. : ExploraTetide : . Dott. Geologo Gabriele Ponzoni

In estrema sintesi, nell'Italia meridionale possono essere individuati tre elementi principali da un punto di vista strutturale. Procedendo da est verso ovest (e quindi dal Mar Adriatico verso il Mar Tirreno), essi sono:

Questi domini derivano dalle deformazioni sviluppatesi dal Cenozoico su differenti aree paleogeografiche.

Le carte aereomagnetiche consultate evidenziano un'area abbastanza omogenea e normale lungo tutta la dorsale Appenninica (dal Piemonte alla Sicilia) ad eccezione delle seguenti anomalie:

L’avanpaese Apulo-Garganico, rappresentato dal Gargano, dalle Murge e dalla penisola Salentina, si è originato nel Mesozoico in un dominio di piattaforma carbonatica ad elevata subsidenza, su un tratto del paleo continente africano. Questa struttura, nel suo complesso, ha subito delle deformazioni compressive durante il Cretaceo superiore fino al Paleogene, e delle dinamiche distensive (sviluppatesi in più fasi) in tempi Cenozoici e infra Pleistocenici, (molto marcati durante il Pliocene).

Si tratta di un dominio alquanto stabile con crosta continentale normale ed una copertura sedimentaria che si aggira mediamente sui 6.000 metri e costituita principalmente da depositi evaporatici e calcari di età Trias-Cenozoico. In particolare al di sotto dell’area bradanica-murgiana, grazie a rilievi aeromagnetici, è stata individuare la presenza di un basamento granitico profondo ed uniforme, mentre nel mar Adriatico è stata ipotizzata l’esistenza, (sempre come basamento), di un’area ignea basica o intermedia. In particolare, l’area Adriatica sarebbe caratterizzata da una crosta continentale assottigliata (con spessore intorno ai 25 km), mentre la fascia appenninica avrebbe una crosta continentale ispessita (con uno spessore sui 65 km).

I dati relativi allo spessore crostale dell’area Bradanico-Murgiana mostrano una superficie di contatto tra lo zoccolo cristallino e la piattaforma carbonatica pugliese intorno ai –9 km nel mar Adriatico, (a circa 70 km a nord est dalla costa pugliese). In corrispondenza della costa tale superficie evidenzia un inarcamento in quanto raggiunge un minimo di –4,5 km circa. Nella zona della fossa Bradanica essa torna ad approfondirsi fino a –6 km circa mediante leggere ondulazioni.

Le superfici di Conrad e Mohorovicic mostrano un comportamento analogo. Da notare come la superficie di Moho sia intorno ai –30 km in corrispondenza della costa adriatica, per poi approfondirsi fino a –36 km in corrispondenza del margine tra la fossa Bradanica e la catena Appenninica.

La struttura dell’avanpaese si presenta ribassata sia verso NE che SW da vari complessi di faglie, (la parte occidentale è mascherata da potenti successioni sedimentarie presenti nella fossa Bradanica). Tali sistemi di faglie hanno avuto origine a partire dal Pliocene con tre sistemi principali: un sistema appenninico con andamento NW-SE, un secondo sistema avente direzione NNW-SSE, ed infine un terzo sistema con allineamenti E-W. I primi due sistemi sono responsabili della fratturazione sia della penisola Salentina che del substrato presente al di sotto della fossa Bradanica.

L’evoluzione dell’area murgiana, secondo vari autori, è possibile schematizzarla in due grandi momenti:

Gli avvenimenti distensivi sono individuabili in due direzioni principali: la prima fase estensiva con direzione ESE e la seconda con direzione estensiva NNE. Non è stato possibile stabilire una cronologia ben determinata fra le due direzioni di estensione (che non sono presenti simultaneamente quasi mai).

Per quanto concerne i momenti compressivi sono state stabilite anche in questo caso 2 direzioni primarie: la prima da NE a ENE con datazione probabile Oligocenica e la seconda con direzione compressiva da ESE a SE (in questo caso la datazione è maggiormente incerta).

L’avanfossa si è originata all’inizio del Pliocene su un esteso ed ampio tratto della piattaforma carbonatica apula-garganica (ribassata verso SW), e su alcuni domini periferici esterne riferibili a bacini appenninici. In seguito unità appartenenti al settore Appenninico sono sovrascorse lungo tutto il margine occidentale dell’avanfossa sovrapponendosi sulle parti maggiormente ribassate della piattaforma apula-garganica stessa: in tal modo si è venuto a costituire un raddoppio crostale.

L’avanpaese e l’avanfossa derivano da deformazioni che hanno interessato la piattaforma carbonatica stessa: infatti, inizialmente tale piattaforma, tra l’Eocene ed il Miocene si trovava in una situazione di avanpaese instabile (riconducibile ai movimenti di avanzamento della catena Ellenica-Dinarica) con movimenti che nel tempo la portarono ad assumere un’innarcamento il cui apice era situato sul lato Adriatico. Successivamente, nel Pliocene Inferiore essa assunse nella sua parte occidentale un ruolo di avanfossa subsidente rispetto alla catena Appenninica situata nelle sua immediate vicinanze: è grazie agli avanzamenti della catena Appenninica stessa che l’area di avanfossa assumerà nel tempo quelle connotazioni strutturali riscontrabili ancora oggigiorno.

Infine, dal Pleistocene medio sia l’area di avanfossa che di avanpaese furono soggette a fenomenologie di sollevamento differenziato, su scala regionale, raggruppate in più fasi.

La catena è un segmento della catena alpidica che si è sviluppata durante il cenozoico dalla deformazione di differenti domini paleogeografici. Pertanto l’Appennino si può suddividere principalmente in due parti:

La catena appenninica meridionale è costituita da varie unità strutturali che si sono originate a partire dal Miocene in domini paleogeografici connessi con il continente africano o il promontorio africano-adriatico.

La porzionedi catena con elementi alpini deriva da unità provenienti da domini più interni rispetto ai precedenti e da altre aree oceaniche della Tetide stessa. Queste unità inizieranno la loro deformazione, (con vergenza europea), tra il Cretaceo superiore e l’Eocene medio, per poi sovrascorrere in toto nel Miocene inferiore sui domini paleogeografici più prossimi al continente africano (questi sovrascorrimenti daranno quindi luogo alla catena appenninica meridionale).

In seguito alle rilevazioni sismiche provenienti dal mar Tirreno e dall’arco calabro è possibile compiere le seguenti osservazioni sull’assetto profondo dell’Appennino meridionale:

nell’intera area tirrenica si evidenzia una propagazione anomala delle onde sismiche con grande attenuazione delle onde S nel mantello e nella crosta. Inoltre si possono anche osservare degli anticipi negli arrivi delle onde P. Queste caratteristiche suggeriscono l’esistenza di un corpo ad alta velocità presente nel mantello, cioè un piano di Benioff.

Inoltre, considerando anche la distribuzione e la profondità degli ipocentri nell’area considerata si può ricostruire, abbastanza chiaramente, la geometria e la forma della zona di subduzione (piano di Benioff precedentemente citato): Esso risulta essere pendente, infatti, verso NNW (cioè verso il mar Tirreno centrale), e di forma concava. Analizzando ulteriormente gli ipocentri dell’attività sismica si evidenzia come il Piano di Benioff sia essenzialmente verticalizzato fino a 250 km di profondità, mentre tra i 250 ed i 340 km abbia una pendenza di circa 50° ed, infine, come tra i 340 ed i 500 km assuma un’inclinazione a basso angolo.

Per quanto riguarda le strutture tettoniche presenti in superficie (nella regione calabrese) si può osservare come esistano (in tale area) numerosi gruppi di famiglie di faglie: di tipo trascorrente destro e sinistro (bacini peri-ionici), faglie inverse; pieghe sinclinali ed anticlinali (tra Punta Stilo e la fascia costiera di Badato); Tutto ciò indicherebbe il controllo di una tettonica di tipo compressivo nel Pliocene Medio-Inferiore.

Successivamente, cioè a partire dal Pleistocene, si instaura una tettonica di tipo distensivo nell’Appennino calabrese (attiva fino ai nostri tempi) caratterizzata da importanti movimenti verticali. La tendenza alla subsidenza tende a cessare (grosso modo) nel Pleistocene inferiore e ormai solo alcune fasce costiere continuano ad evidenziare movimenti (contrastanti) di sollevamento e di abbassamento. Questo regime tettonico (principalmente di natura verticale) è in linea generale collegato al sollevamento dell’intero arco calabro.

In riferimento all’attività tettonica, la profondità della zona sismogenetica è stata rilevata come superiore ai 10 km ed i meccanismi focali dei terremoti indicherebbero un controllo primario dovuto a faglie normali con una componente secondaria legata a faglie di tipo trascorrente. I terremoti maggiormente energetici (M>6,5) seguono una fascia larga circa 40 km e lunga (circa) 400 km (dal confine calabro-lucano fino alla linea Ancona-Anzio); a sud invece della linea Sapri-Nocara fino alla valle del Crati, l’attività sismica diminuisce di intensità (parte settentrionale dell’arco calabro). Proseguendo verso sud, cioè nella porzione meridionale dell’arco calabro, si registra invece un aumento dell’intensità (fino ad arrivare al massimo registrato per la regione italiana).

Inoltre, nell’Appennino meridionale è abbastanza manifesto lo stato di forte disequilibrio crostale dovuto al sollevamento dell’area Calabra-Lucana (1 mm/anno), contrapposto alla subsidenza delle fasce tirreniche.

Sotto i continenti esiste una superficie di discontinuità detta superficie di Conrad, che corrisponde al punto di contatto tra la crosta continentale, più leggera, con quella oceanica, più densa. Speditivamente la Terra è costituita da tre involucri concentrici: la crosta, il mantello ed il nucleo. Essi sono divisi da due superfici di discontinuità sismica, (ossia segnalate dal propagarsi delle onde dei terremoti), denominate superficie di Moho e discontinuità di Gutenberg.

La Terra è suddivisa, come già detto, in tre gusci concentrici: crosta, mantello e nucleo.
La densità aumenta andando verso l'interno della Terra. Infatti, le rocce che si trovano in superficie hanno una densità compresa tra 2.5 e 3 g/cm3, mentre la densità media della Terra è molto più alta, 5.52 g/cm3.
La crosta rappresenta il guscio più esterno. Il suo spessore varia tra 5-15 km sotto gli oceani e 30-40 km sotto i continenti e supera i 50 km sotto le grandi catene montuose.
La crosta oceanica ha un sottile strato di sedimenti che ricopre lave e prodotti vulcanici basaltici e una densità media di circa 2.9 g/cm3.
La crosta continentale può essere suddivisa in crosta superiore (velocità delle onde sismiche fino a 6,5 km/s) e crosta inferiore o profonda (velocità delle onde sismiche da 6.5 a 7.6 km/s). La variazione nella velocità delle onde sismiche ha permesso di individuare la discontinuità di Conrad. A testimonianza del carattere eterogeneo della crosta continentale, la discontinuità di Conrad non è uniformemente distribuita.
La crosta continentale superiore arriva a circa 10-20 km di profondità e ha una densità media di 2.5-2.7 g/cm3. E' costituita da rocce intrusive e metamorfiche con sottili coperture di rocce sedimentarie. La crosta continentale inferiore ha una densità media di 2.8 g/cm3 ed è composta da rocce di tipo gabbrico.
L'inizio del mantello è segnato dalla discontinuità di Mohorovicic (Moho). La Moho è individuata da un aumento di velocità delle onde sismiche, da valori inferiori a 7.6 km/s a valori vicini o superiori a 8 km/s.
Anche il mantello si divide in due strati: mantello superiore, fino a una profondità di circa 680 km e mantello inferiore. La parte superiore ha una densità di 3.3-3.4 g/cm3 e quella inferiore aumenta da 3.3 g/cm3 fino a 5.6 g/cm3 nella zona più profonda.
A circa 2900 km di profondità si trova la discontinuità di Gutenberg, che separa il mantello dal nucleo che arriva fino a circa 6370 km di profondità.
La discontinuità di Gutenberg segna una differenza chimica tra il mantello e il nucleo che è formato in gran parte da ferro metallico. Anche il nucleo è diviso in due strati: uno esterno liquido e uno interno solido, entrambi a composizione piuttosto omogenea caratterizzata da ferro e nichel, separati da una zona di transizione.
La divisione tra i due strati è posta a circa 5200 km di profondità dove si riscontra un'altra discontinuità (discontinuità di Lehman) alla sommità della quale si estinguono le onde sismiche che non si propagano nei liquidi (onde S).
La litosfera comprende la crosta e una parte del mantello, la parte più esterna fino a circa 100 km di profondità nelle zone oceaniche e fino a circa 120-130 km ed oltre in quelle continentali. La litosfera ha un comportamento abbastanza uniforme di tipo rigido, tipico di solidi con temperature lontane da quella di inizio fusione.
Al disotto della litosfera, è presente, una zona parzialmente fusa detta astenosfera. I sismologi indicano questa zona come Low-Velocity Zone (LVZ) in quanto all'interno di essa le onde sismiche vengono significativamente rallentate. L'astenosfera si estenda fino a 350 km di profondità e il suo limite inferiore è marcato dall'aumento di velocità delle onde sismiche.
L'astenosfera può deformarsi plasticamente, può fluire lentamente e inarcarsi verso l'alto per effetto di ampi moti convettivi.
Lo strato che si estende dalla base dell'astenosfera (350 km di profondità) fino al nucleo, viene chiamato mesosfera, al cui interno si riscontrano due discontinuità a 400 e a 650 km di profondità caratterizzate da bruschi aumenti di velocità. Tali discontinuità corrispondono a brusche variazioni di densità.
La suddivisione della parte più esterna del globo terrestre in base alle diverse proprietà fisiche (litosfera e astenosfera) rappresenta il punto di partenza per la teoria della tettonica a zolle.