5.14: Multi-channel seismic reflection section (GOC27) after post-stack time migration. The average fold coverage for the line is 30. Horizontal scale in successive CDPnumbers. Vertical scale in two way travel time (TWTT) (ms).114

Πολυ-κάναλα δεδοµένα σεισµικής ανάκλασης5.3 Παρουσίαση αποτελεσµάτων - δεδοµένωνΠαρά το γεγονός ότι κατά την συλλογή των δεδοµένων, πραγµατοποιήθηκε καταγραφή ανακλάσεων µεχρόνους διπλής διαδροµής έως και 16 sec, στη παρούσα διατριβή η επεξεργασία και παρουσίαση τωνσεισµικών τοµών περιορίζεται στα πρώτα 3,5 sec. Η επιλογή αυτή βασίστηκε στο γεγονός ότι µετά τα 3,5sec ο λόγος σήµατος προς θόρυβο είναι πολύ χαµηλός και ουσιαστικά δεν κατέστη δυνατό ναανιχνευθούν συγκεκριµένες ανακλάσεις σε µεγαλύτερα βάθη. Το πλεονέκτηµα που προέκυψε από τονπεριορισµό το συνολικού χρόνου διπλής διαδροµής, ήταν η σηµαντική µείωση του όγκου των δεδοµένωνκαι κατά επέκταση η µείωση του απαιτούµενου χρόνου επεξεργασίας.Στο σηµείο αυτό θα πρέπει επιπλέον να επισηµανθεί ότι, µε βάση τον αρχικό σχεδιασµό και τουςαντικειµενικούς στόχους του συγκεκριµένου ερευνητικού πλόα, ο εξαιρετικά µεγάλος χρόνοςκαταγραφής σήµατος (16 sec) επέβαλε αντίστοιχα µείωση του ρυθµού δειγµατοληψίας στα 4 ms. Οαργός ρυθµός δειγµατοληψίας (4 ms) ουσιαστικά µεταφράζεται σε περιορισµό της κατακόρυφηςδιακριτικής ικανότητας των συλλεγµένων δεδοµένων. Στην προκείµενη περίπτωση, η θεωρητικήβέλτιστη κατακόρυφη διακριτική ικανότητα (λ/4), κυµαίνεται µεταξύ 5 και 10 µέτρων, αυξανόµενη µε τοβάθος. Πρακτικά η κατακόρυφη διακριτική ικανότητα εκτιµάται ότι βρίσκεται πλησιέστερα στο άνω όριο(10 m) µε βάση την επικρατούσα κύρια συχνότητα των δεδοµένων (60 Hz). Αποδίδοντας τους παραπάνωγεωφυσικούς όρους µε γεωλογικούς, αναφέρεται ενδεικτικά ότι προκειµένου να αναγνωριστεί ένα ρήγµαστις συγκεκριµένες γεωφυσικές τοµές, θα πρέπει να χαρακτηρίζεται από συνολικό κατακόρυφο άλµα ίσοή µεγαλύτερο των 10 µέτρων.Ένα κοινό χαρακτηριστικό των δύο σεισµικών τοµών, είναι η σχετική υποβάθµιση της ποιότηταςτου σήµατος κοντά στο νότιο περιθώριο, περίπου στα 100 πρώτα κοινά ενδιάµεσα σηµεία ανάκλασης(CDP’s). Το γεγονός αυτό, το οποίο είναι εντονότερο στην τοµή GOC25, οφείλεται στο πολύ µεγάλοµήκος της συρόµενης συστοιχίας των υδροφώνων (3 km) που υποχρέωνε το ερευνητικό σκάφος ναεκτελεί στροφές ακτίνας 1 ναυτικού µιλίου, δηλαδή σε απόσταση µεγαλύτερη του 1 km από την ακτή. Οιεπιβεβληµένες στροφές σε συνδυασµό µε την παρουσία των κύριων περιθωριακών ρηγµάτων πολύ κοντάστην ακτή, δεν επέτρεψε την διέλευση της συστοιχίας των υδροφώνων σε πλήρη ευθύγραµµη ανάπτυξηπάνω από τα νότια περιθωριακά ρήγµατα. Αποτέλεσµα των παραπάνω ήταν η µείωση του βαθµούσεισµικής επικάλυψης (seismic fold coverage) και κατά επέκταση η υποβάθµιση της ποιότητας τωνδεδοµένων (µείωση του λόγου σήµατος προς θόρυβο S/N). Η µεγάλη κλίση των ανακλάσεων ιδιαίτεραστο νότιο περιθώριο, υποδηλώνει ότι πιθανά η εφαρµογή τεχνικών επεξεργασίας για διόρθωση κλίσεων(Dip Moveout Correction, DMO) θα µπορούσε να βελτιώσει στο µέλλον την ποιότητα των δεδοµένωνστο συγκεκριµένο σηµείο.115

∆ιδακτορική ∆ιατριβή5.3.1 Σεισµική τοµή GOC 25Η ανάκλαση του σεισµικού υποβάθρου εντοπίζεται σε βάθος που φθάνει έως και τα 2370 ms κάτω απότην επιφάνεια της θάλασσας (εικ. 5.15). Το σεισµικό υπόβαθρο εµφανίζει το µέγιστο βάθος του στοκέντρο και προς τα νότια της λεκάνης. Η ανάκλαση του σεισµικού υποβάθρου ρηχαίνει προοδευτικάπρος βορρά, όπου φθάνει στο ελάχιστο βάθος των 420 ms, ενώ προς τα νότια η ανάκλαση αυτή δενδιακρίνεται πέρα από το σηµείο 190 (CDP). Ουσιαστικά πρόκειται για την ισχυρότερη ανάκλαση ηοποία, στα περισσότερα σηµεία όπου διακρίνεται, εµφανίζεται ως ένα σύνολο δύο παράλληλων καιεξίσου ισχυρών ανακλάσεων. Η ανάκλαση του σεισµικού υποβάθρου αποδίδεται στην παλαιοεπιφάνειατου αλπικού υποβάθρου.Το πάχος των ιζηµάτων που γεµίζουν την λεκάνη του Κορινθιακού κόλπου φθάνει τη µέγιστη τιµήτων 1386 ms, στη θέση όπου το σεισµικό υπόβαθρο εµφανίζει το µέγιστο βάθος του (εικ. 5.15). Τοιζηµατογενές αυτό πακέτο αποσφηνώνεται σταδιακά τόσο προς το νότιο όσο και προς το βόρειοπεριθώριο της λεκάνης. Μια χαρακτηριστική επιφάνεια ασυµφωνίας (ανάκλαση Ρ), η οποίααναγνωρίζεται καθόλο το µήκος της σεισµικής τοµής, διαχωρίζει το ιζηµατογενές πακέτο σε δύοιζηµατογενείς ενότητες. Η κατώτερη από τις δύο (ενότητα Α) εκτείνεται από το σεισµικό υπόβαθρο έωςκαι την ασυµφωνία Ρ και αποτελεί το 70 µε 80 % του συνολικού πάχους του ιζηµατογενούς πακέτου. Ηενότητα Α φθάνει το µέγιστο πάχος των 1039 ms στη θέση µέγιστου βάθους του σεισµικού υποβάθρου,ενώ παρουσιάζει ένα επιπλέον κέντρο απόθεσης - συσσώρευσης ιζηµάτων προς τα βόρεια. Η ενότητα Αχαρακτηρίζεται από µια ποικιλία ισχυρών και ασθενών ανακλάσεων οι οποίες εµφανίζονται έντοναπαραµορφωµένες από το πλήθος των ρηγµάτων που τις διατέµνουν. Στο βόρειο περιθώριο οι ανακλάσειςτης ενότητας Α εµφανίζονται να τερµατίζουν πάνω (onlap) στην ανάκλαση του σεισµικού υποβάθρου.Η στρωµατογραφικά ανώτερη ενότητα των ιζηµάτων, η ενότητα Β, εκτείνεται από την ασυµφωνίαΡ έως την επιφάνεια του πυθµένα. Το πάχος της ενότητας Β κυµαίνεται µεταξύ του 20 και 30 % τουσυνολικού πάχους των ιζηµάτων της λεκάνης. Το µέγιστο πάχος της ενότητας φθάνει τα 420 ms, ενώ ηθέση µέγιστου πάχους βρίσκεται ελαφρά µετατοπισµένη προς νότο σε σχέση µε τη θέση µέγιστου πάχουςτης ενότητας Α. Μια έντονη ανάκλαση διατρέχει την ενότητα Β σε όλο της το µήκος, διαχωρίζοντας τηνσε δύο υποενότητες. Η κατώτερη υποενότητα Β1 εµφανίζει δύο κέντρα απόθεσης σε κάθε πλευρά τηςλεκάνης αν και το µέγιστο πάχος της το παρουσιάζει στο νότιο περιθώριο, µε πάχος αποθέσεων πουφθάνει τα 226 ms. Οι εσωτερικές της ανακλάσεις της υποενότητας Β1 εµφανίζονται να τερµατίζουν πάνωστην επιφάνεια Ρ, σε κάθε πλευρά της λεκάνης. Παρά την ελαφριά τάση αύξησης του πάχους τωναποθέσεων από βορρά προς νότο, η συγκεκριµένη υποενότητα δεν παρουσιάζει µεγάλες µεταβολέςπάχους από το ένα περιθώριο στο άλλο. Αντίθετα, η υπερκείµενη υποενότητα Β2, εµφανίζει σαφώς πιοέντονη µεταβολή του συνολικού της πάχους από βορρά προς νότο. Η υποενότητα Β2, όπως και η Β1αυξάνει προοδευτικά σε πάχος προς τα νότια όπου φθάνει και τη µέγιστη τιµή των 232 ms πάχους. Ηθέση µέγιστου πάχους για την υποενότητα Β2 εντοπίζεται µετατοπισµένη ακόµα πιο νότια συγκριτικά µετις θέσεις µέγιστου πάχους των ενοτήτων Β1 και Α.116

Πολυ-κάναλα δεδοµένα σεισµικής ανάκλασης Αριστοφάνης ΣτεφάτοςΕικ. 5.15: Προτεινόµενη ερµηνεία της τοµής πολυκάναλης σεισµικής ανάκλασης GOC 25. Η προτεινόµενη ερµηνεία της σεισµικής τοµής αναλύεται στο υποκεφάλαιο5.3.1.Fig. 5.15: Interpretation of seismic reflection line GOC 25. Detailed interpretation analysis is given in the 5.3.1 section.117

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΓια την ακρίβεια και οι δύο υποενότητες Β1 και Β2, παρουσιάζουν αντίστοιχη δοµή αποτελούµενεςστη βάση τους από ένα µεγάλου πάχους στρώµα µε παράλληλες ασθενείς ανακλάσεις του οποίουυπέρκειται ένα µικρότερου πάχους στρώµα, αποτελούµενο από σαφείς συνεχείς ανακλάσεις µεγάλουπλάτους ανάκλασης. Η παρουσία των δύο στρωµάτων µε τις ασθενείς ανακλάσεις προσδίδει στηνενότητα Β την συνολική εικόνα µιας λιγότερο στρωµατοποιηµένης ενότητας σε σχέση µε την ενότητα Α.Ένα σύνολο 27 κανονικών ρηγµάτων αναγνωρίστηκε κατά µήκος της τοµής GOC 25 (εικ. 5.15). Ησυντριπτική πλειοψηφία των ρηγµάτων περιορίζεται εντός της στρωµατογραφικής ενότητας Α, δίχως ναπροεκτείνονται διαµέσου της ενότητας Β έως την επιφάνεια του πυθµένα. Στο βόρειο περιθώριο µιασειρά από τουλάχιστο 11 διαδοχικά διευθετηµένα ρήγµατα µετατοπίζει τα ιζήµατα προς τα κατάντιπαράγοντας µια τυπική προς τα κάτω κλιµακωτή διάταξη. Τα ρήγµατα αυτά ξεκινούν από το σεισµικόυπόβαθρο και ορισµένα αυτά εµφανίζονται να µετατοπίζουν ελαφρά την ανάκλαση του υποβάθρου. Ηαπόσταση µεταξύ των κλιµακωτών αυτών ρηγµάτων κυµαίνεται µεταξύ 120 και 340 µέτρα, ενώ τοσυνολικό κατακόρυφο άλµα τους κυµαίνεται µεταξύ 24 και 171 ms. Με εξαίρεση 2 ρήγµατα που τέµνουντα ιζήµατα της ενότητας Β, τα υπόλοιπα δεν φαίνονται να προεκτείνονται εντός των επιφανειακώνιζηµάτων.Στο κέντρο της λεκάνης ένα πλήθος από 15 ρήγµατα τέµνει και κάµπτει τα ιζήµατα της λεκάνης. Ηδιάταξη των ρηγµάτων παρουσιάζει τα τυπικά χαρακτηριστικά κύριων ληστρικών ρηγµάτων τα οποίασυνοδεύονται από δευτερογενή αντιθετικά ρήγµατα. Τα κύρια ρήγµατα εµφανίζονται να κλίνουν προςβορρά και χαρακτηρίζονται από περισσότερο ή λιγότερο ληστρική γεωµετρία. Τα ρήγµατα αυτάφαίνονται να έχουν την ρίζα τους σε ασυνέχειες εντός του σεισµικού υποβάθρου και πάνω στηνεπιφάνεια τους φαίνεται ότι τερµατίζουν τα συνωδά αντιθετικά ρήγµατα µε κλίση προς νότο. Όπως καιµε τα ρήγµατα του βορείου περιθωρίου τα περισσότερα από αυτά δεν εµφανίζονται να προεκτείνονταισηµαντικά εντός της ανώτερης στρωµατογραφικής ενότητας Β. Εξαίρεση αποτελούν δύο ρήγµατα ταοποία φαίνονται να προεκτείνονται έως την επιφάνεια. Το πρώτο έχει κλίση προς βορρά οριοθετεί τηνπρος νότο εξάπλωση των ρηγµάτων που τέµνουν της αποθέσεις της λεκάνης. Το δεύτερο από τα ρήγµαταπου φαίνονται να τέµνουν τα επιφανειακά ιζήµατα, έχει κλίση προς νότο και εντοπίζεται στο κέντροπερίπου της λεκάνης.Στο νότιο περιθώριο της λεκάνης δεν αναγνωρίστηκαν σηµαντικός αριθµός ρηγµάτων (εικ. 5.15).Στην περιοχή αυτή µια µέτριας έντασης ανάκλαση µε κλίση προς βορρά, οριοθετεί τη βάση τωνιζηµατογενών αποθέσεων. Τα αµέσως υπερκείµενα ιζηµατογενή στρώµατα εµφανίζονται να κάµπτονταικαι να στρέφονται σχεδόν παράλληλα προς την συγκεκριµένη ανάκλαση. Η απουσία σαφών ενδείξεωνµετατόπισης ταυτοποιηµένων ανακλάσεων εκατέρωθεν της επιφάνειας επαφής, δεν επιτρέπεικατηγορηµατική τοποθέτηση για το εάν πρόκειται για τεκτονική επαφή ή όχι. Ένα επιφανειακό ρήγµα µεκλίση προς βορρά αναπτύσσεται κατά µήκος της πλαγιάς του νοτίου περιθωρίου. Το ρήγµα αυτόφαίνεται να τερµατίζει πάνω στην προαναφερόµενη επιφάνεια επαφής δίχως να την µετατοπίζει. Ηαπουσία µεγάλου αριθµού ρηγµάτων στο νότιο περιθώριο γίνεται ιδιαίτερα αισθητή, συγκρινόµενη µε118

Πολυ-κάναλα δεδοµένα σεισµικής ανάκλασηςτην άφθονη παρουσία ρηγµάτων που παρουσιάζει τόσο το κέντρο όσο και το βόρειο περιθώριο τηςλεκάνης στην ίδια σεισµική τοµή. Παρόλα αυτά, εξαιτίας της ποιοτικής υποβάθµισης των δεδοµένων στονότιο περιθώριο, η απουσία ρηγµάτων δεν µπορεί να επιβεβαιωθεί για όλο το εύρος του νοτίουπεριθωρίου.Από το βάθος των 2490 ms κάτω από την επιφάνεια της θάλασσας και έως το βάθος των 2700 msσε απόσταση 3,66 km αναγνωρίστηκε µια σχετικά ισχυρή ανάκλαση. Η ανάκλαση αυτή έχει κλίση ηοποία εκτιµάται ότι κυµαίνεται µεταξύ 3,5 ο και 5 ο προς βορρά και εντοπίζεται σε ένα µέσο βάθος 215 msκάτω από το σεισµικό υπόβαθρο (εικ. 5.15).5.3.2 Σεισµική Τοµή GOC 27Στην σεισµική τοµή GOC 27, το βάθος του σεισµικού υποβάθρου παρουσιάζει σηµαντική διακύµανσηκατά µήκος της τοµής (εικ. 5.16). Στα νότια η ανάκλαση του υποβάθρου εµφανίζεται από το βάθος των760 ms έως τα 1585 ms βάθος στο κέντρο της λεκάνης σε απόσταση 4,9 km, και έχει κλίση προς βορρά.Στο κέντρο της λεκάνης η παρουσία ενός ρήγµατος µε κλίση προς νότο (25 ο έως 38 ο ), µετατοπίζει τηνανάκλαση του υποβάθρου, ανεβάζοντας την στο επίπεδο των 1000 ms κάτω από την επιφάνεια τηςθάλασσας. Στα βόρεια και επί του τεµάχους βάσης του συγκεκριµένου ρήγµατος το υπόβαθροπαρουσιάζει µια κοίλη προς τα άνω γεωµετρία. Ακόµα βορειότερα στο περιθώριο των αποθέσεων τηςλεκάνης, η παρουσία δύο ρηγµάτων µε αντίθετες κλίσεις σχηµατίζει ένα µικρό τεκτονικό κέρας πουδιακόπτει την συνέχεια του υποβάθρου. Νότια από το τεκτονικό κέρας το υπόβαθρο βρίσκεται σε βάθος876 ms, στη συνέχεια το υπόβαθρο αναδύεται στο βάθος των 456 ms στην κορυφή του κέρατος, καιακολουθεί η επαναβύθιση του στο επίπεδο των 587 ms, αµέσως βορειότερα. Από το βάθος αυτό τοσεισµικό υπόβαθρο ρηχαίνει σταδιακά έως το ελάχιστο βάθος των 190 ms και στη συνέχειασταθεροποιείται µεταξύ των 210 ms και 300 ms κατά µήκος της εκτενούς υφαλοκρηπίδας του βορείουπεριθωρίου.Όπως και προηγούµενα η ανάκλαση του σεισµικού υποβάθρου αποδίδεται στην παλαιο-επιφάνειατου αλπικού υποβάθρου, οριοθετώντας ουσιαστικά την µετάβαση από τα στάδια της αλπικής ορογένεσηςστα στάδια της διαστολής και ταφρογένεσης. Η προβολή στην επιφάνεια το ρήγµατος που µετατοπίζει τουπόβαθρο στο κέντρο της λεκάνης, ταυτίζεται µε το βόρειο τοίχωµα ενός µεγάλου καναλιού που δεσπόζειστην επιφάνεια του πυθµένα. Ουσιαστικά πρόκειται για το αξονικό ρήγµα του δυτικού Κορινθιακούκόλπου (AWC), το οποίο έχει ήδη αναφερθεί στο κεφάλαιο 4.4 κατά την ανάλυση των αντίστοιχωνγραµµών µονοκάναλης σεισµικής ανάκλασης. Η µετατόπιση που προκαλεί στην ανάκλαση τουυποβάθρου µας επιτρέπει να υπολογίσουµε µε αρκετή ακρίβεια το συνολικό κατακόρυφο άλµα τουρήγµατος, το οποίο ισούται µε 580 ms.Αντίστοιχα, τα ρήγµατα που οριοθετούν το τεκτονικό κέρας στο βόρειο περιθώριο, αναγνωρίζονταιως το νότιο και βόρειο ρήγµα Ερατεινής, όπως αυτά έχουν περιγραφεί κατά την ανάλυση τωναντίστοιχων τοµών των µονοκάναλων σεισµικών δεδοµένων. Το νότιο ρήγµα Ερατεινής προεκτείνεται119

∆ιδακτορική ∆ιατριβήέως την επιφάνεια του πυθµένα όπου και διαµορφώνει ρηξιγενές πρανές (εικ. 5.16). Το συνολικόκατακόρυφο άλµα του νότιου ρήγµατος Ερατεινής είναι ίσο µε 390 ms. Το βόρειο ρήγµα Ερατεινήςχαρακτηρίζεται από µικρότερο συνολικό κατακόρυφο άλµα της τάξης των 120 ms. Αν και το ρήγµαφαίνεται να προεκτείνεται έως την επιφάνεια του πυθµένα, στην συγκεκριµένη τοµή δεν διακρίνεταικάποιο ρηξιγενές πρανές στην επιφάνεια.Όπως και στην τοµή GOC 25 έτσι και στην συγκεκριµένη τοµή, τα ιζηµατογενή στρώµατα στονότιο περιθώριο παρουσιάζονται µε έντονη κλίση προς βορρά στραµµένα σχεδόν παράλληλα προς τηνανάκλαση του υποβάθρου. Η επιβεβαίωση της παρουσίας ρηγµάτων µε ελαφρά µεγαλύτερη κλίση προςβορρά είναι συνεπώς ιδιαίτερα δύσκολη και γίνεται ακόµα δυσκολότερη εάν ληφθεί υπόψη η εξαιτίαςτεχνικών περιορισµών υποβάθµιση της ποιότητας των δεδοµένων στο νότιο περιθώριο. Τα παραπάνω δενεπιτρέπουν την εξαγωγή οριστικών συµπερασµάτων ως προς την ακριβή δοµή του περιθωρίου. Ηπαρουσία ορισµένων διακεκοµµένων ισχυρών ανακλάσεων υποδηλώνει αφενός µεν την προοδευτικήανάδυση του υποβάθρου προς τα νότια και αφετέρου υποστηρίζουν την παρουσία επιφανειακώνρηγµάτων µεγαλύτερης κλίσης τα οποία τερµατίζουν πάνω στις ασυνέχειες του υποβάθρου. Ένα τέτοιορήγµα πιθανός αναπτύσσεται στη βάση της πλαγιάς αλλά δεν φαίνεται να µετατοπίζει την επιφάνεια τουπυθµένα. Το ανώτερο ιζηµατογενές κάλυµµα στο νότιο περιθώριο φαίνεται ότι απολεπτύνεται σταδιακάπρος νότο δίχως όµως να αναγνωρίζονται χαρακτηριστικές σχέσεις τερµατισµού (onlap) των ανακλάσεωνπάνω στο υπόβαθρο.Συνολικά αναγνωρίσθηκαν 13 ρήγµατα κατά µήκος της σεισµικής τοµής GOC 27 (εικ. 5.16). Μεεξαίρεση τα τρία ρήγµατα που προαναφέρθηκαν και τα οποία µετατοπίζουν την ανάκλαση τουυποβάθρου, όλα τα υπόλοιπα ρήγµατα εντοπίζονται µέσα στα ιζήµατα που καλύπτουν το τέµαχος οροφήςτου αξονικού ρήγµατος και τερµατίζουν πάνω στην ανάκλαση του υποβάθρου. Τα ρήγµατα αυτάσχηµατίζουν δύο µικρές τεκτονικές τάφρους εκατέρωθεν ενός τεκτονικού κέρατος και δεν φαίνονται νατέµνουν τα επιφανειακά ιζήµατα έως την επιφάνεια του πυθµένα. Τα κατακόρυφο άλµα των παραπάνωρηγµάτων κυµαίνεται µεταξύ 8 και 37 ms.Η σεισµική εικόνα που παρουσιάζουν οι ιζηµατογενείς αποθέσεις στο κέντρο της λεκάνης δενφαίνεται να είναι απ’ ευθείας συγκρίσιµη µε αυτήν των αντίστοιχων αποθέσεων στην τοµή GOC 25. Ηπαρουσία του αξονικού ρήγµατος στο µέσο της λεκάνης φαίνεται ότι περιπλέκει την δοµή τουιζηµατογενούς πακέτου, δηµιουργώντας δύο διαφορετικές στρωµατογραφικές ενότητες εκατέρωθεν τουρήγµατος. Με τη βοήθεια του καθοδηγητικού ορίζοντα Ρ, είναι δυνατό να παρακολουθήσουµε και νααναλύσουµε τα κύρια χαρακτηριστικά της ιζηµατογενής στήλης της λεκάνης στη συγκεκριµένη τοµή. Οκαθοδηγητικός ορίζοντας Ρ, αποτελεί µια από τις λίγες ανακλάσεις που είναι δυνατό να αναγνωριστούνσε όλο το µήκος της λεκάνης από το ένα περιθώριο έως το άλλο. Ο ορίζοντας Ρ αποτελεί το κάτω όριοτης ανώτερης επιφανειακής στρωµατογραφικής ενότητας C (εικ. 5.16). Η επιφανειακή στρωµατογραφικήενότητα χαρακτηρίζεται από παράλληλες και συνεχείς ανακλάσεις µικρού και µεγάλου πλάτους. Τοπάχος της ενότητας διατηρείται σχεδόν σταθερό στα 190 ms, και µειώνεται ελαφρά πάνω από το τέµαχος120

Πολυ-κάναλα δεδοµένα σεισµικής ανάκλασηςβάσης του αξονικού ρήγµατος στα βόρεια. Μια επιπλέον διαφορά που παρουσιάζει η ενότητα C είναι οαυξηµένος αριθµός εσωτερικών ανακλάσεων πάνω από το τέµαχος βάσης του αξονικού ρήγµατος, σεσυνδυασµό µε την ταυτόχρονη απουσία των στρωµάτων δίχως εσωτερικές ανακλάσεις πουπαρατηρούνται πάνω από το τέµαχος οροφής του ιδίου ρήγµατος.Στα νότια και επί του τεµάχους οροφής του αξονικού ρήγµατος, ακολουθεί η ενδιάµεσηστρωµατογραφική ενότητα Β και κάτω από αυτή η ενότητα Α σε άµεση επαφή µε το σεισµικό υπόβαθρο(εικ. 5.16). Η ενότητα Β χαρακτηρίζεται από µια ποικιλία εσωτερικών ανακλάσεων µικρού και µεγάλουπλάτους οι οποίες τοπικά εµφανίζονται ιδιαίτερα διαταραγµένες και γενικά χαρακτηρίζονται όλες απόέντονη κλίση προς βορρά. Προς βορρά οι εσωτερικές ανακλάσεις της ενότητας Β, τερµατίζουν απότοµαπάνω στην επιφάνεια του αξονικού ρήγµατος, ενώ προς νότο οι ανακλάσεις εµφανίζονται ναδιακόπτονται ασύµφωνα από τις υπερκείµενες σχεδόν οριζόντιες ανακλάσεις της ενότητας C. Το πάχοςτης ενότητας Β έχει τη µέγιστη τιµή των 575 ms κοντά και παράλληλα προς την επιφάνεια του ρήγµατοςκαι φαίνεται να αποσφηνώνεται προοδευτικά προς νότο.Αµέσως κάτω από την ενότητα Β αναγνωρίστηκε η ενότητα Α, η οποία και αποτελεί την πρώτηιζηµατογενή ενότητα των αποθέσεων της τάφρου του Κορινθιακού κόλπου. Η ενότητα αυτήχαρακτηρίζεται από την παρουσία ιδιαίτερα ασθενών και ασυνεχών εσωτερικών ανακλάσεων οι οποίεςπροσδίδουν στην ενότητα την εικόνα ενός σεισµικά διαφανούς στρώµατος (εικ. 5.16). Το πάχος τηςενότητας Α παρουσιάζεται σχεδόν σταθερό και κυµαίνεται µεταξύ 140 και 230 ms. Η ενότητα Α όπωςορίζεται στην σεισµική τοµή GOC 27, ουσιαστικά είναι αντίστοιχη του κατώτερου τµήµατος τηςενότητας Α στη τοµή GOC 25 (εικ. 5.15).Στα βόρεια, πάνω από το τέµαχος βάσης του αξονικού ρήγµατος, το µέγιστο πάχος τηςιζηµατογενούς στήλης µόλις που φθάνει τα 400 ms, τιµή που υπολείπεται σηµαντικά του µέγιστουπάχους των ιζηµάτων στα νότια (1000 ms) (εικ. 5.16). Μια πιο προσεκτική παρατήρηση µας αποκαλύπτειένα σηµαντικό στρωµατογραφικό κενό στο συγκεκριµένο τµήµα της σεισµικής τοµής. Πράγµατι, µεταξύτης στρωµατογραφικής ενότητας Α που καλύπτει το υπόβαθρο και της επιφανειακής ενότητας C,απουσιάζουν οι ενδιάµεσες αποθέσεις της ενότητας Β. Έτσι στη προκειµένη περίπτωση η ανάκλαση Ρ,ουσιαστικά οριοθετεί τη συγκεκριµένη στρωµατογραφική ασυµφωνία.Ιδιαίτερο ενδιαφέρον παρουσιάζει η υπολεκάνη που σχηµατίζεται στο βόρειο περιθώριο τηςλεκάνης κατά µήκος του υφαλόριου. Η συγκεκριµένη υπολεκάνη (υπολεκάνη Ερατεινής) σχηµατίζεταιεξαιτίας των τεκτονικών κινήσεων στο βόρειο ρήγµα Ερατεινής και έχει τα τυπικά χαρακτηριστικά µιαςασύµµετρης ηµι-τάφρου (half graben). Το συνολικό πάχος των αποθέσεων της υπολεκάνης τηςΕρατεινής φθάνει τα 262 ms (εικ. 5.16).Τέλος αξίζει να σηµειωθεί ότι σε βάθος µεγαλύτερο από το βάθος της ανάκλασης του σεισµικούυποβάθρου, δεν κατέστη δυνατή η αναγνώριση κάποιας σαφούς ισχυρής ανάκλασης που να µπορεί νααποδοθεί σε ένα συγκεκριµένο γεωλογικό ανακλαστήρα.121

∆ιδακτορική ∆ιατριβή Αριστοφάνης ΣτεφάτοςΕικ. 5.16: Προτεινόµενη ερµηνεία της πολυκάναλης τοµής σεισµικής ανάκλασης GOC 27. Η προτεινόµενη ερµηνεία της σεισµικής τοµής αναλύεται στουποκεφάλαιο 5.3.2.Fig. 5.16: Interpretation of seismic reflection line GOC 27. Detailed interpretation analysis is given in the 5.3.2 section.122

Πολυ-κάναλα δεδοµένα σεισµικής ανάκλασης5.4 Συζήτηση - σύνθεση αποτελεσµάτωνΤα δεδοµένα της πολυκάναλης σεισµικής ανάκλασης από το δυτικό Κορινθιακό κόλπο, παρέχουν γιαπρώτη φορά µια σαφή εικόνα των ιζηµάτων της λεκάνης και του υποβάθρου για το συγκεκριµένο τµήµατου κόλπου. Όπως αποδεικνύεται το πάχος της ιζηµατογενούς στήλη δεν ξεπερνά το µέγιστο των 1386ms (1386 m στα 2000 ms -1 ) 1 και µειώνεται προς τα δυτικά όπου η µέγιστη τιµή του πάχους φθάνει τα1000 ms (1000 m στα 2000 ms -1 ). Αντίστοιχα, το µέγιστο βάθος του αλπικού υποβάθρου µειώνεται προςτα δυτικά από τα 2370 ms (2370 m στα 2000 ms -1 ) στα 1585 m (1585 m 2000 ms -1 ). Οι τιµές µέγιστουβάθους του αλπικού υποβάθρου και αντίστοιχα το πάχος των ιζηµατογενών αποθέσεων πάνω από αυτό,υπολείπονται των αντίστοιχων τιµών αναφέρουν οι Myrianthis (1984), Sachpazi et al., (2003) µε βάσηπολυκάναλες σεισµικές τοµές που εκτελέστηκαν στο παρελθόν ανατολικότερα των τοµών της παρούσαςδιατριβής (περίπου 3 km µέγιστο βάθος σεισµικού υποβάθρου και 2 km µέγιστο πάχος ιζηµάτων). Τογεγονός αυτό υποδεικνύει µια γενικότερη τάση προοδευτικής βάθυνσης του υποβάθρου από δυτικά προςανατολικά. Η παρατήρηση αυτή βρίσκεται σε συµφωνία µε την πρόταση διάφορων ερευνητών οι οποίοιµε βάση την συνολική διαστολή του κόλπου υποστηρίζουν ότι ο κεντρικός – ανατολικός Κορινθιακόςκόλπος αποτελεί το παλαιότερο τµήµα της τεκτονικής τάφρου (Doutsos et al., 1988; Le-Pichon, 1995;Armijo et al., 1996).Η παρουσία ενός ισχυρού ανακλαστήρα κάτω από το υπόβαθρο, σε βάθος 2500 ms (2500 m στα2000 ms -1 ) από την επιφάνεια της θάλασσας, µε κλίση προς βορρά στις 3,5 o – 5 o , βρίσκεται σε συµφωνίαµε τις παρατηρήσεις των Sachpazi et al., (2003) και ενισχύει την πρόταση πολλών ερευνητών για τηνπαρουσία µιας µικρής κλίσης επιφάνειας αποκόλλησης (low angle detachment) (Doutsos & Poulimenos,1992; Rigo et al., 1996; Rietbrock et al., 1996; Sorel et al., 2000). Η παρουσία της συγκεκριµένηςανάκλασης δεν επιβεβαιώνεται στα δυτικά στην τοµή GOC 27. Επιπλέον, πρέπει να επισηµανθεί ότι ηπεριορισµένη έκταση της ανάκλασης κάτω από το κεντρικό τµήµα της λεκάνης, σε συνδυασµό µε τηνυποβάθµιση της ποιότητας των δεδοµένων στο νότιο περιθώριο, δεν µας επιτρέπουν την κατηγορηµατικήεπιβεβαίωση της γεωµετρία και της σχέση της µε τα κύρια ρήγµατα του νότιου περιθωρίου.Παρά την αδυναµία των δεδοµένων να απεικονίσουν καθαρά την δοµή του νοτίου περιθωρίου, οισεισµικές τοµές προσφέρουν σαφείς ενδείξεις ότι σχετικά µεγάλης κλίσης επιφανειακά ρήγµατατερµατίζουν είτε απ’ ευθείας πάνω στο σεισµικό υπόβαθρο (GOC 27) είτε πάνω σε ένα ρήγµα µικρότερηςκλίσης το οποίο προεκτείνεται έως τη βάση της λεκάνης σε βάθος µεγαλύτερο των 2,3 km (GOC 25).Την τελευταία ερµηνεία (τοµής GOC 25) προτείνουν και οι Sachpazi et al., (2003), για την δοµή τουνοτίου περιθωρίου µερικά χιλιόµετρα ανατολικότερα της τοµής GOC 25.Η σεισµική τοµή GOC 27 στα δυτικά, ανατρέπει σε σηµαντικό βαθµό την µέχρι πρότινοςκαθιερωµένη εικόνα για το Κορινθιακό κόλπο σύµφωνα µε την οποία ο κόλπος χαρακτηριζόταν ως µιατυπική ασύµµετρη ηµι-τάφρος, µε πόλο ασυµµετρίας προς νότο. Η συγκεκριµένη σεισµική τοµή1 Αντιπροσωπευτική µέση τιµή δεδοµένου ότι, η µέγιστη ταχύτητα των σεισµικών κυµάτων Ρ, σταανώτερα 30 µέτρα της ιζηµατογενούς στήλης µετρήθηκε στα 1800 ms -1 (Moretti et al., 2004).123

∆ιδακτορική ∆ιατριβήεπιβεβαιώνει τις παρατηρήσεις του προηγούµενου κεφαλαίου (Stefatos et al., 2002; McNeill et al., 2005)ότι η πολικότητα της ασυµµετρίας της τάφρου έχει µεταναστεύσει στο βορρά. Το αξονικό ρήγµα τουδυτικού Κορινθιακού κόλπου αποτελεί το κύριο ρήγµα στη περιοχή το οποίο ελέγχει την ασυµµετρία τηςτάφρου και χαρακτηρίζεται από συνολικό κατακόρυφο άλµα της τάξης των 580 ms (580 m στα 2000 ms -1 ). Με βάση την γεωµετρία των ιζηµατογενών αποθέσεων εκατέρωθεν του ρήγµατος, προτείνεται ότι τοσυγκεκριµένο ρήγµα πέρασε µια φάση έντονου τεκτονικού παροξυσµού στην διάρκεια της οποίας, στοτέµαχος οροφής του ρήγµατος, αποτέθηκαν τα έντονα παραµορφωµένα ιζήµατα της στρωµατογραφικήςενότητας Β. Η όποια ιζηµατογένεση έλαβε χώρα στο τέµαχος βάσης του αξονικού ρήγµατος κατά τηνίδια περίοδο, είτε ήταν εξαιρετικά περιορισµένη είτε την ακολούθησε εκτενέστατη διάβρωση µεαποτέλεσµα να µην έχουν διατηρηθεί ιζήµατα σηµαντικού πάχους. Την παραπάνω φάση ακολούθησε µιαφάση σχετικής ισορροπίας µεταξύ του ρυθµού τεκτονικής παραµόρφωσης και του ρυθµούιζηµατογένεσης. Στη διάρκεια της τελευταίας αυτής φάσης αποτέθηκε η στρωµατογραφική ενότητα Α.Η παρουσία του αξονικού ρήγµατος στο κέντρο του δυτικού Κορινθιακού κόλπου, σε συνδυασµόµε τα ρήγµατα που διαµορφώνουν το τεκτονικό κέρας στο βόρειο περιθώριο του κόλπου, συνιστούν ένασύνολο τριών ρηγµάτων τα οποία µετατοπίζουν σηµαντικά το υπόβαθρο της τάφρου. Η παρατήρησηαυτή εξηγεί τους σηµαντικά υψηλότερους ρυθµούς διαστολής που προτείνονται για τον δυτικόΚορινθιακό κόλπο και επιβεβαιώνει την πρόταση των Briole et al., (2000); Stefatos et al., (2002) καιMcNeill et al., (2005) σύµφωνα µε την οποία η αυξηµένοι ρυθµοί παραµόρφωσης του δυτικούΚορινθιακού κόλπου θα πρέπει να αποδοθούν σε υποθαλάσσια ρήγµατα.Σε αντίθεση µε την εικόνα της τοµής GOC 27, η τοµή GOC 25 που τέµνει τον κόλπο πιοανατολικά, παρουσιάζει το κέντρο απόθεσης µέγιστου πάχους ιζηµάτων, σταθερά στη πλευρά του νοτίουπεριθωρίου. Παρά το γεγονός ότι η συγκεκριµένη τοµή δεν εµφανίζει την τυπική εικόνα µια ασύµµετρηςτάφρου, η διατήρηση του µέγιστου πάχους των ιζηµάτων στη πλευρά του νοτίου περιθωρίου υποδηλώνειαντίστοιχα ότι το κύριο ρήγµα της τάφρου παραµένει σταθερά στο νότο. Η προοδευτική µάλισταµετανάστευση, του κέντρου απόθεσης µέγιστου πάχους προς νότο, υποδεικνύει είτε αντίστοιχηµετανάστευση του κύριου ρήγµατος προς νότο, είτε αντικατοπτρίζει την λιστρική γεωµετρία τουρήγµατος. Στο πλαίσιο αυτό ιδιαίτερο ενδιαφέρον αποκτά η παρατήρηση των Sachpazi et al., (2003)σύµφωνα µε την οποία σεισµική τοµή ακόµα πιο ανατολικά της τοµής GOC 25, παρουσιάζει το κέντροαπόθεσης του µέγιστου πάχους των ιζηµάτων στη πλευρά του βορείου περιθωρίου, πριν αυτόµεταναστεύσει στο νότιο περιθώριο. Οι παραπάνω παρατηρήσεις επιβεβαιώνουν την πρόταση τουπροηγούµενου κεφαλαίου ότι ουσιαστικά ο Κορινθιακός κόλπος αποτελεί µια σύνθετης γεωµετρίαςασύµµετρη τάφρο της οποίας η πολικότητα µεταβάλλεται µε το µήκος (Stefatos et al., 2002).Ιδιαίτερο ενδιαφέρον παρουσιάζει και ο µεγάλος αριθµός ρηγµάτων που αναγνωρίστηκαν στις τοµέςτων πολυκάναλων σεισµικών. Τα ρήγµατα αυτά φαίνονται να ξεκινούν από το υπόβαθρο και σε αρκετέςπεριπτώσεις εµφανίζονται να συνδέονται µε ασυνέχειες της ανάκλασης του υποβάθρου. Μόνο ένας πολύµικρός αριθµός από αυτά τα ρήγµατα εµφανίζεται να προεκτείνεται µέσα στις ανώτερες124

Πολυ-κάναλα δεδοµένα σεισµικής ανάκλασηςστρωµατογραφικές ενότητες έως την επιφάνεια του πυθµένα. Το γεγονός αυτό δεν επιτρέπει τηναποτύπωση τους στις ρηχές τοµές µονοκάναλης σεισµικής ανάκλασης. Ο περιορισµός της δράσης τωνπερισσότερων ρηγµάτων έως και την βάση της ανώτερης στρωµατογραφικής ενότητας είναι πιθανό ότισηµατοδοτεί την µετάβαση από την φάση του τεκτονικού παροξυσµού σε µια φάση σχετικής ηρεµίαςκατά την οποία ο ρυθµός µετατόπισης στα ρήγµατα εξισορροπείται από το ρυθµό ιζηµατογένεσης.125


66. Τεκτονο-ιζηµατολογική µελέτη δυτικού Κορινθιακού κόλπου6.1 ΕισαγωγήΠαρά το σχετικά µεγάλο αριθµό περιγραφών της ιζηµατογενούς εξέλιξης σε περιβάλλοντα ενεργώντεκτονικών τάφρων, η κατανόηση των µηχανισµών που ελέγχουν την παροχή και διασπορά τωνιζηµάτων εντός των αντίστοιχων ιζηµατογενών λεκανών παραµένει περιορισµένη (Leeder et al., 1998).Οι µελέτες που ασχολούνται µε τους µηχανισµούς που ελέγχουν την ιζηµατογένεση στη φάση τηςταφρογένεσης, εστιάζονται σε ιζηµατογενείς ακολουθίες από παλαιές και σύγχρονες, θαµµένες είτεαποκαλυµµένες στην επιφάνεια, ανενεργές τάφρους (Collela, 1988; Ori, 1989; Poulimenos et al., 1993;Leeder & Jackson, 1993; Dart et al., 1994; Collier & Gawthorpe, 1995; Dorsey et al., 1995; Nøttvedt etal., 1995; Zelilidis & Kontopoulos, 1996; Ranvås & Steel, 1997; Gupta et al., 1999; Haughton 2000;Sharp et al., 2000; Young et al., 2000; Alves et al., 2002). Αντίθετα, οι µελέτες που εστιάζουν στη µελέτητης ιζηµατογένεσης σε ενεργές τάφρους είναι σαφώς πιο περιορισµένες (Ferentinos et al., 1988;Papatheodorou & Ferentinos, 1993; Scholz, 1995; Scholz et al., 1998; Soreghan et al., 1999; Leeder et al.,2002).Η σηµασία των ρηγµάτων στη διαµόρφωση της αρχιτεκτονικής των ιζηµάτων σε λεκάνεςδιαστολής (extensional basins), έχει από καιρό αναγνωρισθεί και συγκαταλέγεται ανάµεσα στους κύριουςπαράγοντες που διαµορφώνουν τη δοµή των ιζηµατογενών αποθέσεων (Schlische, 1991; Gawthorpe etal., 1994; Contreras et al., 1997). Πάραυτα, ο ακριβής ρόλος της συνιζηµατογενούς δράσης τωνρηγµάτων στη διαµόρφωση των συστηµάτων διασποράς των ιζηµάτων και της αντίστοιχηςστρωµατογραφίας εντός των τεκτονικών τάφρων, δεν έχει πλήρως αποσαφηνιστεί. Αυτό το κενό γνώσηςπηγάζει από την ελλιπή γνώση µας για το τρόπο µε τον οποίο τα συστήµατα των κανονικών ρηγµάτωνεξελίσσονται µε την πάροδο του χρόνου και του τρόπου µε τον οποίο τα περιβάλλοντα απόθεσηςιζηµάτων ανταποκρίνονται σε αυτές τις αλλαγές (Gupta et al., 1999).Στο κεφάλαιο αυτό επιχειρείται να αναδειχθούν τα σηµερινά ενεργά συστήµατα διασποράς καιαπόθεσης ιζηµάτων που βρίσκονται σε εξέλιξη στο δυτικό τµήµα του Κορινθιακού κόλπου. Η µελέτη τωνσηµερινά ενεργών ιζηµατογενών συστηµάτων µας επιτρέπει να θέσουµε τις παρατηρήσεις σε ένααυστηρά ελεγχόµενο πλαίσιο συνθηκών που επικρατούν στη περιοχή απόθεσης. Το γεγονός αυτό καθιστάτα δεδοµένα αυτού του είδους, υψηλής αξιοπιστίας και συνεπώς κατάλληλα να συµπεριληφθούν σταµοντέλα πρόγνωσης της κατανοµής ιζηµατογενών φάσεων (facies prediction models).Πιο συγκεκριµένα, το παρόν κεφάλαιο εστιάζει στο νότιο περιθώριο του δυτικού Κορινθιακούκόλπου, όπου αναλύονται τα διαφορετικά ιζηµατογενή περιβάλλοντα που αναπτύσσονται κατά µήκος τουτεκτονικά ενεργού περιθωρίου της λεκάνης µεταξύ Αιγίου και Ακράτας. Κάνοντας χρήση της ποικιλίαςτων δεδοµένων σεισµικής ανάκλασης, εξετάζονται και αναλύονται τα ενεργά συστήµατα διασποράς των

∆ιδακτορική ∆ιατριβήιζηµάτων και η στρωµατογραφική τους δοµή κατά µήκος της τεκτονικής ζώνης µεταβίβασης - ράµπαςσύνδεσης (relay ramp) µεταξύ των κύριων ρηγµάτων Αιγίου και Ελίκης. Με βάση την τεκτονική δοµήτης περιοχής και την κατανοµή των σεισµικών φάσεων επιχειρείται η αναγνώριση και ταυτοποίηση τωνµηχανισµών που ελέγχουν τη διαµόρφωση των ιζηµατογενών περιβαλλόντων.6.2 Επισκόπηση περιοχήςΗ περιοχή στην οποία εστιάζεται το ενδιαφέρον στο συγκεκριµένο κεφάλαιο εντοπίζεται στο δυτικό (εικ.2.1 & 6.2) Κορινθιακό κόλπο. Ουσιαστικά πρόκειται για την παράκτια ζώνη, µήκους 40 περίπουχιλιοµέτρων, η οποία εκτείνεται µεταξύ της πόλης του Αιγίου στα δυτικά και της Ακράτας σταανατολικά.Όπως έχει ήδη αναφερθεί ο δυτικός Κορινθιακός κόλπος αποτελεί το ταχύτερα διανοιγόµενο τµήµατης τάφρου, µε ρυθµό διαστολής, της τάξης των 11 µε 14 mm yr -1 (Billiris et al., 1991; Clarke et al.,1997; Briole et al., 2000). Η ταχύτατη αυτή διαστολή, εκφράζεται µέσω της υψηλής σεισµικότητας τηςπεριοχής η οποία περιορίζεται εντός των ορίων του κόλπου (Clarke et al., 1998; Briole et al., 2000). Ηπαρούσα διατριβή καθώς και οι Stefatos et al., (2002) και McNeill et al., (2005), παρουσιάζουν τοµέςσεισµικής ανάκλασης, που υποστηρίζουν ότι µεγάλο ποσοστό της διαστολής µπορεί να εξηγηθεί µε τηλειτουργία των υποθαλάσσιων ρηγµάτων του δυτικού Κορινθιακού.Η προσφορά κλαστικών ιζηµάτων στη λεκάνη του δυτικού Κορινθιακού κόλπου, γίνεται κατάκύριο λόγω από τα ποτάµια που αναπτύσσονται κατά µήκος των νοτίου περιθωρίου. Κατά µήκος τωννοτίων ακτών του κόλπου, πέντε ποτάµια εκβάλουν εντός των ορίων της περιοχής µελέτης. Τα ποτάµιαΣελινούντας, Κερυνίτης, Βουραϊκός, Λαδοπόταµος (Πούντας) και Κράθις. Οι λεκάνες αποστράγγισηςτων ποταµών αυτών αναπτύσσονται επί των σχετικά ευκολο-διάβρωτων νεογενών αποθέσεων πουαποτέθηκαν στις βόρειες ακτές της Πελοποννήσου στα αρχικά στάδια της ταφρογένεσης, µε αποτέλεσµατην αυξηµένη στερεοπαροχή των ποταµών. Οι ανυψωµένες Πλειο-Πλειστοκαινικές δελταϊκές αποθέσειςκατά µήκος του νοτίου περιθωρίου σχηµατίστηκαν στην αρχική φάση της ταφρογένεσης την οποίαακολούθησε µια φάση ταχύτατης διαφορικής ανύψωσης του περιθωρίου της τάφρου (Doutsos & Piper,1990; Poulimenos et al., 1993). Η προς βορρά µετανάστευση της έντονης αυτής τεκτονικής φάσης είχε ωςσυνέπεια την ανύψωση των δελταϊκών αποθέσεων κατά µήκος του νοτίου περιθωρίου σε ύψος πουξεπερνά τα 1050 m, από το σηµερινό επίπεδο της θάλασσας (Ori, 1989; Doutsos & Piper, 1990;Poulimenos et al., 1993; Dart et al., 1994; Zelilidis & Kontopoulos 1996). Τα Πλειο-Πλειστοκαινικά αυτάδελταϊκά ριπίδια τροφοδοτήθηκαν από τα ίδια ποτάµια τα οποία εκβάλουν και σήµερα στο κόλπο καθώςκατάφεραν να διατηρήσουν την προς βορρά ροή τους υπερνικώντας την τεκτονική ανύψωση (Seger &Alexander, 1993; Zelilidis, 2000).Αντίθετα µε το νότιο περιθώριο, το βόρειο περιθώριο στην περιοχή µελέτης δεν χαρακτηρίζεταιαπό την ανάπτυξη σηµαντικών ποταµών. Εξαίρεση αποτελεί το σύµπλεγµα των εφήµερων ποταµώνΤολοφώνα και Ερατεινής, που σχηµατίζουν το οµώνυµο αλλουβιακό πεδίο. Οι αλλουβιακές αποθέσεις128

Τεκτονική - Ιζηµατολογία ∆υτικού Κορινθιακούτων ποταµών Τολοφώνα και Ερατεινή περιορίζονται στην εκτενή κρηπίδα του βορείου περιθωρίου, εντόςτης υπολεκάνης της Ερατεινής, (Hasiotis et al., υπό δηµοσίευση) η οποία οριοθετείται από το βόρειορήγµα Ερατεινής (δες κεφ. 5, παρούσας διατριβή και McNeil et al., 2005).Όπως έχει αναφερθεί και νωρίτερα, η ιζηµατογενής ακολουθία που γεµίζει τη λεκάνη τουΚορινθιακού αποτελείται κατά κύριο λόγω από τουρβιδιτικές αποθέσεις (Heezen et al., 1966; Brooks &Ferentinos, 1984; Collier et al., 2000; Lykousis et al., 2003) ενώ το πλήρες φάσµα των βαρυτικώνµετακινήσεων µαζών έχει παρατηρηθεί σε διάφορα σηµεία κατά µήκος των περιθωρίων του Κορινθιακούκόλπου (Perisoratis et al., 1984; Ferentinos et al., 1988; Παπαθεοδώρου, 1990; Λυκούσης, 1990; Piper etal., 1990; Papatheodorou & Ferentinos, 1997; Hasiotis et al., 2002; Papatheodorou et al., 2003).Το κλίµα της περιοχής θεωρείται εύκρατο Μεσογειακό, µε µέσο ετήσιο ύψος βροχόπτωσης 1.081mm (1975-1999) και µέση µηνιαία θερµοκρασία µεταξύ 10 και 19 ο C (Νίκας, 2003). Η περιοχή πουπεριβάλει τη λεκάνη µελέτης θεωρείται ορεινή µε περιοδικά ισχυρές βροχές στη διάρκεια του χειµώνακαι µεγάλες περιόδους ξηρασίας τους καλοκαιρινούς µήνες. Η χαρακτηριστική αυτή εποχικότητα στηνένταση των βροχοπτώσεων οδηγεί σε αρνητικό υδατικό ισοζύγιο για τα ποτάµια κατά τη περίοδο τηςµειωµένης συχνότητας βροχοπτώσεων το καλοκαίρι. Η πυκνότητα της φυτοκάλυψης, µπορεί ναχαρακτηριστεί περιορισµένη καθώς µόλις το 16 % της επιφάνειας των λεκανών απορροής των ποταµώντου νότιου περιθωρίου, καλύπτεται από δάσος ενώ το 34 % καλύπτεται από θαµνώδη σκληροφυλλικήβλάστηση (Νίκας, 2003). Το αραιό αυτό φυτικό κάλυµµα, το οποίο υποβαθµίζεται κατά την καλοκαιρινήξηρά περίοδο, ευνοεί την επιφανειακή αποσάθρωση και διάβρωση και κατά επέκταση την απελευθέρωσηµεγάλου όγκου κλαστικών ιζηµάτων µέσω της επιφανειακής απορροής στη λεκάνη. Οι Heezen et al.,(1966), αναφέρουν µια σειρά από θραύσεις των υποθαλάσσιων τηλεγραφικών καλωδίων κατά µήκος τηςκατωφέρειας του νοτίου περιθωρίου στο δυτικό Κορινθιακό κόλπο. Οι θραύσεις των καλωδίωναποδόθηκαν σε βαρυτικές κατολισθήσεις ιζηµάτων που πυροδοτήθηκαν στη διάρκεια καταιγίδων πουέπληξαν την περιοχή. Ιδιαίτερο ενδιαφέρων παρουσιάζει η αναφορά µπλεγµένων κλαδιών και φυτών στηζώνη θραύσης των καλωδίων.6.3. ΜεθοδολογίαΤο παρόν κεφάλαιο βασίζεται στην ανάλυση ενός συνόλου σεισµικών γραµµών που ξεπερνά τα 470χιλιόµετρα µήκος. Το σύνολο των δεδοµένων περιλαµβάνει όλους τους διαθέσιµους τύπους δεδοµένωνσεισµικής τοµογραφίας που παρουσιάστηκαν αναλυτικά στο κεφάλαιο τρία (3) καθώς και ηχογραφίεςηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης τύπου ASDIC.Το σύνολο των διαθέσιµων δεδοµένων χρησιµοποιήθηκε για την αναγνώριση και χαρτογράφησητων φυσιογραφικών χαρακτηριστικών και των τεκτονικών δοµών στην περιοχή. Η ανάλυση τωνσεισµικών τοµών έγινε µε βάση τη λογική αναγνώρισης σεισµικών φάσεων. Οι σεισµικές φάσειςορίστηκαν µε βάση τα ακόλουθα κριτήρια: (I) τα εσωτερικά σεισµικά χαρακτηριστικά (πλάτοςανακλάσεων, πυκνότητα ανακλάσεων, συνέχεια ανακλάσεων, σχέση µεταξύ υποκείµενων και129

∆ιδακτορική ∆ιατριβήυπερκείµενων ανακλάσεων, κ.α.). (II) την εξωτερική γεωµετρία του συνόλου των ανακλάσεων πουαποτελούν µια φάση. (III) τις σχέσεις απόληξης των σεισµικών ανακλάσεων στις κύριες οριακέςεπιφάνειες (termination types against bounding surfaces) (Vail & Mitchum, 1977; Mitchum et al., 1977a& b; Sangree & Widmier, 1977).Η ανάλυση και χαρτογράφηση των σεισµικών φάσεων στα πλαίσια ενός συγκεκριµένουγεωλογικού καθεστώτος, επιτρέπει την σύνδεση των σεισµικών φάσεων µε συγκεκριµένες ιζηµατογενείςδιεργασίες και κατά επέκταση την πρόγνωση της αντίστοιχης σχετικής λιθολογίας (Vail & Mitchum,1977). Η ερµηνεία των επιφανειακών σεισµικών φάσεων διευκολύνθηκε σηµαντικά από την υπάρχουσαγνώση για τις ενεργές ιζηµατογενείς διεργασίες που λαµβάνουν χώρα στη περιοχή µελέτης (Ferentinos etal., 1988 και Παπαθεοδώρου, 1990). Παρόλα αυτά θα πρέπει να διευκρινιστεί ότι δεδοµένης τηςαπουσίας ιζηµατολογικών στοιχείων από πυρήνες και γεωτρήσεις, οι προτεινόµενες ερµηνείες τωνσεισµικών φάσεων περιορίζονται στην ποιοτική ανάλυση των ιζηµατογενών διεργασιών και τωναντίστοιχα χαρτογραφηµένων αποθέσεων τους. Η αδυναµία επαλήθευσης και διασταύρωσης τωνσεισµικών δεδοµένων µε δείγµατα ιζηµάτων, επέβαλε µια ιδιαίτερα προσεκτική και συντηρητικήπροσέγγιση στην ερµηνεία των σεισµικών φάσεων.Όπως επισηµαίνει και ο Galloway (1998) ο ορισµός της έννοιας των ιζηµατογενών συστηµάτων(system tracts) αλλά και η χρήση της, στα πλαίσια της στρωµατογραφίας των ακολουθιών (sequencestratigraphy) (Van Wagoner et al., 1988; Posamentier & Vail., 1988; Morton, 1991; Thorne & Swift1991; Galloway & Hobday, 1996) οδήγησε σε σύγχυση την έννοια των ιζηµατογενών συστηµάτωναπόθεσης (depositional systems) συνδέοντας τη παλαιογεωµορφολογική διάσταση των τελευταίωναποκλειστικά µε τις µεταβολές του βασικού επιπέδου (base level changes).Η µελέτη αυτή υιοθετεί την λογική ανάλυσης επιφανειακών και υποεπιφανειακών δεδοµένων (στηπροκειµένη περίπτωση δεδοµένων σεισµικών ανάκλασης) υπό το πρίσµα της αναγνώρισης και διάκρισηςτων ιζηµατογενών συστηµάτων απόθεσης. Η χρήση της ορολογίας των συστηµάτων απόθεσης επιτρέπειτην πιο άµεση σύνδεση µεταξύ της κλασικής ιζηµατολογικής ερµηνείας και της ορολογίας πουχρησιµοποιείται στους τοµείς της γεωφυσικής εξερεύνησης φυσικών πόρων (geophysical resourceexploration) (Galloway, 1998). Η καθιέρωση της µεθοδολογικής προσέγγισης που προτείνεται στο παρώνκεφάλαιο επιτρέπει την αξιοποίηση, έλεγχο και βελτίωση της αναπτυσσόµενης θεωρίας και τωναντίστοιχων µοντέλων ταξινόµησης των συστηµάτων απόθεσης από τον κλάδο της πετρελαϊκής έρευνας(Shanmugam & Moiola, 1988; Reading, 1991; Reading & Orton, 1991; Reading & Richards, 1994;Galloway 1998, Richards et al., 1998).Η λογική χρήσης συστηµάτων στη γεωµορφολογία είναι ιδιαίτερα διαδεδοµένη και ορίζει ωςσύστηµα την τρισδιάστατη σύνθεση διεργασιών που αλληλεπιδρούν και γεωµορφών οι οποίεςλειτουργούν τόσο µεµονωµένα όσο και συνδυαστικά και διαµορφώνουν το γεωµορφολογικό τοπίο(landscape) (Chorley et al., 1984). Η ανάλυση των συστηµάτων απόθεσης επικεντρώνεται στηναναγνώριση, ερµηνεία και οριοθέτηση των γεωµορφολογικών αυτών στοιχείων που συνδέονται µε τις130

Τεκτονική - Ιζηµατολογία ∆υτικού Κορινθιακούδιεργασίες που διαµόρφωσαν το παλαιογεωµορφολογικό τοπίο (Galloway, 1998). Ακολουθώντας τονορισµό που έδωσαν οι Fisher & McGowen (1967) και αργότερα οι Brown & Fisher (1977) ορίζουµε ωςσύστηµα απόθεσης το τρισδιάστατο συνονθύλευµα λιθοφάσεων το οποίο σχηµατίζεται από ένα σύνολογειτνιαζόντων ιζηµατογενών περιβαλλόντων που συνδέονται µεταξύ τους σε επίπεδο διεργασιών.Συνεπώς τα συστήµατα απόθεσης αποτελούν αποθέσεις ιζηµάτων συγκεκριµένου εύρους καιστρωµατογραφικού πάχους, το καθένα από τα οποία περιλαµβάνει ένα σύνολο συσχετιζόµενων µεταξύτους ιζηµατογενών περιβαλλόντων. Συγκεκριµένα περιβάλλοντα παράγουν συγκεκριµένες γενετικέςιζηµατογενείς φάσεις. Κατ’ επέκταση η αναγνώριση και οριοθέτηση των συστηµάτων απόθεσης παρέχειτο πλαίσιο µε βάση το οποίο γίνεται δυνατή η διάκριση µεταξύ όµοιων γενετικών φάσεων. Η διάκρισηαυτή των γενετικών φάσεων στηρίζεται στη χρήση των κατάλληλων µοντέλων διεργασίας-απόκρισης(process-response models) τα οποία αποδίδουν το εκάστοτε περιβάλλον απόθεσης.Η αναγνώριση και χαρτογράφηση των σεισµικών φάσεων µας αποκαλύπτουν τις γενετικέςιζηµατογενείς διεργασίες και κατά επέκταση τα ιζηµατογενή περιβάλλοντα που επικράτησαν στηνπεριοχή µελέτης από το Πλειστόκαινο έως και σήµερα. Η µορφολογία του θαλάσσιου πυθµένα σεσυνδυασµό µε τη χωρική κατανοµή και τις σχέσεις µεταξύ των επιµέρους σεισµικών φάσεων συνθέτουντα χαρακτηριστικά των συστηµάτων απόθεσης. Η χρονική µε το βάθος διαφοροποίηση τωνχαρακτηριστικών και σχέσεων των σεισµικών φάσεων που συνθέτουν τη σεισµική ακολουθία, επιτρέπειτην εξαγωγή συµπερασµάτων ως προς την εξέλιξη των καθοριστικών γεωλογικών και περιβαλλοντικώνπαραµέτρων που ελέγχουν την ανάπτυξη των συστηµάτων απόθεσης (εικ. 6.1).Η τεκτονική, το κλίµα, η γεωλογία του µητρικού πετρώµατος και οι ευστατικές µεταβολές τηςστάθµης της θάλασσας αποτελούν τις βασικές παραµέτρους ελέγχου των συστηµάτων απόθεσης(Reading & Richards, 1994; Leeder et al., 1998; Richards et al., 1998; Gawthorpe & Leeder, 2002). Στοσυγκεκριµένο κεφάλαιο ιδιαίτερη έµφαση δίνεται στη µελέτη των σηµερινά καθιερωµένων συστηµάτωναπόθεσης στη βάση της πλαγιάς. ∆εδοµένης της περιορισµένης γεωγραφικά έκτασης της περιοχήςµελέτης οι επικρατούσες γεω-περιβαλλοντικές συνθήκες θεωρούνται σταθερές όπως και η γεωλογία τωνµητρικών πετρωµάτων τα οποία προσφέρουν τα κλαστικά ιζήµατα της λεκάνης του Κορινθιακού κόλπου.Το γεγονός αυτό περιορίζει της µεταβλητές που ελέγχουν την ιζηµατογένεση της περιοχής στη τεκτονικήκαι στις ευστατικές µεταβολές. Συνεπώς η µελέτη του τύπου και των ιδιαίτερων χαρακτηριστικών τωνσυστηµάτων απόθεσης που αναπτύσσονται στη βάση της πλαγιάς του νοτίου περιθωρίου το Κορινθιακούκόλπου, αποκαλύπτει την επίδραση της ενεργούς τεκτονικής ενώ οι χώρο-χρονικές µεταβολές τωναποθετικών συστηµάτων θα πρέπει να ερµηνευθούν υπό το πρίσµα των ευστατικών µεταβολών τηςστάθµης της θάλασσας και των πιθανών µεταβολών της τεκτονικής δράσης των υπαρχόντων ρηγµάτων.131

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΕικ. 6.1: Σχηµατική απεικόνιση της µεθοδολογίας ανάλυσης των δεδοµένων που ακολουθήθηκε στο παρόν κεφάλαιο.Fig. 6.1: Schematic diagram illustrating the four-stage data analysis process followed in this chapter.6.4. Παρουσίαση - ανάλυση δεδοµένων6.4.1. Ρηγµατογενές περιθώριο λεκάνηςΗ στενή θαλάσσια λεκάνη του δυτικού Κορινθιακού κόλπου, διακρίνεται και αυτή όπως ο υπόλοιποςΚορινθιακός κόλπος σε τρεις φυσιογραφικές ενότητες: την κρηπίδα, την πλαγιά και την λεκάνη. Ηφυσιογραφία αυτή διαµορφώνεται από τα αντίστοιχα τεκτονικά µπλοκ που αναπτύσσονται κατά µήκοςτης πλαγιάς και οριοθετούν την έκταση της λεκάνης προς βορρά και νότο. Η λεκάνη ουσιαστικάαποτελείται από το τέµαχος βάσης των περιθωριακών ρηγµάτων του Κορινθιακού κόλπου, ενώ ηκρηπίδα και οι ακτές αποτελούν τα τεµάχη οροφής τους (εικ. 6.2).Τα περιθώρια της λεκάνης, ουσιαστικά ορίζονται από ζώνες που συνήθως περιλαµβάνουνπερισσότερα του ενός ρήγµατα. Τα υποθαλάσσια αυτά ρήγµατα είναι en-echelon κλιµακωτές δοµές καισε αρκετές περιπτώσεις προεκτείνονται στη χέρσο. Γενικά το µήκος των ρηγµάτων δεν ξεπερνά τα 12χιλιόµετρα, µε εξαίρεση την περίπτωση του ρήγµατος της Ελίκης το οποίο αποτελείται από ένα132

Τεκτονική - Ιζηµατολογία ∆υτικού Κορινθιακούανατολικό και ένα δυτικό τµήµα και συνολικό µήκος µεγαλύτερο των 30 χιλιοµέτρων (Pavlides et al.,2004).Εικ. 6.2: Τεκτονικός χάρτης του δυτικού Κορινθιακού κόλπου στον οποίο παρουσιάζονται τα χαρτογραφηµέναυποθαλάσσια ρήγµατα σε αντιδιαστολή µε την βυθοµετρία και την κατανοµή των παράκτιων αλλουβιακών πεδίων. Ταακρωνύµια των ρηγµάτων διατηρούνται τα ίδια µε αυτά του γενικού τεκτονικού χάρτη (εικ. 4.2).Fig. 6.2: Structural map of the west Gulf of Corinth showing the mapped subaqueous faults in relation to thebathymetry and the coastal alluvial fans. Fault name abbreviations are same with those presented in the overallstructural map in fig. 4.2.Το ρήγµα Αιγίου στα δυτικά και το ρήγµα Ελίκη νότια και ανατολικά του ρήγµατος Αιγίου,αποτελούν τις δύο κύριες τεκτονικές δοµές που διαµορφώνουν το περιθώριο του κόλπου. Τα δύο αυτάρήγµατα έχουν διεύθυνση ανατολή – δύση και κλιµακωτή διάταξη προς τα δεξιά. Μεταξύ των δύορηγµάτων σχηµατίζεται µια ζώνη µεταβίβασης (relay ramp) που κλίνει προς τα Α – ΑΒΑ (Koukouvelas1998).133

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΑνάλογα µε την σχετική τους απόσταση από την ακτογραµµή, τα περιθωριακά ρήγµατα τηςλεκάνης, ελέγχουν την ανάπτυξη και το εύρος της κρηπίδας (εικ. 6.2). Στα ανατολικά το υποθαλάσσιοτµήµα του ρήγµατος Ελίκη, περιορίζει την ανάπτυξη της κρηπίδας σε ένα εύρος 500 µέτρων. Στα δυτικά,µετατόπιση του τέµαχους οροφής των δύο υποθαλάσσιων ρηγµάτων, έχει ως συνέπεια τη διαµόρφωσητου ορίου της κρηπίδας πολύ κοντά στο ακρωτήριο Γύφτισα σε απόσταση µόλις 70 µέτρων από την ακτή.Αντίθετα, στο κεντρικό τµήµα της νότιας παράκτιας ζώνης, η ζώνη µεταβίβασης διαµορφώνει µιαεκτενή και µε οµαλή κλίση κρηπίδα. Με µέση γωνία κλίσης 2 ο η κρηπίδα και εκτείνεται έως και 2,8χιλιόµετρα ανοικτά των ποταµών Κερυνίτη και Βουραϊκού (εικ. 6.2). Αυτή η ζώνη µεταβίβασης, κλίνειπρος τα ανατολικά υποχρεώνοντας σε αντίστοιχη προς τα ανατολικά στροφή της κοίτης του ποταµούΣελινούντα. Η εκτροπή αυτή των ποταµών έχει ως αποτέλεσµα την συνένωση των αλλουβιακώναποθέσεων του ποταµού Σελινούντα, µε τις αποθέσεις των Κερυνίτη και Βουραϊκού σε ένα ενιαίο ριπίδιοτύπου bajada. Η σηµαντική στερεοπαροχή των ποταµών στην περιοχή, καθώς και το γεγονός ότι τοπλησιέστερο στην ακτή υποθαλάσσιο ρήγµα απέχει 2,5 µε 3 χιλιόµετρα, ευνοούν τον σχηµατισµό µιαςεκτενούς κρηπίδας.Μία αντίστοιχη αλλά µικρότερου µεγέθους ζώνη µεταβίβασης σχηµατίζεται ανατολικότερα λόγωαλληλεπίδρασης µεταξύ των υποθαλάσσιων ρηγµάτων Ελίκη και Αιγείρα (εικ. 6.2). Όπως και στηνπροηγούµενη περίπτωση τα ρήγµατα Ελίκη και Αιγείρα παρουσιάζουν κλιµακωτή προς τα δεξιά διάταξη,µε συνέπεια το σχηµατισµό µιας ζώνη µεταβίβασης η οποία κλίνει προς ΒΑ και φιλοξενεί τις δελταϊκέςαποθέσεις του ποταµού Κράθι. Αντίθετα µε την τεκτονική ράµπα Αιγίου-Ελίκης η τεκτονική ράµπα στοποταµό Κράθι χαρακτηρίζεται από µια ιδιαίτερα περιορισµένης κρηπίδα η οποία µεταβαίνει απότοµα σευποθαλάσσια πλαγιά µεγάλης κλίσης. Ο συνδυασµός των σχετικά χονδρόκοκκων ποτάµιων αποθέσεωνµε τη µεγάλη κλίση του πυθµένα (>15 ο ), επιφέρει περιορισµό τόσο της σεισµικής διείσδυσης καθώς καιτης κατακόρυφης διακριτικής ικανότητας (λόγω του φαινοµένου της σεισµικής σκίασης) (seismicmasking effect) στη περιοχή. Οι περιορισµοί αυτοί δεν επιτρέπουν την εξαγωγή συµπεράσµατος για τοεάν στη περιοχή αναπτύσσεται κάποιο ρήγµα σύνδεσης (linkage fault) µεταξύ των δύο κύριων ρηγµάτων.Στην περίπτωση που ένα τέτοιο ρήγµα είναι υπαρκτό, το γεγονός ότι δεν παρουσιάζει επιφανειακήέκφραση, οδηγεί στο συµπέρασµα ότι βρίσκεται θαµµένο κάτω από τις αντίστοιχες αλλουβιακέςαποθέσεις.Αντίθετα µε την εικόνα που παρουσιάζει το νότιο περιθώριο του δυτικού Κορινθιακού κόλπου, ηκρηπίδα κατά µήκος του βορείου περιθωρίου εµφανίζει µεγάλο εύρος στο µεγαλύτερο µήκος της. Ηκρηπίδα στα βόρεια εκτείνεται µέχρι το βάθος των 200 µέτρων σε µια απόσταση 5 έως 6,5 χιλιοµέτρωναπό την ακτή, όπου δέσµη ρηγµάτων διαµορφώνει το υφαλόριο. Στα δυτικά του βορείου περιθωρίου,µεταξύ του ακρωτηρίου Ψαροµύτα και του νησιού Τριζόνια, τρία υποθαλάσσια ρήγµατα µε κλιµακωτήδιάταξη προς τα δεξιά περιορίζουν την κρηπίδα πολύ κοντά στην ακτή (εικ. 6.2). Τα ρήγµατα αυτάσχηµατίζουν µια απότοµη υποθαλάσσια πλαγιά, µε µεγάλη υψοµετρική διαφορά (200 - 400 m) η οποίαστο µεγαλύτερο µέρος της καλύπτεται από ένα λεπτό στρώµα χαλαρών επιφανειακών ιζηµάτων.134

Τεκτονική - Ιζηµατολογία ∆υτικού ΚορινθιακούΑντίστοιχα, σηµαντικός περιορισµός της έκτασης της κρηπίδας λόγω της παρουσίας ρήγµατος κοντάστην ακτή, παρατηρείται και στα ανατολικά του βορείου περιθωρίου, γύρω από το ακρωτήρι Ανδροµάχη(εικ. 6.2).Εντός της λεκάνης, την κυρίαρχη τεκτονική δοµή αποτελεί ένα ρήγµα µε διεύθυνση Β∆ – ΝΑ,παράλληλη στον άξονα µέγιστου βάθους του κόλπου. Το ρήγµα αυτό (αξονικό ρήγµα δυτικούΚορινθιακού (AWC) εκτείνεται για περίπου 8,7 χιλιόµετρα και έχει κλίση προς τα νοτιοδυτικάαντιθετικά προς τα ρήγµατα του νοτίου περιθωρίου. Στην προέκταση του συγκεκριµένου ρήγµατος έναδευτερεύων οµόροπης κλίσης ρήγµα προεκτείνεται για επιπλέον 6 χιλιόµετρα προς τα ανατολικά.Οµοίως, κλίση προς τα νοτιοδυτικά παρουσιάζει και το αντιθετικό ρήγµα του ρήγµατος ∆ιακοπτό (εικ.6.2) το οποίο αναπτύσσεται στη βάση της πλαγιάς ανοικτά των ποταµών Σελινούντα και Βουραϊκούαντιθετικά προς τα βόρεια κλίνοντα ρήγµατα του νοτίου περιθωρίου.6.4.2 Σεισµικές φάσειςΗ ανάλυση των σεισµικών τοµών τύπου sparker και air-gun, οδήγησαν στη διάκριση 11 κύριωνσεισµικών φάσεων κατά µήκος του νοτίου περιθωρίου του δυτικού Κορινθιακού κόλπου. Οι σεισµικέςαυτές φάσεις καλύπτουν το φάσµα της σεισµικής απόκρισης των Πλειο-Πλειστοκαινικών –Τεταρτογενών ιζηµάτων που έχουν αποτεθεί στην κρηπίδα, την κατωφέρεια και την λεκάνη του δυτικούΚορινθιακού Κόλπου. Η σεισµική φάση 1 εντοπίζεται στην κρηπίδα, ενώ οι φάσεις 2 και 3αναγνωρίστηκαν στην κρηπίδα και την κατωφέρεια. Η σεισµική φάση 4 αναγνωρίστηκε µόνο στη βάσητης κατωφέρειας, η φάση 5 βρέθηκε τόσο στην κατωφέρεια όσο και στην βάση της, ενώ οι φάσεις 6, 7, 8,9, 10 και 11 εντοπίστηκαν στη βάση της κατωφέρειας και την λεκάνη. Ο σεισµικός χαρακτήρας και ηαντίστοιχη ερµηνεία της κάθε σεισµικής φάσης παρατίθενται στις επόµενες παραγράφους καισυνοψίζονται στον πίνακα 6.1.Σεισµική φάση 1Η σεισµική αυτή φάση αποτελείται από παράλληλες και συνεχείς µικρού έως µεγάλου πλάτουςανακλάσεις. Η σεισµική αυτή φάση αναγνωρίστηκε στα ανώτερα στρώµατα της κρηπίδας όπουσχηµατίζει ένα επιφανειακό στρώµα από παράλληλες και συνεχείς ανακλάσεις το οποίο αποσφηνώνεταιαπότοµα στο υφαλόριο. Οι ανακλάσεις αυτές είναι σε συµφωνία προς την επιφάνεια του πυθµένα καιασύµφωνες προς τις υποκείµενες σεισµικές φάσεις 2 και 3.Η διάταξη αυτή των ανακλάσεων δηµιουργεί την εικόνα ενός επιφανειακού καλύµµατος. Ησεισµική φάση 1 αποδίδεται σε ποταµό-δελταϊκές αποθέσεις επίκλισης, οι οποίες συνεχίζουν νααποτίθενται στην κρηπίδα καθόλη τη διάρκεια της τελευταίας ανόδου της στάθµης της θάλασσας.135

∆ιδακτορική ∆ιατριβή Αριστοφάνης ΣτεφάτοςΣΕΙΣΜΙΚΕΣ ΦΑΣΕΙΣ ΣΕΙΣΜΙΚΟΣΧΑΡΑΚΤΗΡΑΣΕΞΩΤΕΡΙΚΗΓΕΩΜΕΤΡΙΑΕΡΜΗΝΕΙΑΠΕΡΙΟΧΗΑΝΑΓΝΩΡΙΣΗΣΕΙΚΟΝΑΦΑΣΗ 1Μικρό έως µεγάλο πλάτοςανάκλασης, παράλληλες καισυνεχείς ανακλάσειςΣφηνοειδής γεωµετρία σεασυµφωνία προς τα υποκείµεναστρώµαταΠοταµό-δελταϊκές αποθέσειςεπίκλησηςΚρηπίδα έως υφαλόριο Εικ. 6.3, 6.4, 6.5ΦΑΣΗ 2ΦΑΣΗ 3ΦΑΣΗ 4ΦΑΣΗ 5ΦΑΣΗ 6ΦΑΣΗ 7ΦΑΣΗ 8Μέσο έως µεγάλο πλάτοςανάκλασης, παράλληλεςανακλάσεις µε κλίση προς τηλεκάνηΜέσου πλάτους ανάκλασης,κοντές ασυνεχείς ελαφράυπερβολικές ανακλάσεις,ακανόνιστα διευθετηµένεςΜεγάλο πλάτος ανάκλασης,συνεχείς και αποκλίνουσεςανακλάσεις µε καµπύλωση προςτα πάνωΜέσο έως µικρό πλάτοςανάκλασης, µεγάλου εύρουςυπερβολικές ανακλάσεις µεαµυδρές ή καθόλου εσωτερικέςανακλάσειςΜέσο και µεγάλο πλάτοςανάκλασης, συνεχείς καιπαράλληλες ανακλάσειςΑπουσία ανακλάσεων, τοπικάπεριορισµένου εύρους και πολύµικρού πλάτους ανάκλασης -αραιά διευθετηµένες ανακλάσειςΜικρό πλάτος ανάκλασης,παράλληλες ασυνεχείςανακλάσειςΚεκλιµένου τραπεζίουΧαοτική γεωµετρίαΑποκλκίνοντα προς τα κατάντικαµπύλα προς τα άνω στρώµαταΛοβοειδής γεωµετρία σε µορφήαναχώµατος στην επιφάνεια τηςπλαγιάςΣυνεχή παράλληλα στρώµατα µεµεγάλη χωρική εξάπλωσηΑκανόνιστου σχήµατοςφακοειδείς αποθέσειςΣυνεχή παράλληλα στρώµατα µεµεγάλη χωρική εξάπλωσηΠλειστοκαινικές δελταϊκέςαποθέσεις σειράς προέλασης(δελταϊκού µετώπου)Άνω-Πλειοκαινικές – κάτωΠλειστοκαινικές αποθέσειςκρηπίδας και κατωφέρειαςΠρο-δελταϊκές αποθέσεις σειράςπυθµέναΚατολισθέντα ιζηµατογενήτεµάχηΕπάλληλα τουρβιδιτικάστρώµατα ανοµοιογενούςκοκκοµετρικής σύστασηςαναµεµειγµένα µε λεπτόκοκκαστρώµατα ηµι-πελαγικήςιζηµατογένεσηςΑποθέσεις βαρυτικών ροώνµαζώνΣχετικά οµογενοποιηµέναστρώµατα τουρβιδιτικώνρευµάτων αναµεµειγµένα µεστρώµατα ηµι-πελαγικήςιζηµατογένεσηςΌριο κρηπίδας µε κατωφέρεια,κατωφέρειαΌριο κρηπίδας µε κατωφέρεια,κατωφέρειαΕικ. 6.3, 6.4, 6.5, 6.11Εικ. 6.3, 6.4, 6.5, 6.6, 6.15Βάση κατωφέρειας Εικ. 6.3, 6.4, 6.11Κατωφέρεια Εικ. 6.5, 6.6, 6.8, 6.13, 6.14Βάση πλαγιάς – ΛεκάνηΕικ. 6.3, 6.4, 6.6, 6.10, 6.11,6.15Βάση πλαγιάς – Λεκάνη Εικ. 6.3, 6.8, 6.15Βάση πλαγιάς – ΛεκάνηΕικ. 6.3, 6.4, 6.6, 6.10, 6.11,6.12ΦΑΣΗ 9Μεγάλο πλάτος ανάκλασης,ασυνεχείς και ακανόνισταδιευθετηµένες ανακλάσειςΑποθέσεις σχήµατος - U Αποθέσεις κοίτης καναλιών Βάση πλαγιάς – Λεκάνη Εικ. 6.4, 6.10, 6.11, 6.12ΦΑΣΗ 10Μεγάλο πλάτος ανάκλασης,ακανόνιστες ασυνεχείς υποπαράλληλεςκαι διακοπτόµενεςανακλάσειςΑκανόνιστου σχήµατος µεγάλουεύρους επιφανειακές ζώνεςπυθµένα χαµηλού αναγλύφουΕπικαλυπτόµενοι πολλαπλώνδιευθύνσεων προέλευσης,χονδρόκοκκων τουρβιδιτώνΒάση πλαγιάς – Λεκάνη Εικ. 6.5, 6.6, 6.13ΦΑΣΗ 11Μέσο πλάτος ανάκλασης,συνεχείς ανακλάσειςΑποσφηνώµενες ή µη λοβοειδείςαποθέσεις σε µορφήαναχωµάτωνΑποθέσεις όχθης καναλιών καιηµι-πελαγικής ιζηµατογένεσης136Βάση πλαγιάς – Λεκάνη,περιφερειακά του άξονα τωνκαναλιώνΕικ. 6.10, 6.12

Τεκτονική - Ιζηµατολογία ∆υτικού ΚορινθιακούΣεισµική φάση 2Η σεισµική αυτή φάση χαρακτηρίζεται από παράλληλες ανακλάσεις µέσου και µεγάλου πλάτουςανάκλασης, µε κλίση προς το κέντρο της λεκάνης. Η σεισµική φάση 2 εντοπίζεται (α) στην κρηπίδα κάτωαπό την φάση 1 και (β) στην κατωφέρεια, όπου είτε βρίσκεται αποκαλυµµένη στην επιφάνεια της πλαγιάςπάνω από την φάση 3, είτε θαµµένη κάτω από τις σεισµικές φάσεις 5 και 6.Στην κρηπίδα, οι κεκλιµένες ανακλάσεις της σεισµικής φάσης 2 βρίσκονται σε ασυµφωνία µε τιςυπερκείµενες ανακλάσεις της φάσης 1, σχηµατίζοντας µια χαρακτηριστική επιφάνεια απολήξεων τύπουtop-lap. Η ασύµφωνή αυτή επαφή δηµιουργεί µια ανάκλαση µεγάλου πλάτους και ανώµαλου ανάγλυφου,η οποία εκτείνεται σε όλο το εύρος της κρηπίδας.Η µετάβαση της σεισµικής φάσης 2, από το περιβάλλον της κρηπίδας σε αυτό της κατωφέρειασυνοδεύεται από αντίστοιχη µεταβολή των χαρακτηριστικών της. Επί της κρηπίδας η σεισµική φάση 2,χαρακτηρίζεται από µέσου πλάτους ανακλάσεις, διευθετηµένες σε ίσες αποστάσεις µεταξύ τους, οι οποίεςστη κατωφέρεια εµφανίζονται πιο πυκνά διευθετηµένες και µε µεγαλύτερο πλάτος ανάκλασης. Στηκατωφέρεια, η επιφάνεια οροφής της φάσης 2 σχηµατίζει µια σαφή, επίπεδη και συνεχή ανάκλαση,µεγάλου πλάτους η οποία κλίνει παράλληλα µε την επιφάνεια του πυθµένα. Η επιφάνεια βάσης από τηνάλλη πλευρά, συνήθως δεν απεικονίζεται στις σεισµικές τοµές, εκτός από τις περιπτώσεις όπου η φάση 2βρίσκεται πάνω από την σεισµική φάση 3. Στις περιπτώσεις αυτές η επιφάνεια βάσης επιστρέφει µιαασθενή ανάκλαση που είναι δύσκολο να χαρτογραφηθεί σε όλο της το µήκος.Η σεισµική φάση 2 ερµηνεύεται ως Πλειστοκαινικές δελταϊκές αποθέσεις (Stuart & Caughey,1977; Scholz 1995) που υπόκεινται της σηµερινή κρηπίδας και διαµορφώνουν το εύρος της σηµερινήςκρηπίδας και την κλίση της κατωφέρειας. Το γεγονός αυτό υποδηλώνει ότι ουσιαστικά πρόκειται γιαπροελαύνουσες επικλινείς αποθέσεις (prograding foresets) του µετώπου ενός δέλτα εξωτερικούπεριθωρίου (outer margin delta) που αποτέθηκε στη διάρκεια της τελευταίας πτώσης της στάθµης τηςθάλασσας (last lowstand). Η φάση 2 συνίσταται από χονδρόκοκκες άµµους και ψηφίδες που αποτέθηκανσαν ροές µαζών (mass flows) και φορτίο πυθµένα (bed-load) στο όριο µετάβασης από το χερσαίο στουποθαλάσσιο τµήµα του δελταϊκού ριπιδίου (Soreghan et al., 1999).Σεισµική φάση 3Η σεισµική αυτή φάση εµφανίζει µικρού εύρους, ασυνεχείς και ελαφρά υπερβολικές ανακλάσεις,ακανόνιστα διευθετηµένες στο χώρο. Οι ανακλάσεις αυτές χαρακτηρίζονται από µέσο πλάτος και τηνέλλειψη συγκεκριµένης συνολικής γεωµετρικής έκφρασης. Η σεισµική φάση 3 βρίσκεται στη κρηπίδακάτω από την φάση 1 και στη κατωφέρεια κάτω από τις σεισµικές φάσεις 2 και 5.Στη κρηπίδα η επιφάνεια οροφής της φάσης 3, βρίσκεται κάτω από τη σεισµική φάση 1 καισχηµατίζει µια σαφή και ισχυρή ανάκλαση µε ανώµαλο ανάγλυφο. Στη κατωφέρεια, η επιφάνεια οροφήςτης φάσης 3, βρίσκεται καλυµµένη από τις σεισµικές φάσεις 2 και 5. Αυτή η επιφάνεια επαφήςαποδίδεται στις σεισµικές καταγραφές σαν ένα ασαφές διαχωριστικό όριο κατά µήκος του οποίου πολλές137

∆ιδακτορική ∆ιατριβήφορές οι σεισµικές φάσεις µπερδεύονται. Πάραυτα, σε αρκετές περιπτώσεις, (α) η πλευρική διακοπή τωνµικρού εύρους, ασυνεχών ανακλάσεων από τις υπερκείµενες σεισµικές φάσεις και (β) η υπέρθεσηδιαδοχικών υπερβολικών ανακλάσεων κατά µήκος άξονα παράλληλου προς την επαφή των γειτονικώνφάσεων, συνιστούν ότι πρόκειται για τεκτονική επαφή. Η επιφάνεια βάσης της σεισµικής φάσης 3 δεναπεικονίζεται στις σεισµικές καταγραφές.Η σεισµική φάση 3, αποδίδεται σε Πλειστοκαινικές αδροµερείς και σχετικά συνεκτικέςαλλουβιακές αποθέσεις κρηπίδας και κατωφέρειας (Perissoratis et al., 2000; Stefatos et al., 2002), πάνωαπό τις οποίες αναπτύχθηκαν ασύµφωνα οι φάσεις 1 και 2.Σεισµική φάση 4Η σεισµική αυτή φάση αποτελείται από µεγάλου πλάτους συνεχείς ανακλάσεις, µε εσωτερικάαποκλίνουσα και κοίλη προς τα πάνω γεωµετρία. Η φάση αυτή αναγνωρίστηκε στη βάση τηςκατωφέρειας. Η σεισµική αυτή φάση εµφανίζεται ως, η προς τα κατάντι προέκταση των ανακλάσεων τηςφάσης 2 στη βάση της κατωφέρειας. Οι παράλληλες κεκλιµένες ανακλάσεις της φάσης 2, αποκλίνουνπροοδευτικά και καµπυλώνονται στη βάση της κατωφέρειας. Η προοδευτική αυτή αλλαγή τωνχαρακτηριστικών αποδίδεται στη βαθµιαία µετάβαση των ιζηµατογενών φάσεων από αποθέσεις µετώπουδέλτα (foresets) σε προδελταϊκές αποθέσεις (bottomsets).Η σεισµική φάση 4 ερµηνεύεται συνεπώς ως προδελταϊκές φάσεις της κατώτερης ριπιδιακής ζώνης(bottomsets), ενός δέλτα εξωτερικού περιθωρίου (outer margin delta), το οποίο αναπτύχθηκε στη θέσητου σηµερινού υφαλορίου στη διάρκεια της τελευταίας πτώσης της στάθµης της θάλασσας (lastlowsatnd).Σεισµική φάση 5Η σεισµική φάση 5, περιλαµβάνει µεγάλου εύρους, ασύµµετρες υπερβολικές ανακλάσεις µέσου καιµικρού πλάτους ανάκλασης. Οι υπερβολικές ανακλάσεις εντοπίζονται στην επιφάνεια του πυθµένασχηµατίζοντας αναχώµατα που απολεπτύνονται προς τα κατάντι της κατωφέρειας. Συνήθως τααναχώµατα αυτά δεν φέρουν εσωτερικές ανακλάσεις. Στις περιπτώσεις που εσωτερικές ανακλάσεις είναιεµφανείς, πρόκειται για αµυδρές και ασυνεχείς ανακλάσεις. Η σεισµική φάση 5, εµφανίζεται σε διάφορεςθέσεις στη κατωφέρεια να επικάθεται των σεισµικών φάσεων 2 και 3, καθώς και τοπικά στη βάση τηςπλαγιάς.Η επιφάνεια οροφής χαρακτηρίζεται το µεγάλο εύρους υπερβολικό της σχήµα, ενώ την επιφάνειαβάσης αποτελεί µια επίπεδη και σαφής ανάκλαση. Γύρω από τα περιθώρια των αναχωµάτων,εµφανίζονται µικρές περιθλάσεις στο επίπεδο της επιφάνειας βάσης. Οι περιθλάσεις αυτές γίνονταιιδιαίτερα εµφανείς περιµετρικά του προς τα ανάντι ορίου των συγκεκριµένων αποθέσεων. Οι µικρές καιεπικαλυπτόµενες περιθλάσεις υποδηλώνουν µια ανώµαλη, χαµηλού ανάγλυφου, επιφάνεια πυθµένα. Το138

Τεκτονική - Ιζηµατολογία ∆υτικού Κορινθιακούπάχος των αναχωµάτων στη κατωφέρεια κυµαίνεται µεταξύ 5 και 60 ms (3,75 – 45m στα 1500 ms -1 ), ενώστη βάση της πλαγιάς κατά τόπους ξεπερνά τα 150 ms (112,5 m στα 1500 ms -1 ).Η σεισµική φάση 5 ερµηνεύεται, ως κατολισθέντα τεµάχη ιζηµάτων, τα οποία στερούνταιεσωτερικής δοµής εξαιτίας της υψηλής συγκέντρωσης νερού ή / και λόγω της παραµόρφωσής τους στηδιάρκεια της κατολίσθησης (Nardin et al., 1979; Ferentinos et al., 1988; Papatheodorou & Ferentinos1993). Ανάλογα µε το βαθµό εσωτερικής παραµόρφωσης και τη περιεκτικότητα σε νερό η αρχικήιζηµατογενή στρώση εξαλείφεται µε συνέπεια την απουσία ισχυρών εσωτερικών ανακλάσεων.Σεισµική φάση 6Η σεισµική αυτή φάση περιλαµβάνει µια ακολουθία από µέσου και µεγάλου πλάτους, παράλληλεςανακλάσεις. Οι ανακλάσεις αυτές είναι συνεχείς για µεγάλες αποστάσεις και καλύπτουν µεγάλου εύρουςέκταση πυθµένα. Τοπικά οι ανακλάσεις αυτές να επιδεικνύουν µια ελαφρά µεγάλου µήκους κυµατοειδήγεωµετρία. Η σεισµική φάση 6 αναγνωρίστηκε στη βάση της κατωφέρειας να επαναλαµβάνεται σεδιαφορετικά επίπεδα βάθους εντός της σεισµικής ακολουθίας.Η σεισµική φάση 6 ερµηνεύεται ως µια ακολουθία από διαδοχικά στρώµατα τουρβιδιτών σταοποία παρεµβάλλονται ιλυούχα στρώµατα, ηµιπελαγικής ιζηµατογένεσης (Damuth, 1980; Nardin, 1983;Brooks & Ferentinos, 1984; Nelson & Maldonado, 1988).Η πληθώρα καλά σχηµατισµένων και συνεχών ανακλαστήρων, παράλληλων προς τη στρώση, είναιενδεικτική ευρέως διαδεδοµένων και οµοιογενών συνθηκών απόθεσης. Αυτές οι συνθήκες αποδίδονταικύρια στην κάλυψη του πυθµένα από ιζήµατα που µεταφέρονται στην περιοχή µε τουρβιδιτικά ρεύµατακαι µερικώς στην κατακάθιση του αιωρούµενου στην υδάτινη στήλη ιζηµατογενούς κλάσµατος.Το µέσος και µεγάλο πλάτος των ανακλάσεων υποδεικνύει την διαδοχή λεπτόκοκκων καιχονδρόκοκκων ιζηµατογενών στρώσεων, η οποία κατ’ επέκταση αντανακλά την εναλλαγή µικρής καιµεγάλης πυκνότητας τουρβιδιτικών ρευµάτων µε παρεµβολές λεπτόκοκκων ηµιπελαγικών φάσεων (Field& Gardner, 1990).Σεισµική φάση 7Η σεισµική φάση 7 χαρακτηρίζεται από διαστήµατα δίχως εσωτερικές ανακλάσεις, τα οποία εν’ είδηφακών εντοπίζονται συνήθως θαµµένα εντός της σεισµικής ακολουθίας. Τοπικά, η φάση αυτή µπορεί ναεµφανίζει µερικές µικρούς-εύρους, ασυνεχείς ανακλάσεις, αραιά διευθετηµένες έτσι ώστε να προσδίδουνµια σεισµικά ηµιδιαφανή εικόνα.Η σεισµική αυτή φάση αναγνωρίστηκε στη βάση της κατωφέρειας θαµµένη κάτω από τις σεισµικέςφάσεις 6 και 8. Τόσο η επιφάνεια βάσης όσο και η επιφάνεια οροφής χαρακτηρίζονται από ανώµαλοανάγλυφο, µε την επιφάνεια βάσης να παρουσιάζει µια γενική κοίλα προς τα άνω γεωµετρία. Αµφότερεςοι επιφάνειες χαρακτηρίζονται από την απουσία µια σαφούς ανάκλασης που να διαχωρίζει τη σεισµικήφάση 7 από τις υποκείµενες και υπερκείµενες φάσεις.139

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΚαλά σχηµατισµένες ανακλάσεις γειτονικών σεισµικών φάσεων, εµφανίζονται να διακόπτονταιαπότοµα πάνω στα πλευρικά όρια της σεισµικής φάσης 7. Αυτή η πλευρική διακοπή υποδηλώνει είτεδιάβρωση προγενέστερων στρωµάτων είτε µεταγενέστερη κάλυψη του προϋπάρχοντος αναγλύφου κατάτην ιζηµατογένεση και δηµιουργία onlap-τύπου στρωµατογραφικών σχέσεων.Η σεισµική φάση 7 αποδίδεται σε µεγάλες οµογενοποιηµένες µάζες ιζηµάτων, προϊώνµεµονωµένων είτε διαδοχικών βαρυτικών κατολισθήσεων (Nelson & Maldonado, 1988; Papatheodorou& Ferentinos, 1993; Hasiotis et al., 2004). Η απουσία εσωτερικών ανακλάσεων αποδίδεται στη µεγάληπεριεκτικότητα σε νερό ή / και στην απουσία εσωτερικής δοµής, συνέπεια της παραµόρφωσης τηςιζηµατογενούς µάζας κατά την µετακίνησή της, ενώ ο κοίλος προς τα άνω και ο ανώµαλος χαρακτήραςτης επιφάνειας βάσης θεωρούνται ενδείξεις διάβρωσης των υποκείµενων στρωµάτων (Alonso et al.,1990).Σεισµική φάση 8Η σεισµική φάση 8 αποτελείται από µια ακολουθία µικρού πλάτους ανάκλασης παράλληλες καιασυνεχείς ανακλάσεις. Αυτές οι ασθενείς και διακοπτόµενες ανακλάσεις διατάσσονται κατά µήκοςπαράλληλων επιπέδων που καλύπτουν µεγάλο εύρος περιοχή σε βάση της κατωφέρειας.Το πακέτο αυτό των ανακλάσεων σχηµατίζει σταθερού πάχους στρώµατα τα οποίαεπαναλαµβάνονται σε διάφορα στρωµατογραφικά επίπεδο µέσα στη σεισµική ακολουθία. Κατά τόπους,είναι δυνατό να σχηµατίζονται ανακλάσεις µεγαλύτερου πλάτους και συνέχειας. Η σεισµική φάση 8εναλλάσσεται µε τη σεισµική φάση 6 σχηµατίζοντας µια αλληλουχία στρωµάτων κατά µήκος της βάσηςτης κατωφέρειας σε συµφωνία µεταξύ τους.Το συνολικό µεγάλο εύρος εξάπλωσης της σεισµικής φάσης δηλώνει την ευρεία επικράτηση τωναντίστοιχων ιζηµατογενών συνθηκών, ενώ το µικρό πλάτος ανάκλασης και ο ασυνεχείς χαρακτήρας τωνανακλάσεων είναι ενδεικτικός στρωµάτων µε µικρές κοκκοµετρικές διαφορές και αντίστοιχο βαθµόσυµπύκνωσης. Οι τοπικά πιο έντονες ανακλάσεις πιθανά να οφείλονται σε µεγαλύτερο λόγοάµµου/αργίλου (sand/shale ratio).Η σεισµική φάση 8 αποδίδεται σε διαδοχικά ιλυούχα τουρβιδιτικά στρώµατα τα οποίαεναλλάσσονται σε ορισµένο βαθµό µε ηµιπελαγική υλή.Σεισµική φάση 9Η σεισµική αυτή φάση αντιστοιχεί σε µεγάλου πλάτους, χαοτικά διευθετηµένες, ασυνεχείς, ανακλάσεις.Πρόκειται ουσιαστικά για ένα σύνολο από ακανόνιστα διευθετηµένες ανακλάσεις, δίχως επικρατούσαδιεύθυνση προσανατολισµού, οι οποίες διακόπτονται και τερµατίζουν στα σηµεία τοµής µε άλλεςανακλάσεις. Το σύνολο των ανακλάσεων αυτών όταν βρίσκεται κοντά στην επιφάνεια του πυθµένα,εµφανίζεται να καλύπτει την κοίτη τυπικών καναλιών σχήµατος U. Πλευρικά η σεισµική φάση 9,περιορίζεται συνήθως από τις σεισµικές φάσεις 6, 8 και 11.140

Τεκτονική - Ιζηµατολογία ∆υτικού ΚορινθιακούΗ σεισµική φάση 9, ερµηνεύεται ως αποθέσεις κοίτης καναλιού αντίστοιχα µε αυτές πουπεριγράφουν οι Alonso et al., (1990); Nelson & Maldonado, (1988); Savoye et al., (1993). Η παρουσίαµεγάλου πλάτους και µικρούς εύρους ανακλάσεων, διευθετηµένες ακανόνιστα σε πολλαπλές διευθύνσειςδηλώνει ένα περιβάλλον απόθεσης υψηλής ενέργειας (Field & Gardner, 1990).Παράλληλα µε τον άξονα της λεκάνης σεισµικά προφίλ, απεικονίζουν την σεισµική φάση σεδιάφορα στρωµατογραφικά βάθη, θαµµένη κάτω από άλλες σεισµικές φάσεις. Στις περιπτώσεις όπου ησεισµική φάση 9, εµφανίζεται θαµµένη, το συνολικό της εύρος παρουσιάζεται σηµαντικά περιορισµένο.Το γεγονός αυτό καθιστά την αναγνώριση της φάσης, πιο δύσκολή συγκριτικά µε τις περιπτώσεις όπουεµφανίζεται στην επιφάνεια του πυθµένα. Πάραυτα, η γειτνίαση της σεισµικής φάσης 9, µε την σεισµικήφάση 11 επιτρέπει µε ασφάλεια την αναγνώριση της συγκεκριµένης φάσης.Σεισµική φάση 10Η σεισµική φάση 10 αποτελείται από ασυνεχείς, διακοπτόµενες ανακλάσεις µεγάλου πλάτους. Συχνά οιανακλάσεις αυτές, αν και τυχαία διευθετηµένες, εµφανίζουν τοπικά υποπαράλληλη διάταξη. Η µησυστηµατικήκαι συχνή διακοπή, διαχωρισµός και τερµατισµός των ανακλάσεων δηµιουργεί την εικόναενός ακανόνιστου σχήµατος συνόλου.Η σεισµική φάση 10 εντοπίζεται στη βάση της κατωφέρειας, στην επιφάνεια του πυθµένα, κατάµήκος ευρέων ζωνών χαµηλού αναγλύφου. Η σεισµική φάση 10 χαρακτηρίζει περιοχές του πυθµένα µεµεγάλη ανακλαστηκότητα η οποία και περιορίζει την διείσδυση του σεισµικού σήµατος.Ο χαρακτήρας της σεισµικής φάσης 10 αποδίδεται στην παρουσία αλληλεπικαλυπτόµενωνχονδρόκοκκων τουρβιδιτικών στρωµάτων, πολλαπλών πηγών και διευθύνσεων προέλευσης. Η παρουσίααλλουβιακών ριπιδίων κατά µήκος της ακτογραµµής σε συνδυασµό µε την ανίχνευση στις ηχογραφίεςπλευρικής σάρωσης, πολλαπλών αυλακώσεων διάβρωσης (chutes) στο µέτωπο της κατωφέρειας(Ferentinos et al., 1988), οδηγούν στο συµπέρασµα ότι η σεισµική φάση 10 αντιπροσωπεύει το πακέτοτων αποµακρυσµένων αποθέσεων των ρηχών αυτών υποθαλάσσιων αυλακώσεων (chutes). Η σεισµικήαυτή φάση θεωρείται σε κάποιο βαθµό ανάλογη των τουρβιδιτικών αποθέσεων στη βάσης τηςκατωφέρειας της βόρειας Alboran θάλασσας, όπως αυτές περιγράφονται από τους Alonso et al., (2003).Σεισµική φάση 11Η σεισµική αυτή φάση, περιλαµβάνει µέσου πλάτους, συνεχείς ανακλάσεις, οι οποίες διαµορφώνουν τηνεξωτερική περίµετρο µεγάλου εύρους λοβοειδών αποθέσεων µε µορφή πλατιών αναχωµάτων. Στοεσωτερικό των λοβών σχηµατίζονται ασθενείς και ασυνεχείς ανακλάσεις οι οποίες χαρακτηρίζονται απόαντίστοιχη καµπύλη γεωµετρία. Η εµφάνιση της συγκεκριµένης σεισµικής φάσης περιορίζεταιαποκλειστικά κατά µήκος των περιθωρίων των αποθέσεων των καναλιών (σεισµική φάση 9). Η σεισµικήφάση 11, εµφανίζεται είτε στην επιφάνεια του πυθµένα είτε θαµµένη κάτω από τις σεισµικές φάσεις 6, 7και 8.141

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΟ σχηµατισµός της σεισµικής φάσης 11, αποδίδεται σε αποθέσεις όχθης καναλιών (channel leveedeposits) (Kelling et al., 1979; O’Connel et al., 1987; Field & Gardner, 1990; Alonso & Ercilla 2003). Οιαποθέσεις αυτές συνίστανται από ένα µίγµα ηµιπελαγικής ιλύς και αποθέσεων υπερχείλισης τωνκαναλιών (overbank channel deposits) (Soreghan et al., 1999; Alonso & Ercilla, 2003).6.4.3 Κατανοµή σεισµικών φάσεωνΜε βάση τα τεκτονικά χαρακτηριστικά του (κυρίαρχη τεκτονική δοµή), το νότιο περιθώριο της λεκάνηςστη περιοχή µελέτης, διακρίθηκε σε τρεις κύριες φυσιογραφικές ενότητες. Από δυτικά προς ανατολικάδιακρίθηκαν οι ακόλουθες ενότητες σεισµικών φάσεων: (α) Ρήγµατος Αιγίου, (β) Ζώνη µεταβίβασηςρηγµάτων Αιγίου και Ελίκης και (γ) Ρήγµατος Ελίκης. Για κάθε µία περιοχή παρουσιάζεται η αντίστοιχηαντιπροσωπευτική τοµή (συνθετική ερµηνευτική) στην οποία αποτυπώνεται η κατανοµή τωνσυµµετεχόντων σεισµικών φάσεων.6.4.3.1 Περιθώριο ρήγµατος ΑιγίουΟ συγκεκριµένος τύπος περιθωρίου αντιπροσωπεύει το δυτικότερο τοµέα της περιοχής µελέτης καιουσιαστικά περιλαµβάνει τη θαλάσσια περιοχή µεταξύ της πόλης του Αιγίου και του χωριού Βαλιµίτικα.Το θαλάσσιο αυτό περιθώριο αναπτύσσεται επί του τεµάχους οροφής του ρήγµατος Αιγίου καιχαρακτηρίζεται από σχετικά οµοιόµορφα σεισµικά χαρακτηριστικά στις αντίστοιχες τοµές σεισµικήςανάκλασης (εικ. 6.2).Τα υποθαλάσσια ρήγµατα που αναπτύσσονται µπροστά από το ρήγµα του Αιγίου διαµορφώνουνµια έντονα στενή και ρηχή κρηπίδα, η οποία καλύπτεται από ποταµό-δελταϊκές αποθέσεις επίκλησης(σεισµική φάση 1). Οι αποθέσεις αυτές σχηµατίζουν ένα επιφανειακό κάλυµµα πάχους 33 µε 77 ms (25 –58 m, στα 1500 ms -1 ) το οποίο κάθεται ασύµφωνα πάνω σε Πλειστοκαινικές αλλουβιακές αποθέσεις(σεισµική φάση 3) και αποσφηνώνεται απότοµα στο υφαλόριο (εικ. 6.3). Η απόθεση της σεισµικής φάσης1, θεωρείται ότι ακολούθησε την τελευταία ευστατική άνοδο της στάθµης της θάλασσας που έλαβε χώραπριν από 11-13 ka. Το υποθαλάσσιο ρήγµα Γύφτισα (GYF) που βρίσκεται πλησιέστερα στην ακτή τέµνειτις αποθέσεις της κρηπίδας σχηµατίζοντας ένα µορφολογικό σκαλοπάτι στην επιφάνεια του πυθµένα µεύψος 15 έως 30 m. Αντίθετα το ρήγµα Βαλιµίτικα (VAL) τέµνει τις αποθέσεις της πλαγιάς (σεισµικήφάση 3) διαµορφώνοντας ουσιαστικά το όριο µετάβασης από το περιβάλλον της κρηπίδας στοπεριβάλλον της πλαγιάς. Το ανώτερο τµήµα της πλαγιάς καλύπτεται από ένα λεπτό στρώµαΠλειστοκαινικών δελταϊκών αποθέσεων σειράς προέλασης (foresets) (σεισµική φάση 2) πάχους περίπου7,5 m. Το ιζηµατογενές αυτό κάλυµµα συνίσταται από κεκλιµένα παράλληλα προς την επιφάνεια τηςπλαγιάς στρώµατα τα οποία σκεπάζουν την επιφάνεια του ρήγµατος πάνω στην οποία τερµατίζουν οιυποεπιφανειακές άνω-Πλειοκαινικές - Πλειστοκαινικές φάσεις της κρηπίδας (σεισµική φάση 3).Προοδευτικά προς τα κατάντι της υποθαλάσσιας πλαγιάς το επιφανειακό ιζηµατογενές κάλυµµαµεγαλώνει σε πάχος και εξελίσσεται τελικά σε αποθέσεις σειράς πυθµένα (bottomsets) (σεισµική φάση 4)142

Τεκτονική - Ιζηµατολογία ∆υτικού ΚορινθιακούΕικ. 6.3: Συνθετική ερµηνευτική τοµή κάθετα στο νότιο περιθώριο του κόλπου µπροστά από το ρήγµα του Αιγίουκοντά στο ακρωτήριο Γύφτισα. Στην τοµή διακρίνονται οι σεισµικές φάσεις 1, 2, 3, 4, 6, 7, και 8. Οι ένθετες εικόνεςA, B, C, και D παρουσιάζουν την πραγµατική σεισµική εικόνα των φάσεων σε τοµογραφίες sparker των 1,6 kJ.Fig. 6.3: Synthetic interpretation section across the gulf’s south margin offshore Aigio fault close to cape Gyftisa.The seismic facies 1, 2, 3, 4, 6, 7 and 8 are present. Insert figures A, B, C and D show the actual sparker (1.6 kJ)seismic image of the facies.143

∆ιδακτορική ∆ιατριβήστη βάση της πλαγιάς. Ένας µεγάλος αριθµός από κατολισθέντα τεµάχη ιζηµάτων (slided sedimentblocks) (σεισµική φάση 5) διακρίνονται στην επιφάνεια της πλαγιάς.Η σεισµική ακολουθία στη βάση της πλαγιάς (εικ. 6.3) αποτελείται από διαδοχικά τουρβιδιτικάστρώµατα ενδιάµεσα των οποίων παρεµβάλλονται στρώµατα ηµιπελαγικής ιλύος. Η ακολουθία τωντουρβιδιτικών στρωµάτων διακρίνεται σε δύο τύπους ανάλογα µε το βαθµό κοκκοµετρικής οµογένειαςµεταξύ των τουρβιδιτικών και των ηµιπελαγικών στρωµάτων αλλά και το ποσοστό συµµετοχής τηςηµιπελαγικής ιζηµατογένεσης (σεισµκές φάσεις 6 και 8). Σε διάφορα επίπεδα εντός του συνόλου τωντουρβιδιτικών στρωµάτων παρεµβάλλονται οµογενοποιηµένες αποθέσεις µεγάλου πάχους οι οποίεςαποδίδονται σε ροές µαζών (mass flows) (σεισµική φάση 7). Προς τα ανάντι κοντά στη βάση της πλαγιάς,η σεισµική ακολουθία παρουσιάζει µια προοδευτική αύξηση των παρεµβαλλόµενων δελταϊκώναποθέσεων σειράς πυθµένα µεταβαίνοντας ουσιαστικά σε µια αµιγή ακολουθία δελταϊκών αποθέσεωνσειράς πυθµένα στη βάση της πλαγιάς (σεισµική φάση 4). Τέλος, η επιφάνεια του πυθµένα στη βάση τηςπλαγιάς καλύπτεται από ένα σχετικά οµογενές σύνολο διαδοχικών τουρβιδιτών µε συνολικό πάχοςπερίπου 40 m (σεισµική φάση 6). Το επιφανειακό αυτό κάλυµµα απολεπτύνεται προοδευτικά προς ταανάντι όπου και τερµατίζει πάνω (onlap) στις δελταϊκές σειρές που καλύπτουν την επιφάνεια τηςπλαγιάς.6.4.3.2 Περιθώριο τεκτονικής ράµπας σύνδεσης Αιγίου – ΕλίκηςΗ τεκτονική ράµπα σύνδεσης σχηµατίζεται στη ζώνη επικάλυψης των ρηγµάτων Ελίκης και Αιγίου, στοκέντρο της περιοχής µελέτης (εικ. 6.2). Το υποθαλάσσιο περιθώριο στη περιοχή χαρακτηρίζεται από τηνεκτενέστερη σε εύρος κρηπίδα του δυτικού Κορινθιακού κόλπου και τις εκβολές των ποταµώνΣελινούντα και Κερυνίτη και Βουραϊκού. Η ήπια κλίσης εκτενής κρηπίδα καλύπτεται από έναεπιφανειακό κάλυµµα επικλισηγενών ποταµό-δελταϊκών φάσεων (σεισµική φάση 1) µε πάχος µεταξύ 15και 35 m (εικ. 6.4). Το υπόβαθρο της κρηπίδας οικοδοµείται από καλά αναπτυγµένες σειρές προέλασηςδελταϊκών αποθέσεων (σεισµική φάση 2). Μια χαρακτηριστική επιφάνεια ασυνέχειας διαχωρίζει τις δύοσεισµικές φάσεις. Το µεγάλο πλάτος της ανάκλασης καθώς και ο ακανόνιστος χαρακτήρας τηςεπιφάνειας αυτής συνηγορεί υπέρ του συµπεράσµατος ότι ουσιαστικά πρόκειται για µια διαβρωσιγενούςχαρακτήρα ασυµφωνία. Η ασυµφωνία αυτή προτείνεται ότι δηµιουργήθηκε σε χερσαίες συνθήκες στηδιάρκεια της τελευταίας µέγιστης πτώσης της στάθµης της θάλασσας στα 12 ka περίπου. Ο εντοπισµόςθαµµένων παλαιό-καναλιών τα οποία τέµνουν την επιφάνεια της ασυµφωνίας υποστηρίζουν τηνπαραπάνω ερµηνεία. Τα εν’λόγω κανάλια θεωρούνται ότι αποτελούσαν τα κανάλια διανοµής του δέλτα(distributaries) την περίοδο κατά την οποία οι εκβολές του δέλτα εντοπίζονται κοντά στο σηµερινόυφαλόριο, 2-3 km από την ακτογραµµή λόγω της ταπείνωσης της στάθµης της θάλασσας. Στο υφαλόριοη ασυµφωνία εντοπίζεται στα 100 m βάθος νερού θαµµένη κάτω από 15 περίπου µέτρα επιφανειακώνιζηµάτων.144

Αριστοφάνης Στεφάτος Τεκτονική - Ιζηµατολογία ∆υτικού ΚορινθιακούΕικ. 6.4: Συνθετικήερµηνευτική τοµή κάθεταστο νότιο περιθώριο τουκόλπου µπροστά από τητεκτονική ράµπα σύνδεσηςτων ρηγµάτων Αιγίου καιΕλίκης κοντά στις εκβολέςτου ποταµού Κερυνίτη.Στην τοµή διακρίνονται οισεισµικές φάσεις 1, 2, 3, 4,6, 8, και 9. Οι ένθετεςεικόνες A, B, C, D και Eπαρουσιάζουν τηνπραγµατική σεισµικήεικόνα των φάσεων σετοµογραφίες air-gun των40 inch 3 .Fig. 6.4: Syntheticinterpretation sectionacross the gulf’s southmargin offshore the relayramp between Aigio andEliki fault close to theKerynitis river mouth. Theseismic facies 1, 2, 3, 4, 6,8 and 9 are present. Insertfigures A, B, C, D and Eshow the actual air-gun (40inch 3 ) seismic image of thefacies.145

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΟι κάθετες στη πλαγιά, σεισµικές τοµές τύπου air-gun, αποκαλύπτουν ένα σύνολο από καλάαναπτυγµένες κεκλιµένες ανακλάσεις οι οποίες αποδίδονται σε ένα προς τα άνω και έξω αναπτυσσόµενοδέλτα (upward and outward building) εξωτερικού περιθωρίου κρηπίδας (outer margin shelf delta). Οιανακλάσεις αυτές ουσιαστικά αποτελούν καλά σχηµατισµένες δελταϊκές σειρές προέλασης, οι οποίεςξεπερνούν σε συνολικό ύψος τα 300 m και καλύπτουν την πλαγιά σε όλο της το εύρος.Κατά τόπους, κατά µήκος της πλαγιάς οι σειρές προέλασης (σεισµική φάση 2), εµφανίζονται νακαλύπτουν τις άνω-Πλειοκαινικές – Πλειστοκαινικές αποθέσεις (σεισµική φάση 3). Οι σειρές προέλασηςείτε τερµατίζουν απότοµα (downlap) στις αποθέσεις της βάσης της πλαγιάς είτε µεταβαίνουνπροοδευτικά σε σειρές πυθµένα (σεισµική φάση 4). Στα δυτικά κατά µήκος της βάσης της πλαγίας, ηπαρουσία ενός ρήγµατος µε αντιθετική κλίση προς τα κύρια ρήγµατα τα νοτίου περιθωρίου εµποδίζει τηνεξάπλωση των δελταϊκών σειρών πυθµένα προς τη λεκάνη.Η σεισµική ακολουθία στη βάση της πλαγιάς (εικ. 6.4) κυριαρχείται από την εναλλαγήτουρβιδιτικών αποθέσεων µε παρεµβολές στρωµάτων ηµιπελαγικής ιζηµατογένεσης (σεισµικές φάσεις 6και 8). Οι λιγότερο ή περισσότερο οµογενείς τουρβιδιτικές και ηµιπελαγικές αποθέσεις εµφανίζονταισυνεχείς και εκτείνονται σε µεγάλες αποστάσεις (> 3 km) δίχως να παρουσιάζουν σηµαντικέςδιακυµάνσεις στο πάχος τους. Σειρά από µικρά ρήγµατα µετατοπίζουν τα εναλλασσόµενα αυτάστρώµατα δίχως όµως να επηρεάζουν σηµαντικά την γεωµετρία των αποθέσεων.Οι παράλληλες προς την υποθαλάσσια κατωφέρεια σεισµικές τοµές αποκαλύπτουν την παρουσίακαλά σχηµατισµένων καναλιών µε σχήµα U, κατά µήκος της βάσης της πλαγιάς. Αποθέσεις πλήρωσηςκοίτης καναλιών (channel fill) (σεισµική φάση 9) και αντίστοιχες αποθέσεις όχθης καναλιών (channellevees) (σεισµική φάση 11) συµπληρώνουν το σύνολο των ιζηµατογενών φάσεων που συνθέτουν τηνσεισµική ακολουθία στη βάση της πλαγιάς. Συνολικά η σεισµική ακολουθία βάσης πλαγιάς µπροστά απότην τεκτονική ράµπα Αιγίου – Ελίκης επιδεικνύει χαρακτηριστική πλευρική και κατακόρυφη συνέχεια µεσυνέπεια τη διαµόρφωση µιας σχετικά οµοιόµορφης ιζηµατογενούς µάζας µε διαστάσεις 3,5×8 km καιπάχος µεγαλύτερο από 250 m.6.4.3.3 Περιθώριο ρήγµατος ΕλίκηςΤο υποθαλάσσιο περιθώριο του κόλπου στη περιοχή µεταξύ του ανατολικού περιθωρίου του δελταϊκούριπιδίου του Βουραϊκού ποταµού και του ακρωτηρίου της Ακράτας ορίζεται ως περιθώριο τύπουρήγµατος Ελίκης (εικ. 6.2). Το ρήγµα Ελίκη αποτελεί την κύρια τεκτονική δοµή της περιοχής η οποίαελέγχει την µορφολογία του περιθωρίου. Ανάλογα µε την θέση κατά µήκος του ίχνους του ρήγµατοςΕλίκη το υποθαλάσσιο περιθώριο υποδιαιρείται σε δύο τοµείς. Ο δυτικός τοµέας ορίζεται µεταξύ τουανατολικού ορίου του δελταϊκού ριπιδίου του Βουραϊκού και του αλλουβιακού ριπιδίου στη Πούντα, ενώο ανατολικός τοµέας εκτείνεται ανατολικά της Πούντας έως το ακρωτήρι Ακράτα. Στο δυτικό τοµέα τοκύριο ρήγµα (Ελίκη) εντοπίζεται στη χέρσο κατά µήκος της ακτογραµµής και διαµορφώνει τοαπαραίτητο µορφολογικό σκαλοπάτι για τον σχηµατισµό των αλλουβιακών ριπιδίων του Βουραϊκού και146

Τεκτονική - Ιζηµατολογία ∆υτικού Κορινθιακούτου Λαδοπόταµου (Πούντας). Αντίθετα, στον ανατολικό τοµέα το ίχνος του ρήγµατος περνά στηθάλασσα όπου και συνεχίζει σε διεύθυνση παράλληλη προς την ακτογραµµή έως το ακρωτήρι Ακράτα. Οανατολικός τοµέας χαρακτηρίζεται αφενός από το γεγονός ότι το κύριο ρήγµα βρίσκεται πλέον κάτω απότην επιφάνεια της θάλασσας, αφετέρου από το ότι στην περιοχή δεν εκβάλει κάποιο ποτάµι.Η συνθετική ερµηνευτική τοµή (εικ. 6.5) παρουσιάζει την εικόνα του υποθαλάσσιου περιθωρίουστο δυτικό τοµέα. Οι κάθετες στην πλαγιά σεισµικές τοµές ανάκλασης απεικονίζουν ένα µικρού πάχουςεπιφανειακό ιζηµατογενές κάλυµµα ποταµό δελταϊκών αποθέσεων (σεισµική φάση 1). Το λεπτό αυτόστρώµα απλώνεται σε όλο το εύρος της κρηπίδας σκεπάζοντας τις άνω-Πλειοκαινικές-Πλειστοκαινικέςαποθέσεις (σεισµική φάση 3) που οικοδοµούν το υπόβαθρο της κρηπίδας και της κατωφέρειας. Η επαφήτων δύο σεισµικών φάσεων χαρακτηρίζεται από ανώµαλο ανάγλυφο και τον απότοµο τερµατισµό τωνυποεπιφανειακών ανακλάσεων. Τα παραπάνω υποδηλώνουν ότι ουσιαστικά πρόκειται για την επιφάνειαασυµφωνίας που αντιστοιχεί στο τελευταίο µέγιστο της πτώσης της στάθµης της θάλασσας πριν από12.000 χρόνια (last low-stand maximum). Στο υφαλόριο η επιφάνεια ασυµφωνίας εντοπίζεται θαµµένηκάτω από 15 περίπου µέτρα ιζηµάτων σε βάθος νερού 89 m.Η επιφάνεια της πλαγιάς καλύπτεται από ένα λεπτό στρώµα κεκλιµένων ανακλάσεων παράλληλωνπρος την επιφάνεια του πυθµένα οι οποίες αποδίδονται στις δελταϊκές σειρές προέλασης (σεισµική φάση2) των αντίστοιχων ριπιδίων που κτίζουν τα ποτάµια Βουραϊκός και Λαδοπόταµος. Κατά τόπους ηεπιφάνεια της πλαγιάς εµφανίζεται να καλύπτεται από κατολισθαίνουσες µάζες ιζηµάτων (σεισµική φάση5). Η ανάπτυξη στρωµάτων παράλληλων προς την επιφάνεια του πυθµένα στη κρηπίδα και τη πλαγιάυποδηλώνουν την ανάπτυξη ενός σχετικά πρόσφατα εγκαθιδρυµένου ενεργού αλλουβιακού συστήµατοςπροσφοράς και απόθεσης ιζηµάτων στην περιοχή (εικ. 6.5). Όπως θα αναπτυχθεί αναλυτικότερα και σταυποκεφάλαια που ακολουθούν, οι αποθέσεις της πλαγιάς θεωρούνται το αποτέλεσµα απόθεσης κατά τηνυπερχείλιση καναλοποιηµένων (channeled) βαρυτικών ροών πυκνότητας καθώς και απ’ ευθείαςαπόθεσης του ιζηµατογενούς φορτίου των ποτάµιων εκροών.Στη βάση της πλαγιάς ένα συνονθύλευµα πολλαπλών παρενστρωµένων χονδρόκοκκωντουρβιδτικών στρωµάτων (σεισµική φάση 10) συνθέτει την σεισµική ακολουθία (εικ. 6.5). Ησυγκεκριµένη σεισµική φάση µονοπωλεί την σεισµική ακολουθία της βάσης της πλαγιάς µε εξαίρεσηορισµένες κατολισθαίνουσες µάζες ιζηµάτων οι οποίες σχηµατίζουν λοβούς εν’ είδη αναχωµάτων στηνεπιφάνεια του πυθµένα. Η παρουσία των παραπάνω σεισµικών φάσεων σε συνδυασµό µε την απουσίατων σεισµικών φάσεων 6 και 8, υποδηλώνει ένα περιβάλλον απόθεσης υψηλής ενέργειας.Η δοµή του υποθαλάσσιου περιθωρίου στον ανατολικό τοµέα αποδίδεται στη συνθετικήερµηνευτική τοµή της εικόνας 6.6. Στον ανατολικό τοµέα τόσο η κρηπίδα όσο και η πλαγιά,παρουσιάζουν παραπλήσια εικόνα µε αυτή του δυτικού τοµέα. Στις τοµές σεισµικής ανάκλασης τοακουστικό (σεισµικό) υπόβαθρο συνίσταται από άνω-Πλειοκαινικές –Πλειστοκαινικές αποθέσεις147

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΕικ. 6.5: Συνθετική ερµηνευτική τοµή κάθετα στο νότιο περιθώριο του κόλπου µπροστά από το δυτικό τοµέα τουυποθαλάσσιου τµήµατος του ρήγµατος Ελίκη. Η τοµή τέµνει το περιθώριο κοντά στις εκβολές του ποταµούΛαδοπόταµου (περιοχή Πούντας). Στην τοµή διακρίνονται οι σεισµικές φάσεις 1, 2, 3, 5 και 10. Οι ένθετες εικόνεςA, B και C παρουσιάζουν την πραγµατική σεισµική εικόνα των φάσεων σε τοµογραφίες sparker των 1,6 kJ.Fig. 6.5: Synthetic interpretation section across the gulf’s south margin running over the western sector of the Elikifault offshore segment. The section is located close to the Ladopotamos river mouth (Pountas fan area). The seismicfacies 1, 2, 3, 5 and 10 are present. Insert figures A, B and C show the actual sparker (1.6 kJ) seismic image of thefacies.148

Τεκτονική - Ιζηµατολογία ∆υτικού ΚορινθιακούΕικ. 6.6: Συνθετική ερµηνευτική τοµή κάθετα στο νότιο περιθώριο του κόλπου µπροστά από τον ανατολικό τοµέατου υποθαλάσσιου τµήµατος του ρήγµατος Ελίκη. Η τοµή διέρχεται δυτικά του ακρωτηρίου της Ακράτας. Στην τοµήδιακρίνονται οι σεισµικές φάσεις 3, 5, 6, 8 και 10. Οι ένθετες εικόνες A και B παρουσιάζουν την πραγµατικήσεισµική εικόνα των φάσεων σε τοµογραφίες air-gun των 40 inch 3 .Fig. 6.6: Synthetic interpretation section across the gulf’s south margin running over the east sector of the Eliki faultoffshore segment. The section is located west of Akrata cape. The seismic facies 3, 5, 6, 8 and 10 are present. Insertfigures A and B show the actual air-gun (40 inch 3 ) seismic image of the facies.149

∆ιδακτορική ∆ιατριβή(σεισµική φάση 3). Τρία (3) παράλληλα διευθηνόµενα ρήγµατα τέµνουν τα ιζήµατα της πλαγιάςδιαµορφώνοντας την απότοµη κλίση της κατωφέρειας και προσδίδοντας της µια ελαφρά κλιµακωτήγεωµετρία. Στο µεγαλύτερο εύρος της η κατωφέρεια εµφανίζεται καλυµµένη µε κατολισθέντα τεµάχηιζηµάτων (σεισµική φάση 5). Τοπικά τα κατολισθέντα τεµάχη εµφανίζονται να υπέρκεινται συνεχώνανακλάσεων παράλληλων προς την επιφάνεια της πλαγιάς.Αντίθετα, µε την κρηπίδα και την κατωφέρεια η βάση της πλαγιάς εµφανίζει µια εντελώςδιαφορετική εικόνα από αυτή του δυτικού τοµέα. Στον ανατολικό τοµέα στη βάση της πλαγιάς αποτίθεταιµια ακολουθία από λιγότερο ή περισσότερο οµογενή στρώµατα τουρβιδιτών και ηµιπελαγικής λάσπης(σεισµικές φάσεις 6 και 8). Η ακολουθία αυτή έχει πάχος που ξεπερνά τα 360 m. Προς την ακτή ηακολουθία τερµατίζει απότοµα πάνω (onlap) στην επιφάνεια του περιθωριακού ρήγµατος, ενώ προς ταανοικτά η εξάπλωσή της περιορίζεται από την σεισµική φάση 10. Το ιδιαίτερο χαρακτηριστικό γνώρισµατης συγκεκριµένης σεισµικής ακολουθίας αποτελεί η έντονη καµπύλωση των ανακλάσεων µε τρόπο ώστενα σχηµατίζουν ένα επίµηκες κοίλωµα µε άξονα βύθισης παράλληλο προς την πλαγιά. Σεισµικές τοµέςσε διεύθυνση παράλληλη προς την πλαγιά αποκαλύπτουν την παρουσία αποθέσεων ροών µαζών (massflow deposits) (σεισµική φάση 7) καθώς και µικρού πάχους και εύρους αποθέσεις κοίτης καναλιών(σεισµική φάση 9).150

Τεκτονική-Ιζηµατολογία ∆υτικού Κορινθιακού6.4.4 Ιζηµατογενή συστήµατα απόθεσηςΜε βάση την αναγνώριση των σεισµικών φάσεων και τη µελέτη (1) της χωρικής τους εξάπλωσης, (2) τωνσχέσεων τους µε τις γειτονικές αποθέσεις και (3) τη θέση στο χώρο συγκριτικά µε (α) τις κύριεςτεκτονικές δοµές και (β) την µορφολογία του πυθµένα, διακρίθηκαν 5 κύρια ιζηµατογενή συστήµατααπόθεσης. Τα συστήµατα αυτά αναπτύσσονται κατά µήκος της βάσης της πλαγιάς του νοτίου περιθωρίουτου δυτικού Κορινθιακού κόλπου και περιλαµβάνουν: (1) υποθαλάσσιο πόδα βάσης πλαγιάς (base ofslope apron), (2) υποθαλάσσιος πόδας βάσης πλαγιάς τροφοδοτούµενος από δέλτα (base of slope deltafed apron), (3) αξονικό κανάλι λεκάνης (axial channel), (4) σύστηµα καναλιών και αυλακών βάσηςπλαγιάς (base of slope channel and chute system), (5) σύστηµα απόθεσης τάφρου οροφής ρήγµατος (moatgraben) και (6) αποθέσεις πλήρωσης πεδιάδας λεκάνης (basin plain). Η ανάπτυξη και χωρική εξάπλωσητων συστηµάτων της βάσης πλαγιάς κατά µήκος του νοτίου περιθωρίου παρουσιάζεται στο χάρτη τηςεικόνας 6.7.6.4.4.1 Υποθαλάσσιος πόδας βάσης πλαγιάςΗ σεισµική απεικόνιση των αποθέσεων του υποθαλάσσιου αυτού ιζηµατογενούς συστήµατοςχαρακτηρίζεται από την παρουσία ενός ελαφρά κεκλιµένου πακέτου από συνεχείς και παράλληλεςανακλάσεις. Οι ανακλάσει αυτές χαρακτηρίζονται από µικρό και µέσο πλάτος (ανάκλασης) και κατάπερίπτωση ελαφρά κυµατοειδή µορφή (σεισµικές φάσεις 6 και 8). Η οµάδα των κεκλιµένων παράλληλωνανακλάσεων, τερµατίζει ασύµφωνα πάνω στις αποθέσεις της πεδιάδας της λεκάνης (downlaps) καιπολλές φορές εµφανίζεται να σκεπάζει ακανόνιστου σχήµατος φακοειδείς αποθέσεις χωρίς εσωτερικέςανακλάσεις (σεισµική φάση 7) (εικ. 6.8). Η απουσία εσωτερικών ανακλαστήρων ερµηνεύεται ως ένδειξηαπουσίας εσωτερικής δοµής και οι αντίστοιχες αποθέσεις αποδίδονται σε βαρυτικές ροές µαζών (massflows). Οι κεκλιµένες παράλληλες ανακλάσεις από την άλλη πλευρά, θεωρούνται αποτέλεσµατουρβιδιτικών ρευµάτων. Σε ορισµένες σεισµικές τοµές οι βαρυτικές αποθέσεις ροών µαζών,εµφανίζονται κοντά στην επιφάνεια του πυθµένα, γεγονός που υποδηλώνει ότι πρόκειται για σχετικάπρόσφατα κατολισθητικά επεισόδια υψηλής ενέργειας (εικ. 6.8).Ο υποθαλάσσιος πόδας αναπτύσσεται στη βάση της πλαγιάς ανοικτά του κόλπου του Αιγίου (εικ.6.7). Σε τοµή ο πόδας επιδεικνύει µια γενική σφηνοειδή γεωµετρία µε κλίση ελαφρά µικρότερη από τηναντίστοιχη µέση κλίση της γειτνιάζουσας πλαγιάς. Σε κάτοψη το ριπίδιο εµφανίζεται ως ένασυνονθύλευµα από επιµέρους φτωχά διαµορφωµένα ριπίδια τα οποία όµως δεν φαίνονται να συνδέονταιαπ’ ευθείας µε κάποιο αξονικό σύστηµα τροφοδοσίας. Σε σύνολο η απόθεση εµφανίζεται ως έναςεπιµήκης πόδας πλαγιάς µε συνολική έκταση 12,34 km 2 . Η σηµαντική κατά µήκος µεταβολή του πλάτουςκαι της επιφανειακής µορφολογίας του συστήµατος αποτελεί πιθανότητα ένδειξη της πολύπλευρηςπροσφοράς ιζηµάτων από την πλαγιά.151

∆ιδακτορική ∆ιατριβή Αριστοφάνης ΣτεφάτοςΕικ. 6.7: Χάρτης του πυθµένα στον οποίο παρουσιάζονται τα κύρια µορφολογικά χαρακτηριστικά και τα αντίστοιχα ιζηµατογενή συστήµατα απόθεσης που αναγνωρίστηκαν στη βάση τηςπλαγιάς του νοτίου περιθωρίου του δυτικού Κορινθιακού κόλπου. ∆ορυφορική εικόνα χερσαίου τµήµατος Landsat ΕΤΜ+ circa 2000, από NASA's Earth Science Enterprise Scientific DataPurchase Program. Fig. 6.7: Seafloor map illustrating the main morphological features and depositional systems recognized along the south margin in the west Gulf of Corinth. Land sectionsatellite image Landsat ΕΤΜ+ circa 2000, provided through NASA's Earth Science Enterprise Scientific Data Purchase Program.152

Τεκτονική-Ιζηµατολογία ∆υτικού ΚορινθιακούΤο γειτονικό στο σύστηµα περιθώριο της κρηπίδας και η πλαγιά εµφανίζουν σαφείς ενδείξεις ότιυπόκεινται εκτεταµένη κατάρρευση. Αποκαλυµµένες επιφάνειες ολίσθησης και ουλές κατολισθήσεων(slide scarps and scars), διαβρωσιγενείς αυλακώσεις (scours), αύλακες κύλισης και µεταφοράς (chutes)καθώς και κανάλια µικρού αναγλύφου συνθέτουν το φάσµα των αποδείξεων ότι στο ανώτερο τµήµα τηςπλαγιάς κυριαρχούν υποθαλάσσια κατολισθητικά φαινόµενα (εικ. 6.9). Η µετατόπιση των ιζηµάτων τουπυθµένα από τη δράση των γειτονικών ρηγµάτων αυξάνει τη µέση κλίση της πλαγιάς οδηγώντας σεαστάθεια τις επιφανειακές αποθέσεις, ενώ οι σεισµικές δονήσεις προσφέρουν τον µηχανισµόπυροδότησης των παρατηρούµενων κατολισθητικών φαινοµένων. Ο µεγάλος αριθµός κατολισθήσεωνκατά µήκος της πλαγιάς δηλώνει σαφώς ότι ο πόδας στη βάση της πλαγιάς σχηµατίζεται από τησυσσώρευση των δηµιουργούµενων βαρυτικών κατολισθητικών φαινοµένων. Η εκτενής διασπορά τωνκατολισθητικών φαινοµένων σε όλο το εύρος και µήκος της πλαγιάς σε συνδυασµό µε την απουσία µιαςκύριας οδού µεταφοράς ιζηµάτων υποδεικνύουν ότι το σύστηµα µεταφοράς και διανοµής των ιζηµάτωνστη πλαγιά πρέπει να θεωρηθεί ως γραµµικού τύπου (line source) µε κυριαρχία των µη-περιορισµένωνβαρυτικών ροών (unconfined gravitational mass movements).Εικ. 6.8: Σεισµικές τοµές sparker πάνω από το πόδα της βάσης πλαγιάς ο οποίος αναπτύσσεται στα ανοικτά τουκόλπου του Αιγίου. Με ‘M.F.’ επισηµαίνονται αποθέσεις ροών µαζών. Κατακόρυφη κλίµακα δίνεται σε χρόνοδιπλής διαδροµής, ενώ η θέση των τοµών επισηµαίνεται στον ένθετο χάρτη.Fig. 6.8: Sparker seismic reflection profiles over the base of slope apron that develops offshore the Aigio gulf. ‘M.F.’labels refer to mass flow deposits. Vertical scale in TWTT. Location of profiles shown in inset map.153

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΕικ. 6.9: Ηχογραφία πλευρικής σάρωσης (ASDIC) (a), στην οποία απεικονίζεται η υποθαλάσσια πλαγιά ανοικτά τουακρωτηρίου Γύφτισα. Με λευκά βέλη επισηµαίνονται τα πολλαπλά ρηχά κανάλια και αύλακες. Με ‘R.B.’υποδεικνύεται µια σειρά από περιστρεµµένα κατολισθέντα τεµάχη ιζηµάτων, ενώ µε ‘D.B’ επισηµαίνεται ηπαρουσία ενός ιζηµατογενούς τέµαχους το οποίο έχει αποκολληθεί από το υφαλόριο. Σεισµική τοµή των 3,5 kHz (b)παράλληλη προς την πλαγιά απεικονίζει το µεγάλο αριθµό ρηχών καναλιών και αυλάκων που τέµνουν την επιφάνειατης παλγιάς.Fig. 6.9: ASDIC side scan sonar record (a) showing the offshore slope in cape Gyftisa area. White arrows markshallow channels and chutes. ‘R.B.” label indicates a series of rotated sediment blocks, while the ‘D.B.’ label marks aslumped sediment block that seems to be detached from the shelf edge. Strike 3.5 kHz profile (b) images the multipleswallow channels and chutes that affect the slope face.6.4.4.2 Υποθαλάσσιος πόδας βάσης πλαγιάς τροφοδοτούµενος από δέλταΤο ιζηµατογενές αυτό σύστηµα αναπτύσσεται στη βάση της πλαγιάς µπροστά από την τεκτονική ράµπασύνδεσης Αιγίου – Ελίκης (εικ. 6.2 & 6.7). Οι σεισµικές τοµές που διέρχονται πάνω από τις αποθέσειςτου υποθαλάσσιου πόδα στη βάση της κατωφέρειας αποκαλύπτουν ένα ιδιαίτερα παχύ σύνολοπαράλληλων ανακλάσεων µε κλίση προς τα βορειοανατολικά (εικ. 6.10). Το σύνολο των παράλληλωνανακλαστήρων εµφανίζει µια επαναλαµβανόµενη µε το βάθος διαδοχή από οµάδες ανακλάσεων µε µικρόκαι µεγάλο πλάτος ανάκλασης (σεισµικές φάσεις 6 και 8). Οι ανακλάσεις αυτές συνθέτουν ένα154

Τεκτονική-Ιζηµατολογία ∆υτικού Κορινθιακούιζηµατογενές πρίσµα Το ιζηµατογενές αυτό πρίσµα είναι επίµηκες παράλληλο στη διεύθυνση τηςκατωφέρειας και απλώνεται σε έκταση 28,3 τετραγωνικών χιλιοµέτρων περίπου. Το µέγιστο πάχος τωνιζηµατογενών αυτών αποθέσεων, εντοπίζεται στο κέντρο όπου και ξεπερνά το όριο της σεισµικήςδιείσδυσης (> 345 m). Στα νότια οι αποθέσεις αυτές βρίσκονται σε επαφή µε τις δελταϊκές σειρές τηςκατωφέρειας (εικ. 6.4 και 6.11), ενώ προς τα βόρεια περιορίζονται από την παρουσία ενός καναλιούπαραλλήλου στον άξονα της λεκάνης (εικ. 6.2 & 6.10a).Οκτώ καλά αναπτυγµένα κανάλια διατέµνουν σχεδόν κάθετα τις αποθέσεις του πόδα (apron) (εικ.6.7). Η πηγή των καναλιών εντοπίζεται στη γειτονική κατωφέρεια του νοτίου περιθωρίου της λεκάνης.Σεισµικές τοµές σε διεύθυνση παράλληλη στον άξονα της λεκάνης, απεικονίζουν τα κανάλια αυτά, οικοίτες των οποίων έχουν εύρος 300 έως και 650 µέτρα (εικ. 6.10b, c, d). Το πιο ρηχό από τα κανάλια έχειβάθος 20 µέτρα, ενώ το βαθύτερο φθάνει περίπου τα 100 µέτρα βάθος (98 m). Οι κοίτες των καναλιώνκαλύπτονται από επίπεδες και υπερβολικές ανακλάσεις µεγάλου πλάτους (σεισµική φάση 9). Το µεγάλοπλάτος ανάκλασης και το υπερβολικό σχήµα των ανακλάσεων υποδηλώνει την παρουσία χονδρόκοκκωνιζηµάτων. Ωστόσο στις σεισµικές τοµές πολύ υψηλής διακριτικής ικανότητας (3,5 kHz) τόσο τα πλευρικάτοιχώµατα των καναλιών όσο και η κοίτη τους εµφανίζονται να καλύπτονται από ένα ακουστικά διάφανο(acoustically transparent) επιφανειακό στρώµα, πάχους 9 έως 26 µέτρα (εικ. 6.10c). Το ακουστικό αυτόστρώµα αποδίδεται σε λεπτόκοκκα ιζήµατα τα οποία συνιστούν την εγκαθίδρυση ενός σύγχρονουσυστήµατος µεταφοράς ιζηµάτων, χαµηλής ενέργειας.Τα πλευρικά τοιχώµατα των καναλιών είναι απότοµα και αποτελούνται από παράλληλα στρώµαταµε κυρτή προς τα άνω γεωµετρία (σεισµική φάση 11). Η κύρτωση των παράλληλων ανακλάσεων σεσυνδυασµό µε την απουσία χαρακτηριστικών διάβρωσης (απότοµη διακοπή των ανακλάσεων)υποδηλώνει ότι οι αποθέσεις αυτές αποτελούν χαρακτηριστικές πλευρικές αποθέσεις καναλιών (levees)(εικ. 6.10b, c). Στα πλευρικά τοιχώµατα ορισµένων καναλιών αναπτύσσονται διαβρωσιγενείς χαραγές(erosional crevices). Ενδιαφέρων παρουσιάζει το γεγονός ότι οι χαραγές εντοπίζονται αποκλειστικά σταανατολικό πλευρό των καναλιών το οποίο και εµφανίζει τη µεγαλύτερη γωνία κλίσης (εικ. 6.10d). Οιπαράλληλες στον άξονα της λεκάνης σεισµικές τοµές απεικονίζουν επιπλέον έναν αριθµό από θαµµένακανάλια σε διάφορα επίπεδα εντός της σεισµικής ακολουθίας (εικ. 6.10b). Το σύνολο αυτό τωναναγνωρισµένων καναλιών θεωρείται το κύριο σύστηµα µεταφοράς και διανοµής ιζηµάτων από τηνκρηπίδα και την ανώτερη κατωφέρεια στη βάση της πλαγιάς. Το εκτεταµένο αυτό υποθαλάσσιο δίκτυοκαναλιών συνιστά ένα καλά αναπτυγµένο υποβρύχιο αποστραγγιστικό δίκτυο που µεταφέρει σχετικάχονδρόκοκκα ιζήµατα σε µεγάλες αποστάσεις και βάθος στο κέντρο της λεκάνης.Όπως αναφέρθηκε νωρίτερα, στα νότια οι αποθέσεις του πόδα εφάπτονται µε τις προελαύνουσεςδελταϊκές σειρές (foresets και bottomsets) (σεισµικές φάσεις 2 και 4) που καλύπτουν την γειτονικήπλαγιά. Στο σηµείο επαφής των διαφορετικών ιζηµατογενών φάσεων αναπτύσσεται ένα επιφανειακόµορφολογικό βύθισµα (εικ. 6.4 και 6.11). απότοµη αυτή µετάβαση από τις δελταϊκές σειρές στιςαποθέσεις του πόδα στη βάση της πλαγιάς θεωρείται συνέπεια της παρουσίας ενός δευτερεύοντος155

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΕικ. 6.10: Σεισµική τοµή air-gun (a) που τέµνει τον τροφοδοτούµενο από τα δέλτα πόδα στη βάσης της πλαγιάς,ανοικτά της τεκτονικής ράµπας Αιγίου – Ελίκης. Οι αποθέσεις του πόδα σχηµατίζουν ένα κεκλιµένο ιζηµατογενέςπρίσµα που δοµείται από τις σεισµικές φάσεις 6 και 8. (b): Παράλληλη προς τη πλαγιά σεισµική τοµή air-gun στηνοποία απεικονίζονται τέσσερα καλά σχηµατισµένα κανάλια να τέµνουν την επιφάνεια του πυθµένα. Επισηµαίνεται ηπαρουσία θαµµένων αποθέσεων καναλιών -B.Ch.- και αντίστοιχων παρόχθιων αναχωµάτων -L- στο µέσο περίπουτης τοµής. (c): Σεισµική τοµή των 3,5 kHz πάνω από τη µέση πλαγιά, µε διεύθυνση παράλληλη προς αυτή. Η τοµή156

Τεκτονική-Ιζηµατολογία ∆υτικού Κορινθιακούαπεικονίζει επιφανειακά κανάλια σχήµατος V και U των οποίων οι κοίτες είναι θαµµένες κάτω από ένα επιφανειακόακουστικά διαφανές στρώµα. (d): Ηχογραφία πλευρικής σάρωσης (ASDIC - αδιόρθωτης εικόνας) όπου διακρίνονταιπέντε (5) κανάλια κατά µήκος της πλαγιάς. Με βέλη επισηµαίνονται διαβρωσιγενείς χαραγές κατά µήκος τηςανατολικής όχθης δύο καναλιών.Fig. 6.10: Dip air-gun seismic section (a) across the delta-fed base of slope apron offshore Aigio – Eliki relay ramp.The inclined sediment prism consists of seismic facies 6 and 8. (b): Strike oriented air-gun profile. Note the buriedchannels -B.Ch.- and channel levees -L- in middle of the seismic section. Four (4) well developed channels -Chappearon the seafloor surface. (c): Strike oriented 3.5 kHz profile over the middle slope. This high resolution profileshows well developed V and U shaped channels on the seafloor surface. Channel thalwegs are buried beneath anacoustically transparent sediment layer. (d): ASDIC side scan sonar (uncorrected) image of the seafloor showing five(5) channels running down the slope. Note the crevices developed along the eastern flank of two of the imagedchannels marked by white arrows.αντιθετικού ρήγµατος που κλίνει προς νότο. Η ανύψωση της βάσης του ρήγµατος προκαλεί µείωση τηςµέσης κλίσης του πυθµένα, ενώ η βύθιση του τέµαχους οροφής δηµιουργεί ένα επιφανειακό βύθισµακατά µήκος του ίχνους του ρήγµατος. Το παραγόµενο µορφολογικό «σκαλοπάτι» θεωρείται ότιλειτουργεί ως εµπόδιο στην προς τα κατάντι εξάπλωση των προελαυνόντων δελταϊκών φάσεων. Τοµορφολογικό αυτό βύθισµα σε συνδυασµό µε την απότοµη µείωση της κλίσης της πλαγιάς, πιθανάπροκαλούν υδραυλικό άλµα (hydraulic jump) και διάχυση των βαρυτικών ροών ιζηµάτων που ξεκινούνστο ανώτερο τµήµα της κατωφέρειας.Εικ.6.11: Σεισµική τοµήair-gun σε διεύθυνση ΝΑ– Β∆ που τέµνει σε όλοτους το εύρος τιςαποθέσεις τουτροφοδοτούµενου απόδέλτα - πόδα τηςπλαγιάς. Στην τοµήεπισηµαίνονται οιγειτονικές δελταϊκέςσειρές προέλασης καιπυθµένα στα νότια και τοαξονικό κανάλι πουπεριορίζει τις αποθέσειςστα βόρεια.Fig. 6.11: SW – NEoriented air-gun seismicprofile running over thefull extent of the deltafed base of slope apron.Deltaic foreset andbottomset facies developto whilst to the north theapron abuts against thedeposits of an axialchannel.Με βάση τα παραπάνω προτείνεται ότι η οικοδόµηση του πόδα της βάσης της κατωφέρειας είναικ ύρια το συνδυαστικό αποτέλεσµα περιορισµένων εντός των καναλιών (channelised) αλλά καιελεύθερων δίχως πλευρικούς φραγµούς (sheet-like) τουρβιδιτικών ρευµάτων. Η απόθεση του157

∆ιδακτορική ∆ιατριβήιζηµατογενούς φορτίου των τουρβιδιτικών ροών που κ ινούνται εντός καναλιών, γίνεται µέσω τουπαγώµατος της ροής (frozen channel flows) εντός των ορίων του καναλιού είτε εκτός των ορίων λόγωυπερχείλισης των καναλιών (overbank flows and suspension). Τα τουρβιδιτικά ρεύµατα που κινούνταιδίχως πλευρικούς περιορισµούς, εκτός των καναλιών υποχρεώνονται σε διάχυση και επανα-αιώρηση τουφορτίου τους µόλις αυτά φθάσουν στη βάση της κατωφέρειας µε συνέπεια να εµποδίζονται να διανύσουναντίστοιχα µεγάλες αποστάσεις.6.4.4.3 Αξονικό κανάλι στη βάση της λεκάνηςΣτο κέντρο της λεκάνης η έκταση των αποθέσεων της βάσης της πλαγιάς του νοτίου περιθωρίουπεριορίζεται από ένα καλά διαµορφωµένο µεγάλων διαστάσεων κανάλι µε διεύθυνση παράλληλη προςτον άξονα του Κορινθιακού κόλπου. Η σεισµική εικόνα συνίσταται από ένα σύνολο επίπεδων καιυπερβολικών ακανόνιστα διευθετηµένων ανακλάσεων µεγάλου πλάτους (σεισµική φάση 9) πουπεριορίζονται πλευρικά από παράλληλες στρωµατοποιηµένες ανακλάσεις µικρού και µεγάλου πλάτουςανάκλασης (εικ. 6.12). Οι ακανόνιστα διευθετηµένες µεγάλου πλάτους ανακλάσεις (σεισµική φάση 9)οριοθετούν ένα επίµηκες µορφολογικό βύθισµα κατά µήκος του άξονα µέγιστου βάθους της θαλάσσιαςλεκάνης. Η σεισµική αυτή εικόνα αποδίδεται σε ένα αξονικό τουρβιδιτικό κανάλι, µε µήκος που φθάνειτα 10,7 χιλιόµετρα (εικ. 6.7). Ο σεισµικός χαρακτήρας των ανακλάσεων εντός της κοίτης του καναλιούυποδηλώνει την παρουσία ιδιαίτερα χονδρόκοκκων ιζηµάτων. Τα νότια τοιχώµατα του καναλιούαποτελούνται ουσιαστικά από τις ιζηµατογενείς φάσεις του πόδα της βάσης της κατωφέρειας, οι οποίεςκαι τερµατίζουν ασύµφωνα (downlap) πάνω στις αποθέσεις της κοίτης (εικ. 6.12). Τα βόρεια τοιχώµατατου καναλιού είναι περισσότερο απότοµα και αποτελούνται από την ακολουθία των αποθέσεων τουεπιπέδου της λεκάνης οι οποίες απολεπτύνονται προτού τερµατιστούν απότοµα στις όχθες του καναλιού(εικ. 6.12a). Οι ιζηµατογενείς αυτές φάσεις εµφανίζονται να απολεπτύνονται πλησιάζοντας το κανάλι ενώο ασύµφωνος τερµατισµός (truncation) των ανακλάσεων των στρωµάτων τους επάνω στην επιφάνεια τηςόχθης, δηλώνει χαρακτηριστικά τον διαβρωσιγενή χαρακτήρα της επαφής.Το αξονικό κανάλι ξεκινά στα δυτικά, περίπου στο κέντρο του στενότερου τµήµατος τουΚορινθιακού κόλπου µεταξύ των ακρωτηρίων Γύφτισα και Ψαροµύτα, σε βάθος νερού 430 µέτρων.Κινούµενο σε διεύθυνση νότιο-ανατολική για µήκος 10,7 χιλιοµέτρων το κανάλι πλαταίνει και ρηχαίνειπροοδευτικά έως ότου εξαφανιστεί στο βάθος των 760 µέτρων, σε γεωγραφικό µήκος 22 ο 21’ Α.Ηχογραφίες, ηχοβολιστή πλευρικής σάρωσης (ASDIC) (εικ. 6.12d) , αποκαλύπτουν ότι τα µικρότερακανάλια που διατέµνουν τον πόδα της βάσης της πλαγιάς του νοτίου περιθωρίου, απολήγουν εντός τουαξονικού καναλιού. Η διευθέτηση αυτή των καναλιών οδηγεί στο συµπέρασµα ότι τα µικρότεραπλευρικά κανάλια αποτελούν ουσιαστικά ένα δευτερεύον σύστηµα τροφοδοσίας για το αξονικό κανάλι(secondary tributary system).158

Τεκτονική-Ιζηµατολογία ∆υτικού ΚορινθιακούΕικ. 6.12: Σεισµικές τοµές air-gun, οι οποίες τέµνουν το αξονικό κανάλι της λεκάνης στα δυτικά (a) και στα ανατολικά(b). Με διακεκοµµένη γραµµή (τοµή a) υποδεικνύεται η παρουσία του ρήγµατος που ελέγχει τη θέση του καναλιού. Σταανατολικά στη θέση της τοµής -b- το ρήγµα δεν είναι πλέον εµφανές, ενώ µαύρα βέλη επισηµαίνουν την θαµµένηπαλαιοκοίτη του καναλιού. Η σεισµική τοµή των 3,5 kHz (c) η οποία τέµνει το κανάλι στο µέσο του µήκους του,απεικονίζει την κοίτη του καναλιού µερικώς καλυµµένη από ένα λεπτό στρώµα επιφανειακών ιζηµάτων. (d): Ηχογραφίαπλευρικής σάρωσης πυθµένα (αδιόρθωτης εικόνας – τύπου ASDIC) όπου απεικονίζεται η σύνδεση του αξονικούκαναλιού µε ένα από τα πλευρικά κανάλια του νοτίου περιθωρίου. Με λευκά βέλη επισηµαίνονται διαβρωσιγενείςχαραγές στη δυτική όχθη του πλευρικού καναλιού. Μεταβολές της ανακλαστικότητας του πυθµένα (ερµηνευτικόδιάγραµµα d’) υποδηλώνουν ότι το ανατολικό τµήµα της κοίτης του πλευρικού καναλιού υπήρξε σχετικά πρόσφαταενεργό τροφοδοτώντας µε ίζηµα το αξονικό κανάλι.Fig.12: Air-gun seismic reflection profiles across the axial channel to the west (a) and to the east (b). Dashed line inprofile (a) marks the intrabasinal fault that controls the loci of the axial channel. In profile (b) the presence of such a faultis no longer evident. Black arrows indicate the buried channel floor reflection. (c): 3.5 kHz high resolution profilecrossing the axial channel approximately in the middle of its course. Note the half-buried half-exposed channel floor. (d):ASDIC uncorrected side scan sonar image of the axial channel intersecting a secondary tributary channel running downthe south slope. Erosional crevices occupy the eastern flank of the tributary channel. Backscatter variation within thetributary suggests that the eastern sector has been recently active funneling with sediments the axial channel.159

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΣτις ηχογραφίες, η µεταβολή της ανακλαστικότητας (backscatter) της κοίτης ενός από τα πλευρικάκανάλια υποδεικνύει ότι η κοίτη µπορεί να υποδιαιρεθεί σε δύο επιµέρους τµήµατα (εικ. 6.12d). Κατάµήκος της ανατολικής όχθης του καναλιού η υψηλότερη ανακλαστικότητα σε συνδυασµό µε τιςδιαβρωσιγενείς χαραγές (erosional crevices) των τοιχωµάτων της κοίτης δηλώνουν ότι το τµήµα αυτόυπήρξε πρόσφατα ενεργό. Αντίθετα, η µικρότερης ανακλαστικότητας λωρίδα στο δυτικό τµήµαυποδηλώνει ότι πιθανότατα το τµήµα αυτό έχει καλυφθεί από ένα οµαλού αναγλύφου ιζηµατογενέςκάλυµµα. Η ερµηνεία αυτή υποστηρίζεται επιπλέον από την σεισµική τοµή των 3,5 kHz που τέµνεικάθετα το αξονικό κανάλι στο σηµείο σύνδεσης του συγκεκριµένο πλευρικό κανάλι (εικ. 6.12c). Στηνυψηλής διακριτικής ικανότητας σεισµική τοµή η κοίτη εµφανίζεται θαµµένη κατά το ήµισυ κάτω από έναακουστικά διάφανο στρώµα πάχους 5 µέτρων.Στις σεισµικές τοµές (air-gun), oι αποθέσεις της κοίτης του αξονικού καναλιού εµφανίζουν µιαπροοδευτική κλιµακωτού τύπου µετανάστευση (stepwise channel migration) προς τα βόρεια (εικ. 6.12a).Η µετανάστευση της κοίτης λαµβάνει χώρα στη διάρκεια απόθεσης των ανώτερων 86 περίπου µέτρωντων αποτιθέµενων ιζηµάτων κατά την οποία η κοίτη έχει κινηθεί 350 m προς βορρά.Η κλιµακωτή µετανάστευση της κοίτης και η γεωµετρία των ιζηµατογενών αποθέσεων σταπεριθώρια του καναλιού, υποδηλώνουν την παρουσία ενός ρήγµατος µε κλίση προς νότο και ίχνοςπαράλληλο µε τον άξονα του καναλιού (εικ. 6.12a). Συγκρίνοντας τη χαρτογράφηση της κοίτης τουκαναλιού µε την αντίστοιχη τεκτονική χαρτογράφηση παρατηρείται ότι η θέση του συµπίπτει µε το ίχνοςτου αξονικού ρήγµατος του δυτικού Κορινθιακού κόλπου. Η συνεχής µετατόπιση του ρήγµατος διατηρείτο τεκτονικά παραγόµενο µορφολογικό βύθισµα που παγιδεύει την κοίτη του καναλιού και εµποδίζει τηνπρος βορρά προέλαση των αποθέσεων του γειτονικού νότιου πόδα της βάσης της κατωφέρειας, Επιπλέον,η ταπείνωση του τέµαχους οροφής του ρήγµατος έχει ως συνέπεια την παρατηρούµενη προοδευτικήαύξηση της προς βορρά κλίσης των αποθέσεων του πόδα, η οποία φθάνει το µέγιστο των 10 ο κοντά στοαξονικό κανάλι. Αντίστοιχα, οι αποθέσεις στο βόρειο περιθώριο του καναλιού, εµφανίζονται να κλίνουνπρος βορρά αντιθετικά προς τα ρήγµατα του βορείου περιθωρίου. Η µέγιστη γωνία κλίσης παρατηρείταικοντά στο κανάλι και µειώνεται προοδευτικά µακριά από το κανάλι πλησιάζοντας την επιφάνεια τωνρηγµάτων της βόρειας πλαγιάς. Η παραπάνω γεωµετρία αποδίδεται τεκτονική κάµψη που προκαλεί ηανύψωση του τέµαχους βάσης του ρήγµατος στα βόρεια και στην αντίστοιχη κάµψη που προκαλεί ηταπείνωση του τέµαχους οροφής στα νότια του αξονικού ρήγµατος.Το δυτικό και κεντρικό τµήµα του αξονικού καναλιού εµφανίζεται καλά διαµορφωµένο και σχεδόνευθύγραµµο σε µήκος 6 km, ακολουθώντας το ίχνος του ρήγµατος σε διεύθυνση ΒΑ – Ν∆ (εικ. 6.7). Στοτµήµα αυτό η κοίτη έχει εύρος 210 m και βάθος περίπου 60 m. Στα ανατολικά και για µήκος περίπου 9km η κοίτη του καναλιού καµπυλώνεται προοδευτικά και στρέφεται σε διεύθυνση ΑΝΑ – ∆Β∆ (εικ. 6.7).Οι σεισµικές τοµές που τέµνουν το κανάλι στα ανατολικά αποκαλύπτουν ένα σαφώς πιο φαρδύ και ρηχόκανάλι η κοίτη του οποίου δεν ταυτίζεται πλέον µε το ίχνος του ρήγµατος (εικ. 6.12b). Στη σεισµική τοµήπου τέµνει το κανάλι κοντά στο ανατολικό του άκρο η κοίτη του καναλιού φθάνει τα 910 m σε πλάτος,160

Τεκτονική-Ιζηµατολογία ∆υτικού Κορινθιακούενώ το βάθος της έχει µειωθεί στα 40 m (εικ. 6.12b). Το βόρειο περιθώριο της κοίτη αποτελείται από έναµεγάλου πάχους σύνολο αποθέσεων πεδιάδας λεκάνης (basin plain), ενώ ένα ανάχωµα πλάτους 780 mκαι πάχους 51 m αποτελούµενο από αποθέσεις όχθης (levee) περιορίζει το κανάλι προς τα νότια. Ηπαρουσία παλαιοτέρων θαµµένων αποθέσεων κοίτης καναλιού στην συγκεκριµένη περιοχή υποδεικνύειότι η κοίτη του καναλιού άλλαζε θέση καλύπτοντας µια συνολική έκταση 2330 m (εικ. 6.12b).Τα παραπάνω θεωρούνται σαφείς ενδείξεις ότι ενώ στα δυτικά η θέση του καναλιού ελέγχεται απότην παρουσία του ρήγµατος, στα ανατολικά το κανάλι έχει πλέον εγκαταλείψει το ίχνος του ρήγµατος καικινείται ελεύθερα στο χώρο. Τα υπάρχοντα δεδοµένα δεν µας επιτρέπουν την εξαγωγή σαφώνσυµπερασµάτων ως προς την πηγή προέλευσης του τουρβιδιτικού αυτού καναλιού. Αγνοώντας το χρόνοκαι το τρόπο γένεσης του συγκεκριµένου καναλιού, τα υπάρχοντα δεδοµένα προσφέρουν σαφείςενδείξεις ό,τι το κανάλι παραµένει ενεργό παροχετεύοντας το ιζηµατογενές φορτίο που απολήγει στηκοίτη του µέσω του εκτενούς υποβρύχιου αποστραγγιστικού δικτύου που έχει αναπτυχθεί στη βάση τηςπλαγιάς του νοτίου περιθωρίου.6.4.4.4 Σύστηµα καναλιών και αυλακών βάσης πλαγιάς.Το συγκεκριµένο ιζηµατογενές σύστηµα χαρακτηρίζεται από πολλαπλές χαµηλού αναγλύφου λωρίδεςπυθµένα, µεγάλης ανακλαστικότητας, ανάµεσα στις οποίες εµφανίζονται λοβοειδείς αποθέσειςαποτελούµενες από µικρού πλάτους υποπαράλληλες ανακλάσεις (σεισµική φάση 5). Η υψηλήςανακλαστικότητας λωρίδες του πυθµένα σχηµατίζουν ένα σύµπλεγµα το οποίο καλύπτει 9,9 km 2πυθµένα.Στη σεισµική τοµή των 3,5 kHz (εικ. 6.13a), οι χαµηλού αναγλύφου λωρίδες πυθµένα επιστρέφουνµια πολύ υψηλής ανακλαστικότητας παρατεταµένη επιφανειακή ανάκλαση δίχως υποεπιφανειακέςανακλάσεις. Οι σεισµικές τοµές τύπου sparker απεικονίζουν πολλαπλές ακανόνιστα και πυκνάδιευθετηµένες ισχυρές ανακλάσεις οι οποίες περιορίζουν την διείσδυση του σήµατος προκαλώντας τοφαινόµενο της σεισµικής επισκίασης (masking effect) των υποκείµενων στρωµάτων (εικ. 6.13b). Τέλοςστις σεισµικές τοµές τύπου air-gun οι ζώνες αυτές, εµφανίζονται σαν ένα σύνολο πολλαπλών ασυνεχώνακανόνιστα διευθετηµένων ανακλάσεων µεγάλου πλάτους, (σεισµική φάση 10) (εικ. 6.13c).Στο ανατολικό τµήµα του συστήµατος, η σχετικά πιο έντονη βυθοµετρική διαφορά και συνέχειατόσο των λωρίδων χαµηλού αναγλύφου όσο και των ενδιάµεσων λοβοειδών αποθέσεων, επιτρέπουν τηνχαρτογράφηση τους (εικ. 6.7). Η χαρτογράφηση αυτή αποδίδει τις ζώνες χαµηλού αναγλύφου ως σχετικάσυνεχείς, επιµήκεις ζώνες που ακολουθούν ελαφρά καµπυλωµένες διαδροµές. Αντίθετα, ο δυτικόςτοµέας του συστήµατος χαρακτηρίζεται από ένα ασαφές και πολύπλοκο σύµπλεγµα των δύο σεισµικώνφάσεων, το οποίο δεν επιτρέπει την λεπτοµερή χαρτογράφηση του. Με βάση την σεισµική τους εικόνακαι την συνολική τους εξωτερική γεωµετρία οι υψηλής ανακλαστικότητας ζώνες αποδίδονται161

∆ιδακτορική ∆ιατριβήπολλαπλούς σχετικά χονδρόκοκκους τουρβιδίτες (σεισµική φάση 10), ανάµεσα στους οποίους κείτονταικατολισθέντες µάζες ιζηµάτων (σεισµική φάση 5) (εικ. 6.5 και 6.13).Το ιζηµατογενές αυτό τουρβιδιτικό σύστηµα διακρίνεται από ένα τυπικό σύστηµα καναλιών,καθώς προσοµοιάζει σε ένα συνδυασµό από ρηχά κανάλια και φαρδιές πυκνά διευθετηµένες αυλακώσειςκύλισης και µεταφοράς (chutes). Οι χονδρόκοκκες αυτές αποθέσεις δεν περιορίζονται κατά µήκοςσυγκεκριµένων αξόνων αλλά σχηµατίζουν ένα σύνθετο επιφανειακό πλέγµα (braided geometry).Αντίστοιχα, δίκτυα αυλακώσεων (αν και πιο στενά και σε µικρότερη απόσταση από τα αλλουβιακάριπίδια τροφοδοσίας) έχουν περιγραφεί από τους Prior & Bronhold (1989) και Bronhold & Prior (1990)στα ανοικτά των δελταϊκών ριπιδίων στη Βρετανική Κολούµπια.Εικ. 6.13: Σεισµικές τοµές των 3,5 kHz (a),sparker (b) και air-gun (c) οι οποίες τέµνουντο σύστηµα καναλιών και αυλακώσεων πουαναπτύσσεται µπροστά από το δυτικό τµήµατου υποθαλάσσιου ρήγµατος Ελίκη. Υψηλήςανακλαστικότητας ζώνες του πυθµέναοριοθετούν την περιοχή ανάπτυξης καναλιώνκαι αυλακώσεων (Ch. και chutes – zone).Υπολειµµατικοί λοβοί λεπτοµερέστρερωνιζηµάτων, αποτέλεσµα κατολισθήσεων καιδιάβρωσης, εντοπίζονται ενδιάµεσα τωνζωνών αυτών (R.M.).Fig. 6.13: 3.5 kHz (a), sparker (b) and airgun(c) seismic reflection profiles, across thechannels and chute base of slope system.High reflection zones mark the area wherechutes and shallow channels develop (Ch. &chutes-zone). Mass wasting and erosionproduces relic sediment mounds (R.M.)consisting of finer sediments.162

Τεκτονική-Ιζηµατολογία ∆υτικού ΚορινθιακούΗ ασάφεια των εσωτερικών ανακλάσεων, η χαοτική τους κατανοµή στο χώρο και το γεγονός ότι οιενδιάµεσες λοβοειδείς αποθέσεις επικάθονται σε υψηλής ανακλαστικότητας πυθµένα - αντίστοιχο µε τοπυθµένα ενδιάµεσα των λοβών - συνηγορούν υπέρ της ερµηνείας ότι πρόκειται για κατολισθέντες µάζες(σεισµκή φάση 5) και όχι για αποθέσεις όχθων καναλιών (σεισµική φάση 11).Το ιζηµατογενές αυτό σύστηµα της βάσης της πλαγιάς, αποτελεί κατά κύριο λόγω ένα υψηλήςενέργειας σύστηµα µεταφοράς και διανοµής ιζηµάτων. Η δηµιουργία του συστήµατος θεωρείται ότι είναισυνέπεια της δράσης ροών ιζηµάτων µεγάλης ενέργειας που µεταφέρουν χονδρόκοκκα ιζήµατα στηλεκάνη. Οι προτεινόµενεςροές ιζηµάτων ξεκινούν απότο γειτονικό υφαλόριο και τηνκατωφέρεια (εικ. 6.14). Πιοσυγκεκριµένα, κύριες πηγέςτροφοδοσίας θεωρούνται, τοµεγάλης κλίσης ανατολικότµήµα του υποθαλάσσιουµετώπου του δέλτα τουΒουραϊκού καθώς και τοµέτωπο τουυποθαλάσσιουριπιδίου του Λαδοπόταµου(Πούντα). Τα µεγάλης κλίσηςπρανή που σχηµατίζουν τοµέτωπο και η προδελταϊκήπεριοχή (delτa front andslope) των δύο ποτάµιωνδέλτα, ευνοεί την ανάπτυξηβαρυτικών ροών υψηλήςενέργειας (εικ. 6.14).Εικ. 6.14: Ηχογραφία πυθµένα (a) (αδιόρθωτης εικόνας –τύπου ASDIC) στην οποία απεικονίζεται το ανατολικότµήµα του υποθαλάσσιου δελταϊκού ριπιδίου τουΒουραϊκού και το αλλουβιακό ριπίδιο του Λαδοπόταµου.Μεγάλος αριθµός από κανάλια και αυλακώσειςαναπτύσσονται ακτινωτά των δύο ριπιδιών. Με βέληεπισηµαίνεται η παρουσία πιθανών κώνων κροκάλων καιψηφίδων (cobble and gravel talus). Σεισµική τοµή των 3,5kHz (b) κάθετα στην ανατολική πλαγιά του δελταϊκούριπιδίου του Βουραϊκού. Στην τοµή διακρίνονταιχαρακτηριστικές κατολισθήσες µάζες ιζηµάτων.Fig. 6.14: Uncorrected side scan sonar image of the seafloor (ASDIC) offshore the Vouraikos delta fan and theLadopotamnos alluvial fan. A great number shallow channels and chutes affect the upper slope in a typical radialpattern. White arrows mark the position of possible cobble and gravel talus. 3.5 kHz profile (b) along the east slopeof Vouraikos fan, showing massive sediment slides.163

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΗ δικτυωτή γεωµετρία των ζωνών µεταφοράς των ιζηµάτων αποδίδεται στις πολλαπλές πηγέςτροφοδοσίας που συνεισφέρουν υλικό. Οι βαρυτικές ροές χονδρόκοκκων ιζηµάτων καλύπτονται απόνεότερες είτε διαβρώνουν προηγούµενες επιφανειακές αποθέσεις κατολισθέντων µαζών µε αποτέλεσµατο σχηµατισµό υπολειµµατικών επιφανειακών λοβών από λεπτόκοκκα ιζήµατα.6.4.4.5 Αποθέσεις τάφρου οροφής ρήγµατοςΤο συγκεκριµένο σύστηµα της βάσης της πλαγιάς είναι κυρίως ένα σύστηµα παγίδευσης ιζηµάτων καιουσιαστικά αποτελεί υποδιαίρεση των τυπικών αποθέσεων λεκάνης (αβυσικής πεδιάδας) πουπεριγράφονται σε λεκάνες τάφρων σε διάφορα µέρη του κόσµου (Nelson et al., 1991; Prosser et al., 1993;Nøttvedt et al., 1995; Ranvås & Steel, 1997; Soreghan et al., 1999). Ο όρος τάφρος χρησιµοποιείται γιανα τονιστεί η αναγκαιότητα της παρουσίας ενός τοπικού βυθοµετρικού βυθίσµατος κοντά στο ρηξιγενέςπρανές ενός ρήγµατος, προκειµένου ένα τέτοιο σύστηµα να µπορέσει να αναπτυχθεί. Το σύστηµαουσιαστικά συνίσταται από τις ιζηµατογενείς αποθέσεις πλήρωσης του βυθίσµατος που προκαλεί ητεκτονική κάµψη του πυθµένα κατά την ταπείνωση της οροφής του ρήγµατος. Μία τυπική σεισµικήεικόνα των συγκεκριµένων ιζηµατογενών αποθέσεων αποτελούν οι σεισµικές τοµές που τέµνουν τηντάφρο οροφής του υποθαλάσσιου τµήµατος του ρήγµατος Ελίκη (εικ. 6.15).Το µορφολογικό βύθισµα που δηµιουργεί η αυξηµένη τεκτονική βύθιση κοντά στο επίπεδο τουρήγµατος, λειτουργεί ως παγίδα για τα αποσταθεροποιηµένα ιζήµατα που κατεβαίνουν την υποθαλάσσιαπλαγιά. Η αποτιθέµενη ακολουθία τουρβιδιτικών ρευµάτων και ροών µαζών καταγράφεται σαν ένασύνολο ισχυρών ανακλάσεων κοντά στο επίπεδο του ρήγµατος. Μια προοδευτική µείωση της διαφοράςανακλαστικότητας παρατηρείται καθώς αποµακρυνόµαστε από το επίπεδο του ρήγµατος (εικ. 6.15a, b).Η παρατηρούµενη µεταβολή του χαρακτήρα των ανακλάσεων αποδίδεται στο ότι τα τουρβιδιτικάρεύµατα αποθέτουν το αδροµερές κλάσµα του φορτίου τους κοντά στην πλαγιά µεταφέροντας σεµεγαλύτερες αποστάσεις το λεπτοµερέστερο κλάσµα τους. Κινούµενες προς τα κατάντη, οι ροές τωνιζηµάτων χάνουν ενέργεια έως ότου παγώσουν. Ο ρυθµός απώλειας ενέργειας αυξάνει όταν οι ροέςσυναντήσουν την αντίθετης κλίσης πλαγιά που σχηµατίζει η ανάστροφη κλίση του τέµαχους οροφής τουρήγµατος (hangingwall backtilt dip).Η παραπάνω διαδικασία έχει ως αποτέλεσµα την οριζόντιαυδραυλική διαβάθµιση των ροών µε συνέπεια µόνο οι λεπτόκοκκες ροές να διανύουν µεγάλες αποστάσειςκαι να αποθέτουν το υπό αιώρηση λεπτοµερές φορτίου τους. Ο µηχανισµός αυτός δηµιουργεί σχετικάοµογενοποιηµένες ιλυούχες αποθέσεις σε µεγάλες αποστάσεις από την πλαγιά και εξωθεί την απόθεσητων αδροµερέστερων ιζηµάτων κοντά στο ρήγµα. Οι εναλλαγές χονδρόκοκκων και λεπτόκοκκωνιζηµάτων αντιστοιχούν σε ισχυρούς ανακλαστήρες σε αντίθεση µε τις εναλλαγές στρωµάτων µεπαρόµοιο κοκκοµετρικό µέγεθος, οι οποίες συνήθως δεν συνθέτουν ισχυρούς ανακλαστήρες. Με αυτότον τρόπο, στις διαθέσιµες σεισµικές τοµές η κοκκοµετρική διαβάθµιση των αποθέσεων των βαρυτικώνροών, εκφράζεται µέσω της εξασθένησης του πλάτους των παραγόµενων ανακλάσεων.164

Τεκτονική-Ιζηµατολογία ∆υτικού ΚορινθιακούΕικ. 6.15: Τοµές σεισµικής ανάκλασης air-gun (a) και sparker (b) οι οποίες διέρχονται πάνω από τις αποθέσεις τηςτάφρου που σχηµατίζεται στην οροφή του υποθαλάσσιου ρήγµατος Ελίκη. Η σεισµική ακολουθία συνίσταται απόεναλλαγές των σεισµικών φάσεων 6 και 8. Η παράλληλη προς την πλαγιά σεισµική τοµή air-gun (c) αποκαλύπτειεπιπλέον την παρουσία µικρών καναλιών και αποθέσεων βαρυτικών µετακινήσεων µαζών (σεισµική φάση 7).Fig. 6.15: Air-gun (a) and sparker (b) seismic sections across the moat graben that develops on the hangingwall ofthe Eliki fault offshore segment. The seismic sequence consist of seismic facies 6 and 8. Strike air-gun profile overthe same deposits reveals the presence of minor channels and gravitate mass flow deposits (seismic facies 7).165

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΣτο σηµείο αυτό πρέπει να σηµειωθεί ότι η εκάστοτε βαρυτική ροή ιζήµατος ταξιδεύει σε διαφορετικέςαποστάσεις, γεγονός που προκύπτει και από τις διαθέσιµες σεισµικές τοµές, µε βάση την διαφορετικήχωρική εξάπλωση των ισχυρών ανακλάσεων (εικ. 6.15a, b). Η απόσταση που θα διανύσει η εκάστοτε ροήδεν είναι µόνο συνάρτηση του κοκκοµετρικού µεγέθους του φορτίου της, αλλά εξαρτάται επίσης και απότο αρχικό της ενεργειακό δυναµικό αλλά και την διαδροµή που αυτή θα ακολουθήσει. Στις σεισµικέςτοµές οι αδροµερής απόληξη των ροών αν και εµφανίζεται να τερµατίζει πάνω στην επιφάνεια τουρήγµατος (onlap), επιδεικνύει επιπλέον µια γενική προς τα άνω καµπύλωση, αντιπροσωπευτική τωναποθέσεων πλήρωσης λεκάνης κοντά σε ενεργά ρήγµατα (εικ. 6.15a, b).Προς το κέντρο της λεκάνης οι σεισµικές φάσεις πλήρωσης της τάφρου (σεισµική φάση 6 και 8)εµφανίζονται να διακόπτονται απότοµα από ένα χαµηλού αναγλύφου και υψηλής ανακλαστικότηταςπυθµένα (σεισµική φάση 10) (εικ. 6,.7 και 6.15a, b). Η ζώνη αυτή αντιστοιχεί στο γειτονικό σύστηµακαναλιών και αυλακών που περιγράφηκε νωρίτερα. Το χαµηλό ανάγλυφο του πυθµένα και ο απότοµοςτερµατισµός των αποθέσεων της τάφρου οροφής ρήγµατος, υποστηρίζουν ότι στην περιοχή αυτήεπικρατεί ένα καθεστώς υψηλής ενέργειας που αν δεν διαβρώνει, εµποδίζει την απόθεση τουλεπτοµερούς ιζηµατογενούς κλάσµατος. Στη σεισµική τοµή sparker (εικ. 6.15b) το προς τη λεκάνη όριοτων αποθέσεων της τάφρου εµφανίζεται να παραµένει σταθερό µε το χρόνο, ενώ στις διπλανή τοµή airgun(εικ. 6.15a) το όριο αυτό απεικονίζεται να προελαύνει ελαφρά προς τη λεκάνη. Οι συγκεκριµένεςσεισµικές τοµές υποδηλώνουν ότι το περιγραφόµενο ιζηµατογενές σύστηµα έχει εγκαθιδρυθεί πριν απόσχετικά µεγάλο χρονικό διάστηµα και έχει παραµείνει σταθερό.Η σεισµική τοµή που τέµνει την τάφρο οροφής του ρήγµατος σε διεύθυνση παράλληλη προς τηπλαγιά, απεικονίζει την πλευρική εξάπλωση του συστήµατος (εικ. 6.15c). Κατά µήκος της τοµής, ησεισµική ακολουθία συντίθεται από ένα σύνολο συνεχών και παράλληλων ανακλάσεων µικρού καιµεγάλου πλάτους (σεισµικές φάσεις 6 και 8) στις οποίες παρεµβάλλονται φακοειδείς αποθέσεις δίχωςεσωτερικές ανακλάσεις (σεισµική φάση 7). Μικρού εύρους υπερβολικές ανακλάσεις επισηµαίνουν τιςθέσεις θαµµένων µικρών καναλιών (εικ. 6.15c), ενώ ο προς τα κάτω τερµατισµός (downlap) των ελαφράυπερβολικών ανακλάσεων που ορίζουν την οροφή των φακοειδών αποθέσεων υποδηλώνει ότι η κίνησητων ροών πραγµατοποιήθηκε σε διεύθυνση κάθετη προς τη πλαγιά.Oι Ferentinos et al., (1988) παρουσίασαν στοιχεία ότι η γειτονική κατωφέρεια επηρεάζεται απόεκτεταµένα κατολισθητικά επεισόδια. Η ηχογραφία πλευρικής σάρωσης της επιφάνεια της πλαγιάς,αποτυπώνει το µέτωπο του ρηξιγενούς πρανούς του ρήγµατος Ελίκη σε µήκος 6,5 km (εικ. 6.16).Τοξοειδούς γεωµετρίας κατολισθήσεις διαβρώνουν το µέτωπο του ρηξιγενούς πρανούς και τροφοδοτούντα πολυάριθµα φαρδιά και ρηχά αυλάκια κύλισης – µεταφοράς (chutes) που διατέµνουν την πλαγιά (εικ.6.16). Ενώ, το κεντρικό και δυτικό τµήµα της πλαγιάς κυριαρχείται από αυλάκια, το ανατολικό τµήµαεπηρεάζεται από µια σειρά περιστροφικών κατολισθήσεων. Μια συγκριτικά πολύ µεγάλων διαστάσεωνκατολίσθηση εµφανίζεται να καλύπτει το κεντρικό τµήµα της πλαγιάς. Η κατολίσθηση αυτή να συνδέεταιµα ένα διπλό τοξοειδές µέτωπο στην ανώτερη κατωφέρεια (εικ. 6.16).166

Αριστοφάνης Στεφάτος Τεκτονική-Ιζηµατολογία ∆υτικού ΚορινθιακούFig. 6.16: ASDIC uncorrected side scanimage of the seafloor slope runningparallel to the Eliki offshore fault trace.The central and east sector of the faultcontrolled slope is dominated by chutesand a major slide (sl.) in contrast to thewestern most sector where rotatedsediment blocks (R.B.) dominate.Arcuate-shaped scarps erode the Elikifault escarpment and source some of thechutes. Note the multi path effect thatproduces multiple echoes behind theEliki fault scarpΕικ. 6.16: Ηχογραφία πυθµένα (αδιόρθωτης εικόνας – τύπου ASDIC) της υποθαλάσσιας πλαγιάς παράλληλα µε το ίχνος του υποθαλάσσιου τµήµατος του ρήγµατος Ελίκη. Ηδιαµορφωµένη από το ρήγµα υποθαλάσσια πλαγιά διακρίνεται σε δύο τοµείς. Στο κέντρο και ανατολικά κυριαρχούν οι αυλακώσεις κύλισης (chutes) ενώ στα δυτικάκυριαρχούν τα περιστρεµµένα τεµάχη ιζηµάτων (R.B.). Κατά µήκος του υφαλόριου διακρίνονται τοξοειδούς γεωµετρίας στέψεις κατολισθήσεων οι οποίες διαβρώνουν τορηξιγενές πρανές του ρήγµατος Ελίκη και τροφοδοτούν ορισµένες από τις αυλακώσεις της πλαγιάς. Επισηµαίνεται το φαινόµενο πολλαπλής διαδροµής το οποίο έχει ωςσυνέπεια την καταγραφή των αντηχήσεων του σήµατος πίσω από το ρηξιγενές πρανές.167

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΗ συγκεκριµένη κατολίσθηση αναφέρεται από του Ferentinos et al., (1988) ως έναπαραµορφωµένο τέµαχος κατολίσθησης (deformed slumped block). Η απουσία σηµαντικών πηγώνπροσφοράς κλαστικών ιζηµάτων κατά µήκος της ακτής σε συνδυασµό µε την εικόνα της τεκτονικάδιαµορφωµένης απότοµης κατωφέρειας, οδηγεί στο συµπέρασµα ότι η ιζηµατογένεση επιτυγχάνεταιµέσω του κανιβαλισµού των προϋπαρχόντων αποθέσεων της κρηπίδας και της κατωφέρειας. ∆εδοµένηςτης πολύ έντονης σεισµικότητας της περιοχής και της παρουσίας πλήθους ρηγµάτων κοντά στοαποθετικό κέντρο, συµπεραίνεται ότι βαρυτικές κατολισθήσεις πυροδοτούµενες από τις σεισµικέςδονήσεις, αποτελούν το βασικό µηχανισµό κινητοποίησης και µεταφοράς ιζηµάτων στη βάση τηςπλαγιάς.Ο Haughton (2000), εργαζόµενος στην λεκάνη Tabernas (ΝΑ Ισπανία), αναφέρει την συσσώρευσηπαγιδευµένων τουρβιδιτικών στρωµάτων µέσα σε ένα τεκτονικό βύθισµα του πυθµένα(στρωµατογραφική ενότητα C). Συγκρίνοντας την οµοιότητα των διαστάσεων, της τεκτονικής δοµής καιτον συνθηκών ιζηµατογένεσης µεταξύ της λεκάνης Tabernas και του Κορινθιακού κόλπου, προτείνεταιότι η εκεί περιγραφόµενη στρωµατογραφική ενότητα C, αποτελεί την κατά προσέγγιση ισοδύναµηεµφάνιση των αποθέσεων οροφής ρήγµατος.Η ανάγκη διάκρισης του αποθετικού συστήµατος τάφρου οροφής ρήγµατος από τις τυπικέςαποθέσεις λεκάνης εντοπίζεται στο γεγονός ότι οι συγκεκριµένες αποθέσεις επιδεικνύουν ισχυρήσυνιστώσα προέλευσης. Σε αντίθεση µε τις τυπικές αποθέσεις λεκάνης, η τάφρος οροφής ρήγµατοςπαγιδεύει σχεδόν αποκλειστικά τουρβιδιτικά ρεύµατα και ροές ιζηµάτων που κινούνται κάθετα προς τηνγειτονική πλαγιά και τον µέγιστο άξονα της απόθεσης, προκαλώντας ισχυρή οριζόντια κοκκοµετρικήδιαβάθµιση.168

Τεκτονική-Ιζηµατολογία ∆υτικού Κορινθιακού6.5 Συζήτηση – σύνθεση αποτελεσµάτωνΗ ανάλυση και ερµηνεία των διαθέσιµων δεδοµένων σεισµικής ανάκλασης αποδεικνύει ότι ο δυτικόςΚορινθιακός κόλπος αποτελεί ένα ενεργό ιζηµατογενές περιβάλλον µε ευµετάβλητα περιθώρια. Η έντονητεκτονική δραστηριότητα αποτελεί τον καθοριστικό παράγοντα που διαµορφώνει τα ιδιαίτεραχαρακτηριστικά των συγκεκριµένων ιζηµατογενών συστηµάτων. Η παρούσα έρευνα αποκαλύπτειπεριβάλλοντα απόθεσης χονδρόκοκκων και λεπτόκοκκων ιζηµάτων σε µεγάλα βάθη νερού, για τηνοικοδόµηση των οποίων απαιτείται το πλήρες φάσµα των ιζηµατογενών διεργασιών από βαρυτικές ροέςυψηλής-ενέργειας έως και καθίζηση από ηµι-πελαγική αιώρηση.6.5.1 Τεκτονο-ιζηµατολογικό µοντέλοΜε κριτήριο τη δοµή του νοτίου περιθωρίου και µέσω της απεικόνισής του στις τοµές σεισµικήςανάκλασης, διακρίθηκαν τέσσερις κύριοι τύποι περιθωρίου που αντιστοιχούν σε ισάριθµες γεωγραφικέςπεριοχές. Τα ιδιαίτερα χαρακτηριστικά της κρηπίδας, της πλαγιάς και των συστηµάτων απόθεσης στηβάσης της πλαγιάς που αναπτύσσονται σε κάθε µια από τις παραπάνω περιοχές συνδέονται άµεσα καισυνθέτουν το εγκαθιδρυµένο σε κάθε περιοχή ιζηµατολογικό µοντέλο. Η ερµηνεία των ιδιαίτερων αυτώνχαρακτηριστικών υπό το πρίσµα της τεκτονικής και της προσφοράς κλαστικών ιζηµάτων από τηγειτονική χέρσο, επιτρέπει τη δηµιουργία του αντίστοιχου τεκτονο-ιζηµατολογικού µοντέλου πουπροσπαθεί να αποδώσει την γένεση και εξέλιξη του υποθαλάσσιου περιθωρίου.Ακολουθώντας την ταξινόµηση πυριτιο-κλαστικών (silicilastic) συστηµάτων κατωφέρειας καιβάσης κατωφέρειας που προτείνει ο Galloway, (1998), τα προτεινόµενα τεκτονο-ιζηµατολογικά µοντέλαδιακρίθηκαν σε δύο (2) τύπους. Με βάση τα χαρακτηριστικά των ιζηµατογενών συστηµάτων απόθεσηςπου αναπτύσσονται στη βάση της κατωφέρειας και κριτήριο το ισοζύγιο προσφοράς, µεταφοράς καιαπόθεσης κλαστικών ιζηµάτων , διακρίθηκαν ο «οικοδοµικός» ή «αλλόχθονος» και ο «αποικοδοµιτικός»ή «αυτόχθονος» τύπος υποθαλάσσιου περιθωρίου (constructional vs destructional) (Galloway & Hobday,1996; Galloway, 1998).Στα δυτικά τo υποθαλάσσιο περιθώριο γύρω από το ακρωτήριο Γύφτισα, µπροστά από το ρήγµαΑίγιο χαρακτηρίζεται ως «αποικοδοµιτικού-αυτόχθονου» τύπου (εικ. 6.17A & B). Η απουσία ενεργούςπηγής τροφοδοσίας αλλουβιακών ιζηµάτων στην περιοχή, έχει ως συνέπεια την ανατροπή του ισοζυγίουµεταξύ προσφοράς και διάβρωσης-αποκοµιδής ιζηµάτων κατά µήκος της κατωφέρειας. Οι παραπάνωσυνθήκες επιτρέπουν την συνεχή διάβρωση της κατωφέρειας µέσα από µια διαδικασία πολλαπλώναστοχιών και κατολισθήσεων των ιζηµατογενών της αποθέσεων. Η παρουσία των ενεργώνυποθαλάσσιων ρηγµάτων στην ίδια περιοχή δρα καταλυτικά υπέρ των διαδικασιών υποβάθµισης τηςκλίσης της κατωφέρειας προς µια πιο σταθερή γωνία κλίσης. Επίπεδες και περιστροφικές κατολισθήσεις(slides & slumps), αποθέσεις ροών κορηµάτων, σεντονοειδείς τουρβιδίτες (sheet turbidites) καιτουρβιδιτικοί λοβοί συναθροίζονται στη βάση της οπισθοχωρούσας κατωφέρειας (retrogressive slope)169

∆ιδακτορική ∆ιατριβή Αριστοφάνης ΣτεφάτοςΕικ 6.17: Σχηµατικό τρισδιάστατο µοντέλο (A-D) της περιοχής µελέτης.Fig. 6.17: Schematic 3D model (A-D) of the study area.170

Τεκτονική-Ιζηµατολογία ∆υτικού Κορινθιακούκαι σχηµατίζουν τον πόδα της πλαγιάς. Το επίπεδο έως θετικό ανάγλυφο του πόδα της πλαγιάςυποδηλώνει ότι ο ρυθµός συσσώρευσης των επανακινητοποιηµένων (remobilized) ιζηµάτων τηςκρηπίδας και ανώτερης κατωφέρειας, βρίσκεται σε ισορροπία είτε υπερβαίνει το ρυθµό δηµιουργίας νέουχώρου απόθεσης ιζηµάτων (accommodation space). Η απουσία κυρίαρχων καλά - διαµορφωµένωνδιαδρόµων µεταφοράς ιζηµάτων σε συνδυασµό µε την απουσία καλά σχηµατισµένων ριπιδίων στη βάσητης κατωφέρειας, συνηγορούν υπέρ της ερµηνείας ότι ο πόδας τροφοδοτείται από ένα σύστηµαγραµµικής τροφοδοσίας (linear source).Η υποθαλάσσια κατωφέρεια µεταξύ του ανατολικού άκρου του ρήγµατος του Αιγίου και τουδελταϊκού ριπιδίου του Βουραϊκού αναγνωρίζεται ως οικοδοµικός ή αλλόχθονος τύπος (εικ. 6.17B & C).Η παρουσία της τεκτονικής ράµπας σύνδεσης µεταξύ των ρηγµάτων Αιγίου και Ελίκης προκαλεί τηνστροφή της κοίτης του Σελινούντα ποταµού προς τα ανατολικά, µε τρόπο ώστε οι εκβολές του ποταµούνα συγκλίνουν προς τη περιοχή των εκβολών των ποταµών Κερυνίτη και Βουραϊκού. Τα σχηµατιζόµεναδελταϊκά ριπίδια των ποταµών Σελινούντα, Κερυνίτη και Βουραϊκού συγκεντρώνουν σηµαντικό όγκοαλλουβιακών ιζηµάτων στην υποθαλάσσια κατωφέρεια µπροστά από την ζώνη µεταβίβασης. Ηπροέλαση των δελταϊκών αυτών ιζηµάτων γίνεται σε µια αρκετά απότοµη υποθαλάσσια κατωφέρεια πουεπιτρέπει την βαρυτική επανακινητοποίηση των αποθέσεων του υφαλορίου και της ανώτερης πλαγιάς καικατά συνέπεια το σχηµατισµό ενός αυτόνοµου συστήµατος διασποράς και απόθεσης ιζηµάτων. Τοσύστηµα αυτό, αποτελείτε από ένα δίκτυο πολλαπλών καλά διαµορφωµένων καναλιών τα οποίαδιοχετεύουν το προσφερόµενο ίζηµα από την περιφέρεια της δελταϊκής πλατφόρµας των υποθαλάσσιωνδέλτα στη βάση της πλαγιάς. Συνέπεια των διαδικασιών αυτών είναι ο σχηµατισµός ενός τυπικούδελταϊκά-τροφοδοτούµενου πόδα στη βάση της κατωφέρειας (delta-fed base of slope apron). Το θετικόµορφολογικό ανάγλυφο της επιφάνειας του πόδα των αποθέσεων υποστηρίζει ότι ο ρυθµός προσφοράςιζηµάτων υπερβαίνει κατά πολύ το ρυθµό δηµιουργίας νέου χώρου απόθεσης (accommodation space)µπροστά από την ζώνη µεταβίβασης.Παρά την υψηλή παροχή κλαστικών ιζηµάτων το εύρος εξάπλωσης των αποθέσεων στη βάση τηςπλαγιάς δεν ξεπερνά σηµαντικά το εύρος εξάπλωσης των αντίστοιχων γειτονικών αποθέσεων όπου ηπροσφορά αλλουβιακών ιζηµάτων είναι σαφώς πιο περιορισµένη. Το γεγονός αυτό αποδίδεται στηπαρουσία του τεκτονικά ελεγχόµενου αξονικού καναλιού το οποίο περιορίζει την προς την λεκάνηεξάπλωση των αποθέσεων παροχετεύοντας σε µεγαλύτερα βάθη στα ανατολικά, το ιζηµατογενές φορτίοπου καταλήγει σε αυτό (εικ. 6.17B, C & D).∆υτικότερα των εκβολών του Βουραϊκού ποταµού, το υποθαλάσσιο περιθώριο εµφανίζει µιασχετική πολυπλοκότητα (εικ. 6.17C & D). Παρά το γεγονός ότι η τεκτονική δοµή του περιθωρίου µπορείνα θεωρηθεί σταθερή σε όλο του το µήκος, καθώς ελέγχεται από το υποθαλάσσιο τµήµα του ρήγµατοςΕλίκη, η παρουσία πηγών αλλουβιακών ιζηµάτων στα δυτικά επιβάλει την διαφοροποίηση τουπεριθωρίου σε δύο τοµείς. Στα δυτικά, το δελταϊκό ριπίδιο του Βουραϊκού και το αλλουβιακό ριπίδιο τουΛαδοπόταµου, παρέχουν στο περιθώριο αλλόχθονα χερσαίας - προέλευσης κλαστικά ιζήµατα. Παρά τη171

∆ιδακτορική ∆ιατριβήπαρουσία των πηγών αλλουβιακών ιζηµάτων, στη βάση της κατωφέρειας δεν αναπτύσσεται µια θετικούµορφολογικού αναγλύφου και σηµαντικού όγκου απόθεση, εν είδη ριπιδίου, πόδα είτε ράµπας βάσηςπλαγιάς. Αντίθετα, η επαφή πλαγιάς και λεκάνης καλύπτεται από ένα αδροµερούς κοκκοµετρικήςσύστασης ιζηµατογενές κάλυµµα το οποίο χαρακτηρίζεται από την παρουσία πολλαπλών ρηχώνκαναλιών και αυλακώσεων. Η απότοµη µετάβαση από την πλαγιά στον σχεδόν επίπεδο πυθµένα τηςλεκάνης αποδίδεται στο ότι ο ρυθµός απόθεσης ιζηµάτων στη βάση της πλαγιάς εξισορροπείται από τορυθµό δηµιουργίας νέου χώρου απόθεσης. Αν και η παρουσία αλλουβιακών πηγών ιζηµάτων κατά µήκοςτης γειτονικής ακτής καθώς και το περιορισµένο εύρος της αντίστοιχης κρηπίδας, υποστηρίζουν τηνανάπτυξη ενός τυπικού οικοδοµικού – αλλόχθονου τύπου περιθωρίου, στην περιοχή δεν παρατηρούµεκάτι τέτοιο. Η αυξηµένη προσφορά κλαστικών ιζηµάτων θεωρείται ότι εξισορροπείται από τον αυξηµένορυθµό δηµιουργίας χώρου αφοµοίωσης της ιζηµατογένεσης συνέπεια του υψηλού ρυθµού βύθισης τουτέµαχους οροφής του ρήγµατος Ελίκη. Επιπλέον, η περιορισµένη σε έκταση κρηπίδα και οι ιδιαίτεραµεγάλες κλίσεις της πλαγιάς στην περιοχή διευκολύνουν την ανάπτυξη ροών ιζηµάτων υψηλής ενέργειαςοι οποίες µεταφέρουν το φορτίο τους σε µεγάλες αποστάσεις αποθέτοντας µόνο το αδροµερέστεροκλάσµα τους στη βάση της πλαγιάς.Ανατολικότερα του αλλουβιακού ριπιδίου του Λαδοπόταµου το υποθαλάσσιο περιθώριοµεταβαίνει σε ένα καθεστώς όπου η αλλουβιακή τροφοδοσία έχει πλέον διακοπεί. Ο υποθαλάσσιος αυτόςτοµέας της κατωφέρειας µπροστά από το ρήγµα Ελίκη χαρακτηρίζεται ως αποικοδοµιτικός – αυτόχθονοςτύπος περιθωρίου (εικ. 6.17 D). Παρά το ότι στη βάση της κατωφέρειας δεν απαντώνται τυπικάυποθαλάσσια ριπίδια αυτόχθονου τύπου, η κατωφέρεια παρουσιάζει παρόµοια χαρακτηριστικά µε τηκατωφέρεια στα δυτικά µπροστά από το ρήγµα του Αιγίου. Εδώ η βάση της κατωφέρειας καλύπτεται απότις αποθέσεις του συστήµατος της τάφρου οροφής ρήγµατος, οι οποίες µπορούν να θεωρηθούνισοδύναµες των αυτοχθόνων ριπιδίων της βάσης της κατωφέρειας µε διαφορά ότι αντί για σηµειακέςπηγές τροφοδοσίας στη πλαγιά αναπτύσσεται ένα γραµµικό σύστηµα τροφοδοσίας. Πράγµατι, ηπαρουσία ενός γραµµικού συστήµατος τροφοδοσίας επιβεβαιώνεται από το εκτενές και πυκνό δίκτυοαυλακώσεων και κατολισθήσεων που διαβρώνει την υποθαλάσσια πλαγιά.Η κύρια διαφορά µεταξύ των δύο αυτοχθόνων συστηµάτων κατωφέρειας στα δυτικά µπροστά απότο ρήγµα Αιγίου και στα ανατολικά µπροστά από το ρήγµα Ελίκη είναι η απουσία προεξέχουσαςεπιφανειακής µορφολογικής έκφρασης των αποθέσεων της βάσης της πλαγιάς (τάφρου οροφήςρήγµατος) στα ανατολικά σε συνδυασµό µε την έντονη κάµψη και καµπύλωση των στρωµάτωναντιθετικά προς το κύριο περιθωριακό ρήγµα. Η γεωµετρία αυτή αποδίδεται στο γεγονός ότι ο αυξηµένοςρυθµός βύθισης του τέµαχους οροφής του ρήγµατος Ελίκη δηµιουργεί χώρο απόθεσης ιζηµάτων µερυθµό που υπερβαίνει το ρυθµό απόθεσης.Το παραπάνω προτεινόµενο µοντέλο ιζηµατογένεσης καθιστά σαφές ότι η έντονη και πολύπλοκητεκτονική δραστηριότητα στο σχετικά περιορισµένο χώρο του δυτικού Κορινθιακού κόλπου οδηγεί τοσύνολο των ιζηµατογενών διεργασιών µε τρόπο ώστε να διαµορφώνουν υποθαλάσσια περιθώρια που δεν172

Τεκτονική-Ιζηµατολογία ∆υτικού Κορινθιακούαντιστοιχούν σε κάποιο από τα ακραία µέλη των συστηµάτων ταξινόµησης της κατωφέρειας. Στο πίνακα6.2, που ακολουθεί επιχειρείται η σύνοψη των κύριων χαρακτηριστικών των ιζηµατογενών συστηµάτωναπόθεσης που αναγνωρίστηκαν στο δυτικό Κορινθιακό κόλπο.6.5.2 Ταξινόµηση ιζηµατογενών συστηµάτων βάσης πλαγιάςΌπως έχει ήδη αναφερθεί και περιγραφεί, κατά µήκος του νοτίου περιθωρίου του δυτικού Κορινθιακούκόλπου αναγνωρίστηκαν και χαρτογραφήθηκαν πέντε (5) ιζηµατογενή συστήµατα απόθεσης. Τα τέσσερααπό αυτά αναπτύσσονται διαδοχικά στη βάση της πλαγιάς ενώ το σύστηµα του αξονικού καναλιούαναπτύσσεται στο κέντρο περίπου της λεκάνης οριοθετώντας το εύρος εξάπλωσης των προηγούµενωνσυστηµάτων. Τα βασικά γεωµετρικά και µορφολογικά χαρακτηριστικά των αποθέσεων του κάθεσυστήµατος παρουσιάζονται στο πίνακα 6.2.Το πλέον διαδεδοµένο σύστηµα ταξινόµησης των θαλάσσιων αποθετικών συστηµάτων µεγάλουβάθους νερού είναι αυτό που πρότειναν οι Reading & Richards το 1994. Με µικρές τροποποιήσεις(Richards et al., 1998) το σύστηµα αυτό ταξινοµεί τα αποθετικά συστήµατα µε βάση το επικρατέστεροκοκκοµετρικό µέγεθος και το τύπο του συστήµατος τροφοδοσίας, σε 12 κύριες κλάσεις. Όπωςεπισηµαίνουν και οι παραπάνω ερευνητές η ταξινόµηση των συστηµάτων απόθεσης θαλάσσιων λεκανώνµεγάλου βάθους, παρουσιάζει την µεγαλύτερη δυσκολία συγκριτικά µε όλα τα υπόλοιπα αποθετικάσυστήµατα. Προκειµένου να εξασφαλιστεί η µέγιστη δυνατή συµβατότητα της χρησιµοποιούµενηςορολογίας στη παρούσα διατριβή µε την διεθνώς καθιερωµένη ορολογία επιχειρήθηκε η ταξινόµηση τωνσυστηµάτων απόθεσης του δυτικού Κορινθιακού µε βάση το σύστηµα των Reading & Richards (1994). Ηταξινόµηση αυτή πέρα από το ότι διευκολύνει τον έλεγχο και την σύγκριση των αποτελεσµάτων τηςπαρούσας έρευνας, προσφέρει επιπλέον την δυνατότητα ελέγχου της πληρότητας καιαποτελεσµατικότητας του ίδιου του συστήµατος ταξινόµησης.Στα δυτικά της περιοχής, στη βάση της πλαγιάς µπροστά από το ρήγµα του Αιγίου, οι σεισµικέςτοµές αποκαλύπτουν ότι οι αποθέσεις συνίστανται κυρίως από την σεισµική φάση 6. Η κυρίαρχηπαρουσία της σεισµικής φάσης 6, µας επιτρέπει να συµπεράνουµε ότι οι αποθέσεις αυτές αποτελούνταιαπό εναλλαγές ιλύς και άµµου µε το ποσοστό συµµετοχής της άµµου να κυµαίνεται µεταξύ 30 % και 70%. Όπως έχει επισηµανθεί και νωρίτερα η τροφοδοσία της βάσης της πλαγιάς γίνεται µέσω ενόςγραµµικού τύπου συστήµατος βατυρητικών µετακινήσεων κατά µήκος της πλαγιάς, το οποίοεπανακινητοποιεί τα ιζήµατα της κρηπίδας και της πλαγιάς. Σύµφωνα µε τα παραπάνω το ιζηµατογενέςαποθετικό σύστηµα στη βάση της πλαγιάς θα πρέπει να θεωρηθεί ως ένας γραµµικής τροφοδοσίας πόδαςπλαγιάς – πλούσιος σε άµµο και ιλύ (linear-source mud/sand-rich slope apron).Αντίστοιχα, στις αποθέσεις του πόδα της πλαγιάς, που αναπτύσσεται στα ανοικτά της τεκτονικήςράµπας Αιγίου – Ελίκης, κυριαρχούν οι σεισµικές φάσεις 6 και 8, αν και η παρουσία της σεισµικήςφάσης 9 δεν µπορεί να θεωρηθεί αµελητέα. Με βάση την σεισµική εικόνα των αποθέσεων συµπεραίνεταιότι η κυρίαρχη ιζηµατογενής φάση είναι εναλλαγές ιλύος και άµµου µε το ποσοστό της άµµου να173

∆ιδακτορική ∆ιατριβή Αριστοφάνης ΣτεφάτοςΙζηµατογενήσυστήµατααπόθεσηςΠηγέςΤροφοδοσίαςΑπόσταση*από πηγέςτροφοδοσίας(km)∆ιακύµανσηκλίσηςγειτονικήςπλαγιάς(µοίρες)∆ιακύµανσηβάθους νερού(m)Μείωση ενεργειακούεπιπέδουΚύριο µηχανισµοίµεταφοράς ιζηµάτωνΣεισµικέςΦάσειςΜέγιστοσεισµικόπάχοςαποθέσεων(m)W/LΒάσηΚατωφέρειαςΤύπος ΚατωφέρειαςΦυσιογραφική ενότηταΚατολισθήσειςΡοές κορηµάτωνΡοές µαζώνΤουρβιδιτικάρεύµαταΗµι-πελαγικήαιώρησηΧωρική Εξάπλωση(Km 2 )Μέγιστο µήκος L(km)Μέγιστο πλάτοςW (km)Πόδας ΒάσηςΠλαγιάςΤροφοδοτούµενοςαπό ∆έλτα∆ελταϊκά ριπίδιαποταµώνΣελινούντα,Κερυνίτη,Βουραϊκού2.8 – 3.8 7 Ο -25 Ο 250 - 700○ ● ● 6, 8, 9, 11 250 28,7 3.8 9.8 2.58ΒάσηΚατωφέρειας«ΑΛΛΟΧΘΟΝΟΣ»ήΟΙΚΟ∆ΟΜΙΚΟΣΣύστηµαΚαναλιών καιΑυλακώσεων∆ελταϊκό ριπίδιοΒουραϊκούΑλλουβιακόριπίδιοΛαδοπόταµου0.8 – 2.5 11 Ο -25 Ο 240 – 780 ○ ● ● ● ○ 5, 9, 10 60 35 7.3 5.1 0.7ΛεκάνηΑξονικό ΚανάλιΛεκάνης∆ίκτυοπλευρικώνκαναλιών4 – 7 0 ο -4 ο 120 – 760 ● ○ 9, 11 85 38,1 14.6 0.9 0.06ΒάσηΚατωφέρειαςΠόδας ΒάσηςΠλαγιάςΤάφρος ΟροφήςΡήγµατοςΕπανακινητοποιηµένεςαποθέσειςκρηπίδας καιπλαγιάςΕπανακινητοποιηµένεςαποθέσειςκρηπίδας καιπλαγιάς0.6 – 1.5 7 Ο -25 Ο 250 – 470 ● ● ● ● ○ 6, 7, 8 220 12,41 - 1.3 11 Ο -35 Ο 530 – 770 ● ● ● ● ○ 6, 7, 8, 9 240 12,52.9 5.9 2.032.8 7.3 2.61«ΑΥΤΟΧΘΟΝΟΣ»ή ΑΠΟΙΚΟ∆ΟΜΙΤΙΚΟΣΒάσηΚατωφέρειαςΠίνακας 6.2: Κύρια χαρακτηριστικά των συστηµάτων απόθεσης που αναπτύσσονται στη βάση της πλαγιάς.Table 6.2: Principal characteristics of the depositional systems occupying the base of slope.(●) βεβαιωµένη συµµετοχή (○) πιθανή συµµετοχή, L: µήκος παράλληλα στη διεύθυνση της πλαγιάς, W: πλάτος κάθετα στη διεύθυνση της πλαγιάς(*) ελάχιστη απόσταση µεταξύ πηγής και αποθέσεων174

Τεκτονική-Ιζηµατολογία ∆υτικού Κορινθιακούκυµαίνεται µεταξύ 30 % και 70 %. Ιδιαίτερο ενδιαφέρον παρουσιάζει το σύστηµα τροφοδοσίας στηπεριοχή. Κατά µήκος της ακτής στην συγκεκριµένη περιοχή, εντοπίζονται οι εκβολές των δέλτα τωνποταµών Σελινούντα, Κερυνίτη και Βουραϊκού. Αναµφισβήτητα τα ποτάµια αυτά δέλτα αποτελούν τιςκύριες πηγές τροφοδοσίας της υποθαλάσσιας κατωφέρειας και λεκάνης. Στο σηµείο αυτό όµως αξίζει νασηµειωθεί ότι η σηµερινή θέση των εκβολών των ποταµών δεν φαίνεται αν συνδέεται άµεσα µε κάποιαυποβρύχια χαράδρωση ή κανάλι. Αντίθετα, τα υπάρχοντα κανάλια ξεκινούν στο ύψος της µέσης προςκατώτερης πλαγιάς και υπερβαίνουν τον αριθµό των ποτάµιων εκβολών. Η παρουσία των τριώνποτάµιων εκβολών και των 7 υποβρύχιων καναλιών, οδηγεί στο συµπέρασµα ότι το σύστηµατροφοδοσίας µπορεί να χαρακτηριστεί ως σύστηµα πολλαπλών πηγών (multiple-source). ∆εδοµένης τηςαπουσίας αντικειµενικών κριτηρίων διάκρισης, η διάκριση του συγκεκριµένου συστήµατος από ένασύστηµα γραµµικού τύπου στηρίζεται στο ό,τι οι άξονες τροφοδοσίας εµφανίζονται να έχουν σταθερήθέση στο χώρο και δεν παρουσιάζουν µια τυπικά χαοτική κατανοµή σε όλο το µήκος της πλαγιάς. Κατάσυνέπεια το σύστηµα απόθεσης µπροστά από την τεκτονική ράµπα χαρακτηρίζεται ως πολλαπλήςτροφοδοσίας ράµπα πλαγιάς – πλούσια σε άµµο και ιλύ (multiple-source mud/sand-rich ramp).Ανατολικά του Βουραϊκού, οι αποθέσεις της βάσης της πλαγιάς µπροστά από το αλλουβιακόριπίδιο του Λαδοπόταµου χαρακτηρίζονται από την κυριαρχία της σεισµικής φάσης 10. Με βάση ταχαρακτηριστικά της σεισµικής φάσης 10 και την προτεινόµενη ερµηνείας καταλήγουµε ότι οισυγκεκριµένες αποθέσεις θα πρέπει να θεωρηθούν πλούσιες σε άµµο (sand-rich) αν και ο βαθµόςσυµµετοχής των αδροµερέστερων ιζηµάτων (ψηφίδες, κροκάλες) δεν µπορεί να εκτιµηθεί. Όπως καιπροηγουµένως, η συµµετοχή στην τροφοδοσία της πλαγιάς των υποθαλάσσιων ριπιδίων των δύοποταµών (Βουραϊκού και Λαδοπόταµου) καθιστά το σύστηµα τροφοδοσίας ως ένα σύστηµα πολλαπλώνπηγών. Με βάση τα παραπάνω το σύστηµα απόθεσης ορίζεται ως µια πολλαπλής τροφοδοσίας ράµπαπλαγιάς – πλούσια σε άµµο και κατά περίπτωση πλούσια σε ψηφίδες (multiple-source sand-rich orgravel-rich ramp).Τέλος το ανατολικότερο τµήµα της κατωφέρειας χαρακτηρίζεται από την κυρίαρχη παρουσία τωνσεισµικών φάσεων 6 και 8 κατά µήκος της βάσης της πλαγιάς. Στη συγκεκριµένη περιοχή αν και δενπαρατηρούνται χερσαίες αλλουβιακές πηγές ιζηµάτων, µια πυκνή διάταξη αυλακώσεων, ρηχών καναλιώναλλά και επιφανειακών τεµαχών κατολισθέντων ιζηµάτων, εµφανίζονται να αποικοδοµούν τις αποθέσειςτης κρηπίδας και της ανώτερης πλαγιάς. Η πυκνή και κατά µήκος της πλαγιάς διάταξη των παραπάνωιχνών βαρυτικών µετακινήσεων µαζών συνθέτει τον γραµµικό χαρακτήρα της τροφοδοσίας της βάσηςτης πλαγιάς στην εν λόγω περιοχή. Όπως και προηγούµενα η κυρίαρχη παρουσία των σεισµικών φάσεων6 και 8 υποδηλώνει αποθέσεις πλούσιες σε άµµο και ιλύ που σε συνδυασµό µε τον γραµµικό χαρακτήρατης τροφοδοσίας καθιστούν το αποθετικό σύστηµα στη βάση της πλαγιάς ένα γραµµικής τροφοδοσίαςπόδα πλαγιάς πλούσιο σε άµµο και ιλύ (linear-source mud/sand-rich slope apron).Είναι προφανές ότι το αξονικό κάναλι της λεκάνης δεν αποτελεί ένα ιζηµατογενές σύστηµααπόθεσης, βάσης πλαγιάς. Αν και το συγκεκριµένο ιζηµατογενές σύστηµα δεν µπορεί να συµπεριληφθεί175

∆ιδακτορική ∆ιατριβήστη ταξινόµηση, το σύστηµα παρουσίαζεται στους σχετικούς πίνακες, αφενός µεν για να διατηρηθεί ησυνοχή στο τρόπο παρουσίασης και αφετέρου για να αποδοθεί η σηµασία του στη διαµόρφωση τωνορίων και των χαρακτηριστικών ορισµένων από τα υπόλοιπα συστήµατα .Σύµφωνα µε την ταξινόµηση αυτή προκύπτει ότι στην περιοχή µελέτης εντοπίζονται 2 είτε 3 τύποιιζηµατογενών συστηµάτων απόθεσης. Σύµφωνα µε αυτά τα στοιχεία, ο συγκεντρωτικός πίνακαςταξινόµησης σύγχρονων τουρβιδιτικών συστηµάτων σε θαλάσσιες λεκάνες µεγάλου βάθους νερού(πίνακας εικόνας 1, Reading & Richards, 1994) τροποποιείται όπως ακολουθεί (πίνακας 6.3). Από τονπίνακα 6.3, προκύπτει ότι ο Κορινθιακός κόλπος παρά το µικρό συγκριτικά µεγεθός του, παρουσιάζει µιαασυνήθιστα µεγάλη ποικιλία διαφορετικών τύπων συστηµάτων απόθεσης.ΥποθαλάσσιοριπίδιοσηµειακήςπηγήςΥποθαλάσσιαράµπαπολλαπλώνπηγώνΥποθαλάσσιοςπόδας γραµµικήςπηγήςΠλούσια σε ιλύσυστήµαταMississippi, Indus,Amazon, Bengal,Nile, Magdalena,Laurentian,Monterey,Mozambique,Astoria,ValenciaCap Ferret,Nitinat,WilmingtonNova Scotia &Grand BanksHighstand,NW Africa,SW AfricaΠλούσια σε άµµοκαι ιλύσυστήµαταLa Jolla,Limpopo,Navy,Delgada,RhoneEbro, Natal Coast,C. America Trench,San Lucas, Crati,ΚορινθιακόςΚόλπος *ΚορινθιακόςΚόλπος *Πλούσια σε άµµοσυστήµαταAvon,Calabar,RedondoΚορινθιακόςΚόλπος *Sardinia –TyrrhenianΠλούσια σεψηφίδεςσυστήµαταNoeick,Bear Bay,Yallahs,ΚορινθιακόςΚόλποςΚορινθιακόςΚόλπος *Αύξηση κυριαρχίας µοναδιαίου συστήµατος τροφοδοσίας,σταθερότητας καναλιού τροφοδοσίας, οργάνωσης τωνακολουθιών απόθεσης, λόγου µήκους/πλάτους προς τακατάντι, αποµόνωση ταµιευτήρωνΑύξηση µεγέθους περιοχής τροφοδοσίας, συστήµατος απόθεσης, µεγέθους ροών,εκδήλωσης µεγάλων κατολισθήσεων, διατηρισηµότητα και µέγεθος ριπιδιακώνκαναλιών, συστήµατα καναλιών και αναχωµάτων, µαιανδρισµός, λεπτά στρώµατα εν’είδη σεντονιών στο κατώτερο τµήµα των ριπιδιών και στη λεκάνηΜείωση κοκκοµετρικού µεγέθους, κλίση πλαγιάς, συχνότητας ροών, τάσης πλευρικήςµετανάστευσης καναλιώνΠίνακας 6.3: Πίνακας ταξινόµησης σύγχρονων τουρβιδιτικών συστηµάτων περιθωρίων βαθιάςθάλασσας, µε γνώµονα το κυρίαρχο κοκκοµετρικό µέγεθος και τον χαρακτήρα του συστήµατοςτροφοδοσίας. Τροποποίηση του πίνακα 1 των Reading & Richards 1994. (*): συστήµατα πουαναγνωρίστηκαν στη παρούσα διατριβή.Table 6.3: Classification of modern turbidite systems in deep-water basin margins based on thedominant grain size and the nature of the supplying system. Modified from Reading & Richards 1994.(*): systems proposed by the current work.Τα ιδιαίτερα ιζηµατολογικά χαρακτηριστικά του κάθε συστήµατος συνοψίζονται στον πίνακα 6.4.Ο πίνακας (6.4) βασίζεται στον αντίστοιχο πίνακα 2 των Reading & Richards, (1994) και παραθέτει τακύρια ιζηµατολογικά χαρακτηριστικά των αναγνωρισµένων συστηµάτων απόθεσης. Προκειµένου ναδιευκολυνθεί η σύγκριση των χαρτογραφηµένων συστηµάτων του δυτικού Κορινθιακού µε τα θεωρητικά176

Τεκτονική-Ιζηµατολογία ∆υτικού Κορινθιακούχαρακτηριστικά των αντίστοιχων συστηµάτων, παρουσιάζεται ο πίνακας 6.5, ο οποίος αποτελείαπόσπασµα του πίνακα 2 των Reading & Richards, (1994).Τύπος συστήµατοςτροφοδοσίαςΓραµµικήςΤροφοδοσίας ΠόδαςΠλαγιάςΠολλαπλών ΠηγώνΡάµπα ΠλαγιάςΑξονικό ΚανάλιΠολλαπλών ΠηγώνΡάµπα ΠλαγιάςΓραµµικήςΤροφοδοσίας ΠόδαςΠλαγιάςΚυρίαρχο κοκκοµετρικό Άµµος/ιλύς Άµµος/Ιλύς Άµµος Άµµος/Ψηφίδες Άµµος/ΙλύςµέγεθοςΜέγεθος συστήµατος Μικρό Μεσαίο Μεσαίο Μικρό - Μεσαίο ΜικρόΚλίση πλαγιάς 120-460 m/km 194-460 m/km 10-100 m/km 120-460 m/km 194-700 m/kmΣχήµα Επιµήκης ζώνη –ελαφρά λοβοειδήςΡάµπα Καναλιού ΠεπλατυσµένηζώνηΕπιµήκης ζώνηΑκτίνα/Μήκος 2,9-5,9 km 3,8-9,8 km 15 km 5,1-7,3 km 2,8-7,3 kmΠεριοχήτροφοδοσίαςΜέγεθος Μικρή Μεγάλη Μεγάλη Μεσαία-Μεγάλη ΜικρήΚλίση Μεγάλη Μεγάλη Μεσαία-Μεγάλη Μεγάλη ΜεγάληΑπόσταση Μικρή Μεσαία Μεγάλη Μεσαία ΜικρήΣυστήµατα τροφοδοσίαςΥπολειµµατική στενήκρηπίδαΜεγάλο µεικτούφορτίου δέλτα /εκτενής κρηπίδαΠλευρικόσύστηµακαναλιών∆ελταϊκό ριπίδιοκαι αλλουβιακόςκώνοςΥπολειµµατική στενήκρηπίδαΜηχανισµοί µεταφοράςΣυχνές ροές µαζώνκαι κατολισθήσεις,επανακινητοποίησηιζηµάτων κρηπίδας,κατολισθήσειςεξελισσόµενες σεµικρής και µεγάληςπυκνότηταςτουρβιδιτικά ρεύµαταΚυρίως µικρής καιµεγάληςπυκνότηταςτουρβιδιτικάρεύµατα καιποτάµιαςπροέλευσηςτουρβιδίτεςΜεγάληςεµβέλειαςπυκνάτουρβιδιτικάρεύµαταΣυχνές ροές µαζώνκαι κατολισθήσειςκαι ποτάµιαςπροέλευσηςτουρβιδιτικάρεύµαταΕπανακινητοποίησηκαι κατάρρευσηκλαστικών ιζηµάτωνκρηπίδας πουσχηµατίζουν µικρήςεµβέλειαςτουρβιδιτικάρεύµατα και ροέςµαζώνΜέγεθος ροών Μικρό – Μεσαίο Μεσαίο - Μεγάλο Μεσαίο - Μεγάλο Μεσαίο - Μεγάλο Μικρό- ΜεσαίοΣύστηµα καναλιώνΠολλαπλέςαυλακώσεις και ρηχάασυνεχή κανάλιαΜεσαίας κλίµακαςπολλαπλά κανάλιαελαφράµαιανδρικούχαρακτήρα καικαλά σχηµατισµένααναχώµαταΜεγάλο καλάσχηµατισµένοευθύ καιελαφράµαιανδρικόκανάλιΠολλαπλέςαυλακώσεις καιρηχά ασυνεχήκανάλιαΚανένα, κυριαρχίακατολισθητικούχαρακτήρααυλακώσεωνΑποµακρυσµένη πλαγιά /κατώτερη ριπιδιακή ζώνηΜεικτού φορτίουτουρβιδίτες πουσχηµατίζουνλοβοειδείς καισεντονοειδείςαποθέσεις µεπαρενστρώσειςάµµου πηλού καιιλύοςΜεικτού φορτίουτουρβιδίτες πουσχηµατίζουνχαµηλούαναγλύφουαναχώµατα όχθεωνκαιστρωµατοποιηµένεςαποθέσεις µεπαρενστρώσειςιλύος και άµµουΙλυούχες καιαµµούχεςαποθέσειςεξασθενισµένωντουρβιδιτικώνρευµάτωνΑποθέσειςεξασθενισµένωντουρβιδιτικώνρευµάτων πουσχηµατίζουνλεπτές αποθέσειςαποµακρυσµένωντουρβιδιτώνφυλλοειδούς µορφήςροές πουσχηµατίζουνπαρενστρώσεις ιλύςκαι πυλούΚύριες φάσεις απόθεσηςλεκάνηςΗµι-πελαγικές,εξασφενισµένατουρβιδιτικά ρεύµαταΗµι-πελαγικές,εξασφενισµένατουρβιδιτικάρεύµαταΗµι-πελαγικές,εξασφενισµένατουρβιδιτικάρεύµαταΗµι-πελαγικές,εξασφενισµένατουρβιδιτικάρεύµαταΗµι-πελαγικές,εξασφενισµένατουρβιδιτικάρεύµαταΠίνακας 6.4: Κύρια ιζηµατολογικά χαρακτηριστικά των συστηµάτων απόθεσης βαθιάς θάλασσας κατά µήκοςτης βάσης της πλαγιάς του νοτίου περιθωρίου του δυτικού Κορινθιακού κόλπου.Table 6.4: Major sedimentological characteristics of deep-water basin-margin systems along the base of slopeof the south margin in the west Gulf of Corinth.177

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΤύπος συστήµατοςτροφοδοσίαςΠολλαπλών Πηγών ΡάµπαΠλαγιάςΓραµµικής Τροφοδοσίας ΠόδαςΠλαγιάςΠολλαπλών Πηγών ΡάµπαΠλαγιάςΚυρίαρχο κοκκοµετρικόµέγεθοςΆµµος/ιλύς Άµµος/Ιλύς ΨηφίδεςΜέγεθος συστήµατος Μεσαίο Μεσαίο ΜικρόΚλίση πλαγιάς Μεσαία 7-35 m/km Μεσαία-Υψηλή 40-150 m/km Υψηλή 20-250 m/kmΣχήµα Λοβοειδές Επιµήκης ζώνη Επιµήκης ζώνηΑκτίνα/Μήκος 5-75 km 10-100 km 1-10 kmΜέγεθος Μεσαία-Μικρή Μεσαία Πολύ µικρήΠεριοχή Κλίση Μεσαία Μεσαία Μεγάλητροφοδοσίας Απόσταση Μεσαία Μεσαία ΜικρήΣυστήµατα τροφοδοσίαςΜεικτού φορτίου δέλτα,γραµµική ακτογραµµήΥπολειµµατική / στενήκρηπίδαΑλλουβιακό ριπίδιο / δικτυοτόπεδίο / δελταϊκό ριπίδιοΜηχανισµοί µεταφοράςΚυρίως µεγάλης και µικρήςπυκνότητας τουρβιδιτικάρεύµαταΣυνδυασµός µικρής καιµεγάλης πυκνότηταςτουρβιδιτικά ρεύµαταΣυχνές ροές µαζών,κατολισθήσεις και ποτάµιαςπροέλευσης τουρβιδιτικάρεύµαταΜέγεθος ροών Μεσαίου µεγέθους Μεσαίου µεγέθους Μικρού µεγέθουςΣύστηµα καναλιών Πολλαπλά κανάλια µεαναχώµατα και µαιανδρικούέως ευθύ χαρακτήραπλατφόρµεςΠολλαπλά ευθεία καιµαιανδρικά κανάλια µεαναχώµαταΜικρές και ασυνεχείςαυλακώσειςΑποµακρυσµένη πλαγιά /κατώτερη ριπιδιακή ζώνηΜεικτού φορτίου τουρβιδιτικέςαποθέσεις σχηµατίζουν λοβούςµε παρενστρώσεις άµµου καιιλύοςΛεπτές αποθέσεις αραιώντουρβιδιτικών ρευµάτων πουσχηµατίζουν λεπτούςαποµακρυσµένους τουρβιδίτεςΑραιές αµµούχες τουρβιδιτικέςαποθέσεις και κατολισθήσειςΚύριες φάσεις απόθεσηςλεκάνηςΗµι-πελαγικές Ηµι-πελαγικές Ηµι-πελαγικέςΠίνακας 6.5: Κύρια θεωρητικά προβλεπόµενα ιζηµατολογικά χαρακτηριστικά των αντίστοιχωνσυστηµάτων απόθεσης περιθωρίου βαθιάς θάλασσας µε βάση το στοιχεία του πίνακα 2 των Reading &Richards, 1994.Table 6.5: Major theoretically expected sedimentological characteristics of the corresponding deep-waterbasin-margin systems based on the data presented in table 2 by Reading & Richards, 1994.Συγκρίνοντας τα θεωρητικά προβλεπόµενα µε τα πραγµατικά αναγνωρισµένα ιζηµατολογικάχαρακτηριστικά, των συστηµάτων απόθεσης προκύπτει µια καλή αντιστοιχία αν και σε αρκετέςπεριπτώσεις παρατηρούνται λιγότερο ή περισσότερο σηµαντικές διαφοροποιήσεις. Πιο συγκεκριµένα ταπλούσια σε άµµο και ιλύ, συστήµατα γραµµικής τροφοδοσίας, έχουν διαστάσεις κοντά στο κατώτεροπροβλεπόµενο όριο, γεγονός που σχετίζεται µε το σαφώς περιορισµένο διαθέσηµο χώρο της περιοχήςαπόθεσης. Η έντονη τεκτονική της περιοχής µελέτης διαµορφώνει πυθµένα µε µεγάλεις κλίσεις καιέντονο ανάγλυφο που λειτουργεί ως φυσικό εµπόδιο και παγιδεύει τις αποθέσεις. Οι µικρές διαστάσειςτων συστηµάτων στο έντονο αυτό τεκτονικό καθεστώς συνθέτουν την εικόνα των αρχικών πρώιµωνσταδίων εξέλιξης των συγκεκριµένων τύπων ιζηµατογενών συστηµάτων. Στο γεγονός αυτό πιθανά ναοφείλεται και η απουσία των προβλεπόµενων καλά διαµορφωµένων καναλιών.Ιδιαίτερο ενδιαφέρον παρουσιάζει η διαφορά µεταξύ των δύο συστηµάτων που χαρτογραφήθηκανστην περιοχή µελέτης. Παρά το ότι τα δύο συστήµατα στο δυτικά και το ανατολικό άκρο της περιοχής178

Τεκτονική-Ιζηµατολογία ∆υτικού Κορινθιακούµελέτης ταξινοµούνται στην ίδια κατηγορία και χαρακτηρίζονται από αντίστοιχες διαστάσεις,παρουσίαζουν σηµαντική διαφορά στην εσωτερική διευθέτηση τους. Πιο συγκεκριµένα παρατηρείται ότιτο σύστηµα στα ανατολικά παρουσιάζει έντονη εσωτερική οριζόντια διαβάθµιση κοκκοµετρικώνµεγεθών σε διεύθυνση κάθετη προς την υποθαλάσσια πλαγιά. Η διαφοροποίηση στο βαθµό εσωτερικήςδιαβάθµισης θεωρείται ότι αντικατοπτρίζει την αντίστοιχη διαφοροποίηση της αποτελεσµατικότητας τηςµεταφοράς (transport efficiency) του κάθε συστήµατος (µε βάση τον ορισµό των Mutti, 1979 και Mutti &Normark, 1987). Τα δύο συστήµατα µπορούν να χαρακτηριστούν ως δυνητικά χαµήληαποτελεσµατικότητας συστήµατα (Mutti & Normark, 1987), δεδοµένου ότι και στις δύο περιπτώσεις τατουρβιδιτικά ρεύµατα τροφοδοτούνται από τα σχετικώς καλά ταξιθετηµένα (well sorted) θαλάσσιαιζήµατα της κρηπίδας. Η περιορισµένη διαθεσηµότητα κοκκοµετρικών µεγεθών δεν διευκολύνει τηνµεταφορά της άµµου σε µεγάλες αποστάσεις καθώς εξαιτίας της απουσίας σηµαντικού ποσοστούλεπτόκοκκων ιζηµάτων δεν επιτυγχάνεται η λίπανση της ροή που µειώνει την πυκνότητα και αυξάνει τηνάνωση και τον στροβιλισµό της ροής (Lowe, 1982).Στην περίπτωση των δύο συστηµάτων τύπου ράµπας βάσης πλαγιάς οι παρατηρήσεις της παρούσαςέρευνας δεν απέχουν σηµαντικά από τα θεωρητικά προβλεπόµενα χαρακτηρηστικά. Στα δυτικά, τοπλούσιο σε άµµο και ιλύ σύστηµα ράµπας αναπτύσσεται στη βάση της πλαγιάς µπροστά από τηντεκτονική ράµπα Αιγίου – Ελίκης. Τα χαρακτηριστικά του συγκεκριµένου συστήµατος συµφωνούν σεµεγάλο βαθµό µε αυτά που προβλέπει το µοντέλο ταξινόµησης. Σηµαντική διαφορά αποτελεί µόνο ηαπουσία τουρβιδιτικών λοβοειδών αποθέσεων στην αποµακρυσµένη κατώτερη ριπιδιακή ζώνη. Ηαπουσία των λοβειδών αποθέσεων αποδίδεται στο ιδιαίτερα καλά αναπτυγµένο δύκτιο καναλιών πουδιατρέχει το σύστηµα απόθεσης. Το σχετικά περιορισµένο µέγεθος του συστήµατος σε συνδυασµό µε τηνεπικοινωνία των καναλιών που το διατρέχουν µε το αξονικό κανάλι της λεκάνης συνθέτουν ένα ιδιαίτερααποτελεσµατικό από άποψη µεταφορικής ικανότητας δύκτιο (high transport efficiency system) πουπαροχετεύει το ιζηµατογνές φορτίο των ροών στον άξονα της λεκάνης.Το αµέσως επόµενο προς τα ανατολικά σύστηµα τύπου ράµπας, παρουσιάζει ένα συνδυασµό απόχαρακτηριστικά που απαντώνται τόσο στα πλούσια σε άµµο όσο και στα πλούσια σε ψηφίδες συστήµατα.Η αδυναµία των µεθόδων σεισµικής ανάκλασης να προσδιορίσουν επακριβώς το κυρίαρχο κοκκοµετρικόµέγεθος, αφήνει ανοικτό το ενδεχόµενο και των δύο ερµηνειών. ∆εδοµένου ότι το συσγκεκριµένοσύστηµα απόθεσης τροφοδοτείται τόσο από το δελταϊκό ριπίδιο του Βουραϊκού όσο και από τοαλλουβιακό ριπίδιο του Λαδοπόταµου, θεωρείται ότι το δέλτα του Βουραϊκού συνεισφέρει κατά κύριολόγο άµµο και ιλύ σε αντίθεση µε αλλουβιακό ριπίδιο του Λαδοπόταµου που συνεισφέρει άµµο καιψηφίδες.Στο έντονο τεκτονικό περιβάλλον του δυτικού Κορινθιακού κόλπου, η διάκριση µεταξύ τωνπολλαπλών πηγών και του γραµµικού τύπου τροφοδοσίας αποδείχθηκε ένα ιδιαίτερα δύσκολο εγχείρηµα.Σε όλο το µήκος του υποθαλάσσιου περιθωρίου η πλαγιά και το υφαλόριο µαστίζονται από πολλαπλά καιέντονα κατολισθητικά φαινόµενα, διαµορφώνοντας τις προϋποθέσεις για την ανάπτυξη τροφοδοσίας179

∆ιδακτορική ∆ιατριβήγραµµικού τύπου. Η απουσία ενός αντικειµενικού κρητιρίου διάκρισης, οδήγησε στην αυθέρετη διάκρισητου τύπου τροφοδοσίας µε γνώµωνα την παρουσία ή µη σηµαντικών πηγών χερσαίων κλαστικώνιζηµάτων. Αν και στη προκειµένη περίπτωση το κρητίριο αυτό αποδείχθηκε να λειτουργεί ικανοποιητικά,κρίνεται σκόπιµη η περαιτέρω διερεύνηση του θέµατος προκειµένου να οριστεί ένα αντικειµενικόδιαγνωστικό κρητίριο. Στο σηµείο αυτό αξίζει να σηµειωθεί ότι ο τύπος του συστήµατος τορφοδοσίαςτης βάσης της πλαγιάς είναι ιδιαίτερα ευαίσθητος στις σχετικές µεταβολές του ύψους, της στάθµης τηςθάλασσας. Όπως θα αναπτυχθεί αναλυτικότερα, στο σχετικό υποκεφάλαιο που ακολουθεί, ταχαρακτηριστικά της τροφοδοσίας της βάσης της πλαγιάς ελέγχονται σηµαντικά από τη θέση τηςακτογραµµής, και είναι δυνατό σε ορισµένες περιπτώσεις να παρατηρηθεί έως και πλήρης αλλαγή τουτύπου του συστήµατος τροφοδοσίας που επικρατεί στη περιοχή. Το γεγονός αυτό αναδυκνύει τονδυναµικό χαρακτήρα των συστηµάτων απόθεσης που αναπτύσσονται στη βάση της πλαγιάς τωνυποθαλάσσιων περιθωρίων και επισηµαίνει το γεγονός ότι η µελέτη των ενεργών ιζηµατογενώνσυστηµάτων µας παρέχει ένα µόνο στιγµιότυπο της γεωλογικής εξέλιξης της ιζηµατογένεσης µιαςπεριοχής.Εικ. 6.18: Προβολή των αναγνωρισµένων ιζηµατογενών συστηµάτων απόθεσης στο µοντέλο ταξινόµησης,που προτείνουν οι Richards et al., (1998) για τα συστήµατα απόθεσης θαλάσσιων περιθωρίων µεγάλουβάθους νερού.Fig. 6.18: Projection of the recognized depositional systems in the classification framework proposed byRichards et al., (1998) for the deep-water basin-margin depositional systems.180

Τεκτονική-Ιζηµατολογία ∆υτικού ΚορινθιακούΤο µοντέλο ταξινόµησης των Reading & Richards, (1994) κρίνεται ιδιαίτερα ικανοποιητικό καθώςκαλύτπει τα συστήµατα της βάσης της πλαγιάς που αναγνωρίστηκαν στο νότιο περιθώριο του δυτικούΚορινθιακού κόλπου. Η ποικιλία των ιζηµατογενών συστηµάτων που αναγνωρίστηκαν στη περιοχήµελέτης καθώς και η ποικιλία των χαρακτήρων µε λιγότερο ή σηµαντικότερες αποκλίσεις από τουςκύριους τύπους των µοντέλων ταξινόµησης, υποδεικνύουν την δυναµική των συστηµάτων. Στηµετεγενέστερη εκδοχή του προαναφερώµενου µοντέλου ταξινόµησης (Richards et al., 1998) δίνεταιέµφαση στο γεγονός ότι το µοντέλο είναι συνεχές και ότι τα συστήµατα µπορούν να ταξινοµηθούνενδιάµεσα των τεσσάρων ακραίων µελών του µοντέλου. Η βελτιωµένη αυτή εκδοχή αποδίδει ακόµακαλύτερα την ανάγκη ταξινόµησης των αποθετικών συτηµάτων βαθιάς θάλασσας µε βάση ένα συνεχέςτριαδικό µοντέλο που µεταβάλεται σε δύο διαστάσεις. Στην εικόνα 6.18 παρουσίαζεται η νέα βελτιωµένηταξινόµηση των συστηµάτων απόθεσης της περιοχής µελέτης.6.5.3 Σχετικές µεταβολές της στάθµης της θάλασσαςΜε βάση τα προηγούµενα, καθίσταται σαφές ότι η διάκριση µεταξύ του οικοδοµικού τύπου (αλλόχθονη)και της αποικοδοµιτικού τύπου (αυτόχθονη) κατωφέρειας, καθορίζεται από το ισοζύγιο µεταξύ τουπροσφερόµενου όγκου αλλουβιακών ιζηµάτων και του ρυθµού επανακινητοποίησης, διασποράς καιαπόθεσης των ιζηµάτων στη βάση της πλαγιάς και την λεκάνη. Ένα τέτοιο ισοζύγιο αναµένεται ότι θαεπηρεάζεται σε µεγάλο βαθµό από τις κλιµατικά και τεκτονικά ελεγχόµενες µεταβολές του ύψους τηςστάθµης της θάλασσας/λίµνης. Οι κλιµατικά οδηγούµενες µεταβολές της στάθµης της θάλασσας/λίµνηςτείνουν να µεταβάλουν την θέση της ακτογραµµής, εξαναγκάζοντας τη σε προέλαση προς τη στεριά, στηδιάρκεια υψηλής στάθµης (highstand) και σε οπισθοχώρηση προς το κέντρο της λεκάνης, στη διάρκειαχαµηλής στάθµης (lowstand). Ο βαθµός στον οποίο οι µεταβολές αυτές γίνονται αισθητές είναι σεσυνάρτηση και της αντίστοιχης τοπικής τεκτονικής συνιστώσας. Ανάλογα µε το εάν η κρηπίδατοποθετείται στο ανυψώµενο ή το βυθιζόµενο τέµαχος του εκάστοτε κύριου περιθωριακού ρήγµατος µιαςτάφρου είναι δυνατό να παρατηρηθεί ενίσχυση ή µείωση έως και πλήρη ακύρωση των ευστατικώνµεταβολών της στάθµης της θάλασσας.Οι Leeder et al. (2002) δουλεύοντας στο νότιο περιθώριο του ανατολικού Κορινθιακού κόλπου,παρατηρούν ότι µια σχετική ανύψωση του επιπέδου βάσης (base level) στη κρηπίδα - εξαιτίας τηςταπείνωσης του τέµαχους οροφής ενός χερσαίου περιθωριακού ρήγµατος - µπορεί να οδηγήσει σεπαγίδευση των ιζηµάτων επί της κρηπίδας και κατά επέκταση σε διακοπή την τροφοδοσία της λεκάνης.Αντίστοιχα µια ιδιαίτερα εκτενής κρηπίδα, συνέπεια της ανόδου της στάθµης της θάλασσας/λίµνης,µπορεί να περιορίσει ή και να εµποδίσει την πρόσβαση των αλλουβιακών ιζηµάτων στο υφαλόριο και τηνανώτερη κατωφέρεια, µε συνέπεια την διακοπή της τροφοδοσίας της λεκάνης. Επιπλέον σηµειώνεται ότιη υψηλή στάθµη της θάλασσας/λίµνης, αναµένεται ότι µειώνει την πιθανότητα πυροδότησης βαρυτικώνκατολισθήσεων που προκαλεί η κυκλική φόρτιση των ιζηµάτων στη διάρκεια θαλάσσιας181

∆ιδακτορική ∆ιατριβήκαταιγίδας/κακοκαιρίας (storm). Λαµβάνοντας υπόψη τα παραπάνω προτείνεται ότι υπό τις κατάλληλεςσυνθήκες είναι δυνατό ένα οικοδοµικού τύπου σύστηµα υποθαλάσσιου περιθωρίου, το οποίο διαθέτειχερσαίες πηγές κλαστικών ιζηµάτων, να επιδυκνύει χαρακτηριστικά ενός περιθωρίου υπό συνθήκεςστέρησης ιζηµάτων (sediment starved margin). Υπό αυτές τις συνθήκες το ιζηµατογενές σύστηµα πουαναπτύσσεται κατά µήκος µιας τεκτονικά ενεργής κατωφέρειας και χαρακτηρίζεται οικοδοµικού τύπουστη διάρκεια χαµηλής στάθµης της θάλασσας/λίµνης, δύναται να επιδεικνύει χαρακτηριστικάαποικοδοµιτικού τύπου µε φαινοµενική κυριαρχία κατολισθητικών φαινοµένων στη διάρκεια υψηλήςστάθµης της θάλασσας. Οι παραπάνω συνθήκες µπορούν να οδηγήσουν σε σύγχηση την ερµηνεία τουτύπου των συστηµάτων απόθεσης στη βάση της πλαγιάς µε επακόλουθο την λανθασµένη εντύπωση ότιστη διάρκεια υψηλής στάθµης της θάλασσας/λίµνης παρατηρούνται αυξηµένα κατολισθητικά επεισόδια.Σε κάθε περίπτωση όµως, οι ευστατικά είτε τεκτονικά προκαλούµενες σχετικές µεταβολές τιςστάθµης της θάλασσας επηρεάζουν τα συστήµατα απόθεσης που αναπτύσσονται στο περιθώριο τηςλεκάνης καθώς επηρεάζουν άµεσα το χαρακτήρα των συστηµάτων τροφοδοσίας της λεκάνης αλλά και τοκυρίαρχο κοκκοµετρικό µέγεθος των ιζηµάτων που φθάνουν στη βάση της υποθαλάσσιας πλαγιάς.6.5.4 Εκτίµηση κύριων χαρακτηριστικών των σχηµατισµένων ταµιευτήρωνΣτην πετρελαϊκή έρευνα, η ανάλυση των συστηµάτων απόθεσης και των ιζηµατογενών φάσεων αν καικυρίως προσφέρει απαντήσεις ως προς τον όγκο του ταµιευτήρα, την κατανοµή του στο χώρο και ταχαρακτηριστικά του, µπορεί επίσης να δώσει πληροφορίες γύρω από την φύση και το µέγεθος της πηγήςτροφοδοσίας και των στεγανών οριζόντων (seals). Επιπλέον, δεδοµένου ότι παγίδες πετρελαίου µπορούννα σχηµατιστούν από συνιζηµατογενείς δοµές και µεταβολές των ιζηµατογενών φάσεων, η ανάλυση τωνσυστηµάτων απόθεσης είναι δυνατό να µας προσφέρει χρήσιµες εκτιµήσεις ως προς την πιθανότητα καιτον τύπο παγίδευσης. Η αναγνώριση συνεπώς των ιζηµατογενών συστηµάτων απόθεσης αποτελείπροαπαιτούµενο βήµα πρωτού οριστούν τα πιθανά σενάρια (plays) που αφορούν τα αποθέµατα τωνυδρογονανθράκων ενός ταµιευτήρα και έχουν κοινή πηγή, παγίδα και σύσταση (Galloway et al., 1982;Galloway & Hobday 1996). Τα πιθανά σενάρια (plays) µε τη σειρά τους αποτελούν το λογικό υπόβαθροπάνω στο οποίο στηρίζεται η επιλογή των στόχων εξερεύνησης (exploration targets), η αποτίµηση τουεπιπέδου των αποθεµάτων (reserve base appraisal) και η πρόβλεψη ανεξερεύνητων αποθεµάτων(undiscovered resources prediction) (White 1980; Houghton et al., 1993; Galloway & Hobday, 1996).Στους πίνακες 6.2 και 6.4 που προηγήθηκαν παρουσιάστηκαν τα κύρια µορφολογικά, γεωµετρικάκαι ιζηµατολογικά χαρακτηριστικά των αποθέσεων των ιζηµατογενών συστηµάτων που αναπτύσσονταιστη βάσης της πλαγιάς του νοτίου περιθωρίου του δυτικού Κορινθιακού κόλπου. Στο συγκεκριµένουποκεφάλαιο επιχειρείται η ανάλυση των αποθέσεων υπό το πρίσµα των χαρακτηριστικών τωνιζηµατογενών ταµιευτήρων (sedimentary reservoirs) που σχηµατίζονται. Η σύνθεση των κύριωνχαρακτηριστικών των χαρτογραφηµένων ταµιευτήρων βασίζεται στις παρατηρήσεις που επιτρέπουν ταδιαθέσιµα σεισµικά δεδοµένα και συµπληρώνεται από εκτιµήσεις που επιτρέπει η αναγνώριση των182

Τεκτονική-Ιζηµατολογία ∆υτικού Κορινθιακούσυστηµάτων απόθεσης και η οριοθέτηση των γεωλογικών διεργασιών που λαµβάνουν χώρα στη περιοχήµελέτης. Στο πίνακα 6.7 που ακολουθεί παρουσιάζονται τα χαρακτηριστικά των ταµιευτήρων, ενώ στοπίνακα 6.6 παρατίθενται τα προβλεπόµενα χαρακτηριστικά των αποθέσεων των αντίστοιχων ακραίωνµελών των συστηµάτων απόθεσης.Τύπος συστήµατος τροφοδοσίας Πολλαπλών Πηγών ΡάµπαΠλαγιάςΓραµµικής ΤροφοδοσίαςΠόδας ΠλαγιάςΠολλαπλών Πηγών ΡάµπαΠλαγιάςΚυρίαρχο κοκκοµετρικό µέγεθος Άµµος/ιλύς Άµµος/Ιλύς ΨηφίδεςΚύριο δοµικόστοιχείοΕγγύς περιοχήΑποµακρυσµένηΠεριοχήΑναχώµατα όχθης καναλιούΛοβοίΚατολισθήσειςΜετατοπισµένοι λοβοίΣφηνοειδείς αποθέσειςΑποµακρυσµένα στρώµαταΣεισµική ΑρχιτεκτονικήΚανάλια µε αναχώµαταόχθεων και ενδιάµεσεςπεριοχές µε έντονηστρωµάτωσηΧαοτικές αποθέσεις σε µορφήεπιµηκών αναχωµάτωνΣφηνοειδείς ΑποθέσειςΠοσοστό συµµετοχής άµµου(%)≥30 - ≤70% άµµο Μεγάλη διακύµανση Κυµαίνεται 5-50%(>50% ψηφίδες)Γεωµετρία αµµούχων αποθέσεωνΚατακόρυφα συσσωρευµένεςκαι µετατοπισµένεςφακοειδείς αποθέσεις άµµουκαναλιών που περιορίζονταιπλευρικά από λεπτόκοκκαιζήµατα, αναχώµατα όχθεωνκαναλιών που µεταβαίνουνπρος τα κατάντι σεµετατοπισµένους σωρούςλοβοειδών αποθέσεων άµµουκαι ιλύοςΠλευρικά εκτενής αποθέσεις,διαχωριζόµενες από πυλό καιιλύΑκανόνιστααλληλοσυνδεόµενες ψηφίδες,κυριαρχία κροκάλων στιςκοντινές περιοχές, κυριαρχίαάµµου στις µέσες και µεγάλεςαποστάσειςΕτερογένεια Ταµιευτήρα Μεγάλη - µέτρια Μεγάλη – µέτρια ΜεγάληΣυνέχεια Κατακόρυφη Μέτρια Μέτρια Καλήαµµούχωναποθέσεων Πλευρική Μέτρια Μέτρια ΜέτριαΣυνήθης τύπος παγίδευσηςταµιευτήρα – Σενάρια(1) Συνδυασµός τεκτονικήςκαι στρωµατογραφικήςπαγίδας των καναλιών τηςράµπας σε κοντινέςαποστάσεις(2) προς τα ανάντιαποσφήνωση καναλιών ή/καιλοβών άµµωνΣτρωµατογραφική παγίδευσηαποκοµµένων κατολισθήσεωνκλαστικών ιζηµάτων πουπροέρχονται από ενεργά είτευπολειµµατικά δελταϊκάσυστήµατα στη κρηπίδα(1) Τεκτονική παγίδευσηριπιδίων και ψαµµιτικώναποθέσεων πάνω στηνεπιφάνεια του ρήγµατος(2) Τεκτονικός περιορισµόςψαµµιτών µεσαίας καιµεγάλης απόστασηςΚύριοι κίνδυνοι κατά τηνεξερεύνησηΠροσδιορισµός, οριοθέτησηκαι ποιότητα ταµιευτήρα,συνοχή-ακεραιότητα ορίζονταστεγανοποίησηςΠαρουσία ταµιευτήρα καιπαγίδας συγκράτησης, εύροςκαι αναγνώριση ταµιευτήρα,συνοχή-ακεραιότητα ορίζονταστεγανοποίησηςΠοιότητα ταµιευτήρα καισυνοχή-ακεραιότητα ορίζονταστεγανοποίησηςΣηµασία σχετικών µεταβολώντης στάθµης της θάλασσας καισχηµατισµός σε σχέση µε τοναντίστοιχο κύκλο µεταβολών∆υνητικά σηµαντικές, υψηλήκαι χαµηλή στάθµηΜικρής σηµασίας, ανερχόµενοκαι κατερχόµενο βασικόεπίπεδοΣηµαντικές, χαµηλή καιυψηλή στάθµηΠίνακας 6.6: Κύρια θεωρητικά προβλεπόµενα χαρακτηριστικά των ταµιεύτηρων που σχηµατίζουν τααντίστοιχα ακραία µέλη των συστηµάτων απόθεσης που αναγνωρίστηκαν στη περιοχή µελέτης. (Reading &Richards, 1994; Richards et al., 1998).Table 6.6: Principal characteristics of the reservoirs produced by the end-member depositional systems thatcorrespond to the systems identified within the study area (Reading & Richards, 1994; Richards et al.,1998).183

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΤύπος συστήµατοςτροφοδοσίαςΚυρίαρχο κοκκοµετρικόµέγεθοςΚύριο Εγγύς περιοχήδοµικόστοιχείοΑποµακρυσµένηΠεριοχήΓραµµικήςΤροφοδοσίας ΠόδαςΠλαγιάςΠολλαπλών ΠηγώνΡάµπαΠλαγιάςΑξονικό ΚανάλιΠολλαπλώνΠηγών ΡάµπαΠλαγιάςΓραµµικήςΤροφοδοσίαςΠόδας ΠλαγιάςΆµµος/ιλύς Άµµος/Ιλύς Άµµος Άµµος/Ψηφίδες Άµµος/ΙλύςΜετατοπισµένοιλοβοίΣεντονοειδείςαποθέσεις(distal sheets)Κανάλια &αναχώµατα όχθεωνΚανάλια &αναχώµατα όχθεωνΚανάλιΣεντονοειδείςαποθέσεις καιαποθέσειςδιασποράς (splays)ΣφηνοειδείςαποθέσειςΚατολισθήσεις καισεντονοειδείςαποθέσεις(slumps & distalsheets)ΣφηνοειδείςαποθέσειςΣεντονοειδείςαποθέσεις(distal sheets)Σεισµική ΑρχιτεκτονικήΑναχώµατα(mounds)Κανάλια καιπαράλληλαστρώµαταΚανάλια καιαναχώµατα όχθηςΣφηνοειδείςαποθέσειςΣφηνοειδείςαποθέσειςΠοσοστό συµµετοχής άµµου(%)Μεγάλη διακύµανση≥30 - ≤70% άµµο≥30 - ≤70% άµµο ≥70% άµµο Κυµαίνεται 5-50%(>50% ψηφίδες)Μεγάληδιακύµανση≥30 - ≤70% άµµοΓεωµετρία αµµούχωναποθέσεωνΚατακόρυφασυσσωρευµένες καιµετατοπισµένεςφακοειδείςαποθέσεις άµµουκαναλιών πουπεριορίζονταιπλευρικά απόλεπτόκοκκαιζήµατα, συχνάαποµονωµένααµµούδα σώµαταΕκτενήΚατακόρυφασεντονοειδούς εκτενείς αποθέσεις,µορφής και χαµηλού καναλιών µεγάλουαναγλύφου µήκουςλοβοειδείςαποθέσεις, µεεσωτερικάσηµαντική παρουσίααµούχων αποθέσεωνκαναλιώνΑκανόνιστααλληλοσυνδεόµενεςψηφίδες,κυριαρχίακροκάλων στιςκοντινές περιοχές,κυριαρχία άµµουστις µέσες καιµεγάλεςαποστάσειςΠλευρικά εκτενείςαλλάπεριορισµένουµήκους αποθέσειςσε µεσαίες καικοντινέςαποστάσειςΕτερογένεια Ταµιευτήρα Μεγάλη Μεγάλη - Μέτρια Μικρή Μεγάλη Μέτρια – Μικρή σεκοντινέςαποστάσειςΣυνέχεια Κατακόρυφη Κακή – Μέτρια Κακή - Μέτρια Πολύ καλή Καλή Καλήαµµούχωναποθέσεων Πλευρική Κακή Μέτρια Πολύ καλή Καλή - Μέτρια Καλή - ΜέτριαΣυνήθης τύπος παγίδευσηςταµιευτήρα – ΣενάριαΣυνδυασµόςτεκτονικής καιστρωµατογραφικήςπαγίδευσηςαποκοµµένωνκατολισθήσεωνκλαστικών ιζηµάτωνπου προέρχονταιαπό ενεργά είτευπολειµµατικάδελταϊκά συστήµαταστη κρηπίδα(1) Συνδυασµός Συνδυασµόςτεκτονικής και τεκτονικής καιστρωµατογραφικής στρωµατογραφικήςπαγίδευσης σε παγίδευσηςκοντινές αποστάσεις αµµούχων(2) προς τα ανάντι αποθέσεωναποσφήνωση καναλιώνκαναλιών ή/καιλοβών άµµων(3)στρωµατογραφικήπαγίδευσηαναχωµάτων όχθεωνκαναλιών καιαποθέσεωνδιασποράς (splays)Στρωµατογραφικήκαι τεκτονικήπαγίδευσηκατολισθήσεων,λωρίδων από ροέςµαζών και ζώνεςδιασποράς άµµου(sand splays);αποκοµµένεςκατολισθήσειςκλαστικώνιζηµάτωνπροερχόµενα απόενεργά δελταϊκάσυστήµατα στηκρηπίδα(1) Τεκτονικήπαγίδευσηριπιδίων καιψαµµιτικώναποθέσεων πάνωστην επιφάνειατου ρήγµατος(2) Τεκτονικόςπεριορισµόςψαµµιτών µεσαίαςκαι µεγάληςαπόστασηςΚύριοι κίνδυνοι κατά τηνεξερεύνησηΠαρουσίαταµιευτήρα καιπαγίδαςσυγκράτησης, εύροςκαι αναγνώρισηταµιευτήρα,συνοχήακεραιότηταορίζονταστεγανοποίησηςΠροσδιορισµός, Εύρος ταµιευτήρα,οριοθέτηση και συνοχήακεραιότηταποιότηταταµιευτήρα, συνοχήακεραιότηταστεγανοποίησηςορίζονταορίζονταστεγανοποίησηςΠαρουσίααπαραίτητηςτεκτονικήςπαγίδας, συνοχήακεραιότηταορίζονταστεγανοποίησηςΠοιότηταταµιευτήρα καισυνοχήακεραιότηταορίζονταστεγανοποίησηςΣηµασία σχετικών µεταβολώντης στάθµης της θάλασσαςκαι σχηµατισµός σε σχέση µετον αντίστοιχο κύκλοµεταβολώνΣηµαντικές, υψηλήκαι χαµηλή στάθµηΜεγάλης σηµασίας,χαµηλή και υψηλήστάθµη∆εν είναισηµαντικέςΜικρής σηµασίας- δεν είναισηµαντικές∆υνητικάσηµαντικές –µικρής σηµασίας,χαµηλή στάθµηΠίνακας 6.7: Κύρια χαρακτηριστικά των ταµιεύτηρων που σχηµατίζουν τα συστήµατα απόθεσης πουαναγνωρίστηκαν στη περιοχή µελέτης.Table 6.7: Principal characteristics of the reservoirs produced by the depositional systems identified withinthe study area.184

Τεκτονική-Ιζηµατολογία ∆υτικού Κορινθιακού6.5.5 ∆ιαφοροποίηση από µοντέλο κεντρικού Κορινθιακού κόλπουΙδιαίτερο ενδιαφέρον παρουσιάζει η παρατήρηση ότι από το δυτικό Κορινθιακό κόλπο απουσιάζουνκαλό-σχηµατισµένες υποθαλάσσιες χαραδρώσεις και τα αντίστοιχα ριπίδια που αναπτύσσονται στοστόµιο τους επί της βάσης της κατωφέρειας. Τέτοιου είδους χαραδρώσεις και ριπίδια έχουν περιγραφείαπό τους Ferentinos et al. (1988), για το κεντρικό τµήµα του νοτίου περιθωρίου του Κορινθιακού κόλπουκαι προβλέπονται από το τεκτονικο-ιζηµατογενές αρχιτεκτονικό µοντέλο για παράκτιες/θαλάσσιεςταφρογενείς λεκάνες που προτείνουν οι Gawthorpe & Leeder, (2000) (εικ. 6.19).Στο δυτικό Κορινθιακό κόλπο και εντός της περιοχής µελέτης, η µετάβαση από την κατωφέρειαστη λεκάνη γίνεται είτε σχετικά απότοµα κατά µήκος των επιφανειών των περιθωριακών ρηγµάτων, όπουκαι αναπτύσσονται χαρακτηριστικές σφηνοειδούς γεωµετρίας αποθέσεις πόδα πλαγιάς (base of slopeaprons), είτε πιο προοδευτικά στις τεκτονικές ράµπες σύνδεσης όπου αναπτύσσονται οι σχετικά µεγάλουόγκου και σφηνοειδούς σχήµατος ιζηµατογενείς αποθέσεις ράµπας πλαγιάς (base of slope ramps). Ηαπουσία µεγάλων υποθαλάσσιων χαραδρώσεων και των αντίστοιχων ριπιδίων τους θεωρείται ότι είναισυνέπεια της διαφορετικής τεκτονικής που επικρατεί στη περιοχή (structural setting) και διαµορφώνει τηµορφολογία του πυθµένα και το δίκτυο διασποράς των ιζηµάτων. Όπως έχει ήδη παρουσιαστεί στοκεφάλαιο 4.4, το κεντρικό τµήµα του νοτίου περιθωρίου της λεκάνης του Κορινθιακού κόλπουχαρακτηρίζεται από µια σχετικά ευθύγραµµη ακτογραµµή και υποθαλάσσια πλαγιά που είναι σαφώςλιγότερο πολύπλοκη από την αντίστοιχη πλαγιά του δυτικού Κορινθιακού. Το νότιο υποθαλάσσιοπεριθώριο του κεντρικού Κορινθιακού κόλπου κυριαρχείται από την παρουσία ενός ρήγµατος ή µιαςζώνης από παράλληλα διευθετηµένα και σε µικρές αποστάσεις ρήγµατα, µε γενική βόρεια κλίση, πουµετατοπίζουν την επιφάνεια του πυθµένα δηµιουργώντας µια οµοιόµορφη κατωφέρεια µε µεγάληυψοµετρική διαφορά και απότοµη κλίση. Η τεκτονική συνεπώς της περιοχής εκδηλώνεται κατά κύριολόγο µε µετατόπιση του συγκεκριµένου ρήγµατος/ζώνης-ρηγµάτων. Οι αναµενόµενεςεπαναλαµβανόµενες µετατοπίσεις του ρήγµατος/ζώνης-ρηγµάτων οδήγησαν στην σχετικά οµοιόµορφηπαραµόρφωση της περιοχής και τη διαµόρφωση του σχετικά ευθύγραµµου υποθαλάσσιου περιθωρίου. Ηανύψωση της βάσης και η ταπείνωση της οροφής του ρήγµατος/ζώνης ρηγµάτων εντείνει το δυναµικόδιάβρωσης και παροχέτευσης (erosion potential and drainage discharge) ενός σταθεροποιηµένουχερσαίου και υποθαλάσσιου αποστραγγιστικού δικτύου (drainage). Επακόλουθα, η κάθετη στον άξονατης λεκάνης υψηλή παροχή ιζήµατος µέσω των ποταµών και των αντίστοιχων υποθαλάσσιωνπροεκτάσεων τους (υποθαλάσσιες χαραδρώσεις) σε συνδυασµό µε την διαρκή ανανέωση του διαθέσιµουχώρου απόθεσης (accommodation space) λόγω τεκτονικής βύθισης της λεκάνης, διευκολύνουν τηνοικοδόµηση µεγάλων ριπιδίων στην απόληξη των βαθιών χαραδρώσεων (εικ. 6.19).Στο δυτικό Κορινθιακό κόλπο ωστόσο, η τεκτονική εξέλιξη δεν έχει οδηγήσει ακόµα στηνσυνένωση των διάσπαρτων µικρότερων ρηγµάτων σε µια µεγάλη και ενιαία τεκτονική δοµή. Όπως έχειήδη αναφερθεί και παρουσιάζεται στην εικόνα 6.17, το νότιο περιθώριο αποτελείται από µια ακολουθίαυποθαλάσσιων ρηγµάτων µε κλιµακωτή προς τα δεξιά διάταξη. Τα ρήγµατα αυτά αλληλεπιδρούν µε τα185

∆ιδακτορική ∆ιατριβήχερσαία ρήγµατα Ελίκης και Αιγίου, σχηµατίζοντας τεκτονικές ράµπες στις ενδιάµεσες των ρηγµάτωνπεριοχές. Η περιοδική δραστηριοποίηση των ρηγµάτων αυτών έχει ως αποτέλεσµα την σύνθετηπαραµόρφωση του θαλάσσιου πυθµένα και της παράκτιας ζώνης στην περιοχή. Η τεκτονικήπαραµόρφωση της παράκτιας ζώνης υποχρεώνει σε πλευρική µετανάστευση την κοίτη των ποταµών,ελέγχοντας τόσο την διεύθυνση τη κοίτης όσο και την θέση των εκβολών τους (Pavlidis et al., 2004). Σεβάθος χρόνου, η αναµενόµενη συχνή πλευρική µετανάστευση της κοίτης των ποταµών, θα έχει ωςσυνέπεια την σχετικά οµοιόµορφη κατανοµή της τροφοδοσία του νοτίου περιθωρίου µε χερσαίακλαστικά ιζήµατα. Μια τέτοιας µορφής γραµµική (σε βάθος χρόνου) πηγή ιζήµατος κατά µήκος τουνοτίου περιθωρίου, σε συνδυασµό µε την κλιµακωτή νότιο ανατολικά και προς τα κάτω βυθοµετρία τουπυθµένα, οικοδοµεί πόδες και ράµπες απόθεσης στη βάση της κατωφέρειας (base of slope aprons andramps).Εικ. 6.19: Σχηµατικό τρισδιάστατο µοντέλο που απεικονίζει το κυρίαρχο σύστηµα απόθεσης κατά µήκος τουνοτίου περιθωρίου του κεντρικού Κορινθιακού κόλπου.Fig. 6.19: Schematic 3D model showing the dominant depositional system along the southern border faultmargin in the central Gulf of Corinth.186

Τεκτονική-Ιζηµατολογία ∆υτικού Κορινθιακού6.5.6 Τεκτονικοί έλεγχοι στις ιζηµατογενείς διεργασίεςΗ ερµηνεία και χαρτογράφηση των σεισµικών φάσεων καθώς και τα µορφολογικά χαρακτηριστικά τωναποθετικών συστηµάτων καταδεικνύουν καθοριστικό ρόλο της ενεργού τεκτονικής στη διαµόρφωση τηςιζηµατογένεσης στο νότιο περιθώριο του δυτικού Κορινθιακού κόλπου. Στο υποκεφάλαιο αυτόεπιχειρείται η ανακεφαλαίωση και σύνθεση όλων των προαναφερθέντων µηχανισµών ελέγχου τηςτεκτονικής στις ιζηµατογενείς διεργασίες. Ενεργά υποθαλάσσια κανονικά ρήγµατα διαµορφώνουν τα περιθώρια του κόλπου. Η µετατόπισητου πυθµένα κατά µήκος των ρηγµάτων αυτών δηµιουργεί υποθαλάσσια πρανή µε ιδιαίτερα απότοµεςκλίσεις και αυξάνει το βάθος νερού. Η συσσώρευση διαδοχικών επεισοδίων µετατόπισης στα ρήγµαταπαράγει τις απαραίτητες συνθήκες αστάθειας (metastable conditions) και το απαιτούµενο ενεργειακόδυναµικό για την γένεση βαρυτικών ροών ιζηµάτων. Η σεισµική δράση των ρηγµάτων, λειτουργεί ως µηχανισµός πυροδότησης των παρατηρούµενωνβαρυτικών κατολισθητικών φαινοµένων. Η πυροδότηση υποθαλάσσιων κατολισθήσεων στοΚορινθιακό κόλπο, από σεισµούς έχει προταθεί σε αρκετές περιπτώσεις και στο παρελθόν (Perissoratiset al., 1984; Papatheodorou & Ferentinos, 1997; Hasiotis et al., 2002). Οι υψηλοί ρυθµοί µετατόπισης των υποθαλάσσιων περιθωριακών ρηγµάτων (Stewart et al., 1996;Stewart & Vita-Finzi, 1996; Koukouvelas et al., 2001, McNeil et al., 2005), προκαλούν έντονηταπείνωση και κάµψη του τέµαχους οροφής των ρηγµάτων (hangingwall subsidence and flexure),διαµορφώνοντας µικρά µορφολογικά βυθίσµατα (τάφρους – moat grabens) κατά µήκος των ρηγµάτων.Οι θέσεις αυτές (τάφροι οροφής ρηγµάτων) λειτουργούν ως παγίδες των ιζηµάτων για το αδροµερέςκλάσµα των ιζηµάτων που µεταφέρουν οι βαρυτικές ροές που ολισθαίνουν τη γειτονική κατωφέρεια. Στις περιπτώσεις όπου ο ρυθµός βύθισης του τέµαχους οροφής είναι πολύ µεγάλος, η έντονητεκτονική του κάµψη, είναι δυνατό να διαµορφώνει πυθµένα µε αντίθετη προς το ρήγµα και την πλαγιάκλίση, η οποία επιταχύνει την οριζόντια υδροδυναµική διαβάθµιση της ροής και πιθάνα έως και τηνεκτροπή και αναστροφή της πορείας της βαρυτικής ροής (deflection of flow). Τα κύρια περιθωριακά ρήγµατα κατά µήκος της ακτογραµµής εντοπίζονται είτε στη χέρσο είτε στηθάλασσα. Στην πρώτη περίπτωση τα ρήγµατα διαµορφώνουν το απαραίτητο µορφολογικό σκαλοπάτιγια τον σχηµατισµό αλλουβιακών και δελταϊκών ριπιδίων, ενώ στη δεύτερη τα ρήγµατα διαµορφώνουντο όριο της κρηπίδας. Στις περισσότερες των περιπτώσεων τα περιθωριακά ρήγµατα εντοπίζονταικοντά στην ακτή µε αποτέλεσµα να περιορίζουν την έκταση της κρηπίδα και να διευκολύνουν τηνπρόσβαση των χερσογενών αλλουβιακών ιζηµάτων στη λεκάνη. Τα απότοµης κλίσης ρηγµατογενή περιθώρια του κόλπου καθορίζουν την κάθετη προς τον άξονατης λεκάνης διεύθυνση µεταφοράς των χερσαίων κλαστικών ιζηµάτων. Η κλιµακωτή διευθέτησηγειτονικών περιθωριακών ρηγµάτων έχει ως συνέπεια των σχηµατισµό τεκτονικών ραµπών σύνδεσης(relay ramps – transfer zones) στις ενδιάµεσες των ρηγµάτων ζώνες. Η ράµπες αυτές χαρακτηρίζονται187

∆ιδακτορική ∆ιατριβήαπό πιο ήπιες κλίσεις και διαµορφώνουν την δευτερεύουσα διεύθυνση µεταφοράς των ιζηµάτων στηλεκάνη. Η ήπια κλίση και η µεγάλη έκταση των τεκτονικών ραµπών σύνδεσης (relay ramps – transferzones), διαµορφώνει ιδιαίτερα εκτενείς λεκάνες απορροής και τη σύγκλιση γειτονικώναποστραγγιστικών δικτύων (Gawthorpe & Hurst, 1993; Collier & Gawthorpe, 1995). Στηνυποθαλάσσια προέκτασή τους οι τεκτονικές ράµπες χαρακτηρίζονται από την παρουσία ποικιλίαςυποθαλάσσιων αποθετικών συστηµάτων µε αντίστοιχα µεγάλο εύρος και όγκο ιζηµατογενώναποθέσεων. Οι υποθαλάσσιες αυτές αποθέσεις είναι σηµαντικά µεγαλύτερες συγκρινόµενες µε αυτέςτων συνήθων αποθετικών συστηµάτων που αναπτύσσονται στις γειτονικές περιοχές. Η διάταξη των ρηγµάτων κατά µήκος του περιθωρίου της υποθαλάσσιας τάφρου εµφανίζεται ναελέγχει και τον τύπο των ιζηµατογενών συστηµάτων απόθεσης που αναπτύσσονται στη βάση τηςυποθαλάσσιας πλαγιάς. Η ανύψωση της βάσης των ρηγµάτων εµποδίζει την πρόσβαση των κλαστικώναλλουβιακών ιζηµάτων (ιζηµατογενές φορτίο ποταµών) στη λεκάνη. Οι υψηλοί ρυθµοί µετατόπισης σεσυνδυασµό µε την σεισµική φόρτιση των αποθέσεων της κρηπίδας ευνοούν την οµοιόµορφηοπισθοχώρηση του υφαλόριου λόγω διάβρωσής του (shelf-edge retrogressive erosion). Τα παραπάνωσυνθέτουν την εικόνα ενός γραµµικού συστήµατος τροφοδοσίας (linear source) το οποίο ευνοεί τοσχηµατισµό χαρακτηριστικών στενών και επιµηκών ποδών βάσης πλαγιάς (base of slope aprons). Αντίθετα, στη περιοχή όπου αναπτύσσεται µια ζώνη µεταβίβασης (relay ramp), παρατηρείται ησύγκλιση περισσοτέρων της µιας πηγής αλλουβιακών ιζηµάτων. Η παρουσία πολλαπλών πηγώντροφοδοσίας σε συνδυασµό µε το σχετικά ήπιο ανάγλυφο του πυθµένα ευνοούν τη δηµιουργίαυποθαλάσσιων ραµπών (base of slope ramps)µεγάλου όγκου και έκτασης. Ανάλογα µε τη θέση σε σχέση µε τη χέρσο τα κύρια περιθωριακά ρήγµατα εξασκούν και ένανέµµεσο έλεγχο στη εσωτερική διαµόρφωση των αποθετικών συστηµάτων της βάσης της πλαγιάς. Στηπερίπτωση όπου το κύριο ρήγµα εντοπίζεται επί της χέρσου η βύθιση της οροφής του διευκολύνει τηνδιάβρωση των αντίστοιχων χερσαίων παράκτιων αποθέσεων. Αντίθετα, στην περίπτωση που το κύριορήγµα εντοπίζεται στη θάλασσα, η µετατόπιση του έχει ως συνέπεια την ανύψωση της κρηπίδας καικατά επέκταση την σχετική πτώση της στάθµης της θάλασσας. Στην πρώτη περίπτωση οι διεργασίεςκινητοποίησης και µεταφοράς των ιζηµάτων βρίσκουν πρόσβαση σε µια µεγάλη ποικιλίακοκκοµετρικών µεγεθών γεγονός που τους προσδίδει µεγάλη µεταφορική ικανότητα (high transportefficiency). Αντίθετα, στη δεύτερη περίπτωση του υποθαλάσσιου περιθωριακού ρήγµατος, οιδιεργασίες κινητοποίησης και µεταφοράς των ιζηµάτων έχουν πρόσβαση µόνο στα σχετικώςδιαβαθµισµένα ιζήµατα της κρηπίδας µε συνέπεια τη σχετικά περιορισµένη ικανότητα µεταφοράς (lowtransport efficiency) . Στο κέντρο της λεκάνης, η παρουσία ενός ενεργού τεκτονικού ρήγµατος, ελέγχει την ανάπτυξηενός αξονικού τουρβιδιτικού καναλιού. Στο πρώτο µισό του µήκους του, το τουρβιδιτικό κανάλιταυτίζεται µε την επιφανειακή έκφραση του ρήγµατος. Ο εγκλωβισµός αυτός του καναλίου από το188

Τεκτονική-Ιζηµατολογία ∆υτικού Κορινθιακούίχνος του ρήγµατος, αποτρέπει πιθανή πλευρική µετανάστευση της κοίτης του καναλιού, την οποίαµπορεί να προκαλέσουν οι χρονικά µεταβαλόµενοι ρυθµοί ταπείνωσης των τεµαχών οροφής τωνπεριθωριακών ρηγµάτων εκατέρωθεν του καναλιού. Τέτοιας µορφής εξαναγκασµός σε µετανάστευσητης κοίτης αξονικού καναλιού έχει περιγραφεί από τους Soreghan et al. (1999), στη τάφρο της λίµνηςMalawi. Η σταθερή, τεκτονικά-ελεγχόµενη θέση του αξονικού καναλιού έχει ως δευτερεύουσα συνέπεια τηδηµιουργία ενός σύνθετου και σχετικά σταθερού υποθαλάσσιου αποστραγγιστικού δικτύου το οποίοµεταφέρει ιζήµατα από την κρηπίδα του νοτίου περιθωρίου στα δυτικά, στο κέντρο της λεκάνης, στοµέσο του κόλπου. Η σειρά από τα καλά αναπτυγµένα κανάλια, τα οποία αναπτύσσονται στη γειτονικήνότια κατωφέρεια, εξαναγκάζονται σε απόληξη στο αξονικό κανάλι στο κέντρο της λεκάνης. Η σχετικάταχεία απόληξη των καναλιών σε απόσταση λίγων χιλιοµέτρων, εντός του αξονικού καναλιού εµποδίζειτον σχηµατισµό τυπικών λοβών απόθεσης (distal channel lobes), µε αποτέλεσµα την παροχέτευση τουιζηµατογενούς τους φορτίου στο αξονικό κανάλι και την περαιτέρω µεταφορά τους σε µεγαλύτεραβάθη.Ο µεγάλος αριθµός και η πολύπλοκη και πυκνή διάταξη των ρηγµάτων σε συνδυασµό µε τουςέντονους ρυθµούς µετατόπισης, έχουν ως αποτέλεσµα µια ιδιαίτερα πολύπλοκη κατανοµή τωνιζηµατογενών φάσεων στο χώρο. Οι παραπάνω συνθήκες καθιστούν κάθε απόπειρα δηµιουργίαςπρογνωστικού µοντέλου κατανοµής φάσεων ένα ιδιαίτερα δύσκολο εγχείρηµα.189


77. ΣυµπεράσµαταΗ παρούσα διδακτορική διατριβή βασίζεται στη µελέτη και ανάλυση µιας µεγάλης ποικιλίας δεδοµένωνσεισµικής ανάκλασης που είχαν συλλεχθεί κατά το παρελθόν και τα οποία συµπληρώθηκαν καιεµπλουτίστηκαν µε νέα δεδοµένα τα οποία συλλέχθηκαν στα πλαίσια της διατριβής. Η συλλογή,επεξεργασία και ερµηνεία του συνόλου των σεισµικών γραµµών επέτρεψε την χαρτογράφηση τωνυποθαλάσσιων ρηγµάτων του Κορινθιακού κόλπου. Ο χάρτης µε το σύνολο των 104 υποθαλάσσιωνρηγµάτων αποτελεί τον ένα από τους δύο µόλις διαθέσιµους χάρτες ρηγµάτων του Κορινθιακού κόλπου.Οι σεισµικές τοµές ανάκλασης αποκαλύπτουν ότι ο Κορινθιακός κόλπος αποτελεί µια σύνθετηςγεωµετρίας ασύµµετρη τάφρο. Ο λεπτοµερής χάρτης των υποθαλάσσιων ρηγµάτων παρουσιάζει ένασύνολο από εννέα κύρια περιφερειακά ρήγµατα, τα οποία οριοθετούν το νότιο περιθώριο του κόλπου καιανυψώνουν τις γειτονικές ακτές. Αντίθετα, το βόρειο περιθώριο το οποίο εµφανίζεται να υπόκειταιγενική βύθιση, οριοθετείται από δέκα κύρια περιφερειακά ρήγµατα µε κλίση προς νότο, αντιθετικά προςτα αντίστοιχα ρήγµατα του νοτίου περιθωρίου. Το σύνολο των κύριων περιφερειακών ρηγµάτωνεµφανίζει ενδείξεις ότι είναι ενεργό στη διάρκεια του Τεταρτογενούς. Μετατόπιση χαρακτηριστικώνανακλάσεων που αποδίδονται στην τελευταία κύρια φάση πτώσης της στάθµης της θαλάσσιας,ανυψωµένες παλαιοακτές, σεισµικά χαρακτηριστικά συνιζηµατογενούς τεκτονικής δραστηριότητας,προοδευτική αύξηση του πάχους των ιζηµάτων προς την επιφάνεια των ρηγµάτων, αποτελούν στοιχείαπου υποδεικνύουν ότι ορισµένα από τα περιφερειακά ρήγµατα παραµένουν ενεργά στη διάρκεια τουΟλοκαίνου.Τα διαθέσιµα δεδοµένα ελέγχουν την αξιοπιστία των προτεινόµενων τεκτονικών µοντέλων καιπροσφέρουν στοιχεία γύρω από την κατανοµή των ρυθµών παραµόρφωσης στο Κορινθιακό κόλπο. Ταστοιχεία αυτά υποδεικνύουν ότι τα υποθαλάσσια ρήγµατα θα πρέπει να ληφθούν υπόψη προκείµενου ναεξηγηθούν οι πολλοί υψηλοί ρυθµοί παραµόρφωσης καθώς και η ανύψωση των ακτών του νοτίουπεριθωρίου. Οι περιπτώσεις ανυψωµένων παλαιοακτών φαίνεται ότι αποτελούν το συνδυαστικόαποτέλεσµα της αθροιστικής παραµόρφωσης που παράγουν περισσότερα του ενός υποθαλάσσιαρήγµατα. Συνεπώς, οι εκτιµήσεις µέσων ρυθµών ανύψωσης των απολιθωµένων ακτών θα πρέπει νααντιµετωπίζονται µε ιδιαίτερη προσοχή, κατά τη µετατροπή τους σε ρυθµούς µετατόπισηςσυγκεκριµένων ρηγµάτων.Νέα πολυ-κάναλα δεδοµένα σεισµικής ανάκλασης στο δυτικό Κορινθιακό κόλπο, απεικονίζουν τοσύνολο των ιζηµατογενών αποθέσεων της λεκάνης και το αλπικό υπόβαθρο. Το πάχος των ιζηµάτων τηςλεκάνης στο δυτικό Κορινθιακό κόλπο, κυµαίνεται µεταξύ 1000 και 1386 ms, µε τάση αύξησης απόδυτικά προς ανατολικά. Οι σεισµικές τοµές απεικονίζουν πλήθος ρηγµάτων τα οποία φαίνονται νατερµατίζουν στην ανάκλαση του υποβάθρου. Η πλειοψηφία των ρηγµάτων της λεκάνης τερµατίζουν προς

∆ιδακτορική ∆ιατριβήτα πάνω στη βάση ενός επιφανειακού στρώµατος ιζηµάτων πάχους περίπου 200 ms. Το γεγονός ότι ταπερισσότερα ρήγµατα δεν τέµνουν τα επιφανειακά ιζήµατα, δεν επιτρέπει την αναγνώρισή τους στα ρηχάµονο-κάναλα δεδοµένα σεισµικής ανάκλασης.Στον δυτικό Κορινθιακό κόλπο, οι βαθιές σεισµικές τοµές των πολυ-κάναλων δεδοµένων,επιβεβαιώνουν την µετανάστευση το κέντρου µέγιστης βύθισης της ασύµµετρης τάφρου από το νότο στοβορρά. Ένα ρήγµα µε κλίση προς νότο, το οποίο διατρέχει τον άξονα της λεκάνης στο κέντρο τουκόλπου, µετατοπίζει το σύνολο των ιζηµάτων και το αλπικό υπόβαθρο κατά 580 ms. Βορειότερα, κατάµήκος της υποθαλάσσιας πλαγιάς του βόρειου περιθωρίου, ένα τεκτονικό κέρας µετατοπίζει τηνανάκλαση του αλπικού υποβάθρου. Τα στοιχεία αυτά επισηµαίνουν ότι, τα τεκτονικά µοντέλαπροσοµοίωσης της παραµόρφωσης του δυτικού Κορινθιακού, θα πρέπει να συµπεριλάβουν τουλάχιστοένα ρήγµα στο βόρειο περιθώριο µε κλίση προς νότο προκειµένου να εξηγήσουν τους προτεινόµενουςπολύ υψηλούς ρυθµούς διάνοιξης του κόλπου στην περιοχή αυτή.Τα υψηλής διακριτικής ικανότητας δεδοµένα σεισµικής ανάκλασης στο δυτικό Κορινθιακό κόλπο,αποκαλύπτουν τις ιζηµατογενείς διεργασίες που λαµβάνουν χώρα στο πλέον ενεργό και ταχύτεραδιανοιγόµενο τµήµα της Κορινθιακής τάφρου. Οι σεισµικές τοµές στην καλύτερη περίπτωση,απεικονίζουν το ανώτερα 400 µέτρα της ιζηµατογενούς στήλης. Λαµβάνοντας υπόψη τουςπροτεινόµενους µέσους ρυθµούς ιζηµατογένεσης, το πάχος των αποθέσεων αντιστοιχεί στα τελευταία200.000 χρόνια εξέλιξης της τάφρου.Οι σεισµικές τοµές αποκαλύπτουν την παρουσία ενός συνόλου 29 ρηγµάτων µε κλίση προς νότοκαι βορρά. Τα υποθαλάσσια αυτά ρήγµατα, διαµορφώνουν ρηξιγενή πρανή στην επιφάνεια του πυθµένα,το ύψος των οποίων κυµαίνεται µεταξύ 100 και 400 µέτρων. Η συστηµατική προοδευτική αύξηση τουπάχους των στρωµάτων πλησιάζοντας το ίχνος των ρηγµάτων υποδηλώνει την συνεχή λειτουργία τωνρηγµάτων στη διάρκεια της ιζηµατογένεσης. Σε ορισµένες περιπτώσεις, η µετατόπιση χαρακτηριστικώνκαθοδηγητικών ανακλάσεων εκατέρωθεν του ρήγµατος επιτρέπει τον υπολογισµό του συνολικούκατακόρυφου άλµατος το οποίο ξεπερνά και τα 480 µέτρα. Τα περισσότερα ρήγµατα έχουν µέσηδιεύθυνση ανατολή – δύση, ενώ ορισµένα διευθύνονται βορειοδυτικά – νοτιοανατολικά.Τα ρήγµατα που εντοπίζονται κοντά στα περιθώρια του κόλπου αποτελούν τις κύριες δοµές πουµετατοπίζουν το αλπικό υπόβαθρο παράγοντας τον αναγκαίο χώρο για την απόθεση των ιζηµάτων τηςτάφρου. Κατά µήκος του νοτίου περιθωρίου τα ρήγµατα εµφανίζουν µια κλιµακωτή προς τα δεξιάδιάταξη η οποία αποτυπώνεται και στην µορφολογία της γειτονικής ακτογραµµής. Μεταξύ των κύριωνπεριφερειακών ρηγµάτων, αναπτύσσονται χαρακτηριστικές ζώνες µεταβίβασης. Οι τεκτονικές αυτέςράµπες διαµορφώνουν πυθµένα ήπιας κλίσης και µεγάλης έκτασης. Η κλίση αυτή του πυθµέναδιευκολύνει την πρόσβαση των κλαστικών ιζηµάτων στα βαθύτερα τµήµατα της λεκάνης. Ηιζηµατογένεση που λαµβάνει χώρα µπροστά από τις τεκτονικές ράµπες σχηµατίζει µεγάλου πάχουςαποθέσεις επιµήκεις σε διεύθυνση παράλληλη προς την πλαγιά. Οι αποθέσεις αυτές, του πόδα της192

Συµπεράσµαταπλαγιάς αποτελούνται κυρίως από εναλλαγές αµµούχων και ιλυούχων τουρβιδιτών. Καλά σχηµατισµένακανάλια σχήµατος U, διατρέχουν την επιφάνεια των αποθέσεων στη βάση της πλαγιάς. Τα κανάλια αυτάείναι ιδιαίτερα φαρδιά και βαθιά (έως και 650 µέτρα πλάτος και 100 µέτρα βάθος κοίτης) καιεµφανίζονται να διατηρούν σχετικά σταθερές θέσεις στο χώρο, διαµορφώνοντας ένα υποβρύχιοαποστραγγιστικό δίκτυο.Το ρήγµα που διατρέχει το κέντρο της λεκάνης του δυτικού Κορινθιακού κόλπου, σε διεύθυνσηπαράλληλη προς τον άξονα της λεκάνης, µετατοπίζει τα επιφανειακά ιζήµατα και διαµορφώνει έναφυσικό όριο µεταξύ των αποθέσεων του νοτίου και βορείου περιθωρίου. Κατά µήκος του ίχνους τουρήγµατος, αναπτύσσεται ένα τουρβιδιτικό κανάλι µήκους 10.7 km, πλάτους µεταξύ 210 και 910 µέτρωνκαι βάθους κοίτης 40 έως 60 µέτρα. Στο αξονικό αυτό κανάλι, απολήγουν µια σειρά από δευτερεύονταπλευρικά κανάλια τα οποία αποστραγγίζουν την πλαγιά του νοτίου περιθωρίου. Το σύνολο αυτό τωνυποβρύχιων καναλιών αποτελεί ένα ιδιαίτερα αποτελεσµατικό δίκτυο µεταφοράς των χονδρόκοκκωνκλαστικών ιζηµάτων, στα µεγαλύτερα βάθη της λεκάνης.Η προοδευτική αύξηση - µε το βάθος - της κλίσης των στρωµάτων των αποθέσεων που καλύπτουντα τεµάχη οροφής των κανονικών ρηγµάτων του βόρειου και του νότιου περιθωρίου, θεωρούνταιχαρακτηριστικές ενδείξεις της ληστρικής γεωµετρίας των ρηγµάτων. Κατά µήκος των αποθέσεων τουνοτίου περιθωρίου η αντιθετική προς τα ρήγµατα κλίση των ιζηµατογενών στρωµάτων, γίνεται ιδιαίτερααισθητή και εµφανίζεται να ελέγχει την απόθεση των βαρυτικών µετακινήσεων των ιζηµάτων τηςγειτονικής πλαγιάς.Κατά µήκος του βόρειου περιθωρίου του δυτικού Κορινθιακού κόλπου, ένα τεκτονικό κέραςδιαµορφώνει τον τεκτονικό φραγµό που παγιδεύει τις αποθέσεις της κρηπίδας του βορείου περιθωρίου.Το βόρειο ρήγµα, από το ζεύγος των ρηγµάτων που σχηµατίζουν το τεκτονικό κέρας, λειτουργεί ως τοβασικό ρήγµα που διαµορφώνει την υπολεκάνη της Ερατεινής, µιας ασύµµετρης τάφρου που παγιδεύειιζήµατα συνολικού πάχους µεγαλύτερου των 262 ms.Η παρούσα διατριβή αναδεικνύει την έντονη τεκτονική του δυτικού Κορινθιακού κόλπου και τουελέγχου που ασκεί στη διαµόρφωση των ιζηµατογενών διεργασιών και αποθέσεων. Τα µικρού καιµεσαίου µεγέθους χερσαία αποστραγγιστικά δίκτυα κατά µήκος των περιθωρίων του κόλπου, παρέχουνστη λεκάνη σηµαντικό όγκο κλαστικών ιζηµάτων. Η ανάλυση των σεισµικών φάσεων οδηγεί στηδιάκριση πέντε διαφορετικών ιζηµατογενών συστηµάτων απόθεσης, κατά µήκος της βάσης της πλαγιάςτου νοτίου περιθωρίου. Τα ιζηµατογενή αυτά συστήµατα απόθεσης περιλαµβάνουν: 1) υποθαλάσσιοπόδα βάσης πλαγιάς, 2) υποθαλάσσιο πόδα βάσης πλαγιάς τροφοδοτούµενος από δέλτα, 3) αξονικόκανάλι στη βάση της λεκάνης, 4) συστήµατα καναλιών και αυλάκων βάσης πλαγιάς και 5) αποθέσειςτάφρου οροφής ρήγµατος.Η επίδραση των τεκτονικών κινήσεων των ρηγµάτων στη διαµόρφωση της θέσης εισόδου τωνποταµών στο δυτικό Κορινθιακό κόλπου, ουσιαστικά καθορίζει την διαθεσιµότητα των ιζηµάτων στα193

∆ιδακτορική ∆ιατριβήδιάφορα σηµεία του κόλπου. Ανάλογα µε τη διαθεσιµότητα σε αλλόχθονα ιζήµατα και τις επικρατούσεςιζηµατογενείς διεργασίες, η υποθαλάσσια πλαγιά του νοτίου περιθωρίου του δυτικού Κορινθιακούκόλπου, διακρίθηκε σε µια σειρά από οικοδοµικού και αποικοδοµητικού τύπου συστήµατα.Η ενεργός τεκτονική παραµόρφωση των περιθωρίων του κόλπου, παρέχει τις απαραίτητες ασταθείςσυνθήκες για την ανάπτυξη µηχανισµών µεταφοράς των χονδρόκοκκων ιζηµάτων στα µεγαλύτερα βάθητης λεκάνης. Η λειτουργία των υποθαλάσσιων ρηγµάτων, καθορίζει τόσο τους άξονες µεταφοράς τωνιζηµάτων όσο και την κατανοµή των αντίστοιχων ιζηµατογενών φάσεων. Το ιδιαίτερα ενεργό αυτόιζηµατογενές περιβάλλον προσφέρει ένα εξαιρετικό παράδειγµα για την εφαρµογή και τον έλεγχο τωνπροτεινόµενων µοντέλων ταξινόµησης ιζηµατογενών συστηµάτων βαθιάς θάλασσας. Στην παρούσαδιατριβή τα ευρέως διαδεδοµένα µοντέλα των Reading & Richards, 1994 και Richards et al., 1998,εφαρµόστηκαν και συγκρίθηκαν µε τις ιζηµατογενείς αποθέσεις του δυτικού Κορινθιακού κόλπου. Οιπαρατηρήσεις συµφωνούν σε ικανοποιητικό βαθµό µε τις προβλέψεις των αντίστοιχων µοντέλων.Παρόλα αυτά πρέπει να τονιστεί ότι τα υπάρχοντα δεδοµένα τονίζουν την πολυπλοκότητα τωνπραγµατικών συστηµάτων απόθεσης, η οποία δυσχεραίνει σε σηµαντικό βαθµό τις προσπάθειεςταξινόµησης των συστηµάτων µε βάση τα προτεινόµενα χαρακτηριστικά ακραία µέλη των µοντέλων.Η θαλάσσια γεωφυσική διασκόπηση µε τεχνικές σεισµικής ανάκλασης, έχει καθιερωθεί ως ένααπαραίτητο εργαλείο για την µελέτη της δοµής και της εξέλιξης των θαλάσσιων ιζηµατογενών λεκανών.Η εφαρµογή της στον Κορινθιακό κόλπο αναδεικνύει την αποτελεσµατικότητα και την σηµασία τηςµεθόδου για την απάντηση βασικών θεµελιωδών ερωτηµάτων γύρω από την δοµή του υποθαλάσσιουτµήµατος της Κορινθιακής τάφρου. Η εφαρµογή µεθόδων ανάλυσης σεισµικών φάσεων σε συνδυασµό µετα ιζηµατογενή συστήµατα απόθεσης αποδεικνύεται µια ιδιαίτερα αποτελεσµατική και γρήγορη µέθοδος,προσδιορισµού, χαρακτηρισµού και πρόγνωσης των ιζηµατογενών διεργασιών και των αντίστοιχωναποθέσεων τους. Τα αποτελέσµατα της παρούσας έρευνας φιλοδοξούν να συνεισφέρουν στη βελτίωσητων υπαρχόντων µοντέλων πρόγνωσης των µηχανισµών ελέγχου και της διασποράς των ιζηµατογενώνφάσεων σε αντίστοιχα γεωλογικά περιβάλλοντα, µοντέλα τα οποία αξιοποιούνται σε µεγάλο βαθµό στοντοµέα της πετρελαϊκής έρευνας.194

ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑALONSO, B. & ERCILLA, G. (2003) Small turbidite systems in a complex tectonic setting (SWMediterranean Sea): morphology and growth patterns. Mar. Petrol. Geol., 19, 1225-1240.ALONSO, B., FIELD, M.E., GARDNER, J.V. & MALDONADO, A. (1990) Sedimentary evolution of thePliocene and Pleistocene Ebro margin, Northeastern Spain. Mar. Geol., 95, 313-332.ALVES, T.M., GAWTHORPE, R.L., HUNT, D.W. & MONTEIRO J.H. (2002) Cenozoic tectonosedimentary evolution of the western Iberian margin. Mar. Geol., 195, 75-108.AMBRASEYS, N.N. & JACKSON J. (1990) Seismicity and associated strain of central Greece between1980 and 1988. Geophys. J. Int., 101, 663-708.AMBRASEYS, N.N. & JACKSON, J. (1997) Seismicity and strain in the Gulf of Corinth (Greece) since1694. Journal of Earthquake Engineering, 1, 433-474.ANGELIER, J., LYBERIS, N., LE PICHON, X., BARRIER, E., & HUCHON, P. (1982). The tectonicdevelopment of the Hellenic Arc and the Sea of Crete: a synthesis. Tectonophysics, 86, 159-196.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 theAegean. Geophys. J. Int., 126, 11-53.BAAS., J.H. (2000) EZ-ROSE: a computer program for equal-area circular histograms and statisticalanalysis of two-dimensional vectorial data. Computers & Geosciences, 26, 153-166.BAKER, C., HATZFELD, D., LYON-CAEN, H., PAPADIMITRIOU, E. & RIGO, A. (1997): Earthquakemechanisms of Adriatic sea and western Greece. Geophys. J. Int. 131, 559-594.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) Alow angle normal fault earthquake: the Ms=6.2, June 1995 Aigion earthquake (Greece). J.Seism., 1, 131-150.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 Greecefrom 1900 to 1988. Nature, 350, 124-129.BOSWORTH, (1985) Geometry of propagating continental rifts. Nature, 316, 33-37.BRIOLE, P., RIGO, A., LYON-CAEN, H., RUEGG, J. C., PAPAZISSI, C., MITSAKAKI C.,BALODIMOU, A., VEIS, G., HATZFELD, D. & DESCHAMPS, A. (2000) Activedeformation of the Corinth rift, Greece: esults from repeated Global Positioning Systemsurveys between 1990 and 1995. J. Geophys. Res., 105, 25,605-25,625.

∆ιδακτορική ∆ιατριβήBRONHOLD, B.D & PRIOR, D.B. (1990) Morphology and sedimentary processes on the subaqueousNoeick River delta, British Columbia, Canada. In: Coarse-Grained Deltas (Ed. by A. Colella& D.B. Prior). International Association of. Sedimentologists Spec. Publ., 10, 169-184.BROOKS, M. & FERENTINOS, G. (1984) Tectonics and sedimentation in the Gulf of Corinth and theZakynthos and Kefallinia channels, western Greece. Tectonophysics, 101, 25- 54.BROWN, L.F. & FISHER, W.L. (1977) Seismic-stratigraphic interpretation of depositional systems:examples from Brazilian and pull-apart basins. In: Seismic Stratigraphy – Applications toHydrocarbon Exploration (Ed. by C. Payton). AAPG Memoir, 26, 213-248.BRULAND, L. (1999) Processing of seismic reflection data. Institute of Solid Earth Physics,University of Bergen.CHORLEY, R.J. (1984) Geomorphology. Methuen, New York.CLAERBOUT, J.F. (1984) Imaging the earth’s interior. Blackwell Scientifc, Palo Alto, California.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) Geodeticestimate of seismic hazard in the Gulf of Korinthos. Geophys. Res. Lett., 24, 1303-1306.CLARKE, P.J., DAVIES, R.R., ENGLAND, P.C., PARSONS, B., BILLIRIS, H., PARADISSIS, D., V EIS, 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 theinterval 1989-1997. Geophys. J. Int., 135, 195-214.COLLELA, (1988) Pliocene – Holocene fan deltas and braid deltas in the Crati Basin, southern Italy: aconsequence of varying tectonic conditions. In: Fan Deltas: Sedimentology and TectonicSettings (Ed. by W. Nemec & R.J. Steel). Blackie & Son, 50-74.COLLETTA, B., LE QUELLEC, P., LETOUZEY, J. & MORETTI, I. (1988): Longitudinal evolution of theSuez rift structure (Egypt). Tectonophysics, 153, 221-233.COLLIER, R.E. & GAWTHORPE, R.L. (1995) Neotectonics, drainage and sedimentation in centralGreece: 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, 165181.COLLIER, R.E., LEEDER, M.R., ROWE, P.J. & ATKINSON, T.C. (1992) Rates of tectonic uplift in theCorinth and Megara basins, central Greece. Tectonics, 11, 1159-1167.COLLIER, R., LEEDER, M. & JACKSON, J.A. (1994) Quaternary drainage development, sedimentfluxes and extensional tectonics in Greece. In: Mediterranean Quaternary RiverEnvironments (ed. Woodward, J., Lewin, J. & Macklin, M.). Balkema.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, northernMediterranean. Geology, 28, 999-1002.CONTRERAS, J., SCHOLZ, C.H. & KING G.C.P. (1997) A model of rift basin evolution constrained byfirst-order stratigraphic observations. J. Geophys. Res., 102, 7673-7690.COWIE, P. A. & ROBERTS G. P. (2001) Constraining slip rates and spacings for active normalfaults. J.struc. Geol., 23,1901-1915.196

ΒιβλιογραφίαCROSSLEY, R. (1984): Controls on sedimentation in the Malawi Rift valley, central Africa. Sedim.Geol. 40, 33-50.DAMUTH, J.E. (1980) Use of high frequency (3.5-12 kHz) echograms in the study of bottomsedimentation processes in the deep sea: a review. Marine Geology, 38, 51-75.DAVIES, R., ENGLAND, P., BILLIRIS, H., PARADISSIS, D. & VEIS, G. (1997): A comparison betweenthe geodetic and seismic strain of Greece in the interval 1892-1992. J. Geophys. Res., 102,24,571-24,588.DART, C.J., COLLIER, R.E.L., GAWTHORPE, R.L., KELLER, J.V.A. & NICHOLS, G. (1994) Sequencestratigraphy of (?) Pliocene – Quaternary synrift, Gilbert-type fan deltas, northernPeloponnesos, Greece. Mar. Petrol. Geol., 11, 545-560.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, 325-334.DEWEY, J. F. & SENGOR, A.M.C. (1979): Aegean and surrounding regions: Complex multi-plate andcontinuum tectonics in a convergent zone. Geological Society of America Bulletin, 90, 84-92.DIA, A.N., COHEN, A.S., O’NIONS R.K. & JACKSON, J.A. (1997) Rates of uplift investigated through230 Th dating in the Gulf of Corinth (Greece). Chemical Geology, 138, 171-184.DOBRIN, M.B. & SAVIT, C.H. (1988) Introduction to geophysical prospecting. McGraw-Hill, NewYork.DORSEY, R.J., UMHOEFER, P.J. & RENNE, P.R. (1995) Rapid subsidence and stacked Gilbert-typedeltas, Pliocene Loreto basin, Baja California Sur, Mexico. Sed. Geol., 98, 181-204.DOUTSOS, T. & KONTOPOULOS, N. & POULIMENOS, G. (1988): The Corinth-Patras rift as theinitial stage of continental fragmentation behind an active island arc (Greece). BasinResearch 1, 177-190.DOUTSOS, T. & PIPER, D.J.W. (1990) Listric faulting, sedimentation and morphological evolution ofthe Quaternary eastern Corinth rift, Greece: First stages of continental rifting. Geol. Soc. Am.Bull., 102, 812-829.DOUTSOS, T. & POULIMENOS, G. (1992) Geometry and kinematics of active faults and theirseismotectonic significance in the western Corinth-Patras rift (Greece). J. Struct. Geol., 14,689-699.DOUTSOS, T. & KOKKALAS, S. (2001) Stress and deformation patterns in the Aegean region. J.Struct. Geol., 23, 455-472.DUFAURE, J.J. (1975) Le relief du Peloponese. Thesis, University of Paris.EBINGER, C.J., ROSENDAHL B.R. & REYNOLDS, D.J. (1987) Tectonic model of the Malawi rift,Africa. Tectonophysics, 141, 215-235.FERENTINOS, G., PAPATHEODOROU, G. & COLLINS, M.B. (1988) Sediment transport processes on anactive submarine fault escarpment: Gulf of Corinth, Greece. Mar. Geol., 83, 43-61.FIELD, M.E. & GARDNER, J.V. (1990) Pliocene-Pleistocene growth of the Rio Ebro margin, northeastSpain: A prograding-slope model. Geol. Soc. Am. Bulletin, 102, 721-733.FISHER, W.L. & MCGOWEN, J.H. (1967) Depositional systems in the Wilcox Group of Texas andtheir relationship to occurrence of oil and gas. Gulf Coast Assoc. Geol. Socs. Trans., 17, 105-125.197

∆ιδακτορική ∆ιατριβήGALLOWAY, W.E. & HOBDAY, D.K. (1996) Terrigenous Clastic Depositional Systems, 2d ed.Springer-Verlag, Berlin.GALLOWAY, W.E. (1998) Siliciclastic Slope and Base-of-Slope Depositional Systems: ComponentFacies, Stratigraphic Architecture, and Classification. AAPG Bulletin, 82, 569-595.GAWTHORPE, R.L., FRASER, A.J. & COLLIER, R.E.LL. (1994): Sequence stratigraphy in activeextensional basins: implications for the interpretation of ancient basin-fills. Mar. Pet. Geol.11, 642-658.GAWTHORPE, R.L. & HURST, J.M. (1993) Transfer zones in extensional basins: their structural styleand influence on drainage development and stratigraphy. J. Geol. Soc. London, 150, 1137-1152.GAWTHORPE, R.L. & LEEDER, M.R. (2000) Tectono-sedimentary evolution of active extensionalbasins. Basin Res., 12, 195-218.GIBBS, A. (1984) Structural evolution of extensional basin margins. J. Geol. Soc. London, 141, 609-620.GILBERT, J.K. (1885) The topographical features of lake shores. Ann. Rep. US Geol. Surv., 5, 69-123.GOLDSWORTHY, M. & JACKSON, J.A. (2001) Goldsworthy, M. & Jackson, J., 2001. Migration ofactivity within normal fault systems: examples from the Quaternary of mainland Greece, J.Struct. Geol., 23, 489 506.GUPTA, S., UNDERHILL, J.R., SHARP, I.R. & GAWTHORPE, R.L. (1999) Role of fault interactions incontrolling synrift sediment dispersal patterns: Miocene, Abu Alaba Group, Suez Rift, Egypt.Basin Res., 11, 167-189.HATTON, L., WORTHINGTON, M.H. & MAKIN, J. (1987) Seismic Data Processing: Theory andPractice. Blackwell Scientific, London, UK.HAUGTHON. P.D.W. (2000) Evolving turbidite systems on a deforming basin floor, Taberna basin,SE Spain. Sedimentology, 47, 497-518.HASIOTIS, T., PAPATHEODOROU, G., BOUCKOVALAS, G., CORBAU, C. & FERENTINOS, G. (2002)Earthquake-induced coastal sediment instabilities in the western Gulf of Corinth, Greece.Mar. Geol., 186, 319-335.HASIOTIS, T., CHARALAMPAKIS, M., STEFATOS, A., PAPATHEODOROU G. & FERENTINOS, G. (2004)Subaqueous processes in Eratini fan delta, NW Gulf of Corinth, Greece. In: Proceedings ofthe 5 th International Symposium on Eastern Mediterranean Geology, Thessaloniki, vol. 3,1345-1348.HASIOTIS, T., CHARALAMPAKIS, M., STEFATOS, A., PAPATHEODOROU G. & FERENTINOS, G.(submitted) Fan delta development and processes offshore a seasonal river in a seismicallyactive region. NW Gulf of Corinth. Marine Geology.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. AND BERNARD, P. (1996) The Galaxidi earthquake ofNovember 18, 1992: A possible asperity within the normal fault system of the Gulf ofCorinth (Greece). Bull. Seismol. Soc. Am., 86, 1987-1991.198

ΒιβλιογραφίαHATZFELD, D., MARTINOD, J., BASTET, G. & GAUTIER, P. (1997) An analog experiment for theAegean to describe the contribution of gravitational potential energy. J. Geophys. Res., 102,649-659.HATZFELD, D., KARAKOSTAS, V., ZIAZIA, M., KASSARAS, I., PAPADIMITRIOU, E., MAKROPOULOS,K., VOULGARIS, N. & PAPAIOANNOU, C. (2000) Microseismicity and faulting geometry inthe Gulf of Corinth (Greece). Geophys. J. Int., 141, 438-456.HATZFELD, D., PEDOTTI, G., HATZIDIMITRIOU, P. & MAKROPOULOS, K. (1990): The strainpattern in the western Hellenic arc deduced from a microearthquake survey. Geophys. J. Int.101, 181-202.HEEZEN, B.C., EWING, M. & JOHNSON, L. (1966) The Gulf of Corinth floor. Deep-Sea Res., 13,381-411.HIGGS, B. (1988) Syn-sedimentary structural controls on basin deformation in the Gulf of Corinth,Greece. Basin Res., 1, 155-165.HORVATH, F. & BERCKHEMER H. (1982): Mediterranean back-arc basins, In: Berckhmemer, H.andHsu, K. J., Alpine-Mediterranean geodynamics: Geodynamcis Research, v.7, pp. 141-173.HOUGHTON J.C., DOLTON, G.L., MAST, R.F., MASTERS, C.D. & ROOT, D.H. (1993) U.S. GeologicalSurvey estimation procedure for accumulation size distributions by play. AAPG Bulletin, 77,454-466.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 ofthe Gulf of Corinth (Greece): the Corinth earthquakes of February and March 1981. EarthPlanet Sci. Lett., 57, 377-397.JACKSON, J.A., HAINES, J. & HOLT, W. (1994) A comparison of satellite laser ranging and seismicitydata in the Aegean region. Geophys. Res. Lett., 21, 2849-2852.JACKSON, J.A., KING, G.C.P. & VITA-FINZI, C. (1982b) The neotectonics of the Aegean: analternative view. Earth Planet Sci. Lett., 61, 301-318.JACKSON, J.A. (1987) Active normal faulting and crustal extension. In: Continental ExtensionalTectonics (Ed. by M.P., Coward, J.F., Dewey, P.L., Hancock), Spec. Publ. Geol. Soc. OfLondon, 28, 239-272.JACKSON, J.A. (1994) Active tectonics of the Aegean region. Annual Rev. Earth & Planet. Sci. Lett.,22, 239-271.JACKSON, J.A. & MCKENZIE, D.P. (1983): The geometrical evolution of normal fault systems. J.struct. Geol. 5, 471-482.JACKSON, J.A. & MCKENZIE, D.P. (1988): The relationship between plate motions and seismictensors and the rate of active deformation in the Mediterranean and Middle East. Geophys. J.93, 45-73.JACKSON, P. & SANDERSON, D.J.. (1992) Scaling of fault displacements from the Badajoz-Cordobashear zone, SW Spain. Tectonophysiscs, 210, 179-190.JOLIVET, L. (2001) A comparison of geodetic and finite strain patterns in the Aegean, geodynamicimplications. Earth Planet. Sci. Lett. 187, 20,161-20,178.199

∆ιδακτορική ∆ιατριβήKAHLE, H.G., COCARD, M., PETER, Y., GEIGER, A., REILINGER, R., BARKA, A., & VEIS, G. (2000)GPs-derivedstrain rate field within the boundary zones of the Eurasian, African and Arabianplates. J. Geophys. Res., 105, 23,353-23,370.KELLETAT, D., KOWALCZYK, G., SCHRODER, B. & WINTER, K.P. (1976): A synoptic view of theneotectonic development of the Peloponnesian coastal regions. Z. Dtsch. Geol. Ges. 127,447-465.KELLING, G., MALDONADO, A. & STANLEY, D.J (1979) Salt Tectonis and basement fractures: keycontrols of recent sediment distribution on the Balearic Rise, Western Mediterranean.Smithsonian Contributions to Marine Sciences, 3, Washington.KERAUDREN, B. & SOREL, D. (1987) The terraces of Corinth (Greece) – a detailed record of eustaticsea-level variations during the last 500 000 years. Mar. Geol., 77, 99-107.KING G.C.P., OUYANG, Z.X., PAPADIMITRIOU, P., DESCHAMPS, A., GAGNEPAIN. J., HOUSEMAN, G.,JACKSON, J.A., SOUFLERIS, C., VIRIEUX, J. (1985) The evolution of the Gulf of Corinth(Greece): an aftershock study of the 1981 earthquakes. Geophys. J. R. astr. Soc. 80, 677-693.KOUKOUVELAS, I. K., ASIMAKOPOULOS, M. & DOUTSOS, T. (1999) Fractal characteristics of activenormal faults: an example of the eastern Gulf of Corinth, Greece. Tectonophysics, 308,263-274.KOUKOUVELAS, I. K. & DOUTSOS, T. (1996) Implications of structural segmentation duringearthquakes: the 1995 Egion earthquake, Gulf of Corinth, Greece. J. Struct. Geol., 18, 13811388.KOUKOUVELAS, I.K., STAMATOPOULOS, L., KATSONOPOULOU, D. & PAVLIDES, S. (2001) Apalaeosmeismological and geoarchaeological investigation of the Eliki fault, Gulf of Corinth,Greece. J. Struct. Geol., 23, 531-543.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/lacustrinemargin: Alkyonides Gulf, E. Gulf of Corinth, Greece. Basin Res., 14, 25-41.LEEDER, M.R. & GAWTHORPE, R.L. (1987): Sedimentary models for extensional tilt-block/half-graben basins. In: Continental Extensional Tectonics (Ed. By M.P. Coward, J.F. Dewey& P.L. Hancock), Geol. Soc. London Spec. Publ., 28, 139-152.LEEDER, M.R., HARRIS, T. & KIRKBY, M.J. (1998) Sediment supply and climate change: implicationsfor basin stratigraphy. Basin Res., 10, 7-18.LEEDER, M.R. & JACKSON J.A. (1993) The interaction between normal faulting and drainage inactive extensional basins, with examples from the western United States and central Greece.Basin Res., 5, 79-102.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 Quaternarymarine shorelines. Geophys. Res. Lett., 30, 1611-1614.LEEDER, M.R., SEGER, M.J. & STARK, C.P. (1991) Sedimentation and tectonic geomorphologyadjacent to major active and inactive normal faults, southern Greece. J. Geol. Soc. London,148, 331-343.LE-PICHON, X. & ANGELIER, J. (1979) The Hellenic arc and trench system a key to the neotectonicevolution of the eastern Mediterranean area. Tectonophysics, 60, 1-42.200

ΒιβλιογραφίαLE-PICHON, X. & ANGELIER, J. (1981) The Aegean Sea. Phil. Trans. Roy. Soc. London, ser A300,357-372.LE-PICHON, X., CHAMOT-ROOKE, N., LALLEMANT, S., NOOMEN, R. & VEIS, G. (1995) Geodeticdetermination of the kinematics of central Greece with respect to Europe: Implications foreastern Mediterranean tectonics. J. Geophys. Res., 100, 12,675-12,690.LE-PICHON, X. (1982) Land-locked oceanic basins and continental collision: the EasternMediterranean as case example. In: Mountain Building Processes, (Ed. By K. Hsu),Academic Press. 202-211.LOWE, D.R. (1982) Sediment Gravity Flows II: Depositional Models with special Reference to thedeposits of High Density Turbidity Currents. J. Sedim. Petrol., 52, 279-297.ΛΥΚΟΥΣΗΣ, Β. (1990) Προδελταϊκες αποθέσεις. Σεισµική στρωµατογραφία – ιζηµατολογίαανάλυσηευστάθειας πρανών. ∆ιδακτορική ∆ιατριβή. Τµήµα Γεωλογίας, ΠανεπιστήµιοΠατρών.LYKOUSIS, V., SAKELLARIOU., ROUSSAKIS, G. (2003) Prodelta slope stability and associated coastalhazards in tectonically active margins: Gulf of Corinth (NE Mediterranean). In: SubmarineMass Movements and their Consequences (Ed. by J. Locat & J. Mienert), Kluwer AcademicPublishers, 433-440.ΛΥΜΠΕΡΗΣ, Ε., ΠΑΠΑΘΕΟ∆ΩΡΟΥ, Γ., ΧΑΣΙΩΤΗΣ, Θ. & ΦΕΡΕΝΤΙΝΟΣ, Γ. (1998): Υποθαλάσσιαρήγµατα στην ενεργή τεκτονική τάφρο του Κορινθιακού Κόλπου. Τέσσερα τυπικάπαραδείγµατα σύγχρονου τεκτονικού ελέγχου της µορφολογίας και των διεργασιώνιζηµατογένεσης κάτω από τη στάθµη της θάλασσας. Πρακτ.8 ου ∆ιεθν. Συνεδρίου ΕλληνικήςΓεωλογικής Eταιρίας τοµ. ΧΧΧΙΙ/2, 223-234.MAKRIS, J. (1976): A dynamic model of the Hellenic arc deduced from geophysical data.Tectonophysics 36, 339-346.MAKRIS, J. (1978): The crust and upper mantle of the Aegean region from deep seismic soundings.Tectonophysics. 46, 269-284.MAKROPOULOS K. & BURTON P. (1984) Greek tectonics and seismicity. Tectonophysics, 106, 275-304.MCCLAY, K.R., & ELLIS, P.G.(1987) Geometries of extensional fault systems developed in modelexperiments. Geology, 15, 341-344.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 dynamicsin 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. 30,109-182.MCKENZIE, D. (1978) Active tectonics of the Alpine-Himalayan belt: the Aegean Sea andsurrounding regions. Geophys. J. R.. astr. Soc., 55, 217-254.201

∆ιδακτορική ∆ιατριβήMCNEILL, L. & COLLIER, R. E. (2004) Uplift and slip rates of the eastern Eliki fault segment, Gulf ofCorinth, Greece, inferred from Holocene and Pleistocene terraces. J. Geol. Soc. London, 161,81-92.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 theoffshore western Gulf of Corinth, Greece: Implications for models of continental riftdeformation. Geology, 33, 241-244MEIJER P. T. & WORTEL M.J.R. (1997) Present-day dynamics of the Aegean region: A modelanalysis of the horizontal pattern of stress and deformation. Tectonics, 16, 879-895.MELIS, N.S., BROOKS, M. & PEARCE, R.G. (1989) A Microearthquake Study in the Gulf of PatrasRegion, Western Greece, and its Seismotectonic Interpretation. Geophys. J. R. Astr. Soc., 98,515-524.MERCIER, J.L., CAREY, E., PHILIP, H. & SOREL, D. (1977): La neotectonique plio-quaternaire del’arc egeen externe et de la mer Egee et ses relations avec la sismicite. Bull. Soc. geol. Fr. 18,159-176.MERCIER, J. L., (1981) Extensional-Compressional Tectonics Associated with the Aegean Arc:Comparison with the Andean Cordilleria of South Peru-North Bolivia, Phil. Trans. Roy. Soc.Lond., A300, 337-355.MITCHUM, R.M., VAIL, P.R. & SANGREE, J.B. (1977) Part Six: Stratigraphic interpretation of seismicreflection patterns in depositional sequences. In: Seismic Stratigraphy – Applications toHydrocarbon Exploration (Ed. by C. Payton). AAPG Memoir, 26, 117-134.MITCHUM, R.M., VAIL, P.R. & THOMPSON, S. (1977) Part II: The depositional sequence as a basicunit for stratigraphic analysis. In: Seismic Stratigraphy – Applications to HydrocarbonExploration (Ed. by C. Payton). AAPG Memoir, 26, 53-62.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 theMarion Dufrense’s long-piston coring. C.R. Geoscience, 336, 291-299.MOREWOOD, N. C. & ROBERTS G. P. (1997) Geometry, kinematics and rates of deformation in anormal fault segment boundary, central Greece. Geophys. Res. Lett., 24, 3081-3084.MOREWOOD, N. C. & ROBERTS G. P. (1999) Lateral propagation of the surface trace of the SouthAlkyonides normal fault segment, central Greece: its impact on models of fault growth anddisplacement-length relationships. J. Struc. Geol. 21, 635-652.MOREWOOD, N.C. & ROBERTS G. P. 2001. Comparison of surface slip and focal mechanism dataalong normal faults: an example from the eastern Gulf of Corinth. Journal of StructuralGeology, 23, 473-488.MORTON R.A. (1991) Response to Holocene depositional systems tracts to sediment influx, northernGulf of Mexico. Proceedings of the 12 th Annual Research Conference, Gulf Coast Section,SEPM Foundation, 149-159.MOUYARIS, N., PAPASTAMATIOU, D. & VITA-FINZI, C. (1992) The Helice Fault? Terra Nova, 4,124-129.202

ΒιβλιογραφίαMUTTI, E. (1979) Turbidities et cones sous-margins profonds. In: Sedimentation Detritique(Fluviatile, littorale et marine) (Ed by P. Homewood). Inst. Geol. Universite de Fribourg,353-419.MUTTI, E. & NORMACK, W.R. (1987) Comparing examples of modern and ancient turbidite systems:Problems and concepts. In: Marine Clastic Sedimentology (Ed by J.K. Leggett & G.G.Zuffa). Graham & Trotman, 1-38.MYRIANTHIS, M.L. (1985) Graben formation and associated seismicity in the Gulf of Korinth(Central Greece), In: The geological evolution of the eastern Mediterranean. (Ed. by J.E.Dixon, A.H.F. Robertson) Geol. Soc.of London Special Publication, 17, 701-706.NARDIN, T.R. (1983) Late Quaternary depositional systems and sea level change, Santa Monica andSan Pedro basins, California Continental Borderland. AAPG bulletin, 67, 1104-1124.NARDIN, T.R., HEIN., F.J., GORSLINE, D.S. & EDWARDS, B.D. (1979) A review of mass movementprocesses, sediment and acoustical characteristics and contrasts in slope and base of slopesystems versus canyon fed basin floor systems. In: Geology of Continental Slopes (Ed. byL.J. Doyle, & O.H. Pilkey). SEMP. Spec. Publ., 27, 61-73.NELSON, H.C. & MALDONADO, A., (1988) Factors controlling depositional patterns of Ebro trubiditesystems, Mediterranean Sea. Am. Assoc. Petrol. Geol., 72, 698-716.NELSON, H.C. & MALDONADO, A., BARBER, J.H. & ALONSO, B. (1991) Modern sand-rich and mudrich siliciclastic aprons: alternative base-of-slope turbidite systems to submarine fans. In:Seismic facies and sedimentary processes of submarine fans and turbidite systems. (Ed. by P.Weimer & M.H. Link). Springer-Verlag, New York.NEMEC., W. (1999) Quantitative analysis of geological data. Lecture Notes, Geologisk Institutt,Universitet I Bergen.NΙΚΑΣ, Κ. (2003) Υδρογεωλογικές συνθήκες ΒΑ τµήµατος νοµού Αχαϊας. ∆ιδακτορική ∆ιατριβή,Τµήµα Γεωλογίας, Πανεπιστήµιο Πατρών.NØTTVEDT, A., GABRIELSEN, R.H. & STEEL, R.J. (1995) Tectonostratigraphic and sedimentaryarchitecture of rift basins, with reference to the northern North Sea. Mar. Petrol. Geol., 12,881-901.O’CONNEL, S., RYAN W.B.F. & NORMARK, W.R. (1987) Modes of development of slope canyons andtheir relation to channel and levee features on the Ebro sediment apron, off-shorenortheastern Spain. Mar. Petrol. Geol., 4, 308-319.ORI, G.G. (1989) Geological history of the extensional basin of the Gulf of Corinth (?MiocenePleistocene), Greece. Geology, 17, 918-921.PAPADOPOULOS G. A. (2000) Historical earthquakes and tsunamis in the Corinth rift, centralGreece, publ. No. 12, National Observatory of Athens, Institute of Geodynamics.PAPAGEORGIOU, S., ARNOLD M., LABOREL, J. & STIROS, S. (1993) Seismic uplift of the harbour ofancient Aigeira, Central Greece. Int. J. Nautical Archaeol., 22, 275-281.PAPATHEODOROU, G. & FERENTINOS, G. (1993) Sedimentation processes and basin-fillingdepositional architecture in an active asymmetric graben: Strava graben, Gulf of Corinth,Greece. Basin Res., 5, 235-253.203

∆ιδακτορική ∆ιατριβήPAPATHEODOROU, G. & FERENTINOS, G. (1995) Marine environmental study of bauxite tailings inthe Gulf of Corinth: Bathymetry-Morphology-Geology. Technical Report No 24, Laboratoryof Marine Geology & Physical Oceanography, Dept. of Geology, University of Patras.PAPATHEODOROU, G. & FERENTINOS, G. (1997) Submarine and coastal sediment failure triggered bythe 1995, Ms=6.1 R Aegion earthquake, Gulf of Corinth, Greece. Mar. Geol., 137, 287-304.ΠΑΠΑΘΕΟ∆ΩΡΟΥ, Γ., (1990): ∆ιεργασίες σύγχρονης ιζηµατογένεσης στον Κορινθιακό κόλπο.∆ιδακτορική ∆ιατριβή. Τµήµα Γεωλογίας, Πανεπιστήµιο Πατρών.PAPATHEODOROU, G., STEFATOS, A., CHRISTODOULOU, D. & FERENTINOS, G. (2003) Small scalepresent 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., 459-468.ΠΑΠΑΝΙΚΟΛΑΟΥ, ∆., ΧΡΟΝΗΣ, Γ., ΛΥΚΟΥΣΗΣ, ∆., ΣΑΚΕΛΛΑΡΙΟΥ, ∆., ΠΑΠΟΥΛΙΑ, Ι. (1997):Νεοτεκτονική δοµή του ∆. Κορινθιακού κόλπου και γεωδυναµικά φαινόµενα του σεισµούτου Αιγίου. Πρακτικά 5ου Πανελλήνιου Συµποσίου Ωκεανογραφίας & Αλιείας, 1997, Τόµος I,415-418.PAPAZACHOS, B.C. & COMNINAKIS, P.E. (1971): Geophysical and tectonic features of the Aegeanarc. J. geophys. Res. 76, 8517-8533.PAPAZACHOS, B.C. (1976) Seismic activity along the Saronikos Corinth/Patras Gulf. Mon. Bull.Seismol. Inst. Nat. Obs., pp. 35-42, Athens.ΠΑΠΑΖΑΧΟΣ, B. & ΠΑΠΑΖΑΧΟΥ, Κ (1989) Οι σεισµόι της Ελλάδας. Εκδ. Ζήτη, Θεσσαλονίκη.PAPAZACHOS, B. & PAPAZACHOU C. (1997) Earthquakes in Greece, Ekdoseis Ziti, Thessaloniki.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., 115-116, 139-154.PERISSORATIS, C., MITROPOULOS, D. & ANGELOPOULOS, J. (1984) The role of earthquakes ininducing sediments mass movements in the eastern Corinthiakos Gulf: An example from theFebruary 24-March 4, 1981 activity. Mar. Geol., 55, 35-45.PERISSORATIS, C., PIPER, D.J.W. & LYKOUSIS V. (2000) Alternating marine and lacustrinesedimentation during late Quaternary in the Gulf of Corinth rift basin, central Greece. Mar.Geol., 167, 391-411.PIPER, D.J.W. & PANAGOS, A.G. (1979) Surficial sediments of the Gulf of Patras. Thalassographica,3, 5-20.PIRAZZOLI, P. A., STIROS, S. C., ARNOLD, M., LABOREL, J., LABOREL-DERGUEN, F. &PAPAGEORGIOU, S. (1994) Episodic uplift deduced from Holocene shorelines in thePerachora Peninsula, Corinth area, Greece. Tectonophysics, 229, 201-209.POSAMENTIER, H.W. & VAIL, P.R. (1988) Eustatic controlls on clastic deposition II – Sequence andsystem tract models. In: Sea-level changes: an integrated approach (Ed. by C.K. Wiglus,B.S. Hastings, C.G.St.C kendall, H.W. Posamentier, C.A. Ross, J.C.Van Wagoner). SEMPSpec. Publ., 42, 125-154.POULIMENOS, ALBERS, G. & DOUTSOS, T. (1989) Neotectonic evolution of the central section of theCorinth graben. Z. dt. Geol. Ges., 140, 173-182.204

ΒιβλιογραφίαPOULIMENOS G., ZELILIDIS, A., KONTOPOULOS, N. & DOUTSOS T. (1993) Geometry of trapezoidalfan deltas and their relationship to extensional faulting along the south-western activemargins of the Corinth rift, Greece. Basin Res. 5, 179-192.POULIMENOS G. (2000) Scaling properties of normal fault populations in the western Corinth Graben,Greece: implications for fault growth in large strain settings. J. Struct. Geol., 22, 307-322.PRIOR., D.B. & BRONHOLD, B.D. (1989) Submarine sedimentation on a developing Holocene fandelta: Sedimentology, 36, 1053-1076.PROSSER S. (1993) Rift-related linked depositional systems and their seismic expression. In:Tectonics and seismic sequence stratigraphy (Ed. by G.D. Williams, A. Dobb). Geol. Soc.Spec. Publ., 71, 35-66.RANVÅS, R. & STEEL, R.J. (1997) Contrasting styles of Late Jurassic syn-rift turbidite sedimentation:a comparative study of the Magnus and Oseberg areas, northern North Sea. Mar. Petrol.Geol., 14, 417-449.READING, H.G. (1991) The classification of deep-sea depositional systems by sediment calibre andfeeder system. Journal of the Geological Society, 148, 427-430.READING, H.G. & ORTON, G.J. (1991) Sediment calibre: a control on facies models with specialreference to deep sea depositional systems. In: Controversies in Modern Geology (Ed. byD.W. Muller, J.A. McKenzie & H. Weissert). Academic Press, 85-111.READING, H.G. & RICHARDS, M. (1994) Turbidite systems in deep-water basin margins classified bygrain size and feeder system. AAPG Bulletin, 78, 792-822.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 crustalmovements in the Arabian-Africa-Eurasia plate collision zone. J. Geophys. Res., 102, 9,983- 9,999.REUTHER, C., BEN-AVRAHAM, Z. & GRASSON, M. (1993) Origin and role of major strike-sliptransfers during plate collision in the Central Mediterranean. Terra Nova, 5, 249-257.RICHARDS, A., BOWMAN, M. & READING, H. (1998) Submarine-fan systmes I: characterization andstratigraphic prediction. Marine and Petroleum Geology, 15, 689-717.RICHTER, D.K., HERFORTH, A. & OTT, E. (1979) Pleistozane, brackische Blaugrunalgenriffe mitRivularia haematites auf der perachorahalbinsel bei Korinth (Griechenland). Neues Jahrb.Geol. Palaeontol. Abh., 159, 14 40.RIETBROCK, A., TIBERI, C., SCHERBAUM, F. & LYON-CAEN, H. (1996) Seismic slip on a low anglenormal fault in the Gulf of Corinth: Evidence from high-resolution cluster analysis ofmicroearthquakes. Geophys. Res. Lett. 23, 1817-1820.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 theGulf of Corinth (Greece): implications for large-scale normal faulting mechanisms, Geophys.J. Int., 126, 663-688.ROBERTS, G. P. (1996) Variation in fault-slip directions along active normal faults. J. Struct. Geol.,18, 835-845.205

∆ιδακτορική ∆ιατριβήROBERTS, S. & JACKSON, J. (1991) Active normal faulting in central Greece: an overview. In: TheGeometry of Normal Faults (Ed. by A.M., Roberts, G., Yielding, B., Freeman), Spec. Publ.Geol. Soc. of London, 56, 125-142.ROBERTS, G., GAWTHORPE, R. & STEWART, I. (1993): Surface faulting within active normal faultzones: examples from the Gulf of Corinth fault system, Central Greece. Z. Geomorph. N.F.94, 303-328.ROBERTS, G. P. & KOUKOUVELAS, I. (1996) Structural and seismological segmentation of the Gulf ofCorinth fault system: implications for models of fault growth. Annali di Geofisica, XXXIX,619-646.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 theLake 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, 29-43.ROSENDAHL, B. R. (1987) Architecture of continental rifts with special reference to east AfricaAnnual Review of Earth & Planetary Sciences, 15, 445-503.SACHPAZI, M., CLEMENT, C., LAIGLE, M., HIRN, A., ROUSOS, N. (2003) Rift structure, evolution andearthquakes in the Gulf of Corinth, from reflection seismic images. Earth Planet. Sci. Lett.,216, 243-257.SAKELLARIOU, D. LYKOUSIS, V. & PAPANIKOLAOU, D. (1998) Neotectonic structure and evolution ofthe Gulf of Alkyonides, Central Greece. Bulletin of the Geological Society of Greece 32,241-250.SANGREE, J.B. & WILDMIER, J.M. (1977) Seismic interpretation of clastic depositional facies. In:Seismic Stratigraphy – Applications to Hydrocarbon Exploration (Ed. by C. Payton). AAPGMemoir, 26, 165-184.SAVOYE, B., PIPER, D. & DROZ, L. (1993) Plio-Pleistocene evolution of the Var deep-sea fan off theFrench Riviera. Mar. Petrol. Geol., 10, 550-571.SCHLISCHE, R.W. (1991) Half-graben basin filling models: New constraints on continentalextensional basin development. Basin Res., 3, 123-141.SCHMIDT, J. (1879) Studien uber Erdbeben, Leipzig 68 83.SCHOLZ, C. A., & FINNEY, B. P. (1994) Late Quaternary sequence stratigraphy of Lake Malawi(Nyasa), Africa. Geol. Soc. Spec. Publ., 41, 163-179.SCHOLZ, C. A. (1995a) Deltas of the Lake Malawi Rift, East Africa: Seismic expression andexploration implications. Am. Ass. Petrol. Geol. Bull., 79, 1679-1697.SCHOLZ, C. A. (1995) Seismic stratigraphy of an accommodation-zone margin rift-lake delta, LakeMalawi, Africa. In: Hydrocarbon Habitat in Rift Basins. (Ed. by J. J. Lambiase) Geol. Soc.Spec. Publ., 80, 183-195.SCHOLZ, C. A., MOORE, T.C., HUTCHINSON, D.R., GOLMSHTOK, A.J., KLITGORD, K.D. &KUROTCHKIN, A.G. (1998) Comparative sequence stratigraphy of low-latitude versus highlatitude lacustrine rift basins: seismic data examples from the East African and Baikal rifts.SHANMUGAM, G. & MOIOLA R.J. (1988) Submarine fans: characteristics, models, classification, andreservoir implications. Earth Science Reviews, 24, 383-428.206

ΒιβλιογραφίαSHARP I. R., GAWTHORPE R. L., UNDERHILL J. R., & GUPTA S. (2000) Fault-propagation folding inextensional settings: Examples of structural style and synrift sedimentary response from theSuez rift, Sinai, Egypt. Geological Society of America Bulletin 112(12), 1877-1899.SEBRIER, M. (1977): Tectonique Recente d’une treversale a l’Arc Egeen. PhD thesis. Universite deParis. XI, 76.SEGER, M. & ALEXANDER, J. (1993) Distribution of Plio-Pleistocene and modern coarse graineddeltas south of the Gulf of Corinth, Greece. Spec. Publs. Int. Ass. Sediment., 20, 37-48.SHERIFF R.E. & GELDART, P. (1999) Exploration Seismology 2d ed. Cambridge University Press,Cambridge, UK.SOREGHAN, M.J., SCHOLZ, C.A. & WELLS, J.T. (1999) Coarse-grained, deep-water sedimentationalong a border fault margin of Lake Malawi, Africa: seismic stratigraphic analysis. J. Sedim.Res., 69, 832-846.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, 146,41-56.SOTER, S. & KATSONOPOULOU D. (1999) Occupation horizons found in the search for the ancientGreek city of Helike. Geoarchaeology, 14, 531-563.STEFATOS, A., PAPATHEODOROU, G., FERENTINOS, G., LEEDER., M. & COLLIER, R. (2002) Seismicreflection imaging of active offshore faults in the Gulf of Corinth: their seismotectonicsignificance. Basin Res. 14, 487-502.STEWART, I. (1996) Holocene uplift and paleoseismicity on the Eliki faul, Western Gulf of Corinth,Greece. Annali di Geofisica, XXXIX, 575-588.STEWART, I. & VITA-FINZI, C. (1996) Coastal uplift on active normal faults: the Eliki fault, Greece.Geophys. Res. Letters, 23, 1853-1856.STIROS, S. C., ARNOLD, M., PIRAZZOLI, P.A., LABOREL, J., LABOREL, F. & PAPAGEORGIOU, S.(1992) Historical coseismic uplifton Euboea Island Greece. Earth Planet. Sci. Lett., 108,109-117.STIROS, S. & PIRAZZOLI, P.A. (1998) Late Quaternary coastal changes in the Corinth Gulf, Greece.Joint Meeting on Rapid Coastal changes in the Late Quaternary, UNESCO-IUES-IGCP-367.STOLT, R.H. (1978) Migration by Fourier transform. Geophysics, 43, 23-48.STOW, D.A.V. & MAYALL, M. (2000) Deep-water sedimentary systems: new models for the 21 stcentury. Mar. Petrol. Geol., 17, 125-135.STUART, C.J. & CAUGHEY, C.A. (1977) Seismic facies and sedimentology of terrigenous pleistocenedeposits in northwest and central Gulf of Mexico. In: Seismic Stratigraphy – Applications toHydrocarbon Exploration (Ed. by C. Payton). AAPG Memoir, 26, 249-276.TAYLOR, B., GOODLIFE, A., MARTINEZ, F. & HEY, R. (1995) Continental rifting and initial sea-floorspreading in the Woodlark basin. Nature, 374, 534-537.TAYMAZ, T., JACKSON, J. & MCKENZIE, D. (1991) Active tectonics of the north and central AegeanSea. Geophys. J. Int., 106, 433-490.THORNE, J.A. & SWIFT, D.J.P. (1991) Sedimentation on continental margins, VI: a regime model fordepositional sequences, their component system tracts, and bounding surfaces. In: Shelf sand207

∆ιδακτορική ∆ιατριβήand sandstone bodies (Ed. D.J.P. Swift, G.E. Oertel, R.W. Tillman & J.A. Thorne). IAS Spec.Publ., 14, 189-255.TIBERI, C., LYON-CAEN H., HATZFELD, D., ACHAUER, U., KARAGIANNI, E., KIRATZI., A., LOUVARI,E., PANAGIOTOPOULOS, D., KASSARAS, I., KAVIRIS G., MARKOPOULOS, K. &PAPADIMITRIOU, P. (2000) Crustal and upper mantle structure beneath the Corinth rift(Greece) from a teleseismic tomography study. J. Geophys. Res., 105, 28,159-28,171.TIBERI, C., DIAMENT, M., LYON-CAEN, H. & KING, T. (2001) Moho topography beneath the CorinthRift area (Greece) from inversion of gravity data. Geophys. J. Int., 145, 797-808.TSELENTIS, G-A, MELIS, N.S., SOKOS, E. & PAPATSIMPA, K. (1996) The Egion June 15, 1995 (6.2M L ) earthquake, Western Greece. Pageoph., 147, 83-98.TSELENTIS, G-A. & MAKROPOULOS, K. (1986) Rates of crustal deformation in the Gulf of Corinth(Central Greece) as determined from seismicity. Tectonophysics, 124, 55-66.VAIL, P.R. & MITCHUM R.M. (1977) Part One: Overview. In: Seismic Stratigraphy – Applications toHydrocarbon Exploration (Ed. by C. Payton). AAPG Memoir, 26, 51-52.VAN WAGONE, J.C, POSAMENTIER, H.W., MITCHUM, R.M., VAIL, P.R., SARG, J.F., LOUTIT, T.S. &HARDENBOL, J. (1988) An overview of the fundamentals of sequence stratigraphy and keydefinitions. In: Sea-level changes: an integrated approach (Ed. by C.K. Wiglus, B.S.Hastings, C.G.St.C kendall, H.W. Posamentier, C.A. Ross, J.C.Van Wagoner). SEMP Spec.Publ., 42, 125-154.VARNAVAS, S., FERENTINOS, G. & COLLINS, M.B. (1986): Dispersion of bauxitic red-mud in theGulf of Corinth, Greece. Mar. Geol., 70: 211-222.VITA-FINZI, C. & KING, G.C.P. (1985) The seismicity, geomorphology and structural evolution of theCorinth area of Greece. Phil. Trans. R. Soc. Lond., 314, 379-407.WESTAWAY R. (2002) The Quaternary evolution of the Gulf of Corinth, central Greece: couplingbetween surface processes and flow in the lower continental crust. Tectonophysics, 348, 269-318.WHITE, D.A.. (1980) Assessing oil and gas plays in facies-cycles wedges. AAPG Bulletin, 64, 11581178.YILMAZ, O. (1987) Seismic Data Processing, Society of Exploration Geophysicists, Tulsa USA.YOUNG M. J., GAWTHORPE R. L., & SHARP I. R. (2000) Sedimentology and sequence stratigraphy ofa transfer zone coarse-grained delta, Miocene Suez Rift, Egypt. Sedimentology 47, 10811104.ZELILIDIS, A. & KONTOPOULOS, N. (1996) Significance of fan deltas without toe-sets within rift andpiggy-back basins: examples from the Corinth graben and the Mesohellenic trough, CentralGreece. Sedimentology, 43, 253-262.ZELILIDIS, A. (2000) Drainage evolution in a rifted basin, Corinth graben, Greece. Geomorphology,43, 253-262.ZELILIDIS, A. (2003) The geometry of fan-deltas and related turbidites in narrow linear basins. Geol.Journal, 38, 31-46.208

AbstractThe seismic reflection surveys over one of the most active and rapidly extending regions in the world, theGulf of Corinth, have revealed that the gulf is a complex asymmetric graben whose geometry variessignificantly along its length. A total of 104 offshore faults were recognized on the seismic sections and adetailed map of the offshore faults has been produced. The offshore fault map of the Gulf of Corinth,shows that a major fault system of nine distinct faults limits the basin to the south. The northern Gulfappears to be undergoing regional subsidence and is affected by an antithetic major fault systemconsisting of ten faults. All these major faults have been active during the Quaternary. Uplifted coastlinesalong their footwalls, growth fault patterns and thickening of sediment strata toward the fault planesindicate that some of these offshore faults on both sides of the graben are active up to present.Our data ground-truth recent models and provides actual observations of the distribution of variabledeformation rates in the Gulf of Corinth. Furthermore they suggest that the offshore faults should be takeninto consideration in explaining the high extension rates and the uplift scenarios of the northernPeloponnesos coast. The observed coastal uplift appears to be the result of the cumulative effect ofdeformation accommodated by more than one fault and therefore, average uplift rates deduced fromraised fossil shorelines, should be treated with caution when used to infer individual fault slip rates.Multi-channel seismic reflection data, over the western part of the Gulf of Corinth, image the wholesediment package and the alpine basement. The thickness of the sediments in the west Gulf of Corinthranges between 1000 ms and 1386 ms, increasing towards the east. The deep seismic sections image agreat number of faults most of which sole against the basement reflection. The vast majority ofintrabasinal faults do not cut throw the surface sediments. These faults terminate at the base of a 200 msthick surface sediment layer and therefore they are very difficult to recognize in the high resolution singlechannel seismic sections.The multi channel seismic sections in the west Gulf of Corinth verify a polarity shift of the graben’sasymmetry to the north. A major south dipping fault running along the axis of the basin, displaces boththe whole sediment pile and the alpine basement showing a total throw of 580 ms. Further north, alongthe north slope, a tectonic horst displaces the alpine basement. This evidence suggest that at least onesouth dipping major fault should be included in the models trying to explain the proposed highdeformation rates deduced from GPS surveys.The compilation of the very high resolution seismic reflection profiles collected over the last twodecades in the western Gulf of Corinth; provides insights to the sedimentary processes of the fastestspreading sector of the Corinth rift. At best these seismic profiles image the uppermost 400 meters of the

PhD thesisAristofanis Stefatossedimentary column, which, considering the minimum and maximum proposed sedimentation ratescorresponds to the last 200 ka of the rifts evolution.Seismic profiles reveal a total of 29 north and south dipping faults. These faults produce seafloorescarpments, with heights ranging between 100 m and 400 m. Strata thickening towards the fault planessuggest syn-sedimentary fault activity while in some cases absence of specific correlative reflections fromthe hangingwall block, suggest finite displacement that exceeds 480 m. Average fault orientation suggestsan E-W trending structural grain with some NW-SE faults.Faults located close to the Gulf’s margin constitute the major basin bounding structures thatproduce accommodation space for the synrift sedimentation. Along the south margin these faults exhibit aright stepping configuration, which is also reflected on the coastline’s shape. In-between successivebounding faults well developed transfer zones are formed. These relay ramps constitute extensive gentlydipping slopes that control drainage through river course diversion. Offshore sedimentation in front of therelay ramps builds thick strike-elongated base of slope aprons. The base of slope apron consists of asuccession of sand and mud turbidites. Well-developed U-shape channels run through the apron surface.These channels are considerably wide and deep (up to 650 m wide and 100 m deep) showing a more orless stabilized subaqueous drainage network.A basin axis parallel fault in the middle of the basin cuts through the surface sediments andseparates basin deposits into a south and a north sector. A 10.7 km long, 210 - 910 m wide and 40 – 60 mdeep trubidite channel is nested along the fault trace of this intrabasinal fault. This axial channel isintersected by the lateral channel network that drains the adjacent south slope, serving as the terminalconduit fro the subaqueous drainage network. This pattern produces a highly effective transport networkthat allows for the coarse grained sediments to reach the deepest part of the Gulf of Corinth.Hangingwall sediments along both the north and the south margin exhibit progressive stratathickening towards the faults that define the basin plain - slope contact. Tilted sediment layers occupyingthe hangingwalls show an increase of tilt angles with depth, suggesting listric geometry for these faults.Along the south margin this sediment tilt is even more evident and appears to exert a control on thegravitational sediment mass movement deposition.Along the north margin, a tectonic horst running along the shelf-edge produces a structural barrierthat traps land-derived clastic sediments within the shelf zone. The north-dipping fault of this horst acts asthe master fault for the Eratini sub-basin, a secondary half-graben structure that hosts a 262 ms thicksediment pile.This study demonstrates that the western Gulf of Corinth is a pre-dominantly tectonically controlleddepositional system with unstable boundaries. Minor to meso-scale drainage systems enter the Gulf alongthe fault controlled basin margins, providing the basin with a significant clastic sediment load. Theseismic facies analysis resulted in the identification of five different depositional systems along the baseof slope and the basin plain. Base of slope fans, a base of slope delta-fed apron, a major turbidite channel210

PhD theisAristofanis Stefatosrunning along the axis of the basin plain, typical basin plain deposits, moat graben deposits adjacent to amajor fault and an area dominated by high energy shallow channels and chutes, constitute thesedimentation pattern of the Western Gulf of Corinth.The interplay between the river courses and active faulting controls sediment availability along thebasin margins. Dependent on the availability of allocthonous sediments and the prevailing sedimentaryprocesses on the seafloor, the southern basin margin has been separated into a series of constructional anddestructional type depositional systems.Active tectonic deformation along the basin margins and within the basin floor provides thenecessary metastable conditions and the high energy potential for coarse grained sediment transport tohigh water depths. Furthermore active faulting exerts the primary control on both sediment transportpathways and the respective facies distribution pattern. This active sedimentation pattern offers anexcellent opportunity to test the applicability of deep water sediment deposition systems. Indeed, theclassification models proposed by Reading & Richards, 1994 and Richards et al., 1998, were tested in thewestern Gulf of Corinth. The models were proven quite consistent to the observations although our datashow that actual sediment deposition systems are much more complicated.Seismic reflection profiling is a vital tool in assessing basin-formation and structural architectures.The seismic reflection surveys in the Gulf of Corinth demonstrate the effectiveness and importance of themethods in answering vital questions concerning the structure of the submerged sector of the Corinth rift.Seismic facies analysis combined with the application of sediment depositional system analysis offer ahighly efficient and rapid technique for the delineation, characterization and prediction of the establishedsedimentation processes and their deposits. The results of this study would refine the existing tectonosedimentaryfacies prediction models, which are broadly utilized in the oil industry.211

PhD thesisAristofanis Stefatos212

Παράρτηµα ΙΕρευνητικό ΠλοίοΤο ωκεανογραφικό ερευνητικό σκάφος R/V Maurice Ewing (εικ. Ι.1) ανήκει στο Εθνικό Ίδρυµα Ερευνώντων ΗΠΑ και τελεί υπό τη διαχείριση του Lamont-Doherty Earth Observatory, του πανεπιστηµίου τηςΚολούµπια.Το πλοίο έχει µήκος 70,2 µέτρα, µεικτής χωρητικότητα 1978 κόρων και είναι ταξινοµηµένο ως Α-1Βαλτικού Πάγου Κλάσης ΙΑ, από το Αµερικανικό Νηογνώµονα. Το πλοίο είναι πιστοποιηµένο ναµεταφέρει προσωπικό 50 ατόµων, εκ΄ των οποίων τα 22 αποτελούν το πλήρωµα του σκάφους και τα 28επιστηµονικό προσωπικό. Το πλοίο εκτελεί µε ταχύτητα πλεύσης 11 κόµβων και έχει αυτονοµία 60ηµερών.Εικ. Ι.1: Τοωκεανογραφικό ερευνητικόπλοίο R/V Maurice Ewingκατά την άφιξή του καιελλιµενισµό στο λιµάνι τωνΠατρών στις 22 Ιουλίου2001.Fig. I.1: Theoceanographic researchvessel (R/V) MauriceEwing during its arrivaland anchorage in Patrasport at July 22 nd , 2001.

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΝαυπηγηµένο το 1983, το πλοίο αρχικά κατασκευάστηκε για την εκτέλεση σεισµικής γεωφυσικήςέρευνας για την πετρελαϊκή βιοµηχανία. Το 1989 το σκάφος αγοράστηκε και µεταποιήθηκε σε έναγενικών καθηκόντων ωκεανογραφικό ερευνητικό σκάφος.Το R/V Maurice Ewing έχει εκτελέσει ερευνητικές εργασίες από την Ανταρκτική έως τον Αρκτικόωκεανό σε όλες σχεδόν τις θάλασσες και τους ωκεανούς. Χάρη στον ιδιαίτερο γεωφυσικό εξοπλισµό του,το σκάφος θεωρείται µοναδικό ανάµεσα στα ακαδηµαϊκά ερευνητικά σκάφη. Εκτός άλλων στογεωφυσικό (σεισµικό) εξοπλισµό τους σκάφους περιλαµβάνονται ένα σύστηµα Syntrak 480-24καταγραφής σεισµικών δεδοµένων, διάταξη υδροφώνων συνολικού µήκους 6 χιλιοµέτρων και 20πιστόνια αέρα (air-guns) των 2000 psi, συνολικής χωρητικότητας 8500 in 3 .Τα ιδιαίτερα χαρακτηριστικά του ωκεανογραφικού ερευνητικού σκάφους R/V Maurice Ewingκαθώς και τα κύρια χαρακτηριστικά του γεωφυσικού εξοπλισµού που χρησιµοποιήθηκε κατά τωνερευνητικό πλόα στο Κορινθιακό κόλπο το 2001, παρουσιάζονται στους πίνακες Ι.1, έως Ι.6 πουακολουθούν.Πίνακας Ι.1: ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΕΡΕΥΝΗΤΙΚΟΥ ΣΚΑΦΟΥΣ (R/V MAURICE EWING)Έτος κατασκευής: 1983Ταχύτητα Πλεύσης: 10-11 knotsΜήκος: (LOA) 70.20 m (239')Μέγιστη Ταχύτητα: 13.5 knotsΠλάτος: (Μέγιστο) 14.10 m (46'3")Ταχύτητα Εργασιών: 0-11 knotsΒύθισµα DRAFT: (MAX.) 5.3 m (17'3") Αυτονοµία: 50 ηµερώνΧωρητικότητας: 1978 (κ.ο.χ.)Εµβέλεια: 15,000 Ναυτικά µίλιαΕπιστηµονικό Προσωπικό: 28 Πλήρωµα: 22Εργαστηριακοί χώροι: 281 m 2 Επιστηµ/κοί αποθηκευτικοί χώροι: 464,5 m 2Πίνακας Ι.2: ΕΞΟΠΛΙΣΜΟΣ-ΒΟΗΘΗΜΑΤΑ ΝΑΥΣΙΠΛΟΪΑΣ (σε γέφυρα και επιστηµονικό εργαστήριο)2 – Γυροσκοπικές πυξίδες Sperry Mk37 (stepper and syncro outputs),1- ∆έκτης JRC Inmarsat µε δυνατότητα αποστολής Fax & e-mail,1 – Σύστηµα Inmarsat Std C - Thrane & Thrane T13020A,1 – ∆έκτης GPS Ashtech 3DF,1 – Σύστηµα προσδιορισµού διεύθυνσης Simrad Taiyu ADDG TDL 1620,1 –Σύστηµα υπολογισµού-καταγραφής ταχύτητας πλεύσης και ρευµάτων Furuno CI-30 (3 axis – Doppler),1 – Radar (10 cm) Furuno FR20305,1 – Radar (3 cm) Sperry Mark 340, 3 cm µε σύστηµα αποφυγής σύγκρουσης,1 — ∆έκτης GPS Tasmon Pcode,1 – ∆έκτης ∆ιαφορικού GPS - Trimble 200D DGPS Receiver1 – Ηχοβολιστής µονής δέσµης - Furuno FGG80 Echosounder214

Παράρτηµα ΙΠίνακας Ι.2 (συνέχεια):1 – Καταγραφικό σύστηµα ηχοβολιστή - Furuno FCU66 8" Echosounder recorder1 — Σύστηµα προβολής πληροφοριών ναυσιπλοΐας: InStar Navigation DisplayΠίνακας Ι.3: ΟΡΓΑΝΑ ΒΥΘΟΜΕΤΡΙΑΣ (στενής-µονής δέσµης)1 – Ηχοβολιστής των 12 kHz EDO µόνιµα προσαρτηµένος στη γάστρα του πλοίου. (Hull mounted transducer),2 – ∆ιάταξη ποµποεδκτών τοµογράφου πυθµένα των 3.5 kHz µόνιµα προσαρτηµένος στη γάστρα του πλοίου (Hullmounted transducer arrays),4 – Καταγραφική µονάδα EPC 9800 Flat Bed Recorders.Πίνακας Ι.4: ΒΑΡΥΤΟΜΕΤΡΙΚΑ ΟΡΓΑΝΑ1 – Βαρυτόµετρο BELL BGM-3 µε γυροσκοπική πλατφόρµα σταθεροποίησης (gyro-stabilized platform).Πίνακας Ι.5: ΗΧΟΒΟΛΙΣΤΗΣ ΠΟΛΛΑΠΛΗΣ ∆ΕΣΜΗΣ:1 – Πολυδεσµικός ηχοβολιστής τύπου Atlas Elektroniks Hydrosweep DS (multi-beam bathymetric mapping system)2 – Σχεδιογράφος - εκτυπωτής πραγµατικού χρόνου Calcomp 965 Flat bed multi-pen plotters1 — Σχεδιογράφος HP755C PlotterΠίνακας Ι.6: ΠΟΛΥ-ΚΑΝΑΛΟ ΣΥΣΤΗΜΑ ΣΕΙΣΜΙΚΗΣ ΑΝΑΚΛΑΣΗΣ (MCS):1 — Ψηφιακό σύστηµα καταγραφής σεισµικών δεδοµένων Syntron Syntrak 480-24. Περιλαµβάνει σύστηµαπρόγνωσης χρόνου πυροδότησης πιστονιών, προβολή βάθους υδροφώνων, έλεγχο συστοιχία υδροφώνων ανά τοµέα,κονσόλα χειριστού, πίνακες δοκιµών, και περιφερειακούς υπολογιστές ελέγχου,4 — Συσκευές καταγραφής ανεπεξέργαστων ψηφιακών δεδοµένων Phillips TD 3610 3490-format tape drives,1 — Σχεδιογράφος θερµικού τύπου Atlantek 24" Thermal plotter for monitor records,1 – Σύστηµα πλοήγησης και καταγραφής στοιχείων ναυσιπλοΐας Spectra (integrated navigation/logging system),1 – Συρόµενη ψηφιακή συστοιχία υδροφώνων Syntron σε διάταξη 240 ή 480 καναλιών και µήκους 6km,11 — Ρυθµιστές βάθους πλεύσης υδροφώνων I/O "Digicourse" 5010 streamer depth controllers ["birds"]11 – Ρυθµιστές βάθους πλεύσης υδροφώνων I/O "Digicourse" 5011 µε πυξίδα,1 – Σύστηµα ελέγχου ρυθµιστών βάθους πλεύσης (Digicourse depth control device controller)2 – Μετακινούµενες και αποσπώµενες µπούµες ρυµούλκησης (12 m) για εξάρτηση και ανάπτυξη σεισµικών πηγών.23 – Πιστόνια αέρα πνευµατικού τύπου Bolt 1500-C µε θαλάµους χωρητικότητας 80 έως 850 in 3 ,1 – Αποσπώµενο τύµπανο περιτύλιξης συστοιχίας υδροφώνων µήκους έως και 6700 m και διαµέτρου 2.25"in,Πλεονάζοντα τµήµα ψηφιακής συστοιχία και ψηφιοποιητές σήµατος3 – Αεροσυµπιεστές τύπου LMF DC drive seismic compressors capable of 1050 scfm at 2500 psi.215

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΣεισµική ΠηγήΣτη διάρκεια των ερευνών ως σεισµική πηγή χρησιµοποιήθηκε η τυπική διάταξη βαθιάς διείσδυσης ηοποία αποτελείται από 20 συντονισµένα πιστόνια αέρα (air-guns) πνευµατικού τύπου Bolt 1500-C, µεχωρητικότητες που κυµαίνονται µεταξύ 145 και 850 in 3 και συνολικού όγκου 8445 in 3 . Η διάταξη τωνπιστονιών αέρα απεικονίζεται στο διάγραµµα της εικόνας Ι.2. Η σύρση των πιστονιών πραγµατοποιήθηκεαπό την πρύµνη του σκάφους µε τη βοήθεια πλωτήρων οι οποίοι εξασφάλισαν ένα σχετικά σταθερόβάθος σύρσης στα 10 περίπου µέτρα κάτω από την επιφάνεια του νερού. Η σεισµική διάταξη είχεανάπτυγµα 35 µέτρα πλάτος και η µέση απόσταση της διάταξης από την πρύµνη του σκάφους ήταν 40µέτρα. Για να εξασφαλιστεί το συνολικό ανάπτυγµα των 35 µέτρων χρησιµοποιήθηκαν η αριστερή και ηδεξιά µπούµα του σκάφους µήκους 12 µέτρων έκαστη, από τις οποίες προσαρτήθηκαν αυτόνοµα τα 16από τα 20 πιστόνια αέρα (εικ. Ι.3). Η αυτόνοµη εξάρτηση καθενός από τα πιστόνια αέρα προσέφερε τοπλεονέκτηµα της κατά περίπτωση ανέλκυσης και επισκευής και συντήρησης ενός πιστονιού δίχως νααπαιτείται διακοπή της σεισµικής έρευνας (συνέχιση εργασιών µε πυροδότηση των υπολοίπων 19πιστονιών) (εικ. Ι.4).Εικ. Ι.2: ∆ιάταξη της σεισµικήςπηγής των 20 συντονισµένωνπιστονιών αέρα συνολικήςχωρητικότητας 8445 in 3 , όπωςχρησιµοποιήθηκε στον Κορινθιακόκόλπο. Στο διάγραµµα αποδίδεται ηθέση και η χωρητικότητα τουθαλάµου κάθε πιστονιού.Fig. I.2: The 20 tuned air-gunseismic array as deployed and usedin the Gulf of Corinth. The diagramshows the location and chambervolume of each air-gun.Η τροφοδοσία της σεισµικής πηγής (συστοιχία 20 πνευµατικών πιστονιών αέρα Bolt 1500-C συνολικήςχωρητικότητας 8445 inch 3 ) πραγµατοποιήθηκε µέσο τριών αεροσυµπιεστών µε δυνατότητα συµπίεσηςέως και 170 atm (LMF DC drive seismic compressors of 1050scfm at 2500PSI). Το βάθος σύρσης τωνair-gun επιλέχθηκε στα 10 µέτρα προκειµένου να ενισχυθούν οι χαµηλές συχνότητες εκποµπής και ναεξασφαλιστεί η µέγιστη δυνατή διείσδυση του σήµατος. Το βάθος σύρσης των air-gun διατηρήθηκε στα10 µέτρα µε τη βοήθεια πλωτήρων και ελεγχόταν σε πραγµατικό χρόνο µε τη βοήθεια αισθητήρωνβάθους που έφεραν τα πιστόνια αέρα (air-guns).Η διάταξη και πυροδότηση των 20 πιστονιών αέρα (air-216

Παράρτηµα Ιguns) συντονίστηκε έτσι ώστε να βελτιωθεί όσο το δυνατό ο λόγος του µέγιστου πλάτους παλµού προς τοπλάτος της φουσκάλας (peak-to-bubble ratio) (εκτιµώµενος λόγος για το βάθος των 10 µέτρων ≤ 7,6:1).Εικ. Ι.3: Πρυµναία άποψη του R/V M.Ewing στη διάρκεια εκτέλεσης σεισµικών ανάκλασης στο Κορινθιακόκόλπο. Στη φωτογραφία διακρίνονται οι µπούµες ρυµούλκησης των πιστονιών αέρα σε πλήρη ανάπτυξη καθώςσύρουν τα 20 συντονισµένα πιστόνια αέρα.Fig. I.3: Stern view of R/V M. Ewing during seismic reflection operations in the Gulf of Corinth. The vessel’sbooms are fully extended, towing the 20 tuned air-gun seismic source.Προκειµένου να µειωθεί η συνοχή του θορύβου των πολλαπλών ανακλάσεων (multiples) ηπυροδότηση των πιστονιών ρυθµίστηκε να εκτελείται µε σταθερό βήµα απόστασης (shoot-on-distance)και προσθήκη σε κάθε πυροδότηση ενός τυχαίου χρονικού παράγοντα. Η µέση συχνότητα πυροδότησηςορίστηκε στα 50 µέτρα, γεγονός που επέτρεψε την συλλογή δεδοµένων τα οποία σε προβολή κοινούενδιάµεσου σηµείου (CMP gather) παρείχαν 60-πτυχη (480 κανάλια σε µήκος 6 km) και 30-πτυχη (240κανάλια σε µήκος 3 km) επικάλυψη σηµείου.Εικ. Ι.4: Πιστόνια αέρα πνευµατικούτύπου (Bolt 1500-C). Τα πιστόνιακρέµονται από την µπούµα του πλοίουαµέσως µετά το πέρας των ερευνώνστο Κορινθιακό κόλπο. Σε πρώτοπλάνο διακρίνεται ένα πιστόνι µεθάλαµο χωρητικότητας 850 in 3 .Fig. I.4: Bolt 1500-C pneumatic typeair-guns. The air-guns are hangingfrom the boom just after the end of thesurvey in the Gulf of Corinth. In front,view of a 850 in 3 air-gun.217

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΕικ. Ι.5: Το ωκεανογραφικό πλοίο R/V M.Ewing την ώρα που εκτελεί εργασίες σεισµικής ανάκλασης. Στηφωτογραφία διακρίνεται η συρόµενη διάταξη των 20 πιστονιών αέρα αµέσως µετά από πυροδότηση. Στοαριστερό άκρο της φωτογραφίας πίσω από τα αφρισµένα νερά που δηµιουργεί η πυροδότηση της σεισµικήςπηγής διακρίνεται µια δεύτερη κηλίδα από τα αφρισµένα νερά που δηµιουργούνται κατά την άνοδο στηνεπιφάνεια της «φουσκάλας» της αµέσως προηγούµενης πυροδότησης. (Η φωτογραφία παραχωρήθηκε απότον Jonathan Weiss, SOEST University of Hawaii).Fig. I.5: The R/V M.Ewing during seismic reflection operations towing the 20 tuned air-gun seismic array.The photo was taken from helicopter just after a shot. To the left behind the backwash caused by the shotyou can see the bubble of the previous shot as it reaches the sea-surface. (Photograph courtesy of JonathanWeiss, SOEST University of Hawaii).Συρόµενη συστοιχία υδροφώνωνΓια την καταγραφή του ανακλώµενου σήµατος το ωκεανογραφικό σκάφος R/V M Ewing, έφερε µιασυρόµενη διάταξη υδροφώνων, ψηφιακού τύπου, της SYNTRON (εικ. Ι.6). Η συρόµενη διάταξηυδροφώνων αποτελείται από αυτόνοµα ενεργά 1 τµήµατα (active sections), µήκους 150 µέτρων. Σε πλήρηανάπτυξη η διάταξη αποτελείται από 40 ενεργά τµήµατα συνολικού µήκους 6000 µέτρων. Κάθε ενεργότµήµα αποτελείται από 11 πλήρης οµάδες υδροφώνων µήκους 12,5 µέτρων και η όλη διάταξη µπορεί ναρυθµιστεί να λειτουργεί µε 240 ή 480 κανάλια. Τα ενεργά τµήµατα τα οποία συνδέονται µεταξύ τους µεµονάδες ψηφιοποίησης σήµατος (digitizing cans). Η αρχή της διάταξης αποτελείται από ένα παθητικό1 Ενεργό τµήµα: το τµήµα της διάταξης που φέρει ενεργοποιηµένα υδρόφωνα.218

Παράρτηµα Ιελαστικό τµήµα που συνδέεται µε το οπλισµένο υψηλής αντοχής καλώδιο το οποίο ενώνει την όληδιάταξη µε την πρύµνη του πλοίου. Η απόληξη της διάταξης αποτελείται από ένα µικρό ενεργό τµήµαµήκους τεσσάρων µέτρων, που συµπληρώνει την τελευταία οµάδα υδροφώνων, ένα µικρό παθητικόελαστικό τµήµα και την σηµαδούρα του τέλους (εικ. Ι.7). Την διάταξη συµπληρώνουν σε κάθε της άκρηδύο οµάδες υδροφώνων που περιλαµβάνουν τα µισά του κανονικού υδρόφωνα. Η ακριβής σύνθεση τηςδιάταξης των υδροφώνων απεικονίζεται στο σχήµα της εικόνα ς Ι.8.Εικ. Ι.6: Το µήκους 6,7km καλώδιο τηςψηφιακής συστοιχίαςτων υδροφώνων κατάτην διαδικασίακαθέλκυσης τουσυστοιχίας στο νερό.Fig. I.6: The 6700meters long digitalstreamer on its reelduring its deploymentoperation.Για τον έλεγχο της πλεύσης της συστοιχίας των υδροφώνων, τοποθετήθηκαν συσκευές (φτερά)ελέγχου βάθους (streamer depth controllers “birds”). Με τη βοήθεια των φτερών ελέγχου βάθους ησυστοιχία ρυθµίστηκε να πλέει στα 10 µέτρα βάθος νερού. Η τοποθέτηση των φτερών έγινε έτσι ώστεκάθε δεύτερη συσκευή ελέγχου βάθους να περιλαµβάνει και ενσωµατωµένη πυξίδα (compass bird,Digicourse 5011). Τα φτερά στην αρχή και στο τέλος της συστοιχίας των υδροφώνων τοποθετήθηκανπυκνότερα από ότι στο µέσον. Στο κεντρικό κύριο τµήµα της συστοιχίας τα φτερά τοποθετήθηκαν ανά300 µέτρα απόσταση (µε τα φτερά που φέρουν πυξίδα κάθε 600 µέτρα). Η ουραία σηµαδούρα έφερεενεργό δέκτη GPS, και βρισκόταν σε απόσταση 175,3 µέτρων (150+25,3) από το τελευταίο ενεργό τµήµαυδροφώνων. Τα δεδοµένα του GPS της ουραίας σηµαδούρας καθώς και οι ενδείξεις πυξίδας και βάθουςνερού από τα φτερά αναµεταδίδονταν και καταγράφονταν µαζί µε τα δεδοµένα θέσης από το GPS τουR/V M.Ewing σε ξεχωριστά ψηφιακά αρχεία. Η πληροφορίες αυτές επέτρεψαν την όσο το δυνατόακριβέστερη αναπαράσταση της γεωµετρίας της συστοιχίας και κατά επέκταση την καλύτερη γεωµετρικήδιόρθωση των σεισµικών ιχνών στη διάρκεια της επεξεργασίας των δεδοµένων.Μετά από κάθε πυροδότηση καθένα από τα 240 κανάλια κατέγραφε επιστροφές σήµατος γιαχρονικό διάστηµα 16384 ms και ακολουθούσε ψηφιοποίηση του σήµατος µε ρυθµό δειγµατοληψίας 4 ms.219

∆ιδακτορική ∆ιατριβήΟ ρυθµός αυτός δειγµατοληψίας καθόρισε την µέγιστη ορθά καταγεγραµµένη (χρηστή) συχνότητα τωνδεδοµένων (συχνότητα Nyquist, f N ) στα 125 Hz.Η καταγραφή των δεδοµένων πραγµατοποιήθηκε σε µαγνητικές ταινίες (κασέτες) 3490Ε, όπουκάθε ταινία περιελάµβανε 182 πυροδοτήσεις (shots) που αντιστοιχούν σε περίπου 60 λεπτά δεδοµένων.Τα πρωτογενή δεδοµένα κατεγράφησαν σε SEG-D format και στη συνέχεια µετετράπησαν σε SEG-Yformat προκειµένου να αρχειοθετηθούν και να υποστούν περαιτέρω επεξεργασία.Εικ. Ι.7: Το καλώδιο της ψηφιακήςσυστοιχίας των υδροφώνων κατά τηνδιαδικασία καθέλκυσης του στο νερό. Στοβάθος διακρίνεται η σηµαδούρα τέλους ηοποία φέρει προειδοποιητικό φανό καισυσκευή GPS για τον έλεγχο θέσης.Fig. I.7: The digital streamer during thedeployment operation. At the end of thestreamer, in the water, the tail buoy can beseen. The buoy has a flashing warning lightand a GPS for positioning.220

Παράρτηµα ΙΑΕικ. Ι.8: Ω/Σ Maurice Ewing,τµήµα εργαστηρίου συλλογήςσεισµικών δεδοµένων. (Α),(Β) ∆ωµάτιο ελέγχουσυλλογής σεισµικώνδεδοµένων. (C)Κεντρική υπολογιστικήµονάδα σκάφους.Fig. I.8: R/V Maurice Ewing,seismic lab view. (A), (B)Seismic acquisition controlroom. (C) Central computingand processing station.ΒC221

Î¼ÎµÎ»ÎµÏÎ· Î¹Î¶Î·Î¼Î±ÏÎ¿Î³ÎµÎ½ÏÎ½ âÎ¹ÎµÏÎ³Î±ÏÎ¹ÏÎ½ ÎºÎ±Î¹ ÏÎµÎºÏÎ¿Î½Î¹ÎºÏÎ½ âÎ¿Î¼ÏÎ½ ÏÏÎ¿Î½ ÎºÎ¿ÏÎ¹Î½Î¸Î¹

Create successful ePaper yourself

Delete template?

Save as template?

Î¼ÎµÎ»ÎµÏÎ· Î¹Î¶Î·Î¼Î±ÏÎ¿Î³ÎµÎ½ÏÎ½ âÎ¹ÎµÏÎ³Î±ÏÎ¹ÏÎ½ ÎºÎ±Î¹ ÏÎµÎºÏÎ¿Î½Î¹ÎºÏÎ½ âÎ¿Î¼ÏÎ½ ÏÏÎ¿Î½ ÎºÎ¿ÏÎ¹Î½Î¸Î¹