Dinámica de los procesos de destrucción de la superficie de la tierra

Geología Estructural

La geología estructural trata de la forma, distribución y estructura interna de las rocas considerando los procesos que intervienen en su deformación y tiene relación además con la tectónica que se ocupa de los procesos que ocurren en la litosfera.

Aplicaciones

El análisis estructural es útil para las determinaciones de estructuras favorables para la acumulación de hidrocarburos, para las anomalías geoquimicas que constituyen los yacimientos minerales. También ayudan a la prevención de riesgos geológicos como derrumbes, tsunamis, predicción de terremotos, contribución al conocimiento del vulcanismo.

Estructura interna de la Tierra

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El objetivo principal de la gravimetría es medir anomalías en el campo gravitatorio de la Tierra causadas por cambios de densidad entre distintos materiales.

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Se parte de valores teóricos de la gravedad, calculados para determinados puntos ubicados en una superficie teórica, el geoide (superficie media del mar), que conprende todos los puntos con igual valor de la gravedad, ignorando la existencia de relieves y depresiones.

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Para que la forma de la Tierra coincidiera con la del geoide, los continentes tendrían que estar rebajados hasta el nivel del mar.

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Los valores de gravedad calculados para el geoide han de ajustarse para aplicarlos a una forma mas real del planeta (no tan esférica como el geoide): el elipsoide ( de mayor radio en el ecuador que en los polos y, por tanto, de diferente valor de gravedad en ambos extremos debido a la distancia al centro de la Tierra).

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Si la densidad de la Tierra fuera uniforme, conocida la altitud y la latitud de un punto del elipsoide, se calcularía su valor de la gravedad. La Tierra tiene una figura geométrica que no corresponde a una figura de revolución perfecta. Decimos que es como una esfera pero achatada en los polos.

Desde el punto de vista del análisis gravimétrico, podemos encajar la forma del planeta en una de las siguientes figuras:

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Elipsoide, definido como la figura que mejor contiene a la forma real de la Tierra. Es sustituir la Tierra por otra idea (sin considerar prominencias ni depresiones) y sobre ella efectuar las mediciones.

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Geoide, que tiene una base menos matemática. Si unimos los puntos de la Tierra que tienen igual gravedad y esta gravedad es la que hay en la superficie del mar, se nos forma también una figura geométrica, pero ya no regular y perfecta, sino con deformaciones que suben y bajan dependiendo de la composición y de la densidad de la masa de la Tierra situada debajo de cada punto (que influye en el valor de la gravedad). Digamos que, el elipsoide es una figura matemática, mientras que el geoide es una figura física.

El valor teórico gt ha de ajustarse, pues no es lo mismo medir la gravedad en lo alto de una montaña que en el fondo del mar. Por ejemplo, para la medición en la cima de una montaña, se aplica la:

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Corrección simple de Buger (1750), que tiene en cuenta la masa rocosa que hay entre el punto de medición y la superficie del geoide.

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Corrección topográfica (o total de Bouger) que tiene en cuenta la presencia de valles (defecto de masa) o colinas cercanas (incremento de masa).

El valor gt corregido se contrasta con el valor experimental, es decir, con el dato de campo obtenico con el gravímetro. Las diferencias entre los valores colculados (los esperados) y los obtenidos (los de campo) son denominadas anomalías gravimetricas.

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Anomalía gravimetrica positiva: se obtiene mas gravedad de la esperada (típico del fondo del mar).

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Anomalía gravimetrica negativa: se obitiene menos gravedad de la esperada (típico de los orogenos).

Las anomalías gravimetricas positicas se explican como que los materiales rocoso son mas densos de lo esperado. Ej: La corteza oceánica es mas densa de lo esperado.

Las anomalías gravimetricas negativas se explican como que los materiales rocosos son menos densos de lo esperado. Ej: La corteza continental (sobre todo en los orogenos) es menos densa de los esperado, que hay un defecto de masa en los orogenos.

Se ha demostrado que la corteza es menos densa en las masa mantañosas que bajo las llanuras, y bajo las llanuras menos que en los océanos.

Todo sucede como si bloques de la corteza emergieran tanto mas cuantos menos densos fueran (como Flotadores de madera situados en una cubeta con agua, hundiéndose según su densidad).

Esta es la idea del equilibrio isostatico en la corteza terrestre. El descubrimiento de que las masa montañosas tienen menos densidad que las planicies que los rodean provienen de los primeros estudios geodésicos realizados por ingleses en la India, cerca de los Himalayas, en la década de 1840. En estos estudios participaron George Everest, Airy y Pratt.

En realidad los bloques en equilibrio no tienen todos el mismo espesor, y por otra parte, el fluido en el cual reposan los continentes no es comparable con el agua, sino con un material muy viscoso; el equilibrio no es perfecto y no debe llamarse hidrostático, sino isostatico.

Las presiones ejercidad por el paso de los bloques se igualan con el empuje en una superficie situada a 60 km de profundidad, llamada superficie de compensación isostatica, por debajo de la cual el reparto de las masas es regular.

El equilibrio isostatico puede romperse, por ejemplo:

1. Al formarse una cordillera

2. Si una fuerte erosión aligera un bloque montañoso (se le retira masa), acumulándose los materiales sobre otro bloque, suboceanico, por aporte y sedimentación (se le incrementa masa).

3. Si un aumento de temperatura funde un espeso casquete glaciar que recubre un bloque

El equilibrio tiende a reestablecerse mediante movimientos verticales; el bloque aligerado tiende a elevarse y a hundirse el sobrecargado, debiéndose producir movimientos de los materiales fluidos infracorticales.

Un ejemplo de este tipo de movimiento se ha podido estudiar en Escandinavia, donde se esta produciendo un movimiento isostatico debido a la fusión del casquete glaciar Cuaternario, hace cerca de 10.000 años. El movimiento continua a razón de 1 m por siglo, hasta tal punto que los puertos del golfo de Botnia han disminuido notablemente su calado.

Aplicaciones industriales de los métodos gravimetricos:

Minería

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Localización de yacimientos de minerales metálicos.

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Localización de yacimientos de minerales no metálicos.

Geotecnia

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Elaboración de mapas 3D del substrato rocoso.

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Detección de cavidades.

Medio Ambiente

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Caracterización de lugares para posibles verteros (acuíferos, etc).

Principio de la Isostasia (Dutton, 1892)

Tanto los excesos como los defectos de masa quedan compensados hidrodinamicamente a cierta profundidad (superficie de compensación), como un iceberg en el agua.

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Según Pratt: Las montañas no son simplemente masas yacentes sobre la superficie de la Tierra, sino que se originaron a causa de las temperaturas anormalmente elevadas del interior de la Tierra que determinaron la dilatación de los materiales y por consiguiente una disminución de su densidad. La prominencia de las motañas es consecuencia de la expansión, sin implicar la presencia de nuevas masas materiales.

Modelo de Pratt: bloques de diferente densidad, por diferente tamaño, y que alcanzan la misma profundidad SC fija.

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Según el modelo de Airy, la raíz de una montaña de 1 km de altura seria de aproximadamente de 5 km. Si hay erosión o masa de hielo que se funde, el bloque pierde masa y se eleva (Escandinavia) modificándose el equilibrio isostatico.

Modelo de Airy: bloques de igual densidad, pero de diferentes masas. Superficirs de compensación diferentes.

Material fluido mas denso en parte inferior:

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Pratt = Antes dos capas en en corteza: SIAL (poco denso) + SIMA (mas denso) sobre capa fluida mas densa.

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Airy = Ahora corteza mas compleja sobre capa fluida mas densa (astenofera y corrientes de convección).

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El color interno de la Tierra llega a la corteza por convección, con desplazamiento de masas y formando células convectivas.

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El flujo térmico en superficie es máximo en las zonas de dorsales oceánicas.

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Progresiva disminución del flujo térmico a medida que nos alejamos del eje de la dorsal (la litosfera se hace mas gruesa).

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Los continentes son zonas de mayor grosor, por donde el calor difunde mal.

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Los dorsales son zonas de poco grosor litosferico, por donde el calor fluye bien a la superficie.

Cronología de la exploración sísmica

1914 Ludger Mintrop desarrolla el primer sismógrafo mecánico de precisión suficiente para realizar la exploración.

1919 Mintrop, patento un método de refracción. Fundo una compañia que realizo la primera prospección por sísmica de refracción, con un sismógrafo mecánico (1922).

1924 Se propecto el primer domo salino, al cual se encontraba asociado varios yacimientos de hidrocarburos. Se realizo con refracción sísmica en Texas, EEUU.

1927 Se utilizo por primera vez, de manera comercial, el método de reflexión sísmica, para prospectar en el campo Maud, de Oklahoma, EEUU.

1930 Método de reflexión es mas importante en comparación con el método de refracción.

1953 Los datos sísmicos se comenzaron a registrar en cintas magnéticas. Se empleo por primera vez, la caída de pesos como fuente de energía. Este mismo año, se desarrollo el método Vibroseis.

1956 Se patento el método del Common - Midpoint (CMP).

1960 Se introdujo el registro digital.