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.
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.
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.
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)
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| 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). |
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.
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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.
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.
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.
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.
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).
Analisi generale 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)
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| 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.
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| 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.
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.
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 storica e strumentale
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
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| Fig. 18 Sorgenti sismogenetiche della Grecia (Fonte Greek Database of Seismogenic Sources (GreDaSS)) |
Un approfondimento della sismicità greca sarà pubblicato in seguito
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Fonti e citazioni:
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Ocean Trenches (R J Stern, The University of Texas at Dallas, Richardson, TX, USA)
Locati M., Rovida A., Albini P., and Stucchi M., 2014. The AHEAD Portal: A Gateway to European Historical Earthquake Data, doi:10.1785/0220130113.
Stucchi M., Rovida A., Gomez Capera A.A., Alexandre P., Camelbeeck T., Demircioglu M.B., Gasperini P., Kouskouna V., Musson R.M.W., Radulian M., Sesetyan K., Vilanova S., Baumont D., Bungum H., Fäh D., Lenhardt W., Makropoulos K., Martinez Solares J.M., Scotti O., Živcic M., Albini P., Batllo J., Papaioannou C., Tatevossian R., Locati M., Meletti C., Viganò D., and Giardini D., 2013. The SHARE European Earthquake Catalogue (SHEEC) 1000-1899. Journal of Seismology, doi:10.1007/s10950-012-9335-2.
Basili R., G. Valensise, P. Vannoli, P. Burrato, U. Fracassi, S. Mariano, M.M. Tiberti, E. Boschi (2008), The Database of Individual Seismogenic Sources (DISS), version 3: summarizing 20 years of research on Italy’s earthquake geology, Tectonophysics, doi:10.1016/j.tecto.2007.04.014
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Matteo Autuori, Emanuele Maiorana
