Geologia e Sismicità dell`Arco Ellenico e della Grecia Centrale

A cura di Matteo Autuori ed Emanuele Maiorana
Geologia e Sismicità dell'Arco Ellenico e della Grecia
Centrale
Approfondimenti e appunti sugli aspetti tettonici del Mediterraneo Orientale
Il Mar Mediterraneo è sede di una delle più complesse attività tettoniche dell'intero Pianeta,
attività che con grande forza, anno dopo anno, ne sta modificando l'aspetto .
Motore primario di tale forza è rappresentato dallo scontro titanico tra due enormi placche
tettoniche: la Placca Euroasiatica a nord e la Placca Africana a sud. La complessità è invece
data dal fatto che, tra le due placche principali, esistono altre placche minori (microplacche)
che vanno a creare una sorta di puzzle geologico di enorme fascino.
In questo ambito approfondiremo gli aspetti tettonici del Mediterraneo Orientale ed in
particolare quelli relativi all'Arco Ellenico, settore del "Mare Nostrum" a sud della Grecia.
Fig.1 Mappa relativa alla tettonica del Mar Mediterraneo, dalla quale si può evincere in particolare la dinamica
dei movimenti e le forze in gioco. (fonte Wikipedia).
L'Arco Ellenico è una struttura tettonica di forma arcuata lunga circa 1.000 km che va dalle
Isole Ionie, situate a nord-ovest della Grecia, all'Isola di Rodi da cui ha poi origine l'Arco di
Cipro. E' formato da 3 distinti elementi: uno più esterno a sud composto dal susseguirsi di 3
fosse oceaniche (Hellenic Trench, Pliny Trench e Strabo Trench), uno intermedio formato da
un arco insulare non-vulcanico (es.Isola di Creta) ed uno a nord formato da un arco di isole
vulcaniche tra le quali spicca per fama Santorini.
Fig.2 Immagine riassuntiva degli elementi che compongono l'Arco Ellenico. (fonte Wikipedia).
A generare tale complessa struttura è stata la subduzione (tuttora in corso) della Placca
Africana, con movimento S-N al ritmo di circa 10 mm/anno, sotto la microplacca Egea, che a
sua volta si muove in direzione NE-SW di circa 45 mm/anno.
Fig.3 Velocità cinematica delle placche nel contesto Ellenico. (Papazachos et al. 1998)
Passiamo ora ad analizzare i singoli elementi che costituiscono l'Arco Ellenico.
La lunga linea arcuata esterna abbiamo detto che si compone di tre distinte fosse oceaniche.
La Fossa Ellenica propriamente detta (Hellenic Trench) va dalle Isole Ionie fino alla costa
meridionale cretese ed è la fossa più profonda del Mediterraneo. Ha un andamento molto
regolare con direzione NW-SE fino a Creta dove curva verso est.
Da Creta a Rodi la fosse si divide in due distinti trench (Pliny e Strabo) paralleli tra loro e
interconnessi da strutture di tipo trascorrente. Queste tre fosse però non sono il vero e
proprio limite di placca, non sono la vera e propria espressione in superficie della subduzione
della Placca Africana sotto l'Egeo; questo limite lo si ha più a sud sotto il Mediterranean Ridge
(Fig.2) che è il complesso sedimentario di accrezione, il bacino di "avanarco" (Forearc Basin)
formato in parte da elementi di natura vulcanica provenienti dall'Arco, in parte da porzioni di
Placca Africana "raschiate via" dal processo di subduzione (cuneo di accrezione) ed unitisi alla
placca Egea.
Ne consegue che il limite reale della Placca Africana è a sud del Mediterranean Ridge e che la
Fossa Ellenica con le sue biforcazioni non è nient'altro che una "retro-subduzione"
(Backthrust). (Stern 2004 , Chamot-Rooke et al 2005)
Fig.4 La figura si riferisce all'Arco Ellenico; si possono notare il Mediterranean Ridge e l'Hellenic Trench.
(fonte The Geological Society of America).
Fig.5 Tettonica del Mediterraneo Orientale. ( Geological Society, London, Special Publications 2009; v. 311; p.
213-233).
L'arco insulare non vulcanico sorge immediatamente a nord delle fosse ed è formato dalle
Isole Ionie, da Creta, da Rodi e da altre isole minori. Ha origine dal sollevamento di parte del
Forearc Basin dovuto alla cinematica compressiva in atto lungo i trench. La natura non
vulcanica di questo arco insulare risiede nel fatto che, avvenendo la subduzione sotto la
Microplacca Egea con un basso angolo di inclinazione, non viene favorita nelle immediate
vicinanze dei trench la parziale fusione del mantello sottostante e quindi la risalita del magma
in superficie.
Di contro l'attività sismica in questa area è tra le più intense del Mediterraneo e non è solo
legata direttamente alla subduzione, con terremoti dalla genesi compressiva a profondità
ipocentrali intermedie (dato il basso angolo d'immersione) lungo il piano di Benioff. Infatti
lungo l'Arco i terremoti sono spesso originati anche da movimenti trascorrenti (es.
Kephalonia fault) o legati a temibili thrusts superficiali (faglie inverse) anch'essi a basso
angolo d'inclinazione (i devastanti terremoti cretesi del 365 e del 1303 molto probabilmente
sono da attribuire a tali thrusts). (Shaw et al. 2008)
Approfondiremo alla fine in maniera più dettagliata la sismicità storica ed attuale dell'Arco Ellenico.
Fig.6 Sismicità dell'Arco Ellenico dal 1964 ad oggi.
Fig.7 Testimonianza della violenza del sisma del 365: grotte sottomarine nei pressi di Paleochora (costa sudoccidentale di Creta) portate in superficie dall'enorme spostamento cosismico (fino a 10mt!!!) causato dal
movimento tellurico (si ipotizza una M pari ad 8.5). (Fonte immagine Wikipedia).
Procedendo verso nord incontriamo l'ultimo elemento dell'Arco Ellenico; parliamo dell'Arco Vulcanico
Ellenico, composto da alcuni apparati vulcanici, sia insulari che su terraferma, in parte ancora attivi.
Tra quelli attivi il più "famoso" è di sicuro l'apparato di Santorini, formato da alcune isole disposte a
circonferenza nel cuore del mar Egeo.
Fig.8 Immagine satellitare di Santorini. (Fonte NASA/GSFC/MITI/ERSDAC/JAROS e U.S./Japan ASTER Science Team).
L'attuale e tipica forma di Santorini è da far risalire alla violentissima eruzione (una della più potenti
degli ultimi 10.000 anni) avvenuta all'incirca intorno al 1600 a.C. (ultima datazione del
radiocarbonio)che con la sua enorme forza svuotò interamente la camera magmatica situata sotto al
vulcano e ne causò così il crollo quasi totale. Quel che oggi vediamo infatti non è nient'altro che una
enorme caldera a testimonianza di un'eruzione dall'indice di esplosività (VEI) pari a 6 o addirittura 7
(su una scala che va da 0 a 8).
Tale apocalittico evento generò, oltre ad una ricaduta di terra ad ampio raggio, anche uno
tsunami con onde alte da 35 a 150 m che colpirono pesantemente la costa settentrionale di
Creta.
Al centro della caldera oggi sorgono alcuni isolotti (tra questi Palea Kameni e Nea Kameni)
formati dai flussi lavici di eruzioni minori avvenute dal 1600 a.C. fino all'ultima nel 1950.
Altro vulcano attivo dell'Arco, il più orientale, si trova sull'isola di Nisyros a NW di Rodi.
L'ultima colata lavica risale al 1888, da allora l'attività è limitata ad emissione di fumo e
sorgenti sulfuree oltre che ad una certa attività sismica.
Altri due apparati vulcanici considerati attivi si trovano nella penisola di Methana, a SW di
Atene, dove le ultime eruzioni sottomarine si ebbero nel 1700, e sull'isola di Milos, dove
l'ultima vera eruzione viene fatta risalire al 90.000 a.C. ed oggi vi è la presenza di un'intensa
attività idrotermale.
Apparati vulcanici ormai estinti sono presenti sul fondale marino tra Nisyros e Kos e sulla
penisola di Bodrum in Turchia.
Fig.9 Arco Vulcanico Ellenico. (fonte USGS)
Per concludere questo focus sulle dinamiche tettoniche dell'Arco Ellenico ci soffermiamo su quello che
è il comportamento in tale regime da parte della Microplacca Egea. All'interno di quest'ultima prevale
una tettonica di tipo trascorrente in particolare nel settore più settentrionale dove vi è la naturale
prosecuzione verso W/SW della Faglia Nord Anatolica (trascorrente destra) ed una tettonica
distensiva nella porzione centrale di tale microplacca. Tale deformazione in senso distensivo da parte
della Aegean Plate è dovuta a due distinti fattori. Il primo è legato direttamente alla subduzione della
Placca Africana sotto l'Egeo ed è dovuto al fenomeno di "roll-back" ovvero alla forza di trazione che
esercita verso di essa, sprofondando nel mantello, la placca subdotta (Africana) sulla placca
subducente (Egea).
Questo avviene perchè, sprofondando nel mantello, sulla Placca Africana inizia a prevalere la forza
peso che tende a piegare la superficie subdotta della stessa in direzione quasi opposta al moto della
placca,superficie che inizierà a puntare verso il basso. La Microplacca Egea a contatto diretto con
l'Africana non può far altro che assecondare questo "moto di ritorno",ne consegue che tenderà a
"stirarsi" (tettonica distensiva) in direzione del moto di subduzione con relativo arretramento
dell'Arco Ellenico.
Fig.10 Immagine esplicativa del concetto di roll-back. (fonte University of Sidney).
Il secondo fattore alla base della tettonica distensiva egea è ben inquadrato da un modello cinematico
"a blocchi" (Jackson e McKenzie) collegato al moto di un'altra placca, quella Anatolica. Punto di
partenza di tale teoria è la suddivisione in blocchi orizzontali paralleli della Aegean Plate. La spinta
verso W che la Microplacca Egea riceve dall'Anatolica viene ad essere ostacolato proprio ad W dalla
collisione con placche (Adriatica ed Euroasiatica) anch'esse di natura continentale (forte opposizione
all'accorciamento).
A sud invece l'Egea ha vincoli di moto meno forti potendo contare su di un sistema subduttivo con una
placca di natura diversa. Questa differenza di vincolo (e quindi di velocità) tra il margine occidentale e
quello meridionale della Microplacca Egea non solo ne impone il moto in direzione SW ma causa anche
l'arcuarsi nella parte centrale dei suddetti blocchi orizzontali e quindi una distensione interna alla
microplacca stessa.
Fig.11 Schema del modello cinematico ideato da Jackson e McKenzie per interpretare la tettonica del Mar Egeo.
(a) insieme di blocchi piano paralleli non deformati;(b) se l'insieme dei blocchi non ha limitazioni laterali,
subendo uno sforzo sul lato destro (CD) tanto che questo ruoti in senso orario (CD'), si avra' una corrispondente
rotazione anche dal lato sinistro (AB), senza che si abbia alcuna rotazione dei singoli blocchi; (c) se l'insieme dei
blocchi e' bloccato lungo il suo lato sinistro (come nel caso del Mar Egeo), uno sforzo che agisce sul lato destro
(CD) si manifestera' con la rotazione e l'allontanamento fra loro dei singoli blocchi (da Taymaz et al., 1991).
(fonte INGV).
Ne consegue che la parte centrale della Microplacca Egea, in tettonica distensiva, sia costellata da
numerose faglie normali attive che ne caratterizzano l'attività sismica, con una componente
compressiva meno evidente legata alla subduzione della Placca Africana e che si sintetizza in terremoti
ad ipocentro profondo (> 80km).
Fig.12 Sismicità dell'Arco Ellenico e della Microplacca Egea dal 1960 differenziata per M e profondità. (fonte
EMSC).
Fig.13 Meccanismi focali dei terremoti con Mw5.5+ tra il 1953 e il 1995 (Papazachos et al. 1998)
Analisi della sismicità storica e strumentale della Grecia
Analizzando il database pubblicato dall'Istituto di Geodinamica di Atene, che comprende tutte
le scosse rilevate dal 1964 dalla rete sismica greca è ben visibile la subduzione dell'Arco
Ellenico grazie alle scosse con profondità maggiore di 50km. Le scosse, come da legenda, sono
state divise in classi (da 0 a 50km, da 50 a 100km, da 100 a 150km e da 150km in giù)
Fig.14. Sismicità profonda dell'area Egea tra il 1964 e il 2014 (Catalogo terremoti by Institute of Geodynamics,
National Observatory of Athens)
Il terremoto di Creta del 365 d.C
Il 21 Luglio del 365, un forte sisma (Il più forte degli ultimi due millenni nel Mediterraneo) di
Magnitudo momento compresa tra 8.3 e 8.5 ha colpito il Mediterraneo, con epicentro a Sud-Ovest di
Creta, in Mare. Il sisma ha provocato la totale distruzione degli edifici presenti sull'Isola, tanto che
alcune città non furono mai più ricostruite. Il terremoto fù di una tale potenza che provocò ingenti
danni in tutte le isole Egee, ed in maniera minore in Libia, Egitto, Cipro, Libano e Sicilia. Ciò che
provocò morte e distruzione in tutto il Mediterraneo fu però il successivo tsunami che travolse
Alessandria d'Egitto, distruggendola completamente. Si contarono 45.000 vittime, 5.000 solo ad
Alessandria.
Fig.15 Simulazione al Computer della propagazione delle onde dello tsunami del 365 d.C, dopo 4, 30, 70 e 90
minuti dal sisma (Shaw et al. 2008)
Il terremoto di Creta del 1303
L'8 Agosto del 1303, un forte terremoto di Magnitudo momento stimata 8.0 colpisce un'area in mare,
ad est dell'Isola di Creta, compresa tra il Dodecaneso e Creta. Il terremoto devasta la città di Heraklion,
come scritto da documenti rinvenuti negli archivi della Repubblica di Venezia, che allora controllava
l'isola. Il terremoto causò nuovamente uno tsunami che causò la morte di oltre 4.000 persone sull'Isola
di Creta e che danneggiò la zona costale di Alessandria, dove ebbe un run-up massimo di 9 metri, Il
Faro di Alessandria venne gravemente danneggiato.
Fig.16 Intensità nel Mediterraneo del terremoto del 1303 (Fonte AHEAD)
Il terremoto di Rodi del 1481
Il 3 Maggio del 1481 una scossa di Magnitudo momento stimata 7.1 ha interessato il
Dodecaneso. Il terremoto ha provocato grande distruzione sull'Isola di Rodi, causando 30.000
morti. Il terremoto generò un piccolo tsunami di altezza pari ad 1.8m, con effetti lievi
sull'arcipelago ed in Turchia. Ci fu un terremoto premonitore il 15 marzo del 1481. Dopo
l'evento principale del 3 maggio, le repliche continuarono fino a gennaio 1482. Le principali
avvennero il 5 maggio, il 12 maggio, il 3 ottobre ed il 18 dicembre (quest'ultima danneggiò
ulteriormente Rodi).
Il terremoti di Creta del 1810, 1856 e 1903
Il 16 Febbraio 1810 un terremoto di Magnitudo momento stimata 7.5 ha interessato un'area
leggermente a nord dell'Isola di Creta, ad una profondità di circa 90km. La particolarità di
questo sisma, come quello del 1903, fu la profondità elevata, che permise di avvertire il sisma
a grandissime distanze (Pare anche in Italia Centrale ed in Siria). Il sisma provocò 2.000 morti
ad Heraklion, e danneggiò molti edifici fino ad Alessandria. Seguì un piccolo tsunami che non
causò danni.
Il 12 Ottobre 1856 un terremoto di Magnitudo stimata 8.2 ha interessato un'area a nord di
Creta ad una profondità di oltre 100km. Il terremoto ha provocato nonostante la profondità
notevoli danni ad Heraklion, ed uno tsunami che ha interessato l'Egitto Settentrionale. Il
terremoto e lo tsunami hanno provocato in tutto 538 vittime ed 8.000 case distrutte.
Fig.17 Epicentro del terremoto del 1856 (Fonte AHEAD)
L'11 Agosto 1903 un terremoto di Mw8.3 ha colpito l'isola di Creta ad una profondità
compresa tra i 100 ed i 200km. Il terremoto ha provocato due vittime sull'isola ed un piccolo
tsunami, la conta dei danni è per fortuna limitata grazie alla profondità.
Cataloghi della Sismicità Greca
Una lista completa e dettagliata dei terremoti storici e degli tsunami che hanno interessato la
Grecia storicamente è possibile trovarla qui: Catalogo NOAA(NGDC) dei terremoti e degli
tsunami storici (Coordinate sulla Grecia)
Altri cataloghi della sismicità greca storica e recente sono disponibili qui: Cataloghi sismicità
greca dell'Institute of Geodynamics, National Observatory of Athens
Un catalogo delle sorgenti sismogenetiche greche è consultabile qui: The Greek Database of
Seismogenic Sources, in collaborazione con DISS dell'INGV
Fig. 18 Sorgenti sismogenetiche della Grecia (Fonte Greek Database of Seismogenic Sources (GreDaSS))
Un approfondimento della sismicità greca sarà pubblicato in seguito
Fonti e citazioni:
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