Les dades geofísiques

Els mètodes d'estudi

Gruix de l’escorça als Països Catalans. La figura representa la profunditat de la discontinuïtat de Mohorovičić, que defineix la base de l’escorça. Noteu la gran variació de gruixos, des de l’escorça gruixuda dels Pirineus fins a l’escorça prima de la conca Catalanobalear. Hom ha situat al mapa els perfils sísmics profunds realitzats als Països Catalans.

Maber, original d’Enric Banda.

D’acord amb la teoria de la tectònica de plaques, la part més externa i rígida de la Terra, d’uns 100 km de gruix, es mou sobre la part superior del mantell, que actua com un fluid. La part externa i de comportament més rígid s’anomena litosfera i es pot dividir en dues parts: a sobre, l’escorça; i dessota, el mantell superior. Entre aquestes dues parts de la litosfera hi ha una discontinuïtat, anomenada de Mohorovičić o Moho, que les diferencia clarament. L’estructura, la composició i l’evolució de la litosfera han esdevingut un dels temes d’estudi més importants per a la geofísica; els avenços actuals són tan espectaculars que es fa difícil de seguir-los dia a dia.

L’estudi de la part més superficial de l’escorça, del qual s’ocupen els geòlegs, s’ha vist complementat des de fa ja algunes dècades per l’estudi del subsol com a conseqüència de la recerca de recursos minerals i energètics.

En canvi, l’estudi de la part més profunda de l’escorça mitjançant mètodes geofísics es va iniciar més tard i amb menys recursos tècnics i econòmics, atès que els resultats no podien tenir una aplicació immediata en la indústria. Per les mateixes raons, i encara més acusades, no es va potenciar l’estudi del mantell litosfèric. Ara, però, es dona més importància al coneixement de l’estructura profunda i s’hi dediquen, per tant, més recursos econòmics.

Tot i que la geologia estructural i, especialment, la petrologia poden aportar molta llum en l’estudi de la litosfera, aquest es realitza bàsicament amb mètodes geofísics, sobretot pel que fa a l’estructura profunda. De fet, cal dir que les dades de la geofísica donen informació de la situació actual de l’escorça, i és tasca conjunta de la geofísica i de la geologia la interpretació dels resultats obtinguts en el marc de l’evolució geodinàmica de la Terra. La geofísica és, doncs, una eina que permet d’avançar en el camp de les ciències de la Terra proporcionant dades i comprovant o rebutjant models estructurals i d’evolució de la litosfera.

Els mètodes geofísics poden classificar-se, bàsicament, en cinc tipus: sísmics, gravimètrics, geotèrmics, elèctrics i magnètics.

Els mètodes sísmics

Una manera senzilla d’estudiar l’estructura litosfèrica és mitjançant la utilització dels enregistraments de terratrèmols, realitzats en els observatoris sismològics. El senyal enregistrat conté informació del medi que han travessat les ones generades pel terratrèmol, i aquesta informació ha permès de conèixer els grans trets de l’estructura del mantell i el nucli de la Terra. De tota manera, per a abordar estudis més detallats, com el de l’estructura de la litosfera, aquest sistema no és prou precís i s’utilitza tan sols com a complement. De fet, Mohorovičić va descobrir la discontinuïtat que porta el seu nom en estudiar un terratrèmol: va veure que en els enregistraments hi havia energia reflectida que coincidia d’un terratrèmol a l’altre. Aquest és precisament el fonament dels mètodes de reflexió i refracció. L’energia emesa en un focus es transmet, es reflecteix i es refracta si hi ha canvis dels paràmetres elàstics del medi.

El mètode de reflexió és el més potent, i també el més car, per a estudiar l’escorça, mentre que el de refracció és menys costós, però, en canvi, capaç d’arribar a més fondària. Típicament, per a l’estudi dels primers quilòmetres de l’escorça, es fa servir el mètode de reflexió; per a l’estudi de l’escorça profunda, el de reflexió i el de refracció conjuntament o independentment; i per a l’estudi del mantell, el de refracció.

Els mètodes gravimètrics

La gravimetria s’utilitza com a eina per als estudis estructurals, però, sobretot, com a complement i comprovació dels resultats obtinguts per mitjà de l’aplicació dels mètodes sísmics. El problema més greu de la interpretació gravimètrica és la falta d’unicitat de solució. Per tant, cal aplicar criteris geològics o geofísics per a restringir el nombre de models possibles.

Els mètodes geotèrmics

La geotèrmia estudia la quantitat de flux de calor que, a la superfície de la Terra, flueix des del seu interior. Això és molt important per a l’estudi de possibilitats d’aprofitament amb finalitats energètiques. L’estudi del flux de calor, però, ha resultat també fonamental per a la comprensió de l’estat tèrmic de la litosfera, ja que n’ha donat informació de l’estat actual. Aquesta dada és d’una importància cabdal per a conèixer l’evolució litosfèrica recent.

Els mètodes elèctrics

Els mètodes elèctrics es basen en el fet que els diferents materials que componen la Terra condueixen diferentment l’electricitat. Així, doncs, amb una font natural o artificial de potencial elèctric hom és capaç de mesurar la conductivitat de les roques. La profunditat d’on prové la informació depèn del mètode, o, dit d’una altra manera, de la longitud d’ona estudiada.

Els mètodes magnètics

Aquests mètodes es basen en la mesura de la magnetització de les roques. Les diferències de la força magnètica dels diversos tipus de roques són utilitzades per a estudiar el subsol de la Terra. La magnetització de les roques pot ésser induïda pel camp magnètic actual de la Terra o pot ésser romanent, això és, adquirida en el moment de la formació de la roca. L’estudi de la magnetització romanent correspon al paleomagnetisme.

Les dades d’origen sísmic

Els terratrèmols, expressió instantània de la dinàmica de la Terra

Mapa d’isosistes del terratrèmol del dia de la Candelera de 1428. A partir de l’estudi de documents històrics hom ha pogut assignar intensitat a les 45 localitats indicades a la figura. D’aquesta manera es pot fer una interpretació i proposar un mapa d’isosistes. La màxima intensitat, que arribà a ésser de 9 a 10 de l’escala M S K, es donà entre Puigcerdà i Camprodon.

Maber, original d’Enric Banda i Antoni M. Correig.

Un terratrèmol és el resultat de l’alliberament gairebé instantani d’energia acumulada a l’interior de la Terra. Aquest alliberament es manifesta pel moviment diferencial de dos blocs al llarg de falles. El moviment esmentat pot ésser degut a la creació d’una nova falla o, més generalment, al joc de falles preexistents. Els terratrèmols són una expressió més de la dinàmica de la Terra. Els moviments d’aquests grans blocs permeten que les forces es transmetin, que s’acumulin esforços i, finalment, que s’alliberi l’energia acumulada i es produeixi el terratrèmol. El focus o hipocentre és el punt on es produeix un terratrèmol. Aquesta definició pot ésser una mica enganyosa perquè, com ja hem dit, els terratrèmols són originats pel moviment de blocs al llarg de falles, les quals, de fet, són superfícies i no punts. De tota manera, la definició de focus és una simplificació utilitzada universalment i justificada pel fet que, a grans distàncies, aquest error —el d’identificar una falla amb un punt— és pràcticament nul. La projecció de l’hipocentre a la superfície de la Terra és l’epicentre. L’hora en que ès produeix un terratrèmol és coneguda amb el nom d’hora-origen. No s’ha de confondre aquest concepte amb el moment en què un terratrèmol s’ha notat o enregistrat, perquè en aquest cas l’hora depèn de la distància de l’hipocentre a l’observador.

Per a donar una mesura dels terratrèmols, hom utilitza dos conceptes ben diferenciats: la intensitat i la magnitud. La intensitat és una mesura subjectiva que indica els efectes produïts pel terratrèmol en un punt determinat. Generalment, quan es parla de la intensitat d’un sisme hom es refereix a la intensitat màxima sentida. D’altra banda, la magnitud és una mesura física de l’energia alliberada, la qual es calcula a partir dels registres obtinguts a les estacions sismogràfiques. La intensitat s’expressa en graus, de l’I al XII, d’acord amb l’escala MSK (Medvedev, Sponheuer, Karnik) que és l’escala oficialment utilitzada a l’Estat espanyol. La magnitud, tal com la definí Richter, és un nombre real. La intensitat dels terratrèmols més grans ocorreguts fins avui no ha ultrapassat mai el valor de IX.

Els terratrèmols enregistrats arreu del món tenen lloc a profunditats variables, entre 0 i 700 km. Als Faïsos Catalans, però, tots els terratrèmols es classifiquen com a superficials, és a dir, que es produeixen entre 0 i 100 km de profunditat, aproximadament.

Classifiquem els terratrèmols ocorreguts en el passat en dos grups: els històrics i els instrumentals. D’aquesta manera distingim aquells terratrèmols dels quals només queda un relat escrit, d’aquells que s’han enregistrat instrumentalment. L’estudi dels terratrèmols històrics és molt important, perquè el període instrumental comença pràcticament amb el segle XX; tot i així, a causa de la gran durada dels temps geològics, qualsevol informació anterior és fonamental. Amb una informació històrica suficient, es pot localitzar qualsevol terratrèmol amb força aproximació i se’n pot estimar la intensitat. Als Països Catalans s’han recollit relats de terratrèmols a partir del segle X. L’estudi que diversos autors han fet del terratrèmol del 2 de febrer, dia de la Candelera, de 1428 és un exemple de la importància dels terratrèmols històrics. Aquest terratrèmol fou notat en una bona part dels Països Catalans i afectà, amb destrucció i més de 800 morts, les viles d’Olot, Puigcerdà i Queralbs, entre d’altres. El recull d’informació dels danys produïts permeté d’avaluar la intensitat del terratrèmol i, per tant, de donar-ne una localització aproximada. Als Països Catalans els primers instruments per a enregistrar terratrèmols s’instal·laren a l’Observatori de l’Ebre, a Tortosa, i a l’Observatori Fabra, a Barcelona, els anys 1905 i 1906, respectivament.

Els terratrèmols, tan indesitjables des del punt de vista humà, són utilitzats pels sismòlegs per a estudiar l’estructura interna de la Terra, per a entendre els seus mecanismes —com es produeixen— i per a saber per què es produeixen. Finalment, els sismòlegs estan abocats a una tasca gegantina: la de preveure els terratrèmols. Aquesta tasca queda encara molt lluny, malgrat que alguns dels èxits havien fet creure en la proximitat d’aquesta descoberta. Cal pensar, però, sense pecar d’optimisme ni de pessimisme, que els esforços esmerçats en aquest sentit tindran el seu fruit en un futur no gaire llunyà.

Els terratrèmols ocorreguts als Països Catalans

Mètodes de reflexió i refracció. La part esquerra de la figura representa el dispositiu d’enregistrament de reflexions quasi verticals. Les ones es reflecteixen (trajectòria de les ones en línia discontínua) a les discontinuïtats entre els diferents medis, a través dels quals es propaguen a velocitats característiques (V1, V2, V3). A la dreta, un dispositiu de sísmica de refracció o de gran angle, on les ones arriben als receptors un cop refractades o reflectides a les discontinuïtats que separen els diferents medis (trajectòria de les ones en línia contínua).

Servei de Fotografia/C.B.M., original d’Enric Banda.

Tot i que les estacions sismològiques dels Països Catalans són escasses, si els terratrèmols són d’una amplitud suficient poden ésser localitzats amb les estacions d’arreu de l’Estat i d’altres països. En el registre de tots els terratrèmols ocorreguts als Països Catalans, la precisió amb què aquests es localitzen és variable i depèn sobretot del caràcter històric o instrumental de cadascun. Dins dels terratrèmols instrumentals, la precisió depèn del nombre d’estacions que hagin estat utilitzades per a la seva localització; els errors poden arribar a ésserd’alguns quilòmetres i, en casos molt poc favorables, fins i tot, d’algunes desenes de quilòmetres. El que és clar, però, és que es localitzen en unes certes regions preferents.

Mapa de sismicitat, on es representen els epicentres dels sismes, indicant-ne la magnitud. S’han diferenciat tres magnituds: les inferiors a 4,0 (el quadrat més petit), entre 4,0 i 5,5 (el quadrat mitjà) i superiors a 5,5 (el quadrat gros). La reproducció fotogràfica correspon a un fragment del mapa "Sismicidad del área íberomogrebí", de J. Mezcua i J.M. Martínez Solares, de l’Instituto. Geográfico Nacional, de 1983.

Jordi Vidal

A la meitat occidental dels Pirineus hi ha una alta concentració de sismes. A l’oriental —Pirineus catalans— la sismicitat és més baixa. Els terratrèmols dels Pirineus són conseqüència, principalment, de l’activitat tectònica de falles directament relacionades amb l’estructura dels Pirineus, tals com la falla nordpirinenca —límit entre la placa europea i la subplaca ibèrica— o com les falles de direcció E-W situades a la zona de contacte entre la zona axial dels Pirineus i la zona sudpirinenca, o, en particular als Pirineus catalans, falles obliqües, com les del Tec i la Tet, orientades NE-SW, el moviment actual de les quals és molt probablement relacionat amb els règims extensius que han tingut lloc a la Mediterrània occidental durant els últims 25 milions d’anys. El terratrèmol de magnitud 4,2 que va remoure la comarca del Ripollès i d’altres el 26 de setembre de 1984 és un bon exemple molt recent de sisme degut al joc de les falles que limiten la zona axial. Aquest terratrèmol va ésser seguit per nombroses rèpliques que foren enregistrades amb estacions portàtils. Això va permetre una localització molt precisa del seu epicentre, uns 2-3 km al NW de Ribes de Freser. La més gran activitat sísmica dels Països Catalans té lloc al seu extrem meridional, a la Serralada Bètica, just en el contacte entre la subplaca ibèrica i la placa africana. Entre Gibraltar i Sicília, aquest contacte no és sísmicament ben definit, sinó que es dispersa, tant a la banda d’Ibèria, com a la d’Àfrica.

Acoblament de registres sísmics a les Balears. Els sismogrames de la figura representen els registres de l’explosió B7 enregistrats a Eivissa i Mallorca. Els sismogrames són disposats en ordre de distància (Δ) al punt d’explosió (abscisses). A les ordenades es representa el temps reduït, és a dir, el temps que triga Tona des del punt d’explosió fins al d’enregistrament, menys la distància Δ, dividida per 6, correcció que hom fa per a facilitar la representació.

Maber, original de Banda i col·laboradors.

Els sismes de la Serralada Costanera catalana s’interpreten com una conseqüència del joc de les falles que individualitzen aquesta unitat, en relació amb el règim extensiu ja esmentat. Falles anàlogues, pertanyents a la mateixa unitat estructural, es troben sota la Mediterrània entre la costa oriental de la península i les Balears, al golf de València, i sobreposades a la Serralada Ibèrica. Tot i que la sismicitat de la Serralada Ibèrica, del golf de València i de les Balears és molt feble i dispersa, pensem que també és produïda pel joc extensiu d’aquestes falles, a causa de la distensió que va seguir el bloqueig de la subplaca ibèrica en formar-se els Pirineus i la Serralada Bètica.

Així doncs, al nostre país hi ha terratrèmols ocasionats per fractures situades a l’interior de la placa ibèrica —sismicitat intraplaca— (Pirineus, Serralada Costanera catalana, serralades Ibèrica i Mediterrània) i a fractures lligades al límit de la subplaca ibèrica amb l’africana—sismicitat de vora de placa— (Serralada Bètica).

L’estructura de la litosfera: les dades de la sísmica

Als Països Catalans s’han realitzat diversos perfils dels anomenats de gran angle, amb la finalitat d’investigar l’escorça i el mantell superior. Amb els perfils de gran angle hom aconsegueix una sèrie de registres a partir d’una explosió controlada. L’energia generada en el punt d’explosió es transmet a través de la litosfera i es reflecteix o es refracta quan es produeix un canvi de la velocitat de propagació, que en general correspon a un canvi litològic del medi travessat. Les diferents reflexions i refraccions poden ésser identificades en el registre sísmic. De fet, però, la millor manera d’identificar les diferents fases sísmiques és posar tots els registres en ordre de distàncies al punt de l’explosió —la distància se situa sobre l’eix de les abscisses— per poder correlacionar una mateixa fase en els diversos sismogrames. L’escala de temps utilitzada és, en general, reduïda, de manera que una velocitat vR correspondrà a una línia paral·lela a l’eix de les abscisses. En el nostre cas, la velocitat de reducció és 6,0 km/s. Un cop identificades les fases sísmiques, es construeixen models de l’estructura litosfèrica i se’n calculen les arribades teòriques de les ones sísmiques per poder comparar-les amb les observades. Si l’acord és suficientment bo, diem que tenim un model possible.

Estructura cortical dels Pirineus. A dalt, sobre un esquema geològic dels Pirineus, s’indiquen els punts de tir i els perfils sísmics realitzats per a estudiar l’estructura profunda de l’escorça en aquella zona. Al centre, es representen els dos perfils longitudinals: al llarg de la zona nordpirinenca (esquema superior) hom aprecia una escorça de gruix normal, amb aprimament cap a la Mediterrània, i anomalies als Pirineus occidentals, mentre que a la zona axial (esquema inferior) l’escorça és molt gruixuda, d’uns 50 km, i mostra un ràpid aprimament cap a la Mediterrània. A baix, tres seccions transversals de la serralada (vegeu-ne la situació en el mapa) il·lustren la gran diferència de gruix de l’escorça a la zona nordpirinenca i la zona axial.

Servei de Fotografia/J.M.G., a partir d’originals de Daignières i col·laboradors.

Els resultats obtinguts als Països Catalans han estat espectaculars, ja que hom hi ha trobat estructures d’escorça molt gruixuda (als Pirineus), com correspon a les serralades alpines, o bé estructures amb escorça molt aprimada (cas del golf de València), com correspon a regions afectades per una tectònica extensiva.

Als Pirineus hom observa que l’escorça sota la zona axial és molt més gruixuda que no pas sota la zona nordpirinenca. A la zona axial arriba a assolir uns 50 km de gruix, mentre que a la zona nordpirinenca no passa enlloc de 30 km. Cal remaicar, també, l’aprimament de l’escorça cap a l’E, és a dir, cap a la Mediterrània. Les velocitats de les ones compressionals que s’hi han enregistrat són típiques d’una escorça i d’un mantell superior continental (de 6 a 7km/s a l’escorça i de 8,0 a 8,1 km/s en el mantell, just per sota de la discontinuïtat de Mohorovičić). A partir de perfils sísmics en ventall, s’han obtingut perfils transversals a la serralada, de direcció N-S, en els quals hom constata el gran salt del Moho, que als Pirineus centrals arriba fins a 15 km, just a sota de la zona nordpirinenca.

A l’interior de Catalunya, a la Depressió de l’Ebre, no gaire lluny dels Pirineus, el gruix de l’escorça és d’uns 30 km. Al vessant S dels Pirineus, a diferència del que succeeix a la zona nordpirinenca, la variació del gruix de l’escorça és gradual.

Estructura cortical de les illes Balears, amb la situació dels perfils sísmics i els punts d’explosió. Noteu que l’escorça és prima (de 20 a 25 km) i que la velocitat de propagació en el mantell és baixa (de 7,6 a 7,7 km/s) en relació als valors habituals a la península Ibèrica, de 8,1 km/s. Entre Mallorca i Eivissa s’han trobat unes anomalies difícils d’explicar amb les dades de què disposem actualment.

Servei de Fotografia/J. M.G., original de Banda i col·laboradors.

En ple golf de València, l’escorça no arriba a tenir ni 15 km de gruix. Aquest aprimament de l’escorça s’interpreta com una conseqüència de la tectònica extensiva d’edat neògena. Cap a la península, a la zona de Castelló de la Plana i València, l’escorça no assoleix els 30 km de gruix fins ben bé uns 100 km lluny de la costa. Més cap al S, a les zones costaneres, també hi ha una escorça prima, però la influència de l’extensió neògena no ha penetrat tant. Com veurem en capítols posteriors, aquestes dades són congruents amb les de la geologia superficial. Al golf de València, les velocitats de les ones sísmiques no són gaire ben determinades, però sí suficientment per a indicar que l’escorça ha estat modificada en gran manera i que el mantell superior, just per sota del Moho, presenta una velocitat molt baixa en relació als 8,0 km/s que han estat enregistrats a sota de la península. Aquest mateix fet s’ha observat a les Balears, on la velocitat del mantell ha estat molt ben determinada i és de 7,7 km/s. A les Illes hi ha un gruix considerable de sediments (velocitat de 4,8 a 5,2 km/s) i una escorça d’uns 20-25 km. Així, la Mediterrània catalana es caracteritza per una escorça prima i una velocitat de mantell baixa respecte a la normal.

Als Països Catalans, doncs, hi ha una gran varietat d’escorces: des de l’escorça engruixida dels Pirineus fins a l’escorça força prima de la Mediterrània, amb velocitats anòmalament baixes en el mantell, passant per escorces de gruix normal a l’interior de la península. Com veurem repetidament al llarg de l’obra, aquestes diferents estructures de l’escorça responen a processos geodinàmics diversos i d’edat igualment distinta.

Les dades geofísiques d’origen gravimètric

La gravimetria

La gravimetria, branca important de la geofísica, es basa en el fet que, tal com ho va establir Newton en el principi de gravitació universal, dues masses s’atrauen. En el cas que ens ocupa, una de les masses és la Terra i l’altra una massa qualsevol. Aquesta massa se sent atreta per la Terra amb una força que li proporciona una acceleració coneguda com a acceleració de la gravetat, o simplement gravetat. Si la Terra fos esfèrica i homogènia, la gravetat seria a tot arreu la mateixa. En realitat, però, la Terra no és esfèrica, ni les roques de diferents densitats són distribuïdes uniformement. Per tant, la gravetat mesurada és diferent d’un punt a l’altre. Aquest fet és aprofitat pels geofísics i els geòlegs per a identificar i inferir estructures profundes.

La gravetat és una dada geofísica fàcil de mesurar. Cal tenir en compte, però, que les diferències d’un punt a un altre són molt petites i, per tant, les mesures s’han de prendre amb molta cura i amb instruments molt precisos. Els gravímetres poden mesurar acuradament valors d’una part de 108. Bàsicament, la gravetat es mesura a partir de l’extensió que experimenta una molla amb una massa que en penja. Com que les diferències de gravetat són petites, les diferències de longitud de la molla també ho són. És per això que els gravímetres porten dispositius mecànics molt delicats que amplifiquen l’extensió de la molla per a fer-la mesurable. A més, com que aquests instruments mesuren diferències d’un punt a un altre, cal tenir en compte, també, l’efecte produït sobre qualsevol punt de la superfície terrestre pels altres planetes —sobretot per la lluna i el sol—, que ha d’ésser corregit. Aquesta influència és coneguda amb el nom de marea gravimètrica, per analogia amb les marees oceàniques.

Quan la finalitat de la mesura de la gravetat és la cartografia, cal establir unes mesures de referència que constitueixen la xarxa de base on es recolzaran totes les altres mesures. En el cas de mesures a la mar hi ha un problema addicional: a l’acceleració de la gravetat s’afegeix l’acceleració que origina el moviment del vaixell. Les mesures a la mar necessiten, doncs, una correcció addicional que fa que siguin menys precises que les realitzades a terra.

La gravetat es mesura en mil·ligals (mgal, 1 gal és equivalent a 1 cm/s2). En el Sistema Internacional, la unitat gravimètrica utilitzada és 1 ug = 1 µm/s2 = 0,1 mgal.

Les anomalies de la gravetat

Si s’aproxima la forma de la Terra a la d’un el·lipsoide de revolució, hom pot calcular la gravetat teòrica en qualsevol punt d’aquest el·lipsoide. La diferència entre el valor observat i el teòric es defineix com una anomalia.

Cal tenir en compte que la mesura es fa a una altitud determinada. La diferència entre el valor observat, corregit tenint en compte l’altitud del punt on ha estat realitzada la mesura respecte al nivell de la mar, és el que hom anomena l’anomalia d’aire lliure. Aquesta correcció és la correcció d’aire lliure. A més, el material que hi ha entre el punt de mesura i el nivell de la mar també influeix en el valor de la gravetat observat. Aquesta influència es pot corregir substituint l’efecte d’aquest material pel d’una capa imaginària, horitzontal i d’extensió indefinida i de densitat coneguda. Aquesta correcció es coneix amb el nom de correcció de Bouguer. Finalment, la gravetat en un punt serà diferent segons quina sigui la topografia que té al seu voltant. Per tant, cal introduir una altra correcció, anomenada correcció topogràfica. La diferència entre el valor de la gravetat observat en un punt i el teòric, un cop introduïdes les tres correccions esmentades, és a dir, les correccions d’aire lliure, de Bouguer i topogràfiques, és coneguda com a anomalia de Bouguer. Així, doncs:

Δg = g — (gt — Δga + ΔgB — Δgt,