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geofisica en geologia
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A Ñ O D E L A P R O M O C I Ó N D E L A I N D U S T R I A R E S P O N S A B L E Y C O M P R O M I S O C L I M A T I C O
INTEGRANTES
BURGOS FLORES, LILIANA
CABADA LÓPEZ, WALTER
CAJA ROJAS, CRISTIAN
CARRIÓN ORTÍZ, DANIEL
CASTRO TAPIA, MARTIN
2014 SEPTIEMBRE CAJAMARCA
CIC
LO
VI
UNIVERSIDAD NACIONAL
DE CAJAMARCA
MÉTODO GRAVIMÉTRICO
Christian
GEOFÍSICA
ING.GERMAN SÁNCHEZ CARRERA
i
AGRADECIMIENTO
AGREDECEMOS A NUESTROS PADRES,
AMIGOS Y A TODAS LAS PERSONAS QUE
NOS DIERON SU INCONDICIONAL E
INFINITO APOYO EN ESTA ETAPA DE
NUESTRA CARRRERA.
ii
DEDICATORIA
Son muchas a las personas especiales que nos
gustaría agradecer: por su amistad, apoyo, ánimo y
compañía; en las diferentes etapas de nuestras vidas.
Ustedes sin importar los momentos difíciles siempre
formaran parte de cada uno de nosotros, por todo lo
que nos han brindado y por todo su cariño este trabajo
es para ustedes.
iii
RESUMEN
En el siguiente trabajo se presenta el método gravimétrico, el cual está basado en la ley
de gravitación de newton, principalmente se utiliza para el cálculo de la gravedad ya sea
relativa o absoluta, teniendo como características los parámetros litológicos. Este método
presenta tres correcciones, las cuales son. Corrección por aire libre, corrección de
Bouguer, y la corrección topográfica; los cuales sirven para las exploraciones mineras; las
cuales se encuentran asociadas a diferentes tipos de estructuras como por ejemplo :lo
domos salinos, los anticlinales, sinclinales, etc.
Para determinar profundidades no existe un solo método, sino que se utilizan distintos
métodos asociados a diferentes tipos de instrumentos, por ejemplo, el gravímetro que
determina la gravedad relativa. Su aplicación se da en diferentes campos de la geología
como es: el descubrimiento de yacimientos minerales (epitermales de alta sulfuración) los
cuales se basan en las interpretaciones de los mapas de las anomalías de Bouguer
Este trabajo permite a los estudiantes tener una mejor visión del campo gravimétrico en la
geofísica.
iv
ABSTRACT
In this paper the gravimetric method, which is based on Newton's law of gravitation is
presented, mainly used for the calculation of gravity either relative or absolute, with the
characteristic lithological parameters. This method has three corrections, which are.
Correction for outdoor Bouguer correction, and topographic correction; which are used for
mining exploration; which are associated with different types of structures such as: the salt
domes, anticlines, synclines, etc.
To determine depths no single method, but various methods associated with different
types of tools are used, for example, the gravimeter which determines the relative severity.
Its application is given in different fields of geology as the discovery of mineral deposits
(epithermal high sulfidation) which are based on interpretations of the maps of the
Bouguer anomalies
This work allows students to have a better view of the gravity field in geophysics.
v
CONTENIDO
AGRADECIMIENTO .................................................................................................................... i
DEDICATORIA .............................................................................................................................ii
RESUMEN ................................................................................................................................... iii
ABSTRACT .................................................................................................................................. iv
I. INTRODUCCIÓN ................................................................................................................. 1
II. OBJETIVOS ......................................................................................................................... 2
Objetivo General: .................................................................................................................... 2
Objetivos Específicos .............................................................................................................. 2
1 CAPITULO I: GENERALIDADES ................................................................................................. 3
1.1 Generalidades sobre la gravedad .................................................................................... 3
1.2 Geoide y elipsoide terrestre ............................................................................................ 3
1.3 Utilidades de la gravimetría: ........................................................................................... 4
2 CAPITULO II: CORRECCIÓN DE LAS OBSERVACIONES GRAVIMÉTRICAS Y ANOMALIAS DE
BOUGUER ...................................................................................................................................... 5
2.1 CORRECCIÓN/REDUCCIÓN DE DATOS Y ANOMALÍAS GRAVIMÉTRICAS ............................ 5
2.1.1 La corrección (reducción) de la gravedad teórica ..................................................... 5
2.1.2 La corrección de aire libre: ...................................................................................... 5
2.1.3 La corrección de bouguer ........................................................................................ 6
2.1.4 La corrección topográfica ........................................................................................ 6
2.1.5 Corrección por latitud ............................................................................................ 7
2.2 ANOMALÍA DE AIRE LIBRE (AAL) Y ANOMALÍA DE BOUGUER (AB) ................................... 8
2.2.1 Anomalía: ............................................................................................................... 8
2.2.2 Interpretación de las anomalías gravimétricas ........................................................ 9
2.2.3 Método del gradiente-amplitud máximo ............................................................... 12
2.2.4 Efecto gravimétrico de cuerpos simples: ............................................................... 13
2.2.5 Anomalía de Bouguer ............................................................................................ 17
3 CAPITULO III: DETERMINACIÓN DE LA DENSIDAD ................................................................. 20
3.1 DENSIDADES DE ROCAS Y MINERALES ........................................................................... 23
3.2 ISOSTASIA ..................................................................................................................... 25
4 CAPÍTULO IV: LIMITACIONES DE LA INTERPRETACIÓN GRAVIMÉTRICA........... 28
4.1 DOMOS DE SAL ............................................................................................................. 28
vi
4.2 ANTICLINALES .......................................................................................................... 28
4.3 ARRECIFES DE CALIZA .......................................................................................... 29
4.4 MASAS METÁLICAS ................................................................................................. 29
5 CAPITULO V: DETERMINACION DE PROFUNDIDAD Y DE MASA TOTAL .................................. 30
5.1 DETERMINACIÓN DE PROFUNDIDAD ............................................................................ 30
5.1.1 POR FÓRMULA DE LA PLACA PLANA ...................................................................... 30
5.1.2 MÉTODO DE TALWANI: ......................................................................................... 31
5.2 ESTIMACIÓN DE LA PROFUNDIDAD (OTROS CASOS) ...................................................... 31
5.3 DETERMINACIÓN DE MASA TOTAL ............................................................................... 32
5.3.1 Método Gravimétrico............................................................................................ 32
6 CAPITULO VI: EJEMPLOS DE PROSPECCIONES GRAVIMÉTRICAS Y SUS INTERPRETACIONES ... 33
6.1 PROSPECCIÓN GRAVIMÉTRICA ...................................................................................... 33
6.2 EJEMPLO: PROSPECCIÓN GRAVIMÉTRICA EN LA TERMINACIÓN NORTE DEL FRENTE
MONTAÑOSO DE LAS BÉTICAS ................................................................................................. 35
III. CONCLUSIONES .......................................................................................................... 40
IV. RECOMENDACIONES ................................................................................................. 41
V. BIBLIOGRAFÍA .................................................................................................................. 42
VI. LINKOGRAFÍA ............................................................................................................... 42
LISTA DE IMÁGENES
IMAGEN N° 1: Representación del geoide producida por los movimientos del mar._____________________ 4
IMAGEN N° 2: Aproximación de la topografía. Modelo topográfico construido por prismas o poliedros. ____ 7
IMAGEN N° 3: En presencia de un cuerpo de alta densidad, aumenta el valor de atracción, y se produce una
anomalía gravimétrica positiva. ____________________________________________________________ 9
IMAGEN N° 4: Así se obtuvo una anomalía residual de Bouguer que responde a efectos gravimétricos de
estructuras geológicas desarrolladas en la corteza superior. _____________________________________ 10
IMAGEN N° 5: Representación del método indirecto. ___________________________________________ 11
MAGEN N° 6: Representación de las anomalías por el método indirecto ____________________________ 12
IMAGEN N° 7: Representación de los métodos indirectos en el granito como parte de las anomalías ______ 13
IMAGEN N° 8: Modelo de la ecuación de la esfera. _____________________________________________ 14
IMAGEN N° 9: La corrección topográfica según Hammer. _______________________________________ 16
IMAGEN N° 10: El grafico ilustra la anomalía de Bouguer en función de la distancia con respecto al nivel de
mar. _________________________________________________________________________________ 17
IMAGEN N° 11: Significado físico de las variables involucradas en la gravedad _______________________ 19
IMAGEN N° 12: En la figura puesta se considera el peso de las masas ubicándose encima del límite litosfera -
astenósfera en una profundidad de 100km aproximadamente ___________________________________ 25
vii
IMAGEN N° 13: La isostasia según el modelo de Pratt y Airry. ____________________________________ 27
IMAGEN N° 14: Representación de la formación de los domos de sal. ______________________________ 28
IMAGEN N° 15: Representación de anticlinales ________________________________________________ 29
IMAGEN N° 16; foto de un arrecife de caliza __________________________________________________ 29
IMAGEN N° 17: Instrumentos utilizados para la determinación de masas.___________________________ 33
IMAGEN N° 18: se muestra como se realiza una prospección gravimétrica __________________________ 34
IMAGEN N° 19: Mapa de anomalías Bouguer del sureste peninsular. Tomado del Atlas Nacional de España,
Sección II, Grupo 8, Geofísica (Ed. IGN). _____________________________________________________ 37
IMAGEN N° 20: Mapa que muestra las diferentes anomalías gravimétricas _________________________ 38
LISTA DE TABLAS
TABLA N° 1: Densidades De Rocas y Minerales ________________________________________________ 24
TABLA N° 2: Cuadro comparativo de la figura n° 12 ____________________________________________ 26
GEOFÍSICA- METODOS GRAVIMETRICOS Página 1
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I. INTRODUCCIÓN
El método gravimétrico de prospección se basa en la medida, en superficie de las
pequeñas variaciones(o anomalías) de la componente vertical del campo gravífico
terrestre. estas variaciones son debidas a una distribución irregular en profundidad
de masas de diferentes densidades, por lo que conociendo aquellas se puede
llegar a una interpretación más o menos probable de la situación de las masas en
el subsuelo, dependiendo del conocimiento geológico y de la distribución de
densidades en profundidad.
Tres son los aparatos clásicos empleados en el método gravimetrico: la balanza
de torsión, que mide las derivadas de la gravedad; el péndulo que mide la gravead
absoluta o relativa; y el gravímetro que mide la gravedad relativa
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II. OBJETIVOS
Objetivo General:
Describir el método gravimétrico, aplicado en la Geofísica.
Objetivos Específicos
Analizar los parámetros del método gravimétricos.
Determinar las correcciones de las anomalías gravimétricas
Interpretar las limitaciones entre las estructuras y anomalías.
Explicar el método gravimétrico en prospección minera mediante un ejemplo.
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1 CAPITULO I: GENERALIDADES
1.1 Generalidades sobre la gravedad
La gravedad en un punto cualquiera de la tierra es, prácticamente, igual a la
resultante de la atracción de su masa y de la fuerza centrífuga debida a su
movimiento de rotación. En cada punto de la tierra tiene una dirección y una
magnitud determinadas. La primera está representada por la dirección de la
plomada y la segunda depende de la latitud geográfica φ, así como de la altura del
lugar de observación sobre el nivel del mar.
La gravedad terrestre no es más que un caso particular de la gravitación
universal y está sometida a sus leyes, es decir, que la atracción ejercida por una
masa m, sobre una partícula material de un gramo, situada a la distancia a de la
primera, está dada por la fórmula
1.2 Geoide y elipsoide terrestre
Llamamos geoide a la superficie de nivel del campo gravitado terrestre, que
corresponde a la superficie libre del mar en equilibrio, normal en cada uno de sus
puntos a la dirección de la fuerza de la gravedad que le corresponde.
Si se prescinde de los movimientos del agua del mar producidos por causas
astronómicas o meteorológicas, la superficie libre de la masa oceánica será de nivel
y formará parte de la del geoide. Esta superficie prolongada idealmente a través de
los continentes e islas, constituye la parte restante del mismo. Si tratamos de
formarnos una idea precisa de su forma, hace falta explicar con más claridad, lo que
se entiende por la prolongación mencionada ya que la superficie del geoide, en
realidad, está constituida de varias porciones de superficies distintas.
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IMAGEN N° 1: Representación del geoide producida por los movimientos del mar.
La mayor de ellas corresponde al conjunto de todos los mares, cuyo nivel es
sensiblemente el mismo; después siguen las de los continentes y por último, las que
corresponden a cada isla en particular. Su forma difiere muy poco, en conjunto, de
la de un elipsoide de revolución, cuyo eje menor es la línea de los polos. Este
elipsoide es el que se acepta para definir la forma del globo y sus dimensiones son
las llamadas dimensiones de la tierra.
1.3 Utilidades de la gravimetría:
Determinar la posición y evaluar el salto de falla (conocida la densidad).
Cartografía de horst
Definir la morfología y profundidad de Cuencas Sedimentarias.
Definir la morfología del sustrato bajo depósitos aluviales.
Localización de valles fósiles y paleocanales.
Determinar la potencia del aluvial sobre roca firme.
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2 CAPITULO II: CORRECCIÓN DE LAS OBSERVACIONES
GRAVIMÉTRICAS Y ANOMALIAS DE BOUGUER
2.1 CORRECCIÓN/REDUCCIÓN DE DATOS Y ANOMALÍAS GRAVIMÉTRICAS
La gravedad medida en la superficie de la Tierra generalmente no sirve
para hacer interpretaciones con respecto a las estructuras geológicas, porque
varios efectos diferentes se superponen y encubren las anomalías buscadas. La
separación y eliminación de estos efectos indeseables de la gravedad medida
siempre es el primer paso de la gravimetría aplicada después de las mediciones.
Este proceso es llamado corrección/reducción.
2.1.1 La corrección (reducción) de la gravedad teórica
Esta corrección calcula el valor normal de la fuerza de gravedad de la
Tierra, aproximada por un elipsoide. Métodos de cálculo:
a) Fórmula de la gravedad teórica,
b) Tablas de la gravedad teórica (interpolación lineal)
c) Calcular la diferencia de la gravedad teórica con respecto a un punto de
referencia usando el gradiente horizontal de la gravedad teórica:
, en mGal, si está en metros, donde
2.1.2 La corrección de aire libre:
La gravedad teórica se calcula con respecto al nivel de referencia y no al
nivel de la estación. Por esto tenemos que añadir el efecto de las diferentes alturas
de las estaciones, calculando la corrección de Aire Libre:
, en mGal, si h está en metros, donde
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2.1.3 La corrección de Bouguer
El objetivo de esta corrección es la eliminación del efecto gravimétrico de
las masas entre el nivel de la estación y el nivel de referencia. Para aproximar
estas masas se usa generalmente el modelo simple de una placa plana e infinita
con una densidad constante ( ):
, f = 6.67 · 10-11 kg-1 m3 s-2 (constante gravitacional):
; en mGal, si h en metros y en 10-3 kg /
m3 donde
Para calcular esta corrección tenemos que conocer la densidad de las
rocas subyacentes.Le debe su nombre a Pierre Bouger (1749) que fue un físico
francés que dirigió la expedición que viajó para medir la longitud de un grado de
latitud en el Ecuador.
En la reducción de Bouguer se considera el efecto que origina sobre la
gravedad, una masa interpuesta con una densidad determinada entre el nivel del
mar y la estación considerada, en la hipótesis de que esta masa es una losa plana
horizontal de cierto espesor, densidad de 2,67 g/cm3 y de extensión indefinida. El
valor de la corrección es de 0,1118. h con una densidad = 2,67 g/cm3
h = 0,1118 mgal/m
2.1.4 La corrección topográfica
Aproximando las masas subyacentes mediante la placa de Bouguer (arriba)
desatendimos el relieve de la superficie de la Tierra, que generalmente no es una
superficie plana. Con la corrección topográfica eliminamos el efecto del relieve
irregular.
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Principio:
APROXIMACIÓN DEL RELIEVE POR CUERPOS
Cálculo de la atracción gravitacional que ejerce este modelo en la estación, y
sustracción de esta gravedad de la gravedad medida en la estación.
Importante: Tanto las depresiones (valles) como las elevaciones (cerros) en los
alrededores de la estación disminuyen la gravedad medida. Por esto la corrección
topográfica siempre es positiva.
IMAGEN N° 2: Aproximación de la topografía. Modelo topográfico construido por prismas o poliedros.
2.1.5 Corrección por latitud
g= go ( 1 + C1 sin2 - C2 sin2 2); go es el valor de la gravedad en el ecuador y es la
latitud C1 y C2 son constantes que dependen de la forma de la tierra.
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Fórmula Internacional de Referencia de 1930. g (1930) = 9.78049 ( 1 + 0.0052884 sin2
- 0.0000059 sin2 2 ) m/seg2
Los estudios realizados en las órbitas de los satélites artificiales aportaron valores más
precisos para las constantes C1 y C2 y se reformuló la misma llamándose:
Fórmula Internacional de Referencia de 1967.
2.2 ANOMALÍA DE AIRE LIBRE (AAL) Y ANOMALÍA DE BOUGUER (AB)
Dependiendo de las reducciones calculadas se definen distintos tipos de anomalías:
2.2.1 Anomalía:
La discrepancia entre el valor de gravedad observado o medido, corregido
o bajado al nivel del mar, geoide o elipsoide, y el valor teórico calculado con la
Fórmula Internacional vista, es lo que se denomina anomalía gravimétrica, que se
expresa de la siguiente forma:
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IMAGEN N° 3: En presencia de un cuerpo de alta densidad, aumenta el valor de atracción, y se produce una anomalía gravimétrica positiva.
El nombre de la anomalía suele particularizarse según hasta que efecto se
tiene en cuenta: Anomalía de Aire Libre solo contempla los tres primeros términos.
Anomalía de Bouguer toma todos menos la Isostasia, y Anomalía Isostática es la
que toma todas las correcciones.
A los fines de la prospección gravimétrica no se utiliza la corrección
isostática, porque su efecto en la zona de prospección es constante y puede ser
fácilmente eliminada con otro procedimiento. Además, su efecto es del orden del
décimo de miligal.
2.2.2 Interpretación de las anomalías gravimétricas
La interpretación de anomalías de campos potenciales (gravimétrico,
magnético y eléctrico) es ambigua. Es decir que pueden ser causadas por un
infinito número posible de fuentes. Por ejemplo, esferas concéntricas de masa
constante pero diferentes densidades y radios producirán la misma anomalía,
puesto que la atracción de la masa actúa como si estuviera localizada en el centro
de las esferas.
Las anomalías detectadas por este método están originadas en la
contribución de diferentes fuentes o masas, tanto superficiales como profundas,
incluso a considerables distancias de la zona de trabajo. Esto obviamente
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enmascara la fuente anómala particular que se busca. Esa ambigüedad representa
el problema inverso. Una tarea muy importante en la interpretación será reducir a
un mínimo la ambigüedad, utilizando todo tipo de información disponible,
fundamentalmente la geología obtenida de afloramientos, pozos, minas o de otras
técnicas geofísicas.
IMAGEN N° 4: Así se obtuvo una anomalía residual de Bouguer que responde a efectos gravimétricos de estructuras geológicas desarrolladas en la corteza superior.
1. INTERPRETACIÓN DIRECTA
La interpretación directa es más bien cualitativa pues da información de
cuerpos anómalos sin precisar la verdadera forma de los mismos. Hay varios
métodos:
Profundidad límite o limitante: Se refiere a la máxima profundidad a la cual se
encuentra la parte más alta del cuerpo que produce una anomalía dada:
Método del medio ancho
La distancia horizontal entre el valor máximo de la anomalía y el valor mitad del
máximo se define como medio ancho o medio máximo x1/2.
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Si la anomalía es producida por un cuerpo de tres dimensiones, se parte de la
obtener la profundidad en términos del medio ancho:
z = 1.30.x1/2.
z representa la profundidad del centro de masa o el centro de una esfera de
la misma masa. Esta es una sobrestimación de la profundidad del tope de la
esfera, que es la profundidad límite o limitante, por lo tanto será siempre menor
que la obtenida por la fórmula anterior.
IMAGEN N° 5: Representación del método indirecto.
2. INTERPRETACIÓN INDIRECTA:
Consiste en simular un cuerpo geológico, o modelo, calcular la anomalía
que produce y luego compararla con la observada. En razón del problema inverso,
esta no será la única solución.
Primeramente, con las coordenadas de los puntos de observación y las
anomalías de Bouguer en cada uno de ellos, se confeccionan las llamadas curvas
isoanómalas o curvas que unen puntos de igual valor anomalía gravimétrica.
Luego se trazan perfiles que corten perpendicularmente a las curvas, donde se
observe el mayor cambio o gradiente.
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El intento más simple de interpretación indirecta es la comparación de las
anomalías observadas con las calculadas para ciertas formas geométricas
simples, cuyo tamaño, forma, densidad y posición pueden ser ajustadas
fácilmente.
La siguiente figura muestra una gran anomalía circular radialmente
simétrica y un perfil AB, la que puede ser simulada por varios cilindros coaxiales
verticales, cuyos diámetros disminuyen con la profundidad, formando un cono
invertido. Como vemos en la figura, esta solución no es única. No se puede decidir
cuál de los modelos se ajusta más a la realidad si no se cuenta con información
extra disponible.
2.2.3 Método del gradiente-amplitud máximo
Con los mismos supuestos y figura del método anterior es posible obtener z
desde la relación entre el valor máximo de la anomalía (x=0) y el valor cuando la
pendiente de la curva es máxima (punto de inflexión).
En este caso, para un cuerpo 3D será z < 0,86 gmax/g’max y para uno en
2D será z < 0,65 gmax/g’max. Espesor aproximado. Si se conoce el contraste de
densidad ▲δ de un cuerpo, puede estimarse el espesor t desde la misma
anomalía utilizando la fórmula de la Placa de Bouguer, es decir:
MAGEN N° 6: Representación de las anomalías por el método indirecto
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Este espesor siempre será el mínimo, pues está restringido por la extensión
horizontal del cuerpo. Es muy usado para ubicar el salto de una falla por la
diferencia entre los tramos antes y después de la misma.Puntos de inflexión. La
ubicación de estos puntos en una anomalía, donde el gradiente cambia más
rápidamente, nos dicen algo sobre la naturaleza de los bordes de una falla.
Estructuras de contactos inclinados hacia adentro, como los cuerpos
graníticos (intrusivos), los puntos de inflexión están en la base de la anomalía. Las
de contactos hacia fuera, como las cuencas sedimentarias, tienen los puntos de
inflexión donde comienza la anomalía.
IMAGEN N° 7: Representación de los métodos indirectos en el granito como parte de las anomalías
2.2.4 Efecto gravimétrico de cuerpos simples:
En todos los casos siguientes se parte de la simple fórmula de atracción g =
Gm/2. Por simplicidad en su figura, se comienza con la esfera, aunque difícilmente
se encuentren cuerpos anómalos de forma esférica. Pero como primer modelo a
interpretar en la mayoría de los casos, no resulta inapropiado. En razón de que
buscamos explicar anomalías de Bouguer en términos de variaciones de densidad,
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cuando consideramos el efecto gravitatorio de un cuerpo, trabajamos con
contrastes de densidad, la densidad del cuerpo menos la del material que lo rodea.
Entonces una esfera de densidad 3,2 Tn/m3 dentro de un material de 2,6 Tn/m3,
producirá un contraste de densidad δ0= +0,6 Tn/m3.
Esfera
La ecuación que calcula el efecto gravífico de una esfera es relativamente
simple, porque este efecto es el mismo que cuando toda la masa está concentrada
en el centro de la esfera.
IMAGEN N° 8: Modelo de la ecuación de la esfera.
Dado entonces un contraste de densidad δ0, el exceso o defecto de masa
de una esfera de radio R será 4/3 R3δ0, que a una distancia r = (x2+z2)1/2producirá
la siguiente atracción: Como los gravímetros miden la componente vertical de la
gravedad, gz= g.cosθ = g.z/r entonces,
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Si cambiamos z y R3 de manera que el producto se mantenga constante, la
curva de anomalía casi no variará, y aquí se presenta el problema de la
gravimetría: la ambigüedad, porque diferentes cuerpos pueden causar idéntica
anomalía. Por ejemplo, una esfera de 100 metros de radio con su centro a 100
metros de profundidad producirá la misma anomalía que otra de r = 200 m y z =
283 m, o de r = 400 m y z = 800 m.
Varilla y Lámina Horizontal:
Cilindro Horizontal:
Cilindro Vertical:
Donde h1 y h2 son la profundidad al tope y al fondo del cilindro. Esta fórmula es
similar a la utilizada por Hammer para la corrección topográfica.
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Capa delgada finita:
Capa delgada y fallada:
IMAGEN N° 9: La corrección topográfica según Hammer.
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2.2.5 Anomalía de Bouguer
Anomalía de Bouguer nula: Significa que la densidad de las rocas por
debajo del nivel del mar, varía con la profundidad exactamente lo mismo en todas
partes.
Anomalía de Bouguer distinta de cero: Puede indicar un exceso o un déficit
local de la densidad por debajo del, nivel del mar, o puede indicar que densidad
real por encima del nivel del mar es distinta de la que se ha supuesto al elegir la
constante para hacer la corrección de Bouguer.
IMAGEN N° 10: El grafico ilustra la anomalía de Bouguer en función de la distancia con respecto al nivel de mar.
A. Interpretación de los datos gravimétricos
El mapa de Bouguer muestra la suma de todos los efectos debidos a todas las
masas presentes tanto en profundidad como en superficie. Es decir, el mapa de
Bouguer mostraría la suma de los efectos debido a:
Las rocas sedimentarias próximas.
Al basamento ígneo.
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Al magma en el interior de la Tierra.
En el Mapa de Anomalías de Bouguer: Las variaciones amplias serán debido a
contrastes de densidad profundos o lejanos, generalmente en el basamento. Las
variaciones rápidas serán debido a contrastes de densidad próximos.
El objetivo de la interpretación gravimétrica es:
La separación de los efectos de las masas someras y profundas.
La definición de los efectos gravimétricos de las anomalías sedimentarias,
determinando la probable profundidad y dimensiones de las estructuras
interpretadas.
B. Mapa de anomalía de bouger
Después de aplicar todas las correcciones a los datos levantados, se
configura el “Mapas de Anomalía de Bouger”, el cual tiene por objeto mostrar la
distribución regional de la densidad (Bulk) asociada a estructuras y accidentes
geológicos.
El cálculo de la Anomalía de Bouger “▲g” está dada por la expresión:
▲g= Gravedad observada +/- Corrección por Elevación – Gravedad Teórica.”
a. Gravedad Observada
Es la suma de los efectos gravitacionales de las masas que se encuentran
bajo el punto de observación, y que van desde el centro de la Tierra hasta la
superficie.
b. Corrección por Elevación
Tiene por objeto eliminar los efectos de la masa situada entre el nivel de
referencia y el punto de observación, o agregar el efecto de las masas equivalentes
que ocuparían el espacio entre el nivel de referencia y el punto de observación.
c. Gravedad Teórica
Son los efectos promedios de las masas ubicadas entre el centro de la Tierra
y el nivel correspondiente a su radio promedio.
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La Anomalía de Bouguer presenta el efecto de todas las heterogeneidades
del subsuelo, formada por las masas y estructuras geológicas que corresponden a
una sección uniforme homogénea e isótropa; es la suma de las anomalías
producidas por las masas locales y de carácter regional.
La Anomalía de Bouger “▲g” es la suma de los efectos de la Anomalía
Regional (▲R) o profunda y Residual (▲r) debida a cuerpos locales y superficiales,
esto es:
▲g = ▲R+ ▲r
De un análisis se desprende que las anomalías de frecuencia baja se
deben a la topografía del basamento, en tanto que las de frecuencia alta
corresponden con cuerpos geológicos someros de poca extensión. Los métodos
para separar estas anomalías son gráficos, matemáticos y mixtos. Las anomalías
resultantes pueden ser simuladas y reproducidas analíticamente por las
expresiones de efectos gravitacionales que resultan debido a figuras de cuerpos
geométricos definidos.
IMAGEN N° 11: Significado físico de las variables involucradas en la gravedad
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3 CAPITULO III: DETERMINACIÓN DE LA DENSIDAD
La densidad media del área en consideración entra en las formulas, que
corrigen el efecto topográfico y el efecto de las masas ubicadas entre el nivel de
referencia y el nivel de observación (corrección con la losa de Bouguer). Por
consiguiente el conocimiento de la densidad media del área en consideración
contribuye a la reducción o eliminación de dichos efectos, además el conocimiento de
la distribución de la densidad en el área de interés es uno de los fundamentos de la
interpretación de los perfiles o mapas gravimétricos resultantes de las mediciones.
Los resultados de las mediciones gravimétricas pueden ser ambiguos como muestra
el ejemplo siguiente. El perfil gravimétrico de la figura (en preparación) característico
para una flexura o falla puede ser causado por diferentes distribuciones de la
densidad en la profundidad.
La determinación directa de la densidad de muestras representativas
provenientes de afloramientos, minas o sondeos se realiza en el laboratorio por
medio de un picnómetro o una balanza de SCHWARZ o JOLLY. Precisamente se
mide la muestra de roca en aire y en agua y se calcula su densidad 'd' de la manera
siguiente:
De tal manera se puede determinar la densidad de muestras de rocas
compactas, no porosas, como de rocas plutónicas y metamórficas.
En el caso de las rocas sedimentarias su densidad depende del grado, en
que sus poros están llenados con agua. Una muestra porosa se procesa de la
manera siguiente: se la satura con agua y se la pesa en aire y sumergida en agua.
Luego se la seca totalmente en un armario de secado y se la pesa de nuevo en
aire y sumergida en agua. Los distintos pesos encontrados se insertan en la
formula ya mencionada. La densidad verdadera de la muestra se ubica en el
intervalo limitado por los dos valores extremos calculados correspondientes a la
muestra saturada con agua y a la muestra totalmente secada.
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Estas determinaciones de densidad carecen de que las muestras de algunos
afloramientos puntuales no necesariamente son representativos para toda el área.
Además las muestras superficiales pueden variar apreciadamente en su humedad
y en su grado de meteorización en comparación a las muestras ubicadas en una
profundidad mas alta.
NETTLETON propuso el siguiente método indirecto. Se considera un perfil
gravimétrico trazado sobre un accidente morfológico pronunciado en el área de
interés como una colina o un valle pequeño. Para cada estación de observación a
lo largo del perfil se calcula la gravedad corregida insertando distintos valores de
densidad en las formulas, que corrigen el efecto topográfico y el efecto de las
masas ubicadas entre el nivel de referencia y el nivel de observación. El valor de
densidad, que genera el perfil gravimétrico de menor correlación con el perfil
morfológico, es el valor más apropiado y él, que se acerca lo más posible al valor
real.JUNG ha transferido el método gráfico de NETTLETON al lenguaje
matemático. La densidad, que genera un perfil gravimétrico de menor correlación
con el perfil morfológico también se puede hallar suponiendo, que no existe
ninguna correlación entre la morfología y los valores de gravedad. Insertando 0
para el cociente de correlación resulta la formula siguiente:
(
)
Donde:
o
o
o .
o
o
o .
o
o
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Del método de NETTLETON y de su modificación por JUNG resulta un promedio
del efecto de la variación de densidad más preciso en comparación a la determinación de
densidad de muestras superficiales en el laboratorio. Sin embargo el método de
NETTLETON está limitado a profundidades relativamente someras y a litologías
homogéneas.
Hoy día en pozos de sondeos se aplican instrumentos de medición denominados
'density loggers' o sondas de rayos gamma, que entregan una diagrafía de densidad de
las distintas formaciones geológicas. La sonda se constituye de una fuente radiante (rayos
gamma), normalmente de cobalto 60, ubicada en el extremo inferior de la sonda y un
detector, normalmente un contador de Geiger, instalado en el extremo superior en una
distancia de aproximadamente 45cm con respecto a la fuente radiante. La sonda está
envuelta por una capa de plomo con dos orificios posicionados en los niveles de la fuente
y del detector de tal modo, que la única radiación, que puede llegar al detector es aquella
reflejada de la formación geológica por la dispersión del tipo Compton.
La amplitud de la radiación dispersada depende de la concentración de electrones
de la formación geológica, la cual es aproximadamente proporcional a la densidad de la
formación geológica. La máxima penetración de los rayos gamma tiene un alcance de 15
cm hacia las rocas adyacentes y el volumen efectivo, que capta la sonda mediante un
intervalo de medición es 0,03m3. Para mantener un contacto estrecho entre un lado de la
sonda y uno de las paredes rocosas del pozo el otro lado de la sonda lleva un resorte. La
comparación de los resultados de una sonda de rayos gamma ('density logger') con las
determinaciones de densidad de los testigos correspondientes a los mismos niveles
muestra una coincidencia hasta unas centésimas partes de un gramo por centímetro
cúbico para todas las formaciones geológicas excepto las rocas arcillosas, ricas en
minerales arcillosas y otras rocas muy blandas.
Estas rocas tienden a ser socavado por el agua o el lodo de perforación lo que
influye desfavorablemente las mediciones. Las mediciones en pozos con la sonda de
rayos gammas son limitadas a volúmenes rocosos pequeños, solo representativos en el
caso de formaciones litológicas homogéneas y deberían ser comprobadas mediante
determinaciones de densidad en el laboratorio.
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Un gravímetro especialmente apropiado para pozos permite realizar mediciones de
densidad versus la profundidad para un volumen rocoso mayor en comparación al
volumen rocoso cubierto por la sonda de rayos gamma. La densidad se obtiene a través
de la diferencia en gravedad medida en dos niveles del pozo. En general el espaciamiento
(distancia entre los dos niveles, donde se toma la lectura) es alrededor de 3m. Las
densidades obtenidas con este método son representativas para un volumen rocoso
mayor en comparación con aquel captado por la sonda de rayos gamma y pueden ser
incorporados en mediciones gravimétricas realizadas en la superficie.
3.1 DENSIDADES DE ROCAS Y MINERALES
Tipo de roca Densidad media en g/cm3 Rango de densidad en
g/cm3
Densidades Medias De Rocas Plutónicas1
Granito 2,667 2,516 - 2,809
Granodiorita 2,716 2,668 - 2,785
Sienita 2,757 2,630 - 2,899
Diorita cuarcífera 2,806 2,680 - 2,960
Diorita 2,839 2,721 - 2,960
Norita 2,984 2,720 - 3,020
Gabro, con gabro de olivino 2,976 2,850 - 3,120
Diabasa 2,965 2,804 - 3,110
Peridotita no alterada 3,234 3,152 - 3,276
Dunita2 3,277 3,204 - 3,314
Piroxenita 3,231 3,100 - 3,318
Anortosita 2,734 2,640 - 2,920
Densidades Medias De Rocas Sedimentarias3
Arenisca 2,32 1,61 - 2,76
Pizarra arcillosa (shale) 2,42 1,77 - 2,45
Caliza 2,54 1,93 - 2,90
Dolomia 2,70 2,36 - 2,90
Densidades Medias De Rocas Metamórficas4
Gneis, Chester, Vermont 2,69 2,66 - 2,73
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TABLA N° 1: Densidades De Rocas y Minerales
1: Valores de DALY, R.A. (1966): Handbook of Physical Constants. - Ed.: Geol. Soc. Am. Mem., 97.
en DOBRIN (1988): p.610.
2: Valores de BIRCH (1960), J. Geophys. Res., col.65, p.1083 en DOBRIN (1988): p.610.
3: Valores de CLARK, S.P. (1966): Handbook of Physical Constants. - Ed.: Geol. Soc. Am.
Mem., 97. en DOBRIN (1988): p.610.
4: Mobil Oil Co. en DOBRIN (1988): p.610.
Gneis granítico 2,61 2,59 - 2,63
Gneis, Grenville 2,84 2,70 - 3,06
Gneis con oligoclasa 2,67
Esquisto de cuarzo y mica 2,82 2,70 - 2,96
Esquisto de muscovita y
biotita
2,76
Esquistos de estaurolita y
granate y de biotita y
muscovita
2,76
Esquistos de clorita y
sericita
2,82 2,73 - 3,03
Slate 2,81 2,72 - 2,84
Anfibolita 2,99 2,79- 3,14
Granulita con hiperstena 2,93 2,67 - 3,10
Granulita sin hiperstena 2,73 2,63 - 2,85
Eclogita 3,392 3,338 - 3,452
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3.2 ISOSTASIA
Si las montañas estuviesen colocadas sobre una capa rígida de la Tierra, las
montañas más altas se derrumbarían debido a su alto peso generando en altas
profundidades variaciones de presión mayores a la resistencia a la presión del
material rocoso. Para explicar, por qué las variaciones topográficas de la superficie
terrestre persisten un intervalo de tiempo largo se asume, que la porción rígida de la
Tierra, llamada litosfera es una capa exterior delgada en comparación con el radio de
la Tierra y que la litosfera flota sobre un interior altamente viscoso.
Este concepto requiere, que una masa sobresaliente del nivel de mar tiene
que ser compensada por un déficit de masa debajo del nivel de mar y que las
cuencas oceánicas anormalmente livianas deben ser acompañadas por masas de
alta densidad ubicadas en la profundidad. Si no existiese esta compensación las
montañas se estarían hundiendo y las cuencas marinas alzarían. El peso total por
cada unidad de área debajo de la litosfera debe ser uniforme, si el equilibrio
isostático está realizado. ¿Cómo la tierra logra establecer una distribución
equilibrada de sus masas?
IMAGEN N° 12: En la figura puesta se considera el peso de las masas ubicándose encima del límite litosfera - astenósfera en una profundidad de 100km aproximadamente
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1
En el límite entre astenósfera y litosfera
el peso medido por unidad de área
es mayor debajo de las montañas. Las
montañas se derrumbarían
rápidamente
2
A lo largo del límite entre
astenósfera y litosfera el peso
medido por unidad de área es
constante. La distribución irregular
de las masas en las corteza
terrestre está compensada por
raíces más o menos profundas
sumergidas en el manto superior.
En consecuencia
las elevaciones altas
correspondientes a las montañas
son relativamente estables.
TABLA N° 2: Cuadro comparativo de la figura n° 12
Las montañas grandes como por ejemplo los Andes o la Himalaya no muestran
una anomalía de gravedad tan grande como se podría esperar debido a sus dimensiones.
Considerando la estructura estratificada de la Tierra (corteza terrestre, manto, núcleo) se
nota, que a las montañas de altura grande corresponden raíces, que se hunden
profundamente en el manto superior. Las montañas altas casi flotan en el material más
denso del manto superior y sus raíces menos densas hundidas en el manto superior más
denso compensan con sus fuerzas ascendentes sus partes superiores.
La porción rígida de la Tierra (litosfera) es una capa muy delgada en comparación
con el radio de la Tierra y flota en un interior efectivamente líquido y altamente viscoso.
Este concepto requiere que el exceso de masas debido a las masas ubicadas entre la
superficie terrestre y el nivel de mar y el déficit de masas presente entre el nivel de mar y
el fondo de mar están compensados por masas de signo reverso ubicadas en la
profundidad de la Tierra. En equilibrio en cualquier lugar de cualquier profundidad debajo
de la litosfera el peso total por área unitaria debería ser igual. A este estado de equilibrio
se llama isostasía (DUTTON).
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Dos modelos distintos explican la isostasía y la forma de la compensación isostática: El
modelo de PRATT (1809 - 1871), el modelo de AIRY, G.B. (1801 - 1892). Según PRATT
el material menos denso de las raíces de las montañas tiene una base uniforme y las
variaciones en la altura de las partes montañosas se basan en variaciones de densidad
del material que la constituye. AIRY supone una densidad uniforme para el material, que
constituye las montañas y los diferentes niveles sobresalientes de las montañas se
compensan con partes distintamente profundas hacia abajo.
IMAGEN N° 13: La isostasia según el modelo de Pratt y Airry.
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4 CAPÍTULO IV: LIMITACIONES DE LA INTERPRETACIÓN GRAVIMÉTRICA
La comparación de las anomalías gravimétricas observadas con las
producidas por cuerpos geométricos simples es un método común de estimar las
dimensiones y la profundidad del cuerpo causante de la anomalía. Los gradientes
altos de la anomalía observada son de interés particular porque estos gradientes a
menudo permiten las menos ambiguas interpretaciones acerca de la profundidad, la
ubicación y la inclinación de los lados extremos del cuerpo causante de la anomalía.
En circunstancias favorables la asimetría de los gradientes puede entregar las
informaciones útiles acerca de la geometría del cuerpo causante de la anomalía.
4.1 DOMOS DE SAL Generalmente un domo de sal ubicado en profundidad somera en la corteza
terrestre está rodeado por rocas más densas. En consecuencia en la superficie se
detectan un mínimo o bajo de gravedad. Como frecuentemente los domos de sal
también están cubiertas con una formación rocosa más densa a veces se produce
un aumento local de la gravedad dentro del mínimo de extensión más amplia
causado por el domo de sal.
IMAGEN N° 14: Representación de la formación de los domos de sal.
4.2 ANTICLINALES
Una sucesión estratificada y plegada de formaciones con diferencias
apreciables en su gravedad se reflejará en diferencias de la intensidad de la
gravedad en la superficie terrestre. En el caso que las capas de densidad superior a
la media de la sucesión están cerca de la superficie, como en la charnela de un
anticlinal, esta línea marcará el eje del alto gravimétrico. En el caso que las capas
de densidad inferior a la media de la sucesión están cerca de la superficie el eje del
anticlinal está asociado con un bajo gravimétrico.
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IMAGEN N° 15: Representación de anticlinales
4.3 ARRECIFES DE CALIZA
Los arrecifes de caliza son prometedores para la prospección petrolífera. Su
localización a través del método gravimétrico depende en primer lugar del contraste
de densidad entre las rocas formadores del arrecife de caliza y las rocas, que
rodean el arrecife. Las variaciones de la intensidad gravitatoria son del orden de
aproximadamente 0,3mgal a unos 0,1mgal más.
IMAGEN N° 16; foto de un arrecife de caliza
4.4 MASAS METÁLICAS
En el caso de un depósito de cromo la densidad alta del cromo (rcromo = 0 3,99g/cm3)
favorece la localización de un depósito de este tipo aplicando el método gravimétrico. En
Cuba en la provincia Camaguey se realizó un levantamiento gravimétrico con el objetivo
de ubicar un depósito de cromo. Se estableció una red de estaciones de observación con
un espaciamiento de 20m y se midió la variación de la gravedad con un error probable
en el orden de 0,016mgal para cada medición. Así se podía detectar anomalías
gravimétricas del orden de 0,05mgal interesantes desde el punto de vista práctica.
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5 CAPITULO V: DETERMINACION DE PROFUNDIDAD Y DE MASA
TOTAL
5.1 DETERMINACIÓN DE PROFUNDIDAD El método gravimétrico es método indirecto usado para la determinación de la
profundidad del basamento, es decir mediante este método:
No se perfora el suelo, Tiene un costo económico, No se obtienen muestras.
Informaciones que se obtienen:
Profundidad de las capas.
Espesor de las capas.
Profundidad del agua subterránea (nivel freático).
El fracturamiento del subsuelo.
Estudios preliminares.- con ellos se conocen:
Profundidad de los estratos atravesados o capas.
Espesor de los estratos.
Tipo de litología del mineral.
Con estos estudios preliminares se pueden definir:
El tipo de método a utilizar.
El tipo de equipo a utilizar.
El costo del trabajo a realizarse (costo de la perforación).
El tiempo de duración del trabajo, etc.
Para definir la profundidad a la roca en cada estación y determinar la forma que adopta la
roca en el subsuelo, se recurre a dos métodos:
5.1.1 POR FÓRMULA DE LA PLACA PLANA
Se hace uso de la anomalía residual en cada punto para calcular la profundidad de la roca
respectiva, lo que se logra por medio de la relación:
z = Profundidad en mts. de la placa plana que en un punto dado
produce una anomalía residual determinada.
g = Anomalía residual en mgales, medida directamente entre las
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zg
G
2
curvas de Bouguer y Regional.
G = Constante de Gravitación Universal.
= Contrastare de densidades entre roca y sedimento.
5.1.2 MÉTODO DE TALWANI:
Método analítico desarrollado para el cálculo manual o computacional del
efecto gravitatorio de cuerpos irregulares.NEl procedimiento consiste en aproximar
el contorno de una sección vertical de un cuerpo de dos dimensiones a la forma de
un polígono de n lados, el que puede ser descrito analíticamente y calcular el
efecto gravimétrico.
5.2 ESTIMACIÓN DE LA PROFUNDIDAD (OTROS CASOS)
La determinación de la profundidad se da mediante diferentes casos así: En
el caso de un cuerpo cilíndrico alongado horizontal de un cierto radio R y una cierta
densidad s se considera el efecto gravitatorio ejercido por este cuerpo en la
superficie terrestre a lo largo de un perfil perpendicular con respecto al eje
longitudinal de este cuerpo. La fórmula para el efecto gravitatorio vertical a una
cierta distancia x con respecto al eje longitudinal del cuerpo enterrado en el
subsuelo en una cierta profundidad z es:
-1.
gz sale en mgal, si r, z y x se insertan en kilopies y s se inserta en g/cm3.
El efecto gravitatorio máximo se produce a una distancia x = 0. Se define
x1/2 como la distancia en que gz ha disminuido la mitad de su valor máximo. La
distancia x1/2 se denomina la semianchura. El valor de la proporción entre la
gravedad a la distancia x = 0 y la gravedad a la distancia x1/2. es 2, por
consiguiente vale:
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2 = 1 + (x1/2/z)2, donde x1/2 = z. Es decir la profundidad del cuerpo equivale
a la semianchura de la curva representativa para la anomalía si se observa el
efecto gravitatorio a lo largo de un perfil perpendicular con respecto al eje
longitudinal del cuerpo cilíndrico.
El radio R del cilindro se puede determinar a partir del valor máximo del
efecto gravitatorio gzmax y a partir de la profundidad z como sigue:
Para un cuerpo esférico causante de una anomalía gravitatoria en la
superficie terrestre la semianchura de la curva correspondiente se calcula de modo
siguiente:
El modelo del cuerpo esférico se
puede aplicar a domos de sal o a un rasgo morfológico esférico sobresaliente del
basamento.
5.3 DETERMINACIÓN DE MASA TOTAL
5.3.1 Método Gravimétrico
Incluye las observaciones del campo gravitatorio efectuadas sobre la
superficie terrestre y la anomalía en relación con el valor calculado para una
densidad de referencia. Se realizan mediciones relativas, es decir, se miden las
variaciones laterales de la atracción gravitatoria de un lugar a otro. En función del
objetivo de búsqueda se distinguen tres tipos de mediciones: estructural, regional,
en detalle. Mediante los datos de densidad obtenidos, se pueden estimar los
componentes del terreno, siempre que se cuente con información geológica de la
zona se podrá determinar inequívocamente el tipo de roca.
La gravimetría se representa a través de un mapa de isoanómalas de
gravedad, esta planimetría resultante, sin embargo, no aporta datos sobre la
profundidad a la que dichas variaciones de densidad se encuentran.
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IMAGEN N° 17: Instrumentos utilizados para la determinación de masas.
Aplicaciones:
Determinación de los cambios de densidad a nivel regional y de detalle
Morfología del basamento
Límites de acuíferos, vertederos….
Mapeo de elementos de interés arqueológico (alineaciones, enterramientos,
estructuras….)
Detección de exceso/falta de masa: sulfuros masivos, depósitos de sal….
6 CAPITULO VI: EJEMPLOS DE PROSPECCIONES GRAVIMÉTRICAS Y
SUS INTERPRETACIONES
6.1 PROSPECCIÓN GRAVIMÉTRICA
La prospección gravimétrica se basa en el estudio de las propiedades del
subsuelo mediante la medida y el análisis del campo gravitatorio en la superficie de
la corteza terrestre. Dicho campo se ve afectado por todas las distribuciones de
masa y discontinuidades del subsuelo, caracterizadas por su densidad, cuya
contribución o incidencia sobre el campo gravitatorio terrestre se pretende evaluar
en cada punto de medida, siempre que la sensibilidad del gravímetro lo permita.
La prospección gravimétrica es una herramienta adecuada para estudios de
Evaluación de Riesgo Sísmico, con objeto de determinar la profundidad de un
basamento rocoso, especialmente en zonas urbanas.
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IMAGEN N° 18: se muestra como se realiza una prospección gravimétrica
El método está basado en el estudio de la variación del componente vertical
del campo gravitatorio terrestre. Se realiza mediciones relativas, es decir, se mide
las variaciones laterales de la atracción gravitatoria de un lugar al otro, puesto que
en estas mediciones se pueden lograr una precisión satisfactoria más fácilmente en
comparación con las mediciones del campo gravitatorio absoluto.
El método gravimétrico se emplea como un método de reconocimiento
general en hidrología subterránea para definir los límites de los acuíferos
(profundidad de las formaciones impermeables, extensión de la formación acuífera,
naturaleza y estructura de las formaciones del subsuelo).
Una prospección gravimétrica es capaz de detectar anomalías de gravedad que se
traducen en diferencias de densidad del terreno. Por ejemplo, un déficit de gravedad
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(baja densidad) puede corresponder a domos de sal e hidrocarburos, mientras que
un exceso de gravedad (alta densidad) puede corresponder a un cuerpo altamente
mineralizado.
6.2 EJEMPLO: PROSPECCIÓN GRAVIMÉTRICA EN LA TERMINACIÓN
NORTE DEL FRENTE MONTAÑOSO DE LAS BÉTICAS
El siguiente ejemplo es sobre la realización de una prospección gravimétrica
en una región en el límite más septentrional de la Cordillera Bética, justo al
oeste de la ciudad de Jaén. Comprende una superficie aproximada de unos 25
km2, en la cual pueden observarse tres conjuntos de materiales litológica y
estructuralmente bien diferenciados, representativos del margen sur de la Cuenca
alta del Guadalquivir. De norte a sur, estos conjuntos son la denominada Unidad
Olistostrómica, margas y conglomerados del Serravaliense-Tortoniense, y por
último, las Unidades Prebéticas. Además de establecer la metodología para este
tipo de estudios, con este ensayo se buscaba el poder diferenciar los dominios
geológicos desde un punto de vista gravimétrico. Los resultados obtenidos, aunque
de gran calidad, no han permitido hacer inferencias definitivas al respecto. Se
observa, por ejemplo, una neta variación de la anomalía de la gravedad en dirección
NW-SE, pero creemos que asociada, en principio, a factores puramente isostáticos.
En concreto, al aumento del espesor de la corteza bajo las Cordilleras Béticas, con
un mínimo de la anomalía de la gravedad aproximadamente bajo las estribaciones
de Sierra Nevada. Posteriores estudios, en donde se densifiquen las medidas y se
extienda la zona de estudio, quizás lleguen a mostrar la variación buscada en el
caso en que ésta sea significativa.
Los valores finales de anomalía de la gravedad calculados se muestran en la
imagen. Se observa una variación de la anomalía entre -69.4 mGal, en el extremo
NE de la zona, y -74.2 mGal, en un mínimo local que se observa en el SE. Los
valores obtenidos muestran claramente dos tendencias: una lenta variación en
dirección NW-SE combinada con una más rápida prácticamente perpendicular a la
anterior.
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IMAGEN N°19: Mapa de las anomalías de Bouguer
La tendencia en dirección NW-SE se corresponde con lo observado y
esperado en las Béticas. El engrosamiento de la corteza bajo las Béticas, llegando a
ser de hasta 35/40 km, sabemos que se corresponde con valores mínimos de
anomalía de la gravedad de hasta -140/-160 mGal. Conforme nos desplazamos
hacia el NW, hacia la Depresión del Guadalquivir, la corteza va adelgazando y los
valores de anomalía Bouguer tienden a aumentar. Es un fenómeno relacionado
exclusivamente con el fenómeno de la isostasia que se llega a observar incluso en
este estudio, en donde el reducido tamaño de la zona no parecía el idóneo como
para resaltar o hacer notar este efecto.
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La tendencia perpendicular a ésta, de dirección NE-SW, no podemos
explicarla netamente con los datos obtenidos, especialmente debido a lo
restringido de la zona de estudio. Evidentemente ha de deberse a una estructura
localizada, y no a un efecto regional.
Observando la figura, no parece que puedan correlacionarse los valores de
anomalía Bouguer con la diferente densidad de las unidades presentes en la zona
de estudio. Posibles variaciones debidas a este efecto en la anomalía Bouguer,
estarían enmascaradas por las dos tendencias principales, comentadas
previamente, que aparecen en los resultados.
IMAGEN N° 190: Mapa de anomalías Bouguer del sureste peninsular. Tomado del Atlas Nacional de España, Sección II, Grupo 8, Geofísica (Ed. IGN).
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IMAGEN N° 201: Mapa que muestra las diferentes anomalías gravimétricas
Anomalía de la gravedad obtenida superpuesta al mapa geológico de la zona
(Instituto Geológico y Minero de España, Hoja 947, Serie MAGNA 50). Los tonos del
mapa original han sido ligeramente modificados para poder distinguir los principales
conjuntos de materiales descritos en el texto. Tonalidades verdosas: calizas y
margas de las unidades Prebéticas. Tonalidades amarillas: margas y
conglomerados del Mioceno Superior - Plioceno. Tonos ocres - anaranjados:
unidades del Guadalquivir.
En cualquier caso, se observa cómo el mínimo de anomalía Bouguer se
encuentra al norte de las mayores alturas del frente montañoso de las Béticas sobre
el Guadalquivir. Esta distribución de valores podría ser debida a irregularidades en
el basamento Hercínico (como se ilustran hipotéticamente en el corte geológico de
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o bien a heterogeneidades en la unidad del Guadalquivir, posiblemente
condicionadas por el propio desarrollo del frente montañoso. Más difícil de
explicar es el aumento observado en los valores de anomalía hacia el SW,
justamente hacia donde se encuentra la máxima altura local, el pico Jabalcuz.
Sería necesario densificar las medidas, a la hora de aumentar la definición
del resultado y poder encontrar la correlación buscada, así como ampliar la zona de
estudio, pudiendo establecer mejor, y quizás explicar, las tendencias observa.
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III. CONCLUSIONES
Se logró definir los parámetros del método gravimétrico, los cuales son: La
ley de gravitación universal, Los movimientos de la tierra, y la variación de
la gravedad; de acuerdo al radio de curvatura de la tierra.
Existen 3 correcciones de las anomalías gravimétricas, las cuales son:
Corrección por aire libre, corrección de las anomalías de Bouguer y la
corrección topográfica.
En la limitación los gradientes altos de la anomalía observada son de interés
particular porque estos gradientes a menudo permiten las menos ambiguas
interpretaciones acerca de la profundidad, la ubicación y la inclinación de los lados
extremos del cuerpo causante de la anomalía.
Según el ejemplo propuesto el método gravimétrico dependiendo al tipo de
roca arrojara una gravedad especifica en mgales, la cual es de mucha
importancia en la geofísica.
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IV. RECOMENDACIONES
Se recomienda buscar la mejor información en cuanto a los temas a tratar
ya que será de útil para conocer mejor las aplicaciones de la sismología.
El análisis se debe basar en función del tema tratado sin mencionar temas
y/o palabras sin referencia al tema tratado.
Se recomienda buscar ayuda a persona que conozcan del tema a tratar.
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V. BIBLIOGRAFÍA
CANTOS FIGUEROA, J. (1974). TRATADO DE GEOFÍSICA APLICADA (Primera ed.). España:
corporacion e impresion LITOPRINT.
Colmes, Editorial Omega. GEOLOGÍA FÍSICA
J.P. Lehman. TRATADO DE GEOLOGÍA TOMO III
Bejamin Howell. INTRODUCCIÓN A LA GEOFÍSICA
D.H. Griffiths. GEOFÍSICA APLICADA PARA INGENIEROS GEÓLOGOS
VI. LINKOGRAFÍA
http://personales.upv.es/jpadin/tomo4.pdf
http://www.gravity.uni-kiel.de/Curso-
Caracas/reduccion_de_datos_y_anomalias_gravimetricas.html
http://personales.upv.es/jpadin/tomo4.pdf
http://www.netxplica.com/exercicios/geo10/estudo.interior.geosfera.htm
http://estugeofisica.scienceontheweb.net/biblioteca-virtual-
geofisica/libros/libros.html
http://www.casadellibro.com/libro-fundamentos-de-
geofisica/9788420681672/585822.