1

6. LA GEOSFERA

En aquest tema estudiarem el sistema de major volum dels que comprèn el Sistema Terra: la

geosfera. S’entén per geosfera la part del planeta localitzada sota la seva escorça sòlida. Tot i

que és un terme prou confús, s’utilitza per estudiar els fenòmens que tenen el seu origen en la

dinàmica interna del planeta, o bé afecten els materials sòlids que constitueixen la seva

superfície. En tractar la seva dinàmica, veurem com també s’hi troben involucrats els altres

components del sistema Terra com l’atmosfera, hidrosfera i biosfera.

Gea era la deessa grega que representava la Terra. D'ella va prendre el seu nom la geologia,

paraula que significa ciència de la Terra. La geologia, en efecte, és la ciència que estudia la Terra,

la seva estructura i els materials que la componen, i també el seu origen, la seva història i els

canvis que ocorren en ella.

Fins a principis del segle XX, no es va tenir idea de la

configuració de les terres emergides i va caldre esperar

fins a finals d'aquell segle per completar l'exploració dels

fons marins. Sent això així amb la part de la Terra

observable, molt més ardu serà el treball per desxifrar el

seu interior. No serveixen sondes ni observacions directes.

Es fa necessari mesurar sorolls, temperatures, analitzar

l'expulsat pels volcans, les ones sísmiques, etc.

1. COMPOSICIÓ DE LA GEOSFERA

La geosfera està constituïda por minerals, que s’agrupen formant roques.

Els minerals.

Denominem mineral a un material natural, inorgànic i sòlid,

caracteritzat per una determinada composició química i una

estructura cristal·lina definida. La seva formació depèn únicament

dels elements químics que havia durant la seva formació i les

característiques físiques que es van donar (bàsicament pressió i

temperatura). És independent del fenomen geològic que el va

originar.

Què vol dir natural? Una matèria es denomina natural quan s'ha originat en la naturalesa,

és a dir sense la intervenció del ser humà. La matèria elaborada pels humans es denomina

matèria artificial. Per exemple el ciment i l'acer no són minerals ja que no es troben en la

naturalesa, sinó que són productes fabricats per l'ésser humà.

Què vol dir inorgànic? Una matèria es diu inorgànica quan no està constituïda bàsicament

per àtoms de carboni (C) i hidrogen (H). Aquests són els dos elements indispensables per a

formar la matèria orgànica, que és la que constitueix els organismes. Un exemple de matèria

inorgànica és el clorur sòdic (NaCl) i un exemple de matèria orgànica el petroli que

bàsicament està format per C i H.

2

Què vol dir sòlid? Una matèria és sòlida quan les partícules (àtoms, molècules o ions) que la

formen estan fortament units ocupant posicions fixes. Això implica que cal realitzar una

força per a deformar-la o trencar-la. Així doncs, perquè una substància pugui ser

considerada mineral, és necessari que sigui sòlida. L'aigua no és un mineral, ni tampoc ho és

l'oxigen de l'aire, etc. El que freqüentment es parli d'aigua mineral, es deu al fet que és

aigua que surt de l'interior de la muntanya, és a dir d'una mina d'aigua, no perquè sigui un

mineral.

Què vol dir tenir una composició química definida. Els minerals presenten una composició

química definida, és a dir la proporció entre els elements químics que ho formen és constant,

o només presenta petites variacions. Per exemple el mineral galena posseeix un àtom de

sofre per cada àtom de plom. A més pot contenir àtoms de plata, or i altres elements, però

sense arribar a superar el 0,3% (s'anomenen "impureses"), de fer-lo ja no es consideraria

galena sinó un altre mineral distint.

Què vol dir estructura cristal·lina? Una matèria sòlida es

diu cristal·lina quan les seves partícules estan ordenades,

és a dir les partícules no es troben de qualsevol forma, sinó

en llocs fixos, tals que, si disposen d'espai suficient, formen

volums geomètrics com cubs, prismes, piràmides, etc., que

es denominen cristalls. Quan el nombre de partícules és

molt gran, els cristalls són visibles a primera vista. Quan

formen minerals durs es poden aprofitar per a fer joies

duradores. Els grans cristalls són molt rars i per això estan

molt cotitzats. Quan les partícules d'un sòlid no estan

ordenades es diu que és un sòlid de matèria amorfa.

Es denomina cel·la unitat al cristall més petit possible, és a dir el constituït pel mínim

nombre de partícules (àtoms, molècules o ions). Un cristall visible a primera vista no és més

que la repetició, infinitat de vegades i en les tres dimensions de l'espai, de la cel·la unitat.

Classificació dels minerals

Es coneixen més de 3000 minerals diferents i molts d'ells es poden presentar cristal·litzats,

però únicament uns quants són abundants a l'escorça terrestre.

Per classificar els minerals es poden utilitzar diferents criteris, els més habituals són el genètic

(per com s’han format) i el químic estructural (el més sistemàtic), o bé si es tracta de minerals

d’interès industrial.

Segons la composició química podem classificar els minerals en vuit classes:

Elements nadius.

Sulfurs

Sals haloides o halurs.

Òxids i hidròxids.

Carbonats.

Sulfats.

Fosfats.

Silicats.

3

Classe 1. Elements nadius. Inclou minerals

com ara el coure (Cu), l'or (Au) (en la

fotografia), l'argent (Ag), el carboni (C, en

forma de diamant i de grafit), etc.

Classe 2. Sulfurs. Comprèn, entre altres

minerals, la pirita (FeS2) (en la fotografia), la

galena (PbS), el cinabri (HgS), l'esfalerita o

blenda (ZnS) i la calcopirita.

Classe 3. Sals haloides o halurs. Inclou

minerals com ara l'halita o sal comuna (NaCl), la

silvina (KCl) (en la fotografia), la fluorita (CaF2),

etc.

Classe 4. Òxids i hidròxids. Minerals

d'aquesta classe són l'hematites o oligist

(Fe2O3), la magnetita (Fe3O4) (en la foto-

grafia) i el corindó (Al2O3), entre altres.

Classe 5. Carbonats. Inclou minerals com ara

la calcita i l'aragonita (CaCO3) (en la

fotografia), la dolomita, la magnesita, la

siderita, etc.

Classe 6. Sulfats. Són minerals d'aquesta

classe el guix (en la fotografia, rosa del

desert, una forma de cristal·lització del guix),

la baritina, l'anhidrita, etc.

Classe 7. Fosfats. Minerals d'aquesta classe

són l'apatita, la turquesa (en la fotografia), la

variscita i la wavellita, entre altres.

Classe 8. Silicats. Són minerals d'aquesta

classe el quars (SiO2) (en la fotografia),

l'ortòclasi, les miques (biotita i moscovita), el

talc, el topazi, etc.

4

Propietats dels minerals

Es distingeixen tres tipus de propietats, les propietats geomètriques, les propietats físiques i

les propietats químiques. Dintre d'aquestes es poden distingir els següents tipus:

Geomètriques Simetria

Físiques

Mecàniques

Duresa Exfoliació Tenacitat

Òptiques

Color Ratlla Lluentor Refringència

Elèctriques Conductivitat

Magnètiques Atracció magnètica

Químiques Solubilitat Efervescència amb HCl

Les propietats geomètriques són les relacionades amb la forma dels cristalls. La més

important és la simetria.

Simetria. S'entén per simetria l'existència en un objecte de parts iguals però orientades

en direccions diferents. Per exemple un cub presenta simetria respecte a un imaginari eix

de gir que passi pels centres d'una cara i de la cara oposada, ja que al fer-ho girar es

repeteix una de les seves cara quatre vegades.

Les propietats mecàniques són les propietats relacionades amb l'aplicació de forces sobre

el cristall. Les principals són la duresa, l'exfoliació i la tenacitat.

Duresa. La duresa d'un mineral és la resistència que oposa a ser ratllat. Com més juntes i

atapeïdes estiguin les seves partícules més dur serà. Un mineral pot ser alhora dur i

fràgil, ja que encara que els enllaços que uneixen les partícules siguin molt fortes, si

l'estructura que formen té poca estabilitat, es fracturarà amb facilitat. Per exemple el

diamant, que és el mineral més dur que existeix, és bastant fràgil.

En 1920 el mineralogista alemany F. Mohs va proposar una escala de deu nivells de

duresa, en la qual cada mineral ratlla a l'anterior i és ratllat pel posterior. L'escala de

Mohs és:

Es ratllen amb l’ungla 1. Talc 2. Guix

Es ratllen amb la navalla 3. Calcita 4. Fluorita

Es ratllen amb la llima 5. Apatita 6. Ortosa

Ratllen el vidre 7. Quars 8. Topazi 9. Corindó 10. Diamant

5

Exfoliació. És la capacitat que tenen alguns minerals de trencar-se segons cares planes.

Això es deu a l'existència de "forces d'unió entre les partícules" diferents segons la

direcció que es consideri. Alguns minerals quan reben cops es trenquen en cubs, com la

galena, uns altres en làmines, com les miques, uns altres en octàedres, com la fluorita,

etc. En el mercat del col·leccionisme no són tan valorats com les formes naturals. Els

minerals no exfoliables, en trencar-se, presenten superfícies irregulars anomenades

fractures.

La galena en trencar-se forma cubs.

Tenacitat. És la resistència que oposa un mineral a deformar-se o a trencar-se. Segons

aquesta propietat es distingeixen diversos tipus de minerals:

Elàstics. Si al cessar la força recuperen la

forma primitiva. Plàstics. Si al cessar la força no recuperen la

forma primitiva i, per tant, queden deformats. Dúctils. Si en estirar-se poden donar lloc a fils. Mal·leables. Si al copejar-los es poden aixafar

fins formar làmines. Fràgils. Si al aplicar una força es trenquen

fàcilment.

Els cristalls laminars de mica són elàstics

Les propietats òptiques són les propietats relacionades amb el comportament de la llum en

incidir sobre el mineral. Les principals són el color, el color de la ratlla, la lluentor i la

refringència.

El color. El color d'un mineral és el tipus de llum que reflecteix al ser il·luminat. Alguns

minerals poden presentar colors diferents segons el tipus i quantitat d'impureses que

contingui, donant lloc a "varietats" diferents. Per exemple el quars es pot presentar com

quars pur (que és incolor), com quars fumat (negre), quars rosa (rosa), quars ametista

(violeta), quars citrí (groc llimona), etc.

El color de la ratlla o simplement ratlla. És el color de la pols del mineral. Es denomina

color de la ratlla, ja que usualment la pols del mineral s'obté fent una ratlla, com si es

tractés d'un guix sobre una pissarra. Segons el tipus de mineral, el color de la ratlla pot

coincidir amb el de la seva superfície o ser completament diferent. Per exemple la pirita

és daurada i en canvi la seva ratlla és negra.

6

La lluentor. La lluentor d'un mineral és el grau en què la llum es reflecteix en la seva

superfície. Hi ha minerals brillants i minerals mats. Els tipus de lluentor més coneguts

són: metàl·lic, vitri, sedós, nacrat, diamantí, resinós i greixós.

Refringència. És el canvi de direcció que

experimenta un raig de llum al passar d'un

mitjà a un altre. La llum, en primer lloc passa

de l'aire al mineral, i si aquest és transparent,

del mineral a l'aire novament. En alguns

minerals el raig de llum, al travessar el mineral

es desdobla en dos raigs, per la qual cosa

surten dues imatges. Aquest fenomen

s'anomena birefringència. L'espat d'Islàndia és birrefringent.

Les propietats elèctriques són les relacionades amb el corrent elèctric. La més coneguda és

la conductibilitat, que consisteix en la capacitat de deixar passar el corrent elèctric.

Les propietats magnètiques són les que estan relacionades amb la capacitat d'atreure al

ferro. Alguns minerals com la magnetita, són capaços d'atreure petits trossos de ferro, com

per exemple claus, xinxetes, etc., i de desviar l'agulla d'una brúixola.

La magnetita atrau els clips de ferro

Les propietats químiques són aquelles que depenen de la reaccionabilitat química del mineral

amb les altres substàncies. La més important són la solubilitat i la reaccionabilitat amb el àcid

clorhídric.

La solubilitat en aigua. Els

minerals solubles poden presentar

gust i olor. Per exemple l'halita és

salada, la silvina és salada i picant,

l'epsomita és amarga, etc.

L'efervescència amb l'àcid

clorhídric (HCl). És la capacitat de

reaccionar amb aquest àcid i

desprendre bombolles de diòxid

de carboni (CO2). La calcita produeix efervescència amb l'àcid clorhídric

7

Les roques.

La roca és el material format com a conseqüència d'un determinat fenomen geològic (un volcà, la

sedimentació d'un riu, materials que queden enterrats per uns altres i es transformen, etc.). És

freqüent que una roca estigui composta per diversos minerals diferents, encara que hi ha roques

formades només per un. De la mateixa manera, un mateix mineral el podem trobar en roques

diferents.

En totes les roques podem distingir una textura i una estructura determinades:

La textura està determinada per la grandària i la forma dels diferents cristalls o grans que

constitueixen la roca i la relació que hi ha entre ells. Per exemple, el granit té una textura de

gra gruixut, i els cristalls que el formen estan estretament units.

L'estructura és el conjunt de formes observables, normalment a primera vista, que donen

l'aspecte final a la roca. Per exemple, la formació de capes (estrats) és una estructura que

pot ser observada en algunes roques.

Les roques poden classificar-se segons el seu origen, és a dir, segons la manera com es van

formar en tres tipus fonamentals: magmàtiques o ígnies, sedimentàries i metamòrfiques.

Roques magmàtiques o ígnies

Les roques magmàtiques o ígnies es formen per la solidificació de materials fosos d'origen

volcànic. En alguns casos les roques magmàtiques es formen en les profunditats de la Terra, però

en ocasions ho fan en la superfície, al ser llançat el magma a l'exterior per mitjà d'erupcions

volcàniques.

El magma és una barreja de minerals fosos que pot contenir alguns elements sòlids i certa

quantitat de gasos dissolts (fins a un 10%). La solidificació d'aquesta barreja al refredar-se dóna

lloc a les roques magmàtiques.

No existeix una composició química determinada per al magma, ja que qualsevol mineral és

susceptible de fondre's i barrejar-se amb uns altres. No obstant això, en l'escorça terrestre són

més abundants els magmes rics en silici (Si).

La fusió de les roques, que té lloc en les capes profundes de l'escorça terrestre, depèn de

diversos factors:

Temperatura: és el factor fonamental. La quantitat de calor necessària per a fondre les

roques variarà en funció del tipus de minerals presents en la barreja.

Pressió: aquesta variable influeix d'una manera determinant, ja que, com més gran sigui la

pressió, més temperatura serà necessària per a fondre els minerals.

Minerals: les diferents propietats dels minerals de la barreja influeixen en les

característiques del magma. La sílice, per exemple, augmenta la viscositat. La presència de

gasos, per contra, genera magmes fluids. L'aigua dissolta entre els minerals fa que la

temperatura necessària per a la fusió es redueixi considerablement.

8

El refredament del magma pot ocórrer de dues formes, que donaran lloc a dos tipus de roques

magmàtiques:

Ràpidament, quan el magma troba una sortida a l'exterior, donant lloc a un volcà. Les roques

magmàtiques així originades es diuen roques volcàniques. El refredament és tan ràpid que als

diferents minerals no els dóna temps a ordenar els seus elements, de manera que no formen

cristalls. El conjunt apareix com una massa vítria en la qual estan barrejats tots els

components mineralògics. Se li anomena vidre volcànic. Una roca volcànica típica és el basalt.

Lentament, obrint-se pas entre les roques. En aquest cas la disminució de temperatura és tan

lenta que sí es formen els cristalls dels distints minerals. A aquestes roques se'ls anomena

roques plutòniques, com, per exemple, el granit.

Roques metamòrfiques

Les roques metamòrfiques s'originen a partir de qualsevol tipus de roca, incloses les pròpies

metamòrfiques, que, sotmeses a grans pressions i temperatures, es transformen sense arribar a

fondre's. El resultat d'aquesta transformació és una roca diferent a la d'origen, que anomenem

roca metamòrfica i al procés de transformació li anomenem metamorfisme.

Quan una roca metamòrfica torna a la superfície, sol conservar les característiques que va

adquirir durant el metamorfisme, no tornant-se, en cap cas, a la roca original.

Quan durant el procés de metamorfisme ha estat important l'acció de la pressió, les partícules

components de la roca s'orienten perpendicularment a la direcció de les pressions, generant-se

una estructura laminar denominada esquistositat.

El metamorfisme es pot produir per diferents causes, donant lloc als tipus de metamorfisme.

Freqüentment cada tipus de metamorfisme duu associat un tipus de roca característica.

Metamorfisme tèrmic o de contacte: influeix més la calor que la

pressió. Això ocorre en l'entorn dels magmes de manera que és

freqüent que s'associïn aquestes roques

amb les platòniques. Una roca típica són

les denominades corneanes, molt dures i

sense esquistosidad.

Dinamometamorfisme: influeix més la

pressió que la temperatura. Es produeix en les falles (grans blocs de

roca que es trenquen i es desplacen). Dóna lloc a milonites i bretxes

de falla.

Metamorfisme de soterrament: es produeix quan sobre uns

materials es dipositen altres i així successivament fins que, d'una

banda, suporten el pes de tot el que tenen damunt i, per un altre,

es van enfonsant, de manera que la temperatura que suporten és

cada vegada major. Les roques que es formen són laminades

(esquistosidad), com, per exemple les pissarres, que provenen del

metamorfisme de les argiles, i esquists.

9

Metamorfisme regional: també anomenat “veritable”. És

conseqüència de l'actuació de les grans forces internes de la

Terra. Es dóna en els límits de les plaques tectòniques. La

temperatura i pressió a les que s’hi arriba són molt grans.

Quan la roca d'origen té característiques molt definides pot donar

lloc a roques particulars, com és el cas del marbre, que procedeix

del metamorfisme de la calcària.

Roques sedimentàries

Les roques sedimentàries es formen sobre la superfície terrestre per acumulació de materials

arrossegats pels agents erosius (aigua, vent, glacera, etc.). En aquest cas no hi ha ni pressions ni

temperatures excessives que influeixin en la formació de la roca, sinó només la compactació i

reaccions produïdes per aquesta acumulació de material.

El procés complet, anomenat diagènesi, segueix una sèrie de passos ben definits:

Acumulació de materials, que formen capes horitzontals paral·leles denominades estrats.

Compactació dels minerals degut al pes dels sediments dipositats en les capes superiors. A

mesura que s'aprofundeix en els estrats, disminueix la porositat i augmenta la densitat.

Cimentació, deguda a l'emplenat de buits i porus amb materials solubles que actuen com una

cola que uneix les partícules fins a formar un cos sòlid compacte: una roca sedimentària.

Reaccions químiques entre els minerals de sediment i els materials cimentadors, que donen

lloc a l'aparició de noves estructures cristal·lines i la formació de compostos químics estables.

Les roques sedimentàries es classifiquen en funció del mecanisme d'acumulació sobre la

superfície:

Roques detrítiques

Quan un agent geològic perd velocitat, els materials que transporta cauen per gravetat. A

aquests materials se'ls anomena sediments i quan es compacten formen les roques sedimentàries

detrítiques.

En les roques detrítiques es distingeixen les partícules unides entre elles per un material més fi

anomenat ciment.

Les roques detrítiques es classifiquen per la grandària dels sediments que les componen:

Grandària del sediment Tipus de sediment Roca detrítica

> 2 mm graves conglomerat

2 mm - 1/16 mm arenes arenisca

< 1/16 mm argiles lutites

10

Roques químiques

Les roques sedimentàries químiques es formen per acumulació i reaccions químiques d'ions

dissolts en aigua. Si intervenen éssers vius en la formació de la roca, es parla llavors de roques

bioquímiques.

Existeixen tres tipus de roques químiques:

Carbonatades: presenten carbonats en la seva composició. Són típiques d'aquest grup les

calcàries i les dolomies.

Evaporítiques o evaporites: es formen per acumulació de sals en el fons de llacs i mars en

zones d'intensa evaporació. La calcita i el guix són exemples d'aquest tipus de roques.

Bioquímiques: són roques formades per la compactació i fonamentació de restes

orgàniques (esquelets) d'éssers vius. La major part de les conquilles i closques dels

animals marins són de carbonat càlcic. Quan aquests animals moren, les seves restes

s'acumulen en el fons marí, formant roques calcàries. Per això, un gran percentatge de les

calcàries té origen orgànic.

Roques orgàniques

Quan la matèria orgànica procedent dels éssers vius cau en zones riques en oxigen, s’oxida,

transformant-se en CO2, que passa a l'atmosfera, i H2O, que passa a la hidrosfera. No obstant

això, quan cau en ambients sense oxigen o molt pobres en ell, s'enriqueix en carboni, donant lloc a

roques orgàniques, que són carbó i petroli, ambdós utilitzats industrialment com combustibles.

Carbó: es forma a partir de restes vegetals, per tant en els continents. El lloc pobre en

oxigen on poden caure les restes vegetals és en zones pantanoses (maresmes, basses,

tolles...).

El carbó necessita temps perquè es desenvolupi, de manera que va augmentant el

contingut en carboni. D'aquesta manera, podem trobar carbons en diferent estat de

transformació. De menys evolucionat a més, els carbons són: torba - lignit - hulla -

antracita.

Petroli: se’l considera l'única roca líquida. El seu origen

està en l'oceà. Les restes de plàncton cauen de forma

contínua al fons marí, molt pobre en oxigen. Allí es

comença a transformar, formant, juntament amb l'aigua

de mar, una massa viscosa anomenada sapropel.

Si les roques del fons són permeables absorbeixen el

sapropel, de manera que, mitjançant l'acció de bacteris es

transforma en petroli. Aquesta roca és la denominada

roca mare del petroli. Com el petroli va avançant per la

roca, necessita trobar un “parany” que ho retingui perquè

pugui emmagatzemar-se i no perdre's. El lloc

d'emmagatzematge es denomina roca magatzem.

11

El petroli està format per diferents hidrocarburs barrejats, de manera que els hi ha gasosos,

com el gas natural, líquids, el petroli i sòlids, asfalts i betums. En “les borses de petroli” es

disposen per aquest mateix ordre de dalt a baix, quedant per sota de tot això un volum

d'aigua.

El cicle geològic .

Els diferents grups de roques que hem vist es relacionen mitjançant el cicle geològic:

Els processos geològics interns actuen de manera conjunta amb els externs, de manera que

provoquen desplaçaments i transformacions dels materials. Aquests desplaçaments i

transformacions es repeteixen al llarg del temps d'una manera cíclica i constitueixen el cicle

geològic.

2. ESTRUCTURA DE LA GEOSFERA

Els minerals i roques que formen la geosfera es disposen en tres capes concèntriques de diferent

composició: escorça, mantell i nucli.

Escorça: és la capa sòlida més superficial de la Terra, prima i irregular. La seva espessor

varia entre els 5-10 km sota els fons oceànics fins a uns 25-70 km sota els continents. És la

menys densa, formada per elements químics lleugers, com l'oxigen, carboni, silici, etc. La

temperatura a la superfície és d'uns 22 ºC i en el seu límit inferior és de 400 ºC. El seu límit

amb la següent capa forma la discontinuïtat de Mohorovicic. Existeixen dos tipus de escorça:

Escorça continental

Està dividida en dues capes: una de superior de composició similar al granit, o bé

intermèdia entre el granit i el basalt; una inferior, més densa.

12

Escorça oceànica

És més estreta que la continental, té una capa superior de només uns centenars de

metres de grossor, formada per sediments.

Per sota, i de vegades intercalada, té una capa basàltica, formada durant les erupcions

submarines. Sota els basalts es troben altres roques magmàtiques, els gabres.

Mantell: més uniforme que la escorça i molt més gruixut. El seu límit se situa a 2 900 km. Es

troba en estat sòlid encara que té certa plasticitat. Està compost per elements més densos,

com són el ferro i el magnesi, encara que també té importants quantitats de silici. La

temperatura puja fins i tot els 3 000 ºC. El seu límit amb el nucli forma la discontinuïtat de

Gutenberg.

Nucli extern: molt dens i en estat líquid. Compost bàsicament per ferro i níquel. Aquests

materials li donen una elevada densitat i són els responsables del camp magnètic terrestre. El

seu límit, situat a 5 100 km, es denomina discontinuïtat de Lehman.

Nucli intern: la capa més densa de la Terra. Suposem que sòlida i de caràcter metàl·lic.

Predominen el ferro i el níquel. Forma la part central del planeta. La temperatura del nucli

varia des dels 4 000 ºC del nucli extern fins als 6 000 ºC de l'intern.

13

La densitat dels materials i la temperatura a què es veuen sotmesos determina que tinguin un

comportament plàstic o rígid. Aquesta propietat fa que es puguin distingir altres divisions de

l'interior de la geosfera, segons la seva estructura dinàmica:

Litosfera: és la capa més superficial, corresponent a la totalitat de l’escorça i a la part més

superficial del mantell (fins a uns 200 km de profunditat). És totalment rígida. Està dividida

en grans fragments que constitueixen les plaques litosfèriques.

Astenosfera: és una capa principalment sòlida, encara que conté també una part de materials

fosos que li atorguen plasticitat. Aquests materials fosos presenten moviments de convecció,

que són responsables de la dinàmica de les plaques, per la qual cosa l'astenosfera es

considera l'autèntic motor de la dinàmica interna de la Terra. El grossor de l'astenosfera

comprèn des del final de la litosfera fins a aproximadament 650 km de profunditat.

Mesosfera: formada per la resta del mantell. Els materials d'aquesta capa es troben en

estat sòlid.

Endosfera: és la font de la calor interna. Correspon a tot el nucli terrestre. El nucli extern

és fluid i té un comportament plàstic; el nucli intern és sòlid i, per tant, té un comportament

rígid.

3. MÉTODO SÍSMICO

L'interior de la Terra no es pot estudiar d'una forma directa. Els pous i sondejos que s'han fet

fins ara no han assolit més que una dotzena de quilòmetres, cosa que ens demostra l'escàs

coneixement directe que tenim de l'interior del nostre planeta. Una altra font de coneixements

geològics directes són els materials volcànics que provenen com a molt d'unes desenes de

quilòmetres de profunditat. En resum, la zona a la qual tenim accés directe és en proporció molt

més prima que la pell d'una fruita.

Els grans progressos que han tingut lloc els darrers anys al coneixement de l'interior del planeta

han estat possibles mitjançant els mètodes de prospecció geofísica. Aquests es basen en

l'observació i la mesura indirecta (des de la superfície) de l’estructura interna de la Terra i el

seu funcionament. Les variacions registrades són degudes a la heterogeneitat dels materials i/o

de les condicions físiques de les capes que formen el planeta.

Podem distingir quatre tipus de mètodes geofísics: gravimètrics, geomagnètics, geotèrmics i

sísmics.

Una altra font d'estudi indirecte de l'estructura de l'interior de la Terra i del seu origen són els

meteorits, fragments de matèria sòlida del'espai exterior que són capturats pel camp gravitatori

terrestre.

El mètode indirecte més utilitzat és el mètode sísmic, que consisteix en l’estudi de propagació de

les ones sísmiques produïdes en els terratrèmols naturals o en explosions provocades.

14

Les ones sísmiques són vibracions que provoquen el

desplaçament de les partícules dels materials que

travessen. Hi ha diferents tipus d’ones sísmiques:

Ones P: anomenades primàries o longitudinals, són

les ones sísmiques més ràpides i són capaces de

propagar-se en qualsevol medi (sòlid, líquid i gasós).

Fan que les partícules vibrin paral·lelament a la

direcció de l'ona. Augmenten la velocitat amb la

rigidesa del material.

Ones S: anomenades secundàries o transversals,

són més lentes que les P i només poden propagar-se

en medi sòlid. Provoquen una vibració perpendicular

a la direcció de l'ona. La seva velocitat augmenta a

mesura que el material és més rígid.

Ones superficials: que poden ser ones L, o de Love,

i R, o de Rayleigh. Les L provoquen moviments

laterals de les partícules i les R provoquen

moviments en forma d'onada. Només es produeixen

en superfície i per això són les que ocasionen grans

danys quan es produeix un terratrèmol.

El mètode sísmic es basa en el canvi de velocitat que

experimenten segons l’elasticitat i la densitat del

material que travessen: la velocitat de les ones és major com més rígid i més dens sigui el

material pel qual es propaga. És a dir, l'estudi de les ones sísmiques dona idea de la composició i

l'estat físic dels materials terrestres. Així, quan s'observa un canvi brusc en la velocitat de les

ones sísmiques (discontinuïtats), deduïm que hi ha un canvi en el tipus de roques o en el seu estat

físic. Això explica per què les discontinuïtats sísmiques s'utilitzen per a diferenciar les capes que

es divideix l'interior del planeta.

15

Per enregistrar i mesurar la magnitud d’un terratrèmol es fan servir uns instruments molt

sensibles, els sismògrafs, que dibuixen uns gràfics anomenats sismogrames. El sismògraf més

senzill té una massa suspesa que roman immòbil durant el terratrèmol. La massa porta un llapis

que dibuixa una línia en el paper, que es desplaça sobre un tambor dotat d’un sistema de

rellotgeria. La vibració del tambor durant el terratrèmol registra les oscil·lacions produïdes.

Amb els sismògrafs procedents de diversos observatoris es tracen gràfics sísmics, que

relacionen la velocitat de propagació de les ones amb la profunditat de la Terra. Si s’analitzen els

registres sísmics de diferents observatoris es poden deduir les característiques dels materials

que han travessat i la localització de les discontinuïtats.

◄ La figura mostra que l’interior terrestre no és homogeni perquè les ones sísmiques no es desplacen de forma uniforme. S’observa la direcció d’avenç de les ones P i S. Les zones d’ombra són llocs on no es reben les ones d’un sisme.

16

Exercicis – La Geosfera

1. Quina diferència hi ha entre la matèria cristal·lina i la matèria amorfa?

2. Què són les roques i quins tipus n’existeixen?

3. Explica com es formen les roques magmàtiques i posa exemples dels diferents tipus.

4. Indica la textura de les roques que es veuen en les següents mostres al microscopi:

A: _____________________ B: ______________________ C: ______________________

5. Indica al dibuix el lloc més probable on s’han format cada tipus de roca anterior.

17

6. Explica com es formen les roques sedimentàries i posa exemples dels diferents tipus.

7. Explica com es formen les roques metamòrfiques i posa exemples dels diferents tipus.

8. Quines diferències i semblances existeixen entre el carbó i el petroli?

9. Els dibuixos mostren els cristalls que formen part de dues roques. Quin dels dos dibuixos correspon

a una roca metamòrfica? Raona la resposta.

Mostra 1 Mostra 2

10. Quines diferències hi ha entre l’escorça oceànica i l’escorça continental. Completa el següent

dibuix amb els noms de les estructures assenyalades.

18

11. Completa l’esquema adjunt de l’estructura interna de la Terra amb el nom de les principals

discontinuïtats i capes.

12. Completa la taula:

Extensió i volum Composició Densitat

Escorça

Mantell

Nucli

19

13. La densitat mitjana de les roques que formen els continents és de 2,7 g/cm3 i la de la Terra en la

seva totalitat és de 5,52 g/cm3. Explica aquesta diferència tan gran entre ambdós valors.

14. El dibuix mostra la trajectòria seguida per les ones sísmiques P i S en l’interior de la Terra.

a) Per què les ones sísmiques descriuen

en l’interior terrestre una trajectòria

corba

b) Per què les ones S no es transmeten

per l’interior del nucli?

c) Què ocorre amb les ones P quan passen des del mantell inferior al nucli?

d) Com s’anomena la zona de la superfície terrestre compresa entre els 105º i els 142º?

15. Per què les discontinuïtats sísmiques s’utilitzen per diferenciar les capes en què es divideix

l’interior d’un planeta?

16. Una bona part dels meteorits trobats a la Terra estan a l’Antàrtida. Quina creus que és la raó.

20

17. Per què els materials expulsats per un volcà proporcionen escassa informació de l’nterior de la

Terra? Quines característiques han de tenir aquests materials per què sí aportin informació

significativa?

18. Observa el gràfic que expressa la variació de la temperatura a l’interior terrestre. És compatible

amb el valor del gradient geotèrmic, xifrat en 30ºC per km? Raona la resposta.

19. Dedueix l’estructura interna del

planeta al què correspon aquest gràfic

de propagació d’ones sísmiques:

21

Vertader o Fals – Encercla V o F segons l’afirmació sigui vertadera o

falsa

1. V F En una estructura cristal·lina els àtoms es disposen ordenadament.

2. V F Són magmàtiques el granit i el basalt..

3. V F Són roques metamòrfiques les pissarres i el marbre.

4. V F Són roques sedimentàries les calcàries, l’argila i el petroli.

5. V F Són minerals el quars, la calcita i la pirita

6. V F L’escorça oceànica té, aproximadament, una edat compresa entre els 0 i 180 milions

d’anys.

7. V F L’astenosfera conté materials fosos provinents del nucli de la Terra.

8. V F Les ones sísmiques L i R ens ajuden a conèixer l’estructura interna de la Terra.

9. V F Les ones S es propaguen en medi líquid.

10. V F Quan hi ha un canvi de densitat en el material que travessen, les ones sísmiques

varien la seva velocitat de propagació.

Com es coneix l’edat de les roques?

L’edat de les roques ha estat sempre una inquietud pels investigadors. A finals del segle XVII es va

establir la primera llei, que avui en dia encara s’utilitza, per a conèixer l’edat de les roques. La llei de

Steno (1669) o principi de superposició que aplica la idea de superposició dels estrats sedimentaris,

vol dir que una capa és més jove que la que té per sota. La llei de Steno es va acompanyar amb altres

principis com el de continuïtat lateral o el principi d’inclusió.

Per comparar estrats que no estan en el mateix paquet s’utilitzen els fòssils, ja que aquests són

contemporanis a l’estrat que els conté.

Els fòssils són útils perquè els organismes no s’han mantingut iguals al llarg de la història de la

Terra, sinó que han anat evolucionant. Un cop establerta aquesta idea, els naturalistes de l’època van

fer ràpidament una llista, vàlida per a tot el món, amb els fòssils que es coneixien en funció de la seva

edat relativa. Així quan trobaven un estrat del qual desconeixien l’edat, buscaven els fòssils que

contenia i els comparaven amb la llista realitzada. D’aquesta manera es podia determinar l’edat

relativa de l’estrat.

22

Es van definir les eres caracteritzades cadascuna per un conjunt de fòssils concrets:

El Proterozoic (de proteros, que vol dir primer), amb molts pocs fòssils i tots ells sense esquelet.

El Paleozoic (de paleos, antic), en la que vivien uns petits artròpodes anomenats trilobites.

El Mesozoic (de mesos, mitjà), caracteritzat per la proliferació dels amonits i els dinosaures.

El Cenozoic (de kainos, nou), època dels mamífers. A finals del Cenozoic apareixen els homínids.

Aquest mètode de datació de les roques, però, presentava i presenta tot un seguit de problemes. En

primer lloc, les edats obtingudes són relatives, no s'obté cap valor absolut en milions d’anys i per una

altra banda només és aplicable a les roques sedimentàries que contenen fòssils. A més a més, les

roques que contenen fòssils tant sols representen una petita fracció de la història de la Terra, les

roques més antigues amb fòssils tenen 545 milions d’anys mentre que la Terra té una edat de 4.600

milions d’anys.

En aquest impàs, de sobte, la geologia va rebre una eina molt valuosa que va ser la datació

radioactiva. Aquest mètode permet la datació absoluta de la roca, és a dir el coneixement exacte de la

seva edat. El principi de la datació absoluta és senzill: els minerals que formen les roques contenen

àtoms radioactius que es desintegren a un ritme constant i conegut.

Un isòtop radioactiu anomenat “pare” dóna lloc a un isòtop “fill” gràcies a l’emissió de nuclis

d’heli, d’electrons o d’energia. Com que la proporció d’àtoms que es desintegren és constant, la

proporció relativa entre isòtops pares i isòtops fills (que es pot mesurar) ens donarà el temps que ha

passat entre que el mineral es va formar i l’actualitat. Posem un exemple: un mineral conté 100 àtoms

radioactius que tenen un període de semidesintegració (temps al final del qual es desintegren la

meitat dels isòtops pares) de 25 anys. Al cap de 25 anys de la formació del mineral, quedaran 50

isòtops pare i els altres 50 s'hauran transformat en isòtops fill. Al cap de 50 anys quedaran 25 isòtops

pare i els altres 75 seran isòtops fill, etc.

Malauradament, però, aquest mètode també presenta mancances. Tant sols es pot realitzar una

datació absoluta en aquells minerals que s’han format al mateix temps que la roca, com és el cas de

roques plutòniques (granit), roques volcàniques (basalt) o metamòrfiques (esquist). En roques

sedimentàries tant sols es pot realitzar en minerals com la glauconita, però aquests són escassos. De

totes formes, els dos mètodes es complementen i els seus resultats es poden comparar. Per exemple es

pot datar una colada de lava continguda entre estrats, aleshores els que té per sota seran més antics

que la lava datada i els de sobre seran més moderns. Es pot datar un granit que talla una sèrie

sedimentària que és lògicament més antiga que el granit. Es pot datar també la glauconita que pugui

contenir un estrat i comparar l’edat obtinguda amb els fòssils de l’estrat, etc.

Des de que existeix la datació absoluta, aquestes observacions s’han anat realitzant sistemàticament

en tot el món de manera que actualment disposem d’una bona correlació entre l’escala relativa

realitzada a partir dels fòssils i l’escala absoluta donada en milions d’anys.