Tema 02_Prospección Gravimétrica

Cátedra de Geofísica Aplicada, U.N.P.S.J.B., Chubut, Argentina. Tema 2 Prospección Gravimétrica Chelotti, L., Acosta, N., Foster, M., 2009.

1

“Eppur si muove” Galileo Galilei

PROSPECCIÓN GRAVIMÉTRICA

La gravimetría estudia las variaciones del campo de la gravedad (del latín gravitas) debido a una desigual distribución de masas en el interior de la Tierra. Consiste en medir e interpretar las anomalías que las variaciones de la densidad en el subsuelo generan sobre el campo gravitatorio terrestre . La densidad de los posibles minerales del subsuelo ha de ser tenida en cuenta, pero es sabido que éstos conforman rocas que sólo raramente tienen pesos específicos más o menos homogéneos (el caso de los carbones, con 1-1,7, calizas con 2,7-2,8 o evaporitas con unos 2,1 g/cm3) mientras que lo más frecuente es que se combinen en litologías heterogéneas. Rocas muy densas (por ejemplo metamórficas e ígneas, esta últimas con unos 2,7 si son graníticas y cerca de 3 g/cm3 si son basálticas) han de provocar mayor atracción gravitatoria, y menor las que tienen baja densidad (en general las sedimentarias, que en el caso de las clásticas promedian los 2,2-2,4 g/cm3 y de 2 ó menos si son sedimentos inconsolidados). Además, una misma litología incrementa su densidad con la profundidad de soterramiento y consecuente aumento de la carga litostática.

Es necesario obtener los valores real y teórico de la aceleración de la gravedad (g) para, por diferencia, establecer las anomalías. En ese valor teórico deben considerarse los efectos geográficamente variables debidos a la forma general del planeta (elipsoide de revolución) y su fuerza centrífuga de rotación. En el valor real entran en consideración también las variaciones de densidad locales que son el objetivo de la gravimetría prospectiva. Ese valor real puede ser medido en forma absoluta, respecto al centro de la Tierra y con la mayor precisión posible, o bien en forma relativa respecto a una referencia local (tantas unidades mayor o menor que el valor existente en tal sitio).

Esferoide o Elipsoide de Revolución: modelo básico que supone la tierra formada por capas homogéneas concéntricas y sometida a las fuerzas de la gravedad que tienden a hacerla esférica y a la fuerza centrífuga que tiende a ensancharla en el ecuador, donde ésta es máxima (siendo nula en los polos).

Geoide: superficie de equilibrio de los mares de la tierra si éstos pudieran extenderse a través de los continentes mediante canales imaginarios. Superficie equipotencial correspondiente al nivel de los mares. Se aparta en más o en menos del elipsoide de revolución según las variaciones de densidad de la corteza y manto a gran escala.


2

Respecto al elipsoide de revolución de referencia, el geoide se aparta un máximo de unos 60 m en el Atlántico Norte y un mínimo de 90 m al sur de la India.

Una aproximación intuitiva al concepto de gravedad lo encontramos en la obra de Lucrecio (60 a.C.): “De Rerum Natura”, siendo la idea del heliocentrismo incluso anterior: de Aristarco de Samos en el 270 a.C. Pero, como sabemos, fue el británico Isaac Newton quien definió las leyes de la gravedad. Partió de las observaciones y conclusiones del polaco Mikolaj Kopernik (en latín Nicolaus Copernicus, que en 1543 publicó “De Revolutionibum Orbium Caelestium”), del alemán Johannes Kepler (con sus tres leyes de movimientos planetarios de 1609-1619 en “Epitome Astronomiae Copernicanae”), del italiano Galileo Galilei (inercia, caída de cuerpos, péndulo, observaciones telescópicas, en “Discorsi di Due Scienze”, 1633, y otras obras), así como de otros grandes estudiosos, como reconociera el propio Newton cuando erigió su “Principia Mathemática” (1687) donde expresó la primera ley: F = G.m1.m2 / r2 y la segunda: F = m2.g

En 1897 otro británico, Henry Cavendish, inventó la primera balanza de torsión y con ella midió el valor de la constante G (Gravitación Universal): 6,67.10-11N m2 Kg2.


3

Además se definió el Potencial Gravitacional terrestre U(r) = G.mT / r , o sea el valor del campo potencial de la gravedad (independiente del camino realizado) cuyo cero de referencia es la superficie del geoide (es decir que vale lo mismo en los polos que en el ecuador). Y también un Potencial Gravitatorio que toma en cuenta el efecto de la fuerza centrífuga: -mT.w2.r.cosϕϕϕϕ (siendo w la velocidad angular y ϕ el ángulo de latitud).

La derivada del Potencial Gravitacional respecto al radio es la aceleración de la gravedad: dU =g o, escrito con una notación diferente: dU = Uz dr dz donde en realidad también debemos calcular un valor neto que tome en cuenta la fuerza centrífuga. De modo que resulta g = (G.mT / r2) -mT.w2.r.cosϕϕϕϕ (que naturalmente no es igual en los polos que en el ecuador).

En rigor éstas son expresiones simplificadas, ya que deberíamos incorporar el término del irlandés James Mac Cullagh (1839) que resta el pequeño efecto causado por los momentos de inercia axial y ecuatorial del planeta, irrelevante en actividades prospectivas. El valor de g, que es la magnitud generalmente utilizada para medir la gravedad, se expresa en gal (cm/s2). La gravedad media de la Tierra (9,81m/s2) corresponde a 981 gal. En la figura se indican los valores en los polos y el ecuador, así como la razón de sus diferencias, que se explican luego.

La unidad habitualmente usada en prospección es el miligal (en ese caso la media terrestre es de 981000 mgal) o bien la unidad gravimétrica (u.g.) que es una décima del miligal.

Otra magnitud medible es el gradiente de g, esto es la derivada de la aceleración en las direcciones x, y ó z, valores que se miden en eötvös (mgal/km). Tenemos entonces: dg = dUz =Uzz; dUz =Uzx; dUz =Uzy dz dz dx dy

ADQUISICIÓN DE LOS DATOS

Metodología de trabajo:

� Ubicación del área a partir de la evaluación de toda la información previa y de la definición de los objetivos del relevamiento, sean éstos puramente científicos o de prospección de recursos o ambos.

� Determinación y estaqueo de los puntos tomados como bases (en los que las lecturas


4

gravimétricas se harán dos o tres veces) y las estaciones en torno a esas bases (donde las mediciones se harán una sola vez). La ubicación de estos puntos ha de conformar una malla lo más regular posible, más factible en trabajos de pequeña escala y más improbable en relevamientos regionales donde cerros, lagunas y otros rasgos geográficos pueden obligar a desplazar u omitir puntos del mallado ideal de datos.

En trabajos aéreos o marinos (o lacustres o fluviales) se definirán las líneas de navegación y el intervalo de muestreo a lo largo de tales líneas, además de los puntos de atadura entre líneas, en los que las lecturas habrán de repetirse generando así los puntos base del área de cateo. Las restricciones podrán deberse a islas, corredores vedados a la navegación, etc.

� Relevamiento topográfico, en el que se realiza la determinación de cotas y distancias entre las estaciones. Los errores de cierre de los polígonos (altimétricos y planimétricos) deben ser bien controlados y distribuidos. Su precisión estará ajustada con la precisión de las lecturas gravimétricas del aparato.

Planimetría, para ubicar las estaciones. Debe considerarse el margen de error en las mediciones para así calcular a su vez el error probable de g en las correcciones por latitud. Altimetría, para la ubicación en z. También se calcula el rango de error probable en las mediciones que se traducirá en errores de g en las correcciones vinculadas con la altitud.

� Relevamiento gravimétrico: es la adquisición de los valores de g (componente vertical de la gravedad, obtenido con gravímetros) o más raramente de valores de gradiente de la gravedad (con aparatos llamados gradiómetros).

Si existe cerca alguna base de una red de gravedad absoluta (por ejemplo en Argentina del IGM o el MOP en la provincia de Buenos Aires, o la red internacional IGSN) existe la posibilidad de colgar el trabajo de ese valor de precisión geodésica. Sin embargo esto no es necesario en los trabajos netamente prospectivos, en los que basta con mediciones de gravedad relativa. Tampoco es condición sine qua non que la base de arranque sea un punto no anómalo, ya que en cualquier caso la condición de anomalía de gravedad relativa quedará en evidencia al completar la serie de correcciones de los datos adquiridos.

PROCESAMIENTO DE LA INFORMACIÓN

Es el conjunto de las correcciones que nos permitirán homogeneizar los datos y hacerlos comparables para su correcta graficación, a fin de poder interpretarlos geológicamente. Se efectúan según el siguiente ordenamiento.

Correcciones Temporales:

El objetivo es tener valores corregidos que se aproximen a los que hubiéramos obtenido si todas las estaciones las hubiésemos realizado simultáneamente (y con el mismo instrumento). Las causas de que las mediciones de g cambien con el tiempo son dos.

o Efecto de Mareas Terrestres (como máximo 0.05 mgal/hr, o sea unos 0,3 mgal en seis horas). Este cambio en el valor de g es producto de las deformaciones temporales del geoide (máximo unos 75 cm) causadas por la atracción del sol y la luna (efecto lunisolar), cuyos valores se pueden obtener de tablas publicadas. Se registran pleas y bajas cada seis horas, como en el mar.

o Deriva Instrumental: cambio en la lectura del aparato de medición (gravímetro, en esencia una balanza) debido a la fatiga del resorte -lo que provoca un comportamiento parcialmente plástico, no completamente elástico- y la eventual influencia de la temperatura ambiente en su respuesta.


5

Para efectuar la corrección temporal puede construirse una gráfica con los datos crudos de campo y tratar de reconstruir la curva de variación de los dos efectos sumados, como se ve en la figura de arriba. O bien se suprime primero el efecto de marea terrestre, obtenido de tablas, para después corregir gráficamente por deriva instrumental, la cual sigue un comportamiento casi lineal. Entonces, en una gráfica con g en ordenadas y tiempo en abscisas, se construyen segmentos conectando los datos correspondientes a las lecturas en cada punto base, que se han leído dos o tres veces (cada vez en un horario distinto), para luego proyectar a dicho segmento los datos de las estaciones que se han hecho en horarios intermedios en torno a la base de referencia. A su vez el ∆g entre bases se obtiene calculando la diferencia entre cada segmento y el siguiente. Cuando se cuenta con datos repetidos de muchas bases puede recurrirse a alguna aproximación de la deriva por el método de los mínimos cuadrados.

Compensación por el método de los polígonos: si luego de corregir por Deriva los valores de cada estación, al calcular el error de cierre no nos diera cero, lo que se hace es compensar el error en las diferentes estaciones de forma que cierre al llegar a la primera. Se divide el error por el número de estaciones.

Correcciones Espaciales:

En este caso el objetivo es tener valores en los que se busca cancelar los efectos latitudinal y altimétrico sobre las mediciones realizadas. Veamos cada causa y su corrección.

o Latitud : se define el valor de gravedad teórico según el modelo del elipsoide de revolución -usualmente no se requiere la precisión de un modelo geoidal- debido principalmente al efecto combinado de fuerza centrífuga (que no es gravitatoria pero la contrarresta, tendiendo a minimizar el valor de g en el ecuador) y del achatamiento axial terrestre y su ensanchamiento ecuatorial (originado por la fuerza


6

centrífuga) que provoca en los polos una menor distancia y una menor masa interpuesta entre la superficie y el centro de la Tierra (y lo contrario en el ecuador). Donde menor sea el radio terrestre mayor será el valor de g, pero también donde menor masa interpuesta haya menor será ese valor. En el balance, el efecto de menor radio es más significativo que el de menor masa interpuesta (como lo indica la fórmula de Newton, donde el radio está al cuadrado), o sea g resulta mayor en los polos y esto se magnifica todavía más porque en los polos no hay fuerza centrífuga que contrarreste el valor de g, resultando en unos 983,2 gal contra 978,0 en el ecuador. Véase la figura de la página 3. Esta es la fórmula que da la gravedad teórica para una latitud ϕ en base al elipsoide de revolución que mejor ajusta el geoide:

g (gal) = 978,0327 (1+0,0053024sen2ϕ-0,0000058sen22ϕ)

Para corregir tenemos presente que la gravedad en ambos hemisferios crece a medida que nos acercamos a los polos y por lo tanto existe una diferencia normal de gravedad entre las estaciones y la base debido a las diferencias de latitud entre ellas. En el hemisferio sur la corrección será positiva para todas las estaciones al norte de la base y negativa para las que están al sur. En prospección suele bastar con la siguiente aproximación grosera de corrección por latitud:

CL (mgal/km) = 0,8122 sen2ϕ En la gráfica siguiente se ve los valores que va tomando CL (K) según la latitud.

o Altitud : se modifica el valor de gravedad teórico a nivel local según la altimetría, lo cual se manifiesta con dos efectos opuestos, llamados de Aire Libre y Bouguer, más un efecto fino vinculado al segundo (por irregularidades topográficas). Tenemos entonces:

-Corrección de Aire Libre: de altura o cota respecto a un plano de referencia establecido, sea el nivel medio del mar (superficie del geoide o nivel equipotencial cero) o cualquier otra altitud de referencia elegida para uniformar las magnitudes medidas dentro del área de trabajo. Si el punto medido está por encima del plano de referencia se le suma al valor de la corrección por aire libre, ya que el campo gravitatorio terrestre decrece con la altura de la estación y h es mayor que cero en la fórmula. Si el punto está por debajo del plano de referencia se le resta la corrección por aire libre. Un cálculo aproximado es: CAL = 0,3086 mgal/m

-Corrección de Bouguer (estudiada por Pierre Bouguer, 1740): debido al efecto gravitacional de la masa interpuesta entre el punto de medición y el plano de referencia y suponiendo para el cálculo una losa horizontal infinita de espesor h igual a la diferencia de cotas. Debe tenerse en cuenta también la densidad media de dicha losa ideal. Esta corrección debe restarse del valor de g medido si la estación está situada por encima de la base y sumarse si está por debajo. El signo de la CB es opuesto al de la CAL . Aproximamos CB = 0,0419 δ δ δ δ mgal/m (siendo δδδδ la densidad en gr/cm3)


7

De modo que para calcular la CB se debe conocer la Densidad de la Roca entre cada punto estación y el Plano de Referencia (Datum), que se puede obtener por:

Métodos directos: *Midiendo peso y volumen de muestras de material no consolidado colocado en un cilindro de volumen conocido. *Pesando en el aire y en el agua la muestra, recubierta con parafina, aplicando la fórmula de Arquímedes, donde: δδδδ = Peso en el aire / Empuje (es decir, peso del fluido desplazado) Las muestras pueden ser de afloramientos o pozos, pero pueden dar valores algo distintos que los de roca virgen soterrada y en general no son representativos de la densidad media en el conjunto de roca considerado, por lo cual raramente se emplean sólo estos métodos y más bien se recurre a ellos como modo de cotejar con los métodos indirectos.

Métodos indirectos: *el método más utilizado es el del estadounidense Lewis Nettleton (1939). Consiste en seleccionar en la zona de trabajo un área que involucre un alto y un bajo, medimos valores de g en cada uno de los puntos y los corregimos altimétricamente, asignándole distintos valores tentativos de densidad. (Previamente ya hemos corregido por deriva y por latitud.)

Con valores bajos de densidad la corrección resulta deficiente y la curva acompaña la forma de la topografía; el efecto de la cota es predominante y el de la masa es despreciable. Si la densidad elegida es alta la corrección resulta excesiva, la g está influenciada por la masa interpuesta antes que por la cota, y se invierte el diagrama. Para un valor próximo al real se elimina por completo el efecto del relieve, se utiliza un valor de densidad que tiende a hacer lineal la anomalía gravimétrica. En el gráfico adjunto es el caso de 2,5 g/cm3.

*Un método alternativo es el de Siegert (1942), con relieve ondulado, el cual se resuelve mediante aplicación de mínimos cuadrados entre diferencias de cotas y de gravedades observadas.


8

*Y otro método menos usado es el de Legge (1939), también mediante mínimos cuadrados.

Se denomina Corrección Altimétrica a la suma (con su signo) de la corrección de Bouguer y la de Aire Libre. Siempre que elijamos un plano de referencia por debajo del punto estación la corrección altimétrica es positiva. CALT = CAL - CB

-Corrección Topográfica: se debe a un efecto menor relacionado con el de Bouguer, tomando en cuenta la influencia lateral respecto al punto de medición, función de los excesos o deficiencias de masa dados por las irregularidades de la topografía local. Acá también debe considerarse la influencia de la densidad media.

Cuando existe una elevación lateral al punto corregido, la componente vertical (z) del tirón lateral ascendente desde el centro de masa de la elevación no había sido considerada en la corrección de Bouguer (losa horizontal infinita), de modo que ahora lo consideraremos sumando una magnitud de corrección, ya que la elevación lateral nos disminuyó el valor medido. Cuando existe una depresión lateral, durante la corrección de Bouguer hemos asumido que allí había masa -depresión rellena-, es decir que, como parte del efecto de la losa horizontal infinita, hemos restado la componente vertical (z) de ese tirón lateral descendente. Pero tal tirón no existía porque allí no hay masa, o sea que la CB fue implícitamente sobredimensionada, por lo cual restamos de más y ahora tenemos que devolver la diferencia, es decir sumar una magnitud de corrección volviendo las cosas a como fue originalmente medido.


9

La corrección topográfica resulta siempre positiva. Para calcularla recurrimos a plantillas como la ilustrada en la gráfica de arriba, tomando la cota promedio de cada compartimiento, calculando el ∆h respecto al punto central (que se corresponde con un dato gravimétrico) y aplicando una fórmula de ajuste o bien resolviendo mediante el uso de ábacos. CT = Gδφ [(r2-r1) + (r12 +∆h2)1/2 – (r22 +∆h2)1/2], donde φ es el ángulo de cada sector en radianes.

� Determinación de la g observada corregida de todas las estaciones: es el resultado de aplicar la suma de las correcciones aplicadas, también denominada reducción de la gravedad al elipsoide. Podrá ser un valor de gravedad absoluto o bien relativo a una referencia de trabajo local.

gc = gob + Deriva + CL + CAL + CB + CT

� Determinación de valores de anomalía de Bouguer: si hemos trabajado con valores de gravedad absoluta, será la diferencia entre la g observada (y corregida, o sea gc) y la g teórica que se obtiene de la fórmula que hemos visto para un elipsoide de referencia (página 6). Es el objetivo de los estudios geodésicos y su origen se encuentra en las variaciones de densidad de la corteza terrestre, sobre todo en su porción más superficial.

∆∆∆∆g = gc –gT Pero también llamamos anomalía de Bouguer a los ∆∆∆∆g de gravedad relativa respecto de alguna referencia local que consideremos “normal”, situación típica en la inmensa mayoría de los trabajos de prospección, donde no se han medido valores absolutos de g. � Confección del Mapa de Isoanomalias o de Anomalía de Bouguer: graficación de curvas que unen puntos interpolados de iguales valores de anomalía de Bouguer (curvas isoanómalas), que permite visualizar arealmente las anomalías encontradas durante la prospección. También pueden construirse Perfiles de Anomalía de Bouguer a partir de datos mapeados o bien desde datos registrados directamente a lo largo de cortes o transectas individuales.

INTERPRETACIÓN GRAVIMÉTRICA

Se trata de poner en términos de significado geológico -y eventualmente económico- los datos graficados. Debe tenerse siempre presente la importantísima dependencia de la distancia vertical y lateral entre el punto de medición y la masa anómala, y también que hay infinitos diferentes modelos del subsuelo que pueden producir similares respuestas gravimétricas, tal como se ilustra.


10

Por esto es fundamental la evaluación de toda la información geológica conexa, así como de pozos, de otros métodos geofísicos, etc. Y pueden considerarse dos encuadres:

Interpretación Cualitativa: descripción de anomalías, relación con estructuras. Interpretación Cuantitativa: volumen, profundidad, masa.

� Filtrado y separación de las componentes residuales y regionales de gravedad

Las anomalías observadas son la suma de los potenciales de anomalías someras, intermedias y profundas. La interpretación deberá iniciarse separando los diferentes efectos. El procedimiento de separación de anomalías consiste en la separación del efecto regional (más suave y de mayor amplitud o baja frecuencia).

De acuerdo a lo que nos interese prospectar separamos lo regional de lo residual; por ejemplo si sólo nos interesa conocer la distribución del basamento no nos importa el efecto residual, por lo tanto lo filtramos.

La separación de anomalías puede hacerse por:

-Métodos gráficos: que se basan en el conocimiento de las anomalías locales y de la


11

geología regional por parte del intérprete. Una forma es el método de suavización de curvas y otro es la construcción de perfiles de gravedad. -Métodos analíticos: donde se elimina el efecto regional por análisis de la derivada segunda, media aritmética, mínimos cuadrados, método de Griffin, transformada de Fourier, etc.

g residual = g Bouguer - g regional

Método de la derivada segunda: mediante la aplicación de la segunda derivada de la gravedad sobre los datos mapeados o en perfil logramos resaltar significativamente todo aquello que sea de origen somero o residual, respecto a los efectos regionales o profundos.


12

Método de Griffin: desarrollado por el estadounidense Carroll Griffin (1949) parte de tomar, dentro de un mapa de anomalía de Bouger, un punto del que naturalmente conocemos el valor de la g de Bouguer (es decir la g observada con todas las correcciones ya vistas). Trazamos un círculo con centro en dicho punto y se considera que el regional es el promedio de los valores de la gravedad en los alrededores de la estación. Una vez obtenido el regional, el residual es la diferencia entre la gravedad de Bouguer y la gravedad regional. El tamaño del círculo ha de ser función de lo que interpretamos por regional y residual. Un círculo demasiado chico nos dará una g regional casi igual a la g de Bouguer que ya tenemos y por lo tanto la g residual será prácticamente nula. Un círculo excesivamente grande producirá una g regional casi nula y en consecuencia la g residual será semejante a lo que nos muestra el mapa de anomalía de Bouguer desde donde partimos.

Método de Continuación: se basa en plantear matemáticamente la medición del campo potencial gravitatorio de un área ya relevada a niveles sucesivamente más elevados (continuación ascendente) o más profundos (continuación descendente), en este último caso sólo válido por encima de las masas anómalas. Los resultados son mapas de anomalías más suaves en el primer caso o más agudas en el segundo, asimilables a componentes regionales o residuales, respectivamente. Este método analítico es muy bueno para mejorar la resolución de anomalías de Bouguer resultantes de la intersección de los efectos de dos masas rocosas del subsuelo. Método de la Transformada de Fourier: emplea el instrumento matemático desarrollado en la Francia napoleónica por Joseph Fourier (1822). Mediante su aplicación aproximamos el perfil o mapa de anomalías mediante una serie de funciones armónicas (seno, coseno) de distintas longitudes de onda y distinta amplitud cada una, transfiriendo así la información al dominio de los espectros de amplitudes. Allí separamos con algún criterio práctico lo que vamos a considerar componentes regionales o profundas (de larga longitud de onda o pequeño número de onda) y residuales, someras o locales (de corta longitud de onda o gran número de onda), para finalmente volver al dominio original -haciendo la antitransformada de Fourier- representando datos separados (ya sea regionales o bien residuales) en mapas o cortes según los criterios aplicados. Esto se esquematiza en la siguiente página.


13

� Anomalía Isostática:

Es un cálculo especial, no de rutina, sólo aplicado en casos de estudios regionales de la gravedad, donde el conjunto de la corteza terrestre queda involucrado en un objetivo de investigación geofísica profunda. Se compara la gravedad medida (con todas las correcciones previas aplicadas) con aquella que correspondería a una situación de corteza equilibrada isostáticamente según un modelo elaborado particular (basado en el modelo conceptual del británico George Airy, 1855). La diferencia entre ambos conjuntos de datos es la corrección isostática, o sea el grado de desequilibrio isostático (flotacional) de la región en el sentido del estadounidense Clarence Dutton, 1889.

La gráfica de anomalía isostática se asemeja en parte a la de anomalía de Aire Libre (producto de aplicar todas las correcciones hasta la de cota, pero no la de Bouguer). Cuando esta última es aplicada a escala de la corteza se está desequilibrando el cálculo, al quitar las antirraíces (el relieve sobre el nivel del mar) que tiende a equilibrarse isostáticamente con las raíces corticales profundas.

Las causas del desequilibrio isostático en la naturaleza pueden ser muy variadas: sobrecargas corticales todavía no compensadas por raíces, como por ejemplo en grandes acumulaciones deltaicas o estructuras volcánicas recientes como los puntos calientes (hot spots). O también cortezas descargadas rápidamente -en términos geológicos- por fenómenos erosivos o por deglaciación, tal el caso de la Patagonia, actualmente en ascenso isostático.

La fórmula general de Airy es: Z(δδδδs – δδδδc) = H. δδδδc (Z es la profundidad bajo el nivel de compensación, H la cota sobre el nivel del mar, δδδδc la densidad

media de la corteza terrestre y δδδδs la densidad subcortical)


14

� Interpretación y comparación de las anomalías observadas con formas sencillas:

Algunos de los criterios de interpretación son la intensidad, agudeza, resolución y forma de las anomalías. La intensidad está dada por el contraste de densidades con las rocas del entorno, así como por el tamaño y la profundidad de la masa anómala. La agudeza suele vincularse a la profundidad del rasgo geológico, tanto más agudo el mapa o perfil cuanto más somero es el emplazamiento anómalo. La resolución tiene que ver con la capacidad de la información graficada para definir la separación en subsuelo entre dos anomalías parcialmente superpuestas en mapas o cortes. La forma nos da información sobre la configuración geológica de las anomalías, como el caso de pliegues o diques alargados, chimeneas volcánicas o diapiros más o menos circulares, etc.

El objetivo es la determinación de las dimensiones, forma y profundidad de emplazamientos gravimétricamente anómalos. Una estimación sencilla, aunque no precisa, de la profundidad del techo de la masa de densidad anómala se basa en medir el ancho medio (el ancho medido en la mitad del ∆g anómalo) y multiplicarlo por 0,6. Es decir, Z wwww 0,6 ancho medio.

A veces los valores altos de g están asociados con los núcleos de los anticlinales o bloques elevados (pilares), ambas alternativas representan una aproximación de rocas densas a la superficie. En otros casos los valores altos están relacionados con la presencia de cuerpos intrusivos ígneos (que pueden tener distintas mineralizaciones) o de coladas yacentes en el subsuelo. Las zonas con gradientes fuertes se deben al contacto entre rocas con distinta densidad, como ocurre en los planos de falla.

También existen anomalías negativas debidas a la presencia de rocas poco densas, como los núcleos de los sinclinales, diapiros halo o tectocinéticos, etc. El conocimiento de la geología regional y la estructura del área ayuda a desechar alternativas que podrían dar una solución a la respuesta gravimétrica obtenida.


15

Por otro lado, si sabemos que la anomalía se debe a un cuerpo que, por ejemplo, fuera más o menos cilíndrico verticalmente y conocemos el contraste de densidades con las rocas que lo rodean, es posible determinar su profundidad y el radio y longitud de esa masa que se puede asimilar a una chimenea volcánica u otras formas de emplazamiento geológico. Es lo que se llama inversión del método. Igual procedimiento se aplica a otras formas geométricas simples (esferas, prismas y otros como puede verse en la figura adjunta, algunas resolubles mediante ábacos, como el de abajo), o bien a geometrías más complejas, recurriendo a métodos de integración de volúmenes de formas poliédricas más o menos elaboradas, como se ejemplifica en la gráfica de la siguiente página.


16

Finalmente, un método de inversión avanzado es el de la Deconvolución: serie de operaciones matemáticas empleadas en restauración de señales, para recuperar datos que han sido alterados por un proceso físico. Proceso que, en nuestro caso, representa al portador de la información del subsuelo, esto es, el campo físico (en este caso gravitatorio) que se “convolucionó” con la anomalía de densidad. La deconvolución es la operación inversa a la convolución que realmente ocurrió en la Tierra, es decir, la modificación del campo de gravedad por la masa rocosa anómala. De manera que con el proceso matemático de deconvolución -que veremos con más detalle en sísmica- intentamos construir el modelo de aquella estructura geológica que se convolucionó con la gravedad para dar la anomalía de Bouguer medida y graficada. CUESTIONARIO BÁSICO

- ¿En qué se diferencian campo y potencial gravitatorio?

- ¿Qué es la gravedad teórica y qué la gravedad absoluta?

- Fundamentar las diferencias entre la gravedad en el ecuador y en los polos del planeta.

- ¿Qué efecto astronómico aparece incluído en las mediciones para deriva instrumental?

- Explicar la corrección altimétrica.

- ¿Puede la corrección topográfica ser positiva o negativa?, ¿por qué?

- ¿Cómo se aplica el método de Nettleton?

- ¿Qué métodos separan gravedad regional de local?

- Explicar por qué las anomalías residuales son las más agudas.

- ¿Qué es la anomalía isostática?

- ¿Cuál es la utilidad de los modelos gravimétricos?


17

BIBLIOGRAFÍA

- Cantos Figuerola, J., 1972. Tratado de Geofísica Aplicada (p.35-100). Librería de Ciencia e Industria.

- Fowler, C., 1990. The Solid Earth (p.169-189). Cambridge University Press.

- Griffiths y King, 1972. Geofísica Aplicada para Ingenieros y Geólogos (p.148-179). Editorial Paraninfo.

- Lowrie, W., 1997. Fundamentals of Geopysics (p.29-81). Cambridge University Press.

- Parasnis y Orellana. 1971. Geofísica Minera (p.227 -281). Editorial Paraninfo.

- Sheriff, R., 1991. Encyclopedic Dictionary of Exploration Geophysics. Society of Exploration

Geophysicists.

- Udías y Mezcúa, 1997. Fundamentos de Geofísica (p.37-139). Alianza Editorial.

Tema 02_Prospección Gravimétrica

Documents

Transcript of Tema 02_Prospección Gravimétrica