Στη διάρκεια της γεωλογικής εξέλιξης της Κορινθιακής τάφρου, η συνολική διαστολή που συσσωρεύτηκε στον Κορινθιακό κόλπο δημιούργησε μια βαθιά μορφολογική τάφρο, η οποία καλύπτεται από θάλασσα και τέμνει κάθετα τις Αλπικής ηλικίας οροσειρές των Ελληνίδων.
Η ιστορική (από το 480 π.χ.) και η σύγχρονη, ενόργανα καταγεγραμμένη, σεισμικότητα επιβεβαιώνουν ότι η Κορινθιακή τάφρος και ιδιαίτερα η τάφρος του Κορινθιακού κόλπου αποτελεί μια από τις περισσότερο ενεργές περιοχές στο κόσμο (Ambraseys & Jackson 1990, 1997; Papazachos & Papazachou 1989, 1997; Papadopoulos 2000) (εικ. 4). Χαρακτηριστικά αναφέρεται ό,τι τα τελευταία 110 χρόνια, δέκα (10) ισχυροί σεισμοί με μέγεθος μεγαλύτερο από Ms=6.2 και μικρό εστιακό βάθος (<15 km) έχουν καταγραφεί στο Κορινθιακό κόλπο, με πλέον πρόσφατο καταστροφικό σεισμό, τον Ιούνιο του 1995 στο Αίγιο, μέγεθος Ms=6.2 (Teslentis et al., 1996; Bernard et al., 1997).
Η επίλυση των εστιακών μηχανισμών των ισχυρών σεισμών στη περιοχή, υποδεικνύει διαστολή της τάφρου του Κορινθιακού κόλπου σε διεύθυνση Β - Ν έως και ΒΒΑ - ΝΝΔ (Papazachos 1976; McKenzie 1978; Jackson, 1987; Taymaz et al., 1991; Hatzfeld et al., 1996; Bernard et al., 1997; Baker et al., 1997 και Hatzfeld et al., 2000). Σε αντίστοιχο συμπέρασμα καταλήγουν και οι Melis et al., 1989; Karakostas et al., 1994; Hatzfeld et al., (1990) Rietbrock et al., (1996) και Rigo et al., (1996) αναλύοντας τους εστιακούς μηχανισμούς μικροσεισμών. Η παραπάνω διεύθυνση διαστολής βρίσκεται σε συμφωνία με τα ευρήματα των αντίστοιχων χερσαίων νεοτεκτονικών ερευνών (Schroder & Kelletat, 1976; Jackson et al. 1982a, b; Vita-Finzi & King, 1985; Doutsos et al., 1988; Roberts & Jackson, 1991; Doutsos & Poulimenos 1992; Roberts & Koukouvelas, 1996; Doutsos & Kokkalas, 2001), την γεωδαιτικά μετρούμενη διαστολή (Billiris et al., 1991; Le-Pichon, 1995; Davies et al., 1997; Clarke et al. 1997 & 1998; McClusky et al., 2000; Briole et al., 2000), αλλά και με τη διεύθυνση των κύριων υποθαλάσσιων κανονικών ρηγμάτων (Brooks & Ferentinos, 1984; Παπανικολάου κ.α., 1997; Sakelariou et al., 1998, Λυμπέρης κ.α., 1998, Stefatos et al., 2002).
Οι Billiris et al., (1991) επαναμετρώντας το 1988, τη θέση παλαιών γεωδαιτικών σταθμών (εγκατεστημένων μεταξύ του 1890 και 1900) κατά μήκος των περιθωρίων του Κορινθιακού κόλπου, υπολόγισαν το μέσο ρυθμό διάνοιξης σε 10 mm/yr. Ο ρυθμός αυτός κατατάσσει τον Κορινθιακό κόλπο ως τη δεύτερη ταχύτερα διανοιγόμενη τάφρο στο κόσμο, μετά τη λεκάνη Woodlark στον Ειρηνικό ωκεανό (Taylor et al., 1995) και αντιστοιχεί περίπου στο ένα τρίτο (1/3) του συνολικού ρυθμού διαστολής του Αιγαίου (Reilinger et al., 1997, McClusky et al., 2000).
Σύμφωνα με τους Clarke et al., (1997 & 1998) και Briole et al., (2000), ο σημερινός ρυθμός διαστολής στα δυτικά υπολογίζεται 15+/-2 mm/yr ενώ στα ανατολικά 10+/-4 mm/yr. Αντίστοιχα, οι Hatzfeld et al., (2000) παρατηρούν ότι και η σεισμικότητα παρουσιάζει χωρική διακύμανση κατά μήκος του Κορινθιακού κόλπου. Στα δυτικά οι σεισμοί εντοπίζονται σε βάθος μεταξύ 6 και 11 km, ενώ στα ανατολικά 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 μέσο ρυθμό διάνοιξης του κόλπου τα τελευταία 100 χρόνια. Οι Ambraseys & Jackson, (1997) και Davies et al., (1997) παρατηρούν αναντιστοιχία μεταξύ της γεωδαιτικά μετρούμενης διαστολής του Κορινθιακού κόλπου 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 Clarke et al., (1997), συμπεραίνουν ό,τι ισχυροί σεισμοί έχουν καθυστερήσει στον Δυτικό Κορινθιακό κόλπο.
Παρά το ότι τα σεισμολογικά δεδομένα παρουσιάζουν ισχυρή συγκέντρωση των σεισμικών επικέντρων 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 et al., (1996), προτείνουν πολύ μεγαλύτερους ρυθμούς κατακόρυφης μετατόπισης ( > 7 mm/yr) με βάση το θεωρητικό μοντέλο που ανέπτυξαν για τις ανυψωμένες θαλάσσιες αναβαθμίδες των βορείων ακτών της Πελοποννήσου. Αντίστοιχες έρευνες ανυψωμένων παλαιοακτών και θαλάσσιων αναβαθμών κατά μήκος των 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 της τάξης των 4-7 mm/year. Οι αναφερόμενοι αυτοί ρυθμοί κατακόρυφων μετατοπίσεων για τα κύρια ρήγματα 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).
Εικ. 4: Χάρτης σεισμικών επικέντρων για τον Κορινθιακό κόλπο. Σεισμοί περιόδου 1900 έως 2000. Αρχείο Εθνικού Αστεροσκοπείου Αθηνών, Γεωδυναμικό Ινστιτούτο.