Бассейн Коринфского залива , или Коринфский рифт , является активным протяженным морским осадочным бассейном, который, как полагают, начал деформироваться в эпоху позднего миоцена - плейстоцена . Размеры Коринфского залива составляют примерно 105 км в длину и 30 км в ширину с глубиной основания 3 км в его центре. Этот полуграбеновый бассейн образован рифтом, ориентированным на N100 ° в.д., который отделяет полуостров Пелопоннес от материковой части Греции . [1] В настоящее время Коринфский рифт раскрывается со скоростью 10–15 мм / год [2] по отношению к Евразийской плите . [1][3] [4] [5] Бассейн ограничен Пелопоннесским нагорьем на юге и движущимся на запад Анатолийским разломом на севере. Плоскости крупных и малых разломов составляют северную и южную окраины, а ее протяженность с севера на юг обусловлена активностью вдоль восточно-западного и ориентированного на северо-запад-юго-восток прибрежного южного края. [3] [4] Активные и неактивные разломы бассейна создают связанные с ними син-рифтовые отложения. Эти аспекты предоставляют ученым уникальную возможность изучить тектоническое и стратиграфическое развитие рифта, а также глубже понять, как на самом деле образован бассейн.
Предполагается, что расширение земной коры связано с комбинацией факторов: движением на запад Северо-Анатолийского разлома , гравитационным коллапсом утолщенной эллинидной орогенной коры, субдукцией и откатом плит Африканской плиты в Греческом желобе. [1] [4] [5] [6] По мере того, как Африка погружается под платформу Эгейского моря, плита по существу тянет за собой вышележащую плиту, вызывая расширение. Рифтинг происходит, когда плита растягивается, ослабляя утолщенную корку, вызывая ее обрушение, создавая бассейн.
Стратиграфия / седиментация [ править ]
Отложения в Коринфском заливе происходили по крайней мере в двух фазах, разделенных широко распространенным несогласием . Отложения до отметки 400 тыс. Лет назад первой фазы, вероятно, открытой на восток, были заполнены континентальными и мелководными отложениями со скоростью погружения, немного превышающей скорость седиментации. [7] Средняя скорость подъема в конце четвертичного периода оценивается в пределах 1–1,5 мм / год на южной окраине, увеличиваясь в течение голоцена на уровне 1,3–2,2 мм / год. [1] [3] [4] Высокие скорости поднятия обнажают многие морские террасы и другие континентальные и морские отложения. [7]Заполнение бассейна началось в плиоцене, отложив континентальные и мелководные озерные фации, за которыми в среднем плиоцене последовали морские отложения. [1] Эту фазу можно назвать прото-Коринфским заливом, поскольку она имела другой размер и наполнение, чем современный бассейн, и имела два различных депоцентра шириной 20–50 км . [4] [7] Эти депоцентры, контролируемые разломами северного и южного падения, выходят на поверхность около южной окраины внутреннего побережья Пелопоннеса. [4] Погружение связано с системами разломов, граничащих с депоцентрами, которые быстро развивались в бассейнах, относительно коротких 1-2 млн лет существования.
Седиментацию можно разделить на трансгрессивные и регрессивные тенденции. [7] Нижние трансгрессивные отложения основаны на аллювиальных фангломератах, за которыми следуют конгломераты аллювиальных равнин . Вдобавок к этому - сезонно затопляемые лесные отложения, на которые указывают богатые органикой аргиллиты, содержащие листья Acer cf. viminalis и Platanus s. Табловидные трансгрессивные пляжные отложения переслаиваются с мелкозернистыми отложениями и лигнитом , что указывает на пресноводную озерную среду. Окаменелость животных в озерных мергеляхсостоит из нескольких олигоценовых остракод и моллюсков, что свидетельствует о пресной или мелководной солоноватой воде, что позволяет предположить, что в бассейне было очень мелководье даже в самом открытом состоянии. [7] Над ними находятся отложения регрессивного типа пляжа, отображающие крупномасштабные прогнозы и увеличивающуюся восходящую последовательность. При переходе из открытых вод фации переходят в прибрежные и аллювиальные отложения. Над этими отложениями залегает фангломератный комплекс шириной 1000 м. [7]
Вторая осадочная фаза отмечена резким увеличением погружения, не имеющим себе равных с седиментацией. Эта фаза имеет сложную историю и состоит из глубоководных отложений и дельт типа Гилберта, несогласно расположенных на фангломератической единице. [1] [7] Группа разломов со смещением ~ 600 м создала основу для глубоководных отложений типа Гильберта. Эти старые ЕвростиниЗатем отложения дельты Гилберта были подняты до 800–600 м над уровнем моря, и образовалась более молодая дельта типа Илиаса Гилберта. Эта веерная дельта находится примерно на высоте 400–300 м над уровнем моря, а отложения Евростини находятся на высоте 1200–600 м над уровнем моря. Современные дельты типа Гильберта образуются на окраине бассейна в результате разломов переноса, перпендикулярных основному расширению. Нынешние отложения в дельте Коринфского залива выходят на поверхность по краю, снабжая отложения турбидита, которые в настоящее время являются основным заполнителем бассейна. [7] [8]
Активные неисправности [ править ]
Западная часть Коринфского залива (от Эгиона до Акраты) [ править ]
Северный и южный разломы Эратини на берегу западного залива имеют длину 15 км, полностью перекрываясь, поднимая примечательный горст фундамента . Разлом Западного канала, падающий на юг, контролирует западный осевой дренажный канал, который расширяется к востоку, поскольку северная окраина становится контролируемой разломом Восточного канала, падающим на юг. Восточный и Западный разломы Элики и Айгион контролируют береговую линию на южной окраине, разлом Акрата может быть частью разлома Восточный Элики. Предполагается, что группа неактивных разломов южного побережья (от Мамусии - Пиргаки до Калавриты ) к суше внесла свой вклад в расширение на более ранней стадии развития рифтов. [4]
Центральный Коринфский залив (от Акраты до Ксилокастро) [ править ]
Коринфский разлом, падающий на север на 30–40 км, расположен вдоль южной границы между Акратой и Ксилокастро . Этот разлом, который когда-то считался единственным разломом, подтверждается разделением на два сегмента: западный сегмент - это разлом Дервени, а восточный сегмент - разлом Ликопория. Граница северной окраины является восточным продолжением разлома Восточный канал и западным антикирским разломом, падающим на юг. В дополнение к этим активным разломам есть несколько неактивных разломов, таких как береговая Ксилокастро, которая в настоящее время расположена в подошве морского разлома Ликопория. [4]
Восточная часть Коринфского залива (от Ксилокастро до полуострова Перахора) [ править ]
Северная окраина бассейна определяется небольшими сегментами разломов, такими как Восточно- Антикирский разлом, падающий на юг . Несколько бездействующих погребенных разломов (Северная и Южная Коринфская) вызывают локализованное проседание. Восточная южная окраина контролируется двумя 12-километровыми разломами Перахора, падающими на северо-запад, и разломом Ксилокастро, падающим на север. [4]
Залив Алкионид [ править ]
Существенными разломами являются прибрежные разломы Западного и Восточного Алкионидов с северным падением, а также прибрежные разломы Пизия и Скинос с северным падением. Упомянутые разломы Пизия и скинос являются основными структурами, контролирующими топографию. [4] Западные и Восточные Алкиониды не связаны на поверхности и, кажется, пересекаются. Эти разломы контролируют поднятый грабен Стравы и поднятые острова Алкиониды. [4] На северном берегу разломы южного падения гораздо менее заметны. В 1981 году серия землетрясений вновь активировала разлом Капарелли, который с тех пор имеет низкие и нечастые скорости скольжения. [4]
| Северные пограничные разломы | Длина (км) | ~ Время возникновения неисправности (Ма) | Скорость подъема (мм / год) | Скорость скольжения (мм / год) |
|---|---|---|---|---|
| Западный канал (WCF) | 15 | 1–2 | н / д | > 0,45–0,9 |
| Южный Эратини (SEF) | 15 | .5 | н / д | > 1,4 |
| Северный Эратини (NEF) | 15 | .5 | н / д | 2–6,7 |
| Восточный канал (ECF) | 30 | 1–2 | н / д | > 1,2 |
| Ливадострос / Гермено (LIV / GER) | н / д | н / д | н / д | .8–1.1 |
| Капарелли (КАП) | 10 | н / д | н / д | .3 |
| Южные окраинные разломы | Длина (км) | ~ Время возникновения неисправности (Ма) | Скорость подъема (мм / год) | Скорость скольжения (мм / год) |
|---|---|---|---|---|
| Псатопиргос (PSTR) | 15–20 | н / д | .7-.8 | 2–3,5 |
| Селинитика (SEL) | н / д | н / д | н / д | 1,9–2,7 |
| Эгион (AIG) | 12 | .2-.3 | 1-1,2 | 2,4–3,5 |
| Западные Элики (ВЭФ) | 15 | .7-1 | 1,25 | 3–5 |
| Восточный Элики (ВЭФ) | 15 | .7-1 | .9-1.1 | 3–5 |
| Дервени (ДЕР) | 15–18 | 1–2 | 1,3–2,2 | 1,3–2,2 |
| Ликопория (LIK) | 22 | 1–2 | 1.6 | 1.6 |
| Ксилокастро (XY) | 12–15 | ~ 1 | 1.3 | 1.3 |
| Скинос (ЛЫЖИ) | 9 | н / д | н / д | .7–2,5 |
| Западные алкиониды (WAF) | н / д | н / д | н / д | н / д |
| Восточные алкиониды (EAF) | 10 | .8-2.2 | .3 | .3 |
| Псатха (ПСА) | 7 | н / д | н / д | .7-.8 |
Землетрясения [ править ]
Под северным Пелопоннесом находится хорошо выраженная сейсмогенная зона длиной 5,5–10 км, которая углубляется до 12 км под северным берегом залива. [1] Это является причиной крупных землетрясений, таких как событие M w = 6.2 15 июня 1995 г. [9], а также большое количество землетрясений от малых до умеренных. Например, летом 1993 г. было зарегистрировано 232 землетрясения [10]. Из-за такой активной сейсмичности многие землетрясения активируют новые плоскости разломов. [10] Предполагается, что продольный сдвиг на восточно-западном простирании плоскостей, падающих на север на 20-40 °, вызван землетрясениями под северным берегом. Однако в районе Эгиона плоскости разломов, такие как HelikeРазломы имеют гораздо более крутые падения 55 ° -70 °, которые можно наблюдать. [1] Это различие оставляет дискуссию о связи между выходящими на поверхность разломами и сейсмогенной зоной. Другие гипотезы включают: круто падающие разломы примыкают к малоугловому сейсмически активному отрыву [11], или они претерпевают прогрессирующую кривизну падающего вниз и сливаются в малоугловые отложения. [1] Сейсмическая активность Коринфского рифта отслеживается Лабораторией Коринфского разлома [12] , международной обсерваторией, входящей в Европейскую систему наблюдения за платформами [13]
Ссылки [ править ]
- ^ a b c d e f g h i Моретти, Изабель; Сакеллариу, Д; Lykousis, V; Микарелли, L (2003). «Коринфский залив: активный полуграбен?». Геодинамика . 36 (1–2): 323–340. Bibcode : 2003JGeo ... 36..323M . DOI : 10.1016 / s0264-3707 (03) 00053-х .
- ^ «Аваллоне и др.» . DOI : 10.1016 / j.crte.2003.12.007 . Цитировать журнал требует
|journal=( помощь ) - ^ а б в Микарелли, L; Моретти, я; Дэниел, Дж (2003). «Структурные свойства разломов, связанных с рифтами: на примере Коринфского залива, Греция». Геодинамика . 36 (1–2): 275–303. Bibcode : 2003JGeo ... 36..275M . DOI : 10.1016 / s0264-3707 (03) 00051-6 .
- ^ a b c d e f g h i j k l Bell, R; McNeill, L; Бык, Дж; Хенсток, Т; Collier, R; Лидерз, М. (16 марта 2009 г.). «Архитектура разломов, структура бассейна и эволюция разлома Коринфского залива, центральная Греция». Бассейновые исследования . 21 (6): 824–855. Bibcode : 2009BasR ... 21..824B . DOI : 10.1111 / j.1365-2117.2009.00401.x .
- ^ a b Сачпази, Мария; Клемент, Кристоф; Лаигль, Мирей; Хирн, Альфред; Руссос, Никос (2003). «Структура разломов, эволюция и землетрясения в Коринфском заливе по отраженным сейсмическим изображениям». Письма о Земле и планетологии . 216 (3): 243–257. Bibcode : 2003E и PSL.216..243S . DOI : 10.1016 / s0012-821x (03) 00503-х .
- ^ Место, Иоахим; Жеро, Ив; Дирасон, Марк; Лоуренс, Лоуренс (23 февраля 2007 г.). «Зоны переноса север-юг и палеоморфологическая реконструкция района Ксилокастро (Коринфский залив, Греция)». Тектонофизика . 440 (1–4): 121–139. Bibcode : 2007Tectp.440..121P . DOI : 10.1016 / j.tecto.2006.11.008 .
- ^ a b c d e f g h Ори, Джиан (октябрь 1989 г.). «Геологическая история протяженного бассейна Коринфского залива, Греция». Геология . 17 : 918–921. DOI : 10.1130 / 0091-7613 (1989) 017 <0918: ghoteb> 2.3.co; 2 .
- ^ Perissoratis, C; Пайпер, D; Lykousis, V (24 марта 2000 г.). «Чередование морских и озерных отложений в течение позднего четвертичного периода в рифтовом бассейне Коринфского залива, центральная Греция». Морская геология . 167 (3–4): 391–411. Bibcode : 2000MGeol.167..391P . DOI : 10.1016 / s0025-3227 (00) 00038-4 .
- ^ Бернард, P .; Briole, P .; Meyer, B .; Lyon-Caen, H .; Gomez, J.-M .; Tiberi, C .; Berge, C .; Cattin, R .; Хацфельд, Д. (1997-10-01). «Ms = 6.2, 15 июня 1995 г., землетрясение в Эгионе (Греция): свидетельство низкоуглового сбросового нарушения в Коринфском разломе». Журнал сейсмологии . 1 (2): 131–150. Bibcode : 1997JSeis ... 1..131B . DOI : 10,1023 / A: 1009795618839 . ISSN 1573-157X .
- ^ a b Hatzfeld, D; Каракостас, В; Зиазия, М; Кассарас, я; Пападимитриу, Э; Макропулос, К; Voulgaris, N; Папайоанну, К. (2000). «Микросейсмичность и геометрия разломов в Коринфском заливе (Греция)» . Geophys . 141 (2): 438–456. Bibcode : 2000GeoJI.141..438H . DOI : 10.1046 / j.1365-246x.2000.00092.x .
- ^ Риго, А; Лион-Кан, H; Armijo, R; Дешам, А; Hatzfeld, D; Макропулос, К; Papadimitriou, P; Кассарас, я (1996). «Микросейсмическое исследование в западной части Коринфского залива (Греция): последствия для крупномасштабных механизмов нормальных разломов» . Geophys . 126 (3): 663–668. Bibcode : 1996GeoJI.126..663R . DOI : 10.1111 / j.1365-246x.1996.tb04697.x .
- ^ "Лаборатория Коринфского разлома" . crlab.eu . Проверено 23 марта 2019 .
- ^ "EPOS | Европейская система наблюдения за пластиной" . www.epos-ip.org . Проверено 23 марта 2019 .
