Els elements estratigràfics

L’estrat i l’estratificació

Peça d’un banc de gres gris de l’Oligocè de Montblanc (Conca de Barberà) vista d’escorç, una mica per sota. El gruix de l’estrat, o del dau, segons la terminologia dels picapedrers, fa uns 35 mm. A la seva sola hi ha un engruiximent longitudinal, cap avall, que és un «flute cast» amb grans de quars i de lidita que atenyen els 4 mm de diàmetre. El conjunt presenta una estratificació graduada ben visible de baix a dalt. En el banc, s’hi endevina una laminació planar. L’estrat va ser sedimentat per un corrent de terbolesa en un ambient sedimentari lacustre.

Jordi Vidal

Les acumulacions sedimentàries a la natura s’organitzen en unes successions d’estrats o capes que se sobreposen d’acord amb el principi de superposició que hem enunciat més amunt. Aquests empilaments d’estrats es fan particularment visibles en els talls erosius verticals, a les pedreres o en els desmunts oberts pel treball de l’home. Hom hi veu parcialment la sèrie estratigràfica i, alhora, el resultat de la sedimentació amb una composició determinada d’estrats, cosa que hom anomena estratificació.

Aquestes unitats elementals que s’hi destaquen són els bancs, els llits, les capes, les lloses, els fulls, ben coneguts pels picapedrers, segons llur gruixària, i que, de manera genèrica, són anomenats estrats (del llatí stratum, que significa capa, cobertora, tapís). Aquestes unitats bàsiques en estratigrafia, com els minerals en petrografía, són limitades, cadascuna presa individualment, per dues superfícies d’estratificació, una a la base, anomenada superfície basal, mur o sola i una altra que limita el cos o dau de l’estrat, anomenada superfície superior, sostre (pels minaires) o crosta (pels picapedrers).

Hi ha autors que, en lloc de parlar de superfícies, empren un terme més concret, els plans d’estratificació, cosa malencertada perquè els estrats tabulars són més aviat rars. La definició d’un estrat no és gaire senzilla. Lombard (1972) diu que «és una unitat de sedimentació compresa entre dues superfícies limitants i que consisteix en un dipòsit de sediments, amb estructures diverses, acumulat, però, durant una fase contínua». En dir contínua, vol dir que durant la formació de la capa, no hi ha hagut cap interrupció sedimentària. Altres autors hi afegeixen que els sediments que formen el cos, o bé són homogenis o bé gradacionals i consideren que les superfícies limitants són de tipus erosiu, de no-sedimentació o de gradació més o menys brusca.

En superposar-se els estrats l’un a l’altre, les superfícies limitants a què hem al·ludit esdevenen una sola interfície anomenada junt d’estratificació. Sovint aquest junt es presenta com si fos tallat amb un ganivet i separa dos cossos de la mateixa composició. En aquests casos, hom parla d’un junt sec, mentre que altres cops hi ha un nivell molt fi, com una pel·lícula o full de composició distinta (per exemple argila, matèria carbonosa, etc.) que permet que la capa es desprengui amb poca resistència. Hom designa aquests altres junts amb el nom d’intersirats o interbancs. Finalment, hi ha junts que presenten una morfologia irregular, que recorda la del fons d’una vall o la del jaç d’un riu o d’un canal, la qual cosa fa deduir que el junt fou, momentàniament, una superfície d’erosió.

En fer la descripció d’un estrat, cal esmentar la composició petrogràfica i paleontològica i les textures i les estructures sedimentàries que presenta. És una qüestió que cal tenir sempre present, però que ometem a posta perquè pot ser molt prolixa i ens allunyaria de l’objectiu d’aquestes pàgines. Una mesura que hom pren normalment en l’estratificació és la separació entre els junts d’estratificació, que és anomenada potència o, simplement, gruix o gruixària de l’estrat. Els estrats de menys d’1 cm de gruix són anomenats làmines i, per aquesta raó, hom parla de laminació en observar un feix de làmines. Hi ha diverses classificacions, segons les escoles o grups de treball. De fet, la làmina és el rang megascòpic més petit d’una seqüència sedimentària. La laminació pot mantenir-se paral·lela a l’estratificació, però no sempre és així. En l’estratificació encreuada hi ha feixos o conjunts de làmines («sets») que presenten una individualitat no paral·lela dins l’estratificació. Fins i tot, de vegades, hi ha conjunts de feixos que són anomenats «cosets». L’extensió lateral dels estrats té de molts quilòmetres a uns quants centímetres, segons la forma. També n’hi ha de tabulars, amb les superfícies limitants planes i paral·leles a l’escala de l’aflorament. Alguns acaben en un tascó o en diversos tascons o falques, o bé tenen forma lenticular, o amb les superfícies ondulades, o bé, simplement, són nodulosos. És cert que hi ha estrats que es desfan en dos; hom parla, aleshores, de dicotomia. També pot succeir que dos estrats independents es fusionin localment per desaparició del junt d’estratificació; aleshores hom parla d’amalgamació. Hi ha cossos sedimentaris lenticulars o de forma sigmoïdal. Finalment, direm que hi ha fossilitzats cossos sedimentaris molt irregulars, com s’esdevé amb les dunes, les morenes glacials, els esculls o amb el rebliment d’un canal fluvial o de marea més o menys meandriforme.

Els estrats s’associen verticalment formant les sèries estratigràfiques. Quan aquestes associacions es depositen d’una manera contínua i van lligades a un procés genètic que els és comú, hom parla de seqüència sedimentària. A primer cop d’ull, doncs, hom podrà dir si l’estratificació és homogènia o heterogènia, segons si és formada per un sol tipus de roca o n’hi ha presents dos o més (hom diu també que la sèrie és homolítica o heterolítica). Per a l’estratígraf, els grups d’estrats petrològicament homogenis són anomenats litosomes (o cossos de roques). Aquests feixos de roques poden presentar una ritmicitat (o ritmes), en què els termes petrogràfics, o bancs, es presenten, per exemple, ab, ab, ab...; o abcd, abc, bcd, cd, abc...; o bé, presenten una ciclicitat (o cicles, o ciclotemes), com abcdcba; o, per contra, són totalment arítmiques. Hi ha casos en què l’estratificació ha esdevingut confusa, amb bancs grossos quasi imperceptibles o no visibles; hom parla aleshores d’estratificació en massa i, fins i tot, alterada per causes posteriors al dipòsit (per exemple, la bioturbació, un esllavissament gravitacional).

L’estratificació, en organitzar-se verticalment en seqüències també pot donar lloc a un pas de mur a sostre d’estrats molt fins a uns estrats progressivament molt més gruixuts, o viceversa. Aquestes seqüències són qualificades d’estratocreixents o estratodecreixents, respectivament. Si es tracta de sediments terrígens, pot ocórrer que el mur de la seqüència sigui format per argiles foliars que passen també progressivament a granulometries cada cop més grosses, llims, sorres, conglomerats cap al sostre, o viceversa. Tenim, en aquest cas, unes seqüències granocreixents o granodecreixents, respectivament, també anomenades seqüències negatives o positives.

Classificació de l’estratificació, segons el gruix de les capes, de H. Gray.

	DENOMINACIÓ	GRUIX (cm)
Estratificació
	Molt potent	> 100
	Potent	30-100
	Mitjana	10-30
	Fina	3-10
	Molt fina	1-3
Laminació
	Grossa	0,3-1
	Mitjana	0,1-0,3
	Fina
A. Lombard, 1956

Les fàcies

Heus ací com un terme llatí, facies, -ei (cara, faç, aspecte), sense cap adaptació a les llengües científiques, ha esdevingut universal en estratigrafía. Des que Steno l’utilitzà al segle XVII ha prevalgut fins avui, tot i que ha estat emprat conceptualment de maneres molt diverses. A més, el terme ha estat aplicat a altres especialitats (roques metamòrfiques i ígnies, mineralogia, ecologia, etc.), cosa que obliga a aclarir l’equivocitat d’aquest terme polivalent.

En primer lloc tenim la definició primitiva del concepte fàcies (observacional descriptiva) donada per Gressly (1838): «fàcies és el conjunt de característiques minerals, petrogràfiques i paleontològiques d’un terreny (estrat o formació)». Cal remarcar que aquesta noció era, i és encara, purament descriptiva, fruit de l’observació (d’ací ve el nom que li hem aplicat). Així, per referir-se als caràcters sedimentològics, hom parla de litofàcies i, per fer referència al contingut fossilífer, de biofàcies. Per exemple, fàcies calcàries, fàcies sabuloses o gresoses, fàcies roges («red beds»), fàcies coral·lines, fàcies d’ammonits, de graptòlits, d’alveolines, etc.

De vegades, el terme descriptiu és d’origen geogràfic, en lloc de descriure la composició de la fàcies. No ha de sorprendre que des de temps antic s’hagin definit certes fàcies amb referència geogràfica. Per exemple, la fàcies renana i la fàcies hercínica del Devonià de l’Europa central. La primera és calcària, rica en coralls, cefalòpodes, braquiòpodes i trilobits; la segona és silícia amb tentaculits, ostràcodes i espirifèrids. Al nostre país, podem parlar de la fàcies garumniana (de la Garona), d’Utrillas (Aragó), weàldica (del Weald, Anglaterra), urgoniana (d’Orgon, Provença) o, pel que fa al Triàsic, usem sovint els termes de fàcies alpines (marines), o fàcies germàniques (terrígenes i marines).

El concepte de fàcies va lligat al de transició o pas lateral de fàcies. Veurem de seguida, en tractar les fàcies interpretatives, que cada litofàcies (o litosoma) correspon a un litòtop (o paleoambient), on es dipositava un tipus de litofàcies (i/o biofàcies). El trànsit d’un litòtop cap al seu veí implica una variació o pas lateral de fàcies. Aquesta variació lateral, segons P. Rat, se sol esdevenir de dues maneres: mitjançant un sistema de tascons que s’indenten o substitució lateral (en aquest cas el pas lateral és cartografiable), o bé mitjançant una gradació d’una roca a l’altra o trànsit gradual (no cartografiable).

Un altre grup de les fàcies observacionals és el de les fàcies descriptives quantificades. La idea, desenvolupada per Krumbein i Sloss, es basa en mesures (especialment de gruixos) obtingudes en dreçar els perfils estratigràfics de camp o de sondatges d’exploració, i en el càlcul d’una sèrie d’índexs (com el de clasticitat, o el de sorra/argila referits a un interval estratigràfic determinat). Aquests valors, representats en un mapa, permeten de traçar unes isolínies que indiquen, per exemple, les proporcions de fàcies sorrenques a les argiloses i les no detrítiques; són els mapes de fàcies, en què, per mitjà d’aquest mètode, resten expressats els canvis laterals i les tendències deposicionals. Per aquesta raó, els autors americans que hem esmentat més amunt diuen que «fàcies són les variacions laterals en algun aspecte d’una unitat estratigràfica definida». La manca d’espai no ens permet d’especificar-ne el mètode amb detall.

Un pas endavant en el concepte de fàcies purament descriptiu fou portat a terme per diversos autors de la fi del segle XIX. Reyer, l’any 1888, va parlar d’unes fàcies eòlica, de mar profunda, lacustre, etc; és a dir, cercava expressar l’ambient marí o lacustre d’aquells terrenys o l’origen eòlic d’un dipòsit. Aquesta tendència explicativa fou seguida per Haug, Nalivkin, Moret, Gignoux i molts altres. Aquest concepte de fàcies interpretatives implica que l’observador, tot aplicant el principi d’actualisme, dedueix per analogia l’ambient sedimentari o els processos esdevinguts a partir del tipus de fauna, de la composició i de les estructures sedimentàries que s’hi presenten. De fet, amb aquesta anàlisi, hom contribueix a les reconstruccions paleogeogràfiques, evolutives i històriques, que són els objectius de l’estratigrafia. Aquestes fàcies interpretatives han estat definides com «el reflex sedimentan de condicions geogràfiques i biològiques que determinaren la natura litològica d’un dipòsit i el seu contingut en associacions d’organismes» (Moret). La classificació jeràrquica d’aquestes fàcies, segons Nalivkin, es fa d’acord amb els tres tipus principals de medis sedimentaris: fàcies continentals (o no marines), de transició i marines. Dintre de les de transició, hi ha les deltaiques, de platja, de plataforma mareal, etc.

Dins aquest grup hi ha les fàcies relacionades amb el desenvolupament estructural de certes conques sedimentàries. Així, en el grup de les fàcies interpretatives s’inclouen les tectofàcies. Era freqüent de parlar de fàcies de geosinclinal, de plataforma, de fàcies «flysch», de fàcies molàssiques, de fàcies pretectòniques, sintectòniques i posttectòniques, etc.

En aquest grup interpretatiu de fàcies, o en el purament descriptiu, va sorgir el concepte de fàcies amb referència cronostratigràfica, en constatar que certes fàcies no són repetibles en una sèrie estratigràfica local; o, dit d’una altra manera, hi ha fàcies que són típiques d’un determinat nivell de l’escala dels temps geològics. Per exemple, la fàcies Keuper, del Triàsic superior, n’és una de ben típica a una bona part de l’Europa occidental. Podem dir el mateix de la fàcies «griotte», dels nostres Pirineus i de la Serralada Costanera, emmarcada en el Devonià, que, pels seus colors rogencs i el seu caràcter calcari nodulós, ha rebut aquest nom (en francès, «griotte» és una varietat de cirera). Igualment són típiques en el nostre país la fàcies weàldica i la d’Utrillas, en el Cretaci del Maestrat i el País Valencià.

Resten per esmentar les que anomenem fàcies processuals integrades, que correponen al concepte modern de l’anàlisi facial desenvolupat recentment per Ricci Luchi. En aquest cas, el concepte de fàcies és molt més restrictiu; es limita a un litosoma o, simplement, a un estrat, que té unes característiques específiques que el fan diferent dels litosomes adjacents i que pot ser interpretat com a una unitat sedimentària i paleobiològica. Aquesta és formada en unes condicions ambientals determinades i mitjançant un procés deposicional que són deductibles a partir de la composició i les estructures sedimentàries i dels fòssils que engloba. Una seqüència contínua formada per diverses fàcies (o litosomes), així definides, permet d’integrar els processos esdevinguts i deduir-ne el sistema deposicional a què pertany aquesta seqüència. Aquest nou concepte de fàcies implica un mètode de recerca, bàsic per a la sedimentologia i per a les reconstruccions paleogeogràfiques.

El registre estratigràfic: continuïtat i discontinuïtat

Els principals tipus de discontinuïtats estratigràfiques, segons A.W. Grabau (1913).

Román Montull

El registre estratigràfic resideix en la part litològica i paleontològica de la successió estratigràfica. La imatge del llibre, amb els fulls que són els estrats, a la qual ja ens hem referit, és útil. Però, la primera pregunta que hom es fa és si aquests fulls hi són tots o no. Dit altrament, aquest registre és complet i continu o incomplet i discontinu? Hi ha continuïtat o discontinuïtat estratigràfiques? Ja des dels temps dels fundadors de la geologia, la detecció de les discontinuïtats ha estat un dels maldecaps dels estratígrafs. Hom ha donat també la imatge de la cinta magnetofònica o del vídeo. El suport materialitzat a la cinta és el registre sedimentari: un conjunt de seqüències poden ser oïdes o vistes d’una manera que hom endevina que han estat interrompudes, ja que el ritme musical o l’argument ho descobreixen a l’instant. Allò que no sabrem, però, és el temps escolat en cadascuna de les interrupcions o discontinuïtats. Això és el que s’esdevé manta vegada en els registres estratigràfics. El problema és doble: primer, cal detectar les discontinuïtats i, en segon lloc, cal conèixer la durada de cada llacuna. Com més llarga és una discontinuïtat més fàcil és, en general, de percebre. Les discontinuïtats s’enregistren a la sèrie local; ja hem vist que un dels objectius de l’estratigrafia consisteix a obtenir una sèrie general (o taula dels temps geològics) que cobreixi amb el seu registre tot el temps geològic; aquesta és una tasca de correlació i de síntesi alhora. A continuació veurem una sèrie de criteris proposats per acomplir aquesta tasca.

Els criteris geomètrics

Són els més senzills de detectar; sovint van lligats al desenvolupament tectònic de la conca deposicional. Fou J. Hutton qui per primera vegada (1795) interpretà una discontinuïtat estratigràfica. La discordança angular (que ell anomenà «angular unconformity») era ben patent entre els gresos de l’Old Red (Devonià superior) que descansaven sobre les llicorelles i els gresos plegats, verticals i truncats del Silurià, a Berwick (Escòcia); és una visió molt divulgada pels autors anglesos. Ell interpretà que després del dipòsit del Silurià sobrevingueren uns moviments tectònics que plegaren aquests estrats i després l’erosió els truncà. Més tard, foren recoberts pels gresos de l’Old Red (Devonià superior). Tot el temps d’activitat tectònica i erosiva fou un temps de no-registre, concepte que ha rebut el nom de llacuna estratigràfica. Ara bé, si tornem les capes silurianes a la posició horitzontal inicial, descobrirem que hi manca una part d’aquesta sèrie a causa de l’erosió experimentada després del seu dipòsit (truncació): és l’anomenat buit erosional, però, a la sèrie superior, hi manquen capes que no s’han sedimentat mai a causa del recobriment expansiu (o «onlap»). Aquesta manca de sedimentació és anomenada hiat. Així, la llacuna sedimentària que comprèn, en l’exemple huttonià, una gran part del Devonià és formada per un buit erosional i un hiat. Hi ha discordances on manca un tipus o altre de discontinuïtat.

La disposició de dues sèries estratigràfiques que jeuen paral·leles entre elles rep el nom de concordança, si ambdues sèries han romàs concordants i paral·leles, però si la interfície que les separa és netament erosiva estem en un cas de disconformitat (segons la nomenclatura proposada per Grabau, 1913). Ací hi ha concordança i buit erosional. Hi ha casos en què la interfície no és erosiva, la qual cosa representa un cert temps de no-sedimentació. És un hiat que, de vegades, pot costar molt de detectar. És una paraconformitat, segons el mateix autor americà. Si una sèrie jau damunt una roca no estratificada (un granit, per exemple), el contacte és anomenat no-conformitat.

Relacions geomètriques entre una seqüència deposicional i les unitats limítrofes. Límit superior: 1 Truncament erosiu dels estrats de la seqüència, els quals són recoberts pels estrats de la unitat superior. El contacte és una discordança angular. També pot ésser una disconformitat si totes dues unitats mantenen el paral·lelisme. 2 Bisell superior d’una progradació («toplap»). Els estrats, originalment inclinats, fineixen en forma de tascó i es posen tangencialment sota el límit superior horitzontal que fa de nivell de base, d’equilibri entre sedimentació i no-sedimentació. 3 Concordança superior i 3’ Concordança inferior. Límit inferior: 4 Bisell d’agradació («onlap») o recobriment expansiu, caracteritzat pel fet que els estrats horitzontals es col·loquen progressivament sobre una superfície inclinada cap al centre de la conca i de manera que cada bisell és recobert per un de més avançat vers la vora de la conca. 5 i 6 Bisell inferior de progradació («downlap»). Cada capa d’una sèrie progradant acaba mitjançant un bisell de manera tangencial sobre la superfície que li fa de base. La inclinació de la sèrie progradant és oposada a la d’arribada dels aports i sol tenir el mateix sentit que la del fons de la conca. Les fletxes indiquen la direcció dels corrents tractius.

Distrimapas, original de R.M. Mitchum i col·laboradors, modificat per l’autor

Caldria recordar uns quants termes geòmetrics descriptius. Si una sèrie sedimentària descansa sobre un substrat indeterminat i suaument inclinat de tal manera que l’aresta d’una capa en jeure damunt aquest substrat és recoberta per la capa que se li superposa, i així sucessivament, és un dispositiu anomenat recobriment expansiu o bisell d’agradació («onlap»), que pot correspondre a una transgressió marina. La disposició geomètrica oposada és un recobriment retractiu («offlap») i aleshores correspondria a una regressió marina. En aquests casos, no importa en absolut la fàcies dels sediments; el que és determinant és que el marge de la conca sigui expansiu, en el primer cas, o retractiu, en el segon.

De vegades, el límit superior d’una formació fineix en una truncament i és discordant amb la sèrie que la recobreix (discordança angular). Altres vegades les capes, de tipus sigmoïdal, avancen lateralment i es tasconen asimptòticament al sostre de la formació; és un bisell superior («toplap»). Altrament, el límit inferior d’una formació pot ser de tipus recobriment expansiu («onlap»), ja definit més amunt, en què les capes fineixen sobre el pendent del substrat de manera que aquest recobriment es realitza en el sentit ascendent d’aquest substrat. Contràriament, si les capes són sigmoïdals, en llur límit inferior es col·loquen de manera progradant sobre un substrat, pla, còncau o en el mateix sentit descendent. Aleshores tenim un bisell inferior («downlap»).

Els passos laterals de fàcies dins una mateixa conca solen anar acompanyats de disminucions brusques de potència, per exemple de diversos milers de metres a uns pocs hectòmetres. Quan això es dóna, hom parla de condensació estratigràfica, fenomen, però, sovint associat a una reducció de nivells, cosa que revela les discontinuïtats.

Les discordances progressives constitueixen un tipus d’estructura tectosedimentària a gran escala que cal esmentar: són visibles a les vores de conca sedimentària, als marges continentals mitjançant la prospecció sísmica de reflexió, en alguns solcs sedimentaris amb una activitat tectònica fortament prolongada. La seva gran magnitud exigeix afloraments molt profunds, engorjats amb forts desnivells. El cas més conegut dels Països Catalans és de l’alt Cardener: serres de Busa, de Lord, de Bastets, de la Creu del Codó, que pot servir de localitat tipus. El dispositiu geomètric consisteix en un empilament de tascons de roques terrígenes (conglomerats, gresos, lutites) amb totes les arestes ordenades i orientades en un mateix sentit i pròximes a un «eix de rotació». Així es constitueix un ventall gegantí de capes que s’obre cap al centre de la conca (o d’un solc sinclinal). En realitat, aquests ventalls són constituïts per un «offlap» rotatori, al qual se superposa un «onlap» també rotatori. Entre l’un i l’altre, s’hi pot establir una discordança angular sintectònica que s’esmorteeix ràpidament cap al centre de la conca. El mecanisme de formació d’aquestes discordances és el mateix que el de les discordances ordinàries: retracció-expansió o regressió-transgressió. En el cas de les progressives, tot gira mentre dura la fase tectònica. L’aresta de cada tascó constitueix, de fet, el límit entre erosió i sedimentació. No pot sobtar ningú, doncs, que més enllà del feix de tascons l’erosió pugui ser molt important. Cap a l’interior de la conca el dispositiu de les sèries en contacte és de no-concordança i, alhora, de continuïtat sedimentària (una continuïtat considerada a gran escala): a la vertical d’un mateix punt, hom passa d’unes capes horitzontals (per exemple la Creu del Codó) a unes de verticals i, àdhuc, invertides (a la serra dels Bastets al Solsonès). Aquestes megastructures sedimentàries impliquen que la fase de deformació ha estat molt prolongada i activa durant diverses edats geològiques. Cal dir que en totes les discordances sintectòniques hi ha passos laterals de discordança angular a discordança progressiva, i d’aquesta a concordança.

Podem comentar dos casos de discordança progressiva. A la fotografia superior, discordança entre la serra dels Bastets i la serra de Busa, vista des del Tossal de la Vall-llonga, a la vall del Cardener i al sud de Sant Llorenç de Morunys (Solsonès). La serra dels Bastets, a l’esquerra, és composta de conglomerats que cabussen d’una manera invertida (70-90° N) a la part més baixa de la sèrie; tot passant per la vertical esdevenen menys inclinats fins a atènyer l’horitzontalitat a l’eix del sinclinal de Busa. Aquest fet comporta un tasconament de tot un feix de capes amb les arestes dirigides cap amunt, al nord del cim de Busa (el Cogul, 1526 m), és a dir una discordança progressiva. Sota el cingle del Cogul hi ha desenvolupada una discordança angular que solament penetra cap al sud 200 o 300 m, en passar les capes afectades a concordança. Per a valorar les dimensions d’aquesta geometria cal dir que el tall del Cardener té més de 700 m de fondària i que la potència mesurada des dels conglomerats més antics de la serra de Bastets fins al sinclinal de Busa ultrapassa els 2500 m. L’edat d’aquesta sèrie detrítica va del Priabonià marí del Molí de Sant Llorenç a l’Oligocè mitjà de Busa. A la fotografia inferior, discordança progressiva del flanc oriental del Codó (1509 m) vista des del Tossal de la Vall-llonga, al sud de Sant Llorenç de Morunys (Solsonès). Els conglomerats invertits de la serra dels Bastets, al nord (a la dreta) passen sense cap solució de continuïtat a cabussaments cada cop més febles, fins a assolir el cim del Codó, on són pràcticament horitzontals (al mig i a dalt). Aquesta és la discordança progressiva més bonica que hom pugui observar a les nostres terres. A la dreta s’aprecien dues discordances angulars de penetració molt breu cap al sud. Darrere el Codó hi ha el coll de Jou i el vessant de la Bòfia, unitat al·lòctona pertanyent a la del Pedraforca.

La datació de les discordances se sol fer atenent l’edat de la capa més moderna de la sèrie inferior i la més antiga de la sèrie superior. Per exemple, hom pot dir que una discordança és post-westfaliana i pre-estefaniana (emprant els prefixos pre- i post-) i com més pròxims són els termes estratigràfics limitants més precisa és la datació. En el cas particular de les discordances progressives, hom té present l’edat de la discordança angular sintectònica, o la del tascó d’angle més obert, que coincideixen amb el moment de màxima activitat tectònica.

Els criteris paleontològics

Exemple de detecció i mesura d’un hiat sedimentari fet a les argiles de l’«Oxford clay» d’Anglaterra per R. Brinkmann (1929). El mètode es basa en l’evolució continua i quantitativa dels ammonits del gènere Zugokosmoceras que sovintegen en aquestes argiles. Centímetre a centímetre foren recollits els exemplars en els nivells assenyalats (abscisses) i se’n calculà el «coeficient de lligament» (ordenades); aquest coeficient calcula el nombre mitjà de costelles que convergeixen a cada tubercle, nombre que augmenta amb el temps i l’espai vertical estratigràfic. La línia evolutiva mitjana presenta un esglaó fort als 1093,5 cm (A); si hom separa les dues parts a partir d’aquest nivell (B), esdevé contínua i hom pot avaluar en uns 83 cm la discontinuïtat.

Distrimapas, original de R. Brinkmann 1929

L’estudi paleontològic detallat de les sèries estratigràfiques pot revelar la presència de les discontinuïtats. La manca d’una biozona característica present en altres contrades de la mateixa conca és una prova d’un hiat. Treballant més finament, en certes llacunes observades en el desenvolupament d’una línia evolutiva paleontològica, és a dir, d’una evolució anagenètica contínua de tipus quantitatiu, s’hi poden descobrir certes paraconformitats que passen desapercebudes a l’aflorament. El cas més divulgat és l’estudi de R. Brinkmann fet en els Kosmoceras de l’Oxfordià d’Anglaterra. La presència dels «bone beds» o capes ossíferes de peixos i closques de crustacis, morts en massa i remoguts pels corrents, sovint són interpretats com a indicis de llacunes sedimentàries (o hiats). Altres casos, com ara certs nivells de bioturbació, o de bioturbacions truncades, són indicis que revelen discontinuïtats menors.

Els criteris sedimentològics

N’hi ha una munió encara que, presos aïlladament, sovint no són criteris decisius. Azzaroli i altres (1963-67) en fan una llista. Per exemple, la presència de conglomerats o de bretxes, de nòduls de fosfats, de silexites noduloses, certes acumulacions de glauconita, de chamosita i altres minerals pesants revelen les aigües agitades d’una platja. En d’altres casos, la presència de paleosòls és decisiva. També ho és l’estudi seqüencial dels sediments, sobretot les seqüències negatives detrítiques, o «someritzants» carbonàtiques («shoaling upwards»). Hi ha un altre criteri basat en la presència dels fons endurits («hard grounds», «fonds durcis») dins les sèries marines que indiquen que, sense emersió, pot haver-hi hagut una interrupció deposicional; aquest fet es revela per un enduriment (diagènesi) dels sediments blans, una bretxificació, traces de dissolució, formació de crostes minerals (Fe, Mn), dolomitització, instal·lació d’epifauna perforant o biotorbant, etc. Són criteris que no sempre es presenten alhora, però que revelen aquestes aturades sedimentàries.

Les transgressions i les regressions

Diagrama de les transgressions i regressions segons els factors d’erosió-sedimentació i de la mar ascendent i descendent amb relació al continent. S’hi han representat diversos casos: A Regressió erosiva; hi ha indicades les posicions successives del nivell del mar i de la línia de costa amb l’àrea erosionada. B Regressió mixta d’erosió i sedimentació poc activa. C Regressió deposicional discontínua. D Regressió deposicional, «offlap» progradant en una mar estable. E Regressió deposicional progradant en una mar ascendent. F Transgressió erosiva en una mar lleugerament ascendent (és el cas del cap de Tortosa del delta de l’Ebre). G Transgressió sedimentària discontínua amb moments erosius. H Transgressió associada a una sedimentació activa («onlap» o agradació vertical). I Tipus d’evolució enregistrada en molts deltes actuals: Agradació vertical transgressiva (la transgressió versiliana), cas H, seguida d’una regressió subactual (els darrers 3 o 4 mil anys) amb nivell del mar estable, cas D.

Distrimapas, original de J. R. Curray, amb gràfics de l’autor.

El nivell de les aigües marines ha experimentat oscil·lacions molt fortes en el transcurs de la història terrestre. No fa gaire, uns setze o divuit mil anys, el nivell de la Mediterrània, a les nostres costes era a uns 120 m per sota del nivell actual. Hi ha proves estratigràfiques que la mar de Tetis, al Cretaci superior, envaí i submergí la nostra península fins a atènyer una línia que passava per Burgos, Segòvia, Toledo i Alcázar de San Juan, tot deixant emergida la part situada a ponent. El primer cas esmentat és el d’una regressió i el segon, el d’una transgressió marina. Aquests fets comporten, a més d’un descens i una ascensió del nivell absolut dels oceans, unes translacions de la línia de ribatge molt considerables, associades a canvis de la paleogeografía i de les àrees de sedimentació.

Hom defineix una transgressió com el procés de migració de la línia de costa cap a l’interior del continent o d’allunyament respecte al centre de la conca marina. Una regressió és el cas oposat: la línia de costa s’apropa al centre d’aquesta conca marina. Modernament, hom limita ambdós conceptes a les relacions mar-terra, és a dir, és un concepte paleogeogràfic; per als altres casos, és recomanable d’utilitzar els conceptes geomètrics de recobriment expansiu («onlap») i recobriment retractiu («offlap»). No hi ha cap dubte que la causa més important de les transgressions i les regressions són les anomenades oscil·lacions o moviments eustàtics (denominacions proposades per Suess l’any 1888), positius en apujarse, i negatius en abaixar-se; i tenen caràcter universal perquè els oceans han romàs sempre comunicats. Això suposat, cal tenir presents uns fenòmens més localitzats, com l’esfondrament o l’aixecament d’alguns compartiments continentals: els moviments epirogènics (dels quals parlava Gilbert l’any 1886), orogènics, etc., que es poden sumar o restar vectorialment als eustàtics. Hi ha, a més, els processos de sedimentació i d’erosió, que poden provocar alteracions manifestes i locals de les transgressions i les regressions, amb independència dels moviments eustàtics. Per exemple, a nivell constant de la mar, els deltes actuals prograden i fan avançar la línia de ribatge endinsant-se a la mar. D’acord amb la definició, això és una regressió.

Curray ha proposat (1964) un diagrama per explicar les relacions entre les pujades i les baixades del nivell marí, a velocitats diferents (a les abscisses, a partir d’una línia vertical d’estabilitat) i els processos erosius i sedimentaris (a les ordenades, per damunt i per davall de la línia zero, respectivament). La velocitat de sedimentació augmenta més avall d’aquesta línia. El diagrama roman dividit per la meitat mitjançant una línia obliqua que passa pel punt zero. Separa les àrees de regressió, a l’esquerra, i les de transgressió, a la dreta. L’obliqüitat d’aquesta línia pot sorprendre. Això es demostra en dos casos: si hi ha una mar que baixa lentament, o roman estable, i l’erosió de la riba és molt intensa, es produeix una transgressió. I a la inversa, cas ja esmentat, si en una mar estable, o en ascensió lenta, la sedimentació és molt activa, com s’esdevé en un delta o en una plataforma com la catalano-valentina al Neogen, el cos sedimentari resultant avança mar endins i causa una regressió (és una progradació, un recobriment rectractiu o un «offlap»). Curray divideix el diagrama en vuit parts o àrees, quatre de regressió i quatre de transgressió.

Els ritmes i els cicles estratigràfics

Model de seqüència turbidítica de Bouma. (A) i les modificacions proposades per Piper (B). És dividida en cinc o sis termes: a gresos gradats, massius, de vegades amb clasts imbricats; a la base hi ha calcs d’eina («tool casts») i de corrent («flute casts»); b gresos amb laminació plana paral·lela d’alt règim; c gresos llimosos amb «ripples» de corrent o laminació convoluta i algunes falles que trenquen la laminació (correspon al trànsit a un corrent de baix règim); d gresos fins i llims amb laminació paral·lela plana de baix règim tractiu; e terme pelític que correspon a fangs dipositats per la cua del corrent de terbolesa, de baixa densitat (e₁ laminat, e₂ gradat i e₃ no gradat, segons Piper) i a la part alta hi ha sediments molt fins pelàgics (e’ o f), dipositats per decantació, biotorbats.

Román Montull

Parlar de ritmes i cicles és un tòpic en geologia i toca molts aspectes fonamentals d’aquesta ciència. Hem vist en parlar de l’estratificació que les capes, els termes i també les fàcies s’associen per formar seqüències sedimentàries, separades per un límit més o menys marcat (un junt o un diastema), que sovint es repeteixen asimètricament (abcde, abcd, cde, abcd…) tot formant allò que actulament hom anomena ritmes; quan cada seqüència presenta una certa simetria de termes, com abcdedcba, abcdcba…, són anomenats, en canvi, cicles o ciclotemes. Val a dir, però, que hi ha autors per als quals aquests termes són sinònims. L’anàlisi d’aquests ritmes o cicles se sol realitzar mitjançant diversos mètodes analítics: uns d’estadístics, altres essencialment gràfics. D’acord amb aquestes anàlisis, hom pot deduir l’existència de ritmes (o cicles) d’ordre de magnitud decreixent de primer ordre, segon ordre, etc., que han rebut també altres noms com megaritmes, megaseqüències, megaciclotemes, mesociclotemes, microciclotemes, etc. Una megaseqüència pot ser formada per seqüències d’ordre inferior.

Els mètodes estadístics, propugnats per Duff i altres (1967), estableixen, a partir de mesures i perfils obtinguts en la sèrie real, l’anomenat cicle ideal o modal, que és el més complet; per exemple, la seqüència de Bouma: Tabcde, i el cicle modal (el més freqüent), per exemple, Tcde, també a les turbidites; o els cicles compostos, per exemple, ababcde, etc.

Exemple de sedimentació cíclica aplicada als ciclotemes carbonífers del Pennsilvanià de Kansas (EUA). Hi ha figurats dos cicles complets, que a la dreta són representats mitjançant la corba de fàcies, mètode inspirat en el de Lombard, on s’han canviat els termes litològics pels de fàcies. Cada cicle és ací una biseqüència composta per una seqüència positiva (o granodecreixent), seguida per una de negativa (o granocreixent). Cada ciclotema comença per una progressió terrígena, seguida per una ingressió talassogènica (transgressió) i per una regressió marina. L’empilament estratigràfic de centenes i centenes d’aquests ciclotemes del carbó, en medis sedimentaris de tipus paràlics o deltaics, caracteritzats cadascun per un cicle de transgressió-regressió, va inspirar Suess a definir el concepte de subsidència.

Román Montull, original de P.D. Duff i altres 1967

Els mètodes gràfics de Lombard (1956) usen l’anàlisi seqüencial, un mètode gràfic que oposa la sèrie real (a les ordenades d’un diagrama) a la sèrie virtual (a les abscisses). Aquesta sèrie virtual, segons l’esmentat autor, correspon a una evolució generalitzada dins una fàcies determinada; per exemple, els termes d’una gradació granulomètrica (grava-sorra-llim-argila), amb tots els termes intermedis (sorra grossa, sorra mitjana, sorra fina) a la qual afegeix, si cal, una altra escala, com la del producte de sedimentació de l’aigua marina per dessecació (sèrie d’Usiglio): calcita (aragonita)-guix (anhidrita)-halita-sals potàssiques-sals deliqüescents. Cal dir que, a la sèrie real, poden mancar alguns termes de la sèrie virtual (termes fantasmes) o viceversa, pot ser que faltin a la sèrie virtual i siguin presents a la sèrie real (termes accidentals). Delfaud (1972) recomana d’establir la sèrie virtual dins la conca sedimentària en estudi. La interpretació gràfica es fa dins el diagrama (amb la corba litològica, dreçada per mitjà dels punts corresponents a termes iguals de les sèries real i virtual. Aquesta corba, quan es tracta de ritmes successius, apareix interrompuda a causa del retorn al terme més baix, o més bast, de la sèrie virtual. Quan la successió litològica presenta una corba ascendent cap a la dreta (és a dir, a termes més alts de la sèrie virtual), és anomenada seqüència positiva (per exemple, granodecreixent); quan s’esdevé en sentit contrari, ascendent cap a l’esquerra, és anomenada seqüència negativa (per exemple, granocreixent). Una seqüència positiva seguida d’una negativa és una biseqüència (o ciclotema). Mitjançant aquesta anàlisi, hom pot estudiar les variacions d’energia del medi o les transgressions i regressions, les variacions climàtiques i les fases tectòniques. La biseqüència, si es tracta d’un ambient relacionat amb la mar, és característica del cicle sedimentari de transgressió-regressió, com veurem en parlar del ciclotema del carbó. Aquest mètode és versàtil, ja que hi ha autors que canvien els termes litològics de la sèrie virtual per la successió de fàcies processuals integrades o, a una escala major, per una successió ordenada de fàcies interpretatives, tal com és representat el cicle del carbó de Kansas.

Els ritmes i els cicles estratigràficsEl cicle sedimentari i la llei de Walther

Diagrama per a demostrar les relacions entre els medis sedimentaris actuals i les relacions amb la sèrie estratigràfica. Cada litòtop i biòtop correspon a un terme sedimentari de la columna estratigràfica de la dreta, d’acord amb la llei de Walther. Les isòcrones, no indicades a la figura, tallen de biaix els termes litològics.

Román Montull, original de Shaw 1964.

En un moviment transgressiu, el desplaçament de la línia de ribatge és acompanyat per la translació, en el mateix sentit, de les fàcies o subambients sedimentaris. De la mateixa manera, podem representar la regressió amb els desplaçaments de les fàcies corresponents. Cal remarcar que les superfícies que separen els distints cossos sedimentaris o fàcies són oblics amb relació a les isòcrones. Aquesta disposició obliqua de les litofàcies (o litosomes) duu a la llei de Walther (1893-1894): «dins una seqüència determinada, la successió de fàcies que hom troba lateralment és també present a la successió vertical». Aquesta llei, anomenada també llei de correlació de fàcies, és fonamental en estratigrafía i és emprada en els dos sentits de la definició.

Si després de la transgressió marina (en disposició de recobriment expansiu o bisell d’agradació o «onlap») segueix una regressió (en disposició de recobriment retractiu o «offlap»), tindrem un cicle sedimentari complet. Si damunt d’aquesta biseqüència venia una nova trangressió, s’hi formaria, certament, una disconformitat o discordança angular.

Classificació i origen

Seqüència sedimentària dipositada durant un cicle de transgressió-regressió. En línies roges (1, 2, 3, 4…) són indicades les isòcrones successives. P1, P2, P3, P4 i P5 indiquen les línies de platja i SF i SF’, les superfícies dels passos laterals de fàcies. D’acord amb la llei de Walther, l’evolució vertical de fàcies, entre la base de la sèrie i la isòcrona 2, és la mateixa que es pot observar lateralment sobre la mateixa isòcrona, d’esquerra a dreta.

Román Montull.

El cicle sedimentari acabat d’esmentar és un dels ciclotemes més grans dins l’escala estratigràfica (un megaciclotema) i ha servit per a establir moltes unitats cronostratigràfiques, en llurs estratotips —de tipus estatge, sèrie i, fins i tot, sistema— o unitats al·lostratigràfiques. Els límits són formats per discontinuïtats, particularment a les vores de la conca. Hom pretén que aquestes unitats siguin vàlides a escala mundial i segueixen la corba dels moviments eustàtics del Fanerozoic de Vail.

Els ciclotemes dels carbons paràlics són cicles sedimentaris a una escala menor. Presenten verticalment una sèrie de termes facials que corresponen als termes de «progressió terrígena» seguida d’una «ingressió talassogènica» (la transgressió) tot formant una seqüència positiva, seguida per la regressió o seqüència negativa. En el contacte entre els dipòsits terrígens i el primer terme marí hi sol haver l’«underclay» i el carbó paràlic. El ciclotema que s’hi superposa sol tenir una sola erosiva, amb una disconformitat molt palesa. Aquests ciclotemes s’empilen en una mateixa zona i formen sèries molt potents. Per exemple, a la conca hullera franco-belga hi ha una sèrie d’edat carbonífera que fa uns 5000 m de gruixària, amb unes 560 capes de carbó, 90 de les quals són explotables. A la conca del Sarre-Lorena, dins una sèrie de 3 a 4 km, hi ha 200 capes de carbó, la qual cosa representa una durada de vint a trenta milions d’anys i una velocitat mitjana de sedimentació de l’ordre de 0,2 a 0,1 mm/any. Evidentment, aquests cúmuls tan formidables de petits ciclotemes de transgressió-regressió, amb ambients deposicionals tan pròxims a la línia de ribatge, no serien possibles si no hi hagués hagut una subsidència del substrat, pràcticament igual a la velocitat de sedimentació. Justament, cal recordar que el concepte de subsidència nasqué en fer aquest raonament sobre els ciclotemes del carbó.

Ritmes climàtics

Les variacions climàtiques controlen una sèrie de processos relacionats amb les seqüències sedimentàries. A l’escala estacional, podem esmentar els ritmes anuals, de petita escala, com les varves glacials, d’ordre mil·limètric, amb dos termes: sorra fina clara, a l’estiu, i pelita fosca organògena, a l’hivern, per exemple. A les conques evaporítiques, com a Cardona, hi ha ritmes d’argila i halita de pocs mil·límetres que es repeteixen innombrables vegades.

A l’escala global terrestre, les glaciacions quaternàries provocaren la translació latitudinal de les zones bioclimàtiques i uns moviments eustàtics molt evidents. Els cicles sedimentaris quaternaris, especialment els marins, palesen aquestes fluctuacions. En aquests temps recents i en d’altres de més antics, les àrees font d’alimentació dels sediments marins són lligades a la pedogènesi i a l’evolució geoquímica de les àrees emergides. Erhart va proposar (1956) la teoria de la biorexistàsia, basada en l’aparició i la desaparició successives de la selva en un medi tropical. Quan l’àrea és coberta per la vegetació, hi ha laterització, amb una fase migratòria soluble (Ca, Mg, K, Na, SiO₂), que és duta cap a la mar i sedimentada; els minerals residuals resten al continent; la selva fa la funció de filtre. És la fase de biostàsia. En desaparèixer la selva, la denudació s’enduu cap a la mar els materials residuals de la pedogènesi anterior i forma l’altre terme de la seqüència marina més detrítica. És la fase de rexistàsia.

Ritmes tectosedimentaris

Són seqüències influïdes directament per les pulsacions tectòniques, les fases de plegament i les orogènesis a les conques d’avantpaís («foreland basins»). Solen ser de gran escala i de molta durada, amb grans aportacions de terrígens derivades dels orògens i blocs mòbils que formen les sèries (tectofàcies) qualificades de «flysch» i molassa, amb megaseqüències, que sovint són negatives, compostes de seqüències turbidítiques i al·luvials, respectivament.

Les grans orogènies han servit per a l’establiment de les grans divisions estratigràfiques del Fanerozoic i, molt particularment, del Precambrià, segons Salop (1983), en diverses eres. L’esmentat autor considera que aquestes discontinuïtats són sincròniques arreu del món, cosa que encara cal demostrar.

Ritmes causats per processos sedimentaris diversos

Distribució vertical dels medis sedimentaris marins (a dalt) afectats pels «esdeveniments» bruscs, les temoestites (en color groc) i les turbidites (en color verd) i per la formació de sediments cíclics o periodites (en color rosa). En el primer cas hi ha els «esdeveniments» produïts per les tempestes acompanyades pel descens de la cimatopausa (nivell basal d’acció de les onades) i la remoció dels sediments del fons marí amb la formació de les tempestites. En el segon cas hi ha els sediments abandonats pels corrents de terbolesa amb la formació de turbidites al ventall submarí profund del peu del talús. En el tercer cas, la sedimentació cíclica de les periodites té lloc a les àrees no dominades pels fenòmens anteriors i, d’una manera particular, dins la franja d’oscil·lació del nivell de compensació de carbonats (CCD). A baix, quatre gràfics de variables per a periodites, turbidites i tempestites en funció del temps: A canvis en la composició dels sediments primaris (carbonats-pelites; sediments fins-grollers; sediments al·lòctons-pelàgics); B velocitat de sedimentació-erosió; C activitat biotorbadora dels organismes, en sentit ascendent o descendent; i D corbes d’acreció vertical en funció del temps, de la composició i de la biotorbació.

Román Montull, original de G. Einsele i A. Seilacher.

Les turbidites són ritmes greso-pelítics, d’ordre decimètric a mètric. La seqüència de Bouma, Ta-e, té cinc termes que, de mur a sostre, són els següents: a: terme basal gresós amb estratificació graduada («graded bedding») i petites erosions basals («sole markings»); b: nivell de gresos amb laminació paral·lela d’alt règim; c: gresos amb «ripple marks»; d: gresos amb laminació paral·lela de baix règim; e₁: nivell pelític inferior; e₂: nivell pelític superior d’origen pelàgic o hemipelàgic. Aquesta seqüència (llevat el terme e₂) és dipositada pel pas d’un corrent de turbiditat, cosa que es pot produir a qualsevol fondària i en un temps relativament molt breu.

Aquests dipòsits turbidítics, però, sovintegen més als glacis continentals marins (o lacustres) i formen els cons o ventalls submarins pregons, amb seqüències incompletes Tb-e, Tc-e, etc. El caràcter de les turbidites és la brevetat i la brusquedat amb què es produeix el dipòsit i el lapse considerable que se sol escolar abans de dipositar-se la seqüència següent (solament s’hi diposita el terme e₂ per decantació, i és d’origen pelàgic), que ho fa a una taxa extraordinàriament lenta. L’alternança és ben clara: dipòsits terrígens laterals alternen amb sediments molt fins verticals.

Les tempestites, com el seu nom indica, són seqüències causades, en una plataforma marina, per l’arrencada i l’aixecada sobtades dels sediments del fons per les ones de tempesta, la influència de les quals afecta la superfície sedimentària de la plataforma. En caure de nou les partícules, es produeix un triatge: les sorres són sedimentades en primer lloc i adquireixen estructures sedimentàries molt típiques (bretxes, «hummocky cross-stratification», etc.) separades per un terme pelític generalment bioturbat. Les soles dels termes sorrencs solen ser lleugerament erosionals. Així, les tempestites es formen en àrees de la plataforma marina compreses entre la cimatopausa (del grec kymatos, onada; «wave base», nivell de base de les onades) de tempesta i la de bon temps. La profunditat aproximada és de λ/2, en què λ és l’amplitud de cresta a cresta de dues ones consecutives. Els ritmes aperiòdics de les tempestites representen el temps de retorn dels grans huracans i llur aspecte depèn del fet que la velocitat de sedimentació sigui inferior o superior a la subsidència.

Les inundites (terme poc emprat) comprenen dipòsits al·luvials discontinus que es formen als cons al·luvials i als llits o planes fluvials, a causa d’inundacions molt importants, que tenen un període de retorn força gran (per exemple, el del Segre, aquests darrers dos segles, és de 39 anys). Solen donar seqüències positives, o granodecreixents, que hom troba acumulades a les litofàcies molàssiques en sèries de gran potència. Llurs bases són fortament erosives i poden obliterar ritmes sencers precedents. Aquestes seqüències sovint s’associen i formen megaseqüències negatives, com ocorre a les vores de la conca terciària de Catalunya.

Relació entre la sedimentació de carbonats esquelètics i la profunditat marina. A les ordenades són indicades les profunditats en quilòmetres de l’oceà Pacífic. El subministrament dels esquelets carbonàtics de foraminífers i coccòlits procedeix del plàncton superficial, el qual és dissolt a poc a poc a mesura que es decanta cap al fons. A partir de la lisoclina, però, aquesta dissolució augmenta fortament, fins que s’ateny un nivell en què el subministrament és compensat per la velocitat de dissolució; és l’anomenada profunditat de compensació de carbonats (CCD). Per dessota aquest nivell la sedimentació d’aquests carbonats cessa.

Distrimapas, original de H. G. Reading, modificat per l’autor.

Les periodites són dipòsits de cicle continu (periòdics), sedimentats en els fons marins no afectats ni per les tempestites ni per les turbidites, en règim pelàgic o hemipelàgic i per sota la cimatopausa de tempesta. Solen ser formades per una alternança repetida de dos termes amb un pas gradual de l’un a l’altre. Les periodites més estudiades i que sovintegen més són les de ritme calcària-pelita. No presenten mai cap mena de discontinuïtat ni erosió a la sola. Sembla que aquesta alternança de calcària i pelita és causada per les oscil·lacions verticals de dos nivells: la lisoclina o profunditat per sota de la qual la taxa de dissolució del carbonat càlcic aportat per les partícules calcàries planctòniques és més important que el subministrament de partícules; i el nivell de compensació de carbonats o CCD («carbonate compensation depth») en què s’arriba a la dissolució total. D’aquesta manera, per sota del CCD domina el dipòsit de lutites residuals anòxiques, per damunt de les calcàries planctòniques. L’amplitud vertical d’aquesta oscil·lació i la seva freqüència regulen l’extensió dels ritmes i llur gruixària. Els estudis fets fins ara revelen que els ritmes tenen de vint a cinquanta mil anys i poden ser causats en circumstàncies diverses: oscil·lacions eustàtiques i canvis climàtics d’origen astronòmic (precessió dels equinoccis, obliqüitat i excentricitat de l’eclíptica). Perquè es realitzin aquests ritmes, és necessària una velocitat de sedimentació superior als 2-3 cm/ 1000 anys. En règim lacustre, aquestes periodites també són possibles, encara que llur origen pugui ser atribuït a altres causes.

Els ambients i els models sedimentaris

Els tres models de delta de Fisher. A dalt, dos models de deltes «constructius»: a l’esquerra, el delta lobulat de Lafourche (Louisiana, EUA) i, a la dreta, el delta en forma de «pota d’ocell» de creixement molt ràpid del Mississipí (EUA). A sota, a l’esquerra, un delta «destructiu», dominat pels corrents de marea, del golf de Papua (Nova Guinea), caracteritzat per les barres de marea paral·leles al flux i per les planes mareals a recés del front deltaic. De fet, els grans troncs fluvials són estuaris. A la dreta hi ha el model de delta destructiu dominat per l’onatge, com és el cas del delta del Roine (França). Hi són característics els cordons de sorra, paral·lels a la costa i les fletxes que tendeixen a tancar badies marines. Els deltes catalans de l’Ebre, del Llobregat, de la Tordera són d’aquest tipus.

Román Montull, original de Fisher

Cal convenir que, per a l’estratígraf modern, la superfície de la Terra, qualsevol lloc on hi hagi sedimentació, és el seu laboratori d’observació i experimentació. Usant el vell raonament huttonià segons el qual «el present és la clau del passat», el sedimentòleg pot explicar, mitjançant el principi d’analogia, que els processos actuals i les roques que es formen han estat similars, o iguals, als processos que s’esdevingueren en el passat i a les roques que s’hi generaren. I aquest raonament és l’únic que podem aplicar en fer les reconstruccions paleogeogràfiques i prehistòriques de la nostra Terra. Per això molts geòlegs s’han lliurat a l’estudi de la sedimentologia.

Aquest estudi sedimentològic ha estat la base de la proposta dels anomenats models sedimentaris, imprescindibles per a la interpretació de les sèries estratigràfiques del passat, que definirem a continuació i dels quals explicarem l’ús. Abans, però, cal recordar que la superfície de la Terra pot ser dividida en els anomenats ambients o medis sedimentaris, que corresponen a un nombre finit d’unitats geomorfològiques, com els deltes, els deserts sorrencs o les planes abissals. Segons alguns autors, un medi sedimentan és «una part de la superfície terrestre diferent de les àrees circumdants, des del punt de vista físic, químic i biològic»; d’acord amb aquesta definició, les unitats esmentades tenen, cadascuna, un conjunt de paràmetres molt diversos que les diferencien les unes de les altres. Com a paràmetres físics, hi ha els corrents fluvials i marítims, la velocitat i la direcció del vent, l’energia de l’onatge, els paràmetres climàtics —com la pluja, la innivació, la temperatura, l’evaporació, etc.—, o del medi subaquàtic, —com la transparència de l’aigua, la temperatura, la il·luminació, etc.—. Com a paràmetres químics, hi ha la composició de l’aigua, la salinitat, el pH, l’oxigenació, el CCD, la lisoclina, la geoquímica dels sòls i de les roques, etc. Entre els paràmetres biològics, hi ha la flora i els sòls, la fauna, com a creadors de roques carbonoses i carbonàtiques, els bioherms, les lumaquel·les, etc. Ultra això, els ambients sedimentaris són modificats pels canvis quantitatius dels paràmetres que els dominen, de manera que el medi sedimentan pot tendir cap a un equilibri que no és mai atès del tot, perquè les circumstàncies terrestres evolucionen sovint d’una manera irreversible. Hi pot haver un predomini de la sedimentació sobre l’erosió, o viceversa. Dels ambients on predomina la sedimentació romanen sèries potents i bastant contínues; d’aquells als quals predomina l’erosió, en canvi, ben poca cosa en resta: unes til·lites, els sòls residuals, un «hard ground». És evident que entre aquests dos extrems hi ha tots els termes de transició.

En voler procedir a la classificació dels medis sedimentaris, caldria repetir tot allò que ja s’ha dit sobre la classificació de les fàcies interpretatives ambientals, perquè conceptualment se superposen i, a més, cal admetre la mateixa jerarquització que proposava Nalivkin. Hom pot atendre, en primer, lloc, si l’ambient és marí o continental, tenint en compte que el límit entre l’un i l’altre és la línia de ribatge. Aquest límit, però, queda molt mal definit pel fet que la zona d’influència marina sobre la línia pretesa té en el temps unes fluctuacions molt importants provocades per les marees, les marees vives, les seixes o les inundacions causades pels corrents d’impulsió de vents de tempesta. Per aquesta raó, hom sol establir un anomenat ambient de transició a les àrees batudes per aquestes fluctuacions, d’una importància insospitada, en els registres estratigràfics. Al seu torn, aquests complexos ambientals (marins, de transició i continentals) se subdivideixen en famílies d’ambients i cadascuna d’aquestes en grups o subambients.

Cada ambient correspon a un litòtop. En créixer verticalment o lateralment, aquest litòtop esdevé una litofàcies o un seguit de litofàcies ordenades d’acord amb la llei de Walther. La interpretació de les seqüències de fàcies integrades permet reconèixer els paleoambients i arribar a conclusions i resultats paleogeogràfics, paleoclimàtics i paleoecològics, objectius prioritaris de l’estratigrafia.

Cal fer aquest reconeixement mitjançant l’ús dels models sedimentaris, és a dir, segons uns esquemes deduïts (gairebé sempre) de l’observació de la natura actual que apliquem, com a criteri actualístic, a la interpretació del passat, és a dir, de la successió estratigràfica. Un model sedimentan, segons Walker, és un compendi, o resum general, d’un medi sedimentan específic descrit en termes que el fan útil, si més no, en quatre aspectes diferents. Primer, com a norma d’interpretació dels medis antics, tot aplicant l’uniformitarisme; és a dir, confrontant cada exemple per analogia i contrast. Cal precisar que la norma no ha de significar mai un «dogma». Després com a marc i guia per a les observacions futures, per tal d’anar-se perfeccionant i, si calgués, desdoblar-se en dos o més models. També com a predictor de noves situacions, en els casos que solament una part del sistema deposicional roman accessible a l’observació. La il·lustració de cada model sedimentari consta de dues parts. La primera inclou la descripció dels ambients actuals i llurs subdivisions: geomorfologia, tipus sedimentaris, processos i mecanismes actius, i l’esquematització i els casos concrets; a això cal afegir els processos diagenètics. A la segona, la columna estratigràfica o seqüència vertical de fàcies resumeix i esquematitza, d’acord amb la llei de Walther, el motiu bàsic de la sedimentació o tema deposicional.

La proposta d’un model sedimentari no és una cosa gens simple. La seva formació és la síntesi feta a partir de nombrosos exemples concrets i actuals i representa una gran feina analítica i estadística. Cal no confondre «model» i «exemple». Tota la informació procedent dels exemples és processada o «destil·lada», com diu Walker, fins a assolir un resultat tant per al model cartogràfic com per a la seqüència estratigràfica corresponent. Podem recordar, com a il·lustració, la proposició de sis models de deltes diferents que feren Coleman i Wright. Escolliren, de tot el món, 34 exemples de deltes ben estudiats i en tabularen els principals paràmetres sedimentològics. Amb aquest ventall de variables, i mitjançant l’anàlisi multivariant, sorgiren els sis models que reben els noms dels deltes paradigmàtics: Mississipí, Klang, Ord, São Francisco, Senegal i Burdekin. Hi ha autors, però, que només reconeixen tres tipus de deltes: els que són dominats pels dipòsits fluvials o deltes constructius, com el Mississipí, el Po i el Danubi; els que són destructius i dominats per les onades, com el Senegal, el São Francisco i, en certa manera, el Roine i l’Ebre; i els deltes també destructius, però dominats per les marees que, de fet, són deltes estuaris com el Ganges-Brahmaputra, el golf de Papua i, també, el Mekong i el Copper.

Proposta de classificació dels ambients sedimentaris segons els models de fàcies

Ambients sedimentaris

CONTINENTALS	GLACIALS	"tills"
		dipòsits lacustres
		"sandurs"
		"eskers"
	LACUSTRES I PALUSTRES	llacs desèrtics, llacs efímers
		llacs exorreics
		pantans, aiguamolls
	EÒLICS I DESÈRTICS	dunes
		"loess"
		hamades
		"serirs"
		uadis
		"sebkhas"
	AL·LUVIALS I FLUVIALS	cons de tartera
		ventalls al·luvials
		rius meandriformes
		rius trenats
		rius de baixa sinuositat
		planes al·luvials
DE TRANSICIÓ	DELTES	deltes constructius, dominats pels aports
		deltes destructius, dominats per l’onatge
		deltes destructius, dominats per les marees
	COSTES TERRÍGENES I CARBONÀTIQUES	platges
		illes barrera
		llacunes, aiguamolls, albuferes
		planes mareals
		estuaris
MARINS	DE PLATAFORMA, DE MAR POC PREGONA	NERÍTICS	fàcies siliciclàstiques
		CARBONÀTICS	esculls, bioherms
	DE MAR PROFUNDA	medi turbidític: ventalls submarins pregons, de talussos, de canyons
		medi pelàgic
	DE CONQUES RESTRINGIDES I/O HIPERSALINES	medi euxínic
		medi de dipòsits salins per concentració