Mouvements associés au Golfe de Corinthe

Des observations géologiques montrent, d’une façon générale, que la côte Sud est soumise à un soulèvement et que la côte Nord, par contre, est soumise à de la subsidence (Sébrier, 1977 ; Doutsos & Poulimenos, 1992 ; Armijo et al., 1996 ; Bernard et al., 2006), avec un taux de l’ordre de 0,1 mm/a (Lykousis et al., 2007a).

1.2.4.1. Distension

D’après Le Pichon et al. (1995), le différentiel de rotation entre une rotation horaire du

Nord de la Grèce (Grèce continentale) et une rotation anti-horaire du Péloponnèse induit de l’extension N-S. Des mesures GPS dans la partie centrale du Golfe donnent une extension de 15 ± 3 mm/a (Lyon-Caen et al., 1994). L’essentiel de la déformation du rift est compris dans une étroite bande d’environ 10 km de large sous le Golfe (Briole et al., 2000 ; Avallone et al., 2004)

Briole et al. (2000) proposent un taux d’ouverture à l’Est de 0,5 cm/an et à l’Ouest de

1,5 cm/a. Billiris et al. (1991) ainsi que d’autres études géodésiques ont estimé un taux d’extension maximum pour l’ensemble du Golfe d’une valeur d’environ 15 mm/a (10 mm/a pour Billiris et al, 1991).

L’extension totale accommodée par les systèmes de failles au Sud du Golfe a été calculée par Flotté (2003) qui estime celle-ci à 12,5 km le long de la longitude de Psathopyrgos (Fig. 1.7) et à 15 km le long des vallées de la rivière Vouraikos et de la rivière Krathis (Fig. 1.6). Ces valeurs montrent que l’extension totale augmente vers l’Est.

1.2.4.2. Soulèvement

Le soulèvement sur le secteur rivière Meganitas – rivière Kerinitis (Chapitre 2) comme sur toute la côte Sud est avéré par une exhumation du remplissage synrift Plio-pléistocène, à des altitudes de 800 à 900 m. La mise en évidence d’un soulèvement récent est permise par l’étude de creusements sous l’action des vagues («notches»), visibles en bord de mer et soulevés à quelques mètres au-dessus du niveau marin actuel. Ils se développent notamment à l’Est de la marge Sud du rift de Corinthe, dans la péninsule de Perachora (Pirazzoli et al., 1994 ; Kershaw & Guo, 2001).

Les causes du soulèvement observé sur la côte Sud sont encore actuellement une source de débats. Néanmoins, plusieurs hypothèses existent, entrant dans deux catégories : - un soulèvement au niveau du «footwall» des failles (cause locale) ;

- un soulèvement régional.

Moretti et al. (2003) proposent que le soulèvement ne puisse pas être dû à un classique

soulèvement d’épaules de rift lié à la faible densité des anomalies d’un manteau chaud. Tiberi (2000) a d’ailleurs montré l’absence de manteau chaud sous le rift. D’après Moretti et al. (2003), le soulèvement du Péloponnèse ne serait pas lié à l’extension. Ils proposent d’expliquer le soulèvement de la côte Sud par un phénomène relié à la subduction telle qu’une anomalie gravimétrique dans la plaque subductante. Leeder et al. (2003) proposent que la géométrie 3D de la plaque africaine plongeante dans la zone de subduction hellénique permette d’expliquer le différentiel de taux de soulèvement le long de la côte Sud du rift, mais également selon un axe N-S. Ce phénomène serait indépendant du régime extensif. Armijo et

Collier et al. (1992) proposent un phénomène plus régional en supposant que l’ensemble du Péloponnèse (et donc le rift de Corinthe) subit actuellement un soulèvement. D’après Armijo et al. (1996), le soulèvement régional pourrait avoir deux origines différentes. La première serait liée au phénomène de sous-placage (LePichon & Angelier, 1981 ; Roberts & Jackson, 1991) conduisant à un épaississement de la croûte en arrière de la zone de subduction hellénique. La seconde origine serait liée à un phénomène d’érosion au niveau des épaules du rift.

Il est généralement admis que les terrasses marines résultent de l’interaction entre le taux de variations du niveau marin et le taux de soulèvement tectonique (Chappell, 1974 ; Lajoie, 1986 ; Valensise & Ward, 1991). Par conséquent, une manière d’estimer le taux de soulèvement est d’étudier les terrasses marines quaternaires présentes sur la côte Sud dans la région d’Aigion et entre les villes d’Aigion et d’Akrata (De Martini et al., 2004 ; McNeill & Collier, 2004) ; entre les villes de Xylocastro et Corinthe (Armijo et al., 1996 ; Fig. 1.8) et au niveau de l’isthme de Corinthe (Keraudren & Sorel, 1987 ; Collier et al., 1992). McNeill & Collier (2004) précisent qu’il existe deux types de terrasses marines : les terrasses se formant par sédimentation et les terrasses qui résultent de phénomènes érosifs. Ces dernières sont les plus couramment rencontrées car c’est le type de terrasse le mieux préservé. McNeill & Collier (2004) utilisent ce type de terrasse marine. L’utilisation des terrasses marines ne peut se faire que sur des périodes récentes, allant jusqu’à 0,3 à 0,5 Ma.

Figure 1.13 : a) Synthèse des valeurs du taux de soulèvement (d’après McNeill & Collier, 2004) à partir de différentes études et du taux d’extension (Clarke et al., 1998). b) Exemple de corrélation entre altitude des terrasses et courbes de variations du niveau marin (d’après McNeill & Collier, 2004 et Fig. 1.6 pour localiser la ville de Diakopfto,).

Les terrasses sont des types de morphologies aisément identifiables dans le paysage par le profil en marches d’escalier que présente leur succession verticale. Après avoir déterminé leur altitude et leur âge, il est possible de comparer avec la courbe de variations du niveau marin (Fig. 1.13.b). En conjecturant que les terrasses représentent des hauts niveaux marins (McNeill & Collier, 2004), il est possible d’accéder au taux de soulèvement. Généralement, ce sont des datations isotopiques sur coraux qui permettent de dater les terrasses marines.

A partir d’une cartographie des failles couplée à une étude sédimentologique des terrasses, Doutsos & Piper (1990) suggèrent que les terrasses observées par Armijo et al. (1996) ne sont pas d’origine marine. D’après eux, elles seraient le résultat des effets de processus de sédimentation et de l’activité de failles normales.

Le soulèvement est estimé entre 1,0 et 1,5 mm/a dans la région d’Aigion (Stewart & Vita Finzi, 1996 ; De Martini et al., 2002 ; McNeill & Collier, 2004 ; Fig. 1.13.a), avec un maximum de 2,0 mm/a au niveau de la ville de Derveni (Stewart, 1996) et un intervalle de 1,3 à 1,6 mm/a estimé avec les terrasses de Xylocastro (Armijo et al., 1996). A Corinthe, le taux de soulèvement chute à 0,3 mm/a (Collier et al., 1992 ; Leeder et al., 2003). Par conséquent, le taux de soulèvement a tendance à diminuer vers l’Est.