Carta Geostrutturale della Sicilia e suoi Lineamenti Tettonici Principali.

L'inserto A mostra la mappa batimetrica con gli elementi principali e strutturali modificati da Gasparo Morticelli et al. ( 2015 ), Civile et al. ( 2018 ) e Sulli et al. ( 2021 ). AP: Altopiano di Adventure; ATF: Fronte di sovrascorrimento di Adventure; ETF: Fronte di sovrascorrimento di Egadi; GTF: Fronte di sovrascorrimento di Gela; GTS: Sistema di sovrascorrimento di Gela; MG: Graben di Malta; MP: Altopiano di Malta; PG: Graben di Pantelleria; SC: Canale di Sicilia; CGSFZ: Zona di faglia Capo-Granitola Sciacca; SRFS: Sistema di faglia Scicli-Ragusa. Questa mappa mostra anche la localizzazione dell'area di studio con un riquadro tratteggiato rosso. L'inserto B mostra la localizzazione geografica dell'isola di Sicilia

 

La Frana di Vette - La gigantesca Paleofrana del Rift del Mar del Nord.

 

Visualizzazione 3D della frana di Vette. La frana è colorata di arancione.

Mappa della superficie superiore del basamento, inclusa la frana di Vette (delimitata dalla linea tratteggiata gialla).

Solitamente si è portati a pensare che le frane che si formano nei rift attivi sono in genere di piccole dimensioni ma, durante una delle tante campagne di prospezione sismica effettuate per ricerca petrolifera è stata individuata e ricostruita una frana eccezionalmente grande (340 km² ) nel paleorift sepolto del Mare del Nord. La frana, formatasi in condizioni subaeree, denominata “frana di Vette” si è formata, durante la fase precoce del rift originatosi per collasso gravitazionale post - orogenico (Orogenesi Caledoniana) che ha interessato una cresta di roccia cristallina del basamento, alta oltre 2,5 km e generata da una faglia, la faglia di Vette appunto.

Circa 300 km³ di roccia si sono spostati per circa 8 km lungo un piano di distacco a basso angolo, creando la più grande frana di rift conosciuta al mondo. Al momento dello scivolamento (scorrimento rotazionale), la tettonica del rift aveva trasformato una superficie di denudazione a basso rilievo in una a topografia ad alto rilievo in stile Basin and Range. Questa topografia si è sviluppata in una fase iniziale (Permiano superiore) a causa del rapido accumulo di faglie e del conseguente grande sollevamento del basamento in condizioni climatiche aride che sopprimevano la denudazione.

La faglia di Vette, con immersione di 26° e orientamento NS, ha un rigetto totale di circa 4000 m appena a nord della frana, di cui circa 600 metri sono correlati alla fase di rift del Giurassico superiore. Il rigetto aumenta a circa 4500 m nell'area della frana (secondo la ricostruzione pre-frana) per poi tornare a circa 4000 m a sud della frana. Lo scivolamento si è verificato vicino al punto di massimo rigetto della faglia, dove il potenziale gravitazionale è al suo massimo. Sono state perforate a carotaggio continuo le creste del basamento di entrambi i blocchi di faglia (Hangwall e Footwall). I campioni di basamento sono risultati essere costituiti da rocce metamorfiche di tipo granitoide e anfibolitico, tipiche delle rocce caledoniane e proterozoiche rinvenute sulla terraferma della Norvegia occidentale

Lo scivolamento della massa rocciosa è stato innescato dal potenziale gravitazionale della cresta elevata del blocco di faglia e il fattore scatenante è stato molto probabilmente una scossa sismica dovuta a un forte terremoto, considerando, tra l'altro, che la frana si trovava su una delle faglie più grandi e all'epoca più attive del rift. 

Attualmente la superficie della frana è occultata da una sequenza sin-rift di argilliti e arenarie del Triassico inferiore-medio iniziale, spessa fino a 3 km e denominata Formazione Teist.

Gli Appalachi.

 

Sezioni Trasversali NW - SE dei Monti Appalachi (Cintura a Pieghe e Sovrascorrimenti).

I Monti Appalachi presentano una lunga storia tettonica che include due cicli di Wilson completi prima di evolversi nella loro forma attuale lungo quello che oggi è il margine passivo orientale del Nord America.

La loro storia ebbe inizio con la formazione del supercontinente Rodinia durante l'orogenesi di Grenville, tra 1,35 e 1,1 miliardi di anni fa (Thomas, 2006; Whitmeyer e Karlstrom, 2007). A questa seguì la formazione di una zona di rifting a partire da 760 milioni di anni fa e la successiva formazione dell'oceano Iapeto entro 530 milioni di anni fa (Rogers e Santosh, 2003; Thomas, 2006). Una sequenza di successive collisioni ed eventi di accrescimento terrestre iniziò nell'Ordoviciano inferiore, comprese le orogenesi taconica e acadiana (Hatcher, 1972, Hatcher, 2010; Hibbard, 2000; Hatcher et al., 2007; van Staal et al., 2009; van Staal e Hatcher, 2010). La collisione culminò poi con l’arrivo del Gondwana e la creazione del supercontinente Pangea.

La parte centrale e meridionale dei Monti Appalachi può essere suddivisa in diverse province fisiogeologiche (si veda Figura 1) . Il Piedmont è costituito dalla parte orientale del nucleo metamorfico dell'orogene, dal superterrane Carolina-Avalon accresciuto più a est e da sporadici bacini di rift mesozoici sparsi in tutta l'area. La Blue Ridge è costituita dalla porzione occidentale del nucleo metamorfico, nonché da basamento alloctono di sovrascorrimento proveniente dall'antico margine laurentiano. Infine, a ovest si trova il bacino di avanfossa paleozoico, che comprende la cintura di pieghe e sovrascorrimenti della Valley and Ridge e gli strati orizzontali dell'altopiano appalachiano. Una fascia di sedimenti cretacei e cenozoici fiancheggia gli Appalachi come pianura costiera, dove il margine continentale è stato abbassato a causa della sedimentazione al largo (Pazzaglia e Gardner, 1994).

                                                            Fig.1; "Province fisiogeologiche".

Il Sovrascorrimento che ha fatto scuola - Il Lewis Trhust Fault.

 

La Cintura di pieghe e sovrascorrimenti dell'avampaese cordiglierano nelle Montagne Rocciose canadesi meridionali e del Montana nord-occidentale iniziò a formarsi 170 milioni di anni fa, a causa delle forze compressive relative alla convergenza e collisione tra le placche. Come risultato di tale tettonica compressiva si ebbe la formazione la di un sistema di “Pieghe larghe” coeve ad una “Cintura magmatica” posta ad ovest di tali pieghe e ad esse coeva nonché all'instaurarsi di una “Cintura di sovrascorrimenti” posta ad est del sistema appena descritto. La “Cintura di sovrascorrimenti” trova la sua più grande espressione nella Lewis Trhust Fault caratterizzata dall'avere uno spostamento orizzontale di più di 80 Km per mezzo del quale le rocce precambriane (prevalenti Dolomie della Formazione Altyn) della base del suo Hangwall (Tetto della faglia di sovrascorrimento) sono state “carreggiate” al di sopra del Top del Footwall (Letto della faglia) costituito dalle rocce Cretaciche della Formazione oligocenica di Kishenehn costituita da prevalenti scisti ben stratificati, “teneri” e “sfaldabili” di colore bruno scuro.
Più in dettaglio, la struttura costituente il sovrascorrimento di Lewis si formò tra il Paleocene superiore e l'Eocene inferiore ed è compresa tra la sinclinale di Akamina e la faglia di Hoadley ed è, tuttora, una lineazione tettonica attiva che si diparte lungo l'intero ripido versante della Catena montuosa di Lewis estendendosi per quasi 160 Km in direzione nord arrivando in Canada e per una pari lunghezza a sud del Glaciers National Park (Parco Nazionale dei Ghiacciai) all'interno del quale la struttura è ben esposta e visibile digradando dolcemente verso SW con una inclinazione inferiore ai 10°. A causa dell'erosione una parte del bordo orientale della falda sovrascorsa è stato smantellato lasciando soltanto un piccolo lembo roccioso precambriano costituente il Monte Chief. Tale lembo della falda sovrascorsa preservato dall'erosione è da considerarsi, da nomenclatura geologica, come un vero e proprio “Klippen”. Al contempo, nella parte meridionale del Parco, il torrente Debris Creek ha eroso la copertura precambriana costituente la porzione sovrascorsa creando quasi un “foro” dove sono ben visibili i terreni costituiti dagli scisti cretacei. Questa struttura, “foro” costituisce quella che i geologi chiamano “Fenster” (finestra tettonica).

Nascita ed Evoluzione del Sovrascorrimento di Lewis.

Klippen Monte Chief.

Carta Geologica del Golfo Persico e del Golfo di Oman e zone limitrofe (a); Sezione Stratigrafica schematico - illustrativa del Bahrein (b) - Pilgrim's (1908).

 

Le Nappe del "Tempio della Roccia Nera" e del "Buddha" (Cina Sett.) a dimostrazione dell'esistenza di spostamenti orizzontali e della Tettonica delle Placche già nell'Archeano.

 

Sistemi di Faglie Dirette (Norvegia Sud - occidentale): In passato interpretati come Collasso Post - Orogenico Caledoniano e adesso come Rifting attuale.

 

 

A) Mappa strutturale semplificata della Norvegia sud-occidentale. Le linee rosse sulla terraferma delineano le principali zone di taglio e faglie di distacco mappate. B) Sezione trasversale che illustra il contesto strutturale regionale.

Il Cherogene

 

      Diagramma di maturazione di Van Krevelen

Per definizione per cherogene si intende un insieme di idrocarburi insolubili nei normali solventi, come il tetracloruro di carbonio, ma che, se riscaldati, produce petrolio liquido o gassoso. Si tratta, in definitiva di materia organica, come già detto, pressoché insolubile che può avere diversa origine sia vegetale che animale. Chimicamente, il cherogene comprende una gamma di idrocarburi complessi, con tracce di molti altri elementi, tra cui zolfo, azoto e vari metalli radioattivi e pesanti e Il cherogene si deposita generalmente in condizioni anossiche, riducenti e stagnanti e dunque più comunemente nelle paludi, negli acquitrini, nei laghi salati e nelle lagune, ed è particolarmente caratteristico dei delta fluviali. Quando il cherogene costituisce più dell'1,5%, o giù di lì, di uno scisto, questo diventa una potenziale roccia madre di petrolio, a condizione che raggiunga una sufficiente maturazione termica. A seconda sia della sua composizione chimica che del livello di maturazione, il cherogene genera gas di petrolio e petrolio. In questi ambienti (paludi, acquitrini, delta, ecc.), la vegetazione può accumularsi come orizzonti di torba estesi lateralmente e spessi molti metri. Durante la successiva sepoltura, la torba subisce un'estesa compattazione e diagenesi , trasformandosi prima in lignite , poi in carbone bituminoso , poi in antracite e infine in grafite, entrando nel regno del metamorfismo. La varietà di cherogene chiamata carbone è, ovviamente, una fonte di energia molto importante.

A seconda del rapporto atomico tra idrogeno e carbonio H/C il cherogene è suddivisibile un 4 differenti tipi (come si vede nella figura di cui sopra “ Diagramma di maturazione di Van Krevelen”). Il tipo 1 si riferisce a un cherogene ricco di idrogeno con un rapporto atomico H/C > 1,4. Il tipo 2, invece, comprende cherogeni con un rapporto atomico H/C compreso tra 1 e 1,4. Entrambi questi tipi sono cherogeni di buona qualità per l'estrazione di petrolio e derivano comunemente dalle alghe. Il cherogene di tipo 3 ha un rapporto atomico H/C inferiore a 1 e deriva prevalentemente da piante superiori. Questo tipo è una fonte di petrolio scarsa ma può essere una fonte importante di gas naturale. Esiste anche un cherogene di tipo 4 che è stato definito come un cherogene avente un rapporto atomico H/C inferiore a 0,4.

Fino a non molto tempo fa il fango organico litificato (ovvero gli “shales”) era considerato semplicemente la “Roccia madre degli idrocarburi” e non era ritenuto produttivo in termini di estrazione. Ma adesso, con l'introduzione del metodo “non convenzionale” (fraking) è possibile sfruttarlo, come avviene del resto nel caso degli Scisti di Woodford del Bacino Anadarko in Oklahoma.

Alcune proprietà del cherogene sono:

bassa densità apparente (circa 1,3 g/cm³);
raggi gamma molto elevati (da 500 a 4000 unità API) associati all'uranio;
basso fattore fotoelettrico (circa 0,24 barn/elettrone);
elevata porosità neutronica (circa 60 pu).

Il Petrolio Siciliano.

 

Assetto geologico stratigrafico - strutturale della Piattaforma Iblea.

In Sicilia, gli idrocarburi sono noti da secoli grazie al manifestarsi di veri e propri affioramenti petroliferi nonché alla presenza di calcari impregnati di bitume, Sfruttati dal XIX, negli anni '50, diversi pozzi poco profondi furono perforati nell'avampaese Ibleo con l'obiettivo di estrarre idrocarburi. In particolare, nel territorio siciliano sono presenti affioramenti di petrolio nel settore delle Madonie le quali costituiscono una porzione della Cintura a pieghe e sovrascorrimenti (Thrust – fold Belt) neogenica e, impregnazioni di bitume nei carbonati porosi della Formazione di Ragusa, in affioramento ma anche, nel sottosuolo dell'avampaese ibleo (piattaforma carbonatica di Ragusa), e sfruttato sottoforma di miniere di asfalto le più famose delle quali sono quelle di Streppenosa, Castelluccio e Tabuna. Qui, il petrolio, generalmente “pesante”, proviene da rocce madri del Triassico e del Giurassico e si ritrova intrappolato in rocce serbatoio carbonatiche coeve alle precedenti.

Più precisamente, il giacimento petrolifero del Ragusano si sviluppa principalmente nei carbonati del Triassico presenti nel bacino del Fiume Irminio, a sud della città di Ragusa. Inizialmente perforato dal “Pozzo Ragusa – 1”, il giacimento risulta collocato su un'elevazione strutturale formatasi durante una fase di rifting neotetidea. Successivamente è stato saturato dagli idrocarburi migrati da rocce madri coeve e derivanti da fanghi carbonatici ricchi di materia organica depositati in un ambiente di bacino euxinico (ovvero i calcari della Formazione di Noto). Il giacimento vero e proprio è costituito da dolomie del Triassico superiore, massicce e fortemente fratturate appartenenti alla Formazione di Gela ed è sigillato, verso l'alto, da spessi sedimenti detritici ricchi di argilla appartenenti alla Formazione giurassica di Streppenosa.

Nel Febbraio del 2016, a seguito di uno “scuotimento sismico”, si notò, nell'area, una ingente fuoriuscita di petrolio che andò a impregnare fratture, piani di faglia e i pori dei terreni sciolti più superficiali.

Il petrolio siciliano è, come già accennato in precedenza, un greggio “pesante” ovvero molto denso e viscoso nonché ricco di metalli pesanti e zolfo (sottoforma di Acido Solfidrico H2S) e pertanto, per essere estratto nonché reso utilizzabile sono necessarie particolari tecniche e accorgimenti.

Un esempio di Trappola Strutturale per Idrocarburi e uno di Trappola Stratigrafica.

 

Trappola strutturale: In questo caso si ha una faglia che blocca il percorso degli idrocarburi mettendoli in contatto laterale con un litotipo impermeabile,

Trappola stratigrafica: Il petrolio è "imprigionato" nelle areniti inglobate, sottoforma di lenti, negli scisti impermeabili (shales).

L'Enigma della Struttura Anulare di Jabal Rayah – Arabia Saudita.

 

 

Foto aerea - da Garvin e Blodget, 1986.

Sezione Sismica 2D.

Jabal Rayah (28° 39' N, 37° 11' 30'' E) è una Struttura Anulare di 5 Km di diametro affiorante nel NW dell'Arabia Saudita a circa 70 Km dal centro abitato di Tabuk. La struttura è stata descritta ripetutamente da immagini aeree le quali, le ultime in ordine di tempo, risalgono al 1986 (Garvin e Blodget, 1986).

L'anello topografico è composto da una cresta costituita da colline larga circa 1.5 Km e con altezze che variano da 150 a 250 m s.l.m. Questo rilievo collinare a forma anulare è formato di terreni della Formazione Sharawra del Siluriano sormontati da quelli della Formazione Tawil del Devoniano. Queste litologie, all'interno di un sistema di faglie circolari, si presentano leggermente piegate a formare una lieve struttura sinclinalica.

Solitamente strutture come quella appena descritta, sono il risultato dell'azione di diapiri salini che, una volta dissolti (anche parzialmente) o ancora semplicemente “carsificati” lasciano, per “collasso”, queste tipiche aree depresse di forma più o meno circolare. Ma da un sondaggio geognostico effettuato per la ricerca di idrocarburi e posto nelle immediate vicinanze del sito nonché da prospezioni geofisiche (come quella a Riflessione 2D nella figura sopra riportata) non sono presenti depositi evaporitici di alcuna sorta nell'area dell'anello. Dunque, l'ipotesi più accreditata rimane quella per la quale l'origine della depressione anulare sia da ricondurre a Impatto meteoritico. Però, al contempo, non sono presenti neanche tracce di metamorfismo da impatto (ovvero caratterizzato da elevatissime Pressioni) all'interno della Struttura Anulare. Pertanto, ancora oggi, l'origine di tale “anello” non è del tutto chiara se non, addirittura, fortemente dibattuta.

Schema di un possibile "Sistema Petrolifero".

Domo Salino Trappola per Idrocarburi.

 

Successione Stratigrafica del Kansas (USA) - Sezione schematico - illustrativa.

 

Nella Figura è ben visibile la netta discordanza presente alla base del Piano Pennsylveniano.

Migrazione del Petrolio attraverso Faglie listriche - Giacimento di Statfjord (Delta del Brent/Norvegia)

 

La migrazione dal basso verso l'alto degli idrocarburi attraverso le discontinuità di faglia è favorita anche dal gradiente geotermico.

Le diverse tipologie di Trappole Petrolifere.

 

Sezione schematico - illustrativa del Giacimento Petrolifero di Rose Hill - Virginia (USA).

 

La Roccia madre è costituita da roccia scistosa organogena dell'Ordoviciano - La Roccia serbatoio, invece, dai calcari della Formazione "Calcare di Trenton" di spessore maggiore ai 150 m.

Ricostruzione NW - SE dell'Edifico a "Nappe" nelle Alpi Europee - Foglio cartografico di "Morcles" (Svizzera).-

 

Tale ricostruzione è la risultante della correlazione tra più sezioni trasversali ugualmente orientate NW - SE e ubicate nelle adiacenze.

La catastrofe del Vajont.

 

Modellazione 3D dei luoghi post - frana, da www.uace. eu.

Foto frana 1963.

Il disastro della diga del Vajont del 1963 fu un evento catastrofico di enormi proporzioni. Il 9 ottobre 1963, circa 260 milioni di metri cubi di roccia franarono dal Monte Toc nel bacino artificiale adiacente. La frana spostò l'acqua, creando un onda gigantesca che travolse e superò la diga andandosi a riversare nel fondovalle distruggendo completamente la città di Longarone e i villaggi vicini di Faè, Pirago, Rivalta e Villanova, uccidendo circa 2.000 persone.

Situata nella profonda gola del fiume Vajont, la diga del Vajont è una diga ad arco in cemento armato. Fu progettata negli anni '20 e completata nel 1959 dalla Adriatic Energy Corporation. Il Monte Toc era storicamente noto come "la montagna che cammina" a causa della sua fragilità geologica. Durante la costruzione e il riempimento iniziale, numerosi geologi e ingegneri misero in guardia sui rischi di frana e sui pericoli derivanti dal riempimento del bacino. Nonostante gli avvertimenti sull'instabilità del terreno e sulle fratture presenti, il bacino fu riempito. Alle 22:39 del 9 ottobre del 1963, un'enorme porzione del versante montuoso crollò nell'acqua a velocità fino a 80 chilometri orari. L'impatto generò un'onda alta fino a 250 metri. Mentre la struttura in cemento della diga rimase in gran parte intatta, l'acqua spostata superò la cresta e si riversò nella valle del Piave sottostante. La città di Longarone e diversi villaggi furono rasi al suolo, causando tra le 1.900 e le 2.200 vittime. La tragedia è ampiamente considerata uno dei peggiori disastri ambientali causati dall'uomo. A seguito dei processi iniziati nel 1968, diversi funzionari della Adriatic Energy Corporation e del governo furono accusati di omicidio colposo e negligenza. Oggi la diga di Vajont è ancora in piedi, ma il bacino non è mai stato riempito di nuovo.

Sezione geologica da nord a sud attraverso la valle del Vajont che mostra la gola del Vajont e la posizione dell'antica frana prima e dopo il 9 ottobre 1963 (da Semenza & Ghirotti, 2000); 1 - Dolomiti principali (Triassico superiore), 2 - Formazione Sowerzene (sottili strati di calcare selcifero grigio alternati a sottili strati di marna sabbiosa rossastra (Giurassico inferiore), 3 - Formazione Igne (calcare da bianco a rossastro, lamellare a strati molto sottili con alcuni livelli silicei; i livelletti di argilla sono comuni lungo i piani di stratificazione di detti calcari (Giurassico inferiore), 4 - Formazione calcarea Vaiont (calcare grigio a strati da medi a spessi (Giurassico medio), 5 - Formazione Rosso Ammonitico (calcare nodulare rosso) e Fonzaso (calcare siliceo e torbiditi carbonatiche (Giurassico superiore), 6 - Formazione calcarea Soccher (Giurassico superiore - Cretaceo inferiore), 7 - Formazione Scaglia Rossa (sottili strati rossi di marna alternati a calcare rosa a strati sottili (Cretaceo superiore - Paleogene), 8 - Depositi quaternari, 9 - ghiaie alluvionali, 10 - faglie e sovrascorrimenti, 11 - superfici di rottura delle frane.

Sinteticamente, numerosi sono i fattori che possono aver causato (da soli o in concomitanza) la frana del versante del Monte Toc:
  - Il fiume può aver eroso le sponde causando il cosiddetto "scalzamento al piede";
  - Le pareti dell'invaso erano costituite da rocce carbonatiche con intercalazioni di livelle argillosi. Inoltre,  tali  rocce erano disposte con giacitura a franapoggio;
 - Possibile dissoluzione carbonatica con creazione di vuoti e cavità pericolosi per la stabilità del versante;
 - Presenza di una paleofrana che può aver inficiato sulla stabilità dell'ammasso roccioso.
 

La recente Catastrofe Venezuelana e la Faglia di San Sebastian (FSS).

 

Ubicazione epicentri dei due terremoti del 24/06/2026, da USGS

Una delle caratteristiche più salienti che ha contraddistinto la catastrofe che ha messo in ginocchio di recente (24 Giugno 2026) il paese sudamericano del Venezuela è stato il verificarsi, uno dietro (l'altro in ordine di tempo), di due eventi sismici (entrambi di notevole Magnitudo) ma assolutamente distinti ovvero non facenti parte della medesima sequenza sismica..

La prima scossa, di magnitudo 7.2, si è verificato alle 18:04 ora locale (22:04 GMT) a 23 km a sud-est di Yumare, una città a ovest della capitale Caracas mentre l'altra, di magnitudo 7,5 ha colpito una zona simile appena 38 secondi dopo la prima. Le scosse, in particolare la seconda, hanno causato danni e crolli di edifici a Caracas e nella vicina città costiera di La Guaira. La prima delle due scosse ha presentato profondità dell'ipocentro di circa 20.3 Km mentre la seconda, più superficiale, profondità ipocentrale pari a 10 Km.

Nonostante, come già detto, le scosse non siano ricollegabili tra loro sono accomunate dall'avere la medesima sorgente sismogenetica costituita dalla famosa Faglia di San Sebastian (FSS) caratterizzata da uno spostamento di tipo trascorrente (Strike slip) destro. Questa lineazione tettonica ha colpito diverse volte in passato producendo terremoti di notevole intensità. Infatti, nel 1812 un violentissimo terremoto distrusse gran parte di Caracas provocando decine di migliaia di vittime. Di seguito, nel 1900 un'altra violenta scossa colpì parte della costa centrale. Nel 1967 Caracas fu colpita da un nuovo violento terremoto che provocò migliaia di vittime e feriti.

Sviluppo delle faglie coinvolte nell'interazione tra
 Placca Caraibica e Placca Sudamericana, da USGS

Andamento Faglia di San Sebastian (FSS).

Il margine continentale del Venezuela è interessato da un sistema di faglie trascorrenti destre attive in corrispondenza del quale si ha il confine tra le placche caraibica e sudamericana che si estende verso il mare per oltre 400 Km. La sismicità lungo questo confine tra placche è generalmente moderata (purtroppo non è questo il caso) sia in frequenza che in magnitudo e i tipi di faglia dominanti, come evidenziato dai meccanismi focali, sono trascorrenti e inversi (transpressivi). Gran parte del movimento trascorrente destro tra le due placche avviene lungo il sistema di faglie costituito dalle faglie di Bocoho – San Sebastian – El Pilar – Los Bajos – Warm Spring – Cental Range. Per quanto riguarda i tassi di scorrimento il valore medio è di circa 20 mm/anno. Queste faglie per prima la Faglia di San Sebastian (FSS) conferiscono alla costa settentrionale del Venezuela la tipica conformazione rettilinea che la distingue. Dal punto di vista geomorfologico, in partecolare, la Faglia di San Sebastian (FSS) decorrendo per circa 500 Km a largo della costa centro – settentrionale del Venezuela, da luogo a tre diversi ambienti deposizionali distinguibili da est ad ovest abbiamo La Piattaforma di La Guaira, il Bacino di Choroni e la Piattaforma del Golfo di Triste. Il Bacino di Choroni è un lembo di piattaforma ribassato (Graben) caratterizzato da una serie di canyon che evidenziano la presenza stessa della faglia in oggetto.
Questa faglia avente un tasso di trascorrenza (slip rate) pari a 17 mm/anno presenta (da prospezioni geofisiche) um piano di faglia sub – verticale e in certi tratti sembra essere l'estensione sottomarina del fiaanco della cordigliera costiera venezuelana.

Il Brent

 

Ubicazione 

Sezione sismica trasversale del Viking Graben.

Il Brent (detto anche Brent Crude) è il è il principale petrolio greggio estratto nel Mare del Nord. Prende il nome da un giacimento petrolifero ubicato a largo della Scozia, scoperto nel 1971 e oggi esaurito. E' un petrolio di alta qualità in quanto “leggero” e “dolce” ovvero ha una densità bassa (dunque è abbastanza fluido) e un basso contenuto di Acido Solfidrico H2S e dunque facilmente estraibile dal sottosuolo e altrettanto facilmente raffinabile.

Il giacimento storico di Brent dal quale, come già detto, prende il nome questo petrolio è lungo circa 16 km da nord a sud e largo 5 km, si trova nella parte centrale di una “terrazza di faglia” lunga 65 km sul margine occidentale del Viking Graben, l'estensione settentrionale di un sistema di rift di 1.000 km che si estende verso nord dal Graben del Mare del Nord centrale. Due importanti faglie orientate est-ovest dividono l'area settentrionale del giacimento in un ampio Graben e in una struttura a Horst. Dal punto di vista stratigrafico l'approvvigionamento del “Brent” si ha in due principali giacimenti: Uno costituito dal Gruppo del Brent del Giurassico medio costituito da arenarie e siltiti con scisti e carboni stratificati (spessore 240 m) depositatesi in ambiente deltizio o lagunare e l'altro costituito dalla Formazione Statfjord del Giurassico inferiore/Triassico e costituita da una sequenza di arenarie fluviali a granulometria crescente verso l'alto, con uno spessore variabile, da sud a nord, da 270 a 300 metri. La Formazione di Statfjord è separata dal sovrastante Gruppo del Brent dal Gruppo Dunlin costituito da fanghi e siltiti. Gli idrocarburi sono intrappolati in una semplice struttura monoclinale delimitata da faglie, con un'inclinazione di circa 8° verso ovest, con l'aggiunta di alcune trappole di discordanza di troncamento della cresta causate dallo scivolamento. La Roccia Madre principale è costituita dalla Formazione argillosa di Kimmeridge del Giurassico superiore (si veda in “Sezione sismica trasversale del Viking Graben” la litologia color azzurrino“Upper Jurassic”). Il Brent funge da riferimento per la determinazione del prezzo del petrolio su scala mondiale. Le riserve del giacimento originario di Brent si sono esaurite nel corso degli anni, riducendo la sua quota nella produzione di gas del Regno Unito al 2%. In collaborazione con il Dipartimento per l'Energia e il Cambiamento Climatico (DECC), Shell ha deciso di dismettere il giacimento a causa dell'infrastruttura obsoleta e degli elevati costi di modernizzazione.

Stratigrafia di dettaglio del Viking Graben.