Els ambients sedimentaris i les roques sedimentàries

Publicat el per
Respon

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.

fig04Meteorització 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.

  • Ambient glacial i periglacial

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

  • Ambient desèrtic

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

  • Ambient fluvial

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

  • Ambient de ventall al·luvial

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.

  • Ambient lacustre

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.

  • Ambient palustre

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

  • Ambients de transició

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.

  • Ambient de plataforma continental

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.

  • Ambients pelàgics

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:

  • Cimentació: és la precipitació dels minerals presents en els fluids intersticials de les porositats (en general calcita, sílice, etc.). Aquest procés dona coherència al sediment, ja que solda
  • Compactació: reducció del volum de sediment per culpa de l’augment de càrrega (en l’enterrament) on es redueix la porositat i s’expulsa part del fluid intersticial que l’omplia
  • Cristal·lització: reorganització dels elements en el material amorf
  • Recristal·lització: reordenació dels minerals en canviar la pressió i la temperatura (ex. l’aragonita d’estructura ròmbica passa a calcita, trigonal)
  • Metasomatisme a baixa temperatura: canvis mineralògics associats a canvi químic (ex. la calcita es reemplaça per dolomita perquè hi ha aport de magnesi)
  • Hidratació i deshidratació: pèrdua de les molècules d’aigua en els minerals hidratats (ex. el guix passa a anhidrita)
  • Bescanvi iònic: procés que experimenten les argiles que per culpa del dèficit de càrregues, atrapen o alliberen ions

 

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:

  • cristall: cristall natural homogeni amb composició química definida i estructura ordenada
  • clast: detritus procedent de l’esmicolament de roques preexistents, de mides variables, que pot ser monomineral o fragment de roca
  • porositat: volum ocupat pels intersticis presents en una roca o sòl
  • fòssil: evidència de restes de vida del passat que s’han preservat en la roca
  • ciment: matèria mineral que ha precipitat químicament dins d’una porositat preexistent
  • component orgànic: constituent sòlid procedent de la transformació de matèria orgànica
  • fluid: constituent que es troba en estat líquid o gasós com l’aigua o el petroli

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

  • Roques detrítiques

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).

UddenWentworthEscala Udden-Wentworth. Extret dels apunts de l’assignatura Petrologia sedimentària (Llicenciatura en geologia, Universitat de Barcelona)

  • Rudites: el primer que cal fer per a classificar-les és diferenciar entre els grans arrodonits (conglomerats) o anguloses (bretxes). Un cop fet això, la classificació és acceptada és la de PettiJohn (1975) que té en compte criteris genètics. Diferencia entre:
    • epiclàstiques, on els grans procedeixen d’una roca preexistent i es divideixen entre extraformacionals si han partit un transport des de l’àrea font o intraformacionals si provenen de la mateixa conca de sedimentació
    • volcàniques, si el sediment és provinent de vulcanisme explosiu
    • tectòniques quan els grans s’originen a la zona de falla activa
    • de col·lapse, quan estan associades a la dissolució de materials, generalment evaporites
    • d’impacte meteorític
  • Arenites: per a classificar-les cal determinar el percentatge de matriu que tenen. Si és superior al 15% s’anomenen grauvaques. Si és inferior s’usa el criteri composicional:
    • quarsoarenites: més del 95% dels grans són de quars
    • arenita quarsosa: té entre 95-75% de quars
    • arenita feldspàtica: dels grans que no són quars, més de la meitat són de composició feldspàtica
    • arenita lítica: dels grans que no són quars, més de la meitat són fragments de roca

ArenitesClassificacioClassificació de les arenites. Extret dels apunts de l’assignatura Petrologia sedimentària (Llicenciatura en geologia, Universitat de Barcelona); Pettijohn (1975)

  • Lutites: representen més de la meitat de les roques sedimentàries i estan formades per quars i minerals de les argiles. Quan els grans són de mida llim, la roca s’anomena limolita i si són mida argila, argila. Si contenen carbonat de calci se les anomena margues.
  • Roques carbonatades (biogèniques, bioquímiques i orgàniques)

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:

  • Que la textura sigui identificable, sinó és una roca carbonatada cristal·lina
  • Que els components originals no estiguin lligats, sinó és un boundstone
  • Que tingui micrita (fang), sinó és un grainstone
  • Que sigui matriu-suportat (pel fang), sinó és un packstone
  • El percentatge dels grans, si és inferior al 10% és un mudstone i si és superior un wackestone

ClassificacioCarbonatsClassificació de les roques carbonatades. Extret dels apunts de l’assignatura Petrologia sedimentària (Llicenciatura en geologia, Universitat de Barcelona); Dunham (1962)

  • Roques silícies (cherts) i fosfatades (biogèniques, bioquímiques i orgàniques)

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.

  • Matèria orgànica i carbons (biogèniques, bioquímiques i orgàniques)

El seu origen és l’acumulació de matèria orgànica. Hi ha dos grans tipus

  • Carbó: roca enriquida en carboni per acció bacteriana, que pot formar-se en ambients marins somers o palustres. Segons el seu contingut en carboni es diferencien en: a) turbes (60%), lignits (70%), hulles (77%) i antracita (91%)
  • Petroli: roca enriquida en carboni i hidrogen originàriament formada per l’acumulació de restes de plàncton. Per a que es formi petroli es necessita que la roca hagi sofert un procés de maduració concret
  • Evaporites (químiques)

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.

  • Ferruginoses (químiques)

Són les roques formades per minerals del ferro que precipiten per processos químics, Poden mostrar bandes o estar formades per oòlits ferruginosos

  • Vulcanoclàstiques

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.

Les roques metamòrfiques

Publicat el per
Respon

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:

  • la temperatura: és una variable lligada a la calor, que normalment augmenta amb la profunditat. La distribució de la calor en l’escorça no és uniforme i està governada per: a) la calor que prové del nucli i del mantell, b) la calor generada per la desintegració d’elements radioactius (U, K, Th) presents a les roques riques en feldspats, moscovita i biotita, i c) la calor transportada a partir de magmes ascendents. Per a representar aquesta variació s’usen les corbes geotèrmiques en diagrames de pressió/temperatura. El gradient geotèrmic normal de l’escorça és 3ºC/100m. La calor es transmet per: conducció (col·lisions moleculars), convecció (associada al moviment del medi), advecció (un tipus de convecció) i radiació (emanació d’energia electromagnètica d’un cos a un medi més fred).
  • la pressió: és la força per unitat de superfície. Hi ha diferents tipus de pressió, els més rellevants dels quals pel metamorfisme són la litostàtica, la de fluids i la d’esforços tectònics. Les dues primeres són isòtropes, és a dir, exerceixen una força igual en totes les direccions i per tant no causen deformació en les roques. La pressió litostàtica fa referència en la major part dels casos a la profunditat ja que és causada pel pes de la columna de roques suprajacents. La pressió litostàtica en general augmenta 1kbar/3km.
  • el temps: com que la transmissió de calor no és immediata, el temps té repercussions en els processos metamòrfics. Així, el metamorfisme regional (les característiques del qual es desenvolupen més endavant) té una durada d’entre 10-100 Ma, mentre que el de contacte (que també s’explica) del voltant d’1Ma.
  • els fluids: en les roques metamòrfiques, els fluids estan o bé com a film primíssim entre les vores dels grans (fase fluida intersticial) o formant part dels minerals hidratats. Ells són els responsables de transportar la calor (afavoreix les reaccions químiques) i els components. Els més comuns són l’aigua, l’anhídrid carboni (CO), el CH4 i el N2.

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

  • Segons l’evolució metamòrfica:
    • Prògrad, si hi ha un augment de la temperatura
    • Retrògrad, si la temperatura disminueix
  • Segons l’agent principal
    • Tèrmic, quan la temperatura és l’agent principal
    • Dinàmic, quan ho és la pressió d’esforços tectònics
    • Dinamotèrmic, quan la temperatura i la pressió actuen conjuntament
  • Segons la localització:
    • regional: es localitza en els límits de placa com les àrees orogèniques, zones de subducció o dorsals oceàniques, és a dir, en zones on es dona un engruiximent o aprimament corticals associats a situacions compressives o distensives. Es relaciona amb el metamorfisme dinamotèrmic. També es considera regional per l’extensió que ocupa, el metamorfisme que es desenvolupa en conques subsidents amb seqüències sedimentàries molt potents
    • de contacte: es localitza al voltant de cossos intrusius i és produït per l’emanació de calor del cos intrusiu cap a la roca encaixant. Les roques afectades conformen l’aureola de contacte que té poca potència. S’associa al metamorfisme tèrmic i les roques que es formen s’anomenen cornianes.
    • hidrotermal: localitzat al llarg de fractures per on circulen fluids a més de 250ºC
    • dinàmic que es troba al llarg de plans de falla o de cisalla. Tal i com indica el seu nom és activat mecànicament. Es formen milonites (si succeeix en el camp de la deformació dúctil) o cataclasites (si la deformació és fràgil)
    • d’impacte: és el produït per la col·lisió de grans meteorits sobre la superfície de la Terra. Està associat a altes pressions i temperatures.
  • Segons la intensitat, és a dir, segons les condicions de pressió i temperatura de formació de les roques. S’avalua segons:
    • graus metamòrfics, que fan referència a la temperatura, i es classifiquen en grau molt baix, grau baix, mitjà i alt
    • metamorfisme bàric, que fa referència a la pressió. Per a determinar-ne la classificació es té en compte l’estabilitat dels aluminosilicats, els ambífols glaucofànics i la jadeïta. Pressió alta, intermèdia i baixa
    • fàcies metamòrfiques que es defineixen com un rang de condicions de pressió i temperatura dins del qual és estable una associació mineral per a una determinada composició de roca. En total n’hi ha 11: cornianes albiticoepidòtiques, cornianes hornblèndiques, cornianes piroxèniques, sanidinita, zeolites, prehnita-pumpel·lyïta, esquistos verds, amfibolites, granulites, esquistos blaus i eclogites

FaciesMetamorfiques(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:

  • difusió: és el transport d’àtoms i ions, que pot ser mil·limètric o centimètric. El vehicle de transport és una fase fluida intergranular, i com més grans siguin els cristalls més efectiu és el transport
  • nucleació: és la formació dels embrions de la nova fase mineral. Cal que existeixin llocs per nuclear, que normalment són les discontinuïtats dels cristalls previs
  • creixement cristal·lí, que depèn de l’èxit de la nucleació i de la difusió. Tal i com es descriu en el punt següent, la relació entre la nucleació i el creixement cristal·lí dona informació sobre el tipus de metamorfisme associat.

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

  • Mineralogia: degut al fet que les roques metamòrfiques són el resultat de les transformacions en estat sòlid de roques prèvies, el seu contingut mineralògic és molt divers. El més important és el fet que hi ha minerals exclusius de les roques metamòrfiques i són justament aquests que s’empren com a diagnòstics per a determinar que una roca és metamòrfica. Alguns d’aquests minerals són: la clorita, els amfíbols (tremolita, wol·lastonita i la glaucòfana), els granats (espessartina, andradita, almandina, uvarovita, grossulària i pirop), la andalusita, la sil·limanita, la cianita, l’estaurolita i la cordierita.
  • Fàbrica: és l’aspecte general de la roca en l’aflorament o en mostra de mà. Es distingeixen dues fàbriques: a) isòtropa si no hi ha orientacions preferents i l’aspecte és compacte; i b) anisòtropa si hi ha un ordenament que causa discontinuïtats
  • Microestructura: és la organització dels grans en l’espai. Hi ha dos grans grups segons la fàbrica. En les fàbriques isòtropes hi ha: a) la microestructura granoblàstica, quan els cristalls són equidimensionals; b) la decussada, si hi ha cristalls de forma tabular i prismàtica sense orientar; i c) la cataclàstica, quan s’observen processos de trencament no orientats. En les anisòtropes poden haver discontinuïtats degudes a la mineralogia (laminada, de mida mil·limètrica, o bandada, mida centimètrica) o degudes a la orientació preferent dels cristalls: foliada, elongada, gnèissica, o lineal.
  • Textura: que permet saber si el creixement dels cristalls és anterior a la deformació, simultani o posterior, pretectònic, sintectònic o posttectònic, respectivament
    • Segons la mida absoluta són: a) afanítica si els cristalls fan menys de 0,1mm, o b) fanerítica, si són majors. La mida dels cristalls formats furant el metamorfisme de contacte és més petita degut al temps. Els cristalls amb energies d’activació més elevades els és més fàcil créixer a partir de nuclis ja existents que crear-ne de nous, aquests cristalls s’anomenen porfiroblastos, en contraposició als cristalls de la matriu, que els és més fàcil de nuclear i per tant n’hi ha molts més però de mida més petita. Tenint en compte això, la nucleació en metamorfisme de contacte és major perquè normalment se sobrepassa clarament l’energia barrera per nuclear i la textura que en resulta són molt porfiroblastos però de mida petita i s’anomena textura pigallada.
    • Segons la mida relativa són: a) equigranulars si tenen mides semblants, o b) inequigranulars si són de diferents mides. Quan hi ha una gradació és seriada i si hi ha dues poblacions clares es distingeix entre matriu i porfiroblast
    • Segons la forma es distingeix entre: a) l’hàbit, que diferencia entre granoblàstica (cristalls equidimensionals), lepidoblàstica (hàbit tabular), nematoblàstica (hàbit prismàtic); i b) la forma de les cares: idioblàstica, subidioblàstica, xenoblàstica
    • Segons la vora: recta, corbada i saturada, dentada i cavernosa

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:

  • Composició pelítica (protòlit: argiles i llims)
    • regional (de menys a més alt metamòrfic)
      • Pissarra: roca afanítica mat i amb foliació marcada
      • Fil·lita: roca fanerítica (0.1-0.25mm), setinada i foliació marcada
      • Esquist: roca fanerítica i foliació marcada amb o sense porfiroblastos
      • Gneis pelític: roca fanerítica, d’aspecte heterogeni i foliació poc marcada
    • de contacte
      • Cornubianita o corniana pelítica: roca dura de gra fi i sense orientació preferent
    • regional + de contacte
      • Pissarra, fil·lita o esquist pigallats: roques amb porfiroblastos mil·limètrics i arrodonits
  • Composició quarsítica (protòlit: gresos rics en quars). No depèn del tipus de metamorfisme
    • Quarsita: roca dura amb més del 75% de quars
  • Composició quarsofeldspàtica (protòlit: arcoses, granitoides o riolites)
    • regional
      • Gneis: roca de mida de cristall mitjà o gran foliada. Si el protòlit és sedimentari es diu paragneis i si és igni ortogneis
    • de contacte
      • Corniana quarsofeldspàtica: roca de mida de cristall mitjà o gran sense orientació
  • Composició carbonatada (protòlit: calcàries i dolomies). No depèn del tipus de metamorfisme
    • Marbre pur: roca dura amb més del 95% de calcita
    • Marbre impur: roca dura formada per un 95-50% de calcita
  • Composició calcosilicatada (protòlit: gresos amb carbonat)
    • regional
      • Roca calcosilicatada: roca amb més d’un 50% de minerals calcosilicatats amb orientació preferent
    • de contacte
      • Corniana calcosilicatada: roca amb més d’un 50% de minerals calcosilicatats sense orientació preferent
  • Composició bàsica (protòlit: gabres, basalts, diabases, margues)
    • regional de pressió baixa i intermèdia (de menys a més grau)
      • Metabasita en fàcies zeolita: roca on es preserven les característiques del protòlit i té minerals del grup de les zeolites
      • Metabasita en fàcies prehnita-pumpel·lyïta: roca on es preserven les característiques del protòlit i inclou prehnita i pumpel·lyïta
      • Esquist verd: roca de color verd constituïda per actinolita, clorita i epidota
      • Amfibolita: roca anisòtropa constituïda per amfíbol i plagiòclasi
      • Granulita bàsica: roca massissa constituïda per plagiòclasi, piroxens i granats
    • regional de pressió alta (de menys a més grau)
      • Esquist blau: roca de color blau, anisòtropa amb amfíbols sòdics
      • Eclogita: roca sense plagiòclasi, constituïda per omfacita i granat
    • de contacte (de menys a més grau)
      • Corniana albiticoepidòtica: roca massissa dura constituïda per plagiòclasi, epidota, clorita i actinolita
      • Corniana hornblèndica: roca massissa dura constituïda per plagiòclasi i hornblenda
      • Corniana piroxènica: roca massissa dura constituïda per plagiòclasi i piroxens
  • Composició ultrabàsica (protòlit: roques ultramàfiques)
    • regional
      • Serpentinita: roca verdosa i anisòtropa amb més del 90% de serpentinita
      • Talcosquist: roca de color blanc i anisòtropa amb més del 90% de talc
      • Gneis ultramàfic: roca heterogènia i bandada amb més del 90% de minerals màfics
    • de contacte
      • Corniana ultramàfica: roca massissa formada per més del 90% de minerals màfics

Evidències d’aigua líquida a Mart

Publicat el per
Respon

A principis d’agost es va publicar a la revista Science un article on els autors (R. Orosei i altres) expliquen les evidències obtingudes mitjançant la tecnologia radar de la presència d’aigua líquida a Mart.

Aquestes evidències són unes reflexions molt brillants en els perfils de radar, que suggereixen la presència d’aigua, ja sigui com una espècie de llac i/o en sediments saturats. El fet que l’aigua pugui trobar-se en estat líquid ho atribueixen a l’alta salinitat d’aquesta (perclorat de calci i perclorat de magnesi) que en fa disminuir el punt de congelació.

Copio el resum de l’article (Radar evidence of subglacial liquid water on Mars; Orosei et al., 2018) i en copio el Link:

The presence of liquid water at the base of the martian polar caps has long been suspected but not observed. We surveyed the Planum Australe region using the MARSIS (Mars Advanced Radar for Subsurface and Ionosphere Sounding) instrument, a low-frequency radar on the Mars Express spacecraft. Radar profiles collected between May 2012 and December 2015 contain evidence of liquid water trapped below the ice of the South Polar Layered Deposits. Anomalously bright subsurface reflections are evident within a well-defined, 20-kilometer-wide zone centered at 193°E, 81°S, which is surrounded by much less reflective areas. Quantitative analysis of the radar signals shows that this bright feature has high relative dielectric permittivity (>15), matching that of water-bearing materials. We interpret this feature as a stable body of liquid water on Mars.

Les roques ígnies

Publicat el per
Respon

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:

  • els factors genètics (composició del protòlit, concentració de volàtils, pressió i temperatura), i
  • els canvis que es produeixen des de que es genera, és a dir, els factors evolutius.

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:

  • barreja de magmes,
  • assimilació de fragments de la roca encaixant, o
  • cristal·lització fraccionada.

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.

Bowen's_Reaction_Series(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

  • Segons l’emplaçament

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:

  • els magmes que consoliden en superfície (un magma en superfície s’anomena lava) on hi arriben en forma de volcans;
  • els magmes que consoliden a poca profunditat, generalment en dics i filons; i
  • els magmes que consoliden en profunditat.

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).

512px-Strombolian_Eruption-numbers(©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.

igneous-intrusives-4-e1442609875380(Extret de: Intrusive Igneous Bodies by Steven Earle is licensed under a Creative Commons Attribution 4.0 International License; Link)

  • Segons la textura i l’estructura

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.

Components

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:

  1. la cristal·linitat: si està formada 100% per cristalls és holocristal·lina, si té més d’un 90% de vidre és holohialina, i els cassos intermedis s’anomenen hipocristal·lina.
  2. la mida absoluta dels cristalls: si tots o una part són menors de 0,1 mm és afanítica i si és major fanerítica (tots els cristalls es distingeixen a ull nu).
  3. la mida relativa dels cristalls: si tots són d’igual mida s’anomenen equigranulars, i si no és així i per tant la roca és inequigranular pot ser perquè tinguin una distribució bimodal (textura porfírica on s’observa matriu i fenocristalls) o una distribució seriada.
  4. el desenvolupament de les cares: són idiomorfs quan les seves cares estan ben formades, al·lotriomords si han crescut amb interferències i hipidiomorfs si és un cas intermedi.

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.

Estructura_ignies

  • Segons la mineralogia

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.

Strekeisen_mod(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

magmas_derivados(Extret de: Link)

Adreces d’interès referents al mapa geològic de Catalunya

Publicat el per
Respon

La pàgina web de l’Institut Cartogràfic i Geològic de Catalunya (ICGC) per a poder visualitzar gratuïtament el mapa geològic de Catalunya a diferents escales és el http://www.icc.cat/vissir3/. En aquesta pàgina es pot comparar amb altres mapes i sobreposar-los, a més de descarregar alguns mapes (no el geològic).

Malauradament, en aquesta no es troba la llegenda del mapa geològic. En canvi sí que es poden conèixer les diferents litologies a http://betaportal.icgc.cat/visor/client_utfgrid_geo.html., ja que apareixen en pantalla en clicar, indicant també l’edat.

En la pàgina del vissir a més també es poden carregar punts, igual que en l’aplicació https://www.instamaps.cat/index.html. El principal problema és que en aquesta no es pot usar el mapa geològic com a capa de fons.

Cavalls del Vent (juliol 2018)

Publicat el per
Respon

Cavalls del Vent és el nom d’una travessa circular entre vuit refugis situats en el Parc Natural del Cadí-Moixeró. La longitud total és d’uns 82km i el desnivell positiu és de més de 5000m. La velocitat de realització depèn de cadascú i de quins paràmetres es vulguin gaudir, en el cas que us presento: la geologia!

Geològicament, la totalitat del recorregut transcorre pels Pirineus. En les tres imatges es pot veure el recorregut sobre del mapa topogràfic i/o el geològic (també es pot obrir en el següent mapa d’instamaps: Link)

CavallsVent_topografiaCavallsVent_topografiageoCavallsVent_geo

 

30/06/2018: Sortida des de Bagà en cotxe i aproximació fins al Refugi de Rebost (uns 15minuts caminant des d’on es pot aparcar). Des del mirador del Refugi, hom pot prendre una idea de les roques que anirà trepitjant (el mapa geològic del Parc Natural es troba en aquest enllaç: Link)

RefugiRebost_IV_mod(modificada de: Mirador del Refugi de Rebost, Una mirada a la història del Pirineu; Parc Natural del Cadí-Moixeró, Generalitat de Catalunya; Link)

Aquesta etapa és curta (7km) i acaba fent nit al Refugi Niu de l’Àliga. Geològicament, transcorre per roques d’edat paleozoica, concretament del Devonià i Carbonífer afectades per l’orogènia herciniana.

Geologia_Tosa(extreta de: Itinerari geològic Coll de Pal – La Tosa, Parc Natural del Cadí-Moixeró, Generalitat de Catalunya; Joan Casòliva; Link)

 

01/07/2018: Refugi Niu de l’Àliga fins al Refugi Serrat de les Esposes. En aquest tram les roques que afloren també són d’edat paleozoica (Devonià i Carbonífer) i estan deformades.

20180701_ (5) Vistes Penyes Altes_mod

 

02/07/2018: Aquesta és una etapa on es passa un refugi (Cortals de l’Ingla) abans d’arribar al Refugi de Prat d’Aguiló. És justament poc després de passar aquest refugi que es creua la discontinuïtat entre les roques carboníferes i les permianes. Aquesta discontinuïtat existeix perquè les roques del Permià no estan afectades per l’orogènia herciniana. Just en sortir del Refugi Serrat de les Esposes afloren les pissarres del vídeo.

Imatge de previsualització de YouTube

Per allà on es passa es poden veure molts arbres amb el tronc ondulat, com el que mostro en el vídeo.

Imatge de previsualització de YouTube

Del Mesozoic només hi ha una part del Cretaci superior, concretament roques pròpies d’un ambient continental i les que corresponen a la fàcies Garumnià. La majoria del recorregut transcorre per roques del Paleocè, menys cap al final, on en descendir per arribar al refugi es tornen a creuar roques del Cretaci i alguns sediments d’edat holocena.

SerraDelCadí_Geologia(extret de: Link)

El més curiós és que justament al costat del Refugi de Prat d’Aguiló hi ha un aflorament de roques ígnies (probablement volcàniques o hipabissals) de l’Estefanià (una sèrie del Carbonífer superior).

Imatge de previsualització de YouTube

 

03/07/2018: El dia comença amb l’ascensió a la Serra del Cadí per una sèrie del Paleocè i Eocè. En les roques del Eocè es poden trobar nummulits i alveolines, que són foraminífers d’aquesta època.

SerraDelCadí_Interpretacio(Fotografia de la Serra del Cadí amb la interpretació d’alguns estrats i la marca de cabussament cap al sud)

SerraDelCadí_Geologia_II(extret de: Link)

Poc després d’agafar la pista del Pedraforca, la sèrie finalitza pel contacte amb un encavalcament que posa en contacte les roques mencionades amb les del Cretaci superior. La resta del dia transcorre per aquest mantell (Mantell inferior del Pedraforca) fins al refugi del Gresolet que es troba en uns dipòsits col·luvials de l’Holocè i al límit de l’encavalcament lubricat pels guixos del Triàsic de la fàcies Keuper.

En la carretera es pot observar un contacte discordant entre uns conglomerats sin-tectònics (és a dir, es van dipositar mentre els Pirineus es deformaven) i les roques del Cretaci superior. En la imatge es pot veure la interpretació d’aquest contacte erosiu.

Pedraforca_conglomeratsSIN

 

04/07/2018: La majoria de l’etapa transcorre per margues de l’Eocè fins a deixar la pista i començar a ascendir pels Empedrats cap al Refugi de Sant Jordi. A partir d’aquí es baixa (les capes cabussen cap al sud) en la sèrie caracteritzada per potents estrats de calcària molt remarcables en el paisatge fins al Cretaci superior.

IMG_3224_mod

 

05/07/2018: L’últim tram fins arribar al Refugi de Rebost altre cop es caracteritza perquè el camí va travessant les discordàncies entre el Cretaci superior i el Triàsic superior, entre el Triàsic superior i l’inferior i entre el Triàsic inferior i el Permià, fins finalment travessar l’existent entre el Permià i les roques paleozoiques afectades per l’orogènia herciniana, on es troba el refugi.

TarjadePas

 

Distribució de volcans i terratrèmols

Publicat el per
Respon

Fa dies que a les notícies es mencionen volcans en erupció. Gran part de l’activitat volcànica ve definida per la distribució de les plaques tectòniques i dels seus límits. Aquesta distribució també condiciona les zones sísmicament més actives de la Terra.

Comparteixo dues pàgines web on poder comparar l’activitat volcànica i la sísmica de dos dies consecutius. Hi ha alguna relació? I amb el mapa de les plaques tectòniques? Com s’expliquen els volcans i terratrèmols allunyats dels límits de plaques?

Volcans_20180708

(extret de: Link)

Terratremols_20180709

(extret de: Link)

Parcs Nacionals EUA (juliol 2013)

Publicat el per
Respon

18/07/2013: Arribada a San Francisco al vespre

19/07/2013: Tot i ser un viatge dedicat als parcs nacionals, val la pena passar dos dies a San Francisco. El primer dia es pot fer una visita guiada (de les que al final es dona la voluntat), anar a les POS (Public Open Spaces) i a la Lombard Street (tot i estar massificada, és encantadora).

20/07/2013: El segon dia es pot visitar la Pier39 que és on hi ha els lleons marins (tot i que a l’estiu no n’hi ha gaires) i fer una ruta amb bicicleta pel Golden Gate Bridge. Aquesta ruta és molt típica de fer i per tant està massificada fins al punt de formar-se embussos i mals rotllos en algunes zones. Per dinar un Clam Chowder al Fihserman’s Wharf i de tornada cap al centre es pot passejar pels molls, des d’on es veu la Treasure Island i veure el mercat en el Ferry Building

21/07/2013: Conducció ara sí cap al Yosemite National Park atravessant el Bay Bridege, agafant la 580 i la 120 east. Com que és el primer parc, cal la pena comprar l’abonament anual per a la resta de parcs (uns 80$), és veritat que les vacances són molt més curtes que això, però amb quatre parcs d’amortitza. El paisatge és espectacular: arbres altíssims, parets de granit tallades com per ganivets i una vall amplíssima! El famós Half Dome (foto) és impressionant. En arribar a la tarda val la pena visitar les Yosemite Falls, ja que és una excursió curta. Econòmicament, cal allunyar-se del parc per a dormir, sobretot si com és el cas no es fa amb temps!

20130721 Yosemite (106) Merced River

22/07/2013: Excursió al Cathedral Lake. Aquesta zona es troba al nord del parc i no és gaire coneguda i per tant molt recomanable per a gaudir de la naturalesa.  És un lloc on es pot fer una remulladeta a 3000m d’altitud, tot i que cal vigilar perquè l’erosió ha fet que aquest llac guanyi profunditat molt ràpidament. A més, una pluja que comença amb quatre gotes, pot convertir-se en una super tormenta en pocs segons. Geològicament és una zona de granits on es poden veure moltes fases d’intrusions i cosos ignis amb fenocristalls de feldspat de més de 5cm (foto). A la tarda, és recomanable parar al Tenaya Lake i al Olmsted Point (foto) on en aquest darrer es veu perfectament la forma d’U de la vall, pròpia d’un modelat glacial i nombrosos blocs errants de granit de més 1 metre cúbic. Per a veure sequoies gegants de tornada per la carretera un possible lloc és al Toulome Groves.

20130722 Yosemite (203) Cathedral Lake 20130722 Yosemite (619) Olmsted Point

23/07/2013: Visita a les Vernal Falls (cal anar aviat), al Glacier Point on en aquest darrer es pot pujar en cotxe o caminant i des d’on hi ha unes vistes espectaculars, al Sentinel Dome i al Tunnel View. Geològicament, les intrusions granítiques tenen entre 100 i 80 Ma i 200ka, i quan les roques es van exhumar el modelat glacial es va imposar al modelat fluvial previ. Com que actualment, no hi ha glaceres, la vall s’ha reomplert amb sediments fluvials i de dinàmica de vessants. Lamentablement, la morena frontal va ser dinamitada antròpicament.

20130723 Yosemite (284) Glacier Point

24/07/2013: Conducció al llarg del Death Valley National Park. A aquesta parc se l’anomena Cabinet of Wonders pels geòlegs i geòlogues i és que tot el que es veu és nou i espectacular: sense vegetació es poden observar tots els tipus de roques existents i les relacions entre elles, a part d’una espectacular dinàmica externa pròpia d’ambients àrids. Les parades que es fan a 50ºC són al llarg de la carretera (Father Crowley Vista Point, Paramint Valley, Mesquite Flat Sand Dunes i Zabriskie Point (foto)), però queden per visitar l’Artist Palette Badwater, el Mosaic Canyon i el RaceTrack.

20130724 Death Valley (214) Zabriskie Point

25/07/2013: Las Vegas

26/07/2013: Arribada al Zion National Park a la tarda i excursió al Canyon Overlook on pel camí es pot observar estratificació creuada en unes sorres de fa 180Ma (foto). Com que la zona està amenaçada per perill de tempestes fortes, algunes zones estan tancades (Angels Landing i Observation Point), que provoquen flash floods i caiguda de llamps (si se us posen els pels de punta, cal marxar ràpidament).

20130726 Zion National Park (123) Zion Mount Carmel Highway

27/07/2013: Excursions als The Narrows (un congost on es camina riu amunt), al Weeping Rock i a les Emerald Pools. Per sort, accedir a tots aquests llocs és molt fàcil ja que dins el parc els visitants s’han de moure amb autobusos llançadora, que fa que sigui un parc tranquil sense presència de cotxes.

20130727 Zion NP (230) Emerald Pools

28/07/2013: Visita al Bryce National Park, que és un parc caracteritzat per una sèrie sedimentària clàstica de colors excavats per la geodinàmica externa. Com que és un parc petit, a part d’una petita excursió del Sunset al Sunrise Point, el parc es visita en cotxe fent parades als diferents miradors: Interpretation Point, Bryce Point, Paria View, Swamp Canyon, Natural Bridge, Ponderosa Canyon i Rainbow Point.

20130728 Bryce Canyon National Park (347) Bryce Point

29/06/2013: Camí fins al Grand Canyon National Park. Es passa molt a prop de l’upper Antelope Canyon que és una reserva navaja on s’han fet fotografies de les típiques que apareixen en els salvapantalles dels ordinadors. Sincerament, tenint en compte el preu i la mala organització, és un lloc molt prescindible.

El Grand Canyon és simplement molt gran, un lloc magnífic, espectacular, on els ulls no descansen mai! La tarda es pot invertir en fer parades al llarg de la carretera resseguint el South Rim (Desert View, Navajo Point, Lipan Point, Moran Point, Grand View Point, Pipe Creek Vista i Mather Point). Com que altra vegada, per a dormir al parc cal planificació, una bona alternativa és dormir a Williams.

30/06/2013: Caminada pel Bright Angel Trail fins a la resthouse 3mi. Tot i semblar una distància curta, durant les excursions al Grand Canyon s’ha de vigilar perquè és com una muntanya invertida, on començar és molt fàcil, però pujar és molt complicat. A part, el desnivell és altíssim (en uns 5km, un desnivell de 650m) i cal vigilar qui no estigui acostumat. Dos anys més tard vaig fer el camí sencer fins a tocar al Colorado River i es necessita tot el dia, portar menjar, capes de roba (tèrmicament hi ha grans diferències) i ser mentalment molt forta.

31/07/2013: Visita al Yaki Point amb l’autobús llançadora i assistència al Park Ranger Program de geologia, que és una xerrada divulgativa geològica sobre el parc. Deixo aquí el resum de la història geològica: a) 1840Ma col·lisió del continent nord-americà amb una cadena d’illes (formació del Vishnu Basement Rocks), b) erosió, c) degut a la formació del continent Rodinia a l’oest de Nord-Amèrica, sedimentació de fang i sorres (formació del Grand Canyon Super Group, 1200-740Ma), d) fracturació de Rodinia, extenció i basculament de les roques (750Ma), e) erosió, f) sedimentació en una plataforma marina somera, transició i continental d’una sèrie de 4000peus (525-270Ma), g) formació del continent Pangea, h) fragmentació de Pangea (245Ma), i) subducció de la placa Farallon sota la nord-americana per l’oest (aixecament del Colorado Plateau, 70Ma), j) erosió, k) incisió del Colorado River (5-6Ma)

20130731 Grand Canyon (331) Hopi Point

01/08/2013: Cap a San Francisco

02/08/2013: Tornada a casa