Más

3.6: Rocas ígneas - Geociencias

3.6: Rocas ígneas - Geociencias


INTRODUCCIÓN

El magma es roca fundida dentro de la tierra. Al analizar cuidadosamente las rocas ígneas e interpretar la información que contienen, podemos deducir los procesos que tienen lugar dentro de la tierra y podemos comprender los procesos volcánicos que tienen lugar en la superficie de la tierra.

El estudio de las rocas ígneas nos permite comprender la parte ígnea de la historia geológica. Por ejemplo, al final del período Triásico, hace 245 millones de años, tuvo lugar la mayor extinción masiva jamás conocida, acabando con más formas de vida en la Tierra que la extinción masiva que condujo a la desaparición de los dinosaurios hace 65 millones de años al final. del Cretácico. Al final del Triásico, una gran cantidad de basalto estalló en la tierra. Muchos geólogos piensan que los gases y partículas liberados a la atmósfera por esas erupciones pueden haber sido un factor importante en el final de la extinción masiva del Triásico. Esos científicos están estudiando la información contenida en los basaltos de esa época para probar aún más sus hipótesis.

Las rocas ígneas contienen tres fuentes esenciales de información: sus minerales, su composición química general y su textura ígnea. Los nombres de las rocas ígneas se basan en combinaciones específicas de estas características. Las rocas ígneas también contienen información isotópica que se utiliza para determinar las edades absolutas y caracterizar aún más el origen del magma. Se requiere equipo especial y experiencia para realizar análisis químicos isotópicos y precisos. Afortunadamente, con un poco de entrenamiento y práctica básicos, cualquiera puede aprender a identificar los minerales, la composición y la textura de una roca ígnea; nombrar la roca; e interpretar información clave sobre sus orígenes.

Todas las rocas ígneas, distintas del vidrio volcánico puro, contienen minerales. Los minerales proporcionan detalles sobre la composición química de la roca y sobre las condiciones en las que se originó, enfrió y solidificó el magma. Los geólogos realizan análisis químicos de minerales para determinar las temperaturas y presiones a las que se formaron e identificar los gases disueltos y los elementos químicos que estaban presentes en el magma.

La mayoría de los magmas son predominantemente líquidos de silicato, compuestos principalmente de tetraedros de sílice que aún no se han unido para convertirse en minerales de silicato. La composición química de una roca ígnea nos dice sobre el origen del magma, comenzando con qué tipo de roca se derritió dentro de la tierra para formar el magma en primer lugar, y qué tan profundo en la tierra ocurrió el derretimiento. Una vez que el magma se ha formado dentro de la tierra, su composición puede modificarse. Los minerales pueden crecer a partir del magma y separarse de él, cambiando la química del líquido restante. O bien, un cuerpo de magma puede mezclarse con otro que tiene una composición diferente.

Los magmas vienen en una variedad de composiciones, desde ricos en sílice y pobres en hierro y magnesio (félsico) hasta moderados en sílice y altos en hierro y magnesio (máficos). Las rocas ígneas felésicas, como una roca completa, tienden a tener colores o matices claros: blanco, rosa, marrón claro, gris claro. Las rocas ígneas máficas, en general, tienden a ser de color oscuro, comúnmente negras o gris oscuro. La mayor parte del magma máfico se origina por la fusión de rocas del manto que son extremadamente ricas en hierro y magnesio. El magma felésico generalmente se origina en la corteza o por el desprendimiento de minerales máficos a medida que el magma asciende a través de la corteza.

La textura ígnea nos dice cómo se enfrió y solidificó el magma. El magma puede solidificarse en roca ígnea de varias formas diferentes, cada una de las cuales da como resultado una textura ígnea diferente. El magma puede permanecer dentro de la tierra, muy por debajo del nivel del suelo, y cristalizar en roca ígnea plutónica (también conocida como roca ígnea intrusiva). O el magma puede fluir hacia la superficie de la tierra como un flujo de lava. Otra forma en que se forman las rocas ígneas es mediante la erupción explosiva de magma en el aire y la caída a la tierra en pedazos conocidos como material piroclástico, también llamado tefra. Los flujos de lava y el material piroclástico son rocas ígneas volcánicas (también conocidas como rocas ígneas extrusivas).

La textura ígnea de una roca no es como se siente en tu mano, ni si es áspera o lisa. La textura ígnea describe si la roca tiene cristales minerales o es vítrea, el tamaño de los granos minerales y la porosidad de la roca (espacios vacíos).

Esta página de conceptos básicos se centra en las rocas ígneas y le brinda los antecedentes necesarios para comprender los términos utilizados en la tabla de clasificación de rocas ígneas.

¿CÓMO SE CLASIFICAN LAS ROCAS IGNEOUS?

Hay dos tipos principales de rocas ígneas: (1) rocas plutónicas (intrusivas), que se forman por solidificación de la roca fundida en las profundidades de la tierra, y (2) rocas volcánicas (extrusivas), que se solidifican a partir de la roca fundida que hace erupción a la superficie. Las rocas volcánicas se dividen en dos categorías más: (a) flujos de lava y (b) tefra (material piroclástico).

Las rocas ígneas se clasifican en función de su composición y textura. El magma, y ​​la roca ígnea en la que se convierte, tiene una variedad de composiciones químicas. Por ejemplo, el basalto es una roca de flujo de lava máfica que se origina del derretimiento del manto superior. La forma en que el magma se convierte en una roca sólida le da una textura ígnea distintiva. Por ejemplo, el magma que se convierte en plutón al cristalizarse lentamente (minerales en crecimiento) dentro de la corteza desarrollará una textura muy diferente a la del magma que se convierte en una toba de flujo de ceniza como resultado de la ceniza volcánica semifundida que se arroja a través de un paisaje y luego se asienta y soldarse en roca sólida.

Texturas de rocas ígneas

La textura de una roca ígnea resulta del historial de enfriamiento, cristalización y solidificación del magma que la formó. Una vez que conoces la textura de una roca ígnea, generalmente puedes deducir de la textura si fue intrusiva o extrusiva, flujo de lava o piroclástica.

La textura en este contexto no es si la roca se siente áspera o suave al tacto. Los términos de textura ígnea tienen definiciones objetivas que se refieren solo a rocas ígneas.

Rocas volcánicas

Empecemos por las texturas asociadas a las rocas formadas por coladas de lava. Los magmas que entran en erupción como lava sobre la superficie de la tierra se enfrían y solidifican rápidamente. El enfriamiento rápido da como resultado una textura ígnea afanítica, en la que pocos o ninguno de los minerales individuales son lo suficientemente grandes como para verlos a simple vista. Esto a veces se denomina textura ígnea de grano fino.

Sin embargo, algunos flujos de lava no son puramente de grano fino. Si algunos cristales minerales comienzan a crecer mientras el magma aún está bajo tierra y se enfría lentamente, esos cristales crecen a un tamaño lo suficientemente grande como para ser fácilmente visibles, y el magma luego entra en erupción como un flujo de lava, la textura resultante consistirá en cristales de grano grueso incrustados. en una matriz de grano fino. Esta textura se llama porfirítica.

Si la lava tiene burbujas de gas que se escapan a medida que se solidifica, terminará con "agujeros de burbujas congelados". Estos "agujeros de burbujas congelados" se denominan vesículas y se dice que la textura de una roca que los contiene es vesicular.

Si se escapan tantas burbujas de la lava que termina conteniendo más agujeros de burbujas que roca sólida, se dice que la textura resultante es espumosa. La piedra pómez es el nombre de un tipo de roca volcánica de textura espumosa.

Si la lava se enfría extremadamente rápido y tiene muy poca agua disuelta en ella, puede congelarse en vidrio, sin minerales (el vidrio, por definición, no es un mineral, porque no tiene una red cristalina). Se dice que una roca así tiene una textura vítrea. La obsidiana es la roca común que tiene una textura vítrea y es esencialmente vidrio volcánico. La obsidiana suele ser negra.

Ahora consideremos brevemente las texturas de tefra o rocas piroclásticas. Al igual que las rocas de flujo de lava, también son rocas ígneas extrusivas. Sin embargo, en lugar de originarse a partir de lava que fluyó sobre la superficie de la tierra, la tefra es material volcánico que fue arrojado al aire durante una erupción volcánica.

Se puede decir que una roca piroclástica hecha de ceniza volcánica de grano fino tiene una textura fragmentaria de grano fino. La ceniza volcánica se compone principalmente de finos fragmentos de vidrio volcánico. Puede ser de color blanco, gris, rosa, marrón, beige o negro, y puede tener otros cristales finos y restos de roca mezclados. El término "fragmentado de grano fino" es fácil de confundir con el término fino. granulado (afanítico). Un término equivalente que es menos ambiguo es tobáceo. Las rocas hechas de ceniza volcánica se llaman toba.

Se dice que una roca piroclástica con muchos trozos grandes de material que quedaron atrapados en la erupción explosiva tiene una textura fragmentaria de grano grueso. Sin embargo, una mejor palabra que evitará confusiones es decir que tiene una textura brecha, y la roca generalmente se llama brecha volcánica. Los trozos más grandes de material en una brecha volcánica miden más de 1 cm (5/8 de pulgada) de ancho y, a veces, son mucho más grandes.

Rocas plutónicas

Cuando el magma se enfría lentamente bajo tierra y se solidifica allí, generalmente crecen cristales lo suficientemente grandes como para ser vistos fácilmente a simple vista. Estos cristales visibles comprenden toda la roca, no solo una parte de ella como en una roca ígnea porfídica de grano fino. La textura de una roca ígnea formada completamente por cristales lo suficientemente grandes como para ser fácilmente vista a simple vista es fanerítica. La textura fanerítica a veces se denomina textura ígnea de grano grueso. El granito, el ejemplo más conocido de roca ígnea intrusiva, tiene una textura fanerítica.

A veces, una intrusión de magma que se cristaliza lentamente bajo tierra libera grandes cantidades de agua caliente. El agua se libera del magma como un fluido extremadamente caliente con muchos elementos químicos disueltos en él. Este fluido hidrotermal se mete en grietas y huecos en la corteza terrestre y, a medida que se enfría, puede producir minerales muy grandes a partir de los elementos químicos disueltos. Se dice que una roca que consta de minerales tan grandes tiene una textura pegmatítica, lo que significa que el tamaño promedio del mineral es mayor de 1 cm de diámetro (y algunas veces es mucho más grande). El nombre de una roca ígnea con textura pegmatítica es pegmatita. Las pegmatitas se encuentran comúnmente en o cerca de los márgenes de cuerpos de granito.

Composiciones de rocas ígneas

Las composiciones ígneas más comunes se pueden resumir en tres palabras: máficas (basálticas), intermedias (andesíticas) y félsicas (graníticas).

La composición felésica es más alta en sílice (SiO2) y bajo en hierro (Fe) y magnesio (Mg). La composición máfica es más alta en hierro y magnesio y más baja en sílice. Las composiciones intermedias contienen sílice, hierro y magnesio en cantidades intermedias a las composiciones félsicas y máficas.

Composición y Color

La composición influye en el color de las rocas ígneas. Las rocas felésicas tienden a ser de color claro (blanco, rosa, tostado, marrón claro, gris claro). Las rocas máficas tienden a ser de color oscuro (negro, marrón muy oscuro, gris muy oscuro, verde oscuro mezclado con negro). La distinción de color proviene de las diferencias en el contenido de hierro y magnesio. El hierro y, en menor medida, el magnesio dan a los minerales un color más oscuro. Las rocas ígneas intermedias tienden a tener tonos o colores intermedios (verde, gris, marrón).

La asociación entre color y composición es útil porque antes de poder nombrar e interpretar una roca ígnea es necesario determinar tanto su textura como su composición. Si tiene una roca ígnea afanítica, que no tiene cristales lo suficientemente grandes para verla sin un microscopio, puede estimar su composición en función de su color: rosa o casi blanco, félsico; gris medio, intermedio; muy oscuro o negro, máfico.

Esta regla de color funciona la mayor parte del tiempo, pero hay dos problemas que debe tener en cuenta. Primero, la regla no funciona para rocas ígneas vítreas. La obsidiana, que es un vidrio volcánico, suele ser negra, aunque tiene una composición félsica. Esto se debe a que una pequeña cantidad de hierro, muy poca para colorear los minerales de manera muy oscura, puede colorear el vidrio de manera oscura.

El segundo problema es que cuando las rocas ígneas han estado expuestas al aire y al agua durante mucho tiempo, comienzan a meteorizar, lo que cambia de color. Los geólogos que trabajan en el campo llevan un martillo para rocas, de modo que puedan romper las partes exteriores erosionadas de las rocas para ver la roca "fresca" sin meteorizar en el interior.

Si puede ver e identificar los minerales en una roca ígnea, puede obtener más información sobre la composición ígnea. Las rocas ígneas con cuarzo en ellas suelen ser félsicas. Las rocas ígneas con olivino suelen ser máficas. Las rocas ígneas que no contienen cuarzo ni olivino suelen ser intermedias.

ORÍGENES DE LAS ROCAS IGNEOSAS

Una vez que haya determinado la textura y composición de una roca ígnea, puede nombrarla y también puede decir algo importante sobre cómo se formó. Por ejemplo, una roca ígnea félsica de grano grueso no es solo un granito, es una roca ígnea intrusiva que se formó a partir del enfriamiento lento y la cristalización de un cuerpo de magma dentro de la corteza terrestre. La intrusión de grandes cuerpos de granito - batolitos - suele formar parte del origen de una cordillera. De manera similar, una roca ígnea máfica de grano fino no es solo un basalto, es una roca ígnea extrusiva que se formó a partir del enfriamiento rápido y la cristalización de un flujo de lava en la superficie de la tierra.

CÓMO IDENTIFICAR ROCAS IGNEOSAS

Las rocas ígneas se pueden distinguir de las sedimentarias por la falta de lechos, la falta de fósiles y la falta de granos redondeados en las rocas ígneas y la presencia de texturas ígneas. Un granito, por ejemplo, se puede distinguir de una arenisca porque en lugar de ser una mezcla de granos redondeados degradados comprimidos y cementados juntos, el granito consiste en una pequeña cantidad de minerales en colores negro, blanco o rosa brillantes, con excelentes formas de cristal. , cultivados juntos en un patrón completamente entrelazado. Las areniscas, por el contrario, tienen un lecho sedimentario (capas) y consisten en granos redondeados con algunos espacios entre los granos, que se pueden ver con una lupa o una lupa.

Las rocas ígneas se pueden distinguir de la mayoría de las rocas metamórficas regionales por la falta de foliación (estratificación) en las rocas ígneas. Las rocas metamórficas sin foliar carecen de texturas ígneas y generalmente contienen minerales que no se encuentran en las rocas ígneas.

El granito puede parecer gneis a primera vista, pero el granito no tiene capas ni orientación preferida de los minerales. Los minerales de un granito crecen al azar en todas las direcciones, en lugar de tender a crecer paralelos entre sí.

Las rocas ígneas se clasifican en función de su textura y su composición. Consulte las secciones anteriores para obtener descripciones de las diferentes texturas y composiciones ígneas.

Las tablas de clasificación de rocas ígneas que acompañan a esta sección están dispuestas sobre la base de texturas ígneas primero y luego desglosadas sobre la base de la composición ígnea. Recuerde que la composición ígnea se estima en función del color: claro = composición félsica, medio = composición intermedia y oscuro = composición máfica.

Clasificación de rocas ígneas

Textura pegmatítica (de grano extremadamente grueso)
Se origina a partir de intrusiones ricas en agua, que se enfrían y cristalizan bajo tierra.
ComposiciónMinerales más comunesNombre de la roca
félsicoNa-plagioclasa, ortoclasa, cuarzo, biotita, anfíbol, moscovitapegmatita
Textura fanertítica (de grano grueso)
Se origina en intrusiones profundas, que se enfrían y cristalizan lentamente bajo tierra.
ComposiciónMinerales más comunesNombre de la roca
félsicoNa-plagioclasa, ortoclasa, cuarzo, biotita, anfíbol, moscovitagranito
intermedioNa-plagioclasa, cuarzo, ortoclasa, anfíbol, biotitagranodiorita
Na-plagioclasa, anfíbol, piroxeno, biotitadiorita
máficoCa-plagioclasa, piroxeno, olivino, anfíbolgabro
Textura afanítica (de grano fino)
Se origina en flujos de lava (o intrusiones muy poco profundas), que se enfrían rápidamente.
ComposiciónMinerales más comunesNombre de la roca
félsicoNa-plagioclasa, ortoclasa, cuarzo, biotita, anfíbol, moscovitariolita
intermedioNa-plagioclasa, cuarzo, ortoclasa, anfíbol, biotitadacita
Na-plagioclasa, anfíbol, piroxeno, biotitaandesita
máficoCa-plagioclasa, piroxeno, olivino, anfíbolbasalto
Textura espumosa (porosa, pómez)
Se origina en erupciones volcánicas cargadas de gas, comúnmente piroclásticas.
ComposiciónMinerales más comunesNombre de la roca
félsicovidrio (puede contener algunos minerales típicos de las rocas félsicas)piedra pómez
máficovidrio (puede contener algunos minerales típicos de las rocas máficas)escoria
Nota: el basalto con menos agujeros, conocido como vesículas, se llama basalto vesicular. La escoria tiene más agujeros y puede ser de color negro o rojo.
Textura vidriosa
Se origina por un enfriamiento demasiado rápido para permitir que se formen celosías de cristal.
ComposiciónMinerales más comunesNombre de la roca
félsico a máficovidrio (sin minerales)obsidiana
Nota: La obsidiana que es transparente en los bordes delgados y tiene una buena fractura concoidea probablemente sea félsica.
Textura fragmentaria: gruesa (contiene fragmentos de roca grandes)
Se origina en erupciones piroclásticas (explosivas).
ComposiciónMinerales más comunesNombre de la roca
félsico a máficovariable (dependiendo de los fragmentos de roca y el contenido de cenizas)brecha volcánica
Textura fragmentaria: fina (principalmente ceniza volcánica)
Se origina en erupciones piroclásticas (explosivas).
ComposiciónMinerales más comunesNombre de la roca
félsicopuede contener algunos minerales típicos de las rocas félsicastoba riolítica
mediopuede contener algunos minerales típicos de rocas intermediastoba andesítica
máficopuede contener algunos minerales típicos de las rocas máficastoba andesítica

PREGUNTAS DE REFLEXIÓN

  • ¿Qué habilidad te ayuda a desarrollar este contenido?
  • ¿Cuáles son los temas clave cubiertos en este contenido?
  • ¿Cómo puede el contenido de esta sección ayudarlo a demostrar el dominio de una habilidad específica?
  • ¿Qué preguntas tienes sobre este contenido?

Mundo Volcán

Basaltos son rocas extrusivas de grano fino de color oscuro. Los granos minerales son tan finos que son imposibles de distinguir a simple vista o incluso con una lupa. Son las rocas ígneas más extendidas. La mayoría de los basaltos son de origen volcánico y se formaron por el rápido enfriamiento y endurecimiento de los flujos de lava. Algunos basaltos son intrusivos al haberse enfriado dentro del interior de la Tierra.

Granito es una roca ígnea que se compone de cuatro minerales. Estos minerales son cuarzo, feldespato, mica y, por lo general, hornblenda. El granito se forma cuando el magma se enfría muy por debajo de la superficie terrestre. Debido a que se endurece en las profundidades del subsuelo, se enfría muy lentamente. Esto permite que los cristales de los cuatro minerales crezcan lo suficiente como para ser fácilmente visibles a simple vista. Mire la foto de granito de arriba, observe los diferentes cristales en la roca.

El granito es un material excelente para construir puentes y edificios porque puede soportar miles de libras de presión. También se utiliza para monumentos porque envejece lentamente. Los grabados en el granito se pueden leer durante cientos de años, lo que hace que la roca sea más valiosa.

El granito se extrae en muchos lugares del mundo, incluido Estados Unidos. El estado de New Hampshire tiene el sobrenombre de "Estado del granito" debido a la cantidad de granito en las montañas de ese hermoso estado. El Escudo Canadiense de América del Norte contiene enormes afloramientos (rocas superficiales) de granito.

Dacita es una roca ígnea extrusiva. Los principales minerales que componen la dacita son plagioclasa, cuarzo, piroxeno o hornblenda.

Obsidiana es un vidrio volcánico natural muy brillante. Cuando la obsidiana se rompe, se fractura con una fractura concoidea distinta. Observe en la foto de la izquierda cómo se fractura. La obsidiana se produce cuando la lava se enfría muy rápidamente. La lava se enfría tan rápido que no se pueden formar cristales.

Cuando las personas fabrican vidrio, derriten rocas de sílice como arena y cuarzo y luego las enfrían rápidamente colocándolas en agua. La obsidiana se produce en la naturaleza de manera similar.

La obsidiana suele ser negra o de un verde muy oscuro, pero también se puede encontrar en una forma casi clara.

Los pueblos antiguos de todo el mundo han utilizado la obsidiana para puntas de flecha, cuchillos, puntas de lanza y herramientas de corte de todo tipo. Hoy en día, los médicos utilizan la obsidiana como bisturí en operaciones oculares muy sensibles.

Gabro es una roca ígnea intrusiva de color oscuro, de grano grueso. El gabro es muy similar al basalto en su composición mineral. Está compuesto principalmente de feldespato plagioclasa mineral con cantidades más pequeñas de piroxeno y olivino.

Riolita está muy relacionado con el granito. La diferencia es que la riolita tiene cristales mucho más finos. Estos cristales son tan pequeños que no se pueden ver a simple vista. La riolita es una roca ígnea extrusiva que se ha enfriado mucho más rápidamente que el granito, lo que le da un aspecto vítreo. Los minerales que componen la riolita son el cuarzo, feldespato, mica y hornblenda.

Piedra pómez es una roca volcánica espumosa de color muy claro. La piedra pómez se forma a partir de lava que está llena de gas. La lava se expulsa y se dispara por el aire durante una erupción. A medida que la lava atraviesa el aire, se enfría y los gases escapan dejando la roca llena de agujeros.

La piedra pómez es tan ligera que en realidad flota sobre el agua. Se han visto enormes bloques de piedra pómez flotando en el océano después de grandes erupciones. Algunos bloques de lava son lo suficientemente grandes como para transportar animales pequeños.

La piedra pómez se muele y se usa hoy en día en jabones, limpiadores abrasivos y también en abrillantadores.


3.6: Rocas ígneas - Geociencias

Todos los artículos publicados por MDPI están disponibles inmediatamente en todo el mundo bajo una licencia de acceso abierto. No se requiere un permiso especial para reutilizar todo o parte del artículo publicado por MDPI, incluidas las figuras y tablas. Para los artículos publicados bajo una licencia Creative Common CC BY de acceso abierto, cualquier parte del artículo puede ser reutilizada sin permiso siempre que el artículo original esté claramente citado.

Los artículos de fondo representan la investigación más avanzada con un potencial significativo de alto impacto en el campo. Los artículos de fondo se envían por invitación individual o recomendación de los editores científicos y se someten a una revisión por pares antes de su publicación.

El artículo de características puede ser un artículo de investigación original, un estudio de investigación novedoso y sustancial que a menudo implica varias técnicas o enfoques, o un artículo de revisión completo con actualizaciones concisas y precisas sobre los últimos avances en el campo que revisan sistemáticamente los avances científicos más interesantes. literatura. Este tipo de artículo ofrece una perspectiva sobre las futuras direcciones de la investigación o sus posibles aplicaciones.

Los artículos de Editor's Choice se basan en las recomendaciones de los editores científicos de las revistas de MDPI de todo el mundo. Los editores seleccionan una pequeña cantidad de artículos publicados recientemente en la revista que creen que serán particularmente interesantes para los autores o importantes en este campo. El objetivo es proporcionar una instantánea de algunos de los trabajos más interesantes publicados en las diversas áreas de investigación de la revista.


Rocas ígneas

Las rocas ígneas son las que se forman dentro de la Tierra a temperaturas lo suficientemente altas como para producir un componente líquido. A medida que aumenta el componente líquido, se mueve hacia la superficie debido a su menor densidad que la roca sólida circundante. Muchos factores determinan si la roca parcialmente fundida (magma) permanece dentro de la corteza (para formar rocas como el granito) o si llega a la superficie y se extruye como lava. La temperatura, el contenido de fluidos (volátiles) y la composición a granel del magma son factores que influyen fuertemente en el comportamiento del magma.

Debido a las infinitas variables que controlan la composición del magma, no hay dos rocas ígneas que sean idénticas a pesar de que puede haber alguna semejanza visual. Las pequeñas variaciones en la composición mineral y las proporciones del material de origen (a menudo controladas por el grado de fusión) se reflejarán en el producto final. Si el magma generado en el "crisol" se contamina con material de la corteza (como una losa descendente) o se fusiona con otros crisol, o atraviesa bolsas de fusión en niveles más altos durante su ascenso a la superficie, su composición original se modificará y se reflejará en la eventual roca cristalina. La investigación de las diferentes etapas de la formación rocosa es una ciencia fascinante.

Hay dos clases principales de rocas ígneas: las que permanecen debajo de la corteza cuando cristalizan (plutónicas como los granitos) y las que salen de la corteza (volcánicas como las lavas). Dentro de cada grupo hay dos subclases principales dependiendo de su composición a granel, es decir, félsico (que contiene cuarzo) y máfico (poco o nada de cuarzo). Estas dos subclases se reflejan generalmente en color, siendo la primera clara y la última oscura. Algunas clasificaciones incluyen un grupo intermedio más nebuloso.


Capítulo 3 Rocas ígneas intrusivas

Después de leer detenidamente este capítulo, completar los ejercicios que contiene y responder las preguntas al final, debería poder:

  • Describir el ciclo de las rocas y los tipos de procesos que conducen a la formación de rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas, y explicar por qué hay un ciclo de rocas activo en la Tierra.
  • Explique el concepto de fusión parcial y describa los procesos geológicos que conducen a la fusión.
  • Describe, en términos generales, la gama de composiciones químicas de los magmas.
  • Discuta los procesos que tienen lugar durante el enfriamiento y cristalización del magma, y ​​el orden típico de cristalización según la serie de reacciones de Bowen.
  • Explique cómo se puede cambiar la composición del magma mediante cristalización fraccionada y fusión parcial de las rocas circundantes.
  • Aplicar los criterios para la clasificación de rocas ígneas en función de las proporciones minerales.
  • Describe los orígenes de las texturas rocosas faneríticas, porfídicas y pegmatíticas.
  • Identificar plutones sobre la base de su morfología y sus relaciones con las rocas circundantes.
  • Explica el origen de un margen frío.

Figura 3.0.1 Un dique máfico de grano fino (verde oscuro) se introdujo en un dique félsico (rosa) y en diorita gruesa (gris), Quadra Island, B.C. Todas estas rocas están compuestas por más de un tipo de mineral. Los componentes minerales son claramente visibles en la diorita, pero no en los otros dos tipos de rocas.

Una roca es una mezcla consolidada de minerales. Por consolidado, nos referimos a rocas reales duras y fuertes que no se deshacen en tus manos. A mezcla de minerales implica la presencia de más de un grano mineral, pero no necesariamente más de un tipo de mineral (Figura 3.0.1). Una roca puede estar compuesta de un solo tipo de mineral (p. Ej., La piedra caliza generalmente está compuesta solo de calcita), pero la mayoría de las rocas están compuestas por varios minerales diferentes. Una roca también puede incluir no minerales, como fósiles o la materia orgánica dentro de un lecho de carbón o en algunos tipos de lutitas.

Las rocas se agrupan en tres categorías principales según cómo se forman:

  1. Ígneo: formado a partir del enfriamiento y cristalización de magma (roca fundida)
  2. Sedimentario : se forma cuando los fragmentos erosionados de otras rocas se entierran, comprimen y cementan juntos, o cuando los minerales se precipitan directamente de la solución
  3. Metamórfico : formado por la alteración (debido al calor, la presión y / o la acción química) de una roca ígnea o sedimentaria preexistente

Atribuciones de los medios

Las olas se forman en el océano y en los lagos porque la energía del viento se transfiere al agua. Cuanto más fuerte sea el viento, más tiempo soplará y cuanto mayor sea el área de agua sobre la que sopla (el alcance), es probable que sean más grandes las olas.

Los parámetros importantes de una onda son la longitud de onda (la distancia horizontal entre dos crestas o dos valles), la amplitud (la distancia vertical entre un valle y una cresta) y la velocidad de la onda (la velocidad a la que las crestas de las olas se mueven a través del agua). ) (Figura 17.1.1).

Figura 17.1.1 Los parámetros de las ondas de agua.

Los tamaños y velocidades típicos de las olas en situaciones en las que han tenido suficiente tiempo para desarrollarse completamente se resumen en la Tabla 17.1. En una situación en la que el alcance es corto (digamos 19 km en un lago) y el viento es solo moderado (19 km / h), las olas se desarrollarán completamente en 2 horas, pero permanecerán bastante pequeñas (amplitud promedio de unos 27 cm). , longitud de onda 8,5 m). En una gran masa de agua (el océano o un lago muy grande) con un alcance de 139 km y vientos de 37 km / h, las olas se desarrollarán completamente en 10 horas, la amplitud promedio será de alrededor de 1,5 my la longitud de onda promedio alrededor de 34 metro. En mar abierto, con fuertes vientos (92 km / h) que soplan durante al menos 69 horas, las olas promediarán casi 15 m de altura y sus longitudes de onda superarán los 200 m. Las ondas pequeñas (amplitudes inferiores a un metro) tienden a tener pendientes relativamente poco profundas (la amplitud es del 3% al 4% de la longitud de onda), mientras que las ondas más grandes (amplitudes superiores a 10 m) tienen pendientes mucho más pronunciadas (la amplitud es del 6% al 7% de la longitud de onda) . En otras palabras, las olas grandes no solo son más grandes que las pequeñas, sino que también son generalmente más del doble de empinadas y, por lo tanto, muchas veces más impresionantes y potencialmente peligrosas. Sin embargo, es importante reconocer que las amplitudes disminuyen con la distancia desde el área donde se generaron las ondas. Las olas en nuestra costa que son generadas por una tormenta cerca de Japón tendrán longitudes de onda similares pero amplitudes más bajas que las generadas por una tormenta comparable cerca de la costa.

Tabla 17.1 Los parámetros de las olas de viento en situaciones en las que el viento sopla aproximadamente en la misma dirección durante el tiempo suficiente para que las olas se desarrollen por completo. Los tiempos de duración indicados son los mínimos requeridos para que las olas se desarrollen por completo. [1]
[Saltar tabla]
Velocidad del viento (kilómetros por hora) Fetch (kilómetros) Duración (horas) Amplitud (metros) Longitud de onda (metros) Periodo de onda (segundos) Velocidad de onda (metros por segundo) Velocidad de las olas (kilómetros por hora)
19 19 2 0.27 8.5 3.0 2.8 10.2
37 139 10 1.5 33.8 5.7 5.9 19.5
56 518 23 4.1 76.5 8.6 8.9 32.0
74 1,313 42 8.5 136 11.4 11.9 42.9
92 2,627 69 14.8 212 14.3 14.8 53.4

Ejercicio 17.1 Altura de ola versus longitud

Esta tabla muestra las amplitudes y longitudes de onda típicas de las olas generadas en diferentes condiciones de viento. La inclinación de una onda se puede determinar a partir de estos números y está relacionada con la relación: amplitud / longitud de onda.

  1. Calcula estas razones para las ondas que se muestran. El primero de ellos está hecho para ti.
  2. ¿Cómo cambiarían estas proporciones al aumentar la distancia del viento que produjo las olas?

Las olas relativamente pequeñas se mueven hasta unos 10 km / hy llegan a la orilla aproximadamente una vez cada 3 segundos. Las ondas muy grandes se mueven unas cinco veces más rápido (más de 50 km / h), pero debido a que sus longitudes de onda son mucho más largas, llegan con menos frecuencia, aproximadamente una vez cada 14 segundos.

A medida que una ola se mueve a través de la superficie del agua, el agua en sí misma se mueve principalmente hacia arriba y hacia abajo y solo se mueve una pequeña cantidad en la dirección del movimiento de las olas. Mientras esto sucede, un punto en la superficie del agua describe un círculo con un diámetro que es igual a la amplitud de la onda (Figura 17.1.2). Este movimiento también se transmite al agua que se encuentra debajo, y el agua es perturbada por una ola a una profundidad de aproximadamente la mitad de la longitud de onda. El movimiento de las olas se ilustra con bastante claridad en el sitio de Wikipedia "Wind wave". Si miras cuidadosamente esa animación y te enfocas en los pequeños puntos blancos en el agua, deberías poder ver cómo la cantidad que se mueven disminuye con la profundidad.

Figura 17.1.2 El movimiento orbital de una parcela de agua (punto negro) cuando una onda se mueve a través de la superficie.

La profundidad de la mitad de la longitud de onda de la perturbación del agua debajo de una ola se conoce como base de la ola. Dado que las olas del océano rara vez tienen longitudes de onda superiores a 200 my el océano abierto tiene varios miles de metros de profundidad, la base de las olas normalmente no interactúa con el fondo del océano. Sin embargo, a medida que las olas se acercan al agua mucho menos profunda cerca de la costa, comienzan a “sentir” el fondo y se ven afectadas por esa interacción (Figura 17.1.3). Las “órbitas” de la onda se aplanan y se ralentizan por el arrastre, y las implicaciones son que la amplitud (altura) de la onda aumenta y la longitud de onda disminuye (las ondas se vuelven mucho más empinadas). El resultado final de esto es que las olas se inclinan hacia adelante y eventualmente se rompen (Figura 17.1.4).

Figura 17.1.3 El efecto de las olas que se acercan a una orilla arenosa. Figura 17.1.4 Olas rompiendo en la costa de Greensand Beach, Hawaii (la arena es verde porque está compuesta principalmente por el mineral olivino erosionado de las rocas volcánicas cercanas). Figura 17.1.5 Olas acercándose a la costa de Long Beach en el Parque Nacional Pacific Rim. A medida que las olas (representadas por líneas blancas) se acercan a la costa, se refractan para volverse más paralelas a la playa y su longitud de onda disminuye.

Las olas normalmente se acercan a la orilla en ángulo, y esto significa que una parte de la ola siente el fondo antes que el resto, por lo que la parte que siente el fondo primero se ralentiza primero. Este proceso se ilustra en la Figura 17.1.5, que se basa en una fotografía aérea que muestra olas reales acercándose a Long Beach en la isla de Vancouver. Cuando se tomó la foto, las olas (con las crestas mostradas como líneas blancas en el diagrama) se acercaban en un ángulo de aproximadamente 20 ° a la playa. Las olas llegaron primero a la costa en el extremo sur ("a" en la imagen). As they moved into shallow water they were slowed, and since the parts of the waves still in deep water ("b" on the image) were not slowed they were able catch up, and thus the waves became more parallel to the beach.

Figure 17.1.6 The generation of a longshore current by waves approaching the shore at an angle.

In open water, these waves had wavelengths close to 100 m. In the shallow water closer to shore, the wavelengths decreased to around 50 m, and in some cases, even less.

Even though they bend and become nearly parallel to shore, most waves still reach the shore at a small angle, and as each one arrives, it pushes water along the shore, creating what is known as a corriente portuaria dentro de zona de surf (the areas where waves are breaking) (Figure 17.1.6).

Exercise 17.2 Wave refraction

Figure 17.1.7

A series of waves (dashed lines) is approaching the coast on the map shown here.

The location of the depth contour that is equivalent to 1/2 of the wavelength is shown as a red dashed line.

Draw in the next several waves, showing how their patterns will change as they approach shallow water and the shore.

Show, with arrows, the direction of the resulting longshore current.

Another important effect of waves reaching the shore at an angle is that when they wash up onto the beach, they do so at an angle, but when that same wave water flows back down the beach, it moves straight down the slope of the beach (Figure 17.1.8). The upward-moving water, known as the chapoteo, pushes sediment particles along the beach, while the downward-moving water, the resaca, brings them straight back. With every wave that washes up and then down the beach, particles of sediment are moved along the beach in a zigzag pattern.

The combined effects of sediment transport within the surf zone by the longshore current and sediment movement along the beach by swash and backwash is known as deriva costera. Longshore drift moves a tremendous amount of sediment along coasts (both oceans and large lakes) around the world, and it is responsible for creating a variety of depositional features that we’ll discuss in section 17.3.

Figure 17.1.9 The formation of rip currents on a beach with strong surf.

A corriente de resaca is another type of current that develops in the nearshore area, and has the effect of returning water that has been pushed up to the shore by incoming waves. As shown in Figure 17.1.9, rip currents flow straight out from the shore and are fed by the longshore currents. They die out quickly just outside the surf zone, but can be dangerous to swimmers who get caught in them. If part of a beach does not have a strong unidirectional longshore current, the rip currents may be fed by longshore currents going in both directions.

Figure 17.1.10 Rip currents on Tunquen Beach in central Chile.

Rip currents are visible in Figure 17.1.10, a beach at Tunquen in Chile near Valparaiso. As is evident from the photo, the rips correspond with embayments in the beach profile. Three of them are indicated with arrows, but it appears that there may be several others farther along the beach.

Tides are related to very long-wavelength but low-amplitude waves on the ocean surface (and to a much lesser extent on very large lakes) that are caused by variations in the gravitational effects of the Sun and Moon. Tide amplitudes in shoreline areas vary quite dramatically from place to place. On the west coast of Canada, the tidal range is relatively high, in some areas as much as 6 m, while on most of the east coast the range is lower, typically around 2 m. A major exception is the Bay of Fundy between Nova Scotia and New Brunswick, where the daily range can be as great as 16 m. Anomalous tides like that are related to the shape and size of bays and inlets, which can significantly enhance the amplitude of the tidal surge. The Bay of Fundy has a natural oscillation cycle of 12.5 hours, and that matches the frequency of the rise and fall of the tides in the adjacent Atlantic Ocean. Ungava Bay, on Quebec’s north coast, has a similarly high tidal range.

As the tides rise and fall they push and pull a large volume of water in and out of bays and inlets and around islands. They do not have as significant an impact on coastal erosion and deposition as wind waves do, but they have an important influence on the formation of features within the intertidal zone, as we’ll see in the following sections.


Classification of Igneous Rocks:

Igneous rocks are classified according to their mode of occurrence, texture, mineralogy, chemical composition, and the geometry of the igneous body. Two important variables that are used for the classification of igneous rocks are particle size and the mineral composition of the rock. Feldspar, quartz, olivines, micas, etc., are all important minerals in the formation of igneous rocks, and are important to their classification.

Types of igneous rocks with other essential minerals are very rare. In simplified classification, igneous rocks are separated by the type of feldspar present, the presence or absence of quartz, and – in cases where feldspar or quartz are not present – by the type of iron or magnesium minerals present. Rocks containing quartz are silica-oversaturated, while rocks with feldspathoids are silica-undersaturated.

Igneous rocks which have crystals large enough to be seen with the unaided eye are classified as phaneritic, while those with crystals too small to be seen are aphanitic. Typically, rocks belonging to the phaneritic class are intrusive in origin, while aphanitic rocks are extrusive.

An igneous rock with larger, clearly discernible crystals embedded in a finer-grained matrix is classified as porphyry. Porphyritic textures develop when lava cools unevenly, causing of some of the crystals to grow before the main mass of the molten rock.

So the next time you find yourself somewhere, just standing about, remember that the ground you walk on was formed under from a pretty hellish process. It began deep in the Earth, where silicate rock, tormented by extreme heat and intense pressure, became a hot, oozing mess. Once it was churned up to the surface. it either exploded into the atmosphere, or melted a path across the landscape before cooling in place.

In short, our world was born of conditions that make Dante’s Inferno look boring and cheerful by comparison!

We have written many articles about igneous rocks for Universe Today. Here’s an article on How Rocks are Formed, What is the Earths’ Mantle Made From?, and What is the Difference Between Magma and Lava?

And for a more detailed look at the Earth, here’s What is the Lithosphere?, and What are the Earth’s Layers?

If you’d like more info on igneous rocks, check out U.S. Geological Survey Website. And here’s a link to Geology.com.

We’ve also recorded an episode of Astronomy Cast all about planet Earth. Listen here, Episode 51: Earth.


3.4 Classification of Igneous Rock

As has already been described, igneous rocks are classified into four categories: felsic, intermediate, mafic, and ultramafic, based on either their chemistry or their mineral composition. The diagram in Figure 3.4.1 can be used to help classify igneous rocks by their mineral composition. Una característica importante a tener en cuenta en este diagrama es la línea roja que separa los silicatos no ferromagnesianos en la parte inferior izquierda (feldespato K-feldespato, cuarzo y feldespato plagioclasa) de los silicatos ferromagnesianos en la parte superior derecha (biotita, anfíbol, piroxeno y olivino ). Al clasificar las rocas ígneas intrusivas, lo primero que se debe considerar es el porcentaje de silicatos ferromagnesianos. En la mayoría de las rocas ígneas, los minerales de silicato ferromagnesiano son claramente más oscuros que los demás, pero aún es bastante difícil estimar las proporciones de minerales en una roca.

Based on the position of the red line in Figure 3.4.1, it is evident that felsic rocks can have between 1% and 20% ferromagnesian silicates (the red line intersects the left side of the felsic zone 1% of the distance from the top of the diagram, and it intersects the right side of the felsic zone 20% of the distance from the top). Las rocas intermedias tienen entre un 20% y un 50% de silicatos ferromagnesianos y las rocas máficas tienen entre un 50% y un 100% de silicatos ferromagnesianos. Para ser más específicos, las rocas félsicas suelen tener biotita y / o las rocas intermedias anfíboles tienen anfíbol y, en algunos casos, las rocas piroxeno y máficas tienen piroxeno y, en algunos casos, olivino.

Figure 3.4.1 A simplified classification diagram for igneous rocks based on their mineral compositions. [Descripción de la imagen]

Si nos centramos en los silicatos no ferromagnesianos, es evidente que las rocas félsicas pueden tener de 0% a 35% de feldespato K, de 25% a 35% de cuarzo (el espesor vertical del campo de cuarzo varía de 25% a 35% ), y de un 25% a un 50% de plagioclasa (y esa plagioclasa será rica en sodio o albítica). Las rocas intermedias pueden tener hasta un 25% de cuarzo y entre un 50% y un 75% de plagioclasa. Las rocas máficas solo tienen plagioclasa (hasta un 50%) y esa plagioclasa será rica en calcio o anortítica.

Ejercicio 3.5 Proporciones minerales en rocas ígneas

Figure 3.4.2

The dashed blue lines (labelled a, b, c, d) in Figure 3.4.2 represent four igneous rocks. Complete la tabla estimando las proporciones minerales (porcentaje) de las cuatro rocas (al 10% más cercano).

Insinuación: rocas B y D son el comienzo más fácil con esos.

Rock Biotita / anfíbol Piroxeno Olivine Plagioclasa Cuarzo K-feldespato
a
B
C
D

Figure 3.4.3 provides a diagrammatic representation of the proportions of dark minerals in light-coloured rocks. Puede usar eso cuando intente estimar el contenido de minerales ferromagnesianos de rocas reales, y puede obtener algo de práctica al completar el Ejercicio 3.6. Be warned! Los estudiantes de geología sobreestiman casi universalmente la proporción de minerales oscuros.

Figure 3.4.3 A guide to estimating the proportions of dark minerals in light-coloured rocks.

Exercise 3.6 Proportions of ferromagnesian silicates

Las cuatro rocas ígneas que se muestran a continuación tienen diferentes proporciones de silicatos ferromagnesianos. Estimate those proportions using the diagrams in Figure 3.4.3, and then use Figure 3.4.1 to determine the likely rock name for each one.

___% ___% ___% ___%
__________ __________ __________ __________

Las rocas ígneas también se clasifican según sus texturas. Las texturas de las rocas volcánicas se discutirán en el Capítulo 4, por lo que aquí solo veremos las diferentes texturas de las rocas ígneas intrusivas. Casi todas las rocas ígneas intrusivas tienen cristales que son lo suficientemente grandes como para verlos a simple vista, y usamos el término fanerítico (from the Greek word phaneros meaning visible) to describe that. Por lo general, eso significa que son más grandes que aproximadamente 0,5 milímetro (mm), el grosor de una línea fuerte hecha con un bolígrafo. (Si los cristales son demasiado pequeños para distinguirlos, lo cual es típico de la mayoría de las rocas volcánicas, usamos el término afanítico (de la palabra griega aphanos – unseen) The intrusive rocks shown in Figure 3.3.5 are all phaneritic, as are those shown in Exercise 3.6.

En general, el tamaño de los cristales es proporcional a la velocidad de enfriamiento. Cuanto más tiempo tarde en enfriarse un cuerpo de magma, más grandes pueden crecer los cristales. It is not uncommon to see an intrusive igneous rock with crystals up to 1 centimetre (cm) long. En algunas situaciones, especialmente hacia el final de la etapa de enfriamiento, el magma puede volverse rico en agua. The presence of liquid water (still liquid at high temperatures because it is under pressure) promotes the relatively easy movement of ions, and this allows crystals to grow large, sometimes to several centimetres (Figure 3.4.4). Finally, as already described, if an igneous rock goes through a two-stage cooling process, its texture will be porphyritic (Figure 3.3.7).

Figure 3.4.4 A pegmatitic rock with large crystals

Descripciones de imágenes

Figure 3.4.1 image description: Mineral composition of igneous rocks
Igneous Rocks Felsic Intermediate Mafic Ultramafic
K-feldespato 0 to 35% 0% 0% 0%
Cuarzo 25 to 35% 0 to 25% 0% 0%
Plagioclase feldspar 25 to 50% 50 to 70% 0 to 50% 0%
Biotite and/or Amphibole 0 to 20% 20 to 40% 0 to 30% 0%
Piroxeno 0% 0 to 20% 20 to 75% 0% to 75%
Olivine 0% 0% 0 to 25 % 25% to 100%
Intrusive Granite Diorite Gabbro Peridotite
Extrusive Rhyolite Andesite Basalt Komatiite

Attributions

Algunas áreas costeras están dominadas por la erosión, un ejemplo es la costa del Pacífico de Canadá y los Estados Unidos, mientras que otras están dominadas por la deposición, por ejemplo las costas del Atlántico y el Caribe de los Estados Unidos. Pero en casi todas las costas, tanto la deposición como la erosión ocurren en diversos grados la mayor parte del tiempo, aunque en diferentes lugares. This is clearly evident in the Tofino area of Vancouver Island (Figure 17.0.1), where erosion is the predominant process on the rocky headlands, while depositional processes predominate within the bays. En las costas donde predomina la deposición, los sedimentos costeros todavía se erosionan en algunas áreas y se depositan en otras.

A key factor in determining if a coast is dominated by erosion or deposition is its history of tectonic activity. Una costa como la de la Columbia Británica es tectónicamente activa, y la compresión y la elevación se han producido durante decenas de millones de años. Esta costa también se ha elevado durante los últimos 15.000 años por el rebote isostático debido a la desglaciación. Las costas de los Estados Unidos a lo largo del Atlántico y el Golfo de México no han experimentado una actividad tectónica significativa en unos pocos cientos de millones de años y, excepto en el noreste, no han experimentado un levantamiento post-glacial. Estas áreas tienen relativamente poco relieve topográfico y ahora hay una mínima erosión del lecho rocoso costero. Another important factor is the supply of sediments. Unless there is a continuous supply of sandy and coarser sediment to a coast it will not be a depositional coast.

En las costas que están dominadas por procesos de depósito, la mayor parte del sedimento que se deposita normalmente proviene de grandes ríos. Un ejemplo obvio es donde el río Mississippi desemboca en el Golfo de México en Nueva Orleans, otro es el río Fraser en Vancouver. No hay grandes ríos que traigan sedimentos arenosos a la costa oeste de la isla de Vancouver, pero todavía hay largas y anchas playas de arena allí. En esta área, la mayor parte de la arena proviene de depósitos de arena glaciofluvial situados a lo largo de la orilla detrás de la playa, y parte proviene de la erosión de las rocas en los promontorios.

The components of a typical beach are shown in Figure 17.3.1. On a sandy marine beach, the beach face is the area between the low and high tide levels. A berm is a flatter region beyond the reach of high tides this area stays dry except during large storms.

Figure 17.3.1 The components of a sandy marine beach. [Descripción de la imagen] Figure 17.3.2 The differences between summer and winter on beaches in areas where the winter conditions are rougher and waves have a shorter wavelength but higher energy. En invierno, la arena de la playa se almacena en alta mar.

La mayoría de las playas atraviesan un ciclo estacional porque las condiciones cambian de verano a invierno. En verano, las condiciones del mar son relativamente tranquilas con ondas de baja amplitud y longitud de onda larga generadas por vientos distantes. Las condiciones invernales son más duras, con ondas de menor longitud de onda y mayor amplitud causadas por fuertes vientos locales. As shown in Figure 17.3.2, the heavy seas of winter gradually erode sand from beaches, moving it to an underwater sandbar offshore from the beach. Las suaves olas del verano empujan gradualmente esta arena hacia la orilla, creando una playa más ancha y plana.

La evolución de las características depositacionales de arena en las costas marinas está principalmente influenciada por las olas y las corrientes, especialmente las corrientes costeras. A medida que el sedimento se transporta a lo largo de la costa, se deposita en las playas o crea otras características depositacionales. A spit , for example is an elongated sandy deposit that extends out into open water in the direction of a longshore current. A good example is Goose Spit at Comox on Vancouver Island (Figure 17.3.3). En esta ubicación, la corriente litoral fluye típicamente hacia el suroeste, y la arena erosionada de un acantilado de 60 m de altura del glaciofluvial Quadra Sand del Pleistoceno es empujada en esa dirección y luego hacia el puerto de Comox.

Figure 17.3.3 The formation of Goose Spit at Comox on Vancouver Island. La arena que forma Goose Spit se deriva de la erosión de la arena Quadra del Pleistoceno (un depósito de arena glaciofluvial espeso, como se ilustra en la foto de la derecha).

The Quadra Sand at Comox is visible in Figure 17.3.4. There are numerous homes built at the top of the cliff, and the property owners have gone to considerable expense to reinforce the base of the cliff with large angular rocks ( rip-rap ) and concrete barriers so as to limit further erosion of their properties. Un resultado de esto será matar de hambre a Goose Spit de sedimentos y eventualmente contribuir a su erosión. Por supuesto, las rocas y las barreras de hormigón son solo temporales, serán erosionadas por fuertes tormentas invernales durante las próximas décadas y Quadra Sand contribuirá una vez más al mantenimiento de Goose Spit.

Figure 17.3.4 The Quadra Sand cliff at Comox, and the extensive concrete and rip-rap barrier that has been constructed to reduce erosion. Note that the waves (dashed lines) are approaching the shore at an angle, contributing to the longshore drift. Figure 17.3.5 A depiction of a baymouth bar and a tombolo.

A spit that extends across a bay to the extent of closing, or almost closing it off, is known as a baymouth bar . La mayoría de las bahías tienen arroyos que fluyen hacia ellas, y dado que esta agua tiene que salir, es raro que una barra de boca de bahía cierre completamente la entrada a una bahía. In areas where there is sufficient sediment being transported, and there are near-shore islands, a tombolo may form (Figure 17.3.5).

Tombolos are common around the southern part of the coast of British Columbia, where islands are abundant, and they typically form where there is a wave shadow behind a nearshore island (Figure 17.3.6). Esta se convierte en un área con energía reducida, por lo que la corriente litoral se ralentiza y se acumulan sedimentos. Eventualmente se acumulan suficientes sedimentos para conectar la isla al continente con un tombolo. There is a good example of a tombolo in Figure 17.0.1, and another in Figure 17.3.7.

Figure 17.3.6 The process of formation of a tombolo in a wave shadow behind a nearshore island. Figure 17.3.7 A stack (with a wave-cut platform) connected to the mainland by a tombolo, Gabriola Island, B.C.

In areas where coastal sediments are abundant and coastal relief is low (because there has been little or no recent coastal uplift), it is common for barrier islands to form. Las islas barrera son islas alargadas compuestas de arena que se forman a pocos kilómetros del continente. They are common along the U.S. Gulf Coast from Texas to Florida, and along the U.S. Atlantic Coast from Florida to Massachusetts (Figure 17.3.8). Al norte de Boston, la costa se vuelve rocosa, en parte porque esa área se ha visto afectada por el rebote de la corteza post-glacial.

Figure 17.3.8 Assateague Island on the Maryland coast, U.S. This barrier island is about 60 km long and only 1 km to 2 km wide. El Océano Atlántico abierto está a la derecha y la laguna a la izquierda. Esta parte de la isla de Assateague ha sido recientemente erosionada por una tormenta tropical, que empujó enormes cantidades de arena a la laguna.

Figure 17.3.9

En el mapa, dibuje dónde esperaría que se formara lo siguiente:

¿Qué condiciones podrían conducir a la formación de islas barrera en esta área?

Some coasts in tropical regions (between 30° S and 30° N) are characterized by carbonate reefs . Reefs form in relatively shallow marine water within a few hundred to a few thousand metres of shore in areas where the water is clear because there is little or no input of clastic sediments from streams, and marine organisms such as corals, algae, and shelled organisms can thrive. The associated biological processes are enhanced where upwelling currents bring chemical nutrients from deeper water (but not so deep that the water is cooler than about 25°C) (Figure 17.3.10). Sediments that form in the back reef (shore side) and fore reef (ocean side) are typically dominated by carbonate fragments eroded from the reef and from organisms that thrive in the back-reef area that is protected from wave energy by the reef.

Figure 17.3.10 Cross-section through a typical barrier or fringing reef.

Descripciones de imágenes

Figure 17.3.1 image description: A berm, the part of a beach that is beyond the reach of high tide, is part of the backshore. The beach face, the part of the beach between low tide and high tide level, includes the swash zone and the foreshore. Beyond the swash zone is the surf zone and beyond that is the breaker zone. [Return to Figure 17.3.1]

Atribuciones de los medios

Algunas áreas costeras están dominadas por la erosión, un ejemplo es la costa del Pacífico de Canadá y los Estados Unidos, mientras que otras están dominadas por la deposición, por ejemplo las costas del Atlántico y el Caribe de los Estados Unidos. Pero en casi todas las costas, tanto la deposición como la erosión ocurren en diversos grados la mayor parte del tiempo, aunque en diferentes lugares. This is clearly evident in the Tofino area of Vancouver Island (Figure 17.0.1), where erosion is the predominant process on the rocky headlands, while depositional processes predominate within the bays. En las costas donde predomina la deposición, los sedimentos costeros todavía se erosionan en algunas áreas y se depositan en otras.

A key factor in determining if a coast is dominated by erosion or deposition is its history of tectonic activity. Una costa como la de la Columbia Británica es tectónicamente activa, y la compresión y la elevación se han producido durante decenas de millones de años. Esta costa también se ha elevado durante los últimos 15.000 años por el rebote isostático debido a la desglaciación. Las costas de los Estados Unidos a lo largo del Atlántico y el Golfo de México no han experimentado una actividad tectónica significativa en unos pocos cientos de millones de años y, excepto en el noreste, no han experimentado un levantamiento post-glacial. Estas áreas tienen relativamente poco relieve topográfico y ahora hay una mínima erosión del lecho rocoso costero. Another important factor is the supply of sediments. Unless there is a continuous supply of sandy and coarser sediment to a coast it will not be a depositional coast.

En las costas que están dominadas por procesos de depósito, la mayor parte del sedimento que se deposita normalmente proviene de grandes ríos. Un ejemplo obvio es donde el río Mississippi desemboca en el Golfo de México en Nueva Orleans, otro es el río Fraser en Vancouver. No hay grandes ríos que traigan sedimentos arenosos a la costa oeste de la isla de Vancouver, pero todavía hay largas y anchas playas de arena allí. En esta área, la mayor parte de la arena proviene de depósitos de arena glaciofluvial situados a lo largo de la orilla detrás de la playa, y parte proviene de la erosión de las rocas en los promontorios.

The components of a typical beach are shown in Figure 17.3.1. On a sandy marine beach, the beach face is the area between the low and high tide levels. A berm is a flatter region beyond the reach of high tides this area stays dry except during large storms.

Figure 17.3.1 The components of a sandy marine beach. [Descripción de la imagen] Figure 17.3.2 The differences between summer and winter on beaches in areas where the winter conditions are rougher and waves have a shorter wavelength but higher energy. En invierno, la arena de la playa se almacena en alta mar.

La mayoría de las playas atraviesan un ciclo estacional porque las condiciones cambian de verano a invierno. En verano, las condiciones del mar son relativamente tranquilas con ondas de baja amplitud y longitud de onda larga generadas por vientos distantes. Las condiciones invernales son más duras, con ondas de menor longitud de onda y mayor amplitud causadas por fuertes vientos locales. As shown in Figure 17.3.2, the heavy seas of winter gradually erode sand from beaches, moving it to an underwater sandbar offshore from the beach. Las suaves olas del verano empujan gradualmente esta arena hacia la orilla, creando una playa más ancha y plana.

La evolución de las características depositacionales de arena en las costas marinas está principalmente influenciada por las olas y las corrientes, especialmente las corrientes costeras. A medida que el sedimento se transporta a lo largo de la costa, se deposita en las playas o crea otras características depositacionales. A spit , for example is an elongated sandy deposit that extends out into open water in the direction of a longshore current. A good example is Goose Spit at Comox on Vancouver Island (Figure 17.3.3). En esta ubicación, la corriente litoral fluye típicamente hacia el suroeste, y la arena erosionada de un acantilado de 60 m de altura del glaciofluvial Quadra Sand del Pleistoceno es empujada en esa dirección y luego hacia el puerto de Comox.

Figure 17.3.3 The formation of Goose Spit at Comox on Vancouver Island. La arena que forma Goose Spit se deriva de la erosión de la arena Quadra del Pleistoceno (un depósito de arena glaciofluvial espeso, como se ilustra en la foto de la derecha).

The Quadra Sand at Comox is visible in Figure 17.3.4. There are numerous homes built at the top of the cliff, and the property owners have gone to considerable expense to reinforce the base of the cliff with large angular rocks ( rip-rap ) and concrete barriers so as to limit further erosion of their properties. Un resultado de esto será matar de hambre a Goose Spit de sedimentos y eventualmente contribuir a su erosión. Por supuesto, las rocas y las barreras de hormigón son solo temporales, serán erosionadas por fuertes tormentas invernales durante las próximas décadas y Quadra Sand contribuirá una vez más al mantenimiento de Goose Spit.

Figure 17.3.4 The Quadra Sand cliff at Comox, and the extensive concrete and rip-rap barrier that has been constructed to reduce erosion. Note that the waves (dashed lines) are approaching the shore at an angle, contributing to the longshore drift. Figure 17.3.5 A depiction of a baymouth bar and a tombolo.

A spit that extends across a bay to the extent of closing, or almost closing it off, is known as a baymouth bar . La mayoría de las bahías tienen arroyos que fluyen hacia ellas, y dado que esta agua tiene que salir, es raro que una barra de boca de bahía cierre completamente la entrada a una bahía. In areas where there is sufficient sediment being transported, and there are near-shore islands, a tombolo may form (Figure 17.3.5).

Tombolos are common around the southern part of the coast of British Columbia, where islands are abundant, and they typically form where there is a wave shadow behind a nearshore island (Figure 17.3.6). Esta se convierte en un área con energía reducida, por lo que la corriente litoral se ralentiza y se acumulan sedimentos. Eventualmente se acumulan suficientes sedimentos para conectar la isla al continente con un tombolo. There is a good example of a tombolo in Figure 17.0.1, and another in Figure 17.3.7.

Figure 17.3.6 The process of formation of a tombolo in a wave shadow behind a nearshore island. Figure 17.3.7 A stack (with a wave-cut platform) connected to the mainland by a tombolo, Gabriola Island, B.C.

In areas where coastal sediments are abundant and coastal relief is low (because there has been little or no recent coastal uplift), it is common for barrier islands to form. Las islas barrera son islas alargadas compuestas de arena que se forman a pocos kilómetros del continente. They are common along the U.S. Gulf Coast from Texas to Florida, and along the U.S. Atlantic Coast from Florida to Massachusetts (Figure 17.3.8). Al norte de Boston, la costa se vuelve rocosa, en parte porque esa área se ha visto afectada por el rebote de la corteza post-glacial.

Figure 17.3.8 Assateague Island on the Maryland coast, U.S. This barrier island is about 60 km long and only 1 km to 2 km wide. El Océano Atlántico abierto está a la derecha y la laguna a la izquierda. Esta parte de la isla de Assateague ha sido recientemente erosionada por una tormenta tropical, que empujó enormes cantidades de arena a la laguna.

Figure 17.3.9

En el mapa, dibuje dónde esperaría que se formara lo siguiente:

¿Qué condiciones podrían conducir a la formación de islas barrera en esta área?

Some coasts in tropical regions (between 30° S and 30° N) are characterized by carbonate reefs . Reefs form in relatively shallow marine water within a few hundred to a few thousand metres of shore in areas where the water is clear because there is little or no input of clastic sediments from streams, and marine organisms such as corals, algae, and shelled organisms can thrive. The associated biological processes are enhanced where upwelling currents bring chemical nutrients from deeper water (but not so deep that the water is cooler than about 25°C) (Figure 17.3.10). Sediments that form in the back reef (shore side) and fore reef (ocean side) are typically dominated by carbonate fragments eroded from the reef and from organisms that thrive in the back-reef area that is protected from wave energy by the reef.

Figure 17.3.10 Cross-section through a typical barrier or fringing reef.

Descripciones de imágenes

Figure 17.3.1 image description: A berm, the part of a beach that is beyond the reach of high tide, is part of the backshore. The beach face, the part of the beach between low tide and high tide level, includes the swash zone and the foreshore. Beyond the swash zone is the surf zone and beyond that is the breaker zone. [Return to Figure 17.3.1]


Formation of the Syenite

Formation of syenites are products of alkaline igneous activity, usually formed in thick continental crustal areas, or in Cordilleran subduction zones. Producing Syenite is necessary to melt a granitic or igneous protolith to a fairly low degree of partial melting. This is required because potassium is an incompatible element and tends to enter a melt first, whereas higher degrees of partial melting will liberate more calcium and sodium, which produce plagioclase, and hence a granite, adamellite or tonalite.

At very low degrees of partial melting a silica undersaturated melt is produced, forming a nepheline syenite, where orthoclase is replaced by a feldspathoid such as leucite, nepheline or analcime.

Conversely in certain conditions, large volumes of anorthite crystals may precipitate from thoroughly molten magma in a cumulate process as it cools. This leaves a drastically reduced concentration of silica in the remainder of the melt. The segregation of the silica from the melt leaves it in a state that may favour syenite formation.


What are some of the oldest rocks so far discovered on Earth?

Scientists have found rocks exceeding 3.5 billion years of age on all the Earth’s continents. But the oldest rocks uncovered so far are the Acasta Gneisses in north-western Canada near Creat Slave Lake, which has been dated at about 4.03 billion years old. Others that are not as old include the lsua Supracrustal rocks in West Greenland (3.7 to 3.8 billion years old), rocks from the Minnesota River Valley and northern Michigan (3.5 to 3.7 billion years old), rocks in Swaziland (3.4 to 3.5 billion years old), and rocks from western Australia (3.4 to 3.6 billion years old). These ancient rocks are mostly from lava flows and shallow water sedimentary processes. This seems to indicate that they were not from the original crust, but formed afterward.

The oldest materials found on Earth to date are tiny, single zircon crystals uncovered in younger sedimentary layers of rock. These crystals, found in western Australia, have been dated at 4.3 billion years old, but the source of the crystals has not yet been discovered.


Ver el vídeo: Las Rocas y los Minerales