Formazione del Carbone - Schema Illustrativo.

 

Il Carbone è composto da porzioni alterate di piante come radici, foglie, steli e spoglie. Queste, attraverso il processo di Torbidificazione e ii successivo, ovvero, quello di Carbonizzazione, si decompongono parzialmente trasformandosi in minuscole particelle organiche (nonché in gel) chiamate Macerati. La torba che da origine al carbone e il carbone stesso che ne deriva, contengono anche particelle inorganiche disseminate nella massa organica chiamate in gergo "Minerali". La tipologia di Macerati e la quantità di Minerali presenti influenzano la qualità (resa) del carbone.

Un tipico giacimento di Carbone è costituito da bande o strati di carbone chiamati “tipi” o “litotipi” spesso separate tra loro da partimenti (parting) costituiti da scisti che hanno origine quando si verifica l'allagamento (sedimentazione in facies palustre) del bacino in cui si forma la torba e quindi il Carbone.

Il Sistema di Rift dell'Africa Orientale (EARS), quello del Triangolo dell'Afar e quello della Penisola Arabica e deformazioni ad esso connesse.

 

a Distribuzione dei vulcani nel Rift dell'Africa orientale, nel Triangolo di Afar e nella Penisola Arabica. La forma del simbolo indica se è stata segnalata una deformazione (quadrato) o meno (triangolo). I colori indicano se sono state segnalate eruzioni storiche. EA Erte 'Ale, AD Alu-Dalafilla, Du Dubbi, Na Nabro, DMH Dabbahu Manda Hararo, F Fentale, Bo Boset, TM Tullu Moye, Al Aluto, Co Corbetti, Pa Paka, Lo Longonot, OL Oldoinyo Lengai, Nya Nyamuragira, Nyi Nyiragongo, Ru Rungwe. Modello schematico dell'evoluzione del rift continentale nel sistema del Rift dell'Africa orientale.  b Espansione nascente del fondale oceanico. c Rift continentali maturi, con vulcanismo assiale che forma grandi centri silicici e fessure basaltiche. L'estensione è compensata da una combinazione di faglie e magmatismo. d Rift in fase iniziale, con attivazione delle faglie di bordo del rift, subsidenza di un'ampia zona e vulcanismo diffuso. e Inizio della formazione del rift concomitante con eventi di inondazione basaltica.

I vulcani mostrano una vasta gamma di stili eruttivi di diversa magnitudo, intensità e frequenza. Un fattore chiave che controlla i processi eruttivi è il contesto tettonico, che determina come viene generato il magma, i percorsi attraverso i quali raggiunge la superficie terrestre e le caratteristiche delle eruzioni. In contesti estensionali, il magma è fondamentale per indebolire la litosfera e consentire la frammentazione continentale e il Sistema di Rift dell'Africa Orientale (EARS) fornisce un ottimo caso di studio per i processi e le scale temporali coinvolti (Fig.  1b-e ). Sebbene la maggior parte degli studi regionali sul vulcanismo siano stati condotti su zone di subduzione, circa il 10% dei vulcani del mondo si trova in rift continentali, inclusi 78 nell'EARS (Fig.  1a ). In generale, le zone di rift continentali ricche di magma sono caratterizzate da grandi volumi di roccia ignea intrusa ed eruttata, in parte perché il rifting e la frammentazione possono essere associati a un pennacchio del mantello (Plume). Poiché la fusione del mantello può derivare da anomalie termiche legate al pennacchio e dal flusso del mantello, così come dalla fusione da decompressione legata al rift al di sotto di una litosfera assottigliata , l'evoluzione del magmatismo nello spazio e nel tempo è tipicamente complessa. Nonostante il dibattito scientifico in corso sull'influenza delle dinamiche di rift sul magmatismo, sia in corso, i vulcani di rift sono meno studiati rispetto alle loro controparti nelle zone di subduzione. I progressi nel telerilevamento stanno modificando la prospettiva su molti aspetti del pianeta e gli studi satellitari hanno dimostrato che 17 vulcani EARS hanno subito periodi di deformazione solo tra il 2003 e il 2008, la maggior parte dei quali si credeva precedentemente quiescente. Queste osservazioni hanno sollevato importanti interrogativi sui processi che si verificano nei vulcani di rift e sui pericoli associati considerato che, oltre 120 milioni di persone vivono entro 100 km da un vulcano appartenente all'EARS. 

Contesto geologico e Storia eruttiva dell'Isola di Vulcano.

 

Fig. 1. Mappa geologica semplificata dell'isola di Vulcano sovrapposta a un DEM a rilievo ombreggiato, che mostra la distribuzione areale e le bocche dei prodotti relativi alle principali epoche eruttive, nonché i bordi di collasso associati alla formazione multistadio delle caldere di Piano e La Fossa (modificata da De Astis et al., 2013 ). L'immagine DEM è modificata da Casalbore et al. (2018). Nell'inserto (A), è evidenziata la geometria interpretata delle strutture calderiche di Piano e La Fossa, insieme alla distribuzione areale schematica dei coni di La Fossa e Vulcanello e all'istmo tra i due edifici; I dati relativi alla porzione nord-orientale sommersa della caldera di La Fossa sono conformi a quelli di Casalbore et al. (2018). Nell'inserto (B), l'isola di Vulcano è mostrata all'interno dell'arcipelago delle Eolie e del Mar Tirreno meridionale. 

L'isola di Vulcano è la sommità esposta di un grande complesso vulcanico con un diametro di circa 15 km alla base, a profondità comprese tra 1000 e 1200 m, situato nel settore più meridionale delle Isole Eolie ( Fig. 1 ). Le Isole Eolie sono una struttura vulcanica articolata a forma di arco, sviluppatasi in un contesto di subduzione lungo il margine nord-occidentale dell'Arco Calabro nel Mar Tirreno meridionale, dove i sistemi di faglie regionali (NNW-SSE, WNW-ESE, NE-SW) controllano la struttura, la distribuzione e il magmatismo dei centri vulcanici (vedi Ventura, 2013 , per una rassegna). Vulcano, in particolare, costituisce il margine meridionale di una cintura vulcanica allungata, controllata tettonicamente e orientata NNW-SSE, che comprende anche le isole di Salina e Lipari ( Fig. 1 B), e si sviluppa lungo il principale sistema di faglie Tindari-Letojanni che interseca trasversalmente il settore centrale dell'arcipelago. Di conseguenza, la struttura di Vulcano è dominata da faglie allungate da NNW–SSE a NW–SE, fessure eruttive e allineamenti vulcanici, con ulteriori lineamenti tettonici N S e NE–SW che controllano la localizzazione delle bocche eruttive e lo spostamento dei crateri durante le fasi più giovani dello sviluppo vulcanico ( Mazzuoli et al., 1995 ; Ventura et al., 1999 ; Ruch et al., 2016 ). Il sistema vulcanico di Vulcano è sotteso da una struttura crostale con tre orizzonti principali rappresentati da i) basamento metamorfico dell'arco calabrese, ii) granuliti felsiche della crosta superiore e iii) granuliti mafiche della crosta inferiore ( Peccerillo et al., 2006 ). La discontinuità di Moho si trova a circa 20 km di profondità sotto l'isola, a testimonianza della risalita del mantello sotto Lipari-Vulcano e del progressivo assottigliamento della crosta verso il bacino di Marsili ( Wang et al., 1989 ; Ventura et al., 1999 ).

L'Anadarko - Il Super Bacino Petrolifero Americano.

 

Il bacino di Anadarko è situato nella parte occidentale dello Stato dell'Oklahoma e nel Texas settentrionale e si estende fino al Kansas sud – occidentale e al Colorado sud – orientale (USA). Il bacino copre una superficie complessiva di 130.000 Kmq

Poco più di 50 bacini in tutto il mondo sono stati classificati come "super bacini", ovvero bacini con una produzione cumulativa, ovvero complessiva dall'inizio dello sfruttamento, di almeno 5 miliardi di barili di petrolio equivalente (BOE), corrispondenti a circa 0,8 miliardi di mc del prezioso combustibile e con un potenziale di produzione futura superiore a 5 miliardi di BOE. Secondo questa definizione, il bacino di Anadarko è un super bacino. I suoi giacimenti non convenzionali (ovvero quelli in cui la roccia serbatoio ha una scarsa permeabilità come quello famoso di Granite Wash) hanno il potenziale per produrre altri 50 miliardi di BOE. Sono diverse le caratteristiche che giustificano l'appartenenza del bacino di Anadarko ai "super bacini", In primo luogo le sue rocce madri infatti, la caratteristica più importante di un super bacino è rappresentata dalla tipologia delle sue rocce madri. Lo Scisto di Woodford è la roccia madre dominante nel bacino di Anadarko. Essa ha prodotto oltre 300 miliardi di BOE (oltre 47,7 miliardi di mc). In secondo luogo, il bacino si è formato a seguito di un Rift “fallito” nel tardo Precambriano-medio Cambriano ed è riempito da più di mille metri di strati paleozoici caratterizzati da molteplici orizzonti produttivi. Altro motivo che lo contraddistingue, consiste nella facile individuazione delle profondità di emungimento in quanto, a causa dell'assenza di una significativa inversione tettonico - strutturale nel bacino stesso, le rocce madri e il petrolio e i gas migrati sono per lo più “maturi” e prevedibili nel loro andamento e nella loro posizione. Altro fattore di fondamentale importanza è costituito dalla presenza di un sistema di faglie trascorrenti sinistre con orientamento nord-sud e che fanno vita già dal basamento. Inoltre, queste faglie e le fratture ad esse associate, insieme alle discordanze e ai giacimenti lateralmente continui, forniscono abbondanti percorsi di migrazione verso buone coperture regionali e locali. Di conseguenza, il numero di accumuli di petrolio è molto elevato e le tipologie di trappole sono numerose e varie. In più , tra gli attributi che rendono il bacino super produttivo abbiamo la presenza di numerose celle e strati “sovrapressurizzati”.

Uno dei giacimenti più importanti e attualmente più “studiati” del super bacino è il giacimento, non convenzionale, già citato, relativo alla Formazione Granite Wash. Esso è un giacimento di gas ricco di liquidi, altamente competitivo in termini di rendimento di gas. Il giacimento si estende tra il Texas del nord e l'Oklahoma sud-occidentale. ed è costituito da arenarie stratificatecon intercalazioni di scisti ricchi in materia organica, il tutto per uno spessore medio di circa 500 – 600 m. Tale Formazione sostituisce un esempio di successo nello sviluppo di un giacimento di gas non convenzionale. e “accoglie” gli idrocarburi in risalita dallo Scisto di Woodford. Il giacimento è in produzione dal 1956 e nel 2011 ha raggiunto i 13.000 mc di gas estratti al giorno.

Associazione Graben e Struttura a "fiore" negativa - Caso studio "Bacino Beautemps Beauprè" (Oceano Indiano).

 

Classificazione completa dei Fenomeni Gravitativi di Versante (Varnes modificata).

 

Frana del Vajont - Mappa Geologica 3D dei versanti settentrionali del Monte Toc (pre e post Frana) - da Rivista Italiana di Geologia Ingegneristica e Ambiente 2013.

 

In figura è ben visibile la differenza tra il volume della roccia in posto (prima della frana) e quello rimasto (dopo la frana). In occasione della frana (anno 1963) sono stati mobilizzati 270 Milioni di m3 di materiale roccioso  finito nel bacino antistante.

La frana ha interessato i calcari della Fm. di Soccher (chiamata amche semplicemente “Calcare di Soccher”) costituita da Calcilutiti di colore variabile dal bianco al bianco – cenere al nocciola ben stratificate (con spessore variabile da 5 a 50 cm) con intercalazioni di calcari oolitici e calcari granulari a pellet. La giacitura a franapoggio di detta litologia, nel versante soggetto a frana ha facilitato la “mobilizzazione” del materiale roccioso al di sopra di un livello argilloso – marnoso che ne ha costituito la “superficie d scorrimento”.

L'Isola Ferdinandea.

 

Da fonti storiche l'Isola Ferdinandea cominciò a “sorgere” dalla superficie delle acque marine comprese tra la cittadina di Sciacca e l'Isola di Pantelleria nella notte del 10 Agosto del 1831 quando, alcuni marinai, notarono strani e intensi bagliori uniti ad una colonna di fumo, spiccare dalle acque di quel braccio di mare.

Di li ad un mese circa, l'isola emerse nella sia interezza arrivando a raggiungere un diametro di ben 800 m e un'altezza di poco più di 60 s.l.m.

Essa assunse immediata importanza strategica per le potenze politiche del luogo in quanto la sua posizione era particolarmente favorevole per il controllo dei corridoi commerciali lungo la rotta verso il Medio Oriente e per tal motivo fu presto contesa dalla Francia, dalla Gran Bretagna e dal vicino Regno delle Due Sicilie. L'isola prese il nome di Isola Ferdinandea in onore di Re Ferdinando II (Sovrano del Regno delle Due Sicilie) ma, successivamente, anche di Isola di Graham, nome “affibbiato” da alcuni marinai Britannici che con un colpo di mano vi approdarono piantando la loro bandiera. Altri nomi ad essa “attribuiti” nel tempo più o meno legittimamente furono Corrao, Hotham, Julia, Nerita e Isola di Sciacca.

Comunque, questa contesa internazionale durò decisamente poco in quanto dopo appena qualche mese l'isola “sprofondò” tra le acque del Canale di Sicilia ridiventando quello che geologicamente si definisce un Seamount (montagna, vulcano sottomarino).

Per comprendere al meglio, dal punto di vista geologico, la nascita (genesi) dell'Isola Ferdinandea bisogna ricordare che dal punto si vista geologico - strutturale il Canale di Sicilia è caratterizzato principalmente dalla presenza di faglie normali sub-verticali risalenti al Neogene-Quaternario e orientate NW-SE facenti parte della Rift Zone del Canale di Sicilia (Agius et al.,2022 ). Questo processo di rifting ha generato un assottigliamento della crosta continentale (5-18 km) a partire dal Pliocene inferiore, consentendo sia l'apertura di tre grandi depressioni allungate ovvero graben di Pantelleria, Malta e Linosa, sia un vulcanismo diffuso con la formazione di morfologie vulcaniche subaeree (ad esempio le isole vulcaniche di Pantelleria e Linosa), e sottomarine quali i banchi Graham e Nameless.

Il Banco di Graham (Graham Bank), come appena accennato, è una piccola regione vulcanica sottomarina situata nella parte superiore del pendio della Sicilia nord-occidentale, che è stata soggetta a numerose eruzioni vulcaniche negli ultimi 200 anni (Calanchi et al.,1989 ). Tra queste eruzioni, quella storicamente più nota è appunto del 1831 e relativa all'emersione dell'Isola Ferdinandea.

La recente acquisizione di dati batimetrici multibeam ad alta risoluzione associati a profili acustici ad alta risoluzione ha migliorato la conoscenza, in generale, delle aree vulcaniche sottomarine in tutto il Canale di Sicilia e nella fattispecie di quella del Banco di Graham.

Da tali rilievi batimetrici risulta evidente la presenza, nell'area del Banco di Graham, di un vero e proprio “arcipelago sottomarino” costituito da sei principali Seamounts tra i quali, spicca quello dell'Isola Ferdinandea indicata in Fig.1 con la sigla V3. E' da notare che tutti i centri eruttivi sottomarini facenti parte di questo piccolo arcipelago sommerso presentano una base pressoché circolare o al massimo subellittica.

Fig.1; “ Porzione di Fondale marino del Banco Graham con presenza dei 6 vulcani sottomarini V1 – V6 ( V3 = Isola Ferdinandea)”.

In particolare, l'Isola Ferdinandea, attualmente, presenta alla base un asse principale lungo 0,995 m e uno minore di 0,985 (dunque la base, in effetti, è pressoché circolare), una superficie di detta base di 0,737 Kmq e con un volume complessivo di 0,098 Km3 e una altezza dal fondale di 115 m.

Dal punto di vista vulcanologico la nascita dell'Isola Ferdinandea si ebbe in seguito a un'eruzione surtesyana ovvero ad una eruzione dovuta a un magma basico (Basalto) che risalendo entrò in contatto improvviso (in prossimità della superficie) con l'acqua di mare provocando un'intensa esplosione (esplosione facente parte della categoria delle note esplosioni freato – magmatiche). Ciò generò un cono piroclastico prevalentemente cineritico presto eroso dal moto ondoso che riportò l'orlo del cratere (che in precedenza aveva quota di 65 m circa s.l.m.) sotto la superficie marina, ad una profondità di 6 m sotto il livello marino.

Gli Appalachi come connessione tra Laurentia Orientale e Penisola Iberica ovvero tra Laurasia e Gondwana (Permiano inferiore).

 

WV: Virginia Occidentale; IM: Massiccio Iberico; Aq: Aquitania; AM: Massiccio Armoricano; MC: Massiccio Centrale Francese; RH: terrane Reno-Ercinico; ST: terrane Sasso-Turingio; BM: Massiccio Boemo; Sd: Sardegna (isola italiana); Co: Corsica (isola francese del Mediterraneo); NI: basamento varisico dell'Italia settentrionale.

Inflazione e Deflazione nei Campi Flegrei - Il Bradisismo....quando la terra respira!

 

Il bradisismo è quel fenomeno ciclico per il quale si ha una  lenta deformazione del suolo, cge si estrinseca con il lento sollevamento (inflazione) e abbassamento (deflazione detta anche subsidenza) dello stesso. Questo fenomeno è ampiamente documentato ai Campi Flegrei (sin da epoca romana) grazie alla loro posizione costiera e alla lunga storia di insediamenti e costruzioni. In particolare, la città di Pozzuoli conserva tre colonne di marmo nel Tempio di Serapide con fori scavati da molluschi marini litodomi ( Lithodamus lithophagus ) posti a circa 7 metri di altezza dalla base delle suddette colonne (Parascandola, 1947). Ciò rappresenta una prova eclatante dell'entità del bradisismo a Campi Flegrei negli ultimi millenni. Dal punto di vista geologico, l'area suddetta costituisce una porzione del margine orientale in espansione del Tirreno (margine campano) e l'architettura stratigrafica, gli ambienti deposizionali e il tasso di subsidenza nonché di apporto sedimentario sono controllati dalla tettonica distensiva quaternaria e più precisamente dall'attività di alcune faglie normali che hanno interessato la catena appenninica a pieghe e sovrascorrimenti e hanno formato graben e semigraben durante il Pleistocene. L'area Campi Flegrei-Golfo di Napoli corrisponde a un bacino semigraben, delimitato da faglie normali con orientamento NE - SO (Milia et al., 2003). A partire dagli anni 80 del secolo scorso il fenomeno del bradisismo è stato spiegato mediante differenti modelli meccanici tutti legati al carattere vulcanico dell'area. Si ha un modello per il quale il fenomeno del bradisismo nei Campi Flegrei è attribuibile (1) a possibile intrusione di un nuovo magma a bassa profondità; (2) risalita intermittente di magma tra un serbatoio a profondità comprese tra gli 8 e i 15 Km o anche più e un sistema più piccolo e superficiale a profondità di circa 3 – 4 Km; (3) riscaldamento ed espansione dei fluidi; ecc. . Ultimamente, è stato proposto un ulteriore modello definito per così dire come modello “termodinamico” ( De Vivo e Lima, 2006 , Bodnar et al., 2007 , De Vivo et al., 2009 , Cannatelli et al., 2020 e Lima et al., 2009 , Lima et al., 2021 , Lima et al., 2025a ) per il quale il fenomeno del bradisismo nei  Vampi Flegrei è da far ricondurre al sistema magmatico situato a profondità superiori a 7,5 km (si veda come riferimento Fig. 1;”Connessioni idrauliche”.). In questo modello, durante la cristallizzazione, il magma si satura di volatili (H₂O , CO₂ ) e rilascia fluidi magmatici che si accumulano al di sotto di una calotta impermeabile che occasionalmente si frattura, consentendo ai fluidi magmatici di migrare verso l'alto. I fluidi magmatici che migrano verso l'alto si accumulano nell'Unità A al di sotto dell'Unità B impermeabile, che si frattura episodicamente in risposta all'aumento della pressione dei fluidi e consente ai fluidi magmatici di migrare verso l'alto nell'Unità C, che funge anche da serbatoio di fluidi. Qui, i fluidi magmatici si mescolano con acqua marina e meteorica ( Caprarelli et al., 1997 , Calìro et al., 2025 ). Il bradisismo è guidato principalmente dalla connessione transitoria tra i serbatoi ospitati nelle Unità A e C, mediata dall'Unità B impermeabile e la connessione e la disconnessione episodica tra serbatoi più profondi e superficiali sono sufficienti a guidare la modalità di "respirazione".

Fig.1; "Commessioni idrauliche",

Il Canale di Sicilia.

 

Fig.1; "Carta Batimetrica".

Fig.2; "Carta Strutturale".

Il Canale di Sicilia è una porzione di mare poco profonda situata tra la Sicilia e l'Africa, caratterizzata da una piattaforma continentale ampia e leggermente inclinata (generalmente inferiore a 1–2°). Il limite della piattaforma continentale si trova a profondità comprese tra circa100 m nella parte centrale e 150 m lungo l'Adventure Bank e Ragusa Offshore (Todaro et al.,2021 ). 

Dal punto di vista Geodinamico il Canale di Sicilia è un elemento di avanfossa del margine compressivo africano risultante dalla collisione tra Africa ed Europa (Catalano et al.,2000 ; Corti et al.,2006 ). 

Stratigraficamente, il Canale di Sicilia è costituito da una piattaforma carbonatica meso-cenozoica spessa circa 7 km, con intercalazioni ignee (principalmente basalti), sovrastata da depositi pelagici, e ancora da 2-2,5 km di depositi silicoclastici, evaporitici e calcarei del Miocene-Pliocene (Todaro et al.,2021 ;2022 ). La successione è infine ricoperta da depositi pelagici quaternari.

Strutturalmente il Canale di Sicilia è caratterizzato principalmente dalla presenza di faglie normali sub-verticali del Neogene-Quaternario orientate NW-SE che fanno parte della Rift Zone del Canale di Sicilia (Agius et al.,2022 ). Il rifting ha generato un assottigliamento della crosta continentale (5-18 km) a partire dal Pliocene inferiore, consentendo sia l'apertura di tre grandi depressioni orientate NW - SE come il graben di Pantelleria, quello di Malta e quello di Linosa, sia da una attività vulcanica sia terrestre che marina: la prima è principalmente concentrata nelle isole di Pantelleria e Linosa (Rotolo et al.,2006 ), mentre l'attività marina è perlopiù localizzata lungo i banchi sottomarini come Adventure Bank, Graham Bank, Nameless Bank e molti altri banchi sottomarini minori, anche se anche l'eruzione del 1891 di Pantelleria fu sottomarina (Conte et al.,2014 ). Sinteticamente è possibile distinguere 4 quattro fasi deformative principali (Fig,2; "Carta Strutturale".) che hanno interessato il Canale di Sicilia nel Neogene: 1) una fase compressiva, correlata alla spinta della Cintura di pieghe e sovrascorrimenti siciliana nel Miocene superiore, legata all'evoluzione della Zona di subduzione regionale del Mediterraneo occidentale ; 2) una fase estensionale con l'apertura dei principali graben nel Pliocene inferiore , correlata al rapido rollback della verso est-sud-est del Canale di Sicilia; 3) una fase compressiva plio-pleistocenica con strutture di inversione all'interno dei graben e inizio di deformazione transpressiva lungo la Zona di faglia di Capo Granitola-Sciacca (CGSFZ) e il Sistema di faglie di Scicli Ragusa (SRFS), correlata all'avanzamento del Sistema di sovrascorrimenti di Gela; e 4) una fase compressiva moderata attualmente attiva che interessa l'area tra la CGFFZ e l'SRFS, in particolare il Graben di Malta e Linosa, che potrebbe essere correlata a una riorganizzazione regionale delle placche e a un potenziale cambiamento di polarità della subduzione a nord della Sicilia.

Negli ultimi anni ha destato notevole interesse, in termini di attività vulcanica, il Graham Bank. Il  Graham Bank è una piccola regione vulcanica sottomarina situata nella parte superiore del pendio della Sicilia nord-occidentale, che è stata colpita da numerose eruzioni vulcaniche negli ultimi 200 anni (Calanchi et al.,1989 ), e dove si verificano fenomeni di fuoriuscita di fluidi (sia freddi che idrotermali) controllati da faglie sono documentati (Coltelli et al.,2016 ; Spatola et al.,2018a ;2018b ). Uno degli eventi vulcanici più noti (in epoca storica) è stato quello del 1831, quando si è verificata l'emersione e la rapida scomparsa dell'Isola Ferdinandea. 

Lo Stretto di Messina.

 

Il terremoto di Messina del 28 dicembre 1908 (Mw 7.1) è a tutt'oggi il terremoto più distruttivo del XX° e XXI° secolo in Europa. Il disastroso evento si verificò nelle prime ore del mattino del 28 dicembre 1908 e fu accompagnato da uno tsunami che inondò le coste calabresi e siciliane pochi minuti dopo l'evento sismico iniziale (Platania, 1909). Le forti scosse di terremoto e l'impatto dello tsunami sulle coste furono responsabili di oltre 100.000 morti (Mercalli, 1909; Omori, 1909), rendendo il terremoto di Messina-Reggio Calabria l'evento sismico più mortale in Europa.

Nonostante il suo epicentro sia stato localizzato nello stretto braccio di mare costituente per l'appunto lo Stretto di Messina, in assenza di un robusto meccanismo focale o di una chiara evidenza di rottura superficiale la sua origine è ancora oggetto di dibattito.

Tra i terremoti storici con M w  > 5,5 registrati nell'ultimo millennio nella regione fello Stretto di Messina si possono annoverare quelli del 1172 d.C. (M w  = 5,6), del 1509 (M w  = 5,6), del 1749 (5,8), del 6 febbraio 1783 (M w  = 7,1), del 1907 (M w  = 6,0) e del 1908 (M w  = 7,1). 

Geologicamente lo Stretto di Messina è stretta depressione topografica delimitata da faglie normali e transtensive orientate in prevalenza NNW – SSW che separa la Catena dell'Aspromonte a Est dai Monti Peloritani a Ovest. Fa parte della zona di transizione che separa la placca in più rapida regressione verso SE sotto la Calabria dalla litosfera continentale siciliana e Si trova in una regione sismicamente attiva dove scarpate di faglia normali e terrazzi marini quaternari rialzati testimoniano un'estensione continua guidata dalla retrocessione verso sud-est della zona di subduzione calabrese. Recenti studi mostrano che le faglie normali nella regione dello Stretto di Messina definiscono una zona di relay coniugata in cui lo spostamento viene trasferito lungo la direzione dalle faglie normali con immersione NW a nord-est (Calabria meridionale) e alla faglia normale Messina-Taormina con immersione SE a sud-ovest (al largo della Sicilia orientale). Lo stretto marino dunque, di fatto è un graben asimmetrico ed è soggetto a subsidenza attiva all'interno della zona di relay, dove la pronunciata curvatura delle faglie normali è il risultato di ampi gradienti di deformazione e rotazioni in senso orario legate alle interazioni tra le faglie. Il sistema di faglie estensionali quaternarie risulta sovrapposto a lineamenti appartenenti a un precedente contesto compressivo mio-pliocenico. Sulla base delle geometrie regionali delle faglie gli studiosi hanno dedotto che le faglie normali nella Calabria meridionale sono migrate verso nord-ovest mentre le faglie normali nella Sicilia nord-orientale sono migrate verso sud-est negli ultimi circa 2-2,5 milioni di anni. Questo schema ha determinato un restringimento tettonico dello stretto nel corso del tempo, a causa della migrazione verso l'interno delle faglie normali contrapposte e del rapido sollevamento guidato dal mantello.

Di recente, nuove indagini effettuate con l'ausilio delle più moderne strumentazioni della geofisica hanno permesso di individuare, tra le faglie che interessano il fondale di questo stretto specchio di mare, una in particolare ( denominata W – fault) che sembra avere caratteristiche compatibili (rapporto lunghezza/magnitudo) con la struttura sismogenetica che potrebbe aver provocato il sisma del 28 Dicembre 1908. Questa lineazione mostra segni inequivocabili di attività recente dislocando il fondale marino fino a 80 circa di altezza. Essa decorre lungo lo stretto in posizione assiale per poi curvare verso Est e immettersi nell'alveo del Torrente Catona (corso d'acqua compreso tra Villa San Giovanni e Reggio Calabria). La lunghezza totale della faglia è stimabile intorno ai 34 Km e immerge verso Est.

Modello strutturale proposto per la zona di relay coniugata dello Stretto di Messina. La forte curvatura della faglia è il risultato della rotazione in senso orario nell'area di interazione attiva delle estremità delle faglie, dove l'orientamento delle faglie normali si discosta dall'orientamento regionale di circa 40-45°. La faglia destrorsa di Capo Peloro accomoda il trasferimento di parte della deformazione estensionale da una faglia normale offshore con immersione verso sud-est ai rami settentrionali del sistema di faglie Messina-Taormina.