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| Suddivisione del Super Bacino del Texas occidentale (Bacino Permiano). |
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| Sezione schematico - illustrativa del Super Bacino del Texas occidentale, |
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| Ubicazione e estensione della draba di Sroregga. |
Alle ore 10:37 del 22 Marzo 2014 si verificò quella che è stata da più parti considerata la più “mortale” frana della storia recente americana ovvero la famosa “frana di Oso” dalla località omonima posta a poco più di 6 Km dall'area dell'evento catastrofico. La frana ricoprì con detriti vari un area di 2.5 Km2 inghiottendo un quartiere rurale e provocando la morte accertata di 43 persone e più di 170 dispersi.
La frana si verificò al margine sudorientale di Whitman Bench , un terrazzo fluvio – lacustre sospeso a circa 240 m di quota dal fondovalle e costituito da ghiaia e sabbia depositate durante l'ultima glaciazione (Glaciazione del Wisconsin) all'interno di un lago periglaciale e ad opera di un immissario (deposizione in facies di delta). Il lembo non eroso di tale terrazzo costituisce la sopracitata Whitman Bench dalla quale partì il materiale franato.
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| Veduta Aerea dell'area in frana. |
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In figura, a colori sono
rappresentati i diversi tipi di marmo, come da legenda. Le linee
tratteggiate rosse indicano le principali fasce di frattura, i cerchi
rossi le cave attive, le linee grigie indicano l'assenza di marmo - da Creative Commons Attribution 3.0 Unported |
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Mappatura dei minerali tramite dati iperspettrali di carote di perforazione: (a) immagini a falsi colori delle carote e (b) mappa di congruenza dei minerali alterati e delle carote. |
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| Fig. 1; "Visualizzazione 3D prospettica". |
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| Fig.2; "Visualizzazione 3D fronte vista": (a) Modello digitale dell'affioramento con orizzonti stratigrafici interpretati (linee bianche), unità stratigrafiche etichettate (A–M, testo bianco) e posizioni dei campioni prelevati XRD (AR1–AR26, riquadri gialli con testo nero). Le posizioni dei campioni AR16–AR26 si trovano al di fuori del campo visivo e sono mostrate nelle loro posizioni stratigrafiche proiettate. (b) Interpretazione strutturale dell'affioramento digitale, che mostra 191 faglie normali (nero) e un sistema di faglie inverse (rosso). Le terminazioni e le intersezioni delle faglie sono codificate a colori per chiarire le relazioni e le geometrie delle faglie interpretate: il bianco indica le estremità delle faglie osservate, il rosso indica le intersezioni tra faglie e il blu indica l'apparente terminazione della faglia al bordo dell'affioramento. |
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| Si noti l'asimmetria dei fianchi del Diapiro determinata da un faglia normale posta a SW. |
La roccia Kimberlite (sensu strictu) è costituita da 25% di macrocrustalli di Olivina anedrali con diametro > 1 mm e il 25% di microcristalli di Olivina euedrali con diametro <2 mm dispersi in una pasta di fondo microcristallina oppure criptocristallina. I macrocristalli di Olivina, in realtà, sono xenocristalli incorporati durante la risalita del fuso originario dell'astenosfera attraverso il mantello litosferico peridotitico. I fusi Kimberlitici risalgono fino alla superficie, da profondità di oltre 200 Km, in un solo giorno circa. Una tale velocità di risalita è giustificata dalla essoluzione dal magma stesso di Vapore acqueo e Anidride Carbonica CO2. La genesi dei fusi Kimberlitici non è ancora del tutto chiara. Sia i pennacchi del mantello profondo che i moti convettivi più superficiali legati all'estensione litosferica potrebbero innescare la fusione di questi magmi kimberlitici portandoli alla risalita a profondità minori del mantello. Durante questa risalita repentina strappano via porzioni di rocce incassanti formatesi ad elevate profondità e pressioni, inglobandole nel fuso (xenoliti) costituite da carbonio cristallizzato (diamanti).
Un camino Kimberlitico, dall'alto verso il basso, è costituito nella seguente maniera:
Facies craterica: La morfologia superficiale di un camino kimberlitico, è caratterizzata da un cratere, ampio fino a 2 km, il cui fondo può essere situato a diverse centinaia di metri al di sotto del piano campagna. Il cratere è generalmente più profondo nella parte centrale. Attorno al cratere si ha un anello di materiale tufaceo (tuff-ring) relativamente basso (circa 30 m o meno), se comparato al diametro del cratere.
Facies di Diatrema: I diatremi o camini kimberlitici hanno una profondità di circa 1-2 Km, generalmente con forma a carota (che tende a restringersi con la profondità) e con sezioni circolari o ellittiche in superficie. La zona del diatrema è caratterizzata da frammenti vulcanoclastici, xenoliti e altro materiale, strappato a varie profondità durante la risalita del magma. Alcune caratteristiche dei diatremi sono: presenza di frammenti angolosi di rocce incassanti; materiale juvenile frammentato; xenoliti di rocce incassanti che si rinvengono fino a 1000 m di profondità.
Facies Ipoabissale: I depositi ipoabissali si formano per la cristallizzazione, ad alta temperatura, del magma kimberlitico ricco in volatili. Comunemente si hanno tessiture ignee e la totale assenza di frammentazione. Alcune caratteristiche dei depositi ipoabissali sono: presenza di calcite e serpentino nella matrice.
Le argille sono costituite da minerali (minerali argillosi) appartenenti alla categoria dei fillosilicati a struttura lamellare o a “foglio” (dal greco Phyllon ovvero foglia o foglio). In queste strutture planari i cationi dominanti sono alternatamente il Silicio Si e l'Alluminio Al che combinati con Ossigeno O o Ioni Ossidrili OH vanno a costituire le unità base di detti fogli ovvero i tetraedri di Silicio Si e gli ottaedri di Alluminio Al. Dunque, avremo così, in definitiva una struttura costituita dall'alternarsi di fogli tetraedrici e fogli ottaedrici impilati gli uni sugli altri con disposizione perpendicolare all'asse cristallografico C.
Gruppo della Kaolinite: Struttura 1:1 ovvero costituita da un pari numero di livelli o fogli tetraedrici e ottaedrici;
Gruppo della Smectite (Montmorillonite): Struttura 2:1ovvero due livelli tetraedrici per ogni livello ottaedrico. Il Gruppo della Smectite si distingue per la la capacità di assorbire espandendosi una notevole quantità di molecole di acqua nell'interstrato;
Gruppo della Illite: Struttura 2:1 dunque dye livelli tetraedrici per ogni livello ottaedrico ma con la particolarità che gli ioni Potassio K tengono saldi fra loro gli impachettamenti e limitano la capacità di assorbire le molecole di acqua;
Gruppo della Clorite: Struttura 2:1:1 ovvero caratterizzata dalla presenza di un ulteriore livello ossidrilico.
La Peridotite è una roccia magmatica intrusiva ultramafica (dunque molto ricca in Ferro Fe e Magnesio Mg) e fortemente sottosatura in SiO2. Essa costituisce buona parte del mantello superiore terrestre. Essa affiora all'interno delle sequenze ofiolitiche o la si ritrova come xenoliti ovvero blocchi inclusi in un magma in risalita ed estranei, per origine, alla massa del fuso.
Per poter essere definita tale una Peridotite deve avere una percentuale di Olivina maggiore o uguale al 50 - 60% dell'intera massa rocciosa. Nella Peridotite si riscontra anche una elevata percentuale di Pirosseno. Nel caso della Peridotite a plagioclasio (porzione più superficiale del mantello con Pressioni < 1 GPa) abbonda altresì il Plagioclasio considerato “minerale accessorio”.
Le Peridotiti presentano struttura e tessitura “granulare” (sono rocce intrusive) e faneritica (cristalli visibili a “occhio nudo”). Spesso, nel caso delle Peridotiti a plagioclasio si preferisce parlare di struttura “inequigranulare” (come visibile anche in figura) con i cristalli di Plagioclasio che occupano gli spazi liberi lasciati dall'Olivina.
Nella figura di cui sopra relativa alla sezione sottile sono visibili:
- Cristalli di Olivina, piccoli, ad habitus prismatico tozzo (talora discretamente visibile), intensamente fratturati a causa della “formazione intracraterica” e con elevata tinta di interferenza (azzurro – violetto – blu);
- Cristalli di Pirosseno da piccoli a grossi (si veda la porzione in alto a sinistra della figura) con sfaldatura parallela in sezione longitudinale o a losanga in sezione basale e con tinta di interferenza bruno – arancione (in realtà questa tonalità è data anche dalla “sovrapposizione” del colore originario del minerale);
- Cristalli di Plagioclasio (Albite - Oligoclasio???) fortemente allungati e geminati secondo la “legge dell'Albite” ma anche secondo la “legge dell'Albite – Karlsbad”. Essi presentano tinta di interferenza bassa (bianco – grigiastro).
Nonostante il Grand Canyon non sia ne il più esteso e nemmeno il più profondo canyon del mondo esso è da considerarsi “unico” nel suo genere in quanto mostra, racchiusa tra le sue rocce spettacolarmente affioranti e colorate, circa due miliardi di anni di storia del pianeta terra. Non esiste altro luogo sulla Terra dove le pagine della storia del pianeta possano essere lette con tanta facilità dall'osservatore, rivelando una storia geologica così lunga e ricca di eventi registrati negli strati rocciosi. Il Dottor John Strong Newberry lo espresse al meglio a metà del XIX secolo: "la più splendida esposizione di rocce stratificate che esista al mondo" (Beus, 2003).
Le rocce del Grand Canyon possono essere suddivise in tre gruppi principali: le rocce del basamento di Vishnu, le rocce del supergruppo del Grand Canyon e le rocce paleozoiche stratificate. Ciascuno di questi gruppi è separato da importanti discordanze stratigrafiche e indica una formazione avvenuta in condizioni geologiche differenti nonché in intervalli di tempo diversi (Mathis 2006). La spettacolare morfologia da esso mostrata è la risultante del processo di erosione espletata dal Fiume Colorado e dai suoi affluenti sulle rocce dell'Altopiano del Colorado formatosi per sollevamento tettonico avvenuto in età precambriana.
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