I modelli di ricorrenza indicano un periodo di ritorno medio compreso tra 1.500 e 2.000 anni per eventi di magnitudo simile o superiore a 7

Lo Stretto di Messina rappresenta una delle zone tettonicamente più attive del Mediterraneo centrale. Si tratta di un’area caratterizzata da tettonica estensionale, dove la placca africana e quella eurasiatica interagiscono in modo indiretto, determinando un lento ma costante allontanamento tra la Sicilia orientale e la Calabria meridionale, con un tasso di estensione di circa 2-3 millimetri all’anno. Questo regime distensivo ha generato un sistema di faglie normali che nel tempo hanno modellato la morfologia stessa dello Stretto, rendendolo sempre più profondo.

La faglia madre generatrice del terremoto del 1908

La struttura responsabile del devastante terremoto del 28 dicembre 1908 (magnitudo momento Mw 7.1) è la western fault, una faglia normale estensionale ad alto angolo (circa 70 gradi di immersione verso est), lunga approssimativamente 34-35 km e localizzata prevalentemente nei fondali marini lungo la costa siciliana.

Nel 1908 questa faglia rilasciò improvvisamente un dislocamento di circa 5 metri, generando il forte sisma e il successivo maremoto. Da allora, la porzione superficiale di questa faglia madre è rimasta bloccata (locked), ovvero in uno stato di alta frizione che impedisce lo scorrimento continuo. Di conseguenza, da oltre 117 anni sta accumulando progressivamente tensione elastica, caricandosi in vista di un futuro nuovo evento di magnitudo elevata.

Proprio perché la faglia principale è bloccata e non si muove, tutta la sismicità registrata nello Stretto negli ultimi decenni avviene solo su strutture secondarie esterne alla faglia madre, che bordano i fondali dello Stretto. Gli epicentri degli ultimi terremoti moderati (magnitudo tra 3.5 e 4.5) e dei relativi sciami sismici si collocano sistematicamente fuori dal piano della faglia madre, su faglie minori, segmenti obliqui, faglie di trasferimento o zone di fratturazione distribuita che passano sotto le coste di Reggio e Messina. Questi eventi rappresentano la cosiddetta sismicità di fondo (background seismicity) di un sistema tettonico complesso e distribuito, dove la deformazione non è concentrata esclusivamente sulla faglia principale ma si ripartisce su un ampio volume di crosta fratturata.

Le recenti sequenze sismiche

I terremoti recenti, come la sequenza del 23 dicembre 2013 (magnitudo 4.0 con epicentro nell’area falcata) e altri sciami avvenuti tra il 2005 e gli anni più recenti, si verificano proprio su queste strutture secondarie più piccole e meno bloccate. Esse sono in grado di scivolare più facilmente quando lo stress locale raggiunge valori critici, rilasciando solo una piccolissima frazione dell’energia totale accumulata nel sistema. In pratica funzionano come valvole di sfogo parziali, alleviano tensioni locali senza intaccare in modo significativo il grande carico che continua ad accumularsi sulla western fault.

Questo meccanismo spiega perché, nonostante la faglia madre sia in fase inter-sismica di accumulo, lo Stretto continua a produrre terremoti di magnitudo moderata con una certa regolarità. Non si tratta di precursori diretti di un grande evento, ma di normale attività su faglie minori che fanno parte del più ampio sistema di deformazione estensionale.

Per quanto riguarda un’eventuale riattivazione della faglia principale, gli studi paleosismologici e i modelli di ricorrenza indicano un periodo di ritorno medio compreso tra 1.500 e 2.000 anni per eventi di magnitudo simile o superiore a 7.0. Essendo trascorsi solo 117 anni dal 1908, ci troviamo ancora nella fase iniziale del ciclo sismico. Statisticamente, quindi, un nuovo grande terremoto sulla faglia madre non è atteso nel breve-medio termine e richiederà verosimilmente ancora secoli prima di rientrare nella finestra temporale di maggiore probabilità.

Ma attenzione al comportamento delle faglie

Tuttavia, le faglie non seguono un orologio perfetto. Sebbene improbabile, un evento di questa entità potrebbe teoricamente verificarsi anche prima del tempo medio, in seguito a interazioni complesse tra faglie, trasferimento di stress da strutture più profonde (come la discontinuità a basso angolo legata alla subduzione ionica particolarmente attiva) o altri fattori transitori. Per questo motivo l’area rimane classificata in Zona 1 di massima pericolosità sismica e continua a essere monitorata con grande attenzione dall’INGV attraverso reti sismiche terrestri e marine.