monografi de geofisica

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

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA FACULTAD DE INGENIERÍA

Escuela Académico Profesional Ingeniería Geológica

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




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.




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.




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.




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




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.




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.




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:




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




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.




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.




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




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,




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,




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.




Capa delgada finita:

Capa delgada y fallada:

IMAGEN N° 9: La corrección topográfica según Hammer.




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.




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.




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




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.




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




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.




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




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




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




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).




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.




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.




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.




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




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:




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.




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.




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




(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.




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.




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).




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




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.




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.




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.




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://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.


http://www.gravity.uni-kiel.de/Curso-Caracas/reduccion_de_datos_y_anomalias_gravimetricas.html

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