Il Salento appartiene alla placca adriatica, che s’incunea con il suo blocco compatto tra la placca continentale euroasiatica a nord e la placca iblea che compone la punta sud-orientale della Sicilia.

Il suo moto orientato risente della compressione esercitata verso l’Euroasia dall’Africa, il continente del quale la placca adriatica ne rappresentava un prolungamento, prima di un suo remoto distacco.

Nella ricostruzione sismo-tettonica svolta da molti autori tramite l’analisi delle deformazioni geologiche degli ultimi 10 milioni di anni, emerge infatti che la placca adriatica risultava parte integrante del continente africano, il quale si muoveva verso l’Euroasia con rotazione antioraria.

Nel tardo Miocene (tra i 6 e i 7 milioni di anni fa), per una collisione tra il sistema anatolico-egeo e la parte continentale dell’Adriatico meridionale, dovuta alla spinta esercitata verso ovest dall’Arabia, si creò la frattura nella placca africana che staccò un suo settore settentrionale, comprendente una parte del mare Ionio e l’intera placca adriatica. Ne conseguì la formazione di una placca ionico-adriatica, la quale subì una modificazione nel comportamento cinematico originario, ossia invertì la rotazione antioraria che la interessava quando era congiunta con la placca africana. Dopo il distacco, infatti, iniziò a muoversi in senso orario, ruotando verso est intorno ad un polo localizzato nel bacino Pannonico settentrionale, ossia intorno ad un centro di una cella geomorfologica molto ampia, oggi collocabile nei pressi della città di Budapest (M. Grande, Interazione tra centri di emissione di onde sismiche, in Corriere salentino 18 febbraio 2010).
Tale comportamento geodinamico della nuova placca ionico-adriatica implicava anche una spinta   verso ovest, con subduzione del suo margine occidentale al di sotto dell’Appennino meridionale. La nuova situazione geologica durò per un periodo compreso tra 7 e i 2 milioni di anni fa, dal tardo Miocene al Pleistocene.
Durante quei cinque milioni di anni di grande instabilità tettonica si verificarono molti eventi rilevanti collegati alla rotazione da ovest ad est della placca adriatica. Tale spinta favorì l’orogenesi rapida degli Appennini, soprattutto nell’arco meridionale, e provocò il distacco del blocco ibleo-siciliano dalla placca africana.  A nord la sua rotazione è collegabile con una notevole discontinuità tettonica (espressa con  bordi di sottoscorrimento, con zone di estensione e con sistemi di faglie trascorrenti, come la Schio-Vicenza), che interessò soprattutto le Alpi Orientali.

Due milioni di anni fa lo scenario geologico cambiò nuovamente a causa della sutura della zona di subduzione della placca adriatica nell’Appennino meridionale. Per la collisione tra il margine occidentale dell’Adriatico continentale e la catena alpino-appenninica la placca adriatica subì una nuova inversione del suo movimento, che da orario divenne antiorario.

Dal modello elaborato per studiare il comportamento cinematico attuale della placca adriatica rispetto alla placca stabile euroasiatica, risulta che la sua rotazione è ancora antioraria da due milioni di anni e si svolge intorno ad un polo situabile nel bacino ligure occidentale. 
Le maggiori deformazioni neotettoniche sono oggi rilevabili nella frattura della faglia trans-tensionale “Victor Hensen”, che attraversa l’area ionica centrale circoscrivendo la placca adriatica e la ionica ed  è  compresa tra la zona di Medina, a sud-est della costa orientale della Sicilia, e le isole Ionie, dove si collega con la faglia ellenica di Cefalonia.

Riferimenti:
Mantovani et al., 1997b, 2000, 2002
DeMets et al. (1990)
GNGTS – Atti del 21° Convegno Nazionale / 02.07
www.synergetic-art.it

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