Bacharelato semipresencial e a distancia Guía do alumnado Xeoloxía Materias optativas 2ºBacharelato

(1)

Guía do alumnado

Xeoloxía

(2)

(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

(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

Prime

ira ava

liac

ión

O PLANETA TERRA 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 Segunda _avaliación

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 Terceira _avaliación

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

(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

235_{U /}207_{Pb 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:

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.

(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?

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.

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?

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.

(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.

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.

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?

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.

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.

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

(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.

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.

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.

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

2

r Q q×

(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.

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.

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?

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.

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?

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.

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

(12)

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?

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.

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.

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

(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?

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.

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.

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.

(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

RADIOMÉ

-TRIC

OS 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

ESTRATI- _GRÁ

F

IC

OS 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

PALEO NTO -LÓ XICO S 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)

MAGNÉ- TICOs

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

Teito Muro (Xeometría antes da deformación)

(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:

J intrusión do granito nun encáixante descoñecido

J erosión que expoña o plutón granítico e o modele en superficie

J 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

(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) J utilízase a formula internacional da gravidade

altitude, que incrementa a distancia ao centro de masas J redución de aire libre masa asociada á topografía local J 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 J 38,5 ° 0,28 = 10,8 kbar

Níquel 330ºC / 20ºC ° km-1 = 16,5 km J 16,5 ° 0,28 = 4,6 kbar

Magnetita 580ºC / 20ºC ° km-1 = 29,0 km J 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 (10}5_{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)

(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).

(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.

(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 2

r Q q×

(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_(Mg

2SiO4 3,27)

A fayalita, na que o Fe+2_{ocupa estas posicións (Fe}

2SiO4 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:

D presión, que incrementa o punto de fusión dos materiais

D composición, así minerais como cuarzo ou ortosa funden a menor temperatura que olivina ou anortita (fig. 5.5)

D 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

(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 (OvPxAnfBt) 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