Η τάφρος του Κορινθιακού αναπτύσσεται πάνω από ένα παχύ ηπειρωτικό φλοιό, ο οποίος είναι 2,5 φορές παχύτερος από τον αντίστοιχο φλοιό στο Αιγαίο στα ανατολικά (Makris, 1976; Makris, 1978) με πάχος 40 km στα δυτικά το οποίο μειώνεται σε 25 km στα ανατολικά του κόλπου (Tiberi et al., 2000; Tiberi et al., 2001).
Οι Brooks & Ferentinos, (1984), ήταν οι πρώτοι που περιέγραψαν τον Κορινθιακό κόλπο ως μια σύνθετη ασύμμετρη τάφρο (complex asymmetric graben). Η ερμηνεία αυτή βασίστηκε τόσο στην συνολική βυθομετρία αλλά και τη γεωλογική υποδομή του ανώτερου πυθμένα, όπως αυτή απεικονίστηκε στις τομές μονο-κάναλης σεισμικής ανάκλασης (single channel seismic reflection profiles). Οι θαλάσσιες σεισμικές τομές των Brooks & Ferentinos, (1984) και Higgs, (1988) αποκάλυψαν κανονικά ρήγματα με διεύθυνση ΔΒΔ - ΑΝΑ, παράλληλα είτε υποπαράλληλα προς την ακτογραμμή. Τα ρήγματα αυτά οριοθετούν την έκταση της αβυσσικής πεδιάδας τόσο προς τα βόρεια όσο και προς τα νότια. Τα ρήγματα κατά μήκος του νοτίου περιθωρίου παρουσιάζουν σαφώς μεγαλύτερο συνολικό κατακόρυφο άλμα και συνοδεύονται από αντίστοιχα μεγάλου ύψους ρηξιγενή πρανή στην επιφάνεια του πυθμένα. Η ασύμμετρη μορφολογία και δομή του Κορινθιακού κόλπου επιβεβαιώθηκε στη συνέχεια και από τη χαρτογράφηση των ρηγμάτων κατά μήκος του χερσαίου νοτίου περιθωρίου του κόλπου και ο όρος ασύμμετρη - ημι-τάφρος (half-graben) υιοθετήθηκε από τους περισσότερους ερευνητές (Brooks & Ferentinos, 1984; Doutsos & Piper, 1990). Το σύστημα ρηγμάτων κατά μήκος του νοτίου περιθωρίου αποτελείται από Α - Δ έως και ΑΝΑ - ΔΒΔ διευθυνόμενα ρήγματα με κλίση προς βορρά και γωνιά κλίσης κοντά στην επιφάνεια στις 40 - 50° (Doutsos et al., 1988; Poulimenos et al., 1989; Doutsos &Piper, 1990; Doutsos & Poulimenos, 1992; Roberts et al., 1993; Roberts, 1996). Η δέσμη των κανονικών ρηγμάτων του Κορινθιακού κόλπου, παρουσιάζει μια κλιμακωτή προς τα δεξιά διάταξη από δύση προς ανατολή (Doutsos & Poulimenos, 1992; Stewart et al., 1996; Λυμπέρης κ.α., 1998). Το μήκος των χερσαίων ρηγμάτων κυμαίνεται μεταξύ 15 και 25 km και πολλοί ερευνητές θεωρούν ότι ορισμένα από τα ρήγματα 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 σημαντικότερα κανονικά ρήγματα του νοτίου περιθωρίου τα ρήγματα Ψαθόπυργου, Ελικής και Ξυλοκάστρου, τα οποία προτείνουν ότι διαθέτουν και ένα υποθαλάσσιο τμήμα.
Οι Brooks & Ferentinos et al., 1984; Higgs, 1988, αναφέρουν την παρουσία συνιζηματογενών ρηγμάτων με μικρό κατακόρυφο άλμα, κατά μήκος της αβυσσικής πεδιάδας. Τα υποθαλάσσια αυτά ρήγματα αναπτύσσονται συνθετικά και αντιθετικά ως προς τα κύρια ρήγματα των περιθωρίων του κόλπου σε σχετικά μεγάλη απόσταση από αυτά (εικ. 1.5). Αντίστοιχα, κύρια ρήγματα που συνοδεύονται από 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 τους Doutsos & 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 έντονης επιστημονικής συζήτησης. Τα προτεινόμενα γεωμετρικά μοντέλα, με βάση τεκτονικά στοιχεία υπαίθρου και σεισμολογικά δεδομένα περιλαμβάνουν τα ακόλουθα:
- Ρήγματα ληστρικής γεωμετρίας (Melis et al., 1989; Poulimenos et al., 1989; Doutsos & Piper, 1990),
- Μεγάλης κλίσης ρήγματα που απολήγουν σε ένα ορίζοντα αποκόλλησης (detachment) σε βάθος περίπου 7-12 χιλιόμετρα (Doutsos & Poulimenos, 1992), Μεγάλης κλίσης ρήγματα που συνδέονται μέσω ρηγμάτων μικρότερης κλίσης (περίπου 30ο) με ένα σχεδόν επίπεδο (περίπου 10°) σεισμογόνο ορίζοντα αποκόλλησης, στο βάθος όπου διακόπτεται η σεισμική δραστηριότητα (Rigo et al., 1996; Rietbrock et al., 1996; Lyon-Caen & Rigo, 1998),
- Μεγάλης κλίσης ρήγματα τα οποία συνδέονται είτε απ’ ευθείας (Armijo et al., 1996 για τον ανατολικό Κορινθιακό) είτε δια μέσου ρηγμάτων μικρότερης κλίσης (Hatzfeld et al., 2000 για το δυτικό Κορινθιακό) με τον κατώτερο φλοιό μέσω μιας ζώνης πλαστικής παραμόρφωσης.
- Μεγάλης κλίσης ρήγματα τα οποία ορίζουν επί μέρους τεκτονικά μπλοκ (rider blocks) επί ενός κανονικού χαρακτήρα ρήγματος αποκόλησης με κλίση περίπου 15° (low angle normal detatchment) (Sorel, 2000).
Η αδυναμία να αποσαφηνισθεί με ακρίβεια η δομή της Κορινθιακής τάφρου σε βάθος, οι προτεινόμενοι 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 σεισμολογικές έρευνες, που αποδίδουν τη σεισμικότητα της περιοχής σε μικρής κλίσης (<30°) ρήγματα σε βάθος 6 έως και 12 km κάτω από τον άξονα του Κορινθιακού κόλπου (Hatzfeld et al., 1990; Hatzfeld et al., 1996; Rietbrock et al., 1996; Rigo et al., 1996; Bernard et al., 1997; Hatzfeld et al., 2000), τροφοδοτούν την συζήτηση γύρω από το μηχανισμό με τον οποίο συντελείται η διάνοιξη του Κορινθιακού κόλπου (Hatzfeld et al., 2000; Tiberi et al., 2001; Westaway 2002, Sachpazi et al., 2003).
Εικ. 5: Τομές μονοκάναλης σεισμικής ανάκλασης, στο κέντρο του Κορινθιακού κόλπου από Brooks & Ferentinos 1984.