Geomorfología Estructural
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2º CURSO DEL GRADO DE GEOGRAFÍA. 2011-2012 Dra. Elena González Cárdenas, UCLM PowerPoint PPT Presentation


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Geomorfología Estructural. 2º CURSO DEL GRADO DE GEOGRAFÍA. 2011-2012 Dra. Elena González Cárdenas, UCLM. Tema II. El interior de la Tierra. presión y temperatura. GEOMORFOLOGÍA ESTRUCTURAL 2º CURSO DEL GRADO DE GEOGRAFÍA. 2012-2013 Dra. Elena González Cárdenas, UCLM. PRESIÓN Y ESFUERZO.

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2º CURSO DEL GRADO DE GEOGRAFÍA. 2011-2012 Dra. Elena González Cárdenas, UCLM

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2 curso del grado de geograf a 2011 2012 dra elena gonz lez c rdenas uclm

Geomorfología Estructural

2º CURSO DEL GRADO DE GEOGRAFÍA. 2011-2012

Dra. Elena González Cárdenas, UCLM


2 curso del grado de geograf a 2011 2012 dra elena gonz lez c rdenas uclm

Tema II

El interior de la Tierra

presión y temperatura

GEOMORFOLOGÍA ESTRUCTURAL

2º CURSO DEL GRADO DE GEOGRAFÍA. 2012-2013

Dra. Elena González Cárdenas, UCLM


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PRESIÓN Y ESFUERZO

El campo gravitatorio terrestre da lugar a un campo de esfuerzos en el interior del planeta.

A grandes profundidades el estado de esfuerzos es considerado presión hidrostática

ISOSTASIA

Relación que existe entre los diferentes materiales que forman la corteza y el manto terrestre. Existe una distribución heterogénea de densidades y temperaturas que influye y determina la distribución de esfuerzos. Del equilibrio hidrostático entre corteza y manto superior nace el contexto de ISOSTASIA

Los esfuerzos que dan lugar a la dinámica de la corteza y el manto dependen del peso de las rocas. El peso de una columna de roca, de base y altura dada, recibe el nombre de “presión hidrostática” o geostática

A esta presión se le añade la lateral denominándose la resultante “presión de confinamiento”

La presión se mide en mega pascales (Mpa). Aumenta del orden de 25 a 27 Mpa por kilómetro de profundidad.

A poca profundidad las rocas se comportan como sólidos elásticos. Al aumentar la profundidad por encima del kilómetro, y para esfuerzos continuados, las rocas se comportan como un “fluido incompresible” sometido a la presión hidrostática

A 20 Mpa hay deformación normal de las rocas en zonas orogénicas

A 150 Mpa se producen deformaciones extremas asociadas a fallas


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Un fluido se considera incomprensible cuando su densidad permanece constante en el tiempo y en el espacio.

Su volumen permanece constante en todas las porciones del fluido


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PRESIÓN Y ESFUERZO

Un esfuerzo continuado sobre una roca provoca su deformación.

La deformación de las rocas nos indica que existen fuerzas internas que actúan a lo largo del tiempo plegando, fracturando y originando grandes roturas generadoras de terremotos.

El desarrollo de estructuras tectónicas es el reflejo de la deformación de las rocas.

Los fósiles son muy útiles para medir la deformación


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PRESIÓN Y ESFUERZO

Las características de la deformación están condicionadas por la presión confinante, la temperatura, la presencia de agua u otros fuÍdos y la duración del esfuerzo.

PLEGAMIENTO ROTURA


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PRESIÓN Y ESFUERZO

Los materiales terrestres se comportan de diferente forma frente a los esfuerzos.

La deformación dependerá de la naturaleza del material y de las condiciones fÍsicas en que se encuentre cuando se deforma.

Hay tres tipos de situaciones.

MATERIALES ELÁSTICOS.- Al aplicarles un esfuerzo (carga) se produce una deformación. Si el esfuerzo cesa, cesa también la deformación y el material vuelve a su estado original. En esfuerzos complejos la vuelta al estado original es más lenta, y no siempre se produce de forma completa.

MATERIALES VISCOSOS.- Fluyen constantemente al aplicarles cualquier esfuerzo durante un tiempo suficientemente largo. Los fluidos viscosos son newtonianos y no newtonianos

En los fluidos newtonianos la relación entre esfuerzo y velocidad de deformación es lineal.

El “coeficiente de viscosidad” muestra la resistencia a fluir del cuerpo bajo la acción del esfuerzo como consecuencia de la fricción entre partículas. Los fluidos viscosos sufrirán una deformación permanente para cualquier esfuerzo aplicado.

MATERIALES PLÁSTICOS.- Sufren una deformación permanente cuando se supera un determinado valor mínimo (“esfuerzo de fluencia”)


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PRESIÓN Y ESFUERZO

El aumento de la temperatura y la presencia de agua favorecen la deformación.

Cuando se alcanzan valores elevados de presión confinante y de temperatura el material se deforma mediante “fluencia viscosa” y se comporta como un fluido.

Los materiales terrestres tienen comportamientos diferentes según la profundidad. Pueden ser rígidos en superficie y plásticos e incluso fluidos en zonas profundas de la corteza


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PRESIÓN Y ESFUERZO

Todas las rocas no se deforman siguiendo los mismos patrones. Así tendremos:

ROCAS COMPETENTES.- Rígidas y capaces de transmitir esfuerzos permitiendo su propagación unidireccional. De esta manera se deforman y se rompen. Se ajustan a las leyes de la mecánica y forman figuras geométricas definidas y regulares. (Pliegues y fallas)

ROCAS INCOMPETENTES.- No son rígidas y fluyen dispersando los esfuerzos en todas direcciones. Ocasionalmente pueden deformarse de manera elástica o plástica.

Estas rocas dan lugar a formas complejas que no pueden estudiarse con las leyes de la mecánica. (Diapiros)


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PRESIÓN Y ESFUERZO

Deformación teórica de las rocas cuando se aplican esfuerzos distensivos (1) o compresivos (2)

A= Estiramiento

B= Acortamiento

C= Rotura abierta

D= Rotura cerrada

C

A

A

1

B

2

D


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PRESIÓN Y ESFUERZO

En rocas no deformadas una esfera representaría el estado indeformado, teniendo las tres direcciones cartesianas (X, Y, Z) la misma dimensión. En un proceso de deformación la esfera se transformaría en un elipsoide donde X,Y,Z pueden tener valores diferentes

ESFERA

ELIPSOIDE


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PRESIÓN Y ESFUERZO

DEFORMADO

Modelo de deformación en rocas fosilíferas

NO DEFORMADO


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PRESIÓN Y ESFUERZO

CLASIFICACIÓN DE LOS FENÓMENOS TECTÓNICOS SEGÚN EL TIPO DE DEFORMACIÓN

DEFORMACIÓN ELÁSTICA

DEFORMACIÓN FRÁGIL

DEFORMACIÓN PLÁSTICA O DÚCTIL

DEFORMACIÓN VISCOSA O FLUIDA

Rebote elástico – ondas sísmicas

Fallas y diaclasas

Pliegues y esquistosidad

Domos gnésicos y diapiros

Cliquear sobre los tipos de deformación para ver los ejemplos


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ISOSTASIA

En la litosfera se detectan anomalías gravimétricas llamadas “anomalías de Bouguer” que consisten en aumento o disminución de masa.

En las zonas elevadas de las cordilleras se observan defectos de masa que se constatan por anomalías negativas.

En áreas oceánicas las anomalías son positivas lo que indica un exceso de masa.

Esta situación permitió definir el concepto de isostasia que supone que en el interior de la tierra se cumplen condiciones para que se de un equilibrio hidrostático.

Se han establecido dos hipótesis para definir este equilibrio:

Hipótesis de AIRY

Hipótesis de PRATT


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ISOSTASIA

Hipótesis de AIRY

Parte de una corteza de densidad constante situada sobre un manto también de densidad constante. La corteza y sus irregularidades “flotan” en un material de elevada densidad

La compensación isostática entre ambos medios se logra mediante variaciones en el espesor de la corteza. Las elevaciones topográficas tienen raíces que se hunde en un medio denso

Zonas montañosas = Corteza más gruesa

Zonas llanas = Corteza más fina

En este modelo se considera que las cordilleras tienen una raíz que se hunde en el manto de forma que a mayor elevación mayor penetración de la raíz.

El manto sería un fluido más denso que la corteza sobre el que ésta flotaría como un iceberg. En profundidad estas irregularidades desaparecen.

6 km emergidos de cordillera equivaldrían a más de 30 km de raíz

Si se supone un espesor medio para la corteza de 35 km, una cordillera podría suponer un espesor del orden de 75 km


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ISOSTASIA

Hipótesis de PRATT

Plantea la existencia de variaciones laterales de la densidad. Las irregularidades topográficas son el resultado de una dilatación de la corteza.

Desarrolla un modelo de columnas prismáticas con diferente densidad que alcanzan un “nivel de compensación” cuando las bases se sitúan a una profundidad uniforme.

  • Ambas hipótesis idealizan la realidad.

  • Plantean bloques de corteza que navegan sobre un manto fluido, lo que no es real

  • b) No tienen en cuenta los esfuerzos tangenciales de las zonas orogénicas


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TEMPERATURA

La Tierra se calienta mediante fuentes externas e internas.

El Sol es la principal fuente externa de calor. Su energía térmica proviene de la desintegración de átomos de hidrógeno y su transformación en helio.

La mayor parte de esta energía se emplea en calentar la Atmósfera, la Biosfera y la superficie del planeta. Su repercusión climática la hace responsable de la mayoría de los procesos geológicos externos.

El calor del Sol penetra en la corteza un máximo de 30 m. por lo que su papel en el calentamiento interno es irrelevante (mala conducción de las rocas)

El calor interno se genera mediante la desintegración de núcleos de elementos radiactivos.

Como los isótopos de uranio 235 y 228, el torio 232 o el potasio 40. la mayor parte de los isótopos radioactivos se concentran en la corteza.

En el manto también hay una importante concentración en función de su importante volumen.


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TEMPERATURA

El calor se transmite por:

CONDUCCIÓN.- Producido por el choque de moléculas. Es el mecanismo más importante en la litosfera.

CONVECCIÓN.- Asociado al movimiento de un medio fluido en el que hay diferencias en la temperatura (Astenosfera)

RADIACIÓN.- Asociado al desplazamiento de las ondas electromagnéticas (calor solar)

El calor aumenta con la profundidad. A este incremento se le denomina “Gradiente geotérmico” gT = dt/dz (d = temperatura / z = profundidad.

El GGt se mide en sondeos y en minas mediante un termómetro denominado TERMISTOR y mediante sondas digitales.

El GGt aumenta entre 20 y 30ºC por kilómetro descendido

Las zonas más calientes se encuentran en las dorsales oceánicas

En áreas continentales se relacionan con engrosamiento de la corteza, con áreas volcánicas y con espacios de máxima concentración de isótopos radiactivos


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TEMPERATURA

El calor se transmite por:

CONDUCCIÓN.- Producido por el choque de moléculas. Es el mecanismo más importante en la litosfera.

CONVECCIÓN.- Asociado al movimiento de un medio fluido en el que hay diferencias en la temperatura (Astenosfera)

RADIACIÓN.- Asociado al desplazamiento de las ondas electromagnéticas (calor solar)

En el manto la transmisión de calor se hace por convección. El conocimiento de la distribución de la temperatura se lleva a cabo por métodos indirectos. La diferente velocidad de las ondas sísmicas permite distinguir zonas de mayor fluidez (más calientes) de otras más rígidas (más frías)

A 400 km = 1.500 ºC

En el límite del manto y el núcleo 3.000 ºC (fusión del hierro)


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TEMPERATURA

La Tierra ha perdido más calor del que ha generado se enfría lentamente

Se estima que la temperatura inicial del planeta era de 1.500 ºC ya que existían más elementos radiactivos que en la actualidad.

Esta elevada temperatura provocó la fusión del hierro y la formación del núcleo, la fusión de los silicatos en las capas más superficiales y la individualización del manto y la corteza, así como la concentración en ella de los elementos de menor densidad.

La evolución térmica tuvo grandes implicaciones en la evolución tectónica.

En el Arcaico la litosfera era más delgada que ahora.

La disminución de la temperatura permitió el aumento de la viscosidad en el manto y unas condiciones tectónicas como las actuales (dorsales y zonas de subducción)


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Distribución de las temperaturas con la profundidad


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Distribución de las temperaturas con la profundidad


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Tema II

El tiempo geológico:

técnicas y métodos de datación

GEOMORFOLOGÍA ESTRUCTURAL

2º CURSO DEL GRADO DE GEOGRAFÍA. 2012-2013

Dra. Elena González Cárdenas, UCLM


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DATACIÓN

Los fenómenos geológicos que sucedieron en el pasado se datan cronológicamente.

Datar significa determinar el periodo transcurrido desde que tuvo lugar el suceso geológico hasta la actualidad. A este periodo se le denomina “edad absoluta” la forma de medirla constituirá un método de “datación absoluta”.

La unidad de tiempo usada es el millón de años (Ma)

En determinadas circunstancias se compara un hecho geológico con otro para ver si es anterior, posterior o simultaneo. A este método se le llama “datación relativa”

DATACIÓN RADIOMÉTRICA

Muchos elementos químicos presentan varios isótopos. Los inestables se transforman en otros con el paso del tiempo mediante la “desintegración radiactiva”. A estos isótopos se les llama “isótopos radiactivos”


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TÉCNICAS DE LABORATORIO: ESPECTOMETRÍA DE MASAS

La espectometría de masas es la técnica más utilizada en datación radiométrica.

MÉTODOS DE DATACIÓN

Potasio-Argón

Argón-Argón

Uranio-Torio-Plomo

14C


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BIBLIOGRAFÍA

ANGUITA, F. MORENO, F, (1987): Geología. Procesos internos. Edelvives, Zaragoza

BASTIBA, F. (2005): Geología. Una visión moderna de las ciencias de la Tierra. Vol. I y II. Ediciones TREA, Gijón

GARCÍA FERNÁNDEZ. J. (2006): Geomorfología estructural. Barcelona: Ariel Geografía y Universidad de Alicante

WICANDER, R. Y MONROE, J.S. (2000): Fundamentos de Geología. Internacional Thomson Editores. Madrid.

  • CUESTIONES A RESOLVER

  • Señalar en el contexto provincial áreas en las que sean patentes los esfuerzos tectónicos

  • Señalar en el contexto provincial áreas en las que el gradiente geotérmico pueda ser más elevado

  • Buscar 10 referencias bibliográficas en revistas especializadas sobre los contenidos del tema


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