Capitolo 1.0: La Geodinamica del Mediterraneo
Volendo dare un'occhiata d'insieme, alla storia dell'area mediterranea, si possono, grosso modo, individuare due grandi fasi (o "momenti"), evolutive:
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Legato alla formazione dell'Oceano Tetideo, nella vecchia zona occupata dal cratone europeo e dall'Africa. Questa "fase" è anche nota, tecnicamente, come "fase distensiva" e all'incirca dura dal Triassico al Giurassico Medio.
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Legato alla formazione delle catene alpine a seguito della dinamica evolutiva che portò all'apertura ed alla formazione del proto oceano Atlantico. Questo periodo è collocabile dal Giurassico ad oggi. Ovviamente al contrario della fase precedente, questo periodo è caratterizzato da fenomenologie tettoniche di tipo compressivo.
Attenzione: adesso sarò costretto a riassumere e schematizzare notevolmente tutto il processo evolutivo e dinamico precedentemente elencato, (per evitare di tediarVi eccessivamente), e di conseguenza l'evoluzione descritta nei capoversi e paragrafi seguenti sarà, per ovvi motivi, di tipo speditivo.
Nel Triassico esisteva un'area cratonica, quindi estremamente tranquilla da un punto di vista tettonico ed evolutivo, nota con il nome di Pangea, che raggruppava l'Europa e l'Africa: la caratteristica di questa vecchissima zona era data, verosimilmente, dal fatto che la sua porzione occidentale era emersa mentre quella orientale era ricoperta da un mare epicontinentale.
Bene, e fin qui ci siamo .... ma è solo l'inizio! Infatti, a partire dal Triassico medio si innesca un fenomeno espansivo che genera una famiglia enorme di faglie trascorrenti che a loro volta andranno a disarticolare la vecchia e cara Pangea: in sintesi, si rompe tutta e non è più, a partire da questo periodo, un unico ed indivisibile continente. La fase espansiva, tipica proprio di questo periodo, seguirà una dinamica classica e cioè una fase di rifting seguita da una fase di drifting. Tutta questa rottura e frantumazione porterà, successivamente, alla nascita di un nuovo oceano a cui è stato dato il nome di TETIDE.
L'attività di accrescimento crostale, e quindi di espansione dell'Oceano Tetideo, inizia ad indebolirsi a partire dal Giurassico medio per poi arrestarsi completamente nel Giurassico superiore: infatti, a partire da quest'epoca la regione Tetidea inzia ad essere alquanto passiva subendo, di fatto, l'attività geodinamica e tettonica della limitrofa regione Atlantica, poiché tutti i movimenti a cui andrà soggetta saranno, essenzialmente, provocati proprio dal funzionamento della nuova, (ed appena nata), Dorsale Atlantica.
In pratica, poiché la Dorsale Atlantica settentrionale, inizia ad attivarsi a partire dal Giurassico superiore, (per poi regolarizzarsi, come espansione, nel Cretaceo inferiore), con un polo di rotazione alquanto differente da quello relativo all'Atlantico meridionale e con, inoltre, un tasso di espansione, (sempre per la zona settentrionale), alquanto inferiore a quello posseduto da quello meridionale, si può facilmente intuire come tutte queste nuove energie e dinamiche abbiamo influito sull'area della vecchia Pangea e dell'oceano tetideo.
Ma tornando all'area paleo Mediterranea, si possono notare una serie di nuovi fenomeni: infatti, in concomitanza con l'apertura dell'Atlantico si ferma ogni attività di espansione nella zona Tetidea, (in sintesi cessa ogni produzione di crosta oceanica), e soprattutto iniziano delle fasi compressive. Infatti, la crosta precedentemente prodotta viene consumata, inizialmente nella porzione settentrionale, per formare, quindi le prime catene alpine dell'area. Detta in parole povere, la compressione dell'area settentrionale porta all'innesco dell'orogenesi della catena ALPINA, (Giurassico superiore - Cretaceo). Contemporaneamente, la porzione di Tetide meridionale rimane completamente passiva ed inerte.
L'intera area centro settentrionale dell'Oceano Tetideo risulta essere completamente consumata all'Eocene. L'unica eccezione a questa totale distruzione risulta essere un settore orientale, in quanto, esso rimase separato dall'intera dinamica evolutiva di tipo tettonico, a partire dal cambio epoca "Giurassico-Cretaceo".
1.1: Ed il Tirreno?
Nell'area occupata, grossomodo, dall'odierno Mar Tirreno si possono ragionevolmente ricostruire ben tre fasi principali di rifting: La prima fase si innesca nel Tortoniano superiore (per poi arrivare fino a tempi intraMessiniani), ed interessa tutta l'area tirrenica. La caratteristica saliente, di questa fase, è data dalla constatazione di come nella porzione di Tirreno meridionale avvenga un marcato assottigliamento crostale, fino ad arrivare, in alcune aree, alla messa in posto di una vera e propria crosta oceanica. Questo fenomeno di assottigliamento non avviene in modo continuo, ma al contrario, per scatti: cioè attraverso più episodi di rifting, di breve durata, guidati da sistemi di faglie listriche orientate Nord-Sud. Tutta questa attività arriverà, nel tempo, a formare un bacino in cui si depositeranno le evaporiti del Messiniano.
Successivamente, si incontra una fase che dura dall'intraMessiniano al Pliocene medio, e "sembra" essersi manifestata solamente nel Tirreno sud-orientale, bacino del Marsili, anche se a dire il vero alcuni effetti di questa attività tettonica sono risentiti dalle catene orogenetiche limitrofe come ad esempio quella della Sardegna.
Infine, l'ultima fase che dura dal Pliocene medio/superiore fino ad oggi. Durante questa fase "finale" è stata ricostruita una rotazione del campo delle tensioni distensive di circa 20/30°: tutto ciò comporta che, le "nuove" faglie trasformi-trascorrenti, siano in realtà parallele alla direzione del margine tirrenico-sud appenninico e normali all'arco Calabro-Peloritano. Sempre in quest'ultima fase si registra un'intensa subsidenza, rifting e messa in posto di ulteriore crosta oceanica: in sintesi questi fenomeni fanno ipotizzare come i meccanismi ed i comportamenti siano analoghi a quelli visti nelle fasi precedenti ma con direzioni diverse, in quanto se, in precedenza la direzione primaria dell'asse di rifting era nord-sud, ora essa è divenuta nordovest-sudest.
1.2: Italia Meridionale
L'evoluzione del Mediterraneo centrale fra presupporre una forte interazione tra il margine africano ed il blocco adriatico a partire dal Miocene medio-superiore, dopo una fase tettonica dominata da una accentuata trascorrenza sinistra tra l'area africana ed la zolla adriatica vera e propria. Infatti, in seguito a questa interazione, le spinte tettoniche verso nordest dell'Africa hanno innescato sia una rotazione antioraria, e sia una relativa migrazione verso nord dell'intero blocco adriatico: questa deriva ha interessato tutte le varie parti comprese quelle precedentemente subdotte e responsabili del vulcanesimo Oligo-Miocenico dell'area sarda.
In pratica sotto le forti spinte dell'Africa, il margine adriatico subdotto ha subito delle fortissime deformazioni fino a raggiungere la sua forma odierna. Non solo! La sismicità profonda associata al vulcanesimo calcalcalino recente, presente nel Tirreno meridionale, sembrano indicare come la deformazione del relitto litosferico sia, ancor'oggi, in atto.
Comunque sia, nella scia del blocco adriatico in rotazione antioraria si è sviluppata un'intensa fase tettonica di natura distensiva, responsabile dell'apertura del bacino tirrenico. Di particolare importanza risulta essere la constatazione di come le spinte provenienti dall'Africa siano state esercitate inizialmente sull'arco Calabro, e quindi sulla parte meridionale del blocco adriatico, può (potenzialmente), spiegare come mai a partire dal Miocene medio-superiore le maggiori deformazioni registrate siano state localizzate nella parte meridionale della penisola italiana e nel bacino tirrenico: infatti, durante questa fase si sono verificati gli scivolamenti gravitativi delle unità Alpine, (visibili oggigiorno a largo della costa Ionica della Calabria).
A nord ed a est, invece, il movimento della microplacca adriatica ha prodotto come risultato finale il rinnovamento delle deformazioni visibili nelle catene delle Alpi e delle Dinaridi: questa nuova fase orogenetica ha preso il nome di "orogenesi NEOALPINA", (si sottolinea che questi due catene montuose provenivano da un lungo periodo di quiete seguente la fase MESOALPINA).
Comunque sia, alcune evidenze tettoniche fanno anche ipotizzare come dopo il Pliocene medio l'apertura del bacino tirrenico si sia alquanto attenuata, (come velocità) e che quindi, se si suppone che il Tirreno si sia formato ed aperto a seguito della rotazione della placca Adriatica, tale rallentamento sia implicitamente collegato ad uno smorzamento della migrazione dell'area adriatica. Questo rallentamento potrebbe essere stato causato dal fatto che nel margine orientale dell'Adriatico non vi era più litosfera assottigliata da consumare. Inoltre, sempre sul bordo orientale del blocco Adriatico, si andava sviluppando una situazione alquanto critica a causa della convergenza su di essa dei blocchi Africano, Adriatico ed Egeo.
Bene: ora viene il bello! Infatti, dopo il Pliocene medio la spinta dell'Africa non viene più assorbita dalla traslazione del blocco Adriatico e di conseguenza si innesca una più intensa deformazione della litosfera subdotta nella zona dell'arco Calabro. Inoltre, a causa della forte torsione indotta dalla spinta dell'Africa, la parte più meridionale del margine Adriatico subdotto, (sottostante l'attuale bacino Ionico), ha subito notevoli sforzi tensionali che ne hanno, probabilmente, causato un forte assottigliamento, e, forse, anche lacerazioni nella piastra in subduzione sotto la Calabria verso il Mar Tirreno. Bisogna, però, ora prestare attenzione come secondo i modelli evolutivi geodinamici finora riportati non vi sia alcuna spiegazione fornita sulla posizione e sul comportamento della Faglia Apula. Non viene neppure spiegato come quest'area in subduzione si comporti con l'adiacente area Apula e come potenzialmente quest'ultima possa reagire ai campi tensionali indotti.
Comunque sia, nella scia della migrazione della piastra subdotta si viene a sviluppare una depressione sotto l'area ionica che potenzialmente indurre una flessione verso il basso della soprastante litosfera.
Per quanto concerne il Canale di Sicilia, a seguito di evidenze tettoniche, stratigrafiche, geofisiche, vulcanologiche si possono riconoscere due fasi tettoniche ben distinte di tipo primario: la prima di tipo compressivo che, probabilmente, si interrompe nel Miocene superiore, rappresenta un primo stadio evolutivo riconducibile all'interazione Africa-Adriatico, che causa un raccorciamento strutturale nella regione dell'arco calabro con il relativo inarcamento del blocco pelagico; quindi si innesca la seconda fase di tipo (chiaramente), distensivo che parte dal Pliocene medio e prosegue, ed è innescata dall'apertura del bacino tirrenico che, creando spazio a nord della Sicilia, rende possibile il rilascio nella struttura superficiale litosferica dell'energia elastica accumulata dalla fase precedente nell'area di collisione, (come ad esempio le varie zone sottoposte ad inarcamento crostale). Questo rilascio di energia ha causato il disaccoppiamento della Sicilia dal margine africano producendo un campo di sforzi di tipo distensivo nel canale di Sicilia. Inoltre, il fatto che il bacino tirrenico si andava formando progressivamente da ovest verso est potrebbe anche spiegare perché la deriva verso nord della Sicilia stessa abbia avuto anche una componente rotazionale in senso orario.
Contemporaneamente al verificarsi della tettonica distensiva nella struttura superficiale, in profondità sotto il Canale di Sicilia l'Africa continua ad esercitare una spinta attiva sul margine adriatico subdotto. Tale aspetto potrebbe facilmente spiegare perché il maggior rilascio di energia sismica nel Tirreno meridionale avvenga fra i 250 ed i 350 km di profondità.
1.3: Area Apula: questa grande "sconosciuta"
Misure paleomagnetiche (compiute nella Grecia Nord Occidentale, nel Gargano, nella Puglia Meridionale) hanno permesso di ricostruire un differente comportamento rotazionale, del settore meridionale rispetto a quello settentrionale, della dorsale Apula. Si ricorda che per anni è stata abbastanza accesa la controversia fra diversi autori anglosassoni ed italiani in merito al fatto che l'area adriatica debba essere considerata o un promontorio della placca africana o una microplacca autonoma vera e propria (detta Adria).
Comunque sia la zona di deformazione dove è avvenuto lo svincolo tra la parte settentrionale e quella meridionale è verosimilmente da identificarsi nel sistema di faglie regionali conosciute come Faglie delle Tremiti e Faglia Mattiwata, (con probabile coinvolgimento delle aree circostanti).
Se tutto ciò è verosimile, ma micro-placca adriatica (o comunque sia l'area adriatica) è da inquadrarsi in un nuovo modello avente due unità in differente evoluzione: una a nord delle latitudini garganiche e una a sud di esse. Un'altra particolarità che emerge da tale zona è la quasi assenza di attività sismica: infatti, l'unica attività (debole) registrata oggigiorno (e finora ricostruita), sarebbe presente a largo del Gargano. Un'ulteriore prova di tutto ciò è data dalla batimetria del Mar Adriatico: essa infatti evidenzia un andamento alquanto pianeggiante.
Tutto ciò concorre a dimostrare un basso livello di deformazioni presenti nell'area Adriatica e quindi l'esistenza implicita di un blocco con comportamento rigido, racchiuso da circostanti fasce fortemente deformate (simile a quello del mar Caspio). Questo blocco, inoltre, avrebbe ruotato in modo omogeneo sul Polo Eureliano.
In ogni caso la l'area Adriatica può essere vista come una gigantesca struttura staccatesi dalla placca africana e oggigiorno in consunzione lungo tutti i propri margini ad eccezione di quello meridionale costituito dal Mar Ionio. Il Distacco dall'Africa sarebbe comunque iniziato a partire dal trias Medio-Superiore. Nel Dogger si sarebbe definita la separazione completa con tanto di produzione di crosta oceanica (area a Cobblestones). Sempre nel Dogger, inoltre, vi sono evidenti tracce stratigrafiche di un marcato passaggio da condizioni di piattaforma a quelle di mare più profondo lungo tutti i margini della placca Adriatica.
Successivamente, all'inizio dell'Eocene-Oligocene i margini orientali assieme a quelli settentrionali iniziano deformarsi: siamo alla genesi della formazione delle catene Dinariche e delle Alpi Meridionali. Nell'Oligocene, poi, inizia a collidere anche il margine occidentale con conseguente generazione degli Appennini: tale processo continuerà anche per tutto il Miocene ed il Pliocene. Nella parte più esterna della placca Adriatica, cioè nella Fossa Bradanica e nella Valle Padana, i movimenti più accentuati e deformativi si verificheranno nel Miocene Superiore - Pliocene Inferiore. Inoltre, una buona parte del Mar Adriatico centro settentrionale rimarrà emersa dal Creta al Pliocene.
Concludendo molti autori definiscono il limite meridionale della placca Adriatica in corrispondenza del Canale d'Otranto. Bene. In seguito alle analisi compiute sui profili da me visionati, posso ragionevolmente affermare che tale conclusione è essenzialmente corretta anche se in realtà il limite ricercato sarebbe opportuno collocarlo in corrispondenza dell'isola di Corfù: tutti questo perché i profili sismici hanno evidenziato la presenza di una "struttura sismica" che mostra un netto cambiamento del segnale a nord ed a sud di essa, nonché di un netto cambiamento delle strutture tettoniche presenti (sempre a nord e a sud si essa). Pertanto, a mio avviso, tale struttura potrebbe essere ragionevolmente identificata come il limite meridionale, da un punto di vista strutturale e tettonico, della placca Adriatica.
Un Paio di definizioni:
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