3.1: Inquadramento Geologico
Il mar di Galilea si trova nella porzione settentrionale dello stato di Israele, entro la valle del fiume Giordano, caratterizzata da una tettonica attiva connessa a grande scala alla geodinamica del Mediterraneo orientale, in cui domina il lungo e duraturo processo di convergenza che vede contrapporsi le placche Africa/Arabia e l’Eurasia (Dewey et al., 1973; Le Pichon et al., 1988; Dewey et al., 1989; citati da Anzidei, 2010) a partire dal tardo Cretaceo (De Mets et al., 1994; Calais et al., 2003; citati da Anzidei, 2010 ). In questo contesto geodinamico, la penisola anatolica e il Medio Oriente subiscono gli effetti del movimento verso Nord della placca Arabica, che produce l’estrusione verso Ovest della penisola Anatolica e la formazione di due sistemi di trascorrenza sismicamente attivi: il primo nell’Anatolia del Nord (Turchia) e il secondo in corrispondenza del Mar Morto (Israele) (Guidoboni et al., 1994; Boschi et al., 1995, citati da Anzidei, 2010). Il secondo sistema trascorrente, conosciuto come Dead Sea Rift (DSR), ha indotto il movimento relativo fra la placca Arabica e la placca Africana, producendo uno spostamento complessivo di 100 Km dal Neogene fino ai giorni nostri (Garfunkel et al., 1981; citato da Belitzky, 2002; Fig. 3.1).
Pur essendo una zona a predominante cinematica trasforme, nella Dead Sea Rift si assiste anche a deformazione verticale, attribuibile a variazioni locali nei campi di stress con conseguente formazione di strutture tettoniche tipo pull-apart e push-up. Tali dinamiche sono da imputare alla rotazione della placca Arabica che, circa 5 Ma fa, è passata da un movimento parallelo alla trasforme a un movimento obliquo, introducendo una rotazione antioraria.
Fig. 3.2 : Zone di trans-tensione e trans-pressione nella Valle del Giordano Inferiore. (Belitzky, 2002)
Studi morfostrutturali (Belitzky, 2002) hanno evidenziato che la DSR nella Valle del Giordano Inferiore è formata da tre “segmenti” principali: il Kinnarot a Nord, il Jerico a Sud e il segmento di Malih separa interposto fra i due. Mentre i segmenti Kinnaroth e Jerico hanno direzione circa N-S, il segmento di Malih si presenta con direzione NNE (Fig. 3.2). Questi studi hanno dimostrato che i bacini deposizionali che si collocano nei segmenti di Kinnaroth e di Jerico si sono formati con cinematiche di trans-tensione (bacini pull-apart) quando la direzione della placca Arabica ha deviato leggermente verso E. Il segmento di Malih invece si è formato in condizioni di trans-pressione come risultato dello slittamento laterale unito all’azione di frizione delle placche in movimento.
La zona ad Ovest della Valle del Giordano Inferiore, conosciuta come “The Shomeron Triangle”, è interessata da numerose faglie normali con componente destra (Begin et al. 1975; citato da Belitzky et al., 2002), che riflettono il movimento di rotazione attivo in questa zona. La rotazione quindi produce una estensione della sub-placca Sinai in direzione N-S, che porta ad una rigenerazione delle faglie normali con direzione NW nel Shomeron Triangle, nella zona di Jerico e nella zona di Kinnarot (Fig. 3.3; Belitzky, 2002).
Fig. 3.3 : ”Shomeron Triangle” formato dall’estensione N-S della sub-placca del Sinai. (Belitzky, 2002)
Studi come quello di Hurwitz al. (2002) eseguiti mediante lo studio dei riflettori sismici nella zona del Lago Kinneret, hanno confermato che il limite della placca Arabica ha subito un grosso cambiamento all’incirca 4 Ma fa. Prima di questa data, infatti, il bacino “Kinarot-Beit-Shean” si ampliava con movimenti verso N del Korazim plateau, attraverso il “crustal stretching” lungo l’asse del DSR. A partire dal Pliocene lo scivolamento laterale si è trasferito dalle porzioni meridionali della “Western Margin Fault” (WMF) a una serie di faglie normali in Galilea e all’ ”Almagor
Fig. 3.4 : Schema tettonico ricostruito da Hurwitz et al. (2002).
L’evoluzione strutturale di questo sistema trascorrente ha condizionato anche la vita dell’uomo in tempi storici, dove eventi sismici hanno lasciato segni diretti del loro passaggio. La distruzione del porto di Caesarea Maritima per effetto di uno tsunami nel 115 DC (Reinhardt et al., 2006) o il terremoto del 749 DC registrato nelle strutture del sito archeologico di Galei Kinneret (Marco et al., 2003) sono esempi di come questa zona di Israele sia sismicamente attiva.
Da un punto di vista stratigrafico l’area studio di tesi, ovvero la zona del sito archeologico di Magdala, si colloca nel complesso su alluvioni e suoli olocenici. Tuttavia, nelle immediate vicinanze, sulle zone collinari ad Ovest del sito, sono presenti affioramenti di rocce basaltiche plioceniche (Cover Basalt, Teverya & Dead Sea Group), conglomerati miocenici (Huqoq Conclomerates,
Teverya & Dead Sea Group) e calcari selciferi eocenici e paleocenici (Bar Kakhba Formation, Avedat Group; Gareb & Taqiye Formation, Mount Scopus Group)(Fig. 3.5).
F ig. 3.5 : C ar te geolo giche 1:500 00, d ell’ar ea No rd d el Ma r di Ga lile a e re la tiva le gend a ( ht tp :/ /www. gsi.g ov .il , modi fic at o) . Ne l c er ch io la z on a de l sit o ar ch eo lo gic o di Ma gd ala .
Da un punto di vista geomorfologico, il sito archeologico di Magdala è situato vicino alla linea di costa, sul margine sud di una piccola pianura alluvionale costiera larga circa 8 km, leggermente inclinata verso lago e circondata da rilievi collinari costituiti essenzialmente da basalti e calcari (si veda la carta geologica soprastante). I wadi Arbel, Ammud e Tzalmon scorrono su questi rilievi e terminano nel Mar di Galilea, seguendo ormai percorsi totalmente canalizzati (Fig. 3.6).
Fig. 3.6: Panoramica del Mar di Galilea ripresa dal Monte Arabel. Nel riquadro è evidenziato il sito archeologico di Magdala (http://www.magdalaproject.org/WP/).
A circa 200 m dall’attuale linea di costa, una scarpata alta 2-3 m interrompe bruscamente l’andamento della pianura costiera verso lago. Questo elemento morfologico è evidenziato dalla presenza di un filare di eucalipti, che furono piantati durante il periodo di dominazione Britannica (1929-1948 d.C.) per delimitare e rafforzare l’area che si affacciava direttamente sul lago. Per questo motivo è possibile affermare che durante la prima metà del XX sec. d.C. il livello del lago era molto più alto dell’attuale (Fig. 3.7).
Fig. 3.7: A Sinistra, foto aerea del sito archeologico; la linea gialla evidenza la linea di costa durante la prima metà del XX sec d.C. A destra una panoramica degli eucalipti, della scapata e della piana sottostante.
3.2: Inquadramento Geografico e Limnologico
Il Mar di Galilea, o Lago Kinneret, rappresenta l’unica riserva d’acqua dolce di Israele con una
superficie totale pari a 167 Km2 , mentre il bacino di drenaggio si stima essere circa 2730 Km2, di
cui la gran parte si trova in Israele, e la restante in Libano. Tale bacino di drenaggio è limitato a Nord dal bacino del Fiume Litany e dalle montagne Hermon, a Est dalle Golan Heights, mentre ad W si trova la regione della Galilea (Fig. 3.8). Il maggior apporto di acqua al Lago Kinneret è dato dal Fiume Giordano, che drena gran parte della regione della Galilea del Nord e le Golan Heights. Sono inoltre presenti una serie di torrenti, fra i quali il ”Meshushim Stream” che drena le Golan Heigts e l’ “Amud Stream” che drena i carbonati della Galilea orientale (Markel, 2010).
Fig. 3.8 : Bacino di drenaggio relativo al Lago Kinneret e carta delle batimetrie del lago (Markel, 2010).
L’attuale Mar di Galilea è un lago “residuale”, derivante dai corpi d’acqua che a partire dal Pleistocene hanno invaso il bacino Kinnarot, ovvero la porzione più a Nord della valle del fiume Giordano. Il Mar di Galilea è uno dei tanti laghi che hanno occupato la depressione tettonica connessa alla Trasforme del Mar Morto (Dead Sea Transform) (es. “Lago Amora” nel Pleistocene, “Lago Lisan” nell’Ultimo Glaciale e “Mar Morto” nell’Olocene; Neev and Emery, 1967; Stein, 2001; citati da Hazan et al., 2004). In epoche passate, durante le fasi di stazionamento alto del livello del lago, le masse d’acqua che occupavano questa depressione tettonica hanno tracimato i loro attuali limiti, andando a variare la loro estensione ed elevazione in base all’input d’acqua, all’evaporazione ed agli effetti topografici locali.
In particolare, la soglia del Wadi Malih ha rappresentato per buona parte degli ultimi 70000 anni la linea di separazione tra il Mar di Galilea, a Nord e il Lago Lisan a Sud (Bartov et al., 2002; Begin et al., 1974; citati da Hazan et al., 2004; Fig. 3.9).
Fig. 3.9 : Bacini del Mar Morto e del Mar di Galilea in sezione (Hazan et al.,2004, modificato).
Risulta comunque evidente che i laghi che occupano questa depressione tettonica presentano destini “correlati”, come si può intuire dal confronto delle curve dei livelli dei laghi ricostruite da Hazan (2004) (Fig. 3.10):
Fig. 3.10 : Curve di livello del Lago Kinneret, del Lago Lisan e del Mar Morto (Hazan et al., 2004).
Il Lago Kinneret si è stabilizzato per lunghi periodi di tempo attorno a -212 m, mentre i livelli del Lago Lisan (Pleistocene)/Mar Morto (Olocene) si sono stabilizzati a -280±10 m e -400±10 m, rispettivamente (Bartov et al., 2003; Bookman et al., 2004; citati da Hazan et al., 2004). Le curve
di variazione dei livelli dei laghi sono caratterizzate da rapide discese e risalite, a volte con variazioni di molte decine di metri in breve tempo (come si può vedere tra 26000 e 24000 anni BP, quando il lago Kinneret e il Lago Lisan aumentano simultaneamente di ~40 m e ~120 m rispettivamente). Informazioni riguardanti le fasi di stazionamento basso del Lago Kinneret sono praticamente assenti, ma è possibile fare delle supposizioni sulla base della sincronia delle variazioni di livello precedentemente descritta. Al maggior abbassamento di livello nel Lago Lisan (13000-12000 cal BP, -200 m) Hazan fa corrispondere una caduta altrettanto forte nel Lago Kinneret, che potrebbe aver trasformato questo lago in un bacino terminale. La variazione simultanea di questi bacini un suggerisce che la principale causa scatenante sia da ricercare nelle oscillazioni climatiche avvenute nell’area di drenaggio. Gli studi di Stein (2001) Hasse-Schramm et al. (2004) (citati da Hazan et al., 2004) hanno ipotizzato una correlazione tra periodi freddi alle alte latitudini e periodi molto umidi nella regione a cui corrisponderebbero le fasi di stazionamento alto (es. MIS 4 e MIS 2). Al contrario a periodi caldi alle alte latitudini (es. MIS 3 o l’Olocene) corrisponderebbero periodi di aridità nella regione e fasi di stazionamento basso. Inoltre i bruschi abbassamenti di livello dei laghi Kinneret e Lisan, ad esempio fra 38000-23000 anni cal BP, sembrano coincidere cronologicamente con gli Heinrich Events nel Nord Atlantico. Secondo Bartov (2003) l’ingressione di acqua fredda nel Mar Mediterraneo, generata dalla fusione dei grandi iceberg erratici nell’Oceano Atlantico, e la conseguente interruzione della “North
Atlantic Deep Water Circulation” hanno prodotto una variazione sostanziale della temperatura media
dei mari, con conseguente inibizione dell’evaporazione e quindi delle precipitazioni con conseguente abbassamento dei livelli.
Per quanto riguarda tempi storici il livello medio del lago può essere intuito sulla base dei resti degli antichi porti ritrovati tutto intorno alla costa: procedendo con questo approccio, Nun (1991) ipotizza che il livello massimo del lago si potesse aggirare intorno a -209,50 m (sia la promenade di Cafarnao che alcune strutture ritrovare a Kursi indicherebbero tale quota massima), mentre il livello minimo si sarebbe attestato intorno a -210,50 m (indicazione fornita dai resti delle mura che proteggevano la città di Tiberiade). Il range di variazione annuale ipotizzato da Nun è quindi di 1 metro circa, con valori massimi durante il periodo umido primaverile, e minimo alla fine degli inverni. Nun ipotizza anche un aumento della variazione stagionale, da 1 m a 1,5 m, a partire dal XI sec. d.C., quando la nascita di un secondo emissario ha modificato i volumi di acqua che uscivano dal lago. Questo secondo emissario, di cui si hanno testimonianze nei resoconti di viaggio di pellegrini russi del XI sec. d.C. e in testi arabi del XIV sec. d.C., con il passare dei secoli ha preso il sopravvento sull’altro, che invece si è andato a colmatare di sedimenti. (Fig. 3.11)
Fig. 3.11: Foto dell’attuale emissario del Lago di Galilea. In rosso il corso del vecchio emissario del Lago Kinneret. (Google Maps, foto del 2013)
Oggi il livello del lago è controllato artificialmente attraverso una diga che limita il deflusso della massa d’acqua; quest’opera, oltre a produrre energia idroelettrica, ricopre un ruolo fondamentale per la gestione dell’acqua del Lago, che viene utilizzata per la rete idrica e per le coltivazioni limitrofe alla sua costa.
Da un punto di vista termodinamico, il Mar di Galilea è un lago monomittico caldo, in cui si ha il mescolamento delle acque (“turnover”) tra epilimnio (massa d’acqua superficiale) e ipolimnio (massa d’acqua profonda) una volta l’anno, per la precisione tra Dicembre e Gennaio. In questo periodo infatti la temperatura della massa d’acqua superficiale va ad abbassarsi a tal punto da permettere il suo mescolamento con gli strati più profondi del lago. Nel restante periodo dell’anno, e specialmente in estate, il lago presenta una stratificazione marcata, con una differenza di temperatura tra epilimnio e ipolimnio anche di 8°C (Serruya S., 1975; citato da Giraldo et al., 2006). Inoltre durante il periodo estivo, da Aprile fino a Ottobre, il Mar di Galilea è soggetto a venti provenienti da Ovest, che si generano nella fascia costiera mediterranea israeliana (che dista circa 45 km dal lago). Questi venti penetrano nell’entroterra a partire dal primo pomeriggio e spirano fino alla tarda serata, raggiungendo anche velocità di 15 m/s misurata 10 m sopra la
superficie dell’acqua. Gli studi di Antenucci et al. (2003) hanno dimostrato che la risonanza di questi venti con le onde interne del lago, genera onde amplificate con andamento ciclonico (antiorario); queste onde amplificate agiscono in particolar modo sulle zone litoranee occidentali del lago, dove la scarsa pendenza dello slope (~1:200) produce onde con ampiezza di 10m e velocità di 5 cm/s. L’energia di queste onde è tale da sviluppare un “benthic boundary layer”, nel quale la torbidità della massa di acqua aumenta dalle zone più profonde a quelle più superficiali, in risposta alla ri-sospensione dei sedimenti, causata dall’intensa oscillazione del metalimnio (onde barocliniche) (Shteinman et al, 1997, Nishiriet al.2000; citati da Antenucci et al., 2003). Le ricostruzioni di Antenucci et al. (2003) mostrano che il massimo di attività si ha quando la naturale frequenza delle onde interne è simile alla frequenza delle onde prodotte dal vento incidente. Queste condizioni si verificano con cicli di 24 ore e 50 ore in 3 periodi distinti dell’anno: all’inizio della stratificazione in Marzo; nella fase di riscaldamento in Giugno; nella fase di raffreddamento in Novembre (Antenucci & Imberg, 2003).
Pan (2002) ha modellizzato la circolazione interna del lago in funzione dei venti periodici (“Mediterrean Sea Breeze”) (Fig. 3.12), concludendo che il lago è caratterizzato da una corrente antioraria principale, attiva nella zona centrale del lago, e da altri vortici minori caratterizzati da movimento orario e attivi nelle porzioni più a N e più a S del lago. Questi venti periodici influenzano la temperatura dell’epilimnio che si manifesta con temperatura maggiore nelle zone a E, verso cui i venti la sospingono durante le ore più calde, mentre risulta essere più freddo nelle zone ad W, dove si manifesta un richiamo dalle zone più profonde e fredde.
