El miocè de la muntanya de Montjuïc : estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi

Treball de recerca. Doctorat en Geologia. Facultat de Ciències. Unitat de Geologia Universitat Autònoma de Barcelona EL MIOCÈ DE LA MUNTANYA DE MONTJUÏC: ESTRATIGRAFIA, SEDIMENTOLOGIA, PETROLOGIA I DIAGÈNESI Autor: David Parcerisa Duocastella Director: David Gómez Gras 20 de Setembre de 1999 Al meu pare UNIVERSITAT AUTÒNOMA DE BARCELONA DEPARTAMENT DE GEOLOGIA UNITAT DE PETROLOGIA I GEOQUÍMICA David Gómez Gras, professor del Departament de Geologia de la Universitat Autònoma de Barcelona, Certifica: Que David Parcerisa i Duocastella ha realitzat sota la seva direcció el treball: “El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi”, que constitueix el tema del seu Treball de Recerca. Bellaterra, a 13 de Setembre de 1999 Signat: David Gómez Gras I AGRAÏMENTS El dia 30 de Setembre de 1996 vaig decidir trucar a la porta del despatx d’en David Gómez Gras, professor de Petrologia Sedimentària de la Universitat Autònoma de Barcelona. No sabia gaire bé què pretenia amb aquell gest, però suposo que volia donar continuïtat a aquella passió per la Geologia que vaig començar a sentir quan estudiava BUP i COU. El fet és que en David m’acollí amb una confiança digna d’afalac. Des d’aquell moment fins al dia d’avui, a en David li dec el guiatge pel camí de la recerca científica. Evidentment, la realització d’aquest treball de recerca no hauria estat possible sense la seva empenta i sense el seu valuós treball i pacient dedicació al camp i al laboratori. També estic francament agraït a en Francesc Calvet, catedràtic de la UB. A ell, com a Investigador Principal del Projecte d’Investigació, li dec la meva beca. A més, li he de reconèixer el seu ajut en la realització d’aquest treball de recerca i la seva bona predisposició (que alguns cops he cregut il·limitada) a discutir i comentar els diferents aspectes del meu treball. En Médard Thiry, de l’École Nationale des Mines de Paris, no dubtà en acollir-me dins el seu grup de treball i en guiar-me dins el misteriós món de les silicificacions. Les hores que em dedicà mentre vaig ser a Fontainebleau foren magnífiques, cada frase era una lliçó, que procuraré no oblidar. Molta altra gent m’ha ajudat a madurar les idees que em ballaven pel cap durant la realització d’aquest treball. L’ajut de la Cristina Ferrer i de l’Sting ha estat inestimable; els cafès i les converses compartides han fet el pas del temps més agraït. La Judit Nadal m’ha ofert la seva amistat i consell cada vegada que he anat a la UB i ha estat també la primera correctora d’aquest document. La Mercè Corbella ha donat el seu punt de vista crític (però constructiu), sobretot pel que fa als aspectes de modelització. L’Eudald Maestro m’ha ajudat en la comprensió de l’estratigrafia seqüencial de Montjuïc. En Toni Teixell a estat sempre a punt per discutir qüestions tectòniques i per donar un cop de mà en qualsevol cosa. En Joan Farran m’ha aconsellat respecte als dubtes lingüístics i amb en Jose Felipe Noguera (i tota la resta) hem compartit un llarg estiu a la UAB. II El Dr. Ramon Vaquer, cap del departament de Geoquímica, Petrologia i Prospecció Geològica de la UB, va tenir la deferència d’acompanyar-nos a conèixer la litologia del massís de Collserola, cosa que ha facilitat l’estudi de procedència dels gresos de Montjuïc. La Dra. Gúmer Galán ha estat sempre disposada a donar un cop de mà en els dubtes geoquímics. El Dr. Civís de la Universitat de Salamanca ha realitzat l’estudi de foraminífers i, a França, les discusions amb Régine Simon-Coinçon i l’ajut de Jean-Michel Schmitt en la modelització geoquímica han estat impagables. També he d’agrair l’ajut de tots els tècnics, especialment de Jordi Acosta (tristament desaparegut), Jaume Ques i Teresa Puig de la UAB. A França, la tasca realitzada per Nicole Forette, Marie-Claude Forette i André Raulo en la preparació i anàlisi de les mostres de Montjuïc ha estat valuosíssima. També he d’agrair el seu ajut als tècnics dels Serveis Cientifico Tècnics de la UB i als tècnics del dpt. de GPPG de la UB. Molta altra gent ha estat al meu costat durant tot aquest temps i he de donar les gràcies a tots ells pel seu consell i recolzament. La Mari, el Manolo, el Fidel, el Joan Carles, el David, l’Anna, la Sabine, el Guillaume, el Lluís, la Laure, el Jan... i molts altres. Dec especial agraïment a Manolo López, que s’oferí a fer el mostreig de la paret de Riviere, on feia falta la mà experta d’un escalador professional, i a Rafa Martín, que vingué a fer fotos i va publicar un article sobre Montjuïc (les dues primeres fotos de la làmina II són seves). Finalment, he de reconèixer el suport constant de la meva família, des del dia que vaig començar a fer aquella carrera on s’estudiaven les pedres i que no tenia gaires sortides laborals. El suport, l’estima i la paciència incondicionals de la Judith han estat el meu motor. Aquest treball ha estat finançat per CAYCIT PB94-0868, CAYCIT PB97-0883 i "Comissionat per Universitats i Recerca de la Generalitat de Catalunya" 1996-SGR-00086. III ÍNDEX 1. INTRODUCCIÓ..............................................................................................................................................1 2. SITUACIÓ GEOGRÀFICA I GEOLÒGICA...............................................................................................3 2.1. SITUACIÓ GEOGRÀFICA....................................................................................................................................3 2.2. SITUACIÓ GEOLÒGICA......................................................................................................................................3 El semigraben de Barcelona.............................................................................................................................6 Els horsts de Collserola-Montnegre i del Garraf.............................................................................................7 La zona d’enllaç entre el massís de Collserola i el semigraben de Barcelona ................................................7 3. OBJECTIUS ..................................................................................................................................................10 4. METODOLOGIA .........................................................................................................................................12 5. ESTRATIGRAFIA I SEDIMENTOLOGIA...............................................................................................17 5.1. INTRODUCCIÓ................................................................................................................................................17 Secció de Riviere ............................................................................................................................................18 Secció del Morrot ...........................................................................................................................................18 Secció del Jardí de Cactus..............................................................................................................................18 5.2. LITOSTRATIGRAFIA I SEDIMENTOLOGIA..........................................................................................................22 Unitat de gresos i conglomerats del Morrot...................................................................................................22 Unitat de margues i llims del Far...................................................................................................................26 Unitat de lutites, gresos i conglomerats del Castell.......................................................................................26 Unitat de margues de Miramar ......................................................................................................................27 Unitat de lutites, gresos i conglomerats del Mirador.....................................................................................27 5.3. CRONOSTRATIGRAFIA....................................................................................................................................28 5.4. ESTRATIGRAFIA SEQÜENCIAL ........................................................................................................................29 Seqüència 1.....................................................................................................................................................29 Seqüència 2.....................................................................................................................................................29 Seqüència 3.....................................................................................................................................................30 6. PETROLOGIA..............................................................................................................................................31 6.1. INTRODUCCIÓ................................................................................................................................................31 6.2. COMPOSICIÓ DETRÍTICA.................................................................................................................................31 6.3. MINERALOGIA DIAGENÈTICA .........................................................................................................................36 Quars - SiO2...................................................................................................................................................37 Feldspat potàssic - K(Al Si3)O8......................................................................................................................37 Calcita - CaCO3..............................................................................................................................................38 Òxids de ferro i titani - Fe2O3 i TiO2..............................................................................................................38 Alunita - KAl3(SO4)2(OH)6..............................................................................................................................38 IV 6.4. MINERALOGIA EN FRACTURES .......................................................................................................................39 Franja de microquars i baritina.....................................................................................................................39 Franja de cristalls de baritina i òxids de ferro...............................................................................................39 Franja d’òpal, microquars i calcedònia.........................................................................................................39 6.5. CARACTERITZACIÓ PETROLÒGICA I COMPOSICIONAL DE LES DIFERENTS UNITATS..........................................40 Unitat del Morrot ...........................................................................................................................................41 Unitat del Far.................................................................................................................................................42 Unitat del Castell............................................................................................................................................42 Unitat del Mirador .........................................................................................................................................43 7. PROCEDÈNCIA DELS COMPONENTS DETRÍTICS............................................................................45 7.1. INTRODUCCIÓ................................................................................................................................................45 7.2. LITOLOGIA ORIGINAL DELS COMPONENTS DETRÍTICS .....................................................................................45 7.3. ANÀLISI MODAL DELS COMPONENTS DETRÍTICS.............................................................................................48 Diagrama composicional QFM (Folk, 1965).................................................................................................48 Diagrama composicional QFFR (Pettijohn et al., 1973)...............................................................................50 Diagrama composicional QmFLt (Dickinson et al., 1983) ............................................................................51 Diagrama composicional QtFL (Dickinson et al., 1983)...............................................................................52 Diagrama composicional QtKP (Dickinson et al., 1983)...............................................................................53 7.4. INTERPRETACIÓ DE LES DADES......................................................................................................................54 8. PROCESSOS DIAGENÈTICS.....................................................................................................................57 8.1. INTRODUCCIÓ................................................................................................................................................57 8.2. ENTERRAMENT I COMPACTACIÓ DELS GRESOS DE MONTJUÏC ........................................................................58 8.3. AUTIGÈNESI EN ELS GRESOS DE MONTJUÏC....................................................................................................59 Microfàcies no silicificades (MnS).................................................................................................................61 Microfàcies silicificades (MS)........................................................................................................................62 Relació entre les microfàcies i les varietats constructives de la pedra de Montjuïc ......................................66 8.4. SUCCESSIONS DIAGENÈTIQUES ......................................................................................................................67 8.5. FONT DELS IONS AUTIGÈNICS.........................................................................................................................69 9. MODEL GEOQUÍMIC DE LA SILICIFICACIÓ.....................................................................................71 9.1. INTRODUCCIÓ................................................................................................................................................71 9.2. MECANISMES GEOQUÍMICS............................................................................................................................71 Geoquímica de la sílice. .................................................................................................................................72 Geoquímica del feldspat potàssic...................................................................................................................74 Geoquímica dels òxids de ferro......................................................................................................................75 Geoquímica de l’alunita.................................................................................................................................76 Geoquímica de la baritina..............................................................................................................................77 9.3. MODEL GEOQUÍMIC CONCEPTUAL..................................................................................................................77 V Quimisme de la silicificació............................................................................................................................78 Mecanisme d’acidificació del medi ................................................................................................................79 Precipitació de minerals del grup de la sílice................................................................................................79 Precipitació a les fractures.............................................................................................................................80 Hidrologia de la silicificació..........................................................................................................................81 9.4. MODELITZACIÓ TERMODINÀMICA QUANTITATIVA .........................................................................................81 Composició de la roca inicial.........................................................................................................................82 Composició de la solució percolant ...............................................................................................................82 Resultats de la modelització ...........................................................................................................................82 10. CONCLUSIONS..........................................................................................................................................87 11. BIBLIOGRAFIA.........................................................................................................................................91 ANNEX I. SECCIONS ESTRATIGRÀFIQUES..........................................................................................100 ANNEX II. FOTOGRAFIES..........................................................................................................................106 LÀMINA I.........................................................................................................................................................107 LÀMINA II .......................................................................................................................................................109 LÀMINA III ......................................................................................................................................................111 LÀMINA IV......................................................................................................................................................113 LÀMINA V .......................................................................................................................................................115 LÀMINA VI......................................................................................................................................................117 LÀMINA VII.....................................................................................................................................................119 LÀMINA VIII ...................................................................................................................................................121 1 1. INTRODUCCIÓ La ciutat de Barcelona va néixer apadrinada per dos turons, el Mont Taber i el Mont Jovis. La primera n´ha estat el bressol sobre el qual va créixer; la segona, anomenada actualment Montjuïc, ha subministrat una part important de la matèria prima amb la que, des de l’època dels romans, s’ha anat construint la ciutat. Efectivament, molts dels edificis de la Barcelona del passat són fets amb la “pedra de Montjuïc”, una pedra compacta i resistent de coloracions blanques, vinoses o violàcies. Si hom vol esbrinar-ho només cal passejar per la ciutat, on nombrosos edificis (Catedral, Palau de la Virreina, Parlament...) duen l’empremta característica d’aquesta muntanya. Actualment, tot i la intensa urbanització que ha experimentat Montjuïc durant aquest segle, encara és possible observar les cicatrius deixades per l’explotació de les antigues pedreres, formant murs semicirculars de roca natural al voltant de tota la muntanya (La Foixarda, Teatre Grec...). Montjuïc és jove, si més no, des del punt de vista geològic, ja que la fauna trobada a les roques que formen la muntanya és d’edat miocena (5.3-23.8 Ma). Des del segle passat s’han dut a terme diferents estudis geològics a la muntanya, la majoria d’ells amb la inquietud de desxifrar-ne l’estratigrafia i el contingut faunístic i vegetal (La Mármora, 1834; Carez, 1881; Maureta i Thos, 1881; Almera, 1880 i 1898; Faura y Sans, 1908 i 1917; San Miguel de la Cámara, 1912 i 1928). Per fer un seguiment exhaustiu de la bibliografia geològica de Montjuïc es pot consultar l’article de Vía i Padreny (1972) el qual enumera i resumeix tots els textos que fan referència a la geologia de Montjuïc des del 1600 fins al 1972. Pel seu contingut, destaca el treball de Villalta i Rosell (1965), el qual estableix l’estratigrafia general de la muntanya que ha servit de base per al present treball. Per altra banda, els treballs de Faura i Sans (1917) i San Miguel i Masriera (1970), són els únics de caire petrològic realitzats a la muntanya i els de Colom i Bauza (1945) i Magné (1978), són els que exposen un inventari dels diferents foraminífers trobats a Montjuïc; segons aquest El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 8 036 km Quaternari Pliocè Juràssic i Cretaci Miocè Triàsic Falles principals Rius actuals Àrea font durant el Miocè Paleozoic indiferenciat Granitoides Dics de pòrfir Roques volcàniques de l'Ordovicià Quarsites del Silurià MAR MEDITERRÀNIA Falla del Tibidabo Vall d'Hebron MONTJUÏC Catedral de Barcelona Massís del Garraf Falla dels Turons Falla del Morrot Sarrià Massís de Collserola Massís del Montnegre Els Turons R. Besós R. Llobregat fig. 3. Mapa geològic dels massissos del Garraf, de Collserola i del Pla de Barcelona. Des del massís de Collserola fins a la mar Mediterrània es poden trobar les següents unitats: 1) Depressions de Sarrià i Vall d’Hebron (Llopis, 1942b), situades al peu del massís de Collserola i controlades per la falla del Tibidabo. Aquestes dues depressions estan separades pel bloc basculat dels Turons i són reblertes per materials quaternaris; 2) Bloc basculat dels Turons (Monteroles, Putxet, Vallcarca, Carmel), format essencialment per roques metamòrfiques fil·lítiques de l’Ordovicià i el Silurià i per roques carbonàtiques siluro-devonianes; 3) Depressió de Barcelona, amb més de 300 m d’espessor, controlada per la falla dels Turons al NW i per la falla de Barcelona al SE (Llopis, 1942b; Roca i Casas, 1981). Aquesta depressió ha estat reomplerta per sediments marins del Pliocè i per dipòsits continentals del Quaternari (Almera, 1894; Llopis, 1942b; Solé Sabarís, 1963; Alonso et al., 1977; Roca i Casas, 1981); 4) Bloc basculat de Montjuïc delimitat al Capítol 2. Situació geogràfica i geològica 9 SE per la falla del Morrot i al N per una falla menor orientada E-W (Roca i Casas, 1981). Probablement, el bloc de Montjuïc té continuïtat estructural cap al NE (cap a l’antic centre de la ciutat) on els edificis històrics reposen sobre l’hipotètic bloc basculat del Mont Taber. El basculament i fracturació del bloc de Montjuïc succeïren a finals de l’extensió neògena. La fracturació principal té orientació NE-SW i inclou la falla del Morrot i altres petites falles associades. Hi ha un segon sistema, de menor importància, que es disposa ortogonalment al principal. Ambdós sistemes de fractures causen un intens diaclasat en els materials més rígids de la muntanya de Montjuïc. 10 3. OBJECTIUS Aquest treball pretén ser una aportació al coneixement general de la geologia dels dipòsits terciaris de la muntanya de Montjuïc, dedicant especial atenció als aspectes estratigràfics, sedimentològics, petrològics i diagenètics. Per assolir aquest objectiu general s’han marcat uns objectius concrets a acomplir: 1. Caracteritzar l’estratigrafia, la sedimentologia i la petrologia generals de la muntanya de Montjuïc. 2. Concretar quina fou l’àrea font dels components detrítics, esbrinar durant quin període concret va funcionar aquest sistema i integrar aquestes dades en el context evolutiu del marge ibèric del solc de València. 3. Analitzar quins han estat els principals processos diagenètics que han actuat sobre aquests dipòsits. 4. Realitzar un model geoquímic general per a la diagènesi dels gresos i conglomerats de Montjuïc. 5. Comprovar que el model establert compleix les lleis de la termodinàmica mitjançant una modelització termodinàmica quantitativa. Capítol 2. Situació geogràfica i geològica 11 12 4. METODOLOGIA Per tal d’assolir els objectius marcats en aquest estudi, s’ha elaborat un esquema de treball distribuït en una etapa de camp, una d’anàlisi en laboratori i una darrera de gabinet. Durant l’etapa de camp es confeccionaren tres seccions estratigràfiques per abastar tota la potència de Miocè de la muntanya de Montjuïc (secció de Riviere, secció del Morrot i secció del Jardí de Cactus; ANNEX II). L’aixecament d’aquestes seccions fou acompanyat d’un mostreig sistemàtic de les capes de gres, prenent cura d’agafar mostres de granulometria mitja a grollera aptes per a l’estudi petrogràfic. També s’elaborà una cartografia geològica 1:500 i alguns mostreigs puntuals quan fou necessari (p. ex. per a l’estudi de les fractures). La segona etapa consistí en una anàlisi de les mostres al laboratori aplicant diverses tècniques. Inicialment, es realitzà un estudi de les mostres al microscopi petrogràfic. Per aquesta raó, es van elaborar un total de 124 làmines primes fent un tenyit selectiu amb cobalt-nitrit sòdic pels feldspats potàssics i de la resina (Epofix amb Bisphenol-A-Diglycidilether i Triethylenetetramine) amb colorant blau per la porositat. Posteriorment, es van escollir 17 làmines primes representatives de totes les unitats per dur a terme un comptatge de 500 punts segons el mètode de Gazzi-Dickinson (Ingersoll et al., 1984 i De Ros et al., 1994). Per a la realització d’aquest comptatge es va confeccionar una taula de comptatge amb tots els elements de possible aparició a les làmines primes (Taula A). Per a la determinació qualitativa d’espècies minerals es va efectuar difracció de Raigs X en 53 mostres als laboratoris del Centre d’Informatique Geologique de l’École Nationale Supérieure des Mines de Paris. Les dades han estat obtingudes amb un difractòmetre Philips tipus 1710, Capítol 4. Metodologia 13 utilitzant la radiació Kα (1=1.54060 Å) del Cu, a 40 kV i 20 mA. Els difractogrames han estat realitzats amb passos de 0.02˚.2θ a una velocitat de 1˚/Mn. des de 2˚ a 60˚. L’interpretació dels diagrames ha estat realitzada a partir de les fitxes A.S.T.M. (American Society for Testing and Materials) publicades per J.C.P.D.S. (Joint Committee on Powder Diffraction Standards) el 1980 i seguint el mètode de Hanawalt. La composició química dels minerals detrítics i diagenètics fou analitzada en 26 làmines primes recobertes de carboni, utilitzant la microsonda electrònica dels Serveis Científicotècnics de la Universitat de Barcelona i dels laboratoris del Centre d’Informatique Geologique de l’École Nationale Supérieure des Mines de Paris. Ambdues microsondes estaven equipades amb un detector d’electrons retrodifosos (BSE). Les condicions operatives foren d’un voltatge d’acceleració de 20 kV i d’un corrent de feix d’electrons de 22 kV. Per a complementar les observacions petrològiques i observar els hàbits i les relacions genètiques de les mineralogies diagenètiques, sobretot les de natura microcristal·lina, s’analitzaren 21 mostres recobertes amb carboni al microscopi electrònic de rastreig (SEM) model J-840 provist amb EDAX a un voltatge d’acceleració de 15 kV als Serveis Científicotècnics de la Universitat de Barcelona. Finalment, la present memòria és el resultat de la tasca realitzada durant l’etapa de gabinet. Aquest Treball de Recerca pretén conjuntar els resultats de tot el treball realitzat fins al moment i de les principals conclusions que s’en dedueixen amb l’objectiu de donar una visió global i completa sobre el subjecte d’estudi. El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 14 Taula A. Taula utilitzada per al comptatge de les làmines primes de Montjuïc. Abreujaments a la taula C. NOM DE LA LÀMINA: DATA: MIDA DE GRA: Nº DE PUNTS APROX.: SELECCIÓ: DETRÍTICS MAJORITARIS Quars detrític Q.m. Q.p. groller Q.p. fi Q.p filonià Chert Q.F.R. gr. Q.F.R. ap. Q.F.R. peg. Q.F.R. porf.FK Q.F.R. porf.Plag. Q.F.R. fil.Si Q.F.R. esq. Q.F.R. volc. Q.F.R. plut. desc. Feld. K detrític Or. Micr. FK p. FK F.R. gr. FK F.R. ap. FK F.R. peg. FK F.R. porf.FK FK F.R. porf.Plag. FK F.R. esq. FK F.R. plut. desc. Plagioclasi detrítica Plag. Plag. F.R. gr. Plag. F.R. ap. Plag. F.R. peg. Plag. F.R. porf.FK Plag. F.R. porf.Plag. Plag. F.R. volc. Lítics fins (<0.062 mm) Radiolarita F.R.ap. F.R.porf.FK F.R.porf.Plag. F.R.fil. F.R.fil.Si. F.R.esq. F.R.volc. F.R.silt. DETRÍTICS ACCESSORIS Bioc. Micritic intraclast Mosc. Biot. oxidada Biot. Cl. Mosc.en ap. Mosc. en peg. Mosc.en met. Biot.en gr. Capítol 4. Metodologia 15 Biot.en ap. Biot.en peg. Cl.en volc. Clorita en plut. Zoisita Turmalina Zircó Intr. silcr. Taula A (continuació) Còdol tou Alterita MATRIU Matr. lut. Matr. micr. PRODUCTES DIAGENÈTICS Pseudomat. en met. Pseudomat. en FK Cc inter. esp. Cc neomòrfica Cc en Q Cc en FK Cc en F.R. Cc en Q.ov. Cc en FK ov. Ortom. µQ-ill. µQ inter. Q.ov. Q drus. Q en FK Q en gra indet. FK ov. FK en FK Ill. inter. Cao. inter. Ill Pore-linning Ill. en FK Ill. en FK en FR Cao. en FK Cao. en FK en F.R. Arg. en Plag. Arg. en Plag. en F.R. Òx. en FK Pore-filling Òx. Coating Òx. Rutil Pirita Glaucony Vermic. DIAGENESI EN FRACTURES Bar. inter. Opal inter. L/S Ch inter. L/F Ch inter Lut. inter Lut. intra µQ inter. Bar. frac. Opal frac. L/S Ch frac. L/F Ch frac. Lut. frac µQ frac. POROSITAT El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 16 Inter. Intra. en bioc. Intra. FK Intra. Plag. Intra. F.R. Intra. gra indt. Fractura Mòldica dis. sílice Coordenades línea Línea 1 Línea 2 Línea 3 Línea 4 Línea 5 17 5. ESTRATIGRAFIA I SEDIMENTOLOGIA 5.1. Introducció Clàssicament, els materials que formen la muntanya de Montjuïc han estat considerats del Miocè (Almera, 1898; San Miguel de la Cámara, 1912; Faura y Sans 1917; Llopis, 1942a; Magné, 1978). La sèrie estratigràfica de la muntanya de Montjuïc sobrepassa els 200 m de potència i està formada per una alternança d’unitats de gresos i conglomerats i unitats lutítiques (Villalta i Rosell, 1965), que cabussen lleugerament cap al NW (0° a 10°). Els nivells amb gresos i conglomerats solen estar ben cimentats i tenen un caràcter massiu degut a la intensitat dels processos diagenètics que han sofert i que han esborrat pràcticament totes les estructures sedimentàries originals. Els nivells més fins estan formats per capes isòpaques de llims i margues grises amb gran continuïtat lateral. El vessant SE de la muntanya és el que ofereix els millors afloraments del Miocè (fig. 4 i 6). El seu perfil abrupte, escolpit per la falla del Morrot, mostra un tall NE-SW dels materials miocens des de la base fins al sostre, els quals es disposen segons un anticlinal lax. Mirant la muntanya des del port, a grans trets, hom pot distingir amb facilitat tres parts ben diferenciades. Allà on s’assenta el Far de Montjuïc hi apareix un nivell margós que forma un petit replà. Per sota del Far i fàcilment observable des de la Ronda Litoral, la base de la muntanya és constituïda per gresos i conglomerats massius i ben cimentats. Per sobre del Far i fins a sota del Castell de Montjuïc afloren capes poc potents de gresos massius que, en alguns punts, s’atasconen lateralment. Cap al NE, en direcció a Miramar i per sobre de tots aquests materials apareix un potent nivell margós de color blau sobre el que es disposen, on s’ha construït el Mirador de l’Alcalde i el Camp de Tir, unes capes de gresos massius. En aquest vessant és on s’han realitzat les seccions estratigràfiques El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 24 Tall de Riviere Castell Morrot Far Morrot Castell Mirador S N SW NE Falles Falles suposades Cabussament Límit entre unitats litostratigràfiques Principals linies de capa Vista de camp Unitat del Mirador Unitat de Miramar Unitat del Castell Unitat del Morrot Unitat del Far Principals construccions Esbaldregalls Ciutat de Barcelona 0500 m Av. Paral·lel Pl. Espanya Gran Via Port Pl. Colom a) b) c) a) b) Falla del Morrot Falla del Morrot Miramar fig. 6. Disposició de les unitats litostratigràfiques miocenes de Montjuïc. a) Vista del flanc SE. b) Vista del flanc E. c) Situació de les dues vistes a la muntanya de Montjuïc. Capítol 5. Estratigrafia i sedimentologia 25 UNITAT DE CONGLOMERATS I GRESOS DEL MORROT UNITAT DE CONGLOMERATS GRESOS I LUTITES DEL CASTELL UNITAT DE MARGUES DE MIRAMAR UNITAT DE CONGLOMERATS, GRESOS I LUTITES DEL MIRADOR SERRAVAL·LIÀ MIOCÈ MITJÀ 50 m 100 m 150 m 200 m 0 m FMR - 34 FMR - 24 FMR - 32 FMR - 30 FMR - 28 FMR - 26 FMR - 22 FMR - 21 FMR - 1 a 20 Secció de Riviere (FMR) FMM 34 FMM - 1 FMM - 25 FMM - 14 FMM - 9 i 10 FMM - 2 a 8 FMM - 4 FMM - 12 FMM - 15 i 19 FMM - 16 FMM - 18 FMM - 20 a 22 FMM - 23 FMM - 27 FMM - 28 FMM - 30 FMM - 29 FMM - 32 FMM - 33 FMM - 31 FMM - 26 Secció del Morrot (FMM) FMJ - 18 FMJ - 1 FMJ - 11 FMJ - 12 FMJ - 13 FMJ - 14 FMJ - 5 FMJ - 3 FMJ - 16 FMJ - 15 FMJ - 17 FMJ - 6 FMJ - 4 FMJ - 2 FMJ - 7 a 9 Secció del Jardí de Cactus (FMJ) T. s. 1 M. f. s. 1 S. B. 2 T. s. 2 M. f. s. 2 S. B. 3 T. s. 3 M. f. s. 3 L. S. T. 1 L. S. T. 2 L. S. T. 3 T. S. T. 3 T. S. T. 2 T. S. T.1 H. S. T. 3 H. S. T. 2H. S. T. 1 SEQÜÈNCIA 1 SEQÜÈNCIA 2 SEQÜÈNCIA 3 UNITAT DE MARGUES I LLIMS DEL FAR n.g. n.g. n.g. Nivell guia Còdols intraformacionals Ripples Bioturbació Ferruginització Gasteròpodes Bivalves Foraminífers Restes vegetals Fragments de corall Sèrie del vessant W de Montjuïc FMP - 1 a 14 fig. 7. Sèrie estratigràfica general del Miocè de Montjuïc. L.S.T. = Lowstand system tract. T.S.T. = Transgressive system tract. H.S.T. = Highstand system tract. T.s. = Transgressive surface. M.f.s. = Maximum flooding surface. S.B. = Sequence boundary. El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 26 Unitat de margues i llims del Far Aquesta unitat de color gris està composada per capes massives a laminades de llims i margues bioturbades i té uns 11 m de potència (Làmina I C). La part inferior està formada per 4 m dominantment margosos, mentre que la part superior és principalment llimosa i mesura 7 m de potència. Ambdós nivells estan separats per un nivell guia de conglomerats siliciclàstics (30 cm de potència) que pot ser traçat al llarg de tots els afloraments. El contingut fòssil d’aquesta unitat és elevat, principalment conté gasteròpodes i bivalves, però també apareixen restes vegetals, pelets i burrows pirititzats. Degut a la disminució granulomètrica i a la presència de fòssils marins considerem que la part inferior margosa d’aquesta unitat s’ha format en un medi de platja (shoreface), en el qual el nivell conglomeràtic guia representa un dipòsit de chenier. La part llimosa és formada per dipòsits de front deltaic distal i genèticament estaria relacionada amb la progradació de la unitat superior. Unitat de lutites, gresos i conglomerats del Castell Aquesta unitat mesura 93 m de potència i es caracteritza per l’alternança de lutites i margues grises amb gresos i conglomerats arenosos ben cimentats (Làmina I C i D). Aquests materials estan organitzats en cinc cicles grano i estratocreixents de 15 a 20 m de potència cadascun. La part inferior de cada cicle està formada per llims i argiles, de vegades amb mol·luscs, que passen cap al sostre a fines capes de gres on ocasionalment s’hi poden observar ripples. Per sobre, les capes de gres prenen potències d’entre 3 i 8 m; localment s’observa estratificació encreuada i superfícies erosives de truncament. Tot i així, la majoria d’afloraments presenten un aspecte massiu i una granulometria homogènia entre mitja i grollera. Al sostre dels cicles apareixen capes granodecreixents de conglomerats arenosos a gresos molt fins de 1,5 a 5 m de potència. Aquestes capes tenen bases erosives que poden truncar els estrats inferiors. Normalment són capes massives, però localment poden presentar estratificació encreuada o planar. Els cicles estan coronats per un nivell ferruginós intensament bioturbat. Per damunt d’aquests cinc cicles hi ha 5,2 m de gresos i conglomerats massius organitzats en 3 capes granodecreixents amb base erosiva. Entre aquestes capes i el cinquè cicle hi pot haver una petita capa de 50 cm de lutites que sol estar totalment erosionada pels estrats conglomeràtics superiors; en aquesta capa s’han trobat restes de plantes. Finalment, apareixen 5,1 m de calcisiltites bioturbades amb gasteròpodes i ostrèids intercalades amb margues grises. És aquesta part de la unitat d’on probablement provenen els fragments de Capítol 5. Estratigrafia i sedimentologia 27 corall trobats a Montjuïc (Cabrera, 1973).El sostre de la unitat és coronat per una crosta ferruginosa. Els cinc cicles grano i estratocreixents de la Unitat del Castell han estat interpretats com cinc barres de desembocadura (stream mouth bars) dipositades en un front deltaic proximal en progradació. Els sostres ferruginitzats i bioturbats de cada cicle són conseqüència d’exposició subaèria, mentre que la base dels cicles representa una superfície d’inundació. Els conglomerats i gresos que es troben al damunt dels cinc cicles corresponen a canals de plana deltaica i les margues i calcisiltites amb fauna marina són interpretades com a dipòsits de platja (shoreface). Unitat de margues de Miramar Aquesta unitat està formada per 15 m de margues blau-verdoses (Làmina I D). Els dos primers metres contenen abundant fauna de bivalves, equinoderms, foraminífers planctònics, burrows ferruginitzats i restes de plantes, mentre que a la resta de la unitat no hi ha un important contingut fossilifer. Per la presència de foraminífers planctònics, per la litologia margosa de la unitat i pel pas transicional cap a la unitat superior, s’han interpretat aquests materials com a dipòsits prodeltaics. Unitat de lutites, gresos i conglomerats del Mirador. La Unitat del Mirador aflora discontínuament, la seva potència mínima és d’aproximadament 20 m i està formada per gresos i conglomerats massius organitzats en un cicle grano i estratocreixent (Làmina I D). En aquesta unitat s’han trobat fòssils de mol·luscs. Les fàcies d’aquesta unitat s’interpreten com a pròpies d’un front deltaic proximal, ja que estan organitzades en un cicle grano i estratocreixent propi de barres de desembocadura deltaiques. La formació del delta de Montjuïc està estretament relacionada amb l’evolució tectònica del marge català del Solc de València. El fet que aquest delta recobreixi els paleorelleus originals del graben de Barcelona implica que la seva formació està relacionada amb els darrers estadis de reompliment del graben de Barcelona, és a dir, l’etapa de post-rift definida per Sans et al. (1998) en aquesta conca. El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 28 5.3. Cronostratigrafia El mostreig fet en els nivells de granulometria més fina ha permès realitzar un estudi sobre el contingut en foraminífers. Aquest estudi ha estat dut a terme pel Dr. Civís de la Universitat de Salamanca. Les mostres estudiades (fig. 7) han estat la FMR - 24, que correspon al petit nivell de margues de la Unitat del Morrot; la FMM - 14, agafada a les margues de la Unitat del Far; la FMM - 25, presa a les lutites intercalades entre el primer i el segon cicle de la Unitat del Castell i les mostres FMJ - 11, FMJ - 12, FMJ - 13 i FMJ - 14, que han estat preses a les margues de la Unitat de Miramar. La mostra FMR - 24 presenta algun individu del foraminífer bentònic Ammonia beccarii. La mostra FMM - 14 no presenta foraminífers, mentre que la mostra FMM - 25 té foraminífers bentònics (Ammonia beccarii i Nonion boueanum) sense valor cronostratigràfic. A les mostres FMJ - 11, FMJ - 12, FMJ - 13 i FMJ - 14 s’han trobat foraminífers plactònics i bentònics. Els principals foraminífers planctònics són Globigerinoides quadrilobatus, Globigerinoides quadrilobatus morf. inmaturus, Globigerinoides quadrilobatus morf. trilobus i Globigerinoides quadrilobatus quadrilobatus. La taula B presenta les diferents espècies trobades a Montjuïc. Taula B. Foraminífers trobats al Miocè de Montjuïc. Unitat del Morrot Unitat del Castell Unitat de Miramar Es p ècie F. xxx Globi g erinoides q uadrilobatus xxx Globigerinoides quadrilobatus morf. inmaturus P xxx Globigerinoides quadrilobatus morf. trilobus l xxx Globigerinoides quadrilobatus quadrilobatus a x Orbulina suturalis n x Orbulina universa c x Globigerina decoperata t x Globigerina sp. ò x Globigerinoides obliquus n x Globigerinoides sacculifer i x Globoquadrina deshicens c x Globorotalia obesa s x Globorotalia archaeomenardii x xx xxx Ammonia beccarii xx xxx Nonion boueanum x Lagenodosaria sp. x Reussella spinulosa F. x Spiroplectammina carinata x Lenticulina inornata x Bulimina sp. x Cancris auriculus x Globobulimina pyrula B x Bulimina elongata e x Textularia sp. n x Sigmoilinita tenuis t x Marginulina costata ò x Glandulina laevigata n x Orthomorphina tenuicostata i x Cassidulinoides bradyi c x Hopkinsina bononiensis s x Planorbulina mediterranensis x Fursenkoina schreibersiana x Chilostomella oolina x Gyroidina umbonata x Cobicidoides sp. Capítol 5. Estratigrafia i sedimentologia 29 La presència de Orbulina universa i de Globorotalia archaeomenardii a les mostres de la Unitat de Miramar assigna aquests materials a les biozones N9 i N10 de Blow (1969). La presència de Orbulina universa indica l’inici del Serraval·lià, mentre que la fi d’aquest estatge és marcada per la desaparició de Globorotalia archaeomenardii (Bolli & Saunders, 1985). Per tant es pot afirmar que els materials de Montjuïc són del Miocè mitjà, concretament de l’estatge Serraval·lià. Bergren et al. (1995) marquen l’inici d’aquest estatge a 14.8 Ma i la fi a 11.2 Ma. 5.4. Estratigrafia seqüencial A partir de la distribució de les diferents fàcies dins de la sèrie general de Montjuïc, es poden establir les principals variacions del nivell relatiu del mar durant la seva sedimentació. L'anàlisi seqüencial involucra tres seqüències de tercer ordre (Van Wagoner et. al., 1990) a la sèrie del Miocè de Montjuïc (fig. 7). Seqüència 1 És una seqüència incompleta (50 m visibles de potència), ja que la seva base no aflora en cap punt de la muntanya. Abasta part de la Unitat del Morrot, des del seu inici fins a la base erosiva marcada per la incisió de canals a la part mitja del segon paquet conglomeràtic. S’inicia amb un prisma de nivell de mar baix (L.S.T. 1). La disminució granulomètrica al sostre del primer paquet conglomeràtic de la Unitat del Morrot i el nivell de margues del seu damunt marquen un aprofundiment de la conca, és l’inici del prisma transgressiu (T.S.T. 1). El final de la transgressió és marcat per una petita capa de gresos fins amb el sostre ferruginitzat, que equival a la superfície de màxima inundació (M.f.s. 1), a partir d’aquí es desenvolupa el prisma de nivell de mar alt (H.S.T. 1) format per fàcies progradants de plana deltaica. Seqüència 2 És la seqüència més potent de totes (aproximadament 125 m de potència) i l’única que apareix completa. Comença a la part superior de la Unitat del Morrot, engloba també la Unitat del Far i gran part de la Unitat del Castell fins al sostre del cinquè cicle d’aquesta unitat. El seu inici és un límit de seqüència de tipus 1(S.B. 2), el qual està indicat per la incisió de canals amb conglomerats intraformacionals en el paquet superior de la Unitat del Morrot. En aquest punt s’inicia el prisma de nivell de mar baix (L.S.T. 2). La base dels gresos de platja de la part superior de la unitat del Morrot indica una superfície de transgressió (T.s. 2) i l’inici del El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 30 prisma transgressiu (T.S.T. 2). El sostre ferruginitzat de la capa conglomeràtica guia de la unitat del Far és la superfície de màxima inundació (M.f.s. 2). A partir d'aquest punt es desenvolupa un potent prisma de nivell de mar alt (H.S.T. 2) caracteritzat per fàcies de front deltaic en clara progradació, les quals comprenen el tram llimós de la Unitat del Far i els cinc primers cicles de la Unitat del Castell. Seqüència 3 Aquesta seqüència es desenvolupa des de la part superior de la Unitat del Castell fins al final de la sèrie del Miocè de Montjuïc (aproximadament 40 m visibles) tot i que el seu límit superior no pot ser establert. La base erosiva de les capes conglomeràtiques que queden al damunt del cinquè cicle de la Unitat del Castell és el límit entre la segona i la tercera seqüències (S.B. 3) i marca l'inici d'un nou prisma de nivell de mar baix (L.S.T. 3) format per canals conglomeràtics de plana deltaica. La disminució de la granulometria i l'aparició d'abundant fauna marina al sostre d'aquests canals caracteritza la retrogradació del prisma transgressiu (T.S.T. 3) fins a la superfície de màxima inundació (M.f.s. 3) marcada per una ferruginització del sostre de la Unitat del Castell. A partir d'aquest punt, les Unitats de Miramar i del Mirador de l'Alcalde formen el darrer prisma de nivell de mar alt (H.S.T. 3) de la sèrie. L’anàlisi de l’estratigrafia seqüencial de la sèrie miocena de Montjuïc és correlacionable amb la corba Exxon de canvis relatius del nivell del mar realitzada per Haq et al. (1988), ja que durant el Serraval·lià hi ha tres cicles de tercer ordre. 31 6. PETROLOGIA 6.1. Introducció La descripció petrològica dels gresos de Montjuïc s’ha dut a terme a partir de l’observació detallada de làmines primes i del comptatge d’aquestes per tal de poder quantificar els diferents components de la roca. Els components d’un gres es poden dividir a grans trets en components detrítics i diagenètics, en aquest apartat s’intenta fer una descripció detallada d’ambdós categories a més de descriure en detall el rebliment de les nombroses fractures que afecten als gresos. Aquesta descripció s’ha fet des d’un punt de vista geomètric i químic, sense aprofundir en consideracions genètiques les quals són abordades en els propers capítols. 6.2. Composició detrítica Els materials detrítics de Montjuïc presenten una àmplia varietat granulomètrica, que abasta totes les mides de gra possibles, des del llim fins a la rudita. El grau d’arrodoniment és mig a alt i l’esfericitat és variable però sol ser alta. Composicionalment són gresos immadurs, amb quantitats importants de feldspats potàssics i fil·lites. En general, es poden classificar com litarenites o com grauvaques lítiques depenent de si el seu contingut en matriu excedeix o no el 15% (Dott, 1964). La composició és essencialment siliciclàstica, amb una gran diversitat de fragments de roca procedents de la serralada Litoral (Almera, 1880). Quantitativament (Taula C), l’esquelet de la roca està format per quars (32,3 %), essent molt superior la tipologia monocristal·lina respecte a la policristal·lina; fragments de roca (11,6 %), essencialment d’origen plutònic i metamòrfic; feldspat potàssic (8,0 %), predominant l’ortosa El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 32 sobre la microclina i plagiòclasi (0,6 %) (Làmina III A). Com a accessoris apareixen biotita, moscovita, zircó, clorita, turmalina, còdols tous i intraclasts de gresos cimentats per sílice. Als gresos intercalats a les unitats margoses (El Far i Miramar) o formats en ambients deposicionals marins apareixen bioclasts (0 - 10 %; Làmina III B) i intraclasts micrítics (0 - 2,2 %), a la resta de gresos els fragments carbonàtics han estat dissolts, reemplaçats per sílice o hi són absents. El feldspat potàssic es troba en diferents graus d’alteració (Làmina III C), des de totalment fresc a totalment alterat a il·lita (2,0 %) i a caolinita (0,1 %) i sovint presenta una envolta d’òxids de ferro. La plagiòclasi és absent i forma porositat secundària en els fragments de roca (Làmina III D), tan sols es troba fresca a les unitats del Castell i del Mirador. Cal remarcar l’escassetat de miques a tota la sèrie, mentre que a l’àrea font la presència d’aquests minerals és important. La composició de l’esquelet no és homogènia, s’observen diferències entre els gresos de granulometries fines i els de granulometries mitges o superiors (fig. 8): 0,00 25,00 50,00 75,00 100,00 Molt fi Fi Mig Granut Molt granut Granulometria % F.R. Plut. % F.R. Met. Abundància (%) fig. 8. Gràfic d’abundància relativa dels fragments de roca metamòrfics i plutònics segons la granulometria d’un gres. Als gresos de mida fina hi ha un predomini dels fragments de roca metamòrfics (6,7 - 23,7 %), en concret i per ordre d’abundància: fil·lita micàcia (7,9 %), esquist (2,1 %) i fil·lita silícia (1,2 Capítol 6. Petrologia 33 %). Els fragments de roca plutònica també poden ser importants (0,8 - 7,4 %), per ordre d’abundància: granit (1,8 %), aplita (1,5 %), pòrfir granític (0,4 %) i pegmatita (0,2 %). Als gresos de mida mitja a granuda dominen els fragments plutònics (6,3 - 21,1 %), en concret i per ordre d’abundància: granit (6,2 %), pegmatita (2,9 %), aplita (2,7 %) i pòrfir granític (1,5 %). Els fragments metamòrfics (3,8 - 8,7 %) són per ordre d’abundància: esquist (2,4 %), fil·lita silícia (2,2 %) i fil·lita micàcia (2,0 %); és remarcable que en aquestes granulometries els fragments metamòrfics dominants són aquells amb litologies més dures. Taula C. Composició modal mitjana dels gresos de Montjuïc desglossats segons l’ambient deposicional de formació. Unitat U. Morrot Plana delta. U. Morrot Platja U. Far Front delta. dis. U. Castell Front delta. prox. U. Castell Platja U. Mirador Front delta. Número de comptatges 5 1 2 6 1 2 Component % % % % % % Quars detrític 33,02 31,47 22,60 41,42 32,60 32,95 Q monocristal·lí 16,72 21,71 17,87 20,66 12,00 13,81 Q policristal·lí granut 6,17 1,99 0,59 6,69 9,60 6,18 Q policristal·lí fi 2,92 6,37 2,93 4,44 3,00 5,47 Q policristal·lí de vena 0,43 -- -- 0,03 -- 0,20 Q en F.R. granít. 3,60 0,20 -- 4,88 3,60 2,64 Q en F.R. aplít. 0,28 -- -- 0,47 0,20 0,30 Q en F.R. peg. 0,81 -- -- 1,30 0,60 0,51 Q en F.R. porfí. 0,13 -- -- 0,17 1,20 -- Q en F.R. fil·lita -- -- -- 0,30 0,20 1,22 Q en F.R. esquist. 0,78 -- 0,10 1,24 -- 0,60 Q en F.R. plut. 0,47 -- -- 0,34 0,40 1,11 Feldspat K detrític 10,12 12,55 8,31 9,38 2,20 5,20 Ortosa 6,84 12,15 7,91 6,61 1,40 3,47 Microclina 0,39 0,20 0,10 0,20 -- -- FK policristal·lí 0,79 -- -- 0,40 -- 0,20 FK en F.R. granít. 0,83 0,20 0,20 0,83 0,80 0,51 FK en F.R. aplít. 0,49 -- 0,10 0,30 -- -- FK en F.R. peg. 0,59 -- -- 0,97 -- 0,71 FK en F.R. porfí. 0,04 -- -- -- -- -- FK en F.R. plut. 0,16 -- -- 0,07 -- 0,31 Plagiòclasi detrítica -- -- -- 2,74 1,00 0,10 P -- -- -- 2,14 -- 0,10 P en F.R. granít. -- -- -- 0,43 0,20 -- P en F.R. porfí. -- -- -- 0,17 0,80 -- Lítics fins (Fragments roca) 10 ,19 24,10 11,90 7,26 6,80 9,09 Chert 0,86 1,20 1,11 1,04 1,80 0,91 F.R. aplític 1,59 0,40 0,10 1,03 0,20 0,81 F.R. porfí. amb FK 0,94 -- -- 0,03 -- 0,72 F.R. porfí. amb P -- -- -- 0,27 0,40 -- F.R. Fil·lita micàcia 3,13 23,11 11,41 2,85 1,20 3,13 F.R. Fil·lita silícia 2,69 -- 0,10 1,07 2,00 1,21 F.R. esquistós 1,58 0,60 0,10 1,81 3,00 3,23 F.R. volcànic 0,04 -- -- 0,07 -- -- F.R. llimós 0,08 -- 0,20 -- -- -- Detrítics accessoris 0,48 2,19 4,55 0,37 2,20 2,46 Bioclast -- 0,20 0,21 -- 1,00 1,54 Intraclast micrític -- -- 1,19 -- 0,20 0,10 Biotita -- -- 1,03 -- 0,40 0,10 Biotita oxidada -- -- 0,59 0,03 -- -- Biot. en F.R. plut. -- -- -- -- -- 0,20 Moscovita 0,12 1,19 0,41 0,13 0,20 0,10 Mosc. en F.R. plut. -- -- -- 0,06 -- 0,20 Clorita -- -- 0,62 -- 0,20 0,10 El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 40 D i Làmina VIII A) i microquars. Si els grans del gres estan sobrecrescuts, els sobrecreixements tenen la vora irregular degut al seu creixement en un espai intergranular ocupat. Algunes diàclasis tenen bretxes de reompliment formades per clasts silicificats molt angulars derivats de les roques adjacents, i cimentades per sílice. En primer lloc precipiten esferulites d’òpal bru, mentre que la porositat restant és reblerta per esferulites de calcedonita zebrada i per mesoquars (Làmina V F). Mineralògicament, els cristalls de baritina tenen quantitats significants de SrO. Les esferulites d’òpal tenen Al2O3, CaO i K2O, mentre que la calcedònia en escaquer presenta molt petites quantitats d’aquests elements i la quarsina és gairebé sílice pura (Taula G). Taula G. Anàlisis de microsonda electrònica mostrant la composició dels ciments de les diàclasis (L’òpal no tanca perquè té aigua a la seva fórmula estructural). NºAna. SO3 CaO FeO SrO BaO Na2O Total Baritina 19 33,51 0,01 0,02 0,84 65,46 0,12 99,97 NºAna. SiO2 Al2O3 TiO2 MgO CaO FeO Na2O K2O Total Òpal 6 92,3 0,7 0 0,01 0,13 0 0,03 0,19 93,36 Calced. esc. 4 99,71 0,04 0,01 0 0 0,02 0,02 0,02 99,84 Quarsina 2 99,37 0 0 0,01 0 0,01 0 0,01 99,41 6.5. Caracterització petrològica i composicional de les diferents unitats L’ambient de sedimentació en què es diposita un gres té una marcada incidència en les característiques texturals i composicionals d’aquest. Segons aquest criteri cada paquet de gresos dels diferents ambients sedimentaris que s’han distingit al Miocè de Montjuïc tindrà unes característiques petrològiques i una composició modal pròpies. Per classificar els gresos (fig. 9), s’ha utilitzat el diagrama QFFR de composició modal per a gresos de Dott (1964). Aquest diagrama classifica els gresos en funció del contingut relatiu en grans de quars i chert (Q), feldspat (F) i fragments de roca (FR). El contingut d’aquests elements es calcula segons el mètode tradicional de comptatge en el qual tots els fragments de roca són comptabilitzats, encara que la mida dels seus constituents sigui superior a 0,062 mm. Aquest fet fa que aquesta classificació variï segons la granulometria de la roca, ja que els fragments de roca plutònica es concentren a les granulometries granudes, mentre que a les granulometries fines aquests grans es disgreguen en els seus constituents bàsics. Capítol 6. Petrologia 41 Per eliminar l’efecte de la granulometria sobre la composició modal del gres cal utilitzar el mètode de comptatge de Gazzi-Dickinson (1966-1970), segons el qual només es classifiquen com a fragments de roca aquells grans amb els constituents més petits de 0,062 mm (Taula C). Aquest mètode és especialment indicat per a l’anàlisi de la procedència dels components detrítics d’un gres. A la següent descripció s’expressaran els percentatges segons aquest mètode per donar idea de la composició dels gresos independentment de la granulometria. Q FFR Q AL Sl Sa U. Mirador U. FarU. Morrot (Platja) U. Castell (Platja)U. Castell (Delta) U. Morrot (Delta) fig. 9. Projecció dels gresos de Montjuïc en el diagrama triangular per a la classificació de gresos de Dott (1964). Unitat del Morrot La part inferior d’aquesta unitat, formada en una plana deltaica, es caracteritza pel domini dels gresos amb una granulometria variable, un elevat contingut amb matriu (20,7 %), pobrament seleccionats i texturalment immadurs. Composicionalment, segons el mètode de comptatge de Gazzi-Dickinson (1966-1970) aquests gresos presenten un 33,0 % de quars, un 10,1 % de feldspat potàssic i un 10,2 % de fragments de roca fins. Es poden classificar com a litarenites o grauvaques lítiques (fig. 9) si el seu contingut en matriu supera el 15 % segons la classificació de Dott (1964). El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 42 La plagiòclasi hi és absent i en haver-hi una granulometria variable no hi ha diferències notables en la proporció de fragments de roca metamòrfics i plutònics. No hi ha biotita i la moscovita és escassa. També hi ha intraclasts de gresos silicificats ja que en ser un ambient de plana deltaica els estrats infrajacents poden ser fàcilment erosionats (Làmina VI A). Tanmateix aquests intraclasts es concentren a les capes conglomeràtiques, on hi ha més potencial d’erosió. Pel que fa als components diagenètics, la Unitat del Morrot està intensament silicificada. Degut a que hi ha molta matriu aquesta ha estat transformada a òpal i microquars. En menor quantitat també hi ha òxids de ferro. La part superior de la Unitat del Morrot, interpretada com un ambient de platja, presenta granulometries fines, bona selecció i un baix contingut en matriu. Aquests gresos tenen un 31,5 % de quars, un 12,5 % de feldspat potàssic i un 24,1 % de fragments de roca fins i es poden classificar com a litarenites (fig. 9) segons Dott (1964). A diferència de la part inferior de la Unitat del Morrot, aquesta part superior té un enriquiment en fragments metamòrfics degut a la disminució en la granulometria general de la roca. Això fa que hi hagi un augment en la quantitat de pseudomatriu ja que la gran part d’aquests fragments són deformables. Aquests gresos poden tenir bioclasts i ciments de calcita o poden estar silicificats. Unitat del Far Els gresos d’aquesta unitat sedimentada en ambients de platja estan ben seleccionats i són de granulometries fines. La composició és d’un 22,6 % en quars, un 8,3 % en feldspat potàssic i un 11,9 % en lítics fins. Segons el diagrama de Dott (1964) són litarenites (fig. 9). De la mateixa manera que la part superior de la Unitat del Morrot, en aquesta unitat hi ha un enriquiment en fragments de roca metamòrfics degut a la predominància de granulometries fines. Hi ha grans de biotita que eren absents a l’unitat anterior i també hi apareixen bioclasts i intraclasts micrítics. Els components diagenètics són sobretot ciments carbonàtics i minoritàriament petits cristalls de pirita oxidats (Làmina VI B). Unitat del Castell És una unitat dipositada essencialment en un front deltaic, per tant la selecció, al igual que a la unitat del Far és bona i hi ha molt poca matriu (Làmina VI C). La granulometria és més elevada que a la Unitat del Far, entre mitja i grollera i la maduresa textural és bona. Capítol 6. Petrologia 43 Els percentatges dels components detrítics són d’un 41,4 % en quars, 9,4 % en feldspat potàssic, 2,7 % en plagiòclasi i 7,3 % en lítics fins. Es poden classificar com a litarenites o sublitarenites (fig. 9) segons Dott (1964). Com que són gresos de mida mitja a grollera ben seleccionats hi ha un fort augment dels fragments de roca plutònics respecte als fragments de roca metamòrfics. A més a més, la quasi total absència de matriu ha facilitat una forta cimentació per sílice. També presenta nombroses fractures ben cimentades per baritina i sílice. Hi ha un altre aspecte a remarcar: és en aquesta unitat on apareix per primer cop la plagiòclasi. Els darrers metres d’aquesta unitat estan formats per gresos mal seleccionats amb molta matriu micrítica. Aquests gresos tenen un 32,6 % de quars, un 2,2 % de feldspat potàssic, un 1,0 % de plagiòclasi i un 6,8 % de lítics fins. Són també litarenites però molt empobrides en feldspats. Tenen bioclasts i intraclasts micrítics. La cimentació és carbonàtica. Unitat del Mirador És una unitat amb selecció i granulometries variables. Són litarenites (fig. 9; Dott, 1964) amb un 32,9 % de quars, un 5,2 % de feldspat potàssic, un 0,1 % de plagiòclasi i un 9,1 % de lítics fins. Respecte als components detrítics, igual que passa a la part superior de la Unitat del Castell, hi ha una forta disminució en feldspats mentre que el quars i els fragments de roca es mantenen amb valors similars als de les altres unitats; a més en aquesta unitat hi ha bioclasts. En quant als components diagenètics, en alguns punts presenta cimentacions carbonàtiques. D’altra banda, també pot estar intensament silicificada. El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 44 45 7. PROCEDÈNCIA DELS COMPONENTS DETRÍTICS 7.1. Introducció L’estudi de la procedència consisteix en l’anàlisi dels components extraconcals detrítics del gres i de les seves variacions al llarg de la sèrie, amb l’objectiu de caracteritzar el tipus d’àrea font i la seva evolució al llarg del temps. Tot i que l’ambient tectònic i la litologia de l’àrea font exerceixen un fort control sobre la composició dels gresos, el clima, el transport i l’ambient deposicional són factors que també influencien la composició original dels gresos. A més, els processos diagenètics poden modificar fortament la composició detrítica original. Per realitzar un anàlisi de procedència cal quantificar acuradament els components detrítics. Tanmateix sovint no es tenen en compte els canvis diagenètics en la composició de l’esquelet (McBride, 1985 i De Ros et al., 1994). Per reconstruir les composicions detrítiques originals i per quantificar les interaccions entre l’esquelet i els processos diagenètics, s’han quantificat separadament els minerals diagenètics que reemplacen grans de l’esquelet. La utilització de diferents diagrames de projecció triangular ajuda a visualitzar les característiques composicionals dels gresos i l’evolució d’aquestes al llarg de la sèrie. 7.2. Litologia original dels components detrítics L’esquelet dels gresos de Montjuïc és composat per diversos components d’origen detrític extraconcal, que deriven de les diferents litologies presents a l’àrea font. En aquest apartat no s’ha analitzat la Unitat de Miramar degut a que la fracció arenosa és ínfimament representada. Els grans de quars (mineral molt resistent a l’acció dels agents meteòrics), són sempre molt abundants. La majoria de grans de quars són monocristal·lins. Els grans policristal·lins també són El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 46 importants i s’hi distingeixen els granuts (cristalls > 0,062 mm), els fins (cristalls entre 0,062 mm i 0,02 mm), els formats en venes de segregació i els grans de quars microcristal·lí o chert (cristalls < 0,02 mm). El quars monocristal·lí té extinció recta, és d’origen plutònic i pot provenir de l’erosió de granitoides o de pòrfirs granítics (de vegades els grans de quars monocristal·lí presenten hàbit ameboidal). El quars policristal·lí granut pot ser d’origen plutònic si els cristalls tenen extinció recta o d’origen metamòrfic quan els cristalls tenen extinció ondulant i als contactes entre cristalls es desenvolupen subgrans de quars. El quars policristal·lí fi constituït format per l’erosió de quarsites metamòrfiques i el chert pot provenir de quarsites criptocristal·lines i de lidites. Els grans de feldspat són majoritàriament de composició potàssica, la plagiòclasi apareix només a la Unitat del Castell i del Mirador, però sempre és menys abundant que el feldspat potàssic. El feldspat és d’origen plutònic, prové de granitoides i pòrfirs granítics, encara que la plagiòclasi també pot venir de l’erosió de fenocristalls de roques metavolcàniques. Els fragments de roca donen una informació directa sobre la litologia de l’àrea font. En el cas dels gresos de Montjuïc els fragments de roca són essencialment plutònics i metamòrfics. A la majoria de gresos hi dominen els fragments de roca plutònics excepte a les granulometries fines, on s’acumulen els fragments de roca metamòrfics (fig. 8 i 10). Els fragments plutònics són de granitoides amb textures granudes hipidiomorfes, d’aplites i pegmatites (textures gràfiques de quars i feldspat potàssic) i de pòrfirs granítics amb textures porfíriques i fenocristalls de quars o feldspat. Els fragments metamòrfics són sobretot de baix grau (fil·lites), els quals poden ser pobres o rics en quars (fil·lites micàcies i fil·lites silícies, respectivament). Hi ha alguns fragments esquistosos i, molt puntualment, s’han trobat fragments metavolcànics. Capítol 7. Procedència dels components detrítics 47 0 6 12 18 U. Mirador U. Far U. CastellU. Morrot Lm/Lp fig. 10. Gràfic mostrant la variació en la relació Fragments de roca metamòrfics (Lm) / Fragments de roca plutònics (Lp) al llarg de la sèrie de Montjuïc. En quant als components detrítics accessoris extraconcals, aquests són moscovita, biotita, clorita, zircó i turmalina. Aquests components deriven, majoritàriament, de roques ígnies plutòniques. Concretament, la biotita i la moscovita dels granitoides, aplites i pegmatites; la clorita, de l’alteració d’aquestes mateixes miques a l’àrea font; el zircó pot venir de l’erosió dels granitoides i la turmalina de les pegmatites. Tots aquests minerals són abundants a les roques metamòrfiques, però difícilment subministraran grans de mida sorra i es trobaran als sediments de granulometria més fina. Els minerals argilosos de la matriu siliciclàstica original provenen de la desagregació de les roques de l’àrea font, sobretot de les fil·lites micàcies i de les roques plutòniques alterades. La resta de components de la matriu siliciclàstica (quars i feldspats) poden provenir de la desagragació de roques plutòniques o metamòrfiques. A partir de l’anàlisi dels diferents components detrítics es dedueix que l’esquelet dels gresos de Montjuïc està exclusivament format per fragments no carbonàtics derivats de materials paleozoics. Els fragments de roca carbonàtics extraconcals són totalment absents. D’aquests fets es dedueix que l’àrea font d’aquests sediments fou el Massís de Collserola, on afloren materials paleozoics metamorfitzats i roques plutòniques tardihercinianes, mentre que el Mesozoic no hi és present. L’absència de fragments carbonàtics derivats del Devonià delimita l’àrea font a la zona de Tibidabo - Vallvidrera, que és on apareixen totes les litologies presents als gresos de Montjuïc (fig. 3; Làmina II C). El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 48 7.3. Anàlisi modal dels components detrítics Per analitzar les evolucions i tendències en la procedència al llarg de la sèrie s’han utilitzat diagrames de projecció triangular. Alguns d’ells s’han utilitzat clàssicament per caracteritzar composicionalment els gresos, mentre que d’altres s’han utilitzat per a la interpretació genètica d’aquests, relacionant àrees composicionals amb un determinat ambient geotectònic. Independentment de la utilització clàssica de cada diagrama, s’han projectat les dades agrupant-les segons els diferents ambients deposicionals de la sèrie miocena de Montjuïc. Per a la projecció s’ha calculat la mitjana de les dades de cada grup i la desviació estàndard. La mitjana és representada amb un símbol per a cada grup encerclat per un poliedre que representa l’àrea de desviació de les dades. Els diagrames composicionals utilitzats han estat el QFM (Folk, 1965), QFFR (Pettijohn et al., 1973), QmFLt (Dickinson et al., 1983), QtFL (Dickinson et al., 1983), QtKP (Dickinson et al., 1983). Els dos primers diagrames utilitzen el mètode de comptatge tradicional mentre que la resta utilitzen el mètode de Gazzi-Dickinson (1966-1970), el qual intenta eliminar l’efecte de la granulometria en la composició modal dels gresos, comptant com a fragments de roca exclusivament aquells grans amb components més petits de 0,062 mm. Diagrama composicional QFM (Folk, 1965) Aquest diagrama queda representat a la fig. 11 i s’hi distingeixen les següents categories: − Constituents Q: Tots els tipus de grans de quars més el chert, excepte les metaquarsites. − Constituents F: Grans simples de tots els tipus de feldspat i fragments de roca ignis, tant plutònics com volcànics. − Constituents M: Fragments de roca metamòrfics incloent-hi les metaquarsites i les miques més grans de 0.03 mm. Capítol 7. Procedència dels components detrítics 49 Q FM Q Sa Sg SgF AAi GF G U. Mirador U. Castell (Platja) U. Far U. Morrot (Platja) U. Morrot (Delta) U. Castell (Delta) Desviació estàndard fig. 11. Projecció dels gresos de Montjuïc al diagrama QFM (Folk, 1965). Q: Ortoquarsita. Sg: Subgrauvaca. G: Grauvaca. SgF: Subgrauvaca feldspàtica. GF: Grauvaca feldspàtica. Sa: Subarcosa. A: Arcosa. Ai: Arcosa impura. Aquest diagrama s’utilitza per la caracterització composicional dels gresos. Segons el contingut relatiu dels tres constituents d’un gres s’estableixen vuit camps: ortoquarsita (Q), subgrauvaca (Sg), grauvaca (G), subarcosa (Sa), arcosa (A), subgravaca feldspàtica (SgF), grauvaca feldspàtica (GF) i arcosa impura (Ai). Segons Folk (1965) les arcoses corresponen a àrees font ígnies, les grauvaques a àrees font metamòrfiques i les ortoquarsites a àrees font sedimentàries. Sense prendre la interpretació original del diagrama com una panacea i coneixent prèviament les litologies principals de l’àrea font (metamòrfiques i plutòniques), a la projecció en aquest diagrama s’observa que les mostres amb granulometries fines es projecten al camp de les grauvaques a causa d’un enriquiment en M per acumulació de fragments metamòrfics (Unitat del Far i part superior de la Unitat del Morrot), mentre que les unitats amb predominància de granulometries mitges i granudes es projecten al camp de les arcoses degut a l’augment en el contingut relatiu de fragments plutònics (Unitat del Morrot, Unitat del Castell i Unitat del Mirador). Aquesta variació composicional és doncs causada per l’ambient de sedimentació i no té cap implicació en l’anàlisi de procedència. D’altra banda també s’observa un augment en la maduresa composicional de les mostres (enriquiment en quars) cap al sostre de la sèrie de Montjuïc. El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 56 (gresos i conglomerats de Montjuïc). Aquest fet fa pensar que el desmantellament de la cobertora mesozoica del horst de Collserola es produí entre ambdós períodes. 57 8. PROCESSOS DIAGENÈTICS 8.1. Introducció Durant la diagènesi és habitual el desenvolupament de minerals dins la roca o el sediment (autigènesi), fruit de la tendència d'aquest a restar en equilibri amb els fluids presents a l'ambient diagenètic on es troba. Els minerals autigènics es formen per precipitació a la porositat, o per transformació i recristal·lització de minerals preexistents. Aquests processos, juntament amb la dissolució i la compactació, afecten directament a la qualitat dels gresos com a roca magatzem (Marfil i De la Peña, 1992). La naturalesa del sediment i dels fluids que percolen a través seu té una influència directa en els processos diagenètics i, per tant, en les mineralogies autigèniques desenvolupades en el sediment. Pel que fa a la naturalesa dels fluids, la ubicació tectònica d’una àrea determinada condiciona els tipus de fluids que hi circularan, així com els mecanismes de circulació d’aquests fluids (Person i Garven, 1994). El mecanisme de transport de soluts influirà també en els processos diagenètics. Els soluts poden ser transportats per difusió o per advecció. En el primer cas, l'abast dels processos autigenètics és limitat a pocs centímetres o metres en el medi. En el segon cas, la distribució d'aquests podrà ser important, essent funció del flux a través de la porositat de la roca (BjØrlykke i Egeberg, 1993). El fet que la circulació d'un fluid afecti al sediment dependrà de que la mineralogia original d'aquest sediment sigui capaç de registrar-ne els efectes. El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 58 L'anàlisi de la diagènesi en un punt concret de la zona d'estudi pot no registrar tota la història diagenètica. És l'observació sistemàtica global dels processos diagenètics i de les relacions temporals entre ells la que permet realitzar una història diagenètica completa. 8.2. Enterrament i compactació dels gresos de Montjuïc Tanmateix, la disposició estructural de la muntanya de Montjuïc fa pensar que el soterrament d'aquestes roques ha estat escàs. Texturalment, l'únic criteri de compactació mecànica que s'observa és la deformació dels fragments dúctils generant pseudomatriu i sense cap evidència de compactació química. Del diagrama de Houseknecht (1987) es dedueix que la compactació dels gresos de Montjuïc està limitada per una forta cimentació primerenca. Aquest diagrama permet fer una estimació visual, en els gresos amb una selecció entre bona i moderada i sense matriu, de la relativa importància de la cimentació respecte la compactació (fig. 16). Assumint que la porositat inicial és del 40 %, l’observació del diagrama permet dir que als gresos de Montjuïc, la cimentació ha estat molt més important que la compactació, provocant una forta reducció de la porositat primària sense necessitat de reduir el volum intergranular. Porositat intergranular (%) 0 10 20 30 400255075 100 Porositat inicial destruïda per cimentació (%) Volum intergranular (%) 010 20 30 40100 75 50 25 0 Ciment (%) Porositat inicial destruïda per ccompactació (%) 10 30 20 U. Mirador U. Morrot (Platja) U. Castell (Delta) U. Morrot (Delta) U. Far Mitjana 0 fig. 16. Relació % ciment - % volum intergranular (segons Housecknecht, 1987) per a 10 mostres dels gresos de Montjuïc. El volum intergranular de la majoria de mostres és preservat doncs per la forta cimentació (35,7 %). Sobre el diagrama s’observa com totes les mostres de la Unitat del Morrot tenen un Capítol 8. Processos diagenètics 59 volum intergranular inferior al de la mitjana, mentre que gran part de les mostres restants superen el valor de la mitjana, essent llavors el volum intergranular superior al 30 % en la majoria de casos. L’explicació d’aquest fet radica en què la selecció dels gresos de la Unitat del Morrot (Delta) és la més pobra, reduint lleugerament el volum intergranular respecte a la resta de mostres (Taula C). En el cas dels dipòsits de la Unitat del Morrot (Platja) l’explicació radica en el fet que són gresos de granulometria fina, poc cimentats i amb molts fragments metamòrfics (taula C i fig. 10), on la formació de pseudomatriu per compactació és el mecanisme dominant. Tot i així, totes les mostres projectades al diagrama cauen a l’àrea on la porositat destruïda per cimentació és superior a la porositat destruïda per compactació (tramat clar), excepte a la mostra dels gresos de platja de la part superior de la Unitat del Morrot. En aquesta mostra gran part de la porositat inicial ha estat destruïda per compactació, la causa d’aquesta anomalia és que en aquesta mostra hi ha una gran quantitat de fragments de roca metamòrfics, els quals tenen una gran ductilitat i es deformen fàcilment (5,0 % de pseudomatriu) reduint ràpidament el volum intergranular (18,5 %). 8.3. Autigènesi en els gresos de Montjuïc La litificació dels gresos de Montjuïc és sobretot deguda a l'autigènesi de minerals del grup de la sílice (Faura i Sans, 1917; San Miguel i Masriera, 1970). Aquesta diagènesi silícica ha modificat fortament la composició dels dipòsits originals. Les alteracions poden ser també importants i afecten sobretot als feldspats, als fragments fil·lítics i a la matriu argilosa. L’autigènesi de sílice en roques sedimentàries ha estat àmpliament documentada arreu del món: Austràlia (Thiry, M. i Milnes, A.R., 1991; Rayot, V., 1994), Texas (Murray, 1990), Kuwait (Khalaf, F.I., 1988), Àfrica del Sud (Summerfield, M.A., 1983; Smykatz-Kloss, W. i Joachim H., 1990), Mar del Nord (Haszeldine, R.S. et al., 1984; Hendry, J.P. i Trewin, N.H., 1995), conques d’avantpaís a l’Atlas marroquí (Thiry, M. i Ben Brahim, M., 1997), Vaucluse (França; Roulin, F. et al., 1986), Conca de Paris (Thiry, M. i Millot, G., 1987), Portugal (Meyer, R. i Pena dos Reis R.B., 1985), Conca del Tajo (Bustillo, 1976) i Conca del Duero (Molina et al., 1997). Totes aquestes cites són exemples significatius de silicificacions en roques sedimentàries. El principal procés diagenètic que ha afectat als gresos de Montjuïc ha estat una intensa silicificació. Aquesta procés és primerenc, ja que, relacionat amb el límit superior de la primera El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 60 seqüència, apareixen abundants fragments intraformacionals silicificats. Només les formacions margoses no han estat afectades per la silicificació. Tanmateix, la silicificació no es concentra únicament a les litologies més grolleres. En particular, a la part inferior de la sèrie de la muntanya de Montjuïc, el contorn de la silicificació sovint és discordant respecte a l'estratificació. La repartició espacial dels nivells massius il·lustra clarament aquesta discordança (fig. 17). Les fàcies silicificades penetren i tallen les capes dels nivells de gresos fins amb bioclasts de la part superior de la Unitat del Morrot. Per contra, a la part superior de la sèrie, on els contrasts litològics són més marcats, les silicificacions apareixen associades als nivells grollers i els nivells més fins i margosos no en resulten afectats. En aquest cas, les silicificacions prenen morfologia estratiforme i són menys massives. Cal assenyalar també que és en aquests nivells silicificats de la part superior de la sèrie on s'observen la majoria de fractures silicificades. L’observació detallada al microscopi petrogràfic de 124 làmines primes dels gresos de Montjuïc, ha permès identificar diferents microfàcies diagenètiques. Una microfàcies diagenètica és un conjunt de roques clàstiques o interval estratigràfic caracteritzat per trets diagenètics comuns i exclusius observats a microscopi (Limarino i Caselli, 1995). Les microfàcies definides es poden dividir en silicificades i no silicificades. Capítol 8. Processos diagenètics 61 50m silicificat no silicificat cobert estratificació fractures cimentades amb baritina i calcedònia discordança silicificació/estratificació U. del Castell U. del Far U. del Morrot SW NE Cementiri fig. 17. Distribució de lesmicrofàciesfàcies dins la formació de Montjuïc. Cal destacar el front de silicificació que talla els nivells més fins de la part superior de la Unitat del Morrot. Pedrera de Riviere. Microfàcies no silicificades (MnS) Són gresos directament lligats a les litologies més fines i carbonàtiques (Làmina III B i E i Làmina IV F). El seu contingut en bioclasts pot ser important (fins un 10%). Els feldspats estan quasi totalment alterats a il·lita i caolinita. L'alteració dels feldspats i de les fil·lites ha canviat la textura original de la roca augmentant el seu contingut en matriu (pseudomatriu). Els feldspats i els fragments carbonàtics poden ser dissolts originant porositat secundària. Es pot trobar alguna cimentació molt limitada en forma de petits sobrecreixements de feldspat potàssic o de nòduls i petites capes cimentades per la precipitació de calcita en mosaic equant a la porositat intergranular. Localment, s’ha observat la presència de pseudomorfs de pirita oxidats. Els gresos no silicificats estan poc fracturats i les fractures presents són reomplertes per calcita i guix. L’anàlisi de raigs X d’aquesta microfàcies dóna difractogrames constituïts per quars, feldspat i argila, que són les mineralogies principals dels components detrítics als gresos de Montjuïc (fig. El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 62 18); amb aquesta tècnica també s’ha pogut detectar la cimentació de calcita i, minoritàriament, la de guix. °2ΘCuKα cps 10 20 30 40 50 60 FK FK FK FK FK Arg Q QQ Q Q Q 1000 2000-0 2000-0 1000 0 FK Q Q Q Cc Cc Cc CcCc Cc, Q FK QQ FK B QCc FK G Q, G G QQQQ Q Q C 1000 A 2000 Q Arg GG Arg fig. 18. Difractogrames de raigs X per a gresos no silicificats (A: poc cimentat. Mostra FMM - 10; B: cimentat per calcita. Mostra FMM - 11; C: cimentat per guix. Mostra FMM - 9). Arg: Argila, Q: Quars, FK: Feldspat potàssic, Cc: Calcita, G: Guix. Microfàcies silicificades (MS) La sílice es pot presentar en diferents espècies minerals identificables al microscopi petrogràfic segons les seves propietats òptiques característiques, descrites a la taula H. La majoria de gresos de Montjuïc estan silicificats, excloent-ne els més fins i impermeables. Aquesta silicificació pot ser molt important, fins a ocupar el 55% de la roca. La presència de diferents formes de la sílice i de minerals autigènics secundaris (alunita, il·lita, caolinita, hematites i òxids de titani) permet identificar les diferents microfàcies diagenètiques. Capítol 8. Processos diagenètics 63 Taula H. Varietats de la sílice al microscopi petrogràfic. Quars Mesoquars Cristalls més grans de 20 µm (Làmina IV A) Microquars Cristalls més petits de 20 µm (Làmina IV C) Calcedònia (hàbit fibrós) Quarsina (lengh-slow chalcedony) elongació positiva, eix c paral·lel a les fibres i birefringència constant a totes les fibres. Lutecita forma dos sistemes de fibres entrecreuades (hàbit en pinta de cabell), elongació positiva i eix c a 29º de les fibres. Calcedonita (lengh-fast chalcedony) elongació negativa, eix c perpendicular a les fibres i birefringència variables entre fibres (Làmina V D). Calcedonita zebrada elongació negativa, eix c amb disposició helicoidal i perpendicular a les fibres, birefringència variable al llarg d’una mateixa fib Calcedònia taulell escacs Checkerboard chalcedon y zones amb elongació negativa alternes amb d’altres d’elongació positiva, donant l’aparença d’un taulell d’escacs (Làmina V D). Òpal (amorf) Isòtrop aspecte granut, completament isòtrop i incolor a marró clar amb llum natural (Làmina V C i F). Lussatita fibrós, elongació positiva i birefringència molt feble (Làmina V E). − Gresos amb òpal (MS-1): A l'aflorament són gresos desagregables amb pàtines vermelles i blanques. La distribució d'aquestes fàcies en els gresos és aleatòria, formant zones irregulars de dimensions decamètriques o, localment, capes centimètriques ben individualitzades. Aquests gresos es caracteritzen per la presència d'òpal (òpal CT per determinació als RX; Làmina VIII B i C), alunita (Làmina VIII D i E) i motes d’hematites que ocupen el volum intergranular (Làmina IV B). En els porus més grans es desenvolupen esferulites d'òpal (20-30 µm) i pore-fillings de caolinita (Làmina VIII F). Els grans de quars i de feldspat poden presentar petits sobrecreixements que, en el cas del quars, tenen la vora irregular interpenetrada amb la matriu de l'espai intergranular. Una part dels feldspats potàssics ha estat reemplaçada per caolinita i les biotites han estat dissoltes, restant només motlles d'òxids de titani residuals. Puntualment, es troba caolinita, alunita i òpal en venes paral·leles a l’estratificació de fins a 2 cm de gruix (Làmina VI D). L’anàlisi de raigs X de les mostres amb aquesta microfàcies mostra l’aparició d’òpal, alunita i caolinita, en forma de pics de baixa intensitat, a més dels minerals detrítics habituals. L’anàlisi d’una de les venes paral·leles a l’estratificació dóna difractogrames amb pics de caolinita i alunita d’alta intensitat (fig. 19). El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 64 °2ΘCuKα cps 10 20 30 40 50 60 1000 2000-0 2000-0 1000 0 B C 1000 A 2000 K Q FK Al Q Al, Q Q Q Opal K Q Q Q Al KAl KOpal KAl FK K QQ, Al QK, Q Al Q Q Al Q, Al Q Q KK AL AL Opal AL AL AL AL AL AL AL AL Q AL K Q fig. 19. Difractogrames de raigs X per a gresos amb òpal (A: gres amb òpal i alunita. Mostra FMR - 31; B i C: vena amb òpal, caolinita i alunita. Mostra FMM - 31). K: Caolinita, Q: Quars, FK: Feldspat potàssic, AL: Alunita, Opal: Òpal. − Gresos amb quars microcristal·lí (MS-2): El volum intergranular d'aquests gresos conté elements de la matriu detrítica original (argiles, quars i feldspats), però sobretot és ocupat per quars microcristal·lí (25-55 %; Làmina IV C) amb quantitats variables d’hematites (1-20 %) i una mica d'alunita. L'alunita és escassa i tan sols detectable a la microsonda electrònica en forma de petits cristalls entre el microquars. L’hematites es troba en forma de petites motes (10-20 µm) entremig del microquars o envoltant els feldspats potàssics i els clasts metamòrfics. En alguns casos, els grans de feldspat i de quars presenten sobrecreixements irregulars. Els feldspats potàssics detrítics són en gran part reemplaçats per il·lita i caolinita. Molt esporàdicament, s’han observat nòduls de crandal·lita (fosfat bàsic hidratat d’alumini i de calci). − Gresos amb sobrecreixements autigènics(MS-3): Són gresos fortament cimentats per sobrecreixements de feldspat i de quars detrítics (Làmina IV A). El ciment de feldspat potàssic és Capítol 8. Processos diagenètics 65 el primer a precipitar, formant aurèoles de sobrecreixement euèdrics, sovint zonades, amb un gruix variable entre 10 i 150 µm. Aquest sobrecreixement de vegades es desenvolupen a la porositat deixada per la dissolució dels feldspats, a partir dels relictes detrítics. Els ciments sintaxials de quars es formen a continuació envoltant els grans detrítics amb quars i poden tenir de 20 a 160 µm d'espessor. De vegades, l’alineació de diminutes inclusions fluides permet observar làmines de creixement en els sobrecreixements de quars. − Gresos amb carbonats silicificats(MS-4): Dins dels gresos silicificats, localment, trobem motlles de bioclasts total o parcialment dissolts. Les parts no dissoltes poden ser reemplaçades per quars amb preservació de la microstructura original (Làmina VI E). Les parts dissoltes poden ser ocupades per quars prismàtic que creix a partir de les parets de la porositat mòldica. − Altres tipus de gresos silicificats(MS-5): En algunes mostres s’observa que l’espai intergranular ha estat reomplert per cristalls de mesoquars amb morfologia prismàtica i disposats ortogonalment (Làmina VI F). Les anàlisis de microsonda indiquen que entre aquests prismes de quars hi ha òxids de ferro i titani, caolinita i alunita. Aquests hàbit del quars ha estat descrit com el producte de la silicificació de sulfats (Arbey, 1980). Podent ser en el cas de Montjuïc guix o baritina autigènics precipitats prèviament a la silicificació. − Cimentació de les fractures: En els gresos silicificats trobem moltes diàclasis, cimentades segons una zonació de minerals del grup de la sílice present pràcticament a totes les fractures, només a les de la part superior de la Unitat del Castell hi apareix baritina (veure apartat 6.4 del capítol 6). En algunes fractures apareixen bretxes de reompliment formades per fragments angulosos del gres encaixant. La disposició asimètrica de les esferulites de calcedonita a la paret de les venes indica clarament la seva precipitació a partir de percolacions verticals. Així mateix, la cimentació de les bretxes dins de les diàclasis, mostra dipòsits d’òpal il·luviat a la base dels porus (Làmina V F) i els clasts són coronats per una làmina (còfia) de microquars de 10 a 50 µm d’espessor. Aquestes morfologies geotròpiques indiquen clarament la circulació descendent en zona vadosa de les solucions que han silicificat les fractures. El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 72 silicificació dóna idea de quins han estat els principals mecanismes geoquímics que han actuat durant la silicificació dels gresos de Montjuïc. Geoquímica de la sílice. Tot i que sovint es parla de la sílice com un silicat més que com un òxid (degut a l'estructura cristal·lina del quars com a silicat), la sílice (SiO2) és un òxid. Per tant, la sílice, en entrar en contacte amb l'aigua, s'hidrolitza i forma un àcid dèbil anomenat àcid silícic (1 i 2). SiO2(amorf) + 2H2O ↔ H4SiO4 K=10-2.74 (1) (òpal) SiO2 + 2H2O ↔ H4SiO4 K=10-4.01 (2) (quars) La solubilitat de la sílice, a condicions estàndard (25ºC i 1 atm), és aproximadament igual a la concentració d'àcid silícic i és diferent per a cada espècie del seu grup. La sílice amorfa (òpal) és més soluble que la calcedònia i, a la vegada, la calcedònia és més soluble que el quars (Iler, 1979). Això es deu a que els sòlids amb un grau d'ordenament intern menor tenen l'entropia més baixa i, per tant, es poden descompondre abans que aquells sòlids amb un grau d'ordenament intern més gran. Els factors més importants que afecten la solubilitat de la sílice són: − pH: Mantenint la resta de variables constants, per a pH < 9 la solubilitat de la sílice és petita i constant, mentre que a partir de pH > 9 la solubilitat de la sílice augmenta exponencialment (fig. 24). Capítol 9. Model geoquímic de la silicificació 73 25º C H4SiO4 H3SiO4H2SiO4-2 Ph 4 6 8 101214 log [SiO2(aq)] -4 -3 -2 -1 0 fig. 24. Relació entre el Ph i la solubilitat de la sílice, segons la dissociació de l'àcid silícic. − Temperatura i pressió: La solubilitat de tots els polimorfs de la sílice s'incrementa amb la temperatura. Un increment en la pressió també incrementarà la solubilitat de la sílice. Tanmateix, aquest fet va associat també al canvi de temperatura, així que els efectes de la pressió són normalment ignorats. − Salinitat: La solubilitat de la sílice pot disminuir sensiblement en presència de sals, clorurs i sulfats (Marshall, 1980, Delmas et al. 1982 i Thiry, 1997). L’increment en la salinitat d’un medi pot ser determinant en una silicificació. Per aquesta raó hi ha moltes silicificacions que estan relacionades amb dipòsits evaporítics (Folk i Pittman, 1971 i Arbey, 1980). − Tipus de nucleació: La nucleació és un requisit indispensable per al creixement cristal·lí. Pot ser de dos tipus (Delmas et al. 1982): homogènia, quan la nucleació es produeix dins de la solució (grau de sobresaturació elevat), o heterogènia, quan el creixement cristal·lí aprofita la presència de nuclis preexistents (grau de sobresaturació baix). L’autigènesi de la sílice es pot desenvolupar per tres mecanismes principals: precipitació, recristal·lització i reemplaçament (Thiry, 1997). El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 74 − Precipitació: La precipitació del quars sempre es produeix per nucleació heterogènia de solucions poc salines (Thiry, 1997), mentre que les varietats de baixa cristal·linitat de la sílice (òpal i calcedònia) poden precipitar per nucleació homogènia en solucions molt concentrades. − Recristal·lització: La recristal·lització de la sílice actua des de les formes de baixa cristal·linitat cap a les més cristal·lines. Es dóna per successius processos de dissolució - precipitació i depèn de la velocitat de dissolució de la fase metastable, de la nucleació del mineral que precipita i de la seva velocitat de creixement. − Reemplaçament: Altres vegades, la sílice reemplaça minerals com ara sulfats (baritina o guix; Arbey, 1980) o carbonats (calcita o dolomita; Bustillo et al., 1998 i Thiry et al., 1999). El reemplaçament es pot produir posteriorment a la dissolució, però, de vegades, es fa amb preservació de l’estructura del mineral original i el mecanisme és de dissolució - precipitació immediats, sense formació de porositat secundària. Geoquímica del feldspat potàssic. − Autigènesi: La cimentació de feldspat potàssic no és diagnòstica d’unes determinades condicions químiques ni d’un medi diagenètic (Kastner et al., 1979). Els principals requisits per a la seva precipitació són: un medi sobresaturat en quars, ric en potassi i amb un pH no gaire baix (fig. 25). Morad et al. (1989) citen un cas de cimentació superficial de feldspat potàssic al Buntsandstein de la Serralada Ibèrica. − Hidròlisi: Molts dels feldspats detrítics dels gresos de Montjuïc són hidrolitzats a caolinita i il·lita. La hidròlisi és l’alteració dels minerals per l’aigua i és el mecanisme fonamental d’alteració dels silicats (Millot, 1964). La reacció fonamental d’alteració de qualsevol mineral es pot descriure com (Chanley, 1989): Mineral primari + Solució d’atac → Mineral secundari + Solució de lixiviat L’alteració dels feldspats potàssics s’inicia amb la ràpida substitució dels ions K+ per ions H+. El mineral secundari variarà segons la intensitat en el lixiviat del K+ (3 i 4). 2.3K(Si3Al)O8+8.4H2O ↔ K0.3Al2(Si3.7Al0.3)O10(OH)2+3.2Si(OH)4+2(K+,OH-) (3) (Ortosa) (Il·lita) 2K(Si3Al)O8+11H2O ↔ Al2Si2O5(OH)4+4Si(OH)4+2(K+,OH-) (4) (Ortosa) (Caolinita) Capítol 9. Model geoquímic de la silicificació 75 Si el lixiviat de K+ no és molt intens, el mineral secundari serà una il·lita (trajectòria A, fig. 25), mentre que, si el lixiviat és intens, es perd tot el K+ i s’obté caolinita (trajectòria B, fig. 25). La intensitat de la hidròlisi del feldspat potàssic és directament proporcional a l’acidesa del medi (Wollast, 1967). Feldspat K Mica K Caolinita Gibbsita Saturació en quars Saturació en sílice amorfa 7 6 5 4 3 2 1 -7 -6 -5 -4 -3 -2 -1 LOG a (H 4 SiO 4 ) LOG a (K + )/ a (H + ) A B fig. 25. Diagrama d’activitat per al sistema K2O-Al2O3-SiO2-H2O a 0º (segons Kastner i Siever, 1979). A i B són diferents trajectòries d’hidròlisi del feldspat potàssic. Geoquímica dels òxids de ferro El ferro pot romandre dissolt en forma d’ió ferrós (Fe2+) o d’ió fèrric (Fe3+). Aquests ions són estables a pH baix (pH < 7) i, pel cas de l’ió fèrric, a pH molt àcid i pε (capacitat del medi de reaccionar amb l’oxígen) molt elevat, difícil de trobar en condicions naturals. Així, en la majoria de casos el ferro és transportat en solució en forma d’ió ferrós a pH neutre - àcid. El ferro pot precipitar en forma de diferents minerals. Si hi ha una davallada del pε (medi reductor; trajectòria A, fig. 26), precipitarà en forma de pirita (considerant que al medi hi ha suficient sofre) o, si hi ha un augment del pH, precipitarà en forma d’òxids i hidròxids (goethita, hematites o ferrihidrita; trajectòria B, fig. 26) o de carbonat (siderita) sempre que hi hagi suficient carbonat en el medi (fig. 26). El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 76 Siderita Pirita Jarosita Fe+3(aq) -14 -12 -10 -8 -6 -4 -2 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 02 4 6 8 10 12 141357 91113 pH Ferrihidrita Fe (OH) 3 Goethita FeO(OH) Hematites Fe 2 O 3 Fe+2(aq) Fe+2(aq) pε A B fig. 26. Diagrama P ε -Ph per a minerals de Ferro a 25ºC, assumint activitats de 10-4 per ferro dissolt, 10-4 per potàssi dissolt i 10-2 per sofre dissolt i assumint un PCO2 = 10-2 (segons Nordstrom i Munoz, 1986). Sota condicions àcides i oxidants el ferro tendeix a ser lixiviat de la roca i remobilitzat (Ferguson et al., 1983 i Milnes et al., 1992). La seva precipitació, ja sigui en forma de sulfur, d’òxid o de carbonat dependrà de les variacions en pH i pε del medi. Geoquímica de l’alunita L’alunita és un sulfat de potassi i alumini hidratat. La seva precipitació es dóna en medis àcids (pH ≈ 4; Saavedra et al., 1981). En un medi àcid l’alumini és més soluble que el silici (pH < 5; Millot, 1964) i, per tant, hi ha un intens lixiviat d’aquest element de l’estructura dels aluminosilicats. Aquest lixiviat i la presència d’un fluid salí amb K+ i SO4-2 faciliten la precipitació d’alunita. L’alunita és un mineral que ha estat interpretat com a hidrotermal, però hi ha exemples d’autigènesi d’alunita superficial a baixa temperatura (Goldbery, 1978 i 1980 i McArthur et al., 1991) que en alguns casos està lligada a silicificacions (Saavedra et al. ,1981; Meyer et al., 1985 i Thiry et al., 1991). Capítol 9. Model geoquímic de la silicificació 77 Geoquímica de la baritina El bari és molt poc soluble en presència de sulfat (K ≈ 10-14)de manera que la precipitació de baritina es deu a la mescla d’aigües no sulfatades riques en bari amb aigües sulfatades. La baritina no és diagnòstica d’un medi concret, ja que pot precipitar en condicions molt variables. De vegades s’ha trobat associada a silicificacions (Meyer et al., 1985). Una altra possibilitat de precipitar baritina sense necessitat d’apel·lar a una procedència diferent del sofre i del bari, és la de transportar bari i sofre junts en un medi reductor, en el qual el sofre es troba en forma d’àcid sulfhídric. Si aquest medi passa a condicions oxidants el sofre s’oxida, passa a sulfat i immediatament precipita baritina. 9.3. Model geoquímic conceptual La diagènesi de Montjuïc és primerenca. Segons la classificació de Schmidt i McDonald (1979), es parlaria d’eodiagènesi, o diagènesi esdevinguda a l’ambient deposicional. La sèrie de Montjuïc no ha estat mai subjecte a un soterrament notable (veure apartat 8.2, capítol 8). Per tant, la silicificació s’ha produït prop de la superfície; el context geològic, l’absència de compactació i el retreballament de les mateixes fàcies silicificades (fragments intraformacionals) confirmen aquesta hipòtesi. La transformació del sediment detrític original ha estat profunda i el seu abast afecta, pràcticament, a tota la muntanya. Els gresos de Montjuïc han estat massivament silicificats. Aquestes característiques són pròpies de medis amb una intensa circulació de fluids on l’advecció és el mecanisme de transport de soluts dominant (BjØrlike i Egeberg, 1993). En ser un procés superficial, la temperatura d’aquests fluids no podia ser molt elevada (< 50ºC segons el model de Person i Garven (1994)). A més, les silicificacions a altes temperatures tenen un abast molt reduït (Canals et al., 1995). De totes maneres, més endevant es veurà com els factors que han exercit un control determinant sobre la silicificació de Montjuïc han estat el pH i la salinitat dels fluids. La diversitat de microfàcies diagenètiques implica l’acció de més d’un fluid al llarg del temps. Independentment dels mecanismes considerats, la silicificació amb desenvolupament d’importants aurèoles de sobrecreixement i sense dissolució aparent del quars detrític implica una important circulació de fluids per tal de renovar la sílice precipitada en el transcurs de la diagènesi. Per satisfer aquest balanç de matèria cal tenir en compte fluxos importants de fluid, propis de El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 78 silicificacions d’aigües freàtiques (Thiry, 1999). En el cas de Montjuïc, degut a la seva situació dins la zona d’enllaç, a cavall entre el horst de Collserola i el graben de Barcelona, les forces motrius (driving forces) que han dirigit aquesta circulació de fluids poden tenir relació o bé amb l’aixecament de relleus a l’àrea del horst de Collserola (forces motrius topogràfiques) o bé amb altres mecanismes relacionats amb la circulació de fluids pel graben de Barcelona (forces motrius convectives), tal com queda expressat a la figura 27. Flux d'aigües freàtiques Encaixant Paleozoic Dipòsits terciaris Subsidència flexural Graben de Barcelona Horst de Collserola Montjuïc Flux topogràfic Flux convectiu Flux per compactació fig. 27. Situació relativa de Montjuïc (Serraval·lià) respecte als tipus de fluxes relacionats amb l’etapa de post-rift en un graben. Modificat de Person i Garven (1994). Quimisme de la silicificació L’alunita és un mineral simptomàtic de medis molt àcids i amb una certa salinitat (SO42-). Aquesta solució salina i àcida pot provenir d’un fluid marí que ha estat acidificat. A pH àcid augmenta la solubilitat de l’alumini el qual és lixiviat de l’estructura dels aluminosilicats (feldspats, miques i argiles), mentre que la sílice, la solubilitat de la qual no varia a pH àcid, resta immòbil sota la forma de sílice amorfa i/o òpal CT (Millot, 1964, Rayot et al., 1992 i Roulin et al., 1986). L’alumini és immobilitzat en forma d’alunita o, si el pH augmenta lleugerament i hi ha sílice disponible, en forma de caolinita. Aquest mecanisme explica les associacions alunita - òpal CT - caolinita trobades en diverses mostres. Goldbery (1978) proposa dos possibles reaccions per a la formació d’òpal i alunita. La primera a partir d’il·lita (5) i la segona a partir de caolinita (6), en la qual els ions de K+ provenen de la dissolució de la il·lita. KAl2[(OH)2Al2Si3O10]+4H++2SO42- ↔ 3SiO2(amorf)+KAl3(SO4)2(OH)6 (5) (il·lita) (òpal) (alunita) Capítol 9. Model geoquímic de la silicificació 79 3Al2Si2O5(OH)4+2K++6H++4SO42- ↔ 6SiO2(amorf)+2KAl3(SO4)2(OH)6+3H2O (6) (caolinita) (òpal) (alunita) Aquest procés només queda registrat en els gresos amb un fort contingut en matriu o pseudomatriu argilosa, la qual és susceptible de ser reemplaçada per òpal. El fet que el fluid sigui de naturalesa salina afavoreix la precipitació de la sílice als gresos sense matriu. L’acidificació del medi també explica l’aparició de bandats d’òxids de ferro (marmorització) en els gresos silicificats, ja que els fluids àcids remobilitzen el Fe i l’acumulen en zones de pH lleugerament més elevat com ara els feldspats potàssics, les miques i els fragments de fil·lita micàcia, la hidròlisi dels quals allibera OH- (veure reaccions (3) i (4); apartat 9.2). Mecanisme d’acidificació del medi El mecanisme d’acidificació és difícil de precisar, hi ha dos mecanismes majors que poden ser considerats: - L’oxidació de la pirita (7; Goldbery, 1978 i 1980, McArthur et al., 1991 i Rayot, 1994). 2FeS2 + 2H2O + 7O2 ↔ 2FeSO4 + 4H+ + 2SO42- (7) (pirita) - La ferròlisi, és a dir, l’oxidació de Fe2+ en solució que, en passar a goethita, allibera H+ (8; Mann, 1983 i McArthur et al., 1991). Segons McArthur et al. (1991), l’ió Fe2+ pot resultar de la reducció microbiana a la superfície de la goethita. 4 Fe2+ + 6H2O + O2 → 4FeOOH + 8H+ (8) (goethita) En el context paleogeogràfic de Montjuïc, l’oxidació de dipòsits anòxics reductors (rics en matèria orgànica, pirita i/o ferro ferrós) lligats a medis deltaics (com és el cas de les unitats de margues del Far o de Miramar) pot haver causat l’acidificació. En aquest cas, els dos mecanismes considerats han pogut tenir incidència en l’acidificació del medi. Precipitació de minerals del grup de la sílice La sílice alliberada dels reticles silicatats per les alteracions àcides pot alimentar solucions fortament sobresaturades respecte al quars i susceptibles de fornir les silicificacions descrites. En aquest cas, dites solucions serien l’origen de cimentacions i/o recristal·litzacions a quars microcristal·lí i solucions més diluïdes originarien el sobrecreixement del quars detrític. Així, les El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 80 microfàcies amb òpal, quars microcristal·lí i sobrecreixements de quars podrien resultar d’una mateixa solució mare que progressivament es va empobrint en sílice, ja sigui per precipitació d’aquesta o per barreja amb solucions més diluïdes. La presència de quars pseudomorfitzant bioclasts i ciments previs de sulfats indica l’actuació de mecanismes de dissolució-precipitació immediata que preservarien l’estructura original reemplaçada. En aquest context, els sobrecreixements de feldspat serien anteriors a la precipitació de minerals del grup de la sílice, tal i com sembla mostrar el seu hàbit idiomòrfic entre els ciments sintaxials de quars. Precipitació a les fractures La presència d’indicadors de geotropisme (veure apartat 8.3 del capítol 8) indica que les silicificacions de les fractures de la part superior de la sèrie es fan sota l’efecte de circulacions vadoses tardanes posteriors a la cimentació del gres, per caiguda del nivell freàtic o exhumació de la sèrie. La baritina, acompanyada d’altres sulfats (guix), és la primera en precipitar i omple la porositat del gres adjacent . Quan el sulfat ha estat completament consumit, les fractures són silicificades i reemplacen als sulfats. El guix és totalment reemplaçat per microquars pseudomòrfic. La baritina, en ser molt insoluble, només és reemplaçada puntualment per calcedònia. El reompliment de la vena és culminat amb la precipitació de sílice. La seqüència de cristal·lització d’aquesta franja evoluciona de formes amorfes (òpal) cap a formes més cristal·lines (calcedònia). Aquesta evolució és característica de moltes silicificacions i és explicada per Thiry i Ben Brahim (1997): a l’inici de la silicificació en una fractura, les aigües estan en contacte amb els minerals de l’encaixant i es carreguen en cations, que impedeixen el creixement de cristalls. Quan la precipitació prossegueix, el fluid és progressivament aïllat de l’encaixant i augmenta la cristal·linitat de la sílice. Sovint entre la banda d’òpal i la de calcedònia (calcedonita), apareix una banda isòpaca de calcedònia en taulell d’escacs (amb doble elongació). El fet que aquesta espècie mineral no hagi precipitat en esferulites fa pensar que s’ha format per la recristal·lització de l’òpal, el qual sol precipitar en bandes isòpaques. Capítol 9. Model geoquímic de la silicificació 81 Hidrologia de la silicificació La silicificació de Montjuïc està estretament relacionada amb la circulació en medi freàtic de fluids d’origen marí a través dels gresos i conglomerats. La presència en els gresos de microfàcies amb òpal, microquars i quars sobrecrescut indica una progressiva dilució del fluid que silicifica. Aquesta dilució pot ser el producte de l’entrada d’aigües meteòriques del continent, les quals també podrien ser les responsables de la silicificació a les fractures en medi vadós en un moment de davallada del nivell freàtic. Les microfàcies no silicificades és concentren en zones de baixa circulació de fluids. Aquesta baixa circulació seria produïda per l’existència de zones de baixa permeabilitat (p. ex. unitats del Far i de Miramar o parts lutítiques de la Unitat del Castell) o per altres causes (com, per exemple, el tamponament del pH per presència de carbonats). 9.4. Modelització termodinàmica quantitativa Hi ha molts programes informàtics que permeten fer una modelització geoquímica d’un sistema (p. ex. “React”, Bethke (1992); “Chess”, Van der Lee et al. (1999)), però en definitiva tots funcionen igual. Aquests programes es serveixen d’una base de dades creada a priori per l’usuari, en la qual hom defineix un estat inicial del sistema (components gasosos, líquids i sòlids i condicions d’entorn (pH, Eh, temperatura...)) i com ha d’evolucionar aquest al llarg del temps. A partir d’aquestes dades, el programa fa un càlcul matemàtic tenint en compte les lleis de la termodinàmica i/o de la cinètica i crea un arxiu amb les dades del sistema final. Les dades es poden representar mitjançant diagrames d’evolució del sistema (concentració dels components, pH, Eh...). Cal tenir en compte que aquest tipus de programes assumeixen que el sistema és homogeni i que està en equilibri. Aquesta assumpció és irreal, però una modelització en sistemes heterogenis involucraria tants paràmetres, que la seva operativitat esdevindria molt complexa. A la literatura recent hi ha algun exemple de modelització de silicificacions superficials al Terciari d’Austràlia (Thiry et al., 1995). La modelització geoquímica quantitativa de la silicificació dels gresos de Montjuïc ha estat realitzada amb J.M. Schmitt de l’École Nationale Supériéure des Mines de Paris, utilitzant el programa “React” (Geochemical WorkbenchTM; Bethke, 1992). Aquest programa permet simular una interacció progressiva entre una solució i una roca representada per un conjunt de minerals definits per l’usuari. Inicialment, es calcula l’estat d’equilibri entre l’aigua intersticial i la roca; a continuació, es va fent percolar la solució definida a El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 88 5. L’àrea font dels components detrítics és el massís de Collserola, on els materials paleozoics afloren àmpliament. Concretament, l’àrea de Tibidabo - Vallvidrera, on apareixen totes les litologies representades als fragments de roca dels gresos de Montjuïc. 6. La baixa relació Plagiòclasi/Feldspat potàssic en els components detrítics dels gresos de Montjuïc en relació a l’àrea font seria indicativa un clima humit. Sota aquest clima els feldspats (sobretot les plagiòclasis) foren hidrolitzats, fet que comportaria el desenvolupament d’un perfil de meteorització. 7. El desmantellament de la cobertora mesozoica del massís de Collserola esdevingué entre el Serraval·lià i el Burdigalià, ja que a Montjuïc no s’han trobat fragments de roca carbonàtics del Mesozoic, mentre que els gresos del Burdigalià de Rubí contenen molts d’aquests fragments derivats de l’erosió del Mesozoic del massís de Collserola. Aquest fet s’adiu amb l’estadi de post-rift donat per als sediments serraval·lians dins del context d’evolució tectono-sedimentària del marge català del Solc de València. 8. Segons les diferents associacions de minerals autigènics dels gresos de Montjuïc, s’han definit sis microfàcies diagenètiques diferents que es poden dividir, a grans trets, en microfàcies silicificades i no silicificades. 9. Els termes utilitzats per a l’explotació dels gresos de Montjuïc (blanquet i rebuig), tenen una estreta relació amb els diferents processos diagenètics observats. El rebuig equival essencialment a les microfàcies no silicificades, mentre que el blanquet engloba tots aquells gresos silicificats, sobretot aquells en que el principal producte autigènic és el quars. 10. La formació de minerals autigènics, especialment del grup de la sílice (silicificació), ha estat un procés essencial en la litificació dels gresos de Montjuïc. Als gresos, la cimentació primerenca involucra la transformació de la matriu lutítica a òpal i microquars i la precipitació de sobrecreixements de feldspat potàssic i quars. A les fractures precipita baritina i, a continuació, òpal i calcedònia. 11. Els principals factors per dur a terme la silicificació han estat una forta disminució del pH, la salinitat del medi (probablement deguda a fluids d’origen marí) i la presència de Capítol 10. Conclusions 89 nuclis de creixement cristal·lí preexistents en els gresos (nucleació heterogènia). La temperatura ha tingut poca incidència com a motor del procés de silicificació. Les àrees de la muntanya no silicificades estarien relacionades amb zones de baixa percolació de fluids, ja sigui pel fet de ser fàcies poc permeables o per altres factors (com, per exemple, el tamponament del pH per presència de carbonats). 12. La silicificació de les formacions de Montjuïc és superficial i produïda sota l’efecte de circulacions de mantell freàtic. Cal remarcar que l’autigènesi de sobrecreixements de quars, feldspats potàssics i caolinites recorden cimentacions pròpies de diagènesis més profundes o lligades a reservoris petrolers. La potència de les silicificacions també és remarcable, amb nivells silicificats de diverses desenes de metres d’espessor, més pròpies de diagènesis d’enfonsament que de silicificacions superficials. La natura i la potència d’aquestes silicificacions són, doncs, motiu de prudència en la interpretació de les formacions silicificades fòssils. El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 90 91 11. BIBLIOGRAFIA Almera, J., 1880. De Montjuich al Papiol a través de las épocas geológiques. Mem. R. Acad. CC. y AA. Barcelona, 553. Almera, J., 1894. Descripción de los terrenos pliocénicos de la cuenca del Bajo Llobregat y llano de Barcelona. Mapa Geol. Prov. Barcelona. 351p. Almera, J., 1898. Compte rendu de l’excursion du 28 septembre a Sans et a Montjuich. Bull. Soc. Géol. France, 26, 680-689. Alonso, F., Peón, A., Villanueva, O., Rosell, J., Trilla, J. i Obrador, A., 1977. Mapa y memoria explicativa de la Hoja nº 421 (Barcelona) del Mapa geológico Nacional a escala 1:50.000, IGME. Álvarez, A., 1987. Las canteras de Montjuic (Barcelona) (I). Rev. Miner. Cat., 3 (9), 238-242. Álvarez, A., 1988. Las canteras de Montjuic (Barcelona) (II). Rev. Miner. Cat., 4 (1), 22-25. Álvaro-de-Buergo, E. i Meléndez-Hévia, F., 1994. Características generales de las subcuencas del margen peninsular mediterráneo (“Rift” del Surco de Valencia). Acta Geol. Hisp., 29, 67-79. Arbey, F., 1980. Les formes de la silice et l’identification des évaporites dans les formations silicifiées. Bull. Cent. Rech. Explor. Elf-Aquitaine, 4, 309-365. BjØrlykke, K. i Egeberg, P.K., 1993. Quartz cementation in sedimentary basins. Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 77 (9), 1538-1548. Banda, E. i Santanach, P., 1992a. The Valencia trough (western Mediterranean): an overview. Tectonophysics, 208, 183-202. El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 92 Banda, E. i Santanach, P. eds., 1992b. Geology and geophysics of the Valencia trough (western Mediterranean). Tectonophysics, 203, 1-361. Bartrina, M.T., Cabrera, L., Jurado, M.J., Guimerà, J. i Roca, E., 1992. Evolution of the central Catalan margin of the Valencia trough (western Mediterranean). Tectonophysics, 203, 219-247. Basu, A., 1976. Petrology of holocene fluvial sand derived from plutonic source rocks; implications to paleoclimatic interpretation. Jour. Sed. Petrol., 46 (3), 694-709. Berggren, W.A., Dennis, K.V., Swisher III, C.C. i Aubry, M.P., 1995. A revised cenozoic geochronology and chronostratigraphy. En Times Scales and Global Strat. Corr. SEPM Spec. Pub, 54, 129-212. Bethke, G., 1992. The Geochemist’s Workbench. A user’s guide to Rxn, Act 2, Tact, React and Gtplot, University of Illinois, 174 p. Blow, W.H., 1969. Late Middle Eocene to Recent planktonic foraminiferal biostratigraphy. En P. Bronnimann i H.H. Renz (eds.). Proceedings of the First International Conference on Planktonic Microfossils (Geneva 1967), 199421, Leiden E. J. Brill. Bolli, H.M. i Saunders J.B., 1985. Oligocene to Holocene low latitude planktic foraminifera. En H. M. Bolli, J.B. Saunders, i K. Perch-Nielsen (eds.). Plankton stratigraphy, 155-262, Cambridge Earth Science Series. Bustillo, M.A., 1976. Texturas de la rocas silíceas inorgánicas en ambiente continental y significado genético. Estudios geol., 32, 371-383. Bustillo, M.A., Delgado, A., Rey, J. i Ruiz-Ortiz, P.A., 1998. Meteoric water participation in the genesis of Jurassic cherts in the Subbetic of southern Spain - a significant indicator of penecontemporaneous emergence. Sedim. geol., 119, 85-102. Cabrera, L., 1973. Thegioastraea multisepta (SISMONDA) Primer coralario colonial del mioceno marino de Montjuich (Barcelona). Acta Geol. Hisp., 8, 148-150. Canals, M. i Meunier, J.D., 1995. A model for porosity reduction in quartzite reservoirs by quartz cementation. Geochim. Cosmochim. Acta, 59 (4), 699-702. Carez, L. 1881. Étude des terrains crétacés et tertiares du Nord de l’Espagne. Paris, ed. Librairie F. Savy, 327p. Chanley, H., 1989. Clay sedimentology. Springer-Verlag Berlin Heidelberg, 623p. Capítol 11. Bibliografia 93 Colom, G. i Bauzá, J., 1945. Notas sobre los foraminíferos de las margas Miocénicas de Montjuich. Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat., 43, 483-500. De Ros, L.F., Morad, S. and Paim, P.S.G., 1994. The role of detrital composition and climate on the diagenetic evolution of continental molasses: evidence from the Cambro-Ordovician Guaritas Sequence, southern Brazil. Sedim. Geol., 92, 197-228. Delmas, A. B. Garcia-Hernandez, J. F. i Pedro, G., 1982. Discussion sur les conditions et les mécanismes de formation du quartz à 25°C en milieu ouvert. Analyse réactionnelle par voie cinétique. Sci. Géol., Bull., 35 (12), 81-91. Dickinson, W.R., 1970. Interpreting detrital modes of grauwacke and arkose. Jour. Sed. Petrol., 40, 695-707. Dickinson, W.R., Beard, L.S., Brakenridge, G.R., Erjavec, J.L., Ferguson, R.C., Inman, K.F., Knepp, R.A., Linaberg, F.A. i Ryberg, P.T., 1983. Provenance of North American Phanerozoic sandstones in relation to tectonic setting. Geol. Soc. Am. Bull., 94, 222-235. Dott, R.H.Jr., 1964. Wacke Graywacke and matrix-What approach to inmature sandstone classification?. Jour. Sed. Petrol., 34, 625-632. Duran, H., Gil Ibarguchi, J.I., Julivert, M. i Ubach, J. 1984. Early Paleozoic acid volcanism in the Catalonian Coastal Ranges (Nortwestern Mediterranean). En F.P. Sassi i M. Julivert (eds.). Project IGCP nº5, Newsletter 6, 33-43. Enrique, P. 1990. The Hercynian intrusive rocks of the Catalonian Coastal Ranges (NE Spain). Acta Geol. Hisp., 25, 39-64. Faura y Sans, M., 1908. Adicions á la fauna miocénica de Montjuic. Butll. Inst. Catal. Hist. Nat., Sec. Geol., 5, 5560. Faura y Sans, M., 1917. Montjuich Notas geológicas. Publ. Soc. Atrac. For., Barcelona, 5-55. Ferguson, J., Burne, R.V. i Chambers, L.A., 1983. Iron mineralisation of peritidal carbonate sediments by continental groundwaters, Fisherman bay, south Australia. Sedim. geol., 34, 41-57. Flörke, O.W., Flörke, U. i Giese, U., 1984. Moganite. A new microcrystalline Silica-Mineral. Neues Jahrbuch Miner. Abh., 149, 325-336. El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 94 Folk, R.L., 1965. Petrology of sedimentary rocks. Hemphill’s Bookstore. Austin. 170p. Folk., R.L. i Pittman, J.S., 1971. Length-slow chalcedony: A new testament for vanished evaporites. Jour. Sed. Petrol., 41 (4), 1045-1058. Fontboté, J.M., Guimerà, J., Roca, E., Sabat, F., Santanach, P. i Fernández-Ortigosa, F., 1990. The Cenozoic geodynamic evolution of the Valencia Trough (Western Mediterranean). Rev. Soc. Geol. Esp., 3, 249-259. Gazzi, P., 1966. Le arenarie del flysh sopracretaceo dell’Apenino modenese; correlazioni con il flysh Monghidoro. Miner. Petro. Acta, 12, 69-97. Gil Ibarguchi, J.I. i Julivert, M., 1988. Petrología de la aureola metamórfica de la granodiorita de Barcelona en la Sierra de Collserola (Tibidabo). Estudios Geol., 44, 353-374. Goldbery, R., 1978. Early diagenetic, nonhydrotermal Na-alunite in Jurassic flint clays, Makhtesh Ramon, Israel. G.S.A. Bull., 89, 687-698. Goldbery, R., 1980. Early diagenetic, Na-alunites in Miocene algal mat intertidal facies, Ras Sudar, Sinai. Sedimentology, 27, 189-198. Goldich, S.S., 1938. A study in rock-weathering. Jour. Geol., 46, 17-23. Gómez-Gras, D., Calvet, F. i Parcerisa, D., 1998. Extensive early diagenetic silica cementation in the upper Miocene deltaic sandstones on the margin of the Barcelona halfgraben, Spain. En J.C. Cañaveras, M.A. García del Cura i J. Soria (eds.). XV International Sedimentological Congress, Libro de comunicaciones (Sedimentology at the dawn of the third millennium. 390-391, Alicante, Publicaciones de la Universidad de Alicante. Haq, B.U., Hardenbol, J. i Vail, P.R., 1988. Mesozoic and Cenozoic chronostratigraphy and cycles of sea-level change. En C. K. Wilgus et al. (eds.). Sea-level change: an integrated approach: Society of Economic Paleontologists and Mineralogists Special Publication, 42, 71-108. Haszeldine, R.S., Samson, I.M. i Cornford, C., 1984. Quartz diagenesis and convective fluid movement: Beatrice oilfield, UK North Sea. Clay Miner., 19, 391-402. Hendry, J.P. i Tewin, N.H., 1995. Authigenic quartz microfabrics in cretaceous turbidites: Evidence for silica transformation processes in sandstones. Jour. Sed Res., A65 (2), 380-392. Capítol 11. Bibliografia 95 Housecknecht, D.W., 1987. Assessing the relative importance of compaction processes and cementation to reduction of porosity in sandstones. Am. Assoc. Pet. Geol. Bull., 71, 633-642. Iler, R.K., 1979. The chemistry of silica: solubility, polymerization, colloid and surface properties and biochemistry. Wilwy, New York. 866p. Ingersoll, R.V., Bullard, T.F., Ford, R.L., Grimm, J.P., Pickle, J.D. i Sores, S.W., 1984. The effects of grain size on detrital modes: a test of the Gazzi-Dickinson point-counting method. Jour. Sed. Petrol., 54, 103-116. Julivert, M. i Durán, H., 1990. Paleozoic stratigraphy of the Central and Northern part of the Catalonian Coastal Ranges (NE Spain). Acta Geol. Hisp., 25, 3-12. Kastner, M. i Siever, R., 1979. Low temperature feldspars in sedimentary rocks. Amer. Jour. Sci., 279, 435-479. Khalaf, F.I., 1988. Petrography and diagenesis of silcrete from kuwait, Arabian Gulf. Jour. Sed. Petrol., 58 (6), 10141022. La Marmora, A., 1834. Note géologique sur la montagne de Mont-Jouy, près de Barcelona. Bull. Soc. Géol. France, 4, 351. Limarino, C.O. i Caselli, A., 1995. Cherts (ftanitas) y niveles de silicificación en la sección superior del grupo Paganzo (Pérmico), noroeste argentino. Rev. Asoc. Geol. Argent., 2, 37-56. Llopis, N., 1942a. Tectomorfología del macizo del Tibidabo y valle inferior del Llobregat. Estudios Geogr., 3, 321383. Llopis, N., 1942b. Los terrenos cuaternarios del llano de Barcelona. Publ. Inst. Geol.-Top. Dip. Prov. Barcelona, 6, 152. Magné, J., 1978. Etudes microstratigraphiques sur le néogène de la Mediterranée Nord-Occidentale. Les bassins néogènes catalans.Tesis doctoral. Université Paul Sabatier, Toulouse, 260 p. Mann, A.W., 1983. Hydrochemistry and weathering on the Yilgarn Block, Western Australia: Ferrolysis and heavy metals in continental brines. Geochim. Cosmochim. Acta, 47, 181-190. Marfil, R. i De la Peña, J.A., 1992. Diagenesis: rocas siliciclásticas y rocas carbonáticas. En A. Arche (Coord.), Sedimentologia Volumen II, 345-430, Consejo Superior de Investigaciones Científicas, Madrid. El Miocè de la muntanya de Montjuïc: estratigrafia, sedimentologia, petrologia i diagènesi. 96 Marshall, W. L. i Warakomski , J. J., 1980. Amorphous silica solubilities. II-Effects of aqueous salt solutions at 25°C. Geochim. Cosmochim. Acta, 44, 915-924. Maureta, J. i Thos, S., 1881. Descripción física, geológica y minera de la provincia de Barcelona. Mem. Com. Mapa Geol. Esp., IX, 487. McArthur J. M., Turner, J. V., Lyons, W. B., Osborn, A. O. i Thirlwall, M.F., 1991. Hydrochemistry on the Yilgarn Block, Western Australia: Ferrolysis and mineralisation in acidic brines. Geochim. Cosmochim. Acta, 55, 1273-1288. McBride, E.F., 1985. Diagenetic processes that affect provenance determinations in sandstone. En G. G. Zuffa (ed.). Provenance of arenites. NATO-ASI Ser. C, 148, 95-113, D. Reidel, Dordrecht. Medialdea Vega, J. i Solé Sabaris, Ll., 1973. Mapa Geológico de España. E. 1:50000, nº 420, Hospitalet de Llobregat. IGME, Madrid, Serv. Publ. Ministerio Industria, 55 p., 1 map. Meyer, R. i Pena dos Reis, R.B., 1985. Paleosols and alunite silcretes in continental cenozoic of western Portugal. Jour. Sed. Petrol., 55 (1), 76-85. Millot, G., 1964. Géologie des argiles. Masson, Paris, 499p. Milnes, A.R., Fitzpatrick, R.W., Self, P.G., Fordham, A.W. i McClure, S.G., 1992. Natural iron precipitates in a mine retention pond near Jabiru, Northern Territory, Australia. En H.G.W. Skinner i R.W. Fitzpatrick (eds.). Biomineralization. Processes of iron and manganese -Modern and Ancient environments. 233-261. Catena supplement 21. Molina, E., García, G. i Vicente, M.A., 1997. Estudio de perfiles silicificados en el borde de la cuenca terciaria del Duero. Una nueva interpretación genética de la silicificación. Rev. Soc. Geol. España, 10 (3-4), 327-338. Morad, S., Marfil, R. i De la Peña, J.A., 1989. Diagenetic K-feldspar pseudomorphs in the Triassic Buntsandstein sandstones of the Iberian Range, Spain. Sedimentology, 36, 635-650. Murray, R.C., 1990. Diagenetic silica stratification in a paleosilcrete, north Texas. Jour. Sed. Petrol., 60 (5), 717720. Nemec, W. i Steel, R.J., 1988. What is a fan delta and how do we recognize it?. En W. Nemec i R.J. Steel (eds.). Fan Deltas: Sedimentology and Tectonic Settings. Blackie and Son. Nordstrom, D.K. i Munoz, J.L., 1986. Geochemical thermodynamics. Blackwell Scientific Publications, UK. 475p. Capítol 11. Bibliografia 97 Person, M. i Garven, G., 1994. A sensitivity study of the driving forces on fluid flow during continental-rift basin evolution. Geol. Soc. Amer. Bull., 106, 461-475. Pettijohn, F.J., Potter, P.E. i Siever, R., 1973. Sand and sandstones. Springer-Verlag, New York-Heidelberg-Berlin. 618p. Rayot, V., 1994. Altérations du centre de l’Australie: rôle des solutions salines dans la genèse des silcrètes et des profils blanchis. ENSMP Mém. Sc. De la Terre, 22, 142 p. Rayot, V., Self, P. i Thiry, M., 1992. Transition of clay minerals to opal-CT during ground-water silicification. En J. M. Schmitt i Q. Gall (eds.). Mineralogical and geochemical records of palaeoweathering, ENSMP Mém. Sc. De la Terre, 18, p. 47-59. Roca, E., 1994. La evolución geodinámica de la Cuenca Catalano-Balear y áreas adyacentes desde el Mesozoico hasta la actualidad. Acta Geol. Hisp., 29, 3-25. Roca, E. i Guimerà, J., 1992. The Neogene structure of the eastern Iberian margin: structural constraints on the crustal evolution of the Valencia trough (western Mediterranean). Tectonophysics, 203, 203-218. Roca, J.L. i Casas, A., 1981. Gravimetria en zona urbana. Mapa gravimétrico de la ciudad de Barcelona. Roulin, F., Boudeulle, M. i Truc, G., 1986. Transformation argile-opale dans les silcrètes Éocènes du bassin d’Apt (Vaucluse). Bull. Miner., 109, 349-357. Saavedra, J. i Sanchez Camazano, M., 1981. Origen de niveles continentales silicificados con alunita en el Preluteciense de Salamanca España. Clay Minerals, 16, 163-171. San Miguel de la Cámara, M., 1912. Datos para la Estratigrafía de Montjuic. Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat., 12, 311314. San Miguel de la Cámara, M., 1929. Las pizarras cristalinas de silicato cálcico de la zona metamórfica del Tibidabo. Mem. R. Acad. CC. y AA. Barcelona, 31, nºXXI, 513-530. San Miguel de la Cámara, M., Sierra, A., Marcet Riba, J. i Cerero, R., 1928. Memoria explicativa de la Hoja nº 421. Barcelona. Diputación Provincial de Barcelona. Instituto Geológico y Minero de España. Madrid. 84p. San Miguel, A. i Masriera, A., 1970. Contribución al estudio Petrológico de los niveles de areniscas de Montjuic (Barcelona). Publ. Inst. Inv. Geol. Dip. Prov., 24, 11-34. . 104 FMJ-1 FMJ-18 FMJ-17 FMJ-16 FMJ-15 FMJ-14 FMJ-11 FMJ-13 FMJ-12 FMJ-10 FMJ-9 FMJ-9b FMJ-8 FMJ-7 FMJ-6 FMJ-5 FMJ-4 FMJ-3 FMJ-2 l vfs ms vcs c SECCIÓ DEL JARDí DE CACTUS 0 5m 5ª BARRA UNITAT DEL CASTELL UNITAT DE MIRAMAR UNITAT DEL MIRADOR 105 . 106 ANNEX II. FOTOGRAFIES 107 LÀMINA I A. Vista de la Unitat del Morrot a la paret de Riviere. Destaca la cimentació diferencial d’aquesta unitat. Mentre que algunes zones de la muntanya estan fortament silicificades i presenten un aspecte massís i fracturat, d’altres zones de color ocre i blanc estan feblement cimentades. La línia discontínua limita la zona silicificada i ben cimentada (a la part inferior) de la zona no silicificada i poc cimentada (a la part superior). B. Detall d’una capa conglomeràtica amb base erosiva i còdols intraformacionals silicificats. La foto ha estat tirada a la a la paret de Riviere i correspon a la part superior de la Unitat del Morrot. C. Vista general de la muntanya de Montjuïc des del port de Barcelona. En primer terme destaquen la Ronda Litoral i el Far de Montjuïc. Al cim es troba el Castell de Montjuïc. Es poden observar les unitats del Morrot, del Far i del Castell. D. Vista general de la muntanya de Montjuïc des del port de Barcelona. Al peu de la muntanya hi ha els jardins Costa i Llobera. Per damunt dels jardins es pot observar la part superior de la Unitat del Castell, la Unitat de Miramar i la Unitat del Mirador. . 108 109 LÀMINA II A. Diferents tipus de cimentació a la Unitat del Morrot. En primer terme hi ha gresos de color vermellós, massius i intensament silicificats. En segon terme apareixen gresos ocres sense cimentar o cimentats per nòduls carbonàtics (part superior de la foto). B. Detall de la cimentació carbonàtica en nòduls i petites capes a la part superior de la Unitat del Morrot. C. Vista general del Massís de Collserola des de Montjuïc. Aquesta zona actuà com a àrea font dels components detrítics dels gresos i conglomerats miocens de Montjuïc. . 110 111 LÀMINA III A. Aspecte general dels gresos de Montjuïc al microscopi petrogràfic. A part dels fragments de quars i feldspat potàssic, es poden observar fragments de roca plutònica (fletxa negra) i metamòrfica (fletxes blanques). Nícols encreuats. Mostra FMP - 12. Escala 0,9 mm. B. Detall de bioclasts (foraminífers) dels gresos de la part superior de la Unitat del Castell. Nícols paral·lels. Mostra FMJ - 9. Escala 0,5 mm. C. Detall de l’alteració diferencial del feldspat potàssic. En una mateixa làmina apareixen feldspats totalment frescs (fletxes negres) al costat de feldspats alterats (fletxes blanques). Nícols encreuats. Mostra FMR - 14. Escala 0,7 mm. D. Làmina prima dels gresos de la Unitat del Morrot on s’evidencia la mala selecció d’aquesta unitat. També es pot veure un fragment de chert (fletxa blanca) i un fragment plutònic amb les plagiòclasis totalment dissoltes (fletxes negres). Nícols encreuats. Mostra FMR - 18. Escala 0,9 mm. E. Detall de bioclasts (mol·luscs) dels gresos amb matriu micrítica (colors foscos) de la part superior de la Unitat del Castell. Nícols paral.lels. Mostra FMJ - 9. Escala 0,9 mm. F. Pas d’un gres silicificat amb matriu siliciclàstica que correspon a un burrow (esquerra) a un gres silicificat sense matriu i cimentat per sobrecreixements. Nícols encreuats. Mostra FMM - 33. Escala 0,9 mm. . 112 113 LÀMINA IV A. Aspecte general dels diferents tipus de sobrecreixements autigènics dels gresos de Montjuïc. Assenyalats per una fletxa negra es veuen dos sobrecreixements de quars, a l’esquerra en un fragment policristal·lí i a la dreta en un fragment monocristal·lí. La fletxa blanca assenyala un sobrecreixement de feldspat potàssic. Nícols encreuats. Mostra FMR - 17. Escala 0,5 mm. B. Aspecte de la matriu argilosa d’un gres transformada a òpal (coloracions marronoses). Nícols paral·lels. Mostra FMM - 31. Escala 0,7 mm. C. Detall del sobrecreixement irregular d’un gra de quars (fletxes negres) dins un gres amb la matriu transformada a microquars. El contorn del gra és marcat per diminutes inclusions fluides. Nícols encreuats. Mostra FMM - 1. Escala 0,4 mm. D. Sobrecreixements de feldspat potàssic (fletxes negres) en grans de feldspat (aspecte brut). El ciment fibrós de calcedònia està associat a una fractura adjacent al gres fotografiat. Nícols encreuats. Mostra FMP - 2. Escala 0,5 mm. E. Gres de la part superior de la Unitat del Morrot cimentat per calcita (tinció vermella) Nícols paral·lels. Mostra FMM - 12. Escala 0,5 mm. F. Precipitació d’hematites en petites motes opaques dins un gres amb la matriu argilosa transformada a òpal. L’hematites apareix també acumulada a la foliació d’un fragment metamòrfic (fletxes negres). Nícols paral·lels. Mostra FMM - 30. Escala 0,7 mm. . 120 121 LÀMINA VIII A. Ciment de calcedònia reomplint la porositat d’un gres adjacent a una fractura. La calcedònia forma una crosta isopaca (fletxes blanques) a la porositat deixada pels grans detrítics (fletxa negra). Mostra FMP - 2. B. Ciment d’òpal en esferulites relacionat amb la transformació a òpal de la matriu argilosa en un gres de la Unitat del Castell. Mostra FMP - 6. C. Detall de l’òpal en petites esferulites. Mostra FMM - 31. D. Òpal i un cub d’alunita (fletxa blanca) amb les arestes de 1 µm. Mostra FMP - 6. E. Detall del cub d’alunita de la foto anterior. Mostra FMP - 6. F. Booklet de caolinita autigènica. Mostra FMM - 31. . 122