Mediterraneo Occidentale, Placche e sismogenesi
MEDITERRANEO OCCIDENTALE
La Placca Adriatica, l’Italia e la Yugoslavia. La deformazione propagatasi e tutt’ora in atto lungo la penisola italiana e attorno al Mar Adriatico è evidenziata dalla presenza in questa zona di gran parte delle principali catene montuose del bacino del Mediterraneo. Alpi, Appennini, Dinaridi, Ellenidi e Carpazi si sono formate nell’ultimo centinaio di milioni di anni, in momenti diversi, ma da una dinamica comune, legata alla convergenza fra la placca africana e quella euroasiatica. La sismicità è elevata, sia per frequenza che per intensità. Non solo sono numerosissimi gli eventi piccoli (Figura 14), ma si hanno anche parecchi terremoti con magnitudo superiore a 5 e alcuni casi con magnitudo superiore a 6 (i quadrati di dimensioni maggiori, sia vuoti che pieni in figura 15). Inoltre, la sismicità dell’ultimo secolo, estratta dal catalogo storico ING-ENEL (quadrati vuoti in figura 15), dimostra quanto l’attività sia caratterizzata da una notevole continuità nel tempo.
Per individuare una probabile continuità nella propagazione dello sforzo fra zone sismogenetiche adiacenti, è stata evidenziata, mediante studi statistici, una correlazione tra gli eventi sismici che avvengono nell’Italia meridionale e quelli clle avvengono lungo la costa orientale dell’Adriatico (Mantovani et al., 1987; Albarello et al., 1988). L’attuale quadro tettonico di quest’area vede comunque accomunati diversi stili deformativi e soprattutto campi di stress che agiscono in diverse direzioni. Partendo dalla Sicilia e spostandosi verso N, si passa dalla zona a tettonica compressiva con direzione NW-SE, che complessivamente interessa la parte settentrionale dell’isola, alla zona caratterizzata da sismicità intermedia e profonda dell’Arco Calabro e del Basso Tirreno.
Spostandoci verso nord, l’Appennino è interessato da una tettonica distensiva, con estensione in direzione NE-SW, che si manifesta lungo una serie di strutture sismotettoniche riscontrabili lungo tutta la catena. Lungo l’Appennino settentrionale sono presenti una serie di bacini distensivi, ma solo nel versante occidentale (es. Garfagnana, Mugello, Casentino), mentre sul versante orientale si hanno strutture da tettonica compressiva (Westaway, 1992). L’evidenza del fenomeno distensivo viene anche dai dati sismologici, come si può notare dalla mappa dei meccanismi focali (Figura 16). Esistono diverse interpretazioni sullo sviluppo di questa distensione. Alcuni autori ritengono che si sia prodotta per rotazione della microplacca adriatica in senso antiorario (Anderson e Jackson, 1987), mentre altri la interpretano come estensione flessurale della parte sommitale della catena per reazione al regime compressivo che agisce in direzione NE (Philip, 1987). La coesistenza di deformazioni compressive ed estensive in un’area così ristretta è stata anche imputata alla presenza di forti disomogeneità crostali (Gasparini et al., 1985).
Nell’Appennino settentrionale si ha, oltre alla sismicità crostale che caratterizza l’intera catena, anche una sismicità profonda (Figura 6) che accompagna il trend compressivo del versante orientale della catena (Westaway, 1990) e che è stata recentemente interpretata come l’evidenza di un probabile tratto di subduzione ancora attivo della placca adriatica verso W (Selvaggi e Amato, 1992).
Passando dall’Appenino alle Alpi, si ha ancora una tettonica compressiva lungo tutto l’arco montuoso che, spostandoci verso est, si biforca: le Alpi settentrionali sono ricollegabili verso est ai Carpazi, mentre le Alpi meridionali sono in continuità verso sud con le Dinaridi, il Montenegro e le Ellenidi, lungo tutta la costa adriatica orientale (Figura 2). Lungo questa fascia, la direzione principale del campo di stress passa da NNW-SSE in Friuli a NE-SW sulle coste orientali dell’Adriatico, con fenomeni prevalenti di accorciamento, ma anche con strutture trascorrenti e miste (Figura 16). Spostandoci ulteriormente verso SW si entra nell’area del Mar Egeo e dell’Arco Ellenico, già descritte.
La sismicità e la deformazione attorno all’Adriatico sono di notevole entità, in contrasto con i pochi eventi della parte centrale dello stesso bacino che, a differenza di tutto il resto del Mediterraneo, ha anche una batimetria particolarmente piatta. Questa zona stabile, che si estende da N verso S, dalla Pianura Padana alla Penisola Apula, è stata interpretata da piú autori come una microplacca (Anderson e Jackson, 1987) (Figura 17). In passato l’interpretazione più diffusa era che la zona adriatica fosse un promontorio della placca africana spintosi in quella euroasiatica (McKenzie, 1972) e quest’ipotesi è ancora frequentemente proposta poichè la bassa sismicità del Basso Adriatico rende molto difficile l’individuazione di un eventuale margine fra placca africana e microplacca adriatica. Alcuni autori considerano la debole attività sismica nei dintorni dello Stretto di Otranto come l’indicazione che in questa zona vi possa essere una discontinuità (Anderson e Jackson, 1987), altri invece ritengono che il margine meridionale della microplacca si trovi a N del Gargano, presso le Isole Tremiti, all’altezza delle quali si ha una zona sismica che si estende verso NE fino in Yugoslavia (Westaway, 1990). I terremoti che avvengono lungo questa fascia contrastano con l’idea che la microplacca adriatica sia asismica (Favali et al., 1993; Console et al., 1989) e uno studio approfondito della sismicità registrata fra il 1986 e il 1990, associato ad altri dati geofisici e geologici, ha permesso di avanzare l’ipotesi che questa zona sismogenetica separi una microplacca adriatica settentrionale da una meridionale (Console et al., 1993). I profili ottenuti dalla sismica a mare effettuata a N e a ESE del Gargano hanno evidenziato la presenza di due fasce deformate, ricollegabili alla sismicità recente, che mostrano come questa sia un’area preferenziale per la deformazione all’interno dell’area adriatica (Argnani et al., 1993).
Indipendentemente dalla sua origine, l’individuazione della microplacca adriatica e l’ipotesi che essa ruoti in senso antiorario, con polo di rotazione in Italia settentrionale, permette di giustificare i diversi stili tettonici che troviamo nella zona periadriatica. Infatti, la rotazione della placca ben si accorda con una tettonica compressiva lungo la costa orientale e settentrionale e con una tettonica distensiva lungo la catena appenninica. Esistono comunque dei modelli recenti in cui l’origine e lo sviluppo dei diversi stili deformativi dell’area adriatica vengono descritti diversamente. Mantovani et al. (1992) considerano l’area come promontorio della placca africana e la situazione tettonica attuale come il risultato di ulla convergenza delle placche euroasiatica e africana lungo una direzione NE-SW. Westaway (1992), calcolando la deformazione cosismica derivata dai grandi terremoti storici, non trova evidenze per le quali la zona del Mar Adriatico sia da considerarsi una microplacca, mentre sostiene che la deformazione che avviene attorno ad essa è esclusivamente dovuta agli sforzi che si propagano dall’Adriatico meridionale (facente parte della placca africana) verso l’Eurasia.
Dalle Azzorre a Gibilterra alla Sicilia. Questa fascia viene considerata l’unica zona di contatto diretto fra le placche africana ed euroasiatica nell’intorno del bacino Mediterraneo (Figura 18). La sua terminazione occidentale sfocia sulla Dorsale Medio Atlantica, mentre a est la si limita in Sicilia, oltre la quale il margine diventa più complesso. A ovest di Gibilterra, questa zona sismogenetica può essere suddivisa in tre diverse parti (Figura 19): quella più occidentale è costituita dal Terceira Rift, lungo il quale si suppone ci sia spreading in direzione NE-SW (Grimison e Chen, 1986; Buforn et al., 1988; Argus et al., 1989).
Nella parte centrale si ha una struttura lunga circa 400 km, detta faglia Gloria. Nei vari studi condotti per determinare l’andamento fra placca africana ed euroasiatica si è lungamente discusso se la faglia Gloria sia o meno una trasforme. Se così fosse, il movimento lungo di essa bilancerebbe l’intero sistema di placche Afica-Eurasia-Nord America (Argus et al., 1989), considerato che non è particolarmente anomalo il fatto che una trasforme congiunga una zona divergente (Terceira ridge) e una convergente (Azzorre-Gibilterra) (Grimison e Cllen, 1986).
Infatti, nella terza zona, quella più prossima a Gibilterra, si ha una sismicità di elevata entità (Figure 3 e 4), caratterizzata anche da eventi profondi fino a 100 km (Figura 6) e con meccanismi focali che mostrano una convergenza in direzione NW-SE. Inoltre in questa zona la batimetria risulta più complessa per la presenza di numerosi alti e bassi morfologici, alcuni dei quali sarebbero il prolungamento di strutture tettoniche emerse, osservabili in Portogallo e in Spagna (Figura 19), lungo le quali si ha una sismicitá di bassa entità (Figura 3) (Grimison e Chen, 1986; Buforn et al., 1988; Argus et al., 1989). Questa leggera attivitá sismica potrebbe essere indicativa di un attuale moto relativo della microplacca iberica e quindi mette in dubbio il fatto che quest’ultima si sia stabilizzata rispetto alla placca euroasitica (Buforn et al., 1988).
I numerosi studi sulla sismicità profonda della zona a W di Gibilterra non hanno però risolto il dubbio se in quest’area ci sia o meno subduzione. Alcuni autori, non evidenziando un chiaro piano di Benioff, ritengono che in questa zona vi sia unicamente convergenza fra due zona a crosta oceanica (Grimison e Chen, 1986), mentre altri ritengono che in questa zona si abbia subduzione e che questa collisione si mantenga anche a E di Gibilterra, trasformandosi però in una collisione a litosfera continentale (Buforn et al., 1988). Effettivamente, a est dello stretto si nota un aumento della profondità a cui avvengono i terremoti. Questo fenomeno raggiunge il suo massimo al di sotto della Spagna meridionale dove sono stati localizzati terremoti fino a profondità maggiori di 600 km, per i quali si è ipotizzata la presenza di una porzione profonda di litosfera distaccata portata a elevata profondità dalla fase corrente di convergenza (Grimison e Chen, 1986; Buforn et al., 1988). Recentemente, alcuni autori hanno anche presupposto che nella zona di Gibilterra si abbia uno slab in subduzione con immersione verso W. Questa conclusione è stata raggiunta mediante l’interpolazione di vari dati (sismici, prove di stress in situ, ecc.), effettuata per individuare l’attuale campo di stress che interessa il Mediterraneo (Rebai et al., 1992).
A est di Gibilterra troviamo una sismicità estesa che si suddivide in due fasce distinte (Figure 3, 4 e 20): nella fascia meridionale l’attività sismica parte dalla catena del Riff (Marocco) e continua verso ovest lungo tutta la catena dell’Atlas, fino in Sicilia e all’Arco Calabro; nella fascia settentrionale la sismicità si estende dalla zona dell’Algarve (Portogallo), lungo la parte meridionale della valle del Guadalquivir e, verso NE, lungo il sistema betico. Queste due fasce di sismicità, all’interno del bacino mediterraneo, racchiudono la zona più rappresentativa della convergenza fra placca africana ed euroasiatica (Anderson e Jackson, 1987; Argus et al., 1989; Udìas et al., 1989). Inoltre, osservando i meccanismi focali (Figura 21), il campo di stress che caratterizza l’area risulta consistente col movimento in direzione NW-SE, determinato lungo la fascia ad ovest di Gibilterra. A conferma della direzione del campo di stress che agisce in questa zona, ci sono anche i dati relativi al terremoto di El Asnam (1980) e al rilievo geodetico che venne fatto in seguito ad esso (Ruegg et al., 1982; Yielding G., 1985).
Dagli studi globali di movimento delle placche si è dedotto che le placche africana ed euroasiatica ruotano in senso antiorario l’una rispetto all’altra (Argus et al., 1989; DeMets et al., 1991); inoltre, si è evidenziato che a ovest di Gibilterra si ha una velocità di spostamento fra le placche non superiore ai 4 mm all’anno, mentre all’interno del Mediterraneo questa aumenta fino a 7 mm l’anno nella Sicilia orientale (Argus et al., 1989) e 1 cm all’anno nell’Arco Ellenico (DeMets et al., 1991) (Figura 18).
