Gu.a XEOLO 2 - Consellería de Cultura, Educación e ...

Bacharelato semipresencial e a distancia

Guía do alumnado

Xeoloxía

Materias optativas 2ºBacharelato

Guía de estudo a distancia

3

Esta guía foi elaborada por Nicolás Lucas Domínguez

1. A MATERIA O obxecto de estudo da Xeoloxía é a orixe do planeta Terra e os procesos dinámicos acontecidos durante os máis de 4 500 millóns de anos da súa historia. Estes sucesos reconstrúense a partir da información impresa nas rochas. En calquera localidade podemos observar as súas peculiaridades xeolóxicas (tipo de materiais presentes, o seu emprazamento no espazo, o modelado da superficie,etc) que son o resultado dun proceso histórico do que vai quedando un rexistro parcial. Esta vertente práctica do traballo in situ, no campo e laboratorio, non se vai facer nesta modalidade de estudo a distancia. Por esta razón non se vai traballar directamente cos obxectos xeolóxicos (rochas, afloramentos, paisaxes) senón coa súa representación pictórica ou modelo gráfico representado fundamentalmente polos cortes xeolóxicos. Estes exercicios de interpretación de cortes e mapas xeolóxicos simplificados cobran especial importancia pois substitúen ao resto de traballo práctico habitual en xeoloxía.

A Xeoloxía sempre tivo unha vertente aplicada moi importante, relacionada coa minaría e explotación de recursos, coa construción de infraestruturas –xeotecnia- ou coa análise de riscos. Precisamente esta vertente relativa a recursos, riscos e impactos foi conformando a Xeoloxía Ambiental, un dos núcleos básicos para o desenvolvemento das ciencias ambientais, de tanta importancia na actualidade. Estes aspectos son obxecto doutra materia do curriculum de bacharelato, polo que se eliminan deste programa (tema 12).

2. ASPECTOS METODOLÓXICOS

2.1. O libro de texto Geología. 2º Bachillerato. Banda, E.; Torné, M. Santillana, Madrid, 1997

Sobre o esquema de 16 temas do libro de texto (tal como se pode observar no índice da páxina 3) farase unha reorganización.

2.2. Distribución dos contidos por avaliacións A distribución temporal precisa dos contidos dependerá das datas de exames elaboradas a comezos de cada curso. Na Táboa seguinte figuran os contidos correspondentes a cada avaliación. Na parte dereita indícanse os temas do libro (T) nos que se pode atopar a información.

O primeiro bloque de contidos presenta diferentes ferramentas e aspectos básicos da Xeoloxía. En primeiro lugar, e debido ao carácter histórico desta ciencia, recolocamos o tema correspondente á tempo xeolóxico. Segue a presentación das ferramentas xeofísicas que debuxan unha imaxe da estrutura, da composición e doutros parámetros básicos do planeta. Continúa cun recordatorio dos conceptos básicos da Tectónica de Placas, marco teórico no que situamos os procesos dinámicos actuais. Remata esta primeira parte co estudo dos compoñentes elementais da codia, os minerais, que son testemuñas das condicións e ambientes nos que se formaron.

O núcleo do segundo bloque presta atención aos procesos dinámicos clásicos de orixe interna: son os temas de magmatismo, metamorfismo e deformación. Compleméntase con

Xeoloxía

4

outros dous temas que integran estes fenómenos mediante a descrición da evolución da codia oceánica e continental.

O terceiro bloque resérvase para o estudo dos procesos externos, o que inclúe a erosión e modelado da superficie e a formación de rochas sedimentarias.

BLOQUE Tema

Sucesos xeolóxicos no tempo e e no espazo

O tempo xeolóxico T13 Representación de obxectos e fenómenos xeolóxicos (I)

Xeofísica: estrutura e composición da Terra

Sismoloxía e calor interna: estrutura da Terra T1 Gravidade e magnetismo terrestre T2

Introdución á dinámica As placas litosféricas T3

Prim

eira

ava

liaci

ón

O P

LAN

ETA

TE

RR

A

Os materiais terrestres Os materiais da litosfera: minerais e rochas T4

PROCESOS INTERNOS E

TECTÓNICA DE PLACAS

Magmatismo, rochas ígneas e vulcanismo T5 Metamorfismo e deformación das rochas T6 Evolución dos océanos T7 Evolución dos continentes. Oroxénese. T8 Se

gund

a av

alia

ción

Representación de obxectos e fenómenos xeolóxicos (II)

PROCESOS EXTERNOS:

O CICLO SEDIMENTARIO

(1) A erosión da superficie: Destrución das rochas superficiais. T9 Modelado do relevo. T10 (2). Sedimentación e diaxénese. Estratigrafía Sedimentos e rochas sedimentarias. T11 Te

rcei

ra

aval

iaci

ón

Representación de obxectos e fenómenos xeolóxicos (III)

Táboa 1. Distribución dos contidos por avaliacións

2.3. Método de traballo As fases recomendadas para abordar o estudo dos distintos temas é a seguinte:

1) Le atentamente as orientacións dadas nesta guía ao comezo de cada tema. 2) Utiliza como esquema básico o documento de contidos mínimos 3) Le os contidos correspondentes do libro, prestando atención á información das

figuras e táboas. Simultaneamente á lectura, vas realizando un esquema simple. Resulta tamén recomendable ir anotando tecnicismos para a elaboración dun glosario.

4) Intenta realizar as actividades propostas na guía e contrasta os teus resultados co solucionario.

5) A continuación estuda o tema elaborando ao mesmo tempo as definicións do teu glosario. Aproveita as posibilidades de consulta co titor.

6) Realiza as actividades para enviar ao titor.

Poderase consultar información complementaria como contidos mínimos, modelos de exames, etc na páxina web iessanclemente.net (na súa sección de educación a distancia, contidos de departamentos, bioloxía e xeoloxía).


5

ORIENTACIÓNS RELATIVAS ÓS CONTIDOS E ACTIVIDADES

Durante o desenvolvemento do curso os coñecementos que se van adquirindo débense aplicar en exercicios de interpretación de mapas e cortes xeolóxicos. Por esta razón na táboa de distribución de contidos inclúese o apartado correspondente para cada avaliación baixo o epígrafe “Representación de obxectos e fenómenos xeolóxicos”. A continuación indícanse os principais aspectos a considerar en cada avaliación. Representación de obxectos e fenómenos xeolóxicos (I)

Situación de planos no espazo: rumbo, buzamento e inclinación, dirección de buzamento. Representación cartográfica de estratos con diferente buzamento. Ordenación de estratos seguindo o principio de superposición. Detección e interpretación de descontinuidades estratigráficas en fotografías ou cortes

xeolóxicos. Combinación de métodos estratigráficos e radiométricos para datar acontecementos nun

corte xeolóxico.

Representación de obxectos e fenómenos xeolóxicos (II) Identificación de contactos ígneos e metamórficos. Isto inclúe a identificación dos tipos de

emprazamento de rochas ígneas (batolito, sill, dique, colada, etc). Identificación de fallas, reconstrución do movemento relativo dos bloques, dos esforzos que

as xeran e clasificación das mesmas. Identificación fosas e macizos tectónicos e cabalgamentos. Recoñecemento e clasificación de pregamentos. Prestar especial atención aos criterios para

separar anticlinais de sinclinais. Situación no espazo de estruturas tectónicas mediante ángulos referidos ao plano de falla ou

ao plano axial do pregamento. Representación cartográfica de fallas e pregamentos.

Representación de obxectos e fenómenos xeolóxicos (III) Identificación de formas de modelado, axentes xeomorfolóxicos e ambientes sedimentarios a

partir de esquemas en dúas dimensións (cortes xeolóxicos) ou en perspectiva (bloques-diagrama).

Identificar series sedimentarias transgresivas e regresivas. Secuenciar todos os acontecementos xeolóxicos representados nun corte (etapas

deposicionais, erosivas, intrusións ígneas, metamorfismo, deformación, etc) aplicando os principios do método estratigráfico.

Combinar información procedente de datos estratigráficos e de métodos radiométricos para precisar cuantitativamente unha historia xeolóxica.

O PLANETA TERRA

Sucesos xeolóxicos no tempo e no espazo

TEMA 13. O TEMPO XEOLÓXICO.

Calquera observación xeolóxica equivale á instantánea final dun continuo proceso de cambio, de modo que a súa interpretación precisa información relativa á sucesión histórica de acontecementos. Neste tema preséntanse algunhas ferramentas para situar sucesos xeolóxicos no tempo (métodos de datación) así como unha escala adecuada para a historia da Terra (escala cronoestratigráfica).

Criterios de avaliación Explicar a organización da escala cronoestratigráfica en eóns, eras, períodos e épocas e

coñecer a secuencia de períodos no eón Fanerozoico.

Xeoloxía

6

Indicar o fundamento, utilidade e limitacións dos principais métodos de datación de sucesos xeolóxicos.

Enunciar e identificar os principios básicos nos que se basean a estratigrafía como ferramenta para establecer historias xeolóxicas.

Detectar e interpretar descontinuidades estratigráficas en fotografías ou cortes xeolóxicos.

Actividades de autoavaliación 1. Cada método de datación está baseado nun reloxo xeolóxico. a) Indica a relación entre o

fundamento de cada reloxo e a precisión do método. b) Que diferenza hai entre datacións absolutas e datacións relativas? c) Compara o fundamento, precisión e carácter absoluto-relativo dos principais métodos de datación.

2. a) En que se diferenzan os principios de superposición e de horizontalidade inicial? b)En que medida se cumpren estes principios? c) Se unha serie de estratos aparecen moi pregados, como podemos determinar a secuencia de deposición?

3. a) Onde reside a elevada fiabilidade que potencialmente teñen os métodos de datación radiométricos? b) Como se define período de semidesintegración ou vida media? c) A vida media do 235U que se desintegra formando 207Pb é de 704 millóns de anos, utiliza a gráfica da figura 13 (páx 229) e calcula a idade que terá un mineral cunha relación 235U / 207Pb de 3 a 1; e se a relación é de 1 a 3? d) cales son as fontes de erro neste tipo de datacións?

4. a) Se vemos no campo un contacto entre unha capa de arenisca e un granito situada por debaixo, como podemos saber se hai unha intrusión granítica baixo a arenisca ou se a arenisca se deposita sobre o granito? b) que tipo de contacto habería en cada caso? c) que outros contactos estratigráficos existen?

Actividades para enviar 1. Aplica o principio de relacións cruzadas para contestar as preguntas relativas ao bloque-

diagrama da páxina 233. 2. Sinala as diferenzas entre eón, eras, períodos e épocas poñendo algún exemplo.

Xeofísica: estrutura e composición da terra

TEMA 1. SISMOLOXÍA E CALOR INTERNA: A ESTRUTURA DA TERRA.

Este tema presenta algúns dos métodos xeofísicos utilizados para obter de modo indirecto información do interior do planeta. Dedúcese deles unha organización en capas, que se pode describir seguindo tanto o criterio xeoquímico clásico como o criterio dinámico básico na perspectiva da tectónica de placas:

Criterios de avaliación Describir os diferentes métodos de estudo do interior terrestre. Explicar as características básicas na propagación de ondas sísmicas. Coñecer as distintas unidades nas que se divide a estrutura da Terra, distinguindo o

criterio de clasificación empregado. Coñecer os mecanismos de transporte de calor no planeta e interpretar información

relativa ao gradiente térmico terrestre.

Actividades de autoavaliación 1. Como obtemos información das características do interior da Terra?


7

2. Que é unha descontinuidade sísmica e cal é o seu significado xeolóxico? 3. Indica as diferenzas existentes entre (a) litosfera e codia (b) manto superior e

astenosfera. 4. En base á información representada na gráfica 16 da páxina 18 (a) Que diferenza

deduciríamos da astenosfera baixo continentes e océanos? (b) Que sucedería nos límites do núcleo externo?

Actividades para enviar 1. Que quere dicir que o gradiente xeotérmico da codia é de 3°C/100m? Se este gradiente

fose constante, calcula a temperatura na base da litosfera continental e na superficie do núcleo externo. Son factibles estes valores de temperatura?

2. Que diferenza hai entre ondas P e ondas S? Que diferenza hai entre intensidade e magnitude dun terremoto?

3. Define os diferentes mecanismos físicos de transporte de calor e deduce cal predominara en cada unha das capas da Terra.

TEMA 2. GRAVIDADE E MAGNETISMO TERRESTRE.

Este tema é unha continuación do anterior. Complétase o estudo da xeofísica co estudo dos métodos magnéticos e gravimétricos.

Criterios de avaliación Identificar fenómenos xeolóxicos que se interpreten en base ao equilibrio isostático. Definir o concepto de anomalía gravimétrica e coñecer o seu interese en xeoloxía. Coñecer a características básicas do campo magnético terrestre. Explicar a información que se pode obter da magnetización remanente das rochas.

Actividades de autoavaliación 1. De que depende o valor da gravidade nun punto determinado da superficie terrestre? 2. Que é unha anomalía gravimétrica? Cal é a súa utilidade? 3. Se o gradiente xeotérmico dunha rexión é de 20°/km, a) A que profundidade perderán as

súas propiedades magnéticas o ferro, o níquel e a magnetita considerando unha presión próxima á atmosférica? b) Cal será en realidade a presión existente nas profundidades calculadas?

4. Nunha rocha sedimentaria observamos un magnetismo remanente cunha inclinación de 45º a) A que latitude se atopaba a rocha no momento da súa imantación? b) Cal era a súa lonxitude? c) Se a rocha sufre unha deformación con posterioridade, que respostas obteriamos?

Actividades para enviar 1. O golfo de Botnia, entre Suecia e Finlandia elevouse 9 mm /ano durante o pasado

século, e antigas praias de 12 000 anos están hoxe a 400 m de altitude. Como se explica este fenómeno? Indica outras situación nas que se producen importantes movementos de ascenso ou descenso (subsidencia) de grandes masas corticais.

Xeoloxía

8

Introdución á dinámica terrestre

TEMA 3. AS PLACAS LITOSFÉRICAS

Trátase da información básica sobre a teoría da tectónica de placas, que se vai completar nos temas 7 e 8 relativos á evolución de océanos e continentes.

Criterios de avaliación Coñecer as sucesivas argumentacións que se foron propoñendo nos diferentes modelos

e teorías mobilistas. Explicar a diferenza entre o modelo da deriva continental e ao da tectónica de placas. Identificar os trazos característicos de cada un dos límites de placa. Explicar a evolución dos límites de placa no tempo tal como se concibe no ciclo de

Wilson.

Actividades de autoavaliación 1. Que argumentos utilizaba Wegener na súa hipótese da “deriva” continental? 2. Que diferenza existe o modelo mobilista da deriva continental e o da tectónica de

placas? 3. Que novas evidencias de mobilidade foron aportadas nos anos 1960 e 70 ata chegar a

teoría da tectónica global? 4. Que diferenzas existen entre límites de placas diverxentes, converxentes e

transformantes?

Actividades para enviar 1. Cal é a orixe do movemento das placas litosféricas?. 2. Realiza un esquema do Ciclo de Wilson. Axúdate dos debuxos das páx. 107, 127 e 139.

Os materiais terrestres

TEMA 4. MINERAIS E ROCHAS

Neste tema estúdanse as características básicas da materia mineral e introdúcese o concepto de ciclo das rochas no marco da continua dinámica terrestre.

Criterios de avaliación Distinguir entre estrutura cristalina e estrutura amorfa, mineral, cristal e rocha.. Relacionar algunhas propiedades dos minerais coas súas características estruturais ou

composicionais. Explicar as características básicas das estruturas de coordinación iónica. Coñecer a dinámica mineral, distinguindo entre polimorfismo e isomorfismo.

Relacionar ambos fenómenos coas condicións de presión, temperatura e contorno químico.

Coñecer as principais clases mineralóxicas, relacionando os minerais máis representativos co ambiente ígneo, metamórfico ou sedimentario onde se atopan.

Caracterizar os diferentes tipos de silicatos en base a súa estrutura básica e indicar os minerais máis importantes.

Actividades de autoavaliación 1. Cal é a diferenza entre un material amorfo, material cristalino e un cristal? 2. A táboa contigua indica o radio en Å de

varios ións. Deduce que coordinación O-2 Cl-1 F-1 Al+3 Si+4 Fe+2 Mg+2 Ca+2 Na+1

1,40 1,81 1,36 0,50 0,41 0,78 0,65 0,99 0,95


9

presentará o sodio na halita, o calcio na fluorita, o silicio nos silicatos. 3. Se os compostos da táboa teñen enlaces iónicos, cunha forza dada pola lei de Coulomb

(I) Composto

Distancia interiónica

Dureza (Mohs)

(II) Composto

Distancia interiónica

Dureza (Mohs)

Be2+O-2 1,65 Å 9,0 Na1+F- 2,31 Å Mg2+O-2 2,10 Å 6,5 Mg2+O-2 2,10 Å ¿ ? ¿ ? Ca2+O-2 2,40 Å 4,5 Sc3+N-3 2,23 Å Ba2+O-2 2,57 Å 3,5 Ti4+C-4 2,23 Å

a) Explica a que se deben as variacións de dureza nos minerais da columna (I). b) Fai un prognóstico do sentido de incremento da dureza (↑ ou ↓ ) nos minerais da

columna (II). Explica a razón desta predición. 4. Explica a que se deben as variacións nas propiedades das seguintes parellas de minerais.

a) Dureza: C (diamante), H=10 C (grafito), H=1-2 b) Peso específico: PbS (galena), G= 7,5 ZnS (esfalerita), G = 4,0

5. Que é polimorfismo e que relación ten cos diagramas de fases? 6. a) Que son minerais isomorfos? b) Por que o peso específico do cuarzo está

perfectamente determinado mentres que o da olivina oscila entre 3,27 e 3,37? c) Para que un ión poda substituír a outro nunha estrutura a diferenza de tamaño non pode exceder o 15%. Indica que catións da táboa do exercicio 2 se poden intercambiar, e cita exemplos de minerais onde isto suceda.

Actividades para enviar 1. Realiza o exercicio de interpretación de diagrama de fases da páx. 65. 2. Pode unha rocha plutónica transformarse en rocha metamórfica? Como pasaría unha

rocha plutónica a sedimentaria?.

PROCESOS INTERNOS E TECTÓNICA DE PLACAS

TEMA 5. MAGMATISMO, ROCHAS ÍGNEAS E VULCANISMO Iníciase o estudo dos procesos internos co magmatismo. Veranse as condición nas que se forman os magmas no marco da Tectónica de placas, así como as relacións entre o proceso de arrefriado e a rocha ígnea xerada.

Criterios de avaliación Coñecer os compoñentes dun magma e relacionalos con algunhas das súas propiedades

xerais. Describir os factores que inflúen na fusión das rochas e na formación de magmas

primarios. Interpretar as series de reacción de Bowen e relacionalas coa compatibilidade de

minerais e coa evolución magmática por diferenzación. Relacionar as diferentes texturas das rochas ígneas coas condicións de arrefriado do

magma. Clasificar rochas ígneas utilizando o diagrama QAPF de Streckeisen. Describir e identificar en esquemas os distintos tipos de emprazamento de rochas

ígneas.

Actividades de autoavaliación 1. a) Cal é a diferenza entre magma e lava? b) Que factores inflúen na fusión das rochas?

c) Por que os magmas teñen tendencia a ascender? d) Quen chegará máis facilmente á superficie, un magma ácido ou un básico?.

F = k 2rQq×

Xeoloxía

10

2. a) Que diferenza existe entre as series de reacción continua e descontinua?. b) Indica cales dos seguintes minerais son incompatibles co cuarzo nunha rocha plutónica: albita, anortita, biotita, forsterita (serie olivina), horneblenda (anfíbol), ortosa, circón, nefelina (feldespatoide), moscovita.

3. a) En que se diferenza composicionalmente un fundido orixinado por fusión parcial da rocha da que procede? b) Poderíase formar un basalto a partir da fusión parcial dun granito?

4. De que factores depende a formación de cristais a partir dun magma? Pon exemplo das texturas resultantes.

5. Utilizando o diagrama de Streckeisen determina a que tipo de rocha corresponden as rochas da táboa do exercicio 8 da páxina 87.

Actividades para enviar 1. a) Que tipo de magmas atopamos nas dorsais oceánicas

e como se forman? b) Por que non hai normalmente rochas de composición granítica e andesítica nas cuncas oceánicas?

2. Identifica os emprazamento de rochas ígneas do exercicio 9 da páxina 87.

TEMA 6. METAMORFISMO E DEFORMACIÓN DAS ROCHAS

Neste tema reúnense dúas cuestións diferentes pero que teñen elementos en común. Con frecuencia metamorfismo e deformación coinciden no tempo e espazo, especialmente nos límites de placa.

Criterios de avaliación Definir metamorfismo indicando os seus límites, as transformacións producidas, e os

factores que o controlan. Coñecer os diferentes tipos de metamorfismo, relacionando cada un deles coas

condicións ambientais, os tipos de rochas máis típicos que se xeran, e a relación coa tectónica de placas.

Indicar algúns modos de se referir á intensidade ou grao do proceso metamórfico. Describir os tipos de deformación que se poden dar nas rochas, e os factores que

inflúen neste proceso. Describir e identificar en esquemas os diferentes tipos de diaclasas, fallas,

cabalgamentos e asociacións de fallas como fosas e macizos tectónicos. Coñecer os elementos xeométricos dos pregamentos e a súa clasificación.

Actividades de autoavaliación METAMORFISMO

1. a) Que rochas se poden metamorfizar? b) Baixo que condicións se produce metamorfismo?. c) Que cambios se poden producir nunha rocha durante o metamorfismo?

2. a) Que tipo de metamorfismo está asociado á intrusión dun magma? b) Que condicións ambientais caracterizan a este metamorfismo? c) Como se manifesta no campo?

3. En base á figura 7, a) que tipo de rocha metamórfica se orixinaría a partir doutra en facies ceolita, se aumenta a temperatura a 400, 600 e 800ºC e mantemos as presións a uns 400 Mpa? b) Que sucederá se a temperatura se mantén a 200-300ºC e aumenta a


11

presión de 600 a 1000 Mpa? c) Se aumenta a temperatura a 500ºC e a presión a 1200 Mpa?

DEFORMACIÓN

4. a) Explica a diferenza entre esforzo confinante e esforzo diferenzal? b) Cal dos dous produce o pregamento das rochas?

5. a) Que indica unha curva esforzo-deformación? b) Por que unha mesma rocha se pode comportar as veces de modo fráxil e outras de modo dúctil?

6. a) Pon exemplos de deformación elástica, dúctil e fráxil b) En que tipo de rochas será máis probable a formación de pregamentos e en cales as fracturas?

7. a) Que diferenzas existe entre falla normal, inversa e direccional? b) Que diferenza hai entre falla inversa e cabalgamento?

Actividades para enviar 1. Describe o tipo de metamorfismo que se desenvolve nos distintos límites de placas.

TEMA 7. EVOLUCIÓN DOS OCÉANOS Neste tema resúmense os coñecementos sobre a xeoloxía da codia oceánica, fundamentais para a elaboración da teoría da Tectónica de placas.

Criterios de avaliación Describir a estrutura da codia oceánica en relación ao mecanismo de xénese da mesma. Definir as principais unidades morfolóxicas do fondo oceánico en relación os

fenómenos de evolución do mesmo. Coñecer as características que diferenzan marxes continentais pasivos e activos.

Actividades de autoavaliación 1. Explica a orixe de a) dorsais oceánicas b) chairas abisais c) fosas oceánicas d) montes

submarinos. 2. Indica que son as zonas de fractura oceánica e cal é a súa porción máis activa. 3. Que diferenzas existen entre unha marxe continental activa e pasiva? 4. a) Como podemos determinar a xeometría dunha placa que subduce? b) Por que hai

gran actividade sísmica e ígnea nas zonas de subducción?

Actividades para enviar

1. Realiza un esquema que represente a estrutura horizontal da litosfera oceánica, indicando os principais elementos topográficos.

TEMA 8. EVOLUCIÓN DOS CONTINENTES Complétase o estudo da tectónica de placas coa descritiva dos principais trazos e fenómenos xeolóxicos que se producen na litosfera continental, especialmente os relativos á formación de cadeas montañosas ou oroxénese.

Criterios de avaliación Comparar as características da codia oceánica e continental. Caracterizar as grandes unidades morfolóxicas dos continentes (oróxenos, escudos,

cuncas). Diferenzar as características propias dos oróxenos de activación ou subducción das

propias dos oróxenos de colisión.

Xeoloxía

12

Actividades de autoavaliación 1. Explica a diferenza entre codia oceánica e codia continental. 2. Indica as características das grandes unidades morfolóxicas da codia continental 3. Explica porque durante a fase oroxénica predominan os movementos na horizontal,

mentres que na post-oroxénica destacan os verticais. 4. Que diferenza existe entre as cadeas montañosas de subducción e as de colisión?

Actividades para enviar 1. a) Compara o mapa de satélite de Europa (páx 251) cos mapas xeolóxicos das páxinas

235 e 236. Indica a que unidade de codia (escudo, plataforma, oróxeno caledoniano / herciniano / alpino) pertencen: Planicie de Europa occidental, Macizo Central francés, Highlands escocesas, Pirineos, Planicie finesa, Sistema Central Ibérico, Montes Escandinavos, Alpes, Apeninos. b) Con axuda dos mapas do Tema 15, identifica tamén os seguintes sistemas montañosos da Península: Os Ancares, Picos de Europa, Serra Morena, cordilleiras Béticas, sistema Ibérico.

PROCESOS EXTERNOS

Proceso sedimentario (1): A erosión da superficie

TEMA 9. DESTRUCIÓN ROCHAS SUPERFICIAIS MODELADO DO RELEVO. TEMA 10 Comézase o estudo dos procesos externos, comezando pola primeira parte do ciclo sedimentario, no que a meteorización e a retirada dos seus produtos define os fenómenos erosivos que van representar o fundamental do modelado do relevo.

Criterios de avaliación Definir e diferenzar os conceptos de meteorización, erosión, denudación.. Caracterizar os diferentes mecanismos de meteorización mecánica e química. Relacionar o tipo de meteorización con características litolóxicas e climáticas. Describir os principais procesos de mobilización gravitacional de detritos. Identificar os factores, naturais e antrópicos, que favorecen ou desencadean

movementos gravitacionais.

Coñecer criterios para diferenzar sedimentos en función das condicións do transporte. Definir os conceptos de transgresión e regresión mariñas, e coñecer criterios para

identificar o carácter transgresivo ou regresivo dunha serie estratigráfica. Coñecer a terminoloxía básica para describir a acción xeolóxica de augas superficiais e

subterráneas, glaciares, vento e océanos. Coñecer os trazos xeomorfolóxicos e sedimentolóxicos máis significativos dos

principais ambientes sedimentarios.

Actividades de autoavaliación

1. a) Que etapas presenta o proceso ou ciclo sedimentario? b) Que diferenza hai entre meteorización e erosión, entre denudación e modelado do relevo)? c) Que diferenza hai entre regolito e solo?

2. a) Que diferenza hai entre meteorización mecánica e meteorización química b) Indica a relación que existe entre ambas c) Indica os factores que inflúen na meteorización.

3. a) Asocia os tipos mecanismos de meteorización mecánica coas litoloxías onde predominen b) Explica a relación entre meteorización e clima c) Que tipo e mecanismos


13

de meteorización predominará nas zonas de clima periglaciar, temperado, desértico e ecuatorial?

4. a) Como se poden clasificar os movementos gravitacionais? b) Que diferenza hai entre desprendemento e esvaramento? c) E entre reptación e solifluxión?

5. a) Indica algunhas das características do sedimento que se poden utilizar como criterio de identificación da modalidade de transporte utilizado b) Aplica estes criterios para diferenzar un sedimento transportado polo vento, por un río, un glaciar, ou por algún mecanismo gravitatorio de vertente.

6. a) Explica os conceptos de transgresións e regresións b) Indica as causas destes fenómenos c) Como se poden distinguir nunha serie sedimentaria?

Actividades para enviar 1. Indica os factores que favorecen ou poden desencadear movementos gravitacionais. 2. Cita trazos morfolóxicos dunha paisaxe que permitan distinguir un modelado fluvial

dun modelado glaciar.

Proceso sedimentario (2): Sedimentación e diaxénese. Estratigrafía

TEMA 11. SEDIMENTOS E ROCHAS SEDIMENTARIAS Neste tema estúdanse as etapas de sedimentación e diaxénese do proceso sedimentario. As condicións nas que se produciron as etapas anteriores sumadas ás propias do medio sedimentario van caracterizar os trazos dos estratos formados (facies sedimentarias) e ás das rochas xeradas por litificación. Este relación permite facer a reconstrución ambiental correspondente ao lapso de tempo que rexistra unha serie sedimentaria.

Criterios de avaliación Coñecer os criterios empregados na clasificación das rochas sedimentarias. Relaciona a composición mineralóxica dunha rocha sedimentaria co tipo de fenómeno

predominante no proceso sedimentario. Establecer relacións entre as características dos principais medios sedimentarios e ás

propias do sedimento alí xerado (facies sedimentarias). Describir e interpretar as estruturas sedimentarias máis relevantes.

Actividades de autoavaliación 1. Indica que é a diaxénese a cales son os seus mecanismos. 2. a) Clasifica os minerais propios das rochas sedimentarias segundo a súa orixe. b) Indica

cales son máis importantes en cada grupo de rochas sedimentarias. 3. Explica os criterios que se utilizan na clasificación das rochas detríticas. 4. Localiza os distintos medios sedimentarios mostrados no bloque-diagrama da páxina

195, e indica o tipo de sedimentos ou rochas máis comúns asociados a eses ambientes.

Actividades para enviar 1. Fai un esquema das seguintes estruturas sedimentarias a) estratificación plana

b) estratificación gradada ou granselección c) rizaduras ou ripples d) gretas de desecación e) marcas de corrente ou rills.

Xeoloxía

14

SOLUCIONARIO

TEMA 13. O Tempo Xeolóxico

1 a) Calquera proceso de cambio pode servir para medir o tempo. Un fenómeno que quede rexistrado nas rochas (desde composición isotópica, química, mineralóxica, propiedades físicas como as magnéticas, ou estrutura e disposición espacial a calquera escala) pode ser un reloxo xeolóxico. Será máis preciso cando se fundamente nun fenómeno perfectamente regular (como a desintegración de isótopos) e menos preciso cando se base nun fenómeno que se deteña e que varíe moito a súa velocidade (como a sedimentación).

b) Unha datación absoluta é cuantitativa, proporciona unha idade numérica. A datación relativa establece relacións de tempo entre acontecementos, proporciona unha secuencia ou ordenación dos mesmos.

Os métodos relativos pódense calibrar mediante o método cuantitativo de referencia (as idades radiométricas). Por isto vemos datas numéricas na escala estratigráfica con (páx 227), na magnética da páx. 232 ou podemos utilizar fósiles como indicadores dunha idade determinada. A figura 15 da páxina 230 esquematiza a maneira de coordinar datos estratigráficos cos radiométricos.

c) Os métodos compleméntanse entre si e raras veces utilízase un só. FUNDAMENTO PRECISIÓN E OUTRAS CARACTERÍSTICAS

RA

DIO

MÉ

-TR

ICO

S Desintegración de isótopos radioactivos

contidos nas rochas.

Fenómeno estatisticamente constante, mantén regularidade no tempo independentemente das condicións ambientais.

Data fenómenos puntuais (a formación dunha rocha) Método absoluto de referencia

ES

TRA

TI-

GR

ÁFI

CO

S A sedimentación.

O propio proceso crea rexistro: as rochas sedimentarias organizadas en estratos.

Método relativo, ordenamos os estratos en función das súas relación espaciais: Principio de superposición

A sedimentación é un fenómeno localmente moi irregular, detense por períodos de tempo prolongados e a súa velocidade pode varían moito

PA

LEO

NTO

-LÓ

XIC

OS

A evolución biolóxica Hai unha continua especiación-estase-extinción que permite ordenar no tempo as diferentes comunidades fósiles seguindo unha historia continxente.

A secuencia de aparición e extinción sucesiva de especies (“principio de sucesión faunística”) establece o carácter relativo do método

Fósiles que viviron períodos curtos de tempo darán maior precisión, pero só serán bos os que permitan correlacionar localidades (distribución espacial ampla)

MA

GN

É-

TIC

Os

As inversións da polaridade do campo magnético terrestre

Os cróns de polaridade normal ou invertida son indistinguibles entre si a non ser pola secuencia dos mesmos: método relativo.

Precisión depende da duración do cron: hainos moi curtos e de difícil correlación (“excursións”), tamén demasiado longos (“períodos de calma magnética”)

2 a) Os dous principios compleméntanse porque parten da concepción que Steno tiña da orixe dun estrato a partir dun fluído:

»Os estratos da terra débense aos sedimentos dun fluído» Loxicamente a capa fluída necesita un leito sólido previo, e de aí razoa o Principio de Superposición:

»No momento en que se formaba un dos estratos máis elevados o estrato inferior a este xa tiña adquirida a súa consistencia sólida»


15

» No momento en que se formaba calquera estrato, a materia supraxacente era toda fluída, e debido a este feito no momento en que se formaba o estrato máis baixo non existía ningún dos estratos superiores»

A atracción gravitatoria mantén plana a superficie dun fluído, de aquí o principio de Horizontalidade inicial:

»No momento en que se formaba calquera estrato (...) a súa superficie superior era paralela ao horizonte tanto como era posible. Por isto, todos os estratos estaban contidos entre dous planos paralelos ao horizonte».

Continúa co que se pode considerar un enunciado parcial da regra das “relacións cruzadas” pois a horizontalidade inicial implica interpretar que o pregamento é posterior á sedimentación:

»Disto deducimos que os estratos tanto perpendiculares ao horizonte como inclinados sobre el, noutro tempo terían sido paralelos ao mesmo»

b) Os principios cúmprense na medida que a deformación sexa posterior á sedimentación (para unha serie estratigráfica non tectonizada).

Algunhas excepcións son: Nos prismas de acreción dos complexos subductivos (fig 8 páx. 127) non se cumpre ningún dos

dous principios: os novos sedimentos oceánicos pódense introducir por debaixo dos xa existentes, en medio dunha intensa deformación. Un caso importante, porque estas zonas sedimentarias son as maiores en volume de toda a Terra.

O principio de horizontalidade non se cumpre en lugares como bordes das cuncas, ou en algúns ambientes sedimentarios (frentes deltaicos, fluviais meandriformes,...).

c) Hai que intentar reconstruirr a xeometría da serie antes da deformación. Necesitaremos un afloramento suficientemente extenso ou ben varios afloramentos que podamos relacionar. No campo poderiamos buscar criterios de polaridade (fig 3 na páx. 222) que nos permiten distinguir teito e muro do estrato (parte superior máis moderna dun estrato da parte inferior). Estes criterios son as estruturas sedimentarias (páx 191) entre as que podemos incluír o contido fósil.

Nos exercicios de interpretación de cortes xeolóxicos sempre realizaremos a interpretación máis simple. Así, en caso de non ter evidencia adicional, o fragmento do recadro pequeno interpretaríase como unha serie normal e non invertida (de modo que a liña grosa sería o teito do estrato).

3 a) Os métodos de datación radiométricos potencialmente son moi fiables, porque se fundamentan nun fenómeno extraordinariamente regular e independente de calquera variación das condicións ambientais que se podan dar na Terra (temperatura, presións, sustancias químicas, etc). A desintegración radioactiva depende exclusivamente da estabilidade intrínseca de cada isótopo, que se pode expresar pola constante de desintegración. b) O período de semidesintegración ou vida media é o tempo necesario para que por desintegración se reduza á metade unha cantidade dada de elemento radioactivo.

Trátase dun fenómeno que podemos tratar estatisticamente. A probabilidade de desintegración vén expresada pola constante de desintegración (λ) que nos informa do ritmo ou velocidade deste proceso. A maior probabilidade menos tempo ten que transcorrer para conseguir unha determinada redución de isótopos. Esta constante e a vida media (t1/2) son inversamente proporcionais t1/2 = -0,693 / λ

c) Unha relación 235U / 207Pb de 3 a 1 quere dicir unha proporción de isótopo pai inestable do 75%. Isto é a metade dunha vida media de 704 Ma ou

TeitoMuro

(Xeometría antes da deformación)

Xeoloxía

16

352 millóns de anos. Unha relación de 1 a 3 equivale a unha proporción de proxenitor do 25% que corresponde a dous períodos de semidesintegración. Para o 235U serían 1408 millóns de anos. d) A principal fonte de erro é que o mineral non permaneza como sistema pechado desde a súa formación (que haxa adición ou perda de isótopos pai ou fillo). Os intercambios co contorno pódense producir se houbo unha elevación de temperatura (por exemplo durante unha fase metamórfica) ou ben nun lixiviado por meteorización.

Para evitar o erro convén facer axeitadamente o mostraxe (coller mostras non meteorizadas e afastadas das evidencias de metasomatismo, procesos que mobilizan ións). Outra precaución é someter as mesmas mostras a dous métodos radiométricos diferentes (por exemplo uranio-chumbo e potasio-argón.

En rochas metamórficas pode resultar moi complexo determinar se houbo ou non mobilizacións de isótopos (en caso afirmativo saber a que episodio metamórfico se corresponden).

En rochas sedimentarias o erro pode vir do mostraxe, en caso de que escollamos minerais herdados (teriamos a idade da rocha da que procede o sedimento) en lugar de minerais neoformados (páx 181).

4 a) Unha intrusión de magma granítico deixaría na arenisca xa existente algunha marca de elevación de temperatura, a modo de aureola de contacto (páx. 92-93). Para que a arenisca se deposite sobre o granito é necesario un proceso en varias etapas:

intrusión do granito nun encáixante descoñecido erosión que expoña o plutón granítico e o modele en superficie subsidencia que permita a sedimentación da arenisca

Non habería aquí trazas de quentamento na arenisca, podería haber inclusións de fragmentos graníticos nos que habíanse detectar formas típicas de modelado externo. Na superficie de contacto poderiamos ver sinais do seu pasado como antiga superficie topográfica. b) O primeiro caso sería un contacto plutónico discordante, propio dun batolito. No segundo caso estariamos diante dunha descontinuidade estratigráfica xa que hai unha interrupción do rexistro. Trátase dunha inconformidade porque a sedimentación retorna sobre un material ígneo. c) O contacto estratigráfico máis simple é o contacto normal. Correspóndese cos planos de estratificación, que non indican interrupcións importantes. Unha descontinuidade estratigráfica implica unha evidente ausencia de rexistro (lagoas estratigráficas), ben por falta de sedimentación ou por perda erosiva. Hai varios tipos:

Discordancia angular, cando a erosión afecta a antigos sedimentos pregados, polo que a súa estrutura non e concordante coa serie sedimentaria superior.

Desconformidade, nos casos en que hai dúas series sedimentarias concordantes (manteñen o paralelismo). Son máis difíciles de detectar a menos que exista unha superficie erosiva moi evidente por presentar paleorrelevo.

As veces distínguese o caso en que a lagoa é por ausencia de sedimentación (paraconformidade) dos casos en que é de natureza erosiva (desconformidade).


17

TEMA 1. Sismoloxía e calor interna: a estrutura da Terra

5 Os métodos directos proporcionan unha información moi limitada xa que permiten acceder só a unha fracción superficial moi pequena. Inclúen:

Estudo do material das explotacións mineiras (máximo 5 km de profundidade) e das sondaxes (prospeccións comerciais ata uns 6 km, as sondaxes científicas acadaron un máximo 12 km, ver páx. 136-138).

Materiais de orixe profundo que procesos xeolóxicos achegan á superficie: rochas volcánicas, fragmentos da base da codia ou do manto superior emprazados en procesos de rifting (esquema páx. 107) ou de obducción (páx. 117).

Os métodos indirectos procesan parámetros físicos obtidos en superficie que han compatibilizar principios da física con modelos do interior da Terra. Inclúen os métodos sísmicos, gravimétricos, térmicos ou magnéticos (en base á transmisión de ondas sísmicas e ás variacións do campo gravitatorio, do fluxo térmico ou do campo magnético terrestre, respectivamente).

Nas últimas décadas a principal innovación neste campo da Xeofísica é a obtención de datos para o conxunto do planeta e dun modo máis continuo e intensivo grazas ás técnicas de teledetección. Este volume enorme de información procésase utilizando modelos informáticos de simulación (ver lectura páx. 68-69)

6 Unha descontinuidade sísmica é un lugar onde se produce un cambio importante na propagación dunha onda sísmica (modificación importante da súa dirección por reflexión e refracción así como da súa velocidade). Isto depende de parámetros físicos do medio que atravesa (rixidez, densidade, compresibilidade) que a súa vez dependen de características xeolóxicas (composición do material, estrutura cristalina, estado de fusión...). En conclusión, unha descontinuidade implica a existencia dunha superficie de separación entre dúas capas de materiais con diferente composición e/ou estado físico.

7 a) Ambas defínense como capa sólida máis externa da Terra, pero: O criterio utilizado na súa definición e clasificación é diferente. Para a codia, o

criterio é xeoquímico (equivale a utilizar diferenzas de composición mineralóxica e tamén de densidade) mentres que litosfera corresponde ao uso dun criterio dinámico, en base ao comportamento mecánico do material.

Utilizando diferentes criterios as capas da Terra resultantes poden ou non coincidir (en ocasións un cambio de composición implicará cambio en condicións mecánicas, pero non sempre).

O grosor é diferente, pois o límite inferior non coincide. A litosfera inclúe a totalidade de codia pois esta ten un comportamento basicamente ríxido, pero ademais inclúe parte do manto superior que tamén presenta comportamento ríxido e que se move solidariamente coa codia conformando as placas litosféricas.

b) Manto superior e astenosfera sitúanse baixo codia e litosfera na súas respectivas clasificacións, polo tanto:

O criterio utilizado na súa definición e clasificación é diferente. O grosor e situación é diferente. No apartado (a) vimos que non coincide o seu

límite superior (o manto comeza a uns 8 km de profundidade baixo océanos e a 30-40 km de profundidade baixo continentes, a litosfera pode rematar a máis de 250 km baixo escudos continentais, a 100 km baixo as porcións máis vellas do fondo oceánico e a só uns poucos km baixo as dorsais). O límite inferior do manto superior está a 670 km, correspondendo a un cambio de composición

asociado a porción do manto que deu lugar á codia por diferenzación xeoquímica. O límite inferior da

Xeoloxía

18

astenosfera é máis impreciso, igual que o propio concepto de astenosfera. O que define a esta capa é o seu comportamento plástico, que estaría ligado a unha fusión parcial dun 1 a 5%, polo que se identificaba moitas veces co canal de baixa velocidade do manto. Esta capa non se detecta en todas partes, pero cando existe, sobre todo onde hai actividade volcánica ou tectónica intensa, ten un límite inferior entre 250 e 350 km. Dicíase tamén hai anos que o resto do manto baixo a astenosfera (mesosfera) tiña un comportamento ríxido, pero cada vez se confirman máis os modelos que indican convección en todo o manto, polo que o seu comportamento sería plástico (eliminando o sentido da diferenzación astenosfera-mesosfera).

8 a) Neste gráfico temperatura / profundidade a astenosfera corresponde ao rango de profundidades, dentro do manto, onde a curva da xeoterma estea por encima do punto de sólidus das rochas (onde comeza a fusión). Podemos observar que a xeoterma oceánica media cruza antes á curva de fusión que a xeoterma continental, polo que a astenosfera empezaría a menor profundidade baixo os océanos, é dicir, a litosfera oceánica é máis delgada. O gráfico é unha simplificación grande, vemos que marca o inicio da astenosfera (bandeado de cor clara e dobre frecha) nun punto medio entre o caso oceánico e o continental. Considera non obstante que o límite inferior da astenosfera é constante (ambas curvas de gradiente térmico cruzan no mesmo punto a curva de fusión).

b) Na fronteira manto superior / núcleo hai un cambio de composición radical (de rocha silicatada tipo peridotita a unha aliaxe metálica con predominio de ferro). Nas condicións de temperatura e presión existentes neste punto, estamos moi cerca do punto de fusión do manto (de feito acumúlanse fundidos na porción do manto máis próxima o núcleo, a capa D’’). Pero estamos por encima do punto de fusión dos metais que alí se atopan polo que o núcleo externo está fundido. A medida que afondamos, e debido ao gran aumento da presión, o punto de fusión increméntase a un ritmo maior que o gradiente térmico. En consecuencia, crúzanse ambas curvas a uns 5100 km e prodúcese o cambio de estado: coa mesma composición, o núcleo interno é sólido.

TEMA 2. Gravidade e magnetismo terrestre

1. Depende de distintos factores que se van considerando sucesivamente no cálculo do valor teórico:

latitude (o radio medio da terra diminúe do ecuador aos polos e tamén a aceleración centrífuga asociada á rotación) utilízase a formula internacional da gravidade

altitude, que incrementa a distancia ao centro de masas redución de aire libre masa asociada á topografía local redución de Bouguer

2. Unha anomalía gravimétrica é unha desviación entre o valor da gravidade medido cun gravímetro e o valor teórico para ese lugar. Aporta información sobre déficit ou exceso de masa baixo a superficie (anomalía negativa ou positiva).

Poden estar asociadas a graza de corpos xeolóxicos como un plutón ou un xacemento mineral, a estruturas xeolóxicas máis amplas como a raíz dunha cadea montañosa, ou incluso dar información sobre dinámica e estrutura terrestre (plumas convectivas no manto, zonas de contacto entre placas,...).

Nas prospeccións xeolóxicas o método gravimétrico utilízase conxuntamente con outros: por exemplo un xacemento mineral poderá ter unha densidade media superior á do encáixante, polo que obteriamos unha anomalía gravimétrica positiva, pero tamén maior susceptibilidade magnética (detectariamos anomalía magnética), e conformaría tamén unha serie de reflectores sísmicos.


19

3. a) Como se explica na figura 2.18 os materiais ferromagnéticos perden a súa capacidade de se orientar a temperaturas superiores ao punto de Curie. Este valor, a presión atmosférica, é de 770°C, 330°C e 580°C para o ferro, níquel e magnetita (tal como se indica na páxina 31). Cun gradiente xeotérmico de 20º/km, alcanzarase o punto de Curie ás seguintes profundidades:

Ferro 770ºC / 20ºC km-1 = 38,5 km 38,5 0,28 = 10,8 kbar Níquel 330ºC / 20ºC km-1 = 16,5 km 16,5 0,28 = 4,6 kbar Magnetita 580ºC / 20ºC km-1 = 29,0 km 29,0 0,28 = 8,1 kbar

b) O gradiente de presión na codia é aproximadamente de 0,3 kilobares por kilómetro, ou 30 megapascal. E dicir, cada km a presión increméntase nun valor dunhas 300 veces a presión atmosférica. As presións existentes nas profundidades do apartado anterior figuran na columna da dereita. Por esta razón, e tendo en conta que o punto de Curie descende co aumento da presión, as profundidades calculadas están sobreestimadas.

Considerando para a codia unha densidade promedio de 2,8 g cm-3, o peso da rocha situada sobre unha superficie de 1 cm2 a un km de profundidade (105 cm) sería de 2,8 .105 g. Así, a presión a 1 km de profundidade será de 280 kg cm2 = 280 bar = 0,28 kbar = 28 MPa 1 bar = 1 kg cm2

1 bar = 105 Pa = 0,1 MPa 1 kilobar = 100 megapascal

4. a) Como observamos na figura 2.16 (e máis claramente na fig 3.4) a inclinación magnética é cero no ecuador magnético e 90 nos polos. Tendo en conta que os polos xeográficos e magnéticos coinciden se promediamos para períodos de tempo prolongados, a inclinación magnética indica a latitude da rocha no momento da súa magnetización. Polo tanto a rocha estaba a 45º de latitude.

b) O paleomagnetismo non da información directa de lonxitude. Nas reconstrucións paleocontinentais como as da fig. 3.1 as lonxitudes son arbitrarias. Isto é perfectamente esperable pois a latitude ten un significado xeolóxico (está definida en base a posición dos polos, é dicir, en base a un fenómeno planetario importante como é a rotación, que a súa vez condiciona fenómenos como a radiación solar recibida, ou a propia orixe e orientación do campo magnético). Pola contra, o sistema de meridianos está definido con referencia a un que foi escollido arbitrariamente, pero calquera deles é idéntico aos demais.

Se dispoñemos de datos magnéticos de rochas de diferente idade e situadas en continentes diferentes, poderiamos calcular as curvas de deriva aparente dos polos, é dicir, que teriamos indirectamente os cambios na diferenza de lonxitude entre dous puntos ao longo do tempo (figuras 2.19 e 3.5)

c) Estudando a xeometría da defor-mación, habería que reconstruír a disposición previa da rocha, e calcular así cal sería a inclinación orixinal.

TEMA 3. Placas litosféricas

1. A partir da vella idea da similitude das liñas de costa que permitía un encaixe dos continentes para formar Panxea, Wegener recompila datos que constitúen argumentos:

Xeolóxicos.- Continuidade de estruturas tectónicas en continentes hoxe separados (oróxeno hercínico entre Europa e Norteamérica, cadeas montañosas que se continúan de Arxentina a Sudáfrica e Antártida). Coincidencia de litoloxías a ambos lados dos continentes que encaixan (indicando así que este encaixe non é aleatorio, ver fig. 3.3)

(Reconstrución da estrutura antes da deformación)

Xeoloxía

20

Paleontolóxicos.- Coincidencia do rexistro fósil antes da separación continental (réptil fluvial Mesosaurus en Sudáfrica e Brasil, o fento Glossopteris nos continentes meridionais). A partir de determinado momento prodúcese unha diverxencia no rexistro, indicando evolución independente e polo tanto illamento xeográfico.

Paleoclimáticos.- Utiliza indicadores climáticos (arrecifes o depósitos de carbón que sinalan posición intertropical; evaporitas indican aridez; tillitas e rochas estriadas asociadas á graza dun glaciar; tamén moitos fósiles, como o propio Glossopteris, son indicadores paleoclimáticos). Os datos recompilados para finais do Paleozoico eran incompatibles coa posición actual dos continentes (¿restos glaciares contemporáneos no sur de África, Sudamérica, India e Australia ao mesmo tempo que se forman os principais depósitos de carbón nos USA, Europa e Siberia?). Consideraba que estes argumentos eran os máis convincentes.

2. As diferenzas están ligadas a unha diferente e máis simple concepción da estrutura da Terra, común na época de Wegener. Este partía dun modelo de codia formada por unha capa continua –Sima– que constituiría a codia oceánica pero que estaría situada tamén por debaixo dos continentes. Os continentes máis lixeiros –Sial– flotarían no Sima, e igual que se poden mover na vertical (isostasia) poderían facelo tamén na horizontal. A partir de aquí, podemos indicar moitas diferenzas, sempre baixo a óptica de comparar un modelo simplificado con outro máis achegado á complexa realidade

Na Deriva Continental, desprázanse continentes de Sial flotando nunha capa cortical de Sima / na Tectónica de Placas desprázanse placas litosféricas (que levan tanto codia oceánica como continental máis unha porción ríxida do manto superior).

A DC centra a atención no movemento relativo dos continentes / a TP dirixe a súa atención aos limites de placas, que poden ou non coincidir cun borde continental, de modo que o desprazamento continental é só unha consecuencia máis do movemento de placas.

A DC pretende explicar aspectos da xeoloxía dos continentes / na TP resulta fundamental a xeoloxía dos fondos oceánicos (totalmente descoñecida na época de Wegener) e explica conxuntamente os procesos xeolóxicos en continentes e océanos (por iso é tectónica global)

A DC limítase ao desprazamento continental / a TP integra no seu modelo da Terra outros fenómenos xeolóxicos fundamentais como a distribución espacial e tipoloxía da sismicidade e do vulcanismo, ou a propia oroxénese.

A DC como modelo simplificado tiña unha gran debilidade para explicar o mecanismo de desprazamento (propoñía vaguidades relativas a “fuga polar” debida á diferenza da gravidade segundo latitude, ou forzas mareais para a “deriva ao oeste”) / con todas as incertezas sobre os mecanismos, a TC propón explicacións máis plausibles en base a unha complexa convección no manto (en células e en penachos) sumada á acción gravitatoria do modelo de placa activa.

3. Evidencias continentais ás xa recompiladas por Wegener engadíronse antes da década de 1960 máis datos paleontolóxicos e paleoclimáticos, ademais mellórase o encaixe dos continentes mediante a utilización de ferramentas informáticas e a inclusión das plataformas continentais. Como novas evidencias destacan:

Datos paleomagnéticos que permiten establecer as curvas de deriva polar aparente (interpretadas como un movemento relativo dos continentes, mantendo fixa a posición do polo magnético: fig. 3.5).

Evidencias oceánicas son a gran innovación, partíase dun coñecemento case nulo.


21

Topografía dos fondos, coa cartografía do sistema de dorsais, do seu val de rift indicador de forzas tensionais e das fosas oceánicas

Sismicidade e vulcanismo, observación do vulcanismo de dorsal e do seu elevado fluxo térmico, caracterización da sismicidade na proximidade das fosas, que levaría á caracterización do plano de Benioff-Wadati e ao concepto de subducción.

Idade dos fondos inferior a 160 millóns de anos en todos os dragados feitos no momento.

Estes datos levan a que Hess formule a hipótese de expansión do fondo oceánico

Paleomagnetismo nos fondos, cun bandeado magnético simétrico de anomalías. Mediante a hipótese de Vine-Matthews explícase este patrón magnético pola conexión de dúas ideas: a inversión da polaridade do campo magnético e a expansión dos fondos oceánicos

Isto último leva á predición e busca de novos datos que levarían á Teoría de TP Grosor e distribución espacial da idade dos sedimentos, confírmase que os

sedimentos son máis antigos e potentes a medida que nos afastamos da dorsal. Finalmente dicir que os movementos relativos dos continentes están confirmados mediante medidas xeodésicas moi precisas (ver velocidades no mapa 3.11).

4. Información resumida no cadro da páxina 42.

TEMA 4. Os materiais da litosfera: minerais e rochas

1. Na materia cristalina os compoñentes (átomos, ións ou grupos iónicos) están ordenados tridimensionalmente de modo sistemático. Esta disposición, que só pode existir en estado sólido, é máis estable e resulta maioritaria na codia terrestre. A estrutura cristalina é unha condición necesaria para un mineral. Cando a ordenación interna propia da estrutura cristalina se manifesta nunha regularidade xeométrica visible (sólidos limitados por caras planas que forman ángulos determinados) temos un cristal. Un cristal sempre ten estrutura cristalina, pero non sempre un mineral un cristal. Un sólido sen ordenación interna é un material amorfo. Se ten unha composición definida constituiría un mineraloide. Os vidros volcánicos son un bo exemplo.

Axuda a crear certa confusión o feito de que na fala coloquial utilicemos o termo cristal (dunha fiestra ou dunha botella) para nos referir a un material que tecnicamente é un vidro.

2. A coordinación indícanos cantos anións se sitúan arredor de cada catión nunha estrutura cristalina. É unha cuestión xeométrica: hanse colocar tantos como collan en función do tamaño relativo (cociente radio catión entre radio do anión Rc / Ra):

Composto Catión Rc Anión Ra Relación radios COORDINACIÓN

HALITA Na+1 0,95 Cl-1 1,81 0,414 < 0,52 < 0,732 6 u octaédrica FLUORITA Ca+2 0,99 F-1 1,36 0,414 < 0,72 < 0,732 6 u octaédrica SILICATO Si+4 0,41 O-2 1,40 0,225 < 0,29 < 0,414 4 ou tetraédrica

Calculada a relación de radios vemos que na halita a coordinación é octaédrica, isto quere dicir que cada catión sodio estará rodeado de seis anións de cloro e viceversa.

Para a fluorita obtemos a mesma estrutura, o que sucede é que, de todas as posicións octaédricas do calcio, a metade estarán desocupadas (tal como indica a fórmula empírica F2Ca). Se non fose así, habería o mesmo número de catións divalentes de Ca+2 que de anións monovalentes F-1, polo que a estrutura non sería electricamente neutra.

Xeoloxía

22

A estrutura de coordinación tetraédrica (SiO4)-4 é a unidade básica dos silicatos (ver táboa da páx. 62). As súas 4 cargas negativas equilíbranse mediante a polimerización con outras unidades tetraédricas (o enlace Si−O en realidade ten un carácter metade covalente e metade iónico) ou ben establecendo enlaces iónicos con catións como Fe+2, Mg+2, Ca+2, Na+1, Al+3, K+1. Así estes 8 elementos químicos serán os compoñentes maioritarios dos silicatos (e polo tanto da codia e manto terrestres, que son de natureza silicatada).

3. a) Supoñendo todos os enlaces iónicos, a dureza do mineral dependerá da intensidade do enlace: canto máis forte sexa (F maior) máis duro será o mineral.

Os ións dos compostos da columna I son todos divalentes ⇒ o numerador é idéntico en todos os casos (2×2 = 4). A distancia interiónica (r) aumenta moito do BeO ata o BaO, como está no denominador e elevada ao cadrado, a forza de enlace F será moi inferior no último caso.

b) A dureza incrementarase ↓ na columna II. Na columna II a distancia interiónica é moi semellante, polo que o denominador case non

varía. Sen embargo no numerador temos 1×1 = 1 no caso do NaF e 4×4 = 16 para o TiC. Polo tanto o carburo de titanio será moito máis duro.

Os valores de dureza que faltan na táboa son 3,2 (NaF), 6,5 (MgO), 7-8 (ScN), 8-9 (TiC).

4. Un mineral caracterízase pola súa composición química e pola súa estrutura cristalina. As diferenzas nas propiedades físicas de dous minerais estarán explicadas polas diferenzas nalgunha destas características (ou nas dúas). a) Diamante e grafito teñen a mesma composición química, as diferentes propiedades só poden ser explicadas polas diferenzas na estrutura (son polimorfos). Neste caso o diamante é moi duro porque na súa estrutura todos os enlaces son covalentes (os máis fortes); o grafito é moi brando porque a estrutura inclúe enlaces moi débiles de Van der Waals (ver figura 4.9). b) Neste caso os dous son sulfuros, a súa estrutura é idéntica (son isomorfos). As diferenzas de peso específico (= densidade relativa) hanse explicar pola diferente composición: o Pb ten un peso atómico moi superior ao do Zn (coa mesma estrutura, colocamos elementos máis pesados na galena que na esfalerita).

5. Polimorfismo é a condición pola que unha mesma sustancia se pode organizar con estruturas cristalinas diferentes. Así, os minerais polimorfos teñen a mesma

composición química pero diferente estrutura.

Durante a xénese dun mineral os seus compoñentes vanse organizando na estrutura que sexa termodinámicamente máis estable en relacións ás condicións de presión e temperatura ambientais. Se modificamos estas condicións, a estrutura deixará de ser estable e poderase modificar, por exemplo, mediante a transformación dun mineral nun polimorfo (este fenómeno é común nos procesos de metamorfismo).

Un diagrama de fases é unha gráfica Presión / Temperatura na que podemos representar as condicións de estabilidade de diferentes minerais (como varios polimorfos). As curvas indican os límites de estabilidade

F = k 2rQq×


23

dun mineral ou asociación de minerais. Estes diagramas non teñen por que representar exclusivamente condicións de estabilidade

de polimorfos (como os da páx. 58 do libro), senón que en xeral vanse referir a asociacións minerais e a reaccións relevantes en metamorfismo (como as que veñen na táboa 6.2 da páx 91). No diagrama contiguo pódense observar diagramas de fases de diferentes asociacións de minerais.

6. a) Os minerais isomorfos teñen a mesma estrutura pero distinta composición química (pero similar, normalmente teñen a parte aniónica común). Normalmente podémolos atopar xuntos porque se forman por substitución iónica. Forman así series isomórficas (como a serie das plaxioclasas). b) O cuarzo ten unha composición química fixa (SiO2), e polo tanto un peso específico invariable. Pola súa parte a olivina (en realidade o grupo da olivina) é unha solución sólida, unha serie na que atopamos a gama completa de composicións intermedias entre dous extremos:

A forsterita na que as posicións catiónicas están ocupadas por Mg+2 (Mg2SiO4 3,27) A fayalita, na que o Fe+2 ocupa estas posicións (Fe2SiO4 3,37)

c) Os catións que se poden substituir ao cumpriren a restrición de similitude de tamaño son:

Fe+2 e Mg+2, que se substitúen en moitos silicatos, como no caso da olivina. Si+4 e Al+3, o aluminio ocupa posicións tetraédricas do silicio nunha substitución

moi importante, sobre todo en filo e tectosilicatos, permitindo unha maior diversidade de minerais. Así por exemplo a estrutura de tectosilicatos só permitiría a composición do grupo do cuarzo (no SiO2 as cargas xa están equilibradas, non entran catións adicionais). O que permite formar feldespatos (o mineral máis abundante da codia continental) é que nunha de cada catro posicións tetraédricas un Al+3 substitúe a un Si+4, pode entrar así un catión monovalente adicional que equilibra as cargas (vai ser Na+1 ou K+1)

SiO2 Si4O8 Si4O8 (Si3AlO8)- Si3AlO8K (ortosa)

Ca+2 e Na+1 teñen tamaño similar, o problema está na diferenza de carga. Non é posible una substitución simple, pero si una substitución acoplada. Característica da serie dos feldespatos plaxioclasas.

Trátase de dúas substitucións simultáneas onde o desequilibrio de carga dunha delas queda compensado polo efecto da outra.

TEMA 5. Magmatismo, rochas ígneas e vulcanismo

1. a) Un magma é un fundido silicatado xerado en profundidade que contén tamén unha fracción sólida e gases disoltos. Lava é un magma que chega á superficie, ademais desta diferenza de situación, a lava está máis desgasificada debido á redución da presión. b) O factor básico é a temperatura, que ha de superar un valor dependente dos outros factores:

presión, que incrementa o punto de fusión dos materiais composición, así minerais como cuarzo ou ortosa funden a

menor temperatura que olivina ou anortita (fig. 5.5) volátiles, o contido en auga e outros volátiles rebaixa moito

o punto de fusión, especialmente dalgúns minerais (Fig 5.7), o seu efecto aumenta coa presión.

Al+3 Si+4 K+1

Si3AlO8Na (albita) Si2Al2O8Ca (anortita)

Al+3 Si+4

Ca+2 Na+1

Xeoloxía

24

Para cada rocha poderíamos representar nun diagrama Presión / Temperatura as curvas que nos indican as condición de comezo da fusión (sólidus), de finalización da mesma (líquidus) tanto en húmido com en seco. Así vemos que unha rocha pode comezar a fusión por aumento de temperatura, por diminución da presión, por incremento do contido en auga ou por combinación destes factores. Entre as condicións de sólidus e de líquidus habería fusión parcial.

c) Un material fundido ten menor densidade que as rochas non fundidas do encáixante. Ascende por flotación, axudado pola presión de fluídos nas zonas más próximas á superficie. d) Os magmas básicos, pola súa composición e superior temperatura son menos viscosos que os ácidos, polo que son máis móbiles. Ademais, nos magmas ácidos o contido en auga é importante e condiciona as condicións de fusión a presións baixas, cerca da superficie, onde se produce un incremento brusco do punto de fusión. Un magma granítico, xa de seu menos quente e máis viscoso que un basáltico, queda inmobilizado antes de chegar á superficie cando se produce a perda do efecto dos volátiles (punto B’ na gráfica adxunta).

2. a) A medida que arrefría un magma van cristalizando sucesivamente diferentes minerais en función do seu punto de fusión. Bowen demostrou experimentalmente que os minerais cristalizados poden reaccionar co fundido restante, se permanecen en contacto.

A secuencia dos minerais ferromagnesianos (Ov Px Anf Bt) é unha serie descontinua porque as reaccións esixen a modificación da estrutura dos silicatos que se van formando (tetraedros illados, cadeas simples, cadeas dobres, láminas).

As plaxioclasas forman unha serie continua pois o paso de anortita a albita non implica variación de estrutura (serie isomorfa no que se substitúe Al+3 + Ca+2 por Na+1 + Si+4).

b) Para os minerais principais das rochas ígneas a compatibilidade ven indicada pola súa proximidade nas series de Bowen: lémbrese que esta proximidade no esquema implica na realidade unha proximidade no tempo (minerais que cristalizan simultaneamente) e no espazo (os magmas móvense a medida que arrefrían, así que unha separación temporal leva a unha separación espacial). Esta compatibilidade pódese comprobar graficamente trazando liñas verticais na fig. 5.12. Así:

son compatibles moscovita, ortosa, biotita e albita; en menor grao horneblenda e plaxioclasas intermedias

son incompatibles forsterita, anortita, piroxenos. Os feldespatoides son tectosilicatos que só se poden formar se hai déficit de sílice, mentres que o

cuarzo indica exceso de sílice. Son incompatibles, como indica o dobre triángulo de Streckeisen (fig. 5.13 na páxina 81).

O circón é un silicato que se atopa con frecuencia como accesorio (mineral que pode estar en cantidades pequenas nunha rocha ou estar ausente, apartado 4.6) en rochas graníticas. É famoso pola súa resistencia á meteorización, de modo que se busca para datar rochas antigas por métodos radiométricos (táboa da páxina 230). Se está en granitos será compatible co cuarzo.

3. a) A fusión parcial produce un fundido con máis sílice que a rocha orixinal. Os minerais máis fusibles (na parte final das series de Bowen e propios das rochas félsicas ou ácidas) teñen proporcionalmente máis sílice, aluminio, potasio e sodio; os máis refractarios (no comezo das series, propios de rochas máficas ou básicas) teñen máis ferro, magnesio e calcio. Por tanto, unha fusión parcial, que aos minerais máis fusibles, retira proporcionalmente máis Si, Al, K e Na e menos Fe, Mg e Ca. b) Acabamos de dicir que a fusión parcial produce un fundido máis ácido, polo que non se poderá formar un basalto máis básico a partir dun granito máis ácido.


25

Os minerais compoñentes do granito teñen pouco ou nada Fe e Mg, só o contido nas pequenas cantidades que poda haber de biotita e anfíbolos. Unha fusión parcial do granito, deixaría sen fundir aos minerais máis refractarios (senón sería fusión total) que son precisamente os que conteñen Fe e Mg necesaria para unha composición basáltica.

4. O crecemento de cristais durante a formación dunha rocha magmática depende fundamentalmente da velocidade do arrefriado.

Velocidades moi lentas no interior da codia (decenas a centos de miles de anos) dan lugar a lugar á textura holocristalina e fanerítica, é dicir, unha cristalización completa e visible. Permite distinguir ás rochas plutónicas.

Un arrefriado rápido na superficie ou próximo a esta identifica a rochas volcánicas, da lugar a texturas afaníticas onde os cristais non son visibles e pódense combinar distintas proporcións de microcristais (visibles co microscopio) e amorfos. Se o arrefriado é moi rápido a textura será vítrea.

En moitos materiais volcánicos e subvolcánicos hai dúas fases de arrefriado, unha longa inicial durante a permanencia do magma nunha cámara e outra rápida tras a extrusión á superficie. Da lugar a texturas porfídicas, con grandes fenocristais nunha matriz afanítica.

Outros factores que contribúen a explicar as texturas son: A cantidade de volátiles propicia a migración de ións cando se acumulan moitos gases

na etapa final de cristalización dun magma. Fórmanse así cristais moi grandes propios da textura pegmatítica. En rocha volcánicas as burbullas de gas que escapan deixan unha textura vesicular característica.

A cantidade de sílice presente, contidos elevados aumentan a viscosidade e dificultan a mobilidade iónica necesaria para a formación de cristais. Isto favorece a aparición de texturas vítreas en coladas de lava ácidas.

5. Para a clasificación de Streckeisen utilizamos as proporcións relativas dos tres primeiros minerais da táboa (posto que en ningún caso hai feldespatoides so utilizaremos o triángulo superior QAP. Rocha 1 Rocha 2

Cuarzo 25 Q = 25 × 100 / 91 = 27,5 0 Q = 0 Feldespato K 41 A = 41 × 100 / 91 = 45,0 72 A = 72 × 100 / 84 = 86 Plaxioclasa 25 P = 25 × 100 / 91 = 27,5 12 P = 12 × 100 / 84 = 14

Total 91 100 84 100

Zona 3: GRANITO / Riolita Zona 7: SIENITA / Traquita

TEMA 6. Metamorfismo e deformación das rochas.

1. a) Pódese metamorfizar calquera rocha, sempre que se modifiquen ás condicións ambientais orixinais dentro dos parámetros propios do ambiente metamórfico que se especifican no apartado (b). (figura 14 da páx. 63) A propia denominación da rocha metamórfica indica ás veces a rocha de procedencia ou protolito mediante o prefixo:

“Para” sinala orixe sedimentario, así paraneis ou paraanfibolita indican que proceden dun sedimento peítico ou arxiloso, nunha secuencia progresiva lutita lousa esquisto para-neis/anfibolita (segundo contido en catións). “Orto” sinala orixe ígneo, así un ortoneis procede dun granito e unha ortoanfibolita procede dun gabro. Se o protolito é metamórfico, a rocha tivo distintas fases de metamorfismo, diremos que é “poli”-metamórfica.

b) As condicións de presión e temperatura que poden existir na codia terrestre podémolas repartir en tres campos, que se corresponden cos ambientes sedimentario, magmático e metamórfico. O ambiente metamórfico presenta: (fig 2 páx. 90)

Xeoloxía

26

un límite inferior (correspondente a intensidades metamórficas baixas) en transición difusa coas condicións da diaxénese sedimentaria.

Está caracterizado pola aparición de certos minerais indicadores, pola carbonización da materia orgánica e pola desaparición do petróleo nas rochas

un límite superior (graos metamórficos altos) no comezo da fusión, que indica o inicio do ambiente magmático (por definición o metamorfismo prodúcese en estado sólido).

Esta transición virá indicada pola curva de sólidus dos materiais (e polo tanto depende da composición destes) e tamén será gradual (vai haber situacións intermedias de fusión parcial dunha rocha que non son estritamente magmáticas nin metamórficas: é a migmatización

c) Pódense producir cambios na composición mineralóxica, cunha importancia variable que permite caracterizar o

grao do metamorfismo. As transformacións mineralóxicas son procesos moi lentos en estado sólido que poden ser reorganizacións de estruturas cristalinas (transformacións polimórficas) ou mobilización de ións (verdadeiras reaccións químicas, moi favorecidas con temperaturas elevadas e graza de fluídos).

textura debidos ao crecemento de novos minerais en estado sólido (blastese). Una tendencia xeral é o incremento do tamaño de gran co grao do metamorfismo. As texturas veñen definidas pola forma dos grans minerais (equidimensionais, alongados, planos) que dan textura granoblástica (en cuarcita, mármore, ecloxita), lepidoblástica (en anfibolitas), ou nematoblástica (en esquistos, micacitas)

estrutura, resultante da orientación de minerais con respecto ás presións. O termo xeral é esquistosidade que ten moitas variedades, unha das cales é a foliación ou bandeado típico dos gneises.

2. a) Trátase do metamorfismo térmico ou de contacto. b) Como indica o seu nome, caracterízase por unha elevación da temperatura na rocha en contacto co magma ou encáixante. Correspóndese coa facies das corneanas, é dicir, temperaturas de medias a altas e presións baixas. (figura 7 da páx. 94)

Para que o magma metamorfice ao encáixante é necesario que: entre eles exista unha diferenza térmica importante. Isto implica que o encáixante debe estar frío, é

dicir, cerca da superficie, o que explica as baixas presións característica da facies corneanas. En zonas profundas da codia o contraste térmico é pouco importante, e o posible efecto deste metamorfismo confúndese co do metamorfismo rexional.

a anomalía térmica actúe durante moito tempo (miles a decenas de miles de anos), o que quere dicir que canto maior sexa o plutón máis importante será o metamorfismo asociado.

c) Maniféstase pola aparición dunha aureola de contacto, é dicir unha banda arredor do plutón onde a intensidade do metamorfismo decrece coa distancia (fig. 5-6 da páx. 94)

Nas aureolas asociadas a grandes plutóns podemos distinguir zonas metamórficas que, en base á graza de determinados minerais índice, indican a diminución do grao do metamorfismo coa distancia ao contacto.

3. Se a modificación de P / T se mantén o tempo suficiente podemos dicir a que facies metamórfica se chegaría. Para saber a rocha en particular que se forma habería que saber a composición do protolito:


27

a) Entrariamos en facies esquistos azuis (ver primeira parte da traxectoria B da fig. 7), que se considera típica da converxencia de dúas placas, na parte máis superficial dunha zona de subducción. (fig 9 na páx. 96) b) Trátase dunha secuencia progresiva moi común no metamorfismo rexional (ver traxectoria A da fig. 7). Pasaríase á facies esquistos verdes (≈400ºC) seguida de anfibolitas (≈600ºC) e granulitas (≈800ºC)

Se o protolito é máfico a secuencia de rochas sería precisamente a que da os nomes ás facies. Se o protolito é pelítico o punto de partida, en facies ceolita, sería xa una lousa. Pola súa composición máis ácida comezaría a súa fusión parcial cerca dos 600 ªC, dando lugar a unha migmatita.

Protolito Facies ceolita esquisto verde anfibolita granulita

Máfico (gabro, basalto) esquisto verde anfibolita granulita Pelítico (rocha arxilosa) lousa esquisto micacita / gneis migmatita / fundido

c) Neste caso estariamos en facies ecloxita. Correspóndese con áreas máis profundas das zonas de subducción ou de colisión continental.

As condicións de presións tan altas só se producen a partir dos 40 Km de profundidade, onde a composición das rochas é máis ben básica, de modo que a rocha resultante sería unha ecloxita. Se a composición é máis ácida formaríase unha rocha equivalente, que tamén ten como indicador de facies o piroxeno xadeíta.

4. a) As deformacións das rochas resultan da actuación de forzas, chámase esforzo á forza que actúa por unidade de superficie. O esforzo confinante (= presión litostática) resulta do peso das rochas situadas por encima: actúa simultaneamente en todas as direccións, polo que só produce compactación pero non cambios de forma. O esforzo diferenzal ou dirixido procede da dinámica das placas, prodúcese nunha dirección determinada e presenta tres tipos básicos (tensión, compresión, cizalla) pero na realidade danse combinacións deles. Responsable da deformación das rochas. b) A causa do pregamento é un esforzo compresivo. A presión confinante, ademais de producir redución de volume, é un factor que aumenta a plasticidade das rochas, polo que permite que un esforzo direccional produza o pregamento.

5. a) Indica o tipo de deformación producida. (figura 12 da páx. 98) Un tramo recto (proporcionalidade directa

entre esforzo e deformación) indica unha fase de comportamento elástico. Un tramo curvo (pequeno esforzo produce gran deformación) indica comportamento plástico. O final deste tramo sinala as condición de fractura.

Unha rocha fráxil apenas ten campo plástico (⇒ límite elástico e límite plástico moi próximos). No caso contrario a rocha é plástica.

b) Ademais da natureza do material, hai outros factores que condicionan o comportamento dunha rocha ante os esforzos:

Temperatura que aumenta a plasticidade, pois a medida que nos acercamos á fusión a mobilidade dos átomos é maior.

Presión confinante, dificulta a fracturación, favorecendo así o comportamento plástico.

Xeoloxía

28

Contido en auga, en xeral aumenta o comportamento plástico porque rebaixa o punto de fusión. As arxilas son un caso diferente, a auga facilita o esvaramento entre as capas da estrutura.

Intensidade do esforzo, tal como indican as curvas esforzo-deformación intensidades baixas teñen unha resposta elástica, despois plástica e a partir dun valor se produce a fractura. Este parámetro ten relación co seguinte.

Duración do esforzo, esforzos breves dan unha resposta elástica (transmisión ondas sísmicas no manto) ou fráxil (fractura do xeo cun golpe); esforzos prolongados permiten un comportamento plástico (fluxo convectivo do manto, fluxo de xeo nun glaciar por actuación do propio peso)

6. a) Deformación elástica transmisión de ondas sísmicas. Deformación plástica (dúctil o continua) pregamentos, diapiros, esquistosidade. Deformación fráxil (descontinua ou por fractura) diaclasas, fallas

b) Os materiais que pola súa natureza tender a un comportamento ríxido, e polo tanto a unha deformación fráxil, chámanse competentes: maioría das rochas plutónicas como os granitos, cuarcitas e gneis entre as metamórficas máis comúns.

Teñen un comportamento máis dúctil (incompetentes) as rochas arxilosas como as lutitas e os seus derivados metamórficos lousas e esquistos. Tamén as evaporitas, rochas sedimentarias de precipitación química entre as que están xesos e rochas salinas.

7. a) A diferenza entre falla normal, inversa e direccional está no tipo de esforzo que as orixina, de onde derivan resto das características.

As fallas mixtas (salto oblicuo) combinan as características de dúas fallas. (fig 15, páx. 101)

b) Os cabalgamento so fallas inversas moi tendidas, onde o buzamento do plano de falla é menor de 45º (ángulo que forma coa horizontal). O acurtamento producido nas fallas inversas implica a superposición de parte do bloque de teito (o que está enriba do plano de falla) sobre o bloque de muro, situación que se acentúa para buzamentos moi baixos. Nestes casos o bloque de

teito “cabalga” sobre o bloque de muro.Hai tamén unha diferenza de

escala. As fallas inversas son relativamente pequenas e acomodan desprazamento locais de bloques. Os cabalgamentos hainos a calquera escala, dende milimétrica ata as

grandes estruturas tectónicas que desprazan materiais centenares de kilómetros. Forman os mantos de cabalgamento que se combinan de modo complexo con pregamentos. Amoréanse así escamas de codia onde converxen placas, especialmente nos oróxenos de colisión continental. (Fig 10, páx. 129)

TEMA 7. Evolución dos océanos.

1. a) As dorsais oceánicas orixínanse por ascenso de magma procedente da fusión parcial do manto en límites de placa diverxentes. Este fenómeno crea nova codia oceánica a ambos lados do eixe da dorsal (expansión do fondo oceánico. O relevo elevado da dorsal con respecto ás cuncas profundas é debido a que está máis quente e ocupa máis volume

Características NORMAL INVERSA DIRECCIONAL

Esforzo tensional compresivo de cizalla Salto horizont. extensión acurtamento esvaramento Salto vertical si si non (Outras)

Bloque levantado baixo plano de falla

Bloque levantado sobre

plano de falla

Pode ser dereita ou esquerda


29

(ademais os bloques que se acaban de formar cerca do eixe da dorsal están moito máis quentes, e ascenden por flotabilidade orixinando relevos abruptos do rift). b) As chairas abisais corresponden a áreas máis antigas e frías do fondo oceánico, onde os sedimentos ocultan as irregularidades topográficas que houbese. c) As fosas oceánicas fórmanse por dobramento da placa oceánica que subduce d) Os montes submarinos corresponden a zonas de actividade volcánica puntual. Nalgúns casos próximos á dorsal, en relación con fracturación (Azores) e na maioría teñen que ver coa existencia dun punto quente no manto (por enriba do cal se move unha placa deixando un ronsel de illas (Hawai). Cando o volcán que forma a illa perde actividade vaise afundindo por diminución de volume, é erosionado pola acción das ondas e da lugar a un monte submarino de cumio plano ou guyot. En latitudes intertropicais, o fenómeno pódese acompañar da formación de atolóns, tal como propoñía Darwin.

2. a) As zonas de fractura oceánica cortan transversalmente ás dorsais (aproximadamente cada 100 km) nunhas fracturas que poden ter miles de km de lonxitude e que resultan moi aparentes nos mapas de topografía dos fondos (fig 7, páx 111). Constan de:

Unha sección central, situada entre os dous tramos desprazados da dorsal que constitúe un límite de placas (borde pasivo, no que hai un movemento de esvaramento lateral): son as fallas transformantes. Teñen actividade sísmica e topografía abrupta. Unhas prolongacións aos dous lados de cada placa. Son fracturas moito menos activas, pois apenas hai movemento relativo entre os bloques que separa.

3. A diferenza fundamental está en que unha é un límite de placas e a outra non. De aquí veñen o resto das características diferenzais. MARXE CONTINENTAL PASIVA “Atlántica”

Situado no interior dunha mesma placa Morfoloxía destaca a plataforma e talude continental, no que se poden abrir canóns submarinos que deixan abanos de turbiditas ao pé do talude Baixa actividade xeolóxica. Resultan da rotura dun continente a través dun rift, polo que baixo os sedimentos a codia está fracturada formando bloques basculados. Isto pode dar débil actividade sísmica e orixinar movementos de bloques en determinados momentos (así se explica a formación de “bancos” na marxe atlántico de Galicia, ver mapa batimetría na páxina 280).

MARXE CONTINENTAL ACTIVA “Pacífica” Sitúase nunha zona de subducción Na morfoloxía destaca o prisma de acreción (acumulación caótica de sedimentos moi deformados) e a fosa oceánica Gran actividade xeolóxica. Sismicidade intensa. Metamorfismo en facies esquistos azuis no prisma de acreción. Existencia de actividade magmática no arco volcánico situado na parte interna do marxe. (Fig 9 da páx. 96 / Fig 10a da páx. 129)

4. a) Realizando a cartografía dos focos dos terremotos debuxarase a zona de Wadati-Benioff que nos indica por onde subduce a placa. (Fig 17 da páx. 118)

Xeoloxía

30

b) O dobramento da capa que subduce e a frición que se xera produce os terremotos de foco superficial e intermedio (mecanismo clásico de liberación súbita de enerxía elástica). Os de foco profundo orixínanse por transicións súbitas de fase dos minerais (o alcanzaren certa profundidade prodúcese unha transformación polimórfica que fai máis compacta a estrutura e da lugar a unha brusca redución de volume da rocha).

O magmatismo débese á calor xerada na frición máis o producido por reaccións metamórficas exotérmicas. As reaccións de deshidratación (que afectan a anfíboles e micas) liberan auga en profundidade, isto rebaixa o punto de fusión e permite a formación de magmas andesíticos.

TEMA 8. Evolución dos continentes.

1. A codia continental é mais grosa (35 km de media) e de composición media máis “félsica, granítica ou ácida”, polo que a súa densidade é lixeiramente inferior. A oceánica ten un grosor medio de 8 km e unha composición máis máfica ou básica.

Grosor e composición media non son máis que dous aspectos da diferenza fundamental que é a orixe moi diferente.

Codia oceánica.- Orixe simple no proceso de expansión de fondo oceánico, estrutura estratificada simple (páx 108 e seguintes) e composición sinxela (en sedimentos, basaltos, gabros), idade inferior a 200 millóns de anos, distribución espacial da idade simple (mapa 7.3).

Codia continental.- orixe e evolución complexa, ligada á formación de oróxenos nos límites converxentes de placas, composición e estrutura variada e complexa (páx 122 e seguintes), idades variadas de ata 3600 millóns de anos, con distribución espacial en mosaico (mapa 8.1).

2. A codia continental divídese en dous grandes tipos de unidades xeolóxico-morfolóxicas: CRATÓNS.- Son as áreas máis antigas dos continentes, que no foron deformadas no Fanerozoico (últimos 570 Ma) polo que debido a erosión presentan unha topografía suave. Xeoloxicamente son o resultado da erosión completa de antigos cadeas de montañas, polo que aflora o baseamento ígneo e metamórfico.

As veces dentro dos cratóns, definidos como áreas continentais antigas e planas, diferénciase entre escudos e plataformas estables . Nos escudos afloran litoloxías endóxenas, mentres que nas plataformas estables hai unha cuberta sedimentaria sen deformar (que indica unha etapa transgresiva ou de invasión do mar). Para outros autores cratón e escudo son sinónimos.

ORÓXENOS, ou cadeas montañosas.- Son as áreas máis recentes que están a experimentar unha deformación por estar nun límite de placas converxente (ou ben que estiveron nesa situación durante o Fanerozoico). Caracterízanse pola estrutura alongada a escala global, e unha actividade xeolóxica que se manifesta na intensa deformación que orixina a elevación topográfica, pola sismicidade e o metamorfismo.

Canto máis lonxe no tempo se sitúe a formación dunha cadea montañosa máis intermedias serán as súas características entre as dun oróxeno e un cratón típico. No Fanerozoico producíronse tres oroxenias importantes:

Alpina, deformación actual ou cenozoica. Son as grandes cadeas: Andes, Himalaia, tamén Pirineos, Alpes, Cáucaso, Atlas,...

Herciniana, de finais do Paleozoico durante as colisións que deron lugar a Panxea II, está hoxe interrompida pola apertura do Atlántico, que separa a os Apalaches en Norteamérica da parte europea do oróxeno (onde está Galicia). Está suficientemente erosionada para que os relevos sexan máis suaves e podan aflorar en zonas parte das raíces ígneas.

Caledoniana, producida a mediados do Paleozoico, presenta restos máis dispersos

3. A etapa oroxénica corresponde á situación de converxencia de placas, na que se produce unha compresión que se resolve mediante un acurtamento na horizontal (para oróxenos de


31

colisión pode ser do 90%), ademais de se producir cabalgamentos e mantos que desprazan materiais decenas de km na horizontal.

O esforzo compresivo da lugar tamén ao engrosamento da codia (raíz do oróxeno e elevacións topográficas na superficie); implica movementos na vertical pero son de menor magnitude que os que se producen na horizontal. A etapa post-oroxénica corresponde o cese do esforzo compresivo. Comeza unha etapa máis ben tensional (con frecuencia prodúcese agora fracturación normal) onde o fenómeno que domina é a recuperación isostática. As raíces do oróxeno representan material cortical que despraza a material máis denso, de modo que cando cesa a converxencia, se vai producir o ascenso isostático da codia e adelgazamento por erosión. Así, esta é a etapa en que máis medran as cadeas montañosas. (Fig. 12, páx. 130)

4. A diferenza está na natureza das placas que converxen, pero un oróxeno de colisión é unha etapa posterior na evolución dun oróxeno de subducción, polo que herda algunha características ORÓXENO DE SUBDUCCIÓN ORÓXENO DE COLISIÓN

Converxencia placas Continental Oceánica Continental Continental Sismicidade Intensa, distribuída na zona de Wadati-Benioff Intensa, pero dispersa nunha zona máis ampla

Magmatismo Intenso, fórmase un arco volcánico, ademais os magmas andesíticos producen fusión par-cial da base da codia continental, orixinando plutonismo granítico

Non hai sismos de foco profundo Ausente

Metamorfismo Danse todas as combinacións de presión e temperatura (fig 9 páx 96)

Modifica o metamorfismo previo na fase de subducción

Deformación Moi intensa no prisma de acreción Moi importante. Desenvolvemento de cabalga-mentos na base da codia e grandes mantos na cobertera sedimentaria.

TEMA 9. Destrución das rochas superficiais. Modelado do relevo TEMA 10

1. a) Consta de catro etapas meteorización, transporte, sedimentación e diaxénese. (páx. 161) METEORIZACIÓN ou descomposición dunha rocha nas condicións ambientais propias da superficie. TRANSPORTE dos produtos da meteorización mediante mecanismos variados que podemos clasificar

de diversos modos: � Mecánico (traslado de detritos en masa ou particulado) fronte a químico (en disolución). � Autotraslación (descenso gravitacional de detritos, con frecuencia son movementos en masa) ou

evacuación mediante axentes xeomorfolóxicos (ríos, augas subterráneas, glaciares, vento, mar). SEDIMENTACIÓN ou deposición dos sedimentos transportados en estratos. Para o caso do transporte

mecánico vaise producir cando diminúe a enerxía do axente (menor pendente, fusión do xeo, diminución do gradiente de presión que mantén o vento ou as correntes, etc). O material transportado en disolución sedimenta por precipitación química cando se modifica algún dos parámetros que inflúen na solubilidade (pH, potencial redox ou Eh, concentración solutos, etc). As condicións nas que se produce conforman cada ambiente sedimentario.

DIAXÉNESE, conxunto de procesos que transforman os sedimentos en rochas sedimentarias.

b) A meteorización é un proceso estático e a erosión dinámico. A meteorización altera unha rocha pero non a mobiliza, orixina (especialmente a química) cubertas de

meteorización que poden permanecer no lugar da rocha orixinal. Hai erosión cando se produce transporte, é dicir, retirada das cubertas de meteo-

METEORIZACIÓN

TRANSPORTE

SEDIMENTACIÓN

DIAXÉNESE

(EDAFOXÉNESE

Solos

Regolito (Cuberta de

meteorización)

Rocha sedimentaria

Sedimentos

Xeoloxía

32

rización. A retirada de material implica a denudación ou diminución do nivel da área que se está a erosionar. O mecanismo concreto de erosión modifica as formas topográficas dando lugar ao modelado do relevo (por exemplo formación dun val en V, dun lapiaz, dun horn,...).

A erosión implica arranque e eliminación polo que se mide en masa de material arrancado por unidade de superficie e tempo (así, ton / Km2

ano). Conduce a unha diminución de cota ou denudación, (por exemplo expresada en mm/ano).

En moitos casos (acción do vento, ríos, glaciares) o arranque é simultáneo á eliminación, é dicir, confúndese meteorización mecánica e erosión; outras veces é necesario un proceso de alteración e disgregación previo á erosión.

c) O regolito é o resultado da meteorización (as cubertas de meteorización), un solo é o resultado do proceso máis complexo de edafoxénese, no que teñen un papel moi importante os seres vivos (vexetación, invertebrados, microorganismos,...) e que conduce a unha organización propia (visible por exemplo na aparición de horizontes).

A formación de solos actúa como “cortocircuito” temporal no transporte de material meteorizado. Co tempo, todos os solos terminan erosionados e continua así o proceso sedimentario. Moitas actividades humanas aceleran as taxas de erosión de solos, incrementando a desertificación.

2. a) A meteorización mecánica é unha simple disgregación da rocha en anacos máis pequenos ou incluso nos seus grans minerais; non hai transformación química nin mineralóxica. A meteorización química implica reaccións químicas que levan á destrución de minerais e á formación doutros novos ou a fases en disolución acuosa. b) Os dous procesos son complementarios, a meteorización mecánica facilita a meteorización química por aumento de superficie en contacto da rocha coa auga e coa atmosfera. c) Podemos organizar estes factores en : Intrínsecos, dependentes das características da rocha que se meteoriza.

LITOLOXÍA, en función da susceptibilidade á meteorización dos minerais que teña a rocha. Esta susceptibilidade depende en parte do diferente que foran as condicións da xénese dos minerais en relación ás condicións superficiais. Por isto nos silicatos a secuencia de vulnerabilidade é inversa á das series de Bowen. TECTÓNICA, os esforzos os que se viu sometida unha rocha crean superficies de debilidade que a descompresión acentúa. Incluso rochas moi resistentes en fresco pódense meteorizar intensamente cando están moi fracturadas.

A diversidade de litoloxías ou a distribución desigual das zonas debilitadas tectonicamente producen erosión diferenzal. Así un dique de cuarzo pode formar un cumio (Pico Sacro, nos arredores de Compostela), unha capa estreita de ecloxitas da lugar a un promontorio (Cabo Ortegal), unha fractura orixina unha ría (Viveiro) ou unha furna, ou canalizar o lugar por onde circule un río.

Extrínsecos ligados ás condicións ambientais nas que se realiza a meteorización. CLIMA, que resume estas condicións no referente a:

Auga, intervén directamente nos mecanismos de meteorización química; ademais transporta reactivos e produtos.

Temperatura, que acelera a cinética química. Relaciónase directamente con algúns mecanismos de meteorización mecánica.

Actividade Biolóxica, que participa a través de mecanismos físicos e químicos.

3. a) A hidrólise é o mecanismo que meteoriza aos silicatos, é dicir, o máis importante pois afecta aos minerais predominantes na codia terrestre.

Realízase pola reacción sobre as estruturas cristalinas dunha “solución de ataque” (auga con diversas sustancias, que en ocasións lle confiren carácter máis ou menos ácido ou alcalino). Prodúcese unha eliminación de catións (Fe+2, Ca+2, Na+1, ...) que pasan á disolución, o que leva á desorganización da estrutura


33

cristalina. Parte dos produtos resultantes pasan á “disolución de lavado” e parte reorganízanse formando novos minerais (neoformados).

En climas temperados os minerais neoformados son arxilas, baixo climas ecuatoriais fórmanse óxidos e hidróxidos. A disolución só é importante en rochas formadas por minerais moi solubles. Destacan as evaporitas, rochas sedimentarias compostas por sulfatos (xesos) ou cloruros (halita, silvina). A carbonatación é un caso especial de disolución en medio ácido que afecta ás rochas carbonatadas. Relaciónase co modelado kárstico típico das calcarias (páx 170).

O carácter ácido procede da formación de ácido carbónico por disolución de CO2 da atmosfera e do solo. Destacar que as reaccións implicadas son equilibrios químicos, de modo que se poden producir nun sentido (disolución) ou no outro (precipitación) segundo as concentracións relativas das sustancias presentes.

Constitúe un mecanismo fundamental na parte xeolóxica do ciclo do Carbono (ciclo carbonato-silicato) e regula o clima a escalas temporais de millóns de anos.. A oxidación vai predominar en minerais con elementos químicos que podan presentar estados de oxidación moi diferentes. O caso máis evidente é o do xofre que está reducido (S-2) nos sulfuros e se pode oxidar progresivamente ata acadar o máximo (S+6) nos sulfatos. A oxidación dos xacementos de sulfuros produce enriquecementos locais na concentración dos elementos metálicos de interese económico

A oxidación é un fenómeno que acompaña á meteorización dos minerais endóxenos pois o interior da Terra ten carácter redutor mentres que a superficie é oxidante (excepto nas zonas asolagadas). Así, na hidrólise inclúense procesos redox: por exemplo cando o Fe+2 contido nun anfíbol ou na biotita termina transformado en Fe+3 dun óxido ou hidróxido de ferro. b) O clima resume as condicións hídricas e térmicas. (Ver dobre figura 3 da páx 148)

En ausencia de auga non hai meteorización química. Por isto en climas áridos o moi fríos predomina esta meteorización, que alcanza unha intensidade global baixa. Cando haxa auga predomina a meteorización química, que será máis intensa canto maior sexa a temperatura e o contido en auga ⇒ intensidade máxima en clima ecuatorial, moderada en temperados.

c) En clima periglaciar predominará a acción do xeo ou xelifracción. En climas temperados haberá meteorización química, o tipo dependerá da litoloxía. A

hidrólise, que é o mecanismo principal da lugar á formación de arxilas. Os procesos mecánicos teñen menor importancia relativa.

Baixo climas desérticos, a meteorización será mecánica: cristalización intersticial de sales, expansión e compresión térmica, e incluso xelifracción nos desertos fríos.

En climas ecuatoriais hai meteorización química moi intensa. A hidrólise dos silicatos é o mecanismo principal, da lugar a óxidos e hidróxidos e pode formar regolitos de decenas de metros de potencia. A carbonatación da lugar a variantes moi espectaculares como o karst en torres.

4. a) Pódense clasificar atendendo a diferentes criterios. Tipo de material que se comeza a mover.- consolidado (rocha) ou non consolidado procedente do regolito ou solo, e que denominaremos detritos, terra ou lama conforme á proporción relativa de fracción fina e de auga.

Mecanismo do movemento, hai tres categorías básicas: desprendemento, esvaramento e fluxo.

Velocidade e continuidade no tempo do fenómeno, desde as avalanchas que son episódicas e moi rápidas (poden superar 200 km/h) ata a reptación un movemento case continuo no tempo pero de poucos mm o cm anuais. Na descrición de cada tipo pódense combinar criterios (esvaramento de rochas ou de detritos). Existen transicións entre mecanismos (desprendementos a esvaramentos e esvaramentos a fluxos. O contido en auga pódese considerar como outro criterio de clasificación. Explica transicións entre

mecanismos e especialmente as variantes dentro dos fluxos: Poderiamos encontrar case unha

Xeoloxía

34

continuidade entre un río en enchente cargado de material en suspensión, unha corrente de turbidez que descende polo talude continental, unha colada de barro, e a solifluxión.

b) Os desprendementos son caídas de fragmentos de calquera tamaño, ben en caída libre ou mediante saltos e rebo-tes. Normalmente esixen grandes pendentes. Na base destas dan lugar a taludes chamados glacis formados por asociación de conos de detritos. Igual que algúns esvaramentos, pódense inducir por sobreexcavación da base da pendente (erosión fluvial ou mariña) ou por modificación da pendente en taludes artificiais.

Os esvaramentos son movementos onde o material se mantén bastante coherente sobre unha superficie de despegue definida. Esta superficie pode ser unha diaclasa, ou un plano de estratificación nos translacionais. Noutros casos, como nos desplomes ou esvaramentos rotacionais, fórmase unha superficie de rotura curva.

c) Ambas son modalidades de fluxo lento. A solifluxión prodúcese cando o solo ou regolito está saturado en auga longas temporadas. Desprázase como fluxo a velocidades de poucos centímetros por ano. Da lugar a lóbulos característicos nas pendentes. Unha modalidade importante é a que se produce no verán en climas de tundra, cando se desconxela a parte superficial do solo xeado sobre o permafrost; o característico neste caso é que se pode producir movemento con pendentes moi baixas (de so 2 ou 3 graos). A reptación ou creep é un mecanismo moi eficaz pola súa continuidade no tempo. Prodúcese por oscilacións no volume do solo (debida a conxelación-desconxelación, a humectación-desecación). A expansión prodúcese na perpendicular á pendente, a contracción na vertical).

En definitiva, a solifluxión precisa cantidades maiores de auga (> 20%) pero menos pendente.

5. a) Os criterios máis básicos son clasificación e desgaste. Clasificación, refírese ao grao de homoxeneidade no tamaño das partículas do depósito. Está moi mal clasificado se no mesmo depósito a bloques grandes xunto a partículas finas.

Desgaste, relacionado coa medida en que están redondeados os vértices e arestas de cada fragmento (é a redondez, que se pode cuantificar mediante medidas nos clastos ou comparar con cartas de referencia)


35

O desgaste forma parte dun criterio máis elaborado que é a madurez, que se relaciona coa duración do transporte e tamén coa modalidade deste. A madurez textural indica grao de redondeamento e uniformidade nos grans. A madurez composicional ou mineralóxica é a proporción entre minerais menos alterables fronte aos máis alterables.(Canto máis dura o transporte, por exemplo nun río, menos grans minerais alterables van quedando, por outro lado hai modalidades da transporte nas que non se produce alteración química nin mecánica).

MODALIDADE CLASIFICACIÓN REDONDEZ-MADUREZ DENOMINACIÓN,...

Fluvial Boa, peor en torrentes

Alta, varía segundo duración transporte

Aluvións (abano aluvial, terrazas, praias e barras de area, deltas, marsh

Eólico Moi boa Baixa, marcas típicas en forma media lúa danlle un aspecto mate aos clastos

Dunas, Loess (tamaño area e limo)

Glaciar Nula Nula, marcas de arrastre como estrías

Till-Morrena (morrena indica unidade morfolóxica do till: terminal, lateral, de fondo)

Gravitacional Mala a nula segundo tipo movemento

Moi baixa Importante mor-foloxía como granselección, orientación,...

Coluvión, variedade nomes segundo modalidade (canchal, lahar, debris flow ...)

6. a) Unha transgresión é un avance relativo do mar (invasión dunha zona emerxida ou incremento da profundidade en áreas mariñas). A regresión é a retirada do mar. Nalgúns casos o fenómeno é universal e corresponde cunha auténtica elevación ou descenso global do nivel dos océanos. Na maioría das rexistros sedimentarios o fenómeno é local, relacionándose con subsidencias (aparentan unha transgresión) ou elevacións dunha masa continental (rexístranse como regresións)

b) As causas dos fenómenos locais xa está descritas. As xeneralizadas (cambios eustáticos) débense a:

Aumento da dinámica interna.- A actividade terrestre pasa por períodos máis intensos nos que hai vulcanismo masivo que se relacionan con un aumento de volume da dorsais. Este proceso pode estar acompañado dun aumento da colisión de placas e polo tanto da intensidade oroxénica, que levanta grandes fragmentos continentais (retirada aparente do mar). Este parece é o caso dalgunha das maiores transgresións, como a ligada á extinción Pérmica, a máis grande do Fanerozoico.

Modificación do volume de auga, asociada ás variacións da cantidade de xeo continental na alternancia de períodos glaciais e interglaciais. Ben documentada para as oscilacións da presente glaciación cuaternaria, no último millón de anos.

c) Unha transgresión verase por unha secuencia de estratos dende a parte inferior (anterior no tempo) con indicios de deposición en medio continental, ata a parte superior (posterior) con indicios de deposición mariña. Na regresión observaríase o contrario (inferior máis mariño, superior máis continental) Os indicadores son fósiles ou litoloxías: por exemplo a secuencia conglomerado – arenisca – lutita – caliza indica o paso dun ambiente claramente continental a condicións mariñas.

Conglomerado Arenisca Lutita Caliza Serie

regresiva Serie

transgresiva

Xeoloxía

36

TEMA 11. Sedimentos e rochas sedimentarias.

1. a) A diaxénese ou litificación é o conxunto de procesos polos que un sedimento non consolidado se transforma en rocha sedimentaria. Pode incluír varios mecanismos:

Compactación debido ao peso dos materiais que se van depositando por enriba. Implica redución de porosidade e perda de auga.

Cementación por precipitación de material (carbonato, sílice, óxido de ferros) entre os grans do sedimento.

Metasomatismo o modificación química dos minerais por intercambio iónico cos fluídos circundantes. Así ocorre na silificación (sílice despraza a carbonatos) ou na dolomitización (Mg despraza a Ca en carbonatos). Trátase dun proceso fronteirizo co metamorfismo.

As veces o fenómeno ten natureza diferente. Por exemplo as evaporitas non se forman a partir dun sedimento, senón por precipitación directa a partir dunha disolución. Nas rochas organóxenas (carbóns e petróleo) non só o material de partida “sedimento” é orgánico, senón que a súa litificación necesita procesos bioquímicos conducidos pola actividade bacteriana.

2. a) Os minerais sedimentarios poden ser: Herdados son minerais menos vulnerables á alteración que proceden da rocha que da lugar ao sedimento. O máis abundante é o cuarzo (o silicato abundante máis resistente).

Transformados proceden da modificación dos minerais orixinais durante a meteorización. Por hidrólise os silicatos dan basicamente minerais do grupo da arxila (ver Táboa 1 da páx. 150).

Neoformados, formados por precipitación química ou bioquímica. Con moita diferenza, os máis abundantes son os carbonatos (calcita)

b) As arxilas constitúen un grupo de filosilicatos que se forman na meteorización dos silicatos. Tendo en conta que a codia terrestre é silicatada e que a maioría dos silicatos das rochas endóxenas terminan por ser meteorizados, as arxilas serán os minerais sedimentarios máis abundantes. As lutitas representan a metade de todas as rochas sedimentarias.

A fracción de solo, de regolito ou de sedimento que non supera 0,002 mm de diámetro dise que é de “tamaño arxila”. A maior parte das partículas desta dimensión pertencen mineraloxicamente ao grupo das arxilas: filosilicatos que debido á súa altísima exfoliación non superan este tamaño).

As rochas formadas maioritariamente por minerais herdados son as areniscas, onde o cuarzo é o mineral dominante, e en moita menor medida, os feldespatos. Cuarzo vai ser tamén o compoñente que predomine en moitos conglomerados.

Os minerais neoformados abundan nas rochas de precipitación química e bioquímica . Estas non chegan a representar o 20% do total. A maioría son calcarias, formadas por precipitación do bicarbonato (vén da disolución de CO2 atmosférico en auga) co catión Ca2+ (procedente da hidrólise de silicatos).

50

25

52

18

0

10

20

30

40

50

% e

n vo

lum

eAbundancia Rochas sedimentarias

LutitaAreniscaLimolitaConglomeradoCaliza


37

3. a) O primeiro criterio “A” permite clasificar unha rocha como detrítica: é o tipo de mecanismo dominante no transporte e sedimentación, neste caso un fenómeno mecánico de mobilización de partículas (fronte a alternativa de fenó-meno químico por disolución-precipitación). A continuación aplícase un criterio “B” de tamaño de partícula. O seguinte criterio é diferente en cada caso: para os conglomerados utilízase un criterio “C” de desgaste dos clastos, para as areniscas un criterio “D” de composición mineralóxica, para as lutitas un criterio “E” que volve ser tamaño de partícula.

4. Organizando nas tres categorías básicas os medios representados teríamos: CONTINENTAIS.

Fluvial (F), caracterizado por sedimentos detríticos dende cantos rodados (típicos nas terrazas) a areas e limos, segundo a posición dentro do val con respecto ao leito principal. O tamaño de partícula é maior na parte alta do curso (medio fluvial trenzado) que no curso baixo (fluvial meandriforme)

Glaciar e periglaciar (G), predominan sedimentos detríticos grosos e mal clasificados chamados tills, que constitúen unidades morfolóxicas chamadas morrenas. Os medios periglaciais dan lugar a depósitos de vertente característicos.

Desértico (H), aprécianse unha serie de abanos aluviais formados sedimentos grosos deixados polos cursos torrenciais que se forman tras curtas e intensas precipitacións. Converxen a cuncas temporalmente cubertas de auga que se chaman lagoa-praia. Estas “praias” están formadas por limos finos, arxilas e evaporitas.

Eólico (I) constituído por dunas típicas de áreas desérticas ou costeiras. O ambiente lacustre está representado baixo clima húmido e árido no debuxo. As facies que se poden atopar son variadas, en función precisamente do clima, da superficie e profundidade, etc. Normalmente hai zonación de depósitos detríticos grosos a finos que pasan a químicos (gravas, areas, arxilas, margas, calcarias). Pode haber sedimentación carbonosa (turberiforme) en función da vexetación.

TRANSICIÓN. Illas-Barreira (B) e Praias (E), predominio de sedimentos areosos mobilizados pola deriva litoral, nos tramos de costa menos afectados polas desembocadura fluviais.

Lagoas litorais ou lagoon (C) barras de area que pechan esteiros. Conflúen as facies areosas coas arxilosas de orixe fluvial e coas orgánicas asociadas á vexetación (xunqueira) das marxes da lagoa.

Deltas (D) predominan sedimentos finos alternando cos máis grosos das canles distribuidoras.

MARIÑOS. Plataforma (J), respecto á sedimentación existen dous grandes tipos: plataforma siliciclástica, con predominio de sedimentos detríticos (areas e arxilas) e plataforma carbonatada. Debido á subsidencia, poden acumular varios km de grosor de sedimentos.

Arrecifes (A) formados pola actividade de organismos con esqueleto calcario (dende bacterias formadoras de estromatolitos, a corais, esponxas, foraminíferos, moluscos, equinodermos, briozoos, etc). Propios de mares cálidos, o que se representa no debuxo é un atolón (arrecife construído arredor dunha illa volcánica en proceso de afundimento).

Criterio B Conglomerado Pudinga / Brecha CDETRÍTICAS Arenisca Ortocuarcita / Arcosa / Grauvaca D Lutita Limolita / Arxilita E

Criterio

Criterio A PRECIPITACIÓN química e bioquímica

Xeoloxía

38

Abanos submarinos, transportados por correntes de turbidez a través dos canóns submarinos. As turbiditas caracterízanse pola estratificación gradada (en cada episodio as partículas máis grosas do sedimento en suspensión se depositan antes).

Gu.a XEOLO 2 - Consellería de Cultura, Educación e ...

Documents

Transcript of Gu.a XEOLO 2 - Consellería de Cultura, Educación e ...