Comparteixo un article del dia 18 de setembre publicat pel Royal Tyrrel Museum de Canadà. En aquest article es fa un bon resum divulgatiu (en anglès, això sí) sobre la fossilització. Amb l’ajuda de fotografies permet començar a entendre què són els fòssils i gràcies a quins processos s’han format
Els minerals són un dels components de les roques, juntament amb, per exemple, els fòssils, la porositat o altres fragments de roques. En el cas de les roques metamòrfiques en són l’únic component.
Un mineral és un producte natural, sòlid, inorgànic i d’estructura cristal·lina i composició química definida. Tenint en compte aquesta definició: un diamant artificial, el petroli i l’òpal no són minerals.
Una roca per la seva part és un material d’origen natural, en estat sòlid, i formada per un o més minerals i opcionalment altres components formadors de roques no minerals (fòssils, porositat, vidre, fragments de roca, fluids, clasts, ciment i components orgànics) que presenta una homogeneïtat estadística (en detall no, ja que pot ser heterogènia).
Es coneixen gairebé 4000 minerals i cada any se n’identifiquen de nous. La majoria d’ells estan formats per vuit elements, que són els 8 elements que representen més del 98% en pes de l’escorça continental. Aquests elements són per ordre d’abundància: oxigen (46,6%), silici (27,7%), alumini (8,1%), ferro (5%), calci (3,6%), sodi (2,8%), potassi (2,6%) i magnesi (2,1%).
Classificació composicional dels minerals
Tal i com s’ha vist en l’apartat anterior, els dos elements més abundants en l’escorça són l’oxigen i el silici. Aquests dos elements tendeixen a combinar-se per a formar l’estructura del grup mineral més comú, els silicats, i que representa el 90% de l’escorça terrestre. És tant gran aquesta abundància respecte la resta de grups que la classificació dels minerals es pot dividir en silicats i en no silicats.
(degut a la manca de fotografies pròpies de tots aquests minerals, copio dos enllaços per a poder consultar les fotografies de tots els que es mencionen en aquesta entrada del blog: el primer és una galeria de minerals especialitzada en els minerals de Catalunya, i el segon és una col·lecció del 2008 on es poden consultar per nom)
Estructura dels grups de minerals silicatats. Extret de: enllaç
Classificació genètica
La gran varietat composicional i estructural dels minerals resulta en condicions concretes de cristal·lització. A continuació es classifiquen segons el seu ambient de formació:
Fluids hidrotermals, associats a aigües residuals magmàtiques. En aquests casos destaca la formació d’òxids (hematites) i sulfurs (cinabri, magnetita, esfalerita, galena, pirrotita, calcopirita, i pirita)
Usos dels minerals
En aquesta taula es poden observar alguns dels usos de minerals:
| Mineral | Element que se n’extreu | Objectes i substàncies on s’emplea |
| Atzurita | Coure (Cu) | Pigment blau (pintures), joieria |
| Barita | Bari (Ba) | Pintura blanca, color verd dels focs artificials |
| Calcita | Calci (Ca) | Ciment, antiàcid (medicina), pasta de dents, maquillatge en pols |
| Calcopirita | Coure (Cu) | Peces de llautó (instruments de metall) o de bronze (campanes, monedes), cables |
| Cinabri | Mercuri (Hg) | Termòmetre analògic, làmpades fluorescents |
| Esfalerita | Zinc (Zn) | Peces de llautó (instruments de metall), desodorants, cremes solars |
| Fluorita | Fluor (F) | Tefló de les paelles, Gore-Tex, antidepressiu (medicina) |
| Galena | Plom (Pb) | Bateries, canonades |
| Guix | Revestiment de parets, embenats (medicina) | |
| Halita | Sodi (Na) | Sal de cuina |
| Hematites | Ferro (Fe) | Cotxes, eines, estructures, purpurina, pigment vermell (pintures) |
| Magnetita | Ferro (Fe) | Cotxes, eines, estructures, llimes d’ungles |
| Malaquita | Coure (Cu) | Pigment verd (pintures) |
| Moscovita | Pastilles de fre (aïllant), extintor en pols, maquillatge, pintures d’ungles | |
| Ortosa | Vidre, porcellana de lavabo, cautxú | |
| Pirolusita | Manganés (Mn) | Llaunes de refresc, piles alcalines, pigment negre (pintures) |
| Quars | Silici (Si) | Microxips, vidre, silicona, pasta de dents, paper de vidre |
| Silvina | Potassi (K) | Fertilitzant, pólvora |
| Sofre | Sobre (S) | Pesticida, cautxú |
| Talc | Cautxú, blanquejant, pólvores de talc, pastilles (medicina), llaminadures | |
| Wolframita | Tungstè (W) | Filaments bombetes tradicionals, punta de bolígrafs, broques i eines de tall |
L’atmosfera és l’embolcall extern de la Terra format per la mescla de gasos anomenada aire i que està lligat a la Terra gràcies a la força de la gravetat. El límit superior es considera 10000km, malgrat que en aquest punt la densitat de l’aire és baixíssima. La presència de l’atmosfera és imprescindible per a la vida actual i, tal i com es veurà més endavant, l’evolució de la composició de l’atmosfera i l’evolució de la vida estan estretament lligades
Evolució de l’atmosfera
La composició de l’atmosfera no ha estat constant durant la història de la Terra, per tant, abans d’explicar-ne la composició actual, val la pena repassar com s’ha arribat fins a l’estadi actual. L’atmosfera original (o primitiva) derivava dels gasos originals procedents de la nebulosa solar a partir de la qual es va formar el Sistema Solar i de la desgasificació interna (erupcions volcàniques). Aquesta atmosfera estava formada per N2, CO2, HCl, SO2, H2O, He i H (aquests dos últims es van perdre perquè no van poder ser retinguts per la gravetat). Més tard el vapor d’aigua va començar a condensar per la baixada de la temperatura (fa uns 4000Ma) i es van produir les primeres precipitacions, i l’acumulació d’aquestes va permetre la formació dels oceans.
En aquest context d’atmosfera reductora, en els oceans es va originar la vida. Els primers éssers vius en colonitzar el planeta van ser els bacteris anaeròbics i les cianobactèries (aquestes últimes són fotosintètiques). Al principi l’O2 produït era consumit per a oxidar els elements i compostos presents en l’oceà, ja que el O2 seguiria dissolt en l’aigua. Fa aproximadament 2000Ma, l’aigua dels oceans es va saturar en O2 i aquest es va alliberar a l’atmosfera, convertint-la en oxidant i permetent que es formés ozó (O3) i per tant fent que l’atmosfera adquirís una composició favorable per a la colonització dels continents.
Composició
L’atmosfera és una barreja de gasos i aerosols (petites partícules líquides i sòlides disperses). Aquesta barreja no és homogènia en tota la seva potència i per això es divideix en zones segons la composició: homosfera (primers 90km) i heterosfera (la resta). A més, aquestes dues zones es poden dividir en estrats segons el seu comportament.
La composició de l’homosfera es considera en sec, és a dir, sense tenir en compte la proporció de vapor d’aigua, ja que és molt variable. Els principals gasos presents són N2 (78,1%), O2 (21,0%), Ar (0,9%), CO2 (0,03%) i en menors proporcions Ne, He, CH4, Kr, H, Xe, O3, NO, NH3….
Inicialment però aquestes proporcions no eren així. Gràcies a l’anàlisi del registre geològic se sap que el percentatge de CO2 ha anat disminuint exponencialment des de fa 4500Ma, el de N2 ha augmentat (mantenint-se constant en els últims 2000Ma) i l’O2 ha augmentat el seu percentatge progressivament des de que va aparèixer fa 2000Ma.
Figura: composició de l’atmosfera al llarg del temps. Extret de: web (autor de la figura desconegut)
Val la pena mencionar el cas del O3, ja que la majoria es troba concentrat en al capa d’ozó a 20-35 km d’altitud. L’ozó és el producte de la reacció d’O2 i radiació ultraviolada. Les molècules que es formen justament impedeixen que una gran part d’aquesta radiació arribi a la superfície terrestre. Curiosament, aquest gas en altituds baixes és tòxic.
L’heterosfera està formada per 4 capes des del punt de vista de la seva composició química amb límits difusos:
Estructura
Tal i com s’ha dit, l’homosfera i l’heterosfera es divideixen en capes segons el seu comportament físic. Les zones de transició entre els estrats s’anomenen pauses:
Figura original. Capes de l’atmosfera a escala i en relació amb les capes internes
Dinàmica de l’atmosfera
En la troposfera s’hi produeixen els fenòmens meteorològics que afecten al desenvolupament de la vida i als processos relacionats amb la geodinàmica externa. A continuació es descriuen ens principals factors meteorològics:
Contaminació atmosfèrica
La contaminació és l’augment de substàncies perjudicials o certes formes d’energia (calor, soroll, radioactivitat) en el medi ambient, en aquest cas l’atmosfera, en quantitats més altes de les que el medi és capaç de neutralitzar. La contaminació pot ser deguda a processos naturals, per exemple erupcions volcàniques, o per activitat humana. En aquest darrer cas el focus pot ser fix o mòbil.
Principals substàncies químiques contaminants: existeixen dos tipus de contaminants segons si són abocats directament a l’atmosfera (contaminant primari) o si es produeixen com a conseqüència de transformacions químiques i fotoquímiques (contaminants secundaris). En el primer cas hi ha aerosols sòlids o líquids i gasos com el SO2, SO3, H2S, NO, NO3, CO, CO2, metalls pesants (Pb, Cr, Cu, Mn, V, Ni, As, Cd, Hg), minerals com l’asbest o l’amiant, compostos hal·logenats i els seus derivats (HCl, Cl2), compostos orgànics (hidrocarburs aromàtics, mercaptans, dioxines, furans), substàncies radioactives, bactèries i pol·len. En el segon cas es produeixen: a) oxidants en reaccionar entre sí els òxids de nitrogen, els hidrocarburs i l’O2 en presència de radiació ultravioleta; b) àcid sulfúric per la reacció dels òxids amb l’aigua; o c) es destrueixen molècules d’ozó per la reacció d’aquestes amb CFC (cluorofluorocarburs)
Factors a tenir en compte: les condicions atmosfèriques, meteorològiques i climàtiques tenen un paper important en el grau de contaminació, ja que poden arribar a dificultar la neutralització dels contaminants. Un exemple quotidià són els episodis de contaminació atmosfèrica anomenat SMOG que succeeixen quan les partícules en suspensió al voltant d’una gran ciutat no es dispersen per culpa de la presència d’un anticicló
Efectes de la contaminació, locals o globals: Dins dels efectes locals s’inclouen totes aquelles malalties i afectacions en l’aparell respiratori dels éssers vius, els relacionats amb la contaminació radioactiva i la pluja àcida. La pluja àcida és la precipitació d’aigua amb un pH molt baix causat per la dissolució d’àcid sulfúric en les gotes de pluja. Els òxids de sofre i nitrogen que causen la pluja àcida són emesos per zones industrials no gaire allunyades d’on s’acaba produint la precipitació. La pluja àcida afecta la massa arbòria i la resta de plantes, però també edificis i altres materials antròpics exposats
Els efectes globals més coneguts són l’efecte hivernacle i la destrucció de la capa d’ozó. L’efecte hivernacle és l’augment de la temperatura mitjana del planeta causada per l’emissió de CO2, H2O, CH4, òxid nitrós (N2O), etc. Aquests gasos es disposen en l’atmosfera en una capa que permet que la radiació solar penetri fins a la superfície terrestre, però no que després pugui rebotar i retornar a l’espai, sinó que es torna a reflexar en la superfície.
La disminució de la capa d’ozó està causada per la reacció entre els CFC i les molècules d’ozó. En aprimar-se aquesta capa, la capacitat de retenir la radiació ultraviolada baixa i per tant aquesta arriba a la superfície terrestre i afecta als éssers vius, causant per exemple càncer de pell.
L’últim efecte global és l’acumulació de substàncies tòxiques en les cadenes tròfiques, ja que els contaminants orgànics no degradables (ex. insecticida DDT) romanen en el medi, incorporant-se en els teixits i després a les cadenes tròfiques
Mètodes de determinació i correcció
Per a determinar la qualitat de l’aire es mostreja seguint diferents criteris: a les proximitats dels possibles focus, o dels elements vulnerables, o en àrees aleatòries o de forma puntual o prolongada i sistemàtica en el temps. S’usen col·lectors, que són diferents segons el component d’interès. Alguns són d’absorció, filtres impregnats amb radioactius, tubs de difusió, adsorció o condensació.
La Xarxa de Vigilància i Previsió de la Contaminació Atmosfèrica forma part del Departament de Territori i Sostenibilitat de la Generalitat de Catalunya i el seu objectiu és detectar els nivells dels principals contaminants, i té associats diferents punts de mostreig (automàtics o manuals) que permeten definir zones de qualitat de l’aire.
Les mesures de correcció dels contaminants són dues: retenir i controlar els contaminants, o disminuir-ne la seva producció. Evidentment aquesta darrera solució és la desitjada i és cap on es dirigeixen els acords assolits a l’Acord de París dins del Conveni Marc de les Nacions Unides sobre el Canvi Climàtic (12/12/2015), que malauradament no està sent posat en pràctica per molts països
Una de les darreres novetats a Catalunya que s’ha començat a implementar el 1/12/2017 és que els turismes no podran circular dins de la zona de baixes emissions de l’àrea metropolitana en episodis de contaminació. Per tal d’identificar aquests vehicles, s’hauran de dur etiquetes amb les seves característiques (A-C, juntament amb colors).
La correcció depèn de tots i no serà efectiva fins que els interessos econòmics deixin de prevaldre per davant dels ambientals.
En aquesta imatge es pot comprovar que a Catalunya compartim zona horària amb països com ara Albània.
(Zones horàries estàndard del món; extret de: Link, domini públic)
No tinc res en contra Albània. Però agafo aquest país d’exemple perquè la seva capital (Tirana) es troba a una latitud (41º20’N) molt semblant a la de Barcelona (41º22’N) i, per tant, em va molt bé per a comparar qualsevol dia de l’any (no necessàriament durant els equinoccis, on tots els punts de la Terra gaudeixen de les mateixes hores de llum).
Resulta que, tot i compartir latitud, amb els habitants de Tirana ens separen 17º39′ de longitud. Aquesta diferència és la responsable que avui, dia 31/08, a Tirana la sortida del sol hagi ocorregut a les 06:06 i a Barcelona una hora i deu minuts més tard (07:16). Igualment passarà amb la posta de sol, entre les 19:15h i les 20:26h.
O ens emmarquem en la zona horària que toca per longitud (i no per relacions històriques), o deixem de pretendre compartir costums horaris i acceptem la nostra vida lligada a la llum!!!
La petrologia sedimentària és aquella branca de la petrologia que tracta els dipòsits sedimentaris, és a dir, dels cossos de materials sòlids que s’acumulen a la superfície terrestre o a les proximitats d’aquesta (a baixes pressió i temperatura) en diferents ambients sedimentaris i d’aquells que es transformen en roques sedimentàries gràcies a l’ocurrència d’uns processos geològics determinats
Les roques sedimentàries són les roques formades per l’acumulació i posterior litificació de materials sòlids anomenats partícules sedimentàries o sediments. En general aquestes partícules es generen per la meteoritzció, erosió, transport i deposició de roques preexistents. La meteorització és aquell conjunt de processos mecànics, fisicoquímics i biològics d’alteració i esmicolament de la roca superficial, el mineral, el sòl o el sediment sota l’acció dels agents atmosfèrics on es dona una disgregació i destrucció completa o parcial dels minerals originals i llur reemplaçament per un mineral secundari on alguns elements són lixiviats en dissolució i altres romanen.
Suposem per exemple la meteorització d’un granit. El quars romandria com a grans de quars, el feldspat potàssic (ortosa) es transformaria en minerals de les argiles, sent el potassi rentat en solució, igualment amb el feldspat càlcic (plagiòclasi) on els ions de sodi i calci serien incorporats en solució i els minerals màfics es transformarien en minerals de les argiles, òxids de ferro i el potassi i el magnesi es dissoldrien.
Meteorització d’un granit. Extret dels apunts de l’assignatura Petrologia sedimentària (Llicenciatura en geologia, Universitat de Barcelona)
Quan les partícules sedimentàries provenen de l’erosió de roques preexistents es diu que tenen un origen clàstic. Altres orígens per a les roques sedimentàries són: biogènic (fragments de parts dures d’organismes), bioquímic (precipitació química desencadenada per l’acció dels organismes), orgànic, químic i volcànic. Quan aquestes partícules es depositen sense un transport previ es consideren autòctones i si hi ha transport al·lòctones.
Tal i com pot deduir-se, les roques sedimentàries són un conjunt molt heterogeni que per a poder-les classificar cal entendre en quin ambient sedimentari es va produir l’acumulació i com es va passar de partícules sedimentàries a roques, és a dir, la litificació.
Ambient sedimentari
Un ambient sedimentari és una àrea de la superfície de la Terra caracteritzada per un conjunt de factors que controlen les particularitats dels sediments que s’hi acumulen. Aquests factors poden ser: a) físics, com ara la geometria (dimensions, pendent), el fluid present (aire, aigua) i si aquest es mou; b) químics, com ara la temperatura afectant la velocitat d’algunes reaccions químiques i la solubilitat dels minerals, la salinitat, el pH (per exemple, els medis bàsics limiten la precipitació dels carbonats) i el poder redox del medi; c) biològics, com ara la presència d’éssers vius amb exoesquelet o la seva activitat en medis aquàtics estancats, ja que determina la concentració de H2O i CO2.
Cal tenir en compte que la sedimentació es produirà quan el medi no sigui prou energètic com per a que la capacitat erosiva del fluid present prevalgui sobre la taxa de sedimentació.
Els geòlegs poden inferir el tipus de medi sedimentari i els factors que van controlar la sedimentació gràcies a l’estudi de les fàcies dels sediments o roques i a l’anàlisi de les seqüències estratigràfiques. Les fàcies són el conjunt de característiques d’uns estrats, com per exemple la mida de gra, la disposició o ordenació dels clasts, la potència dels estrats, el color, parques o superfícies erosives, ets. Per altra banda, una seqüència estratigràfica inclou un conjunt més gran d’estrats i les tendències generals permeten identificar canvis en un medi o transicions d’un a un altre. Per exemple, una seqüència de medi deltaic granocreixent suggereix una regressió de la línia de costa (baixada del nivell del mar), mentre que si és granodecreixent indica una transgressió (invasió del mar cap a terra).
Amb tot això, els ambients sedimentaris es divideixen en tres grans grups: continentals, transició o marins. En el primer grup hi ha els glacials, periglacials, desèrtics, de ventall al·luvial, fluvial, lacustre i palustre; en el segon els estuaris, el deltaic i litoral; i en el darrer la plataforma marina, el talús i l’abissal. A continuació es descriu cada ambient posant èmfasi en els factors que determinen les característiques del sediment que s’hi diposita.
Aquest ambient es caracteritza pel gel com a fluid de transport. Els sediments associats són heteromètrics amb clasts angulosos polits i amb estries que presenten molt mala selecció. S’acumulen en morenes i les roques que en resulten són conglomerats i bretxes. També es formen varves glacials que són intercalacions de sediments fins resultat de l’estacionalitat de la congelació de l’aigua dels llacs
És un ambient caracteritzat per la manca de vegetació, fet que juga un paper clau en la poca sustentació del material i per tant una gran erosió i transport d’aquest. El fluid que hi intervé són masses d’aire en moviment que permet la formació de ripples, i dunes de diferents mides i formes. La orientació de els dunes en el registre sedimentari permet conèixer la direcció del vent, ja que per exemple les dunes transversals són perpendiculars a la direcció del vent. Si la direcció és canviant es formen dunes en forma de croissant anomenades barkhanes, longitudinals si el vent és bidireccional o en forma d’estrella si ve de moltes direccions diferents
Es caracteritza per la capacitat d’erosió, transport i sedimentació de cada riu. L’acumulació dels sediments es produeix quan l’aigua no és prou energètica per moure les partícules sedimentàries. Hi ha diferents tipus de dipòsits associats a un ambient fluvial: de terrassa, de barra, de canal i de plana d’inundació. Cadascun d’ells presenta fàcies particulars i permet reconstruir l’ambient originari
La ruptura del pendent d’un riu provoca una pèrdua de capacitat de transport que fa que els sediments s’acumulin al peu de la muntanya, formant el que s’anomena ventall al·luvial. En ell, els sediments es distribueixen en l’espai de manera que hi ha una disminució de la mida de gra cap a les parts distals del ventall. Segons la naturalesa de l’avinguda al·luvial (mida dels sediments, quantitat d’aigua, etc) aquestes poden anomenar-se debris flow o mud flow.
Són els ambients característiques de conques endorreiques on el tipus de sediment present depèn de l’àrea font. Per exemple, en ambients extremadament àrids hi ha llacs salins o el carbonat de calci precipita quan les condicions químiques i biològiques ho permeten. A més, s’hi poden acumular detritus distribuïts de groller a fi cap al centre del llac fins per decantació o altres per corrents de turbidesa.
Són aquells associats a pantans o en general a aigües estancades de poca profunditat. Es caracteritzen per una abundant vida vegetal i un fons anaeròbic. D’aquests condicionants en resulten llims i argiles amb restes vegetals. La litificació d’aquests sediments pot donar lloc al carbó
La sedimentació en aquests ambients depèn de l’agent modelador que predomini: l’onatge, les marees o els rius. Quan predomina l’onatge es formen platges controlades per la deriva litoral, que és el transport de sediments d’acord amb la direcció de l’onatge. Els sediments característics són sorres i graves homomètriques amb fragments de parts dures d’organismes marins.
Es distingeixen tres zones: a) el shoreface, sempre cobert d’aigua on es formen sorres amb laminació paral·lela, b) el foreshore, que s’inunda amb marea alta i hi ha laminació creuada, i c) el backshore, que s’inunda amb episodis de tempesta. A més, per darrere del darrer hi ha una zona on es formen dunes eòliques semblants a les de l’ambient desèrtic. En aquests ambients quan l’onatge és molt energètic es formen illes barreres que delimiten lagoons on s’hi acumulen dipòsits fins.
Quan predomina la força de les marees s’acumulen argiles laminades per inundació i sorres amb laminació creuada amb cicles de 28 avingudes. També hi ha zones pantanoses o estancades on en assecar-se precipiten sals.
Finalment si hi predominen els aports fluvials es formen deltes en la desembocadura dels rius. En un delta s’hi troben molts tipus de dipòsits diferents: de canal que tenen una base erosiva i una seqüència granodecreixent, i de plana d’inundació on s’hi acumulen fins i de pèrdua de gradient que pren una morfologia i distribució de sediments semblant a la dels ventalls al·luvials.
La profunditat d’aquests ambients pot arribar fins als 200m per sota el nivell del mar. Com que en part hi arriba llum segons la turbidesa de l’aigua (zona fòtica), hi viuen éssers vius. L’aport de sediments fluvials i d’altres punts de la plataforma determina la formació de plataformes siliciclàstiques caracteritzades per sorres i argiles. En aquestes plataformes l’activitat biològica no és gaire important.
En cas contrari, s’acumulen sediments carbonatats, formats principalment per les restes dels éssers vius amb esquelet calcari o per altres processos fisicoquímics. Un factor important és la temperatura de l’aigua (depèn de la latitud i dels corrents marins), ja que el carbonat es dissol a baixes temperatures. Actualment les plataformes carbonatades en formació es troben entre latituds 30ºN i 30ºS.
La plataforma continental acaba mar endins en el talús, que és una zona amb pendent que uneix la plataforma amb la plana abissal (3000m per sota del nivell del mar). En aquests ambients la sedimentació és siliciclàstica, ja que el carbonat es troba dissolt degut a la baixa temperatura de l’aigua en aquestes zones. Es depositen materials en suspensió o dels esquelets de diatomees i radiolaris (composició silícica) o per la deposició de turbidites, que són sorres i argiles transportades per corrents de turbulència o per inestabilitats del talús i que presenten una seqüència anomenada de Bowma que els és característica.
La litogènesis
La litogènesi és la conversió d’un sediment dipositat de nou, inconsolidat, en una roca sòlida i coherent, implicant processos simultanis, lleugerament posteriors o molt posteriors a la deposició. Aquesta conversió succeeix durant la diagènesi, més àmplia, i que inclou tots els canvis físics, químics i biològics que sofreix un sediment després de la seva deposició inicial, durant i després de la litificació, excloent l’alteració superficial i el metamorfisme
Els processos propis de la litificació són:
Característiques de les roques sedimentàries
Les roques sedimentàries representen el 70% de la superfície de la Terra però són molt diferents entre elles degut al gran número d’ambients on es formen i els processos relacionats. Poden estar formades per 7 components:
A l’hora de descriure una roca caldrà explicar les relacions entre els components present, ja que en general no hi són tots alhora, és a dir, descriure la textura. Un dels aspectes que es tenen en compte és el de matriu, que són tots aquells detrits d’una mida d’ordre de magnitud clarament inferior als clasts i que es troba ocupant l’espai entre aquests. En les roques de composició carbonatada la matriu rep el nom de micrita
L’origen de les partícules també és divers i pot ser: a) clàstic, si procedeixen de l’erosió de roques preexistents, b) biogènic, fragments de parts dures d’organismes, c) bioquímic, precipitació química gràcies a l’acció d’organismes, d) orgànic, e) químic, precipitació química, o f) volcànic. A més, pot ser que abans de dipositar-se hagi patit un transport (lateral) i per tant són al·lòctones, o no (autòctones).
Classificació de les roques sedimentàries
Tal i com s’ha dit les roques sedimentàries són molt diferents entre sí i per tant s’usa la combinació de dos criteris per a agrupar-les i després poder-les classificar, el genètic i el composicional. Segons el criteri genètic es classifiquen en: a) detrítiques, b) biogèniques, bioquímiques i orgàniques, c) químiques i d) volcàniques
Dins del segon i tercer grup i seguin el criteri composicional s’hi troben: les carbonatades, els cherts, els fosfats i els carbons; i les evaporites i les ferruginoses, respectivament
L’aspecte textural més important a l’hora de classificar les roques detrítiques és la mida de gra. Per fer-ho es pren de referència l’escala granulomètrica Uden-Wentworth que diferencia mides en base a potències de dos. Els quatre grans grups de mida de sediment són >2mm, grava; 2-1/16mm sorra; 1/16-1/256 llim; i <1/256 argila. Tenint en compte aquestes mides hi ha tres grups de roques: les rudites, les arenites i les lutites (aquest grup comprèn les roques on la mida de gra és llim i argila). Per a anomenar les roques dins d’aquests grups es tindrà en compte també: a) la morfologia dels grans (arrodoniment, esfericitat), b) la forma de la superfície dels grans (presència de fractures, polida o mate, etc.), i c) la fàbrica que és la disposició i orientació en l’espai dels grans, incloent la orientació, el contacte entre ells, l’empaquetament i el suport).
Escala Udden-Wentworth. Extret dels apunts de l’assignatura Petrologia sedimentària (Llicenciatura en geologia, Universitat de Barcelona)
Classificació de les arenites. Extret dels apunts de l’assignatura Petrologia sedimentària (Llicenciatura en geologia, Universitat de Barcelona); Pettijohn (1975)
Són roques constituïdes per calcita, dolomita i aragonita. La sedimentació carbonatada depèn de: a) l’activitat tectònica associada a l’aport de detrits, ja que si ambdós són alts, no hi ha presència d’organismes, i b) de l’equilibri de l’equació CaCO3+H2CO3(–H2O+CO2)–Ca+2HCO3, on el CaCO3 precipita a temperatures altes. Segons això, plataformes marines properes als tròpics i/o somes són ambients molt adequats per a la precipitació del carbonat.
Les roques carbonatades en general són d’origen marí, però també se’n formen en llacs i com a travertins. El carbonat acostuma a ser fragments esquelètics d’organismes o no esquelètics, com ara oòlits, pisòlits, etc. Un altre origen molt important és la precipitació inorgànica del carbonat dissolt en aigua.
Inicialment es classificaven per mida de gra, però actualment s’usa la classificació de Dunham’s (1962) que té en compte:
Classificació de les roques carbonatades. Extret dels apunts de l’assignatura Petrologia sedimentària (Llicenciatura en geologia, Universitat de Barcelona); Dunham (1962)
En els dos casos es formen o bé per acumulació de restes d’organismes o bé químicament durant la diagènesi. Els cherts s’anomenen espongiolites si són restes d’esponges silícies, radiolantes, si són restes de radiolaris, i diatomites si són restes de diatomees. En els tres casos els organismes tenen un esqueles silícic). Les roques fosfatades tenen el seu origen en l’acumulació de restes de vegetals, excrements (guano) o esquelets de peixos.
El seu origen és l’acumulació de matèria orgànica. Hi ha dos grans tipus
Es formen per precipitació química per la saturació de sals en aigua. La seqüència teòrica de precipitació dels minerals en aigua marina és: carbonats, sulfats, (guix), halita i altres sals potàssiques (silvita i carnal·lita).
La saturació es pot produir en llacunes costeres, llacs interiors i mars interiors. En tots els casos és necessari que hi hagi una connexió amb mar obert que permeti el reompliment de la conca, ja que sinó no s’aconseguirien seqüències potents d’aquestes roques. Per exemple, per a que es dipositin 300m d’halita cal que s’evaporin 23 km de profunditat d’aigua de mar.
Són les roques formades per minerals del ferro que precipiten per processos químics, Poden mostrar bandes o estar formades per oòlits ferruginosos
Roques formades per partícules volcàniques, bé per la precipitació de fragments expulsats per un volcà o per un flux piroclàstic. En aquest darrer cas es formen ignimbrites.
El metamorfisme (paraula composta pels mots grecs metá, canvi, i morphé, forma) defineix el conjunt de transformacions minerals i texturals que experimenten les roques a l’interior de la Terra com a resposta a una variació de les condicions de pressió i temperatura i ocasionalment de l’acció dels esforços tectònics. Aquestes transformacions tenen lloc en estat sòlid, sense fusió. Aquests canvis afecten roques sedimentàries, ígnies i metamòrfiques i impliquen la formació de nous minerals gràcies als mecanismes que es descriuen més endavant.
Els límits del metamorfisme no estan establerts de forma concreta. El criteri emprat per a definir si una roca és o no metamòrfica ve indicat per l’aparició de determinats minerals segons cada grup composicional de roca. Aproximadament el límit tèrmic inferior, el que separa els processos diagenètics (propis de les roques sedimentàries) dels metamòrfics se situa al voltant dels 200-300ºC. El límit de temperatura superior coincideix amb l’inici de la fusió. La temperatura estimada per a aquest límit va dels 650ºC fins als 1100ºC i depèn de la composició de la roca, la pressió i de la quantitat d’aigua present en el sistema. La fusió parcial d’una roca en arribar a aquest límit s’anomena anatèxia i les roques que en resulten són les migmatites.
Les variables que controlen el metamorfisme són:
Tenint en compte aquests factors, els processos geològics que poden provocar metamorfisme per augment de la temperatura i de la pressió són: a) l’ascensió del mantell a les dorsals, b) intrusions plutòniques, c) processos extensius (rift), d) increment d’isòtops radioactius, e) processos erosius, f) subducció, h) sedimentació, compactació i enterrament, i g) plecs i encavalcaments
Tipus de metamorfisme
S’estableixen diferents tipus de metamorfisme segons el criteri usat. Aquí es presenten tots perquè són nomenclatures que s’utilitzen indistintament
(Facies metamòrfiques, modificat de Woudloper, 2008; Link)
Reaccions metamòrfiques
Tal i com s’ha dit al principi, el metamorfisme pot produir canvis texturals, és a dir, afectant a la reorganització dels cristalls, i canvis mineralògics. Les principals reaccions metamòrfiques són: a) les transformacions polimòrfiques, b) les reaccions de transferència neta de massa, c) les exsolucions, d) el bescanvi iònic, e) la deshidratació/descarbonatació, f) la hidratació/carbonatació
Per a que es produeixin aquestes reaccions cal que les fases reactants estiguin pròximes i s’assoleixi l’energia d’activació de la reacció. A més, el desenvolupament d’un cristall respon a tres processos o factors cinètics:
Característiques de les roques metamòrfiques
La primera de les característiques determinants d’aquest tipus de roques és que estan formades únicament per cristalls. Per a poder-les classificar més endavant cal fixar-se en: la mineralogia, la fàbrica, la microestructura i la textura
Classificació de les roques metamòrfiques
Per a classificar-les s’han d’usar dos criteris. El primer és el composicional (que dependrà del protòlit) i el segon és el tipus de metamorfisme i la seva intensitat:
El 64% de les roques de l’escorça són roques ígnies i es formen a partir de la consolidació d’un magma. El magma és un sistema rocós format principalment per una fase fosa, que inclou elements i molècules volàtils dissoltes i una proporció de sòlids. El magna no constitueix la totalitat del mantell tal i com resa la creença popular. Al contrari! La majoria de la terra es troba en estat sòlid (exceptuant el nucli extern). Els magmes es formen normalment al mantell terrestre superior i en nivells intermedis i profunds de l’escorça, i només en els casos de punts calents a nivells més profunds del mantell
Magmatisme
El magmatisme és el conjunt de processos relacionats amb la formació i la transformació del magma, els seus moviments i la consolidació, per refredament, en una roca ígnia.
La fusió de les roques depèn de la pressió, la temperatura i de la quantitat de volàtils. Així, la fusió es produeix per augment dels tres factors (o per augment d’algun dels tres o de dos d’ells, mantenint els altres constants), ja que la presència de volàtils fa disminuir la temperatura de fusió. Cal tenir clar que com que la composició inicial d’una roca no és homogènia, la fusió no és uniforme, ja que cada mineral té un punt de fusió característic. Per tant, entre que la roca comença a fondre (punt solidus) fins que està completament fosa (punt liquidus), conviuen una fase de magma i una de roca.
El 99% dels minerals que formen un magma són del grup dels silicats i els compostos volàtils són principalment H2O, però també hi ha CO, CO2, SO2, etc.
La composició d’un magma depèn de:
En condicions adequades el magma que es forma és l’anomenat magma primari i a mida que aquest ascendeix (com que és una fosa, té un volum major i per tant una densitat menor, que provoca l’ascensió) pateix modificacions per a transformar-se en el que s’anomena magma secundari. Aquests canvis són causats per:
De la mateixa manera que els minerals no es fonen tots alhora, la consolidació també té lloc de forma gradual i sempre tenint presents els elements existents en el magma. Els primers en cristal·litzar són els minerals amb menys contingut en sílice, que són els que tenen un punt de fusió més elevat. A mida que cristal·litzen aquests minerals, la fosa s’enriqueix en sílice fins que al final cristal·litza el quars (Si2O). Aquesta sèrie de cristal·lització s’anomena sèrie de Bowen i se’n distingeixen dues, la discontínua (olivina, piroxé, amfíbol, biotita, moscovita i quars) i la contínua referida als feldspats, on primer cristal·litzen els de calci, mentre el magma s’enriqueix en sodi , després els de sodi, el magma s’enriqueix en potassi fins a cristal·litzar l’ortosa (anortita, andesita, oligòclasi, albita i ortosa). Així doncs, per cristal·lització fraccionada els magmes secundaris cada cop contenen més sílice i els cristalls que es formen per densitat tendeixen a anar cap baix.
(Colivine [CC0], from Wikimedia Commons; Link)
Per a diferenciar els magmes segons la composició s’usa el concepte d’acidesa. Els magmes àcids són aquells que conten >66% de sílice (Si2O), els intermedis entre 66-52%, els bàsics 52-45% i els ultrabàsics <45% de sílice. Com més bàsic sigui un magma, el seu punt de solidus serà més alt (1200ºC), contindrà menys volàtils (en proporció), permetrà la cristal·lització de minerals màfics, és a dir, aquells de color i serà menys viscós. Pel contrari, els magmes àcids estan a una temperatura més baixa (900ºC), contenen més volàtils, tenen una viscositat molt alta i a partir d’ells es consoliden molts minerals fèlsics (color blanc o claret).
Classificació de les roques ígnies
Les característiques de les roques ígnies depenen de la composició del magma a partir del qual consoliden i de les condicions d’aquesta consolidació. Així es diferencien:
Les roques que es formen en aquests contextos són les roques extrusives volcàniques, les roques intrusives hipabissals i les roques intrusives plutòniques, respectivament.
Les roques extrusives s’associen normalment a volcans. Les principals parts d’un volcà són l’edifici volcànic, que es va construint gràcies a les subseqüents erupcions amb el material extruït durant aquestes, la xemeneia (núm. 10), que és el conducte per on ascendeix la lava, i el cràter (núm. 4), que és la sortida. És molt comú que els volcans presentin cons secundaris degut a fissures connectades amb la cambra magmàtica (allà on s’acumula el magma) o la xemeneia (núm. 9).
(©Sémhur / Wikimedia Commons; Link)
Les erupcions volcàniques depenen de la composició del magma, com més àcid (i per tant amb més concentració de volàtils dissolts) més explosiva és l’erupció. Es classifiquen segons l’índex d’explosivitat d’escala logarítmica en: a) hawaiana, quan el material de les erupcions és únicament lava; b) estromboliana; c) vulcaniana; i d) pliniana, augmentant progressivament el volum total dels productes expulsats, l’altura assolida pel núvol eruptiu, la durada de l’erupció, etc. Quan l’explosió és molt gran es forma una caldera.
Les roques intrusives, en canvi, s’acumulen en: a) batòlits, que són cossos de roques discordants amb l’encaixant i de dimensions superiors als 100km2; b) sills, que són intrusions subhoritzontals en forma de capa; d) lacòlits, intrusions concordants amb l’encaixant i de forma lenticular que deformen els estrats superiors; i f) dics, que és el reompliment de fissures verticals. En general, com més petita és la intrusió, més ràpidament es consolida el magma i per tant la mida dels cristalls que es formin serà més petita, tot i que hi ha excepcions com és el cas de les pegmatites.
(Extret de: Intrusive Igneous Bodies by Steven Earle is licensed under a Creative Commons Attribution 4.0 International License; Link)
Els components de els roques ígnies són cristalls, vesícules i vidre (material sòlid amorf sense estructura cristal·lina). Els dos últims components són exclusius de els roques volcàniques i per tant ja es poden usar com a criteri per a classificar-les.
La textura de les roques ígnies s’usa com a criteri per a classificar-les, ja que ve condicionada per les condiciona de consolidació. Cal fixar-se en:
Pel que fa a l’estructura (característica també relacionada amb la gènesi) destaquen les anomenades “pillow lava” que són estructures esfèriques que es formen durant erupcions submarines i les disjuncions columnars en forma de prismes de base hexagonal que es produeixen per refredaments ràpids de la lava. A més, la morfologia del sostre de les capes de lava pot ser aa, si aquesta circulava amb dificultats per l’alta viscositat i queden tot de formes puxegudes, o pahoehoe (o cordada) si la viscositat era molt baixa i forma formes de cordes paral·leles.
Tal i com s’ha dit, els minerals associats a magmes més abundants són els silicats. Els minerals fèlsics són els de color clar i són rics en Si, Al, Na i K i pobres en Fe i Mg. En destaquen el quars, els feldspats (alcalins i plagiòclasi), els feldspatoïds, les miques blanques (moscovita) i els silicats d’alumini. Els minerals màfics o de color fosc són rics en Fe, Mg, Ca i pobres en Si, Al, K i Na (olivina, piroxens, amfíbols, biotita, granat, cordierita, òxids, sulfurs…).
Els minerals que es formen en condicions magmàtiques, és a dir, durant la seva formació han coexistit amb una fase fosa, s’anomenen primaris i els que han reemplaçat als primers en processos a temperatures submagmàtiques, secundaris.
Streckeisen el 1976 va proposar una classificació tenint en compte els minerals essencials, la gènesi de la roca i la seva proporció de minerals màfics. Va proposar posicionar els tipus de roques intrusives en un rombe i les extrusives en un altre, els vèrtexs dels quals són el feldspat potàssic (A), el quars (Q), la plagiòclasi (P) i els feldspatoïds (F). Segons aquest esquema, quan una roca conté quars no pot contenir feldspatoides i viceversa.
En el cas de les roques plutòniques s’ha de tenir en compte la proporció de minerals màfics, ja que si aquesta és igual o superior al 90% s’usa un altre triangle composicional, els vèrtexs del qual són piroxé, olivina i amfìbol. A més, qual la plagiòclasi és anortosita en més d’un 50%, s’usen uns altres triangles, la base dels quals són les roques ultramàfiques i el vèrtex superior és la plagiòclasi.
(Extret de: Sistemes Classificació de Roques; Llicència Creative Commons)
Les figures que es presenten són una simplificació de la classificació oficial. Per a veure els diagrames en detall es pot visitar aquesta publicació: Diagrama d’Streckeisen
Sèries ígnies
Ja s’ha mencionat que els magmes primaris pateixen unes variacions gràcies, entre d’altres, a la cristal·lització fraccionada que permet que aquesta variació sigui progressiva. El conjunt de roques cogenètiques que es formen s’anomena sèrie ígnia. La particularitat d’aquestes sèries és que estan estretament relacionades amb el context tectònic: a) les sèries alcalines són pròpies de contextos d’intraplaca continental; b) en intraplaca oceànica hi ha sèries toleïtiques i alcalines; c) en dorsals oceàniques, sèries toleïtiques; i d) en vores convergents les sèries calcoalcalines
(Extret de: Link)
Fent els Cavalls del vent, vaig topar amb un plafó informatiu en el Refugi de Rebost on clarament s’explica la història geològica dels Pirineus, i ho vull compartir de la manera més cutre que se m’ocorre: copiant i enganxant (extret de: Link)
Un mapa és una representació de la realitat en dues dimensions i més petita. Un mapa ha de contenir orientació, escala i llegenda.
En els mapes topogràfics el relleu s’expressa mitjançant les corbes del relleu, que són unes línies que uneixen tots els punts que es troben a la mateixa altitud i no es creuen mai entre elles. També s’anomenen isohipses.
Aquesta obra està subjecta a una llicència de Reconeixement-NoComercial-SenseObraDerivada 4.0 Internacional de Creative Commons
