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.   

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.