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 Texas Oil e il suo Bacino Permiano.

 

Suddivisione del Super Bacino del Texas occidentale (Bacino Permiano).

Sezione schematico - illustrativa del Super Bacino del Texas occidentale,

Una delle aree più importanti per la produzione di idrocarburi  negli Stati Uniti è il Texas o meglio la sua parte occidentale che insieme al settore sudorientale del New Messico il ”Super Bacino del Texas occidentale” detto anche Bacino Permiano o semplicemente Permiano. L'area di detto bacino si estende per circa 250 miglia di larghezza e 300 di lunghezza e contiene numerose formazioni petrolifere (Rocce Serbatoio) a bassa permeabilità ma produttive. Sebbene in passato la produzione di petrolio provenisse dalle loro porzioni più permeabili, l'applicazione della perforazione orizzontale e della fratturazione idraulica (Fracking) ha reso idonee alla produzione commerciale ampie porzioni decisamente meno permeabili con un aumento della resa di idrocarburi tale da arrivare a raggiungere, nell'arco di tempo compreso tra il 1920 al 2019 l'estrazione di ben 28,9 miliardi di barili di petrolio e di piedi cubi di gas naturale (quantità equivalente a un totale di 63 miliardi di barili di petrolio).

Sebbene abbia preso il nome di Bacino Permiano o semplicemente Permiano, il Super Bacino del Texas occidentale iniziò a formarsi nel cambriano a seguito di una fase di rifting alla quale fece seguito una fase di subsidenza a carattere regionale iniziata nell'Ordoviciano medio e proseguita fino al Devoniano con la formazione di un primo vero e proprio bacino chiamato Bacino di Thosa. 

A partire dal Carbonifero, passando per il Permiano e il Triassico l'area di bacino cominciò ad essere distinguibile in tre porzioni principali: Il Bacino Midland (orientale), la Piattaforma del Bacino Centrale e il Bacino Delaware (occidentale). I due bacini (il Delaware e il Midland) soggetti a rapida subsidenza furono caratterizzati da una sedimentazione di acque profonde ricca in materia organica spesso mal decomposta con formazione, successivamente, delle Rocce Madri del Super Bacino. Invece, la Piattaforma del Bacino Centrale che mantenne una quota media più elevata rispetto a quella dei due bacini, accumulò depositi di acque basse costituiti da sedimenti a grana grossa e formazione di piccole Bioherme he andarono a formare le Rocce Serbatoio del Super Bacino. Detto Super Bacino del Texas occidentale è delimitato a est, a ovest e a notd da piattaforme intracratoniche caratterizzate da sedimentazione di acque basse, da deposizione eolica e fluviale. Invece, a sud si ha un bacino di avanfossa (il Bacino di Val Verde) formato dall'orogene costituita dalla Catena di Marathon. Il Bacino di Val Verde collegava tutti e tre i bacini ovvero quello del Delaware, del Midland e la porzione meridionale della Piattaforma del Bacino Centrale.

Come accennato in precedenza, il Super Bacino del Texas occidentale è caratterizzato dalla presenza di molteplici Rocce Madri e sistemi petroliferi formatisi durante le diverse fasi di sviluppo di detto bacino.

Durante la formazione del Bacino di Tobosa, risalente al Paleozoico inferiore, si sono depositate le rocce madri del Gruppo Simpson e degli scisti di Woodford. Durante la fase di transizione dello sviluppo del bacino, si sono depositate le rocce madri degli Scisti di Barnett, e durante la subsidenza del Super Bacino (Bacino Permiano), si sono depositate le rocce madri di Wolfcamp e del Permiano medio (Leonardiano e Guadalupiano).

Carta Geologica 3D del Distretto Marmoreo di Carrara.

 

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  

Esempio di sovrapposizione di una carta geologica su topografia 3D - Carta Geologica scala 1:20.000 dell'Isola di Rum (Small Isles/Scozia).

 

Sezione Schematico - illustrativa delle Alpi Europee con Impilamento a "falde multiple" - Si noti posizione Monte Rosa e Cervino.

 

Piani di Faglia - Rappresentazione con Modellazione 3D di un tratto di scogliera carbonatica - Somerset /GB da P.A. Gillespie.

 

Argille e loro Struttura

 

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.

I minerali costituenti le argille si dividono in diversi gruppi:

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.

Sezione schematica di una tipica Sequenza Ofiolitica

 

Le ofioliti (dal greco ophis, “serpente” e lithos “roccia” ovvero “roccia serpente” per via del colore verde che presentano quando alterate) sono generalmente costituite da una sequenza di unità rocciose mafiche e ultramafiche (con vari gradi di alterazione), sia di origine magmatica che metamorfica e costituite da antichi frammenti di crosta oceanica e/o di mantello superiore. La sezione colonnare schematica (figura di cui sopra) mostra le sezioni generalizzate del mantello superiore e della crosta di un'ofiolite. I numeri sulla sezione colonnare corrispondono alle fotografie delle diverse unità rocciose comunemente presenti nelle ofioliti: basalti a cuscino (1, 2); complesso di dicchi stratificati (3); intrusione di plagiogranito (4); gabbro tagliato da intrusioni basaltiche (5); gabbro stratificato (6); intrusione di wehrlite (olivina + clinopirosseno) in gabbro (7); cumuli di dunite stratificati intercalati con cromitite a bande (8); cromitite disseminata (verde giallastro) e massiva (scura) (9); cromitite nodulare con involucro di dunite (10); harzburgite foliata (11); e harzburgite tagliata da dicchi mafici (12). 

Peridotite a plagioclasio

 

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).

Sezione Geologica Trasversale della "Grand Staircase" (Grande Scalinata).

 

       La "Grand Staircase" (in Italiano “Grande Scalinata”) è una morfostruttura costituita da 5 grandi ripiani (gradoni) che presentano identica sequenza sedimentaria permo – cenozoica. Essa è ubicata nel SW degli USA e si estende tra gli stati dell'Arizona e dell' Utah comprendendo l'area del Grand Canyon National Park, quella dello Zion Canyon National Park e, infine, quella dell'Bryce Canyon National Park. I 5 gradoni, per convenzione, vengono distinti in base alla colorazione principale che contraddistingue il loro litotipo affiorante.

Colonna stratigrafica e Rapporti stratigrafici dei litotipi costituenti il Grand Canyon - Arizona (USA)

 

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.

Cosa sono le Stromatoliti?

 

Le stromatoliti, sono rocce sedimentarie stratificate formate da particolari organismi microbici considerati tra le forme di vita più antiche sulla Terra. Le stromatoliti più antiche si trovano in Australia e hanno circa 3,5 miliardi di anni.

I microrganismi responsabili della formazione delle stromatoliti sono chiamati cianobatteri e sono i primi organismi sulla terra a produrre energia e ossigeno dalla luce solare (fotosintesi).

I cianobatteri presentano forme diverse: Unicellulari, colonie filamentose, strati, ecc. Tra queste, quelli che formano colonie filamentose sono i principali responsabili della formazione delle stromatoliti. Il meccanismo è essenzialmente il seguente: I cianobatteri rilasciano mucillagine che cattura i granelli di sabbia e di sedimento fine in generale sul fondo dell'acqua e al contempo sottraendo Anidride Carbonica CO2 (durante la fotosintesi) provocano anche la precipitazione diretta del Carbonato di Calcio, creando cosi in definitiva tanti sottili strati carbonatici chiari per precipitazione diretta di Carbonato di Calcio CaCO3 e scuri per cattura da parte della mucillagine dei granelli di sabbia e corpuscoli vari.

Un esempio attuale di formazione delle stromatoliti da parte dei cianobatteri è visibile a Shark Bay, una baia situata sulla costa occidentale dell'Australia. Qui si possono vedere stromatoliti attuali dalla caratteristica forma a “cupola”.

Angeli e Farfalle di mare - Gli Pteropodi

 

I nomi alquanto suggestivi di Angeli e Farfalle di mare si riferiscono ad un gruppo di piccoli molluschi gasteropodi che a differenza dei loro più stretti parenti trascorrono tutta la vita fluttuando sospesi nell'acqua di mare a tutte le latitudini e a tutte le profondità. Essi costituiscono una buona parte dello zooplancton.
Il nome Pteropodi deriva dal fatto che il piede dei molluschi (-poda) è stato modificato per formare ali (Ptero-) natatorie (dette parapodi). Esistono due ordini diversi: I Thecosomata, noti anche come "farfalle di mare" e i Gymnosomata (senza conchiglia da adulti), comunemente noti come "angeli di mare".
Gli Pteropodi sono geologicamente un gruppo piuttosto recente, presente solo a partire dal Cenozoico. Il fatto che molti gruppi di Pteropodi presentino una notevole distribuzione orizzontale e mostrino una rapida evoluzione morfologica li rendono ideali come fossili guida utili per le ricostruzioni stratigrafiche. Alla loro morte, cadono sul fondo marino e i loro gusci costituiti da Carbonato di Calcio CaCO3 formano un particolare sedimento “soffice” chiamato "melma di Pteropodi" o “fanghi a Pteropodi”.

L'Erta Ale - Il "Lago di lava" della Dancalia (Etiopia)/vedi Carta Geologica dell'area

 

L'Erta Ale (in lingua Afar “Montagna fumante”) è un vulcano scudo ubicato nel Settore Centrale della depressione della Dancalia. La depressione deve la sua origine al fenomeno di rifting continentale iniziato nel Miocene tra i 29 e i 26 Ma fa e causato dalla risalita di un "Pennacchio astenosferico" (Plume) che ha dato origine al "Giunto triplo" di Afar punto in cui si trovano a contatto la Placca Nubiana, quella Somala e quella Arabica.
L'Erta Ale fa parte di una catena di vulcani che decorre lungo l'asse della depressione Dancala (i cosiddetti “vulcani assiali”) e raggiunge un'altezza di 613 m. Le sue lave sono  a chimismo tipicamente basico (basalti) e fuoriescono “tracimando” da due bocche posizionate a breve distanza tra loro. La particolarità del vulcano consiste nella perenne presenza di materiale fuso (lava) fin quasi all'orlo del cratere stesso e per tal motivo è considerato un “Lago di lava”.

Dicchi Basaltici in litotipo scistoso - Utah (USA)

I dicchi sono intrusioni magmatiche all'interno di rocce sedimentarie o metamorfiche preesistenti e superficiali costituenti la copertura rocciosa di una determinata area. Tali intrusioni di magma, aventi spessore estremamente variabile, possono riempire fratture di neoformazione generate dalla stessa pressione del magma in risalita verso la superficie oppure fratture preesistenti presenti nel litotipo incassante. Se invece, il magma si insinua all'interno dei "giunti di strato" di una determinata roccia superficiale si preferisce parlare di filoni - strato piuttosto che di dicchi. La solidificazione del magma in condizioni subaree  fa si che i dicchi siano caratterizzati da una struttura afaneritica costituita da cristalli di piccole dimensioni non visibili ad "occhio nudo" in quanto il repentino raffreddamento subito dalla massa fusa non ha permesso il loro normale  accrescimento. 

Crinoidea

I Crinoidi (conosciuti anche come “Gigli di mare”) sono affascinanti echinodermi, parenti stretti dei comuni ricci di mare e stelle marine, presenti nei mari sin dal Paleozoico. Il loro corpo è costituito da una struttura a “calice centrale” (figura sopra) entro il quale sono racchiusi gli organi vitali e dalla quale si dipartono “braccia” flessibili e piumate che servono per la cattura del cibo costituito essenzialmente da plancton. Oltre al “calice centrale” può essere presente, in molte specie, uno “stelo” flessibile che ancora l'organismo al substrato sabbioso o roccioso. Gli “elementi” che costituiscono lo stelo sono di forma sub-circolare e appiattita e, come l'intero scheletro, sono costituiti da Carbonato di Calcio CaCO3. Se queste “elementi”, spesso chiamati in gergo “tesserine”, si fossilizzano (sia in maniera parzialmente articolata ma anche del tutto disarticolata) all'interno di un sedimento carbonatico la roccia risultante prende il nome caratteristico di “Calcare a Entrochi”.

Propagazione Onde Sismiche attraverso il globo terrestre

 

Le onde sismiche possono essere suddivise in due categorie principali: onde di volume (in inglese “body waves”) e onde superficiali (in inglese “surface waves”).
Le onde di volume sono le onde P e le onde S.
Le onde P (ovvero Prime) sono onde di compressione e sono dette longitudinali in quanto l'oscillazione avviene lungo la direzione di propagazione causando il “movimento sussultorio” di un sisma. Inoltre, le onde P sono le onde che per prime raggiungono l'epicentro (ovvero la superficie terrestre).
Invece, le onde S (onde Seconde) sono onde trasversali e oscillano perpendicolarmente alla direzione di propagazione e, per questo motivo, costituiscono la “componente ondulatoria” di un evento sismico. Esse non riescono ad attraversare i fluidi in quanto si “scompongono” e per questo sono state utilizzate per investigare la costituzione solida o fluida dell'interno del globo terrestre. Esse raggiungono l'epicentro del sisma successivamente alle onde P.
Per quanto riguarda le onde superficiali, un piccolo cenno, abbiamo le onde di Rayleigh dovute alla composizione in superficie delle due onde di volume P e S, mentre le onde di Love si generano dall'intersezione delle onde S con la superficie terrestre, Esse vibrano ortogonalmente alla direzione di propagazione dell'onda e man mano che ci si sposta dalla superficie in profondità subiscono un decremento della loro velocità.

Rostro di Belemnite Opalizzato - Coober Pedy (AUS)

 Le Belemniti sono molluschi Cefalopodi Decapodi (10 tentacoli) parenti delle attuali seppie e calamari. Vissero tra il Triassico e il Giurassico in facies pelagica,. La loro conchiglia interna ovvero "rostro"(vedi figura) ha la caratteristica forma a "proiettile" ovvero cilindro - conica ed è costituita da Carbonato di Calcio CaCO3.

Nell'esempio di cui sopra, la lunghezza del campione non supera i 2 cm circa.

"Grand Prismatic Spring" - Yellostone National Park (USA)

E' la terza sorgente calda più grande al mondo. La sorgente ha un diametro approssimativo di 110 metri ed una profondità massima approssimativa di 50 metri. La sorgente scarica una quantità d'acqua (Q) stimata in 2.100 litri al minuto ad una temperatura di 70 °C. La sua spettacolare colorazione ricorda quella generata dalla scomposizione della luce bianca nei suoi colori componenti, da parte di un prisma ottico (per tal motivo Grand Prismatic Spring) ed è dovuta alla presenza di particolari microrganismi definiti termofili. 

                    

Lo spettacolare Basalto a "fessurazione colonnare" di Canyon Studlagil - Islanda

 

              I Basalti a "fessurazione colonnare" detti semplicemente "Basalti Colonnari" si formano per lento raffreddamento, in condizioni subaeree, della massa fusa. Tale raffreddamento, che procede dalla superficie verso la parte più profonda genera iniziali fessurazioni poligonali (pentagonali o esagonali) dall'aspetto caratteristico.