La spettacolare Piega di Mischabel - Alpi Pennine/ Canton Vallese (Svizzera).

 

Col termine "Piega di Michabel" ci si riferisce non soltanto alla struttura plicativa in senso stretto ma anche a tutte le altre strutture e ai terreni ad essa associati che sono: 1 Gneiss del basamento della falda di Siviez-Mischabel, 2,3 sua copertura sedimentaria, 2 Conglomerati del Carbonifero, 3 Serie mesozoica-eocenica di Barrhorn, 4, 5 Serie mesozoica di Frilihorn, 4 Quarzite di Frilihorn, 5 Dolomite di Frilihorn, ↑ = la polarità stratigrafica aumenta verso l'alto, 6 Falda di CB Cimes Blanches (serie permo-mesozoica), 7 Calcescisti della falda ofiolitica di Tsaté, 8 Prasinite, meta-basite della falda di Tsaté, 9 Falda ofiolitica eclogitica di Zermatt-Saas Fee, 10 Falda del basamento di Dent Blanche. Le linee rosse rappresentano più piani di spinta piegati, F2 = superficie assiale delle pieghe di seconda fase, F3 = superficie assiale delle pieghe di terza fase, gli assi di piega F2 e F3 sono orientati parallelamente a una lineazione di stiramento diretta NW con indicatori di taglio da cima a NW, F4 = superfici assiali della piega posteriore di Mischabel con il suo asse di piega immerso a 22°W.  

Geologia Strutturale Svizzera: Libro "Geology of the Alps" di Albert Heim - 1922.

 

Sezioni geologiche attraverso le Alpi Apuane.

 

Sezioni geologiche attraverso le Alpi Apuane centrali (ZACCAGNA, 1898a).

             

Sezione-geologica-attraverso-le-Alpi-Apuane meridionali (LOTTI-ZACCAGNA,1881).

Le Hawaii, il Vulcano Kilauea e i "Capelli di Pelè".

 

Le otto isole maggiori che costituiscono l'Arcipelago Hawaiano sono solo le terminazioni più recenti di una catena di oltre 80 vulcani che si estende per migliaia di chilometri in direzione nord-ovest nell'oceano Pacifico sia sopra che sotto il livello del mare. Più ci si sposta verso sud-est in questa catena, più giovane è il vulcano, fino ad arrivare all'isola di Hawai'i e a Lō'ihi, che sono costituite da vulcani ancora in crescita sotto la superficie dell'oceano.

Tutti i vulcani (sia attivi che inattivi) di questa lunga catena si sono formati a causa dell'hot spot hawaiano , un pennacchio stazionario (Plume) di materiale surriscaldato proveniente dall'astenosfera che risalendo verso la superficie terrestre fonde la roccia producendo. Quando una parte di questa roccia fusa fuoriesce al di sopra della crosta oceanica, si verifica un'eruzione vulcanica.

Le dimensioni esatte dell'hot spot hawaiano non sono del tutto note, ma è abbastanza grande da comprendere la maggior parte dell' attuale isola di Hawaiʻi. Alcuni scienziati stimano che l'hot spot abbia un diametro di circa 200 miglia, con passaggi verticali molto più stretti che alimentano il magma ai singoli vulcani.

Il processo di formazione delle Hawaii deriva dalla lenta migrazione della placca pacifica (circa 5 – 10 cm l'anno) al di sopra di detto hot spot che resta in posizione fissa. Il sistema ricorda quello di un “nastro trasportatore”. Lentamente, ciascun vulcano (isola) viene spostato verso verso nord-ovest e una nuova porzione di placca verrà interessata da fusione e formazione di un nuovo centro vulcanico attivo. Tutto ciò si ripeterà fin quando sussisteranno le condizioni geodinamiche attuali.

In breve, anche l'isola di Hawaiʻi (attualmente vulcanologicamente attiva), un giorno, verrà spostata dalla placca tettonica alla “deriva” lontano dall'hot spot e seguirà le orme delle isole Hawaii più antiche verso nord-ovest e l'attività vulcanica sull'isola cesserà. Nuove isole vulcaniche, ancora da formare, sorgeranno alle sue spalle presumibilmente leggermente a sud - est di essa.

L'isola di Hawai'i (come detto la più recente della catena di vulcani hawaiana) si è formata dall'azione di ben 5 vulcani tra cui quelli attualmente più attivi sono il Mauna Kea e il Kilauea.

Il Kilauea è il vulcano più giovane e attivo dell'isola di Hawaiʻi, nonché uno dei più attivi al mondo. Esso è chiamato dai nativi Āina a ke akua i noho ai ovvero “Terra dove dimora la dea” dove la dea è la divinità vulcanica di Pelehonuamea.

Nella storia documentata, il Kilauea ha avuto solo brevi periodi di quiescenza. Negli ultimi 1.000 anni, quasi il 90% della sua superficie è stata ricoperta da colate laviche. Alcuni sostengono che persino il nome Kīlauea si traduca in "eruttazione" o "grande espansione".
Formatosi sott'acqua circa 280.000 anni fa, il Kilauea è un tipico vulcano a scudo con pendii lunghi e poco profondi.

 Il cratere sommitale del Kilauea (Halemaʻumaʻu), è costituito d una cavità perennemente attiva all'interno, appunto, della caldera sommitale.
Infine, partendo dalla cima, il Kilauea presenta due zone di faglia che si estendono verso est e sud-ovest. Queste zone di faglia ospitano la maggior parte delle eruzioni che si verificano al di fuori della vetta.

Mappa dell'Osservatorio Vulcanologico delle Hawaii dell'USGS che mostra le colate laviche del Kīlauea, con codifica a colori in base all'eruzione e alla zona di rischio designata per le colate laviche.

Sempre a proposito della parte sommitale del Kilauea è da annoverare, in corrispondenza di molti punti di essa, la curiosa presenza sul terreno di quelle che sembrano "chiazze dorate di capelli". Si tratta di sottili fibre di vetro note come "Capelli di Pelè", dal nome della divinità vulcanica  precedentemente menzionata di Pelehonuamea. Questi lunghi e fragili filamenti si formano a causa dei gas durante un'eruzione vulcanica. Quando le bolle di gas vicino alla superficie di una colata lavica scoppiano, possono allungare la crosta della lava fusa in lunghi filamenti. I filamenti di capelli di Pelè possono raggiungere una lunghezza di circa 60 centimetri, ma avere uno spessore di appena un micron (0,001 mm). Essendo così leggeri, questi filamenti possono essere sollevati in aria e trasportati dal vento. Possono accumularsi nelle zone basse e formare fitti tappeti spessi diversi centimetri. Pur essendo fragili e friabili, sono anche taglienti. Essendo minuscoli frammenti di vetro, possono conficcarsi nella pelle umana e, peggio ancora, negli occhi. È necessario prestare attenzione alle fibre per evitare lesioni causate dalle schegge.

                                                                        "Capelli di Pelè"

Rappresentazione schematica di un Sistema Petrolifero.

 

Un sistema petrolifero rappresenta la storia di un bacino sedimentario, inclusi i processi (formazione, generazione, accumulo e migrazione delle trappole) e gli elementi (roccia madre, serbatoio, sigillante e sovrastante) che sono di grande importanza per la formazione del petrolio. I modelli di sistema petrolifero sono comunemente impiegati per prevedere la pressione dei pori , la pianificazione dei pozzi e lo sviluppo dei giacimenti, nonché per rilevare e spiegare le incongruenze nei dati.

Le rocce madri sono unità di roccia sedimentaria composte da scisti o calcari. Queste formazioni contengono materia organica che viene successivamente sottoposto ad alte temperature per un periodo di tempo considerevole. La maggior parte dei processi legati alla formazione di petrolio e gas avviene nelle rocce madri, dopodiché il petrolio inizia a migrare verso la parte superiore del giacimento. La tendenza del petrolio a spostarsi dalla roccia madre ai pori del giacimento è nota come migrazione. Le rocce serbatoio sono formazioni in grado di immagazzinare e trasmettere fluidi. I fluidi nelle rocce serbatoio sono ricoperti da rocce di copertura (gessi, scisti o evaporiti), che sono formazioni a bassissima permeabilità, le quali impediscono la fuoriuscita dei fluidi dalle rocce serbatoio. La trappola è una caratteristica strutturale o stratigrafica che garantisce una solida tenuta del giacimento, impedendo la fuoriuscita di petrolio e gas.

Il Mediterraneo (intorno a 6 Milioni di anni fa) e la Crisi di Salinità.

 

(A) Schema stratigrafico tripartito per il MSC, con una suddivisione in tre fasi principali (Roveri et al .,  2014 ). PLG, Gesso Inferiore Primario; RLG, Gesso Inferiore Risedimentato; UG, Gesso Superiore;

(B) Scenario di un Mediterraneo isolato e punteggiato da laghi durante la Fase 3;

(C) Scenario alternativo di un Mediterraneo quasi completo e (almeno parzialmente) connesso. (B) e (C) sono modificati da Attenborough ( 1987 ). 

Durante il Messiniano superiore, importanti cambiamenti nella connettività all'interno di un bacino nonchè tra i diversi bacini del Mar Mediterraneo portò a un notevole abbassamento del livello di base del Mediterraneo e a salinità altamente fluttuanti. La cosiddetta Crisi di Salinità Messiniana (MSC) fu una crisi ecologica e ambientale di breve durata, che causò l'accumulo di oltre un milione di metri cubi di sale sul fondale del Mar Mediterraneo (Ryan,  2009 ; Haq et al .,  2020 ). Si ritiene che la MSC si sia evoluta in tre fasi (Roveri et al .,  2014 , Fig.  1A ): (i) deposizione di gesso primario inferiore (PLG) concentrata in bacini marginali poco profondi e possibilmente in bacini intermedi durante la Fase 1 (da 5,97 a 5,59 Ma); (ii) massimo abbassamento del livello del mare con precipitazione di halite nei bacini più profondi (da 5,59 a 5,55 Ma); e (iii) deposizione di gesso alternata a marne di acqua salmastra in bacini intermedi e profondi (da 5,55 a 5,33 Ma). Per questa terza fase (denominata anche Fase 3 o Lago-Mare) esistono tre scenari paleoambientali concorrenti:

1. Il Mediterraneo era isolato e costituito da sottobacini scollegati con laghi continentali e laghi endoreici poco profondi alimentati da fiumi locali, Fig.  1B ).

2. Il Mediterraneo era quasi completamente saturo di sottobacini interconnessi e le sue acque erano alimentate, almeno temporaneamente, dall'Atlantico, Fig.  1C ).

3. Il Mediterraneo oscillava con fluttuazioni del livello di base controllate dalla precessione ad alta ampiezza. 

Le Rocce Ignee intrusive e effusive come Rocce Serbatoio Idrocarburi - Caso bacino di Liaohe (Cina).

 

Le intrusioni ignee e le loro controparti effusive possono costituire rocce serbatoio a sé stanti. La porosità e la permeabilità della matrice primaria delle rocce ignee sono generalmente molto basse, ma una porosità e una permeabilità significative possono svilupparsi a causa di fratture, zone con vescicole e in zone alterate idrotermalmente. Schutter (2003a) classifica queste in tre tipi di porosità: (1) porosità primaria, solitamente intergranulare o vescicolare, (2) porosità secondaria, associata principalmente all'alterazione idrotermale e (3) porosità per frattura. In alcuni serbatoi, come nel bacino cinese di Liaohe, il basalto vescicolare e l'andesite possono avere porosità locali fino al 30-50% (Chen et al., 1999). La porosità per frattura è talvolta inclusa nella porosità secondaria, un termine omnicomprensivo che si riferisce allo spazio poroso derivante da alterazione idrotermale, dissoluzione da parte di acque sotterranee e stress tettonico (Chen et al., 1999). Ciò è evidente, poiché le fratture spesso collegano i pori vescicolari primari con i pori di dissoluzione e sono solitamente sfruttate da fluidi idrotermali altamente reattivi. Nei bacini che presentano una storia geologica complessa con significativi eventi tettonici post-magmatici, un'ulteriore fratturazione tettonica può aumentare significativamente la connettività della rete di fratture. Intrusioni ignee con giacimenti di idrocarburi commercialmente sfruttabili sono state documentate nella Cina orientale (Wu et al., 2006), nel bacino argentino di Neuquén (Delpino e Bermúdez, 2009; Witte et al., 2012) e in altri bacini in tutto il mondo (Farooqui et al., 2009; Schutter, 2003b e riferimenti ivi contenuti).

Facies sedimentarie associate a un processo di Rifting continentale.

 

Il vulcano Vavilov - Il Gigante Sottomarino.

 

"Batimetria Tirreno con ubicazione del Monte Vavilov".

"Morfologia vulcano Vavilov".

Il vulcano Vavilov (VV) è una grande montagna sottomarina situata a 180 km a sud-ovest del Vesuvio e 250 km a est delle coste della Sardegna nel Mar Tirreno centro-meridionale. Fu scoperto nel 1995 dalla nave di ricerca russa Sergey Vavilov e da qui il nome.

Esso è costituito da basalti da tholeiitici ad alcalini ( Robin et al., 1987 ) risalenti al Pliocene superiore ( Savelli, 2002 ; Kastens et al., 1988 ) ed è di fatto la più grande struttura topografica del bacino omonimo (bacino di Vavilov, (VB). Diversi studi suggeriscono la presenza di crosta oceanica nei bacini sia di Vavilov che Marsili ( Mascle e Rehault, 1990 ; Sartori et al., 2004 ; Cella et al., 2008 ; Scrocca et al., 2012 ). Sulla base di un modello di velocità delle onde di taglio 3D, si suppone che il bacino di Vavilov VB sia una porzione di mantello esumato. 

Ad ogni modo, la genesi del Vavilov è da far risalire all'evoluzione geodinamica del Mediterraneo centrale stesso.

L' evoluzione geodinamica del Mediterraneo centrale è il risultato della collisione tra le placche africana ed eurasiatica . Fin dall'Oligocene , l' evoluzione tettonica di quest'area è stata influenzata dall'affondamento e dalla regressione della placca ionica in subduzione, che hanno indotto una migrazione verso est dell'intero sistema appenninico-maghrebino ( Malinverno e Ryan, 1986 ; Kastens et al., 1988 ; Doglioni, 1991 ; Doglioni et al., 1999 , Doglioni et al., 2004 ). La migrazione verso est del sistema di subduzione ha agito come stiramento della crosta continentale , evolvendosi in fasi con la formazione di bacini di retroarco, avvenuta prima nell'area provenzale, poi nel dominio valenciano e infine nel Mar Tirreno. Dal Tortoniano , nel Mar Tirreno settentrionale si è verificato un processo di roll back con una direzione principale E -O, che ha innescato un lento tasso di estensione (1-2 cm/anno) e la formazione di una serie di bacini orientati NS e NE-SW associati a intrusioni magmatiche e a un vulcanismo alcalino minore (Faccenna et al., 1997 ; Mauffret et al., 1999 ). Durante il Pliocene , la migrazione verso est del sistema di subduzione si è evoluta con un aumento del tasso di deformazione, un assottigliamento crostale e l'intrusione di depositi di crosta oceanica inizialmente nel bacino di Vavilov (5,5 Ma) e successivamente nel bacino di retroarco di Marsili (2,0 Ma). Di conseguenza, il vulcanismo legato all'arco è migrato in direzione sud-est, dalla Sardegna all'attuale posizione dell'arco eoliano, formando l'attuale configurazione di arco e retroarco dell'area tirrenica meridionale.

Dal punto di vista geomorfologico il VV occupa il settore centrale del VB, caratterizzato da una superficie pianeggiante con una profondità media di 3600 m interrotta da due principali rilievi morfologici. Il rilievo morfologico settentrionale si estende verso ovest dall'estremità settentrionale del VV ed è costituito da due dorsali rettilinee parallele con orientamento N100°E. Queste due dorsali si connettono, a ovest, a una terza dorsale, con orientamento N10°E, lunga 35 km. Il rilievo morfologico meridionale si estende verso ovest dall'estremità meridionale del VV ed è costituito da dorsali allungate, parzialmente sovrapposte e con orientamento N10°E, lunghe fino a 18 km. In pianta, il rilievo morfologico meridionale presenta una forma arcuata. Il VV è un complesso vulcanico allungato, con orientamento N10°E, lungo 31 km e largo 14 km. La sua sommità si trova a 780 m sotto il livello del mare e la sua altezza rispetto al fondale marino del VB è di 2820 m. Il vulcano VV è caratterizzato da una cresta apicale allungata con orientamento N10°E che divide il vulcano in due settori principali (fianchi). Il fianco orientale (con orientamento medio N10°E) è largo fino a 9 km e presenta pendenze comprese tra 5° e 28°, mentre il fianco occidentale, largo fino a 5 km e con orientamento N80°W, ha pendenze comprese tra 15° e 42°. Nel fianco orientale, la pendenza diminuisce dalla cresta sommitale verso il basso, mentre nel fianco occidentale non si osservano variazioni continue di pendenza. Inoltre, mentre il fianco occidentale mostra una superficie relativamente liscia con poche valli rettilinee sub-parallele con orientamento N100°E, il fianco orientale è caratterizzato da una morfologia accidentata con coni, creste, cicatrici, valli e, vicino alla base, superfici ondulate. I coni allineati a N10°E con crateri si concentrano lungo la cresta sommitale del VV, mentre sul fianco orientale si trovano coni sparsi senza un allineamento ben definito. L'analisi dei geomorfoni, così come le mappe di altri parametri morfologici (pendenza, indice di convergenza, orientamento), mostra che la cresta sommitale del VV è una struttura relativamente complessa. Verso nord, due creste principali divergenti si diramano dalla cresta centrale sommitale del VV. Queste delimitano un cuneo morfologico (sperone) che costituisce il fianco settentrionale del VV. A sud, si può riconoscere una configurazione simile, sebbene meno evidente. La cresta sommitale del VV è quasi rettilinea per la maggior parte della lunghezza del monte sottomarino, ma nel suo settore nord-occidentale curva e si connette senza interruzioni significative alle creste allungate N100°E situate nella piana batiale del VB.

Spettacolare Immagine Eruzione Kilauea - 5 Gennaio 2023 - Hawaii (USA), da USGS.

 

 

L'attesa crebbe dopo quasi un mese di pausa sulla cima del vulcano Kīlauea. Il 5 gennaio 2023, i geologi dell'Osservatorio Vulcanologico delle Hawaii (HVO) registrarono un'intensificazione dell'attività sismica e cambiamenti nella deformazione del terreno. Ciò indicava che il magma era in risalita. L'HVO innalzò l'allerta a "osservazione" e "arancione" e alle 15:28 un terremoto di magnitudo 3.2 scosse i visitatori del parco nazionale.
Poco dopo le 16:30 un'ondata di lava eruttò dal fondo del cratere Halema'uma'u. Visitatori e ranger assistettero a imponenti fontane che si innalzarono fino a 50 metri di altezza. Le colate laviche inondarono il fondo del cratere in poche ore.

Migrazione Idrocarburi per faglia (caso specifico di "Strutture a Fiore" positive).

 

In figura è possibile vedere come i sistemi di faglie (“Strutture a fiore” positive) favoriscano la “migrazione” degli idrocarburi dalla Roccia Madre costituita dalle Dolomie del Permiano ai sovrastanti Calcari dell'Ordoviciano costituenti la Roccia Serbatoio. Le aree di stoccaggio sono ubicate in corrispondenza delle fratture legate alle zone di faglia e alle cavità di origine carsica che interessano queste rocce carbonatiche aventi così alta permeabilità secondaria.