Una scossa di terremoto ha colpito la Grecia alle 02:55 locali (le 01:55 italiane) di oggi, sabato 29 agosto. I sismografi hanno registrato una scossa di magnitudo 4.7 individuato 2km a nord/nord-ovest di Ástros, nel sud del Paese. Il sisma si è verificato ad una profondità di 65km. Non risultano al momento danni a persone o cose. La scossa di Ástros si inserisce in uno dei contesti geodinamici più complessi del Mediterraneo. La Grecia è considerata la nazione con la maggiore attività sismica d’Europa, perché si trova lungo la zona di contatto fra grandi placche e blocchi crostali sottoposti a movimenti differenti.
A sud del Peloponneso e di Creta si sviluppa l’Arco Ellenico, la grande struttura curva lungo la quale la litosfera africana, più precisamente la porzione oceanica della placca nubiana, sprofonda sotto la microplacca egea. Questo processo prende il nome di subduzione. Non si tratta di uno scorrimento regolare e continuo: le rocce possono accumulare tensione per anni, decenni o secoli, fino a quando la resistenza lungo una faglia viene superata e l’energia immagazzinata viene liberata sotto forma di onde sismiche. La subduzione spiega anche la presenza, sotto la Grecia meridionale, di terremoti più profondi rispetto a quelli prodotti dalle sole faglie presenti nella crosta superficiale. La letteratura scientifica sull’Arco Ellenico colloca infatti numerosi eventi a profondità comprese tra circa 40 e 100 chilometri all’interno della placca che sprofonda.
Ástros e le faglie attive del Peloponneso orientale
Ástros si trova nella Cynuria settentrionale, nel settore orientale dell’Arcadia, tra i rilievi del Peloponneso e il Golfo Argolico. L’intera regione è attraversata da faglie originate principalmente dalla distensione della crosta egea. In termini semplici, mentre a sud la placca africana sprofonda, la parte superiore del sistema tende anche ad allungarsi e ad assottigliarsi. Questa estensione produce numerose faglie normali, lungo le quali un settore della crosta si abbassa rispetto a quello adiacente.
Una di queste strutture è conosciuta nella letteratura geologica come faglia di Ástros. La semplice presenza di una faglia cartografata, però, non permette di associarle automaticamente ogni terremoto registrato nell’area. Uno studio scientifico pubblicato nel 2026 ha rilevato una deformazione geodetica attuale molto contenuta attraverso il Golfo Argolico, suggerendo per la faglia di Ástros velocità di caricamento inferiori rispetto ad alcune valutazioni precedenti. Questo non significa che il territorio sia privo di pericolosità sismica. Indica piuttosto che la deformazione della Grecia non viene distribuita in modo uniforme: alcune faglie accumulano tensione rapidamente, altre più lentamente, mentre parte dell’attività avviene a profondità intermedia all’interno della placca in subduzione.
Il Peloponneso tra Arco Ellenico e Rift di Corinto
Il Peloponneso si trova tra due grandi domini sismotettonici. A sud e a ovest risente direttamente dell’Arco Ellenico, capace di generare terremoti anche molto forti. A nord è delimitato dal Golfo di Corinto, una delle aree di estensione crostale più rapide e studiate d’Europa. Il Golfo di Corinto è una sorta di frattura geologica in evoluzione: le sue due sponde si stanno lentamente allontanando e il movimento viene assorbito da sistemi di faglie normali. Il catalogo storico dell’Osservatorio Nazionale di Atene documenta la sismicità della regione fin dal V secolo avanti Cristo, mentre il monitoraggio strumentale sistematico dei terremoti greci cominciò nel corso del Novecento.
Ástros è situata più a sud-est rispetto al cuore del Rift di Corinto, ma appartiene a un territorio sottoposto alla medesima dinamica generale di estensione dell’Egeo. La sua sismicità deve quindi essere letta all’interno di un mosaico molto più ampio, nel quale interagiscono subduzione, allungamento crostale e movimenti lungo faglie con orientamenti differenti.
Il terremoto di Sparta del 464 avanti Cristo
Uno dei terremoti più famosi della storia del Peloponneso è quello che colpì Sparta intorno al 464 avanti Cristo. Le fonti antiche descrivono una distruzione gravissima e un numero elevato di vittime, sebbene le cifre tramandate non possano essere verificate con gli stessi criteri utilizzati per i terremoti moderni. Le ricerche geologiche hanno collegato l’evento alla grande faglia normale che costeggia il versante orientale del Monte Taigeto e domina la Calle dell’Eurota. Studi recenti hanno integrato i racconti storici con le evidenze osservabili sul terreno per ricostruire la possibile sorgente del terremoto.
L’evento di Sparta non rappresenta un precedente diretto della scossa odierna, perché avvenne in un diverso settore del Peloponneso e con ogni probabilità su una faglia superficiale. È tuttavia una testimonianza importante della capacità delle strutture distensive della regione di produrre terremoti distruttivi.
La crisi sismica di Megalopoli del 1966 in Arcadia
Un precedente geograficamente significativo per l’Arcadia è il terremoto di Megalopoli dell’1 settembre 1966. L’evento raggiunse una magnitudo stimata intorno a 5.4 e produsse effetti localmente severi, con danneggiamenti agli edifici e alcuni feriti. Anche in questo caso occorre evitare sovrapposizioni improprie. Megalopoli si trova nell’Arcadia occidentale e appartiene a un sistema di strutture crostali differente rispetto al settore costiero di Ástros. Il terremoto del 1966 dimostra però che la sismicità della regione non è limitata alle coste ioniche o al Golfo di Corinto: anche le zone interne del Peloponneso possono essere interessate da rotture superficiali capaci di provocare effetti rilevanti.
Il terremoto di Kalamata del 1986
Il 13 settembre 1986 Kalamata fu colpita da un terremoto di magnitudo prossima a 6, con ipocentro superficiale. La scossa causò almeno venti vittime, centinaia di feriti e danni estesi nella città e nelle località vicine. Le indagini individuarono un movimento lungo una faglia normale e documentarono rotture del terreno in superficie. Lo studio dettagliato della sequenza di Kalamata fornì una delle dimostrazioni più chiare dell’estensione in direzione est-ovest che interessa l’Arco Ellenico. Il confronto con Ástros aiuta a comprendere l’importanza della profondità. Il sisma di Kalamata ebbe una sorgente molto più vicina alla superficie e provocò scuotimenti distruttivi in prossimità dell’epicentro. La scossa odierna, pur inserendosi nello stesso grande scenario regionale, ha avuto magnitudo inferiore e un ipocentro molto più profondo.
I forti terremoti del Golfo di Corinto
A nord del Peloponneso, il Golfo di Corinto ha prodotto numerosi terremoti distruttivi. Quello di Helike del 1861, con magnitudo stimata tra 6.6 e 6.7, provocò danni su entrambe le sponde del golfo e fu accompagnato da onde di maremoto locali. Nel 1981 la parte orientale del golfo venne interessata da una sequenza comprendente tre terremoti di magnitudo superiore a 6 in appena undici giorni. Le scosse causarono vittime, centinaia di feriti e la distruzione o il grave danneggiamento di migliaia di abitazioni. Nel 1995 un altro terremoto di magnitudo 6.4 colpì la zona di Aigio. Questi eventi confermano la notevole attività delle faglie normali che delimitano il Rift di Corinto, ma non devono essere considerati repliche geologiche del terremoto di Ástros. Si tratta di sorgenti diverse, accomunate dal più ampio processo di deformazione dell’area egea.
I terremoti più forti lungo la costa occidentale del Peloponneso
La sismicità più energetica del Peloponneso si concentra spesso lungo la costa occidentale e sudoccidentale, più vicina alla zona di subduzione ellenica. Nel 1886 la Messenia fu devastata da un terremoto con magnitudo stimata tra 6.8 e 7.3, responsabile di centinaia di vittime. Nel febbraio 2008 la regione di Methoni, all’estremità sudoccidentale della penisola, fu interessata da una forte sequenza sismica culminata in un evento di magnitudo 6.9. Questi terremoti appartengono a un contesto differente da quello del Golfo Argolico, ma mostrano quanta energia possa essere accumulata lungo il margine ellenico.
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