Introduzione

A causa della ripartizione diffusa degli epicentri, e dei relativi meccanismi focali sismici, vari autori hanno ipotizzato (ed implicitamente ammesso) l'esistenza nel Mediterraneo Orientale di "Piccole Placche Rigide" compresse tra le mega placche Africana ed EuroAsiatica. In particolare una di esse è la Placca Egea: il suo limite meridionale è marcato dalla fossa Ellenica (corrispondente ad un fronte convergente) mentre il suo confine orientale è poco distinguibile e marcabile. Il limite settentrionale invece, è considerato divergente e collocato in corrispondenza (circa!) del 39 parallelo nord: esso parte dalla fossa nord Egea ed arriva fino al sistema delle faglie bulgare. Inoltre, questo parallelo corrisponde anche [1] al passaggio tra la crosta intermedia ionica ed una crosta di tipo continentale, [2] alla scomparsa dell'arco vulcanico quaternario (cioè a nord di esso non vi sono più evidenze di tale arco) ed infine [3] alla scomparsa della struttura della fossa ellenica. Infatti, osservando le profondità degli ipocentri dei sismi registrati in tale area, ricostruendone di conseguenza le isobate, è possibile determinare come in corrispondenza del parallelo 39 vi sia una netta distinzione: a sud di esso esiste un piano di Benioff mentre a nord di esso non vi sono ipocentri (posizionati a profondità intermedia) che testimonino l'esistenza di un tale piano.

Scendendo in dettaglio i piani di faglia ricostruiti, le osservazioni sismotettoniche ed i rilevamenti in loco degli stress hanno evidenziato chiaramente i campi di stress associati alle deformazioni attive della litosfera nell'Egeo e nelle regioni attigue. In particolare è possibile notare una fagliazione di tipo inverso nel lato avan-arco e una di tipo distensivo, invece, nella zona di retro-arco.

Queste due zone con caratteristiche deformative differenti sono separate da una “cintura” di faglie inclinate: questa “cintura” rappresenterebbe un’area di passaggio da faglie inverse a faglie normali.

I piani di faglia osservati in tutta questa regione indicherebbero che i vari tipi di movimenti tellurici registrati (sismi), da quelli a bassa intensità a quelli maggiori, sarebbero causati da uno stress regionale dovuto ai processi di subduzione presenti: infatti, mediante indagini geofisiche profonde è stato individuato un corpo immergente con angolo di circa 33° verso nord.

L’attività sismica legata a tale corpo (piano di Benioff) è distribuita nel seguente modo:

• Alta sismicità: con terremoti con magnitudo fino a 8 gradi Richter e localizzati al di sotto della fascia di scarpata continentale dell’arco Ellenico (lungo un’ipotetica linea cha parte dal Peloponneso orientale passa per l’area settentrionale di Creta ed arriva fino a Rodi). Si può ragionevolmente ipotizzare che questa fascia relativamente poco profonda (ipocentri poco e medi profondi) rappresenti la regione di accoppiamento tra litosfera del Mediterraneo orientale (quella in subduzione) e l’arco Egeo vero e proprio in fase di sovrascorrimento.
• Bassa sismicità: con terremoti con magnitudo fino a 7.1 gradi Richter e profondità ipocentrali comprese tra i 100 ed i 180 km. Essa rappresenterebbe il piano di Benioff profondo.

Egeo nel Mesozoico

La sequenza precedentemente descritta rappresenta le coperture sedimentarie di un margine continentale passivo ma, elemento molto interessante, si evidenziano alcune differenze notevoli rispetto ai margini “moderni” in quanto sono chiaramente registrati degli episodi di estensione senza una chiara evidenza di formazione di crosta oceanica nel settore sud-orientale dell’Egeo.

Gli episodi distensivi sono principalmente 3:

1-  Rifting del medio-tardo Trias: prime disaggregazioni delle strutture della piattaforma continentale;

2- Tardo Lias: ulteriore estensione della zona con collasso delle aree a piattaforma e relativa formazione di scarpate carbonatiche;

3-   Tardo Creta: ulteriore fenomenologia estensiva con conseguente ulteriore riduzione delle zone di piattaforma. Probabilmente quest’ultimo evento è ricollegabile alla formazione di crosta oceanica più ad est, verso Cipro e la Turchia;

Nel Trias superiore, nella zona ionica, (settore occidentale dell’arco greco, vicino alla catena Ellenica) la stratigrafia ha evidenziato l’esistenza di vasti bassifondi (con battente d’acqua esiguo) ricoperti di calcari e strutture algali.

Mentre nel Lias superiore, sempre nella zona ionica, incomincia a svilupparsi una sedimentazione silicea che porterà successivamente alla formazione delle radiolariti.

Geodinamica nel campo Egeo nel Terziario

I risultati paleo magnetici ottenuti negli ultimi anni, ricavati dalle formazioni “terziarie” del campo Egeo, sono impostati a partire dal Miocene Inferiore. Tali informazioni hanno evidenziato come le strutture geologiche-stratigrafiche presenti in quest’area avessero originariamente un andamento quasi rettilineo con un trend est-ovest. La “curvatura” oggigiorno visibile fu acquisita grazie a due super eventi deformativi:

1. Miocene medio. Durante tale periodo avviene il primo (e notevole!) fenomeno deformativo dell’arco Egeo, caratterizzato principalmente da una rotazione accentuata sulle proprie terminazioni laterali: infatti, la parte occidentale (zona dell’Epiro) ruoterà in senso orario mentre quella orientale (zona sud orientale dell’Anatolia) in senso antiorario. 
2. Pliocene-Quaternario (ultimi 5 M.A.). La rotazione stavolta interesserà soltanto la parte nord-occidentale dell’arco Egeo, con il Polo di Rotazione impostato sull’Adriatico meridionale (in mare).

L’intera regione occidentale, pertanto, corrispondente grosso modo all’area dell’Epiro, avrebbe dunque ruotato di circa 45° in senso orario con un conseguente stiramento “minimo” di circa 100 km.

Inoltre, queste fasi rotazionali possono anche essere correlate con il vulcanesimo calcalino attivo nel Terziario-Quaternario nel Mar Egeo.

Per quanto concerne la catena delle Ellenidi, corrispondente al margine orientale dell’area presa in esame, volendo scendere maggiormente in dettaglio, si può affermare che (a partire dal Miocene superiore fino al Pliocene inferiore), la zona Pre-Apula diviene un margine attivo comportando l’innesco di una compressione dell’arco Egeo: i meccanismi tettonici che si attivano sfruttano le faglie (di tipo normale) che si erano generate nel periodo precedente, durante la fase sinsedimentaria, ribaltandone completamente il movimento (divenendo ora faglie inverse). E’ proprio in questo periodo che la parte ionica della catena Ellenica sovrascorre la piattaforma Apula.

In seguito, cioè fino all’inizio del Pleistocene, si registra una debolissima attività su tutto il margine:

è plausibile che la litosfera, (sempre del settore occidentale dell’arco Egeo) non subisca che deboli deformazioni. Sempre durante questa fase avviene anche una notevole trasgressione che ricoprirà tutte le strutture precedentemente formate. Nel successivo intervallo, che arriverà fino al Pleistocene medio è possibile osservare una generale riattivazione di tutte le strutture precedentemente formate. Inoltre, si registra anche un forte ispessimento carbonatico della zona pre-Apula senza che però vi siano significative movimentazioni del fronte stesso. Infine, dal Pleistocene medio ad oggi si può osservare un margine di nuovo attivo, comprovato dalla forte sismicità presente, con una leggera attività del fronte (come movimenti) grazie alle faglie inverse presenti.