Rocas y Fósiles

Las rocas son agregados sólidos naturales constituidos por uno o varios minerales. Se diferencian tres tipos principales: rocas ígneas, rocas sedimentarias y rocas metamórficas.

Rocas Ígneas

Se forman por el enfriamiento y cristalización del magma. Se distinguen dos tipos:

• Plutónicas: Enfriamiento lento bajo la superficie.
• Volcánicas: Enfriamiento rápido en la superficie.

Además, se clasifican según la composición del magma y la textura:

Texturas de Rocas Ígneas

• Afanítica: Grano muy fino debido al enfriamiento rápido, impidiendo el crecimiento de cristales.
• Fanerítica: Grano grueso debido al enfriamiento lento, permitiendo el crecimiento de cristales.
• Porfídica: Cristales de diferentes tamaños debido a diferentes velocidades de enfriamiento.
• Vítrea: Enfriamiento extremadamente rápido.
• Pegmatítica: Cristales de gran tamaño.

Rocas Sedimentarias

Derivadas de materiales preexistentes, formadas por erosión y/o meteorización química. Se distinguen dos grupos:

• Detríticas: Acumulación de material transportado por agentes erosivos (ríos, glaciares, vientos). Presentan textura clástica.
• Químicas: Precipitación química de materiales disueltos en agua (ríos, lagos, océanos).

Rocas Sedimentarias Detríticas

La acumulación de sedimento se transforma en roca a través de la litificación, que implica dos fases:

• Compactación: Disminución del volumen de los poros al aumentar el peso de la columna de sedimento.
• Cementación: Cristalización entre los clastos de material disuelto en el agua que ocupa los poros.

Clasificación por tamaño de grano (de menor a mayor):

• Lutitas: Grano muy fino (limo: 1/16 – 1/256 mm; arcilla: < 2mm).

Características:

• Clastos redondeados: Pudinga
• Clastos angulosos: Brecha
• Selección y redondez = ambientes de formación: abanicos aluviales, glaciares, zonas costeras con fuerte erosión.

Rocas Sedimentarias Químicas

• Calizas: Precipitación de carbonato cálcico (CaCO3), ya sea orgánica (corales) o inorgánica (travertinos). Se forman en zonas marinas poco profundas con poco material detrítico y alta temperatura del agua.
• Dolomías: Precipitación de carbonato magnésico (MgCO3), normalmente a partir de calizas previas por sustitución de Ca por Mg (diagénesis).
• Rocas Evaporativas: Precipitación de sales disueltas al aumentar la concentración debido a la evaporación (halita, yeso, silvita). Se forman en lagos y zonas costeras restringidas en climas cálidos.
• Rocas Silíceas: Precipitación de SiO2 (sílex, jaspe o ágata), ya sea orgánica (radiolarios y diatomeas) o inorgánica. Se forman en zonas marinas con aporte de SiO2 o presencia de caparazones silíceos.

Rocas Metamórficas

Se forman por transformación en estado sólido de otras rocas preexistentes.

Rocas Metamórficas Foliadas

Presentan foliación:

• Pizarras: Grano fino con foliación de bajo grado. Se forman por metamorfismo de bajo grado de una roca sedimentaria de grano fino.
• Esquistos: Grano medio-grueso con foliación más desarrollada (micas).
• Gneises: Grano medio-grueso con foliación muy desarrollada. Se forman por metamorfismo de alto grado de rocas sedimentarias o ígneas.

Rocas Metamórficas No Foliadas

• Mármol: Roca cristalina de grano grueso formada por metamorfismo de una caliza.
• Cuarcita: Roca cristalina de grano medio o fino cuya roca precursora era una arenisca formada por granos de cuarzo.

Fósiles

Restos preservados de animales, plantas u otros organismos del pasado. El registro fósil es el conjunto de fósiles presentes en el registro geológico (aproximadamente 3-14% de las especies que han existido). Es incompleto debido a:

• No todas las partes y organismos fosilizan igual.
• No todas las rocas preservan su contenido fósil.
• El planeta está en continua evolución.

Tipos de Fósiles

• Huellas: Rastros de gusanos o dinosaurios.
• Impresiones: Modelos externos por presión (hojas y plantas).
• Fósiles conservados en ámbar: Insectos en resina de árboles.
• Fósiles microscópicos: Foraminíferos (organismos unicelulares con concha).
• Biomarcadores: Huellas químicas dejadas por la descomposición de un organismo.

Definiciones

• Fósil guía: Fósil que caracteriza un determinado periodo geológico. Características: periodo de vida corto, amplia distribución, comunes y fáciles de identificar.
• Bioestratigrafía: Rama de la geología que asigna una edad y posición estratigráfica a un material basándose en su registro fósil.
• Biozona: Intervalo del registro estratigráfico definido por un determinado fósil guía.

PROCESO DE FOSILIZACION:

1. El organismo muere.
2. Es cubierto rápidamente por sedimentos.
3. Siguen cayendo sedimentos que lo protegen.
4. Se compacta por el peso de los sedimentos y se convierte en fósil.
5. Sale a la superficie por procesos ambientales.
6. El ser humano lo encuentra y lo estudia.

En función de lo que se preserva durante el proceso de fosilización encontramos diferentes tipos de fósiles:

• Molde externo: el organismo se destruye pero queda su hueco.
• Molde interno: sedimentos o materiales rellenan el interior del organismo.
• Reemplazamiento y recristalización: alteración química y/o física del material original.
• Permineralización: relleno de los poros o espacios en una concha o hueso por minerales secundarios en disolución.

El estudio de lo que le ocurre a un organismo desde su muerte hasta su descubrimiento como un fósil se conoce como Tafonomía.

PROCESOS QUE SUFREN AL ESTAR EXPUESTOS:

Estructuras Primarias

Relacionadas con los procesos de formación de las rocas, identificables en rocas ígneas y sedimentarias.

Estructuras Primarias en Rocas Ígneas

Se forman durante el emplazamiento del magma, indicando la dirección del flujo.

Estructuras Primarias en Rocas Sedimentarias

• Estratificación: Capas de rocas sedimentarias (estratos) originadas por cambios en el ambiente durante la sedimentación.
• Estratificación Cruzada: Capas inclinadas con distinto ángulo, formadas por la acción de corrientes que forman ripples o dunas asimétricas.
• Marcas de Corriente: Ripples formados en el fondo de ríos, llanuras de marea y orillas de lagos.
• Grietas de Desecación: Indican que el ambiente ha sido expuesto durante la deposición.

Contactos Estratigráficos

• Concordantes:
  • Continuidad estratigráfica: estratos paralelos y de edad continua.
  • Paraconformidad: estratos paralelos pero no necesariamente de edad continua.
  • Disconformidades: estratos paralelos pero la erosión corta a las rocas inferiores más antiguas.
• Disconformantes:
  • Discordancia angular: rocas sedimentarias inclinadas o plegadas sobre las que reposan estratos más jóvenes y planos.
  • Inconformidad: separa rocas ígneas o metamórficas más antiguas de estratos sedimentarios más jóvenes.

Estructuras Secundarias

Estructuras que afectan a los materiales una vez formados.

• Diaclasas: Fracturas sin desplazamiento.
• Fallas: Fracturas con desplazamiento.
  • Normales: el bloque del techo desciende respecto al bloque de muro.
  • Inversas: el bloque del techo asciende respecto al bloque de muro.
  • En dirección: el bloque se desplaza lateralmente.
    • Dextrales: movimiento hacia la derecha.
    • Sinistrales: movimiento hacia la izquierda.
• Pliegues: Deformación sin rotura ni pérdida de cohesión.
  • Anticlinales: capas deformadas de manera convexa.
  • Sinclinales: capas deformadas de manera cóncava.
  • Monoclinales: pliegues con un único flanco que buza suavemente.

Mapa Geológico

Representación gráfica de las litologías de la superficie terrestre, con información sobre sus edades y relaciones estructurales. Se representa mediante tramas (estructuras) y colores (materiales), con una leyenda que indica la simbología utilizada.

Formación y Estructura Interna de la Tierra

La Tierra y el resto de los planetas del Sistema Solar se formaron a partir de una nube de polvo denominada Nebulosa Solar. En el disco resultante, los elementos se condensaron formando los planetas: los materiales más pesados (metales y silicatos) cerca de la estrella, y los materiales más ligeros (agua, amoniaco o metano) más lejos.

La formación de los planetas y sus lunas tuvo lugar mediante un proceso llamado acreción planetaria, donde cuerpos menores chocan y se unen a baja velocidad. Se estima que este proceso duró entre 10 y 100 millones de años.

La Tierra inicial, a alta temperatura debido al calor de acreción y la desintegración radiactiva, experimentó una fusión parcial y diferenciación de materiales por densidad, resultando en una estructura interna en capas.

Los sondeos más profundos solo alcanzan 12 km, por lo que se utilizan métodos indirectos como el estudio de meteoritos y el análisis de ondas sísmicas.

• Meteoritos: Restos de cuerpos formados por acreción planetaria. Los meteoritos metálicos provienen de la zona interior, y los silicatados de las capas externas.
• Ondas Sísmicas: Generadas durante los terremotos.
  • Ondas P (compresivas o principales): se propagan en líquidos y sólidos.
  • Ondas S (de cizalla o secundarias): se propagan solo en sólidos.

La velocidad y dirección de las ondas varían según los materiales que atraviesan, permitiendo estudiar el interior del planeta.

Capas de la Tierra

• Manto: Compuesto de silicatos de Mg y Fe, separado de la corteza por la discontinuidad de Mohorovicic. Espesor: 2900 km. Composición: peridotita. Densidad: 3.3-5.5 gr/cm³. Manto superior (hasta 660 km) y manto inferior.
• Núcleo: Compuesto por Fe y Ni, separado del manto por la discontinuidad de Gutenberg. Espesor: 3486 km. Densidad: 10-14 gr/cm³.

Capas según su Comportamiento Mecánico

• Litosfera: Capa superficial rígida (110 km).
• Astenosfera: Capa menos rígida, parcialmente fundida (1-5%), con comportamiento plástico (660 km).
• Mesosfera: Sólido que puede fluir, con comportamiento rígido.
• Núcleo Externo: Fe y Ni en estado líquido, no transmite ondas S.
• Núcleo Interno: Fe y Ni en estado sólido debido a la alta presión, separado del externo por la discontinuidad de Lehman.

La presión y la temperatura varían en el interior de la Tierra. El flujo térmico es la transmisión de energía térmica del interior a la superficie. Las fuentes de calor interno son:

• Desintegración de isótopos radiactivos.
• Energía térmica generada en el proceso de acreción.
• Energía térmica generada en la diferenciación del núcleo.

El gradiente geotérmico es la variación de la temperatura con la profundidad (30°C/km). En la corteza, el transporte de calor se produce por conducción (lento y poco eficaz). En el manto, el transporte de calor se produce por convección (más eficaz). Existen varios modelos de convección:

• Convección diferenciada de la Astenosfera y Mesosfera.
• Convección que afecta a todo el manto.
• Modelo de capa profunda.

Tectónica de Placas

En 1915, Alfred Wegener propuso la Teoría de la Deriva Continental, planteando la existencia de un supercontinente llamado Pangea, que se dividió hace unos 200 millones de años. Wegener basó su teoría en:

• La forma de los continentes.
• La continuidad de las cadenas montañosas.
• Las zonas climáticas.
• Los fósiles de animales y plantas.

Aunque sus ideas fueron rechazadas inicialmente, Alexander du Toit determinó en 1937 que Pangea estaba formada por Laurasia y Gondwana. En los años 50, el paleomagnetismo ofreció las primeras pruebas reales del movimiento continental.

El estudio del fondo marino en la segunda mitad del siglo XX revolucionó las ciencias de la Tierra, revelando la existencia de cadenas de montañas submarinas (dorsales) y fosas oceánicas.

En 1968, el trabajo de Marie Tharp compilando y delineando todos los datos dio lugar a los primeros mapas del fondo marino, y ya en los años 70 se obtuvo el primer mapa de todo el fondo oceanico.

El geólogo Harry H. Hess planteó un modelo para explicar estos rasgos topográficos en un artículo de 1960 denominado “Historia de las cuencas oceánicas”.

Bordes de Placa

• Bordes Constructivos (Dorsales): Formación de nueva corteza oceánica. Presentan una estructura simétrica con un valle de rift central.
• Bordes Destructivos (Zonas de Subducción): Destrucción de la corteza oceánica. La placa subduce bajo otra, generando actividad ígnea y volcánica.
• Bordes Pasivos: Ni se crea ni se destruye corteza.

Bordes Constructivos: Dorsales Oceánicas

Las dorsales se definen como bordes constructivos porque en ellas se produce la formación de nueva corteza oceánica. Son zonas elevadas respecto del fondo marino. Las dorsales presentan una estructura en la que se observa una disposición simétrica a partir de una zona central (eje de la dorsal), con zonas limitadas por grandes fallas normales que delimitan una depresión central denominada valle de rift. En función de la velocidad con la que se genera corteza oceánica vamos a tener dos tipos de dorsales con una expresión topográfica diferente.

• Dorsal de expansión lenta: 1-5cm/año. Se produce fracturación y magnetismo episódico. Tiene un valle de rift pronunciado
• Dorsal de expansión rápida: 5-9cm/año. Se produce fracturación y magnetismo de manera continua. Tiene un valle de rift central superficial y con poca topografía. En Islandia. La dorsal del centro-Atlántico ha salido a la superficie.

¿Donde estudiaríamos una dorsal si no tuviéramos un submarino con el que explorar el fondo oceánico?

Bordes Destructivos: Zonas de Subducción

Otro rasgo distintivo de la topografía del fondo marino es la existencia de depresiones lineales o fosas distribuidas alrededor de las dorsales. Vamos a denominar estas zonas bordes convergentes, o destructivos, porque en ellos se produce la destrucción de la corteza.

En los bordes convergentes, las placas se aproximan unas a otras, introduciéndose una por debajo de la otra en un proceso que denominamos subducción, y que va a ser responsable de la actividad ígnea y volcánica. En una zona de subducción reconocemos 4 zonas:

• Fosa: zona donde la placa que subduce se dobla e introduce bajo la otra placa.
• Zona de antearco (forearc): entre la fosa y el arcovolcánico. Se acumula gran cantidad de sedimentos que después van a ser deformados por la compresion. La acumulación de sedimentos se conoce como prisma de acrección.
• Arco volcánico: línea de volcanes que se forma sobre la placa que es subducida.
• Zona de trasarco (backarc): zona localizada detrás del arco volcánico.

La sismicidad en las zonas de subducción es diferente a la de las dorsales. La corteza que subduce tiene un comportamiento frágil y es sometida a grandes esfuerzos tectónicos, por lo que se producen terremotos de gran intensidad. En las zonas marinas pueden generar tsunamis.

En los arcos volcánicos podemos encontrar una gran variedad de magma y estilos eruptivos muy superior a las zonas de la dorsal.

Los magmas se forman debido a la perdida de agua que sufre la corteza que subduce

Las zonas de subducción van a tener diferente morfología y características en función de los tipos de corteza implicados.

• Corteza oceánica-corteza oceánica: va a subducir la placa + antigua y fría bajo la caliente y joven.
• Corteza oceánica-corteza continental: la corteza oceánica + densa es siempre la que subduce.

ANGULO DE SUBSUCCION: El ángulo de subducción depende de la edad del material que subduce.

• placa + vieja: +fria +densa +angulo.
• placa + joven: +caliente- densa; + flotabilidad -angulo.

PROCESO DE SERPENTINIZACION, COLD SEEPS: Cuando la corteza subduce, significa que está serpentinada. El metano asciende y se acumula en las capas superficiales. Cuando hay fracturas, el metano burbujea en el fondo del mar y hay `bichos´ que cogen este metano y lo utilizan como fuente de energía.

Otros Bordes de Placa

• Bordes Pasivos: Ni se crea ni se destruye corteza.
• Fallas Transformantes: a) dorsal-dorsal, b) dorsal-fosa c)fosa-fosa
• Rifts Continentales: Zonas donde la corteza continental se rompe y forma corteza oceánica. La formación de un rift comienza cuando se produce un estiramiento y fracturación de la corteza continental. Esto puede deberse debido a un empuje desde abajo. Este estiramiento adelgaza y fractura la corteza formando un valle de rift limitado por fallas donde hay un importante vulcanismo. La zona deprimida es tan delgada que se fusiona con el mar dando lugar a una nueva cuenca oceanica Ya no queda corteza continental y lo que se genera es una nueva dorsal en la que se crea corteza oceánica.

Este proceso explicaría la ruptura y separación de continentes tal y como visualizó Wegener. El ejemplo mas claro en la actualidad es el valle del Rift en el este de África.

Plataformas Estables

• Superficies inclinadas desde la costa hasta las llanuras abisales. (Bordean los continentes). Se trata de una extensión inundada de los continentes cubierta por sedimentos.
• El Talud continental marca la zona de transición entre la corteza continental y la corteza oceánica.
• Las plataformas estables son áreas de gran importancia económica ya que se acumulan grandes cantidades de sedimento (por ejemplo muchas reservas petrolíferas).

Actividad Intraplaca: Puntos Calientes

La mayor parte de la actividad geológica se concentra en los bordes de placa, existe actividad lejos de estos bordes. Esta actividad se denomina intraplaca, y está relacionada con anomalías térmicas asociadas al ascenso de material desde el límite manto-núcleo denominadas plumas mantélicas o puntos calientes.

Estos ptos calientes son estacionarios y se usan para medir el movimiento de las placas tectónicas.

Las plumas mantélicas son responsables del ascenso y fracturación de la corteza continental en la primera fase de la formación de un rift. Una pluma evoluciona en 2 fases:

1. una zona de gran volumen “gran cabeza” asciende por el manto y cuando alcanza la litosfera se produce una elevación de esta debido al empuje y a un volcanismo muy abundante.
2. efecto continuo del tallo de la pluma. El magmatismo continúa pero de manera + local

Cuando se emplaza bajo corteza continental se forma un volcanismo que da lugar a basaltos de inundación. Después se van a ir formando edificios volcánicos.

Cuando se emplaza bajo corteza oceánica la llegada de la cabeza produce una gran meseta basáltica en el fondo. Después el efecto continuado del tallo + el movimiento de la corteza produce una cadena de islas volcánicas cuya orientación revela la dirección de la placa.

Las plumas pueden estar localizadas bajo corteza oceánica o bajo corteza continental.

Cuando se emplaza bajo corteza oceánica la llegada de la cabeza produce una gran meseta basáltica en el fondo. Después el efecto continuado del tallo + el movimiento de la corteza produce una cadena de islas volcánicas cuya orientación revela la dirección de la placa.

Cuando se emplaza bajo corteza continental se forma un volcanismo que da lugar a basaltos de inundación. Después se van a ir formando edificios volcánicos.

LOCALIZACION DE LOS PRINCIPALES PUNTOS CALIENTES:+grande + joven.

Procesos Orogénicos

La orogenia es la formación de montañas y cordilleras causadas por la deformación compresiva de regiones más o menos extensas de litosfera continental (choque o subducción entre las cadenas de montañas).

Estructura de una Cordillera

En la zona central encontramos dos partes:

• La zona de sutura: pto en el que los dos bloques chocan, colisionan. División entre ambas cadenas de montañas que son muy distintas en cuanto a composición.
• Ofiolitas: fragmentos de antigua corteza oceanica atrapados en una zona de colisión continental.

En la actualidad hay dos grandes cinturones orgánicos actuales: el Cinturón orogénico circum-Pacífico y el cinturón orogénico Alpino-Himalayano.

Cinturones Orogénicos

• Cinturón Orogénico Circum-Pacífico: Se produce cuando hay convergencia en zonas de subducción de corteza oceánica. La formación de la cadena de montaña se forma debido a la convergencia y empuje entre placas y a la formación de un arco volcánico asociado a la zona de subducción. Ej: formación de los Andes en Sudamérica y la cordillera Norteamericana.
• Cinturón Orogénico Alpino-Himalayo: Se forma en respuesta a la convergencia de dos fragmentos de corteza continental una vez toda la corteza oceánica ha sido consumida por el proceso de subducción. Estos fragmentos de corteza tienen la misma densidad y un gran espesor por lo que no va a ver subducción. Ej: destrucción del antiguo mar de Tethys y da lugar a un cinturón orogénico que se extiende por gran parte de Asia y Europa.

Evolución de las Cadenas Montañosas

Las cadenas de montañas se sostienen gracias a la isostasia (estado de equilibrio gravitatorio entre la litosfera y la astenosfera). Las montañas van a tener unas “raíces” que las sostienen en una estructura similar a la de los icebergs que flotan en el agua.

Motor de la Tectónica de Placas

Una de las principales fuerzas que van a producir el movimiento de las placas son el efecto sobre corteza de la convección en el manto. Esta convección produce arrastre en las capas a superiores separándolas. Pero hay otra gran fuerza; el arrastre hacia abajo que produce la placa que subducción y que arrastra a la poca a la zona de subducción.

Magmatismo y Vulcanismo

¿Cómo se forma, asciende y evoluciona un magma?

Magma: mezcla de fases solidas, liquidas y gaseosas generadas por fusión parcial en el interior de la Tierra. Se funden primero aquellos que su contenido en slice es alto. Los silicatos, estructuras complejas como los tectosilatos (cuarzo y feldespato)

Fusión Parcial: Un magma se va a formar por la fusión parcial de la corteza y el manto, y existen tres maneras de lograr esta fusión parcial.

Factores que Afectan la Formación y Ascenso del Magma

Cuanto mayor sea la viscosidad de un magma, más difícil va a ser que se mueva y ascienda. En su ascenso, el magma puede incorporar fragmentos de rocas que va atravesando. A esto se denomina asimilación o contaminación magmática. Por último, el magma evoluciona químicamente al enfriarse y se cristaliza.

Composición de rocas igneas.

Ultrabsicos: SiO2<45%; Mg y Fe alto

Vulcanismo

¿Qué ocurre cuando un magma alcanza la superficie? Se produce una erupción volcánica.

• Erupciones efusivas: lavas de baja viscosidad y fluidas, liberación tranquila de gases.
• Erupciones explosivas: lavas de alta viscosidad y liberación de gases de manera violenta.

Los 3 factores que van a controlar la viscosidad de un magma y por tanto, su explosividad son:

• Composición: +ácido, +viscosidad. Lavas basálticas; erupciones tranquilas. Erupciones explosivas, más ácidas.
• Temperatura: -temperatura, +viscosidad.
• Gases Disueltos: incrementan la movilidad del magma.

Tipos de Coladas

• Pahoehoe (Lavas Cordadas): lavas de composición basáltica con una baja viscosidad y velocidades elevadas. Al enfriarse la parte superior se forma una costra que se deformas al continuar el movimiento.
• Colada A’a: viscosidad algo mayor. Forma una serie de bloques ásperos y afilados producidos por la rotura de la lava al avanzar.
• Coladas en Bloques: magmas + ácidos que fluyen peor por la superficie.
• Lava Almohadilla: se produce la emisión y el enfriamiento de una lava bajo el agua.

Materiales Piroclásticos

• Ceniza: <2mm
• Lapilli: 2-64mm
• Bombas Volcánicas: >64mm

En función de su textura

• Escoria: rico en gases. Hay burbujas que explotan dejando huecos.
• Pumitas o Pómez: no pesa nada.

Explosiones con mucha ceniza: coladas piroclásticas. (>500ºC y >150 km/h)

Cuando estos materiales se mezclan con el agua pueden formar coladas de barro (lahares)

Grandes provincias ígneas. Provincias magmáticas con una extensión >0,1 x 106 km2 y un volumen >0,1 x 106 km3. Se forman de manera rápida con una duración máxima <10 M.a.

Calderas: <1km de diámetro se producen por el colapso del terreno situado por encima de la cámara magmática cuando se vacía parcialmente. Erupciones explosivas.

Volcán en Escudo: forma de domo tendido (pendientes suaves) que ocupan grandes áreas y en planta tienen una morfología en escudo.

Volcanes poligenticos: aquel edificio que presentan erupciones asociadas en el tiempo. Sucesivas etapas erupticas (el Teide)

Volcanes monogenticos: edificios que entran en erupción una vez. (la Palma)

Tipos de Erupciones

: -HAWAIANA:  Erupciones de baja explosividad donde predomina la emisin de coladas que pueden alcanzar grandes distancias. Emisin de lavas de composicin bsica y un bajo contenido en gases. La textura se caracteriza por erupciones tipo Pahoehoe y a‘a. 

 -VULCANIANA:   Lavas de composicin intermedia (andestica-dacitica) con un contenido importante en voltiles. Las explosiones alcanzan mucha altura. -PLINIANA-ULTRAPLINIANA:  Muy explosivas con columnas eruptivas q alcanzan grandes alturas. Estn asociadas a composiciones cidas y muy viscosas. Los voltiles se liberan en grandes explosiones. Generan una gran cantidad de piroclsticos q pueden extenderse x grandes distancias en forma de piroclsticos de cada o nubes. -STROMBOLIANA:  Mayor explosividad de manera continua y rtmica. Las explosiones producen la emisin de materiales piroclsticos (cenizas, lapilli y bombas volcnicas) VOLCAN EN ESCUDO:  Erupciones continuas de coladas baslticas q ßuyen ladera abajo alcanzando grandes distancias y formando el ediÞcio volcnico. Para alcanzar estas grandes distancias, el volcn tiene un sistema interno de tubos volcnicos x lo q la lava ßuye sin enfriarse. Estos volcanes son tpicos de zonas de punto caliente y forman los denominados volcanes de isla ocenica. Estos volcanes tienen una fuente continua de magma, lo q hace q sean ediÞcios de gran tamao. (Mauna Kea, 10200m). CONOS DE PIROCLASTOS:  Conos volcnicos formados x fragmentos piroclticos expulsados x del volcn. Forman laderas con pendientes pronunciadas q son inestables tras la erupcin. Aparecen de forma individual y en campos con gran numero de ediÞcios. A veces la emisin q se caracteriza x su forma lineal al estar asociados a la presencia de fracturas, a lo largo de la cual pueden aparecer varios ediÞcios alineados. ESTRATOVOLCAN:  EdiÞcios volcnicos de gran tamao formados x una alternancia de coladas de lava y materiales piroclticos intercalados. Son caractersticos de arcos volcnicos en zonas de subduccin. Se forman a partir de una cmara magmtica formada en la corteza en la q diferentes procesos de evolucin magmtica hacen que pueda haber una gran variedad de composiciones. En su interior podemos encontrar todo un sistema de diques o sills q alimentan las coladas superÞciales. Su gran altura hace que sean ediÞcios potencialmente inestables que a veces pueden colapsar dando lugar a fenmenos de gran peligrosidad. CALDERAS VOLCANICAS:   Depresiones volcnicas de gran tamao q se forman x el hundimiento central o lateral de un volcn previo. Este hundimiento se produce en respuesta al vaciado de la cmara magmtica y la perdida de soporte q esto supone. TEMA 6: Esfuerzo: fuerza aplicada x unidad de superÞcie. Esfuerzo diferencial: esfuerzo implicado en la deformacin de la corteza. COMPRESIîN: acortamiento de un cuerpo rocoso en la horizontal y su engrosamiento en la horizontal. TENSIîN: extensin del cuerpo rocoso en la horizontal y un acortamiento en la vertical. CIZALLA: deslizamiento por rozamiento a lo largo de un plano de deformacin. Deformacin elstica: las rocas recuperan su forma. Deformacin plstica: resultado permanente o irreversible. Deformacin frgil: Deformacin dctil: DIACLASAS: Deformacin frgil sin desplazamiento. Se producen siempre en familias, unas paralelas a otras y en diferentes direcciones. FALLAS: Deformacin frgil con desplazamiento. FALLAS:  Plano de falla: se produce la rotura y movimiento de los materiales. Bloque levantado: encima del plan de falla. Bloque hundido: debajo del plano de falla. Brechas de falla: las rocas se trituran. Estras de falla: se produce porque el plano no es liso y perfecto. Se quedan atrapados materiales y cuando la falla se mueve, araa la roca formando estras.  Fallas normales: el bloque del techo desciende respecto al bloque de muro. Se forman x tensin. Fallas inversas: el bloque del techo asciende respecto al bloque de muro. Se forman x compresin. Fallas en direccin: el bloque se desplaza lateralmente respecto al otro. DEXTRALES (movimiento hacia la derecha) SINIESTRALES (movimiento hacia la izquierda) Graben: o fosa tectnica. Zona hundida limitada x 2 fallas normales. Horst: los grabe van a estar limitados x bloques de falla elevados. TERREMOTOS:  Falla que se mueve. Vibracin de la superÞcie terrestre cuando esta produce la ruptura y desplazamiento de una falla.  EPICENTRO: Superficie localizada justoX encima del foco.  FOCO/HIPOCENTRO: po donde se produce la ruptura de la corteza y de donde se libera la energa. Ondas P: comprensin y extensin segn la direccin de propagacin de onda.  Ondas L o Love: ondas en zizaya Ondas S: subidas y bajadas del terreno. Comprensin y extensin perpendicular a la direccin de propagacin de onda. Ondas R o Rayleigh: de manera circular el terreno sube y baja. Pliegues dctilesSe forman en respuesta a un esfuerzo compresivo. Metamorfismo Transformacin en estado solido de una roca a otra por variacin de presin y/o temperaturas. (Temperaturas altas q no se llegan a fundir) CAUSAS:   A) aumento de la temperatura.Fusin + recristalizacion y formacin de nuevos minerales B) presin. C) presencia de ßuidos qumicamente activos (agua). Procesos de disolucin y recristalizacin. Estos ßuidos se van a encontrar en: poros en las rocas, fracturas en las rocas gneas y minerales con agua en su estructura. TIPOS:  METAMORFISMO DE CONTACTO (O TRMICO) Se produce un aumento de la temperatura al instruir un cuerpo magntico. Alrededor de la roca intrusiva se va a formar una zona de alteracin que denominamos aureola.  METAMORFISMO HIDROTERMAL Alteraciones qumicas producidas x soluciones hidrotermales. Estos ßuidos circulan por las fracturas de la roca y las alteran.  METAMORFISMO REGIONAL Durante los procesos de de formacin de montaas (orogenia). Se producen un gran volumen de rocas metamrÞcas. A veces, asociado al metamorÞsmo regional , encontramos metamorÞsmo de contacto e hidrotermal asociado.  METAMORFISMO DE ENTERRAMIENTO Gran espesor de sedimentos. Conforme estamos a mayor profundidad aumenta la presin litosttica y el gradiente geomtrico METAMOSRFISMO EN ZONAS DE FALLA Se produce en aquellas fallas que alcanzan gran profundidad y temperatura. Los minerales se deforman por ßujo dctil.  METAMORFISMO DE IMPACTO Se produce debido a las altas presiones y temperaturas que se alcanzan cuando un meteorito choca con la superÞcie. 

TEMA 7: La meteorización es la rotura fisica y alteracion quimica de los minerales y rocas en la superficie de la Tierra. Meteorización física: Tendre meteorización física en aquellas zonas donde haya grandes cambios de temperatura. ACUÑAMIENTO: El agua se introduce en las fracturas y al congelarse aumenta de volumen y ejerce un efecto palanca que hace las fracturas mas grandes hasta que se produce la rotura de la roca. DESPRESURIZACION: Un cuerpo rocoso sometido a una gran presion se fractura una vez esta presión es liberada. EXPANZION TERMICA: Los grandes cambios de temperatura entre ciclos noche-dia produce dilataciones y contracciones en la roca que pueden producir su rotura. ACTIVIDAD BIOLOGICA: La accin de races y otras estructuras biolgicas pueden llegar a producir la rotura de la roca. Meteorización química: Rotura y descomposicin de los minerales que forman las rocas. El principal agente es el agua. DISOLUCION: En contacto con el agua se disuelve dando lugar a minerales secundarios. Forma cationes y aniones. OXIDACION: El oxigeno se combina con el hierro para formar el xido frrico y se producen nuevos minerales. HIDROLISIS: Un compuesto qumico atacado y descompuesto por el agua. Los iones de hidrogeno atacan y reemplazan otros iones formando nuevos compuesto