Tema 02_Prospección Gravimétrica

Ctedra de Geofsica Aplicada, U.N.P.S.J.B., Chubut, Argentina. Tema 2 Prospeccin Gravimtrica

Chelotti, L., Acosta, N., Foster, M., 2009.

Eppur si muoveGalileo Galilei

PROSPECCIN GRAVIMTRICA

La gravimetra estudia las variaciones del campo de la gravedad (del latn gravitas) debido a una desigual distribucin de masas en el interior de la Tierra. Consiste en medir e interpretar las anomalas 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 stos conforman rocas que slo raramente tienen pesos especficos ms o menos homogneos (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 ms frecuente es que se combinen en litologas heterogneas. Rocas muy densas (por ejemplo metamrficas e gneas, esta ltimas con unos 2,7 si son granticas y cerca de 3 g/cm3 si son baslticas) han de provocar mayor atraccin gravitatoria, y menor las que tienen baja densidad (en general las sedimentarias, que en el caso de las clsticas promedian los 2,2-2,4 g/cm3 y de 2 menos si son sedimentos inconsolidados). Adems, una misma litologa incrementa su densidad con la profundidad de soterramiento y consecuente aumento de la carga litosttica. Es necesario obtener los valores real y terico de la aceleracin de la gravedad (g) para, por diferencia, establecer las anomalas. En ese valor terico deben considerarse los efectos geogrficamente variables debidos a la forma general del planeta (elipsoide de revolucin) y su fuerza centrfuga de rotacin. En el valor real entran en consideracin tambin las variaciones de densidad locales que son el objetivo de la gravimetra prospectiva. Ese valor real puede ser medido en forma absoluta, respecto al centro de la Tierra y con la mayor precisin 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 Revolucin: modelo bsico que supone la tierra formada por capas homogneas concntricas y sometida a las fuerzas de la gravedad que tienden a hacerla esfrica y a la fuerza centrfuga que tiende a ensancharla en el ecuador, donde sta es mxima (siendo nula en los polos). Geoide: superficie de equilibrio de los mares de la tierra si stos pudieran extenderse a travs de los continentes mediante canales imaginarios. Superficie equipotencial correspondiente al nivel de los mares. Se aparta en ms o en menos del elipsoide de revolucin segn las variaciones de densidad de la corteza y manto a gran escala. 1



Respecto al elipsoide de revolucin de referencia, el geoide se aparta un mximo de unos 60 m en el Atlntico Norte y un mnimo de 90 m al sur de la India.

Una aproximacin 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 britnico Isaac Newton quien defini las leyes de la gravedad. Parti de las observaciones y conclusiones del polaco Mikolaj Kopernik (en latn Nicolaus Copernicus, que en 1543 public De Revolutionibum Orbium Caelestium), del alemn Johannes Kepler (con sus tres leyes de movimientos planetarios de 1609-1619 en Epitome Astronomiae Copernicanae), del italiano Galileo Galilei (inercia, cada de cuerpos, pndulo, observaciones telescpicas, en Discorsi di Due Scienze, 1633, y otras obras), as como de otros grandes estudiosos, como reconociera el propio Newton cuando erigi su Principia Mathemtica (1687) donde expres la primera ley: F = G.m1.m2 / r2 y la segunda: F = m2.g En 1897 otro britnico, Henry Cavendish, invent la primera balanza de torsin y con ella midi el valor de la constante G (Gravitacin Universal): 6,67.10-11N m2 Kg2. 2



Adems se defini 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 tambin un Potencial Gravitatorio que toma en cuenta el efecto de la fuerza centrfuga: -mT.w2.r.cos (siendo w la velocidad angular y el ngulo de latitud). La derivada del Potencial Gravitacional respecto al radio es la aceleracin de la gravedad: dU =g o, escrito con una notacin diferente: dU = Uz dr dz donde en realidad tambin debemos calcular un valor neto que tome en cuenta la fuerza centrfuga. De modo que resulta g = (G.mT / r2) -mT.w2.r.cos (que naturalmente no es igual en los polos que en el ecuador). En rigor stas son expresiones simplificadas, ya que deberamos incorporar el trmino del irlands James Mac Cullagh (1839) que resta el pequeo 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, as como la razn de sus diferencias, que se explican luego. La unidad habitualmente usada en prospeccin es el miligal (en ese caso la media terrestre es de 981000 mgal) o bien la unidad gravimtrica (u.g.) que es una dcima del miligal.

Otra magnitud medible es el gradiente de g, esto es la derivada de la aceleracin en las direcciones x, y z, valores que se miden en etvs (mgal/km). Tenemos entonces: dg = dUz =Uzz; dUz =Uzx; dUz =Uzy dz dz dx dy ADQUISICIN DE LOS DATOS Metodologa de trabajo: Ubicacin del rea a partir de la evaluacin de toda la informacin previa y de la definicin de los objetivos del relevamiento, sean stos puramente cientficos o de prospeccin de recursos o ambos. Determinacin y estaqueo de los puntos tomados como bases (en los que las lecturas 3



gravimtricas se harn dos o tres veces) y las estaciones en torno a esas bases (donde las mediciones se harn una sola vez). La ubicacin de estos puntos ha de conformar una malla lo ms regular posible, ms factible en trabajos de pequea escala y ms improbable en relevamientos regionales donde cerros, lagunas y otros rasgos geogrficos pueden obligar a desplazar u omitir puntos del mallado ideal de datos. En trabajos areos o marinos (o lacustres o fluviales) se definirn las lneas de navegacin y el intervalo de muestreo a lo largo de tales lneas, adems de los puntos de atadura entre lneas, en los que las lecturas habrn de repetirse generando as los puntos base del rea de cateo. Las restricciones podrn deberse a islas, corredores vedados a la navegacin, etc. Relevamiento topogrfico, en el que se realiza la determinacin de cotas y distancias entre las estaciones. Los errores de cierre de los polgonos (altimtricos y planimtricos) deben ser bien controlados y distribuidos. Su precisin estar ajustada con la precisin de las lecturas gravimtricas del aparato. Planimetra, para ubicar las estaciones. Debe considerarse el margen de error en las mediciones para as calcular a su vez el error probable de g en las correcciones por latitud. Altimetra, para la ubicacin en z. Tambin se calcula el rango de error probable en las mediciones que se traducir en errores de g en las correcciones vinculadas con la altitud. Relevamiento gravimtrico: es la adquisicin de los valores de g (componente vertical de la gravedad, obtenido con gravmetros) o ms raramente de valores de gradiente de la gravedad (con aparatos llamados gradimetros). 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 precisin geodsica. Sin embargo esto no es necesario en los trabajos netamente prospectivos, en los que basta con mediciones de gravedad relativa. Tampoco es condicin sine qua non que la base de arranque sea un punto no anmalo, ya que en cualquier caso la condicin de anomala de gravedad relativa quedar en evidencia al completar la serie de correcciones de los datos adquiridos. PROCESAMIENTO DE LA INFORMACIN Es el conjunto de las correcciones que nos permitirn homogeneizar los datos y hacerlos comparables para su correcta graficacin, a fin de poder interpretarlos geolgicamente. Se efectan segn el siguiente ordenamiento. Correcciones Temporales: El objetivo es tener valores corregidos que se aproximen a los que hubiramos obtenido si todas las estaciones las hubisemos realizado simultneamente (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 mximo 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 (mximo unos 75 cm) causadas por la atraccin 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 medicin (gravmetro, en esencia una balanza) debido a la fatiga del resorte -lo que provoca un comportamiento parcialmente plstico, no completamente elstico- y la eventual influencia de la temperatura ambiente en su respuesta. 4



Para efectuar la correccin temporal puede construirse una grfica con los datos crudos de campo y tratar de reconstruir la curva de variacin 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 despus corregir grficamente por deriva instrumental, la cual sigue un comportamiento casi lineal. Entonces, en una grfica 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 ledo 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 aproximacin de la deriva por el mtodo de los mnimos cuadrados. Compensacin por el mtodo de los polgonos: si luego de corregir por Deriva los valores de cada estacin, 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 nmero de estaciones.

Correcciones Espaciales: En este caso el objetivo es tener valores en los que se busca cancelar los efectos latitudinal y altimtrico sobre las mediciones realizadas. Veamos cada causa y su correccin. o Latitud: se define el valor de gravedad terico segn el modelo del elipsoide de revolucin -usualmente no se requiere la precisin de un modelo geoidal- debido principalmente al efecto combinado de fuerza centrfuga (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 5



centrfuga) 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 ser el valor de g, pero tambin donde menor masa interpuesta haya menor ser ese valor. En el balance, el efecto de menor radio es ms significativo que el de menor masa interpuesta (como lo indica la frmula de Newton, donde el radio est al cuadrado), o sea g resulta mayor en los polos y esto se magnifica todava ms porque en los polos no hay fuerza centrfuga que contrarreste el valor de g, resultando en unos 983,2 gal contra 978,0 en el ecuador. Vase la figura de la pgina 3. Esta es la frmula que da la gravedad terica para una latitud en base al elipsoide de revolucin que mejor ajusta el geoide: g (gal) = 978,0327 (1+0,0053024sen2-0,0000058sen22) 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 correccin ser positiva para todas las estaciones al norte de la base y negativa para las que estn al sur. En prospeccin suele bastar con la siguiente aproximacin grosera de correccin por latitud: CL (mgal/km) = 0,8122 sen2 En la grfica siguiente se ve los valores que va tomando CL (K) segn la latitud.

o Altitud: se modifica el valor de gravedad terico a nivel local segn la altimetra, lo cual se manifiesta con dos efectos opuestos, llamados de Aire Libre y Bouguer, ms un efecto fino vinculado al segundo (por irregularidades topogrficas). Tenemos entonces: -Correccin 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 rea de trabajo. Si el punto medido est por encima del plano de referencia se le suma al valor de la correccin por aire libre, ya que el campo gravitatorio terrestre decrece con la altura de la estacin y h es mayor que cero en la frmula. Si el punto est por debajo del plano de referencia se le resta la correccin por aire libre. Un clculo aproximado es: CAL = 0,3086 mgal/m -Correccin de Bouguer (estudiada por Pierre Bouguer, 1740): debido al efecto gravitacional de la masa interpuesta entre el punto de medicin y el plano de referencia y suponiendo para el clculo una losa horizontal infinita de espesor h igual a la diferencia de cotas. Debe tenerse en cuenta tambin la densidad media de dicha losa ideal. Esta correccin debe restarse del valor de g medido si la estacin est situada por encima de la base y sumarse si est por debajo. El signo de la CB es opuesto al de la CAL. Aproximamos CB = 0,0419 mgal/m (siendo la densidad en gr/cm3) 6



De modo que para calcular la CB se debe conocer la Densidad de la Roca entre cada punto estacin y el Plano de Referencia (Datum), que se puede obtener por: Mtodos 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 frmula de Arqumedes, donde: = 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 slo estos mtodos y ms bien se recurre a ellos como modo de cotejar con los mtodos indirectos. Mtodos indirectos: *el mtodo ms utilizado es el del estadounidense Lewis Nettleton (1939). Consiste en seleccionar en la zona de trabajo un rea que involucre un alto y un bajo, medimos valores de g en cada uno de los puntos y los corregimos altimtricamente, asignndole distintos valores tentativos de densidad. (Previamente ya hemos corregido por deriva y por latitud.) Con valores bajos de densidad la correccin resulta deficiente y la curva acompaa la forma de la topografa; el efecto de la cota es predominante y el de la masa es despreciable. Si la densidad elegida es alta la correccin resulta excesiva, la g est influenciada por la masa interpuesta antes que por la cota, y se invierte el diagrama. Para un valor prximo al real se elimina por completo el efecto del relieve, se utiliza un valor de densidad que tiende a hacer lineal la anomala gravimtrica. En el grfico adjunto es el caso de 2,5 g/cm3. *Un mtodo alternativo es el de Siegert (1942), con relieve ondulado, el cual se resuelve mediante aplicacin de mnimos cuadrados entre diferencias de cotas y de gravedades observadas. 7



*Y otro mtodo menos usado es el de Legge (1939), tambin mediante mnimos cuadrados. Se denomina Correccin Altimtrica a la suma (con su signo) de la correccin de Bouguer y la de Aire Libre. Siempre que elijamos un plano de referencia por debajo del punto estacin la correccin altimtrica es positiva. CALT = CAL - CB -Correccin Topogrfica: se debe a un efecto menor relacionado con el de Bouguer, tomando en cuenta la influencia lateral respecto al punto de medicin, funcin de los excesos o deficiencias de masa dados por las irregularidades de la topografa local. Ac tambin debe considerarse la influencia de la densidad media.

Cuando existe una elevacin lateral al punto corregido, la componente vertical (z) del tirn lateral ascendente desde el centro de masa de la elevacin no haba sido considerada en la correccin de Bouguer (losa horizontal infinita), de modo que ahora lo consideraremos sumando una magnitud de correccin, ya que la elevacin lateral nos disminuy el valor medido. Cuando existe una depresin lateral, durante la correccin de Bouguer hemos asumido que all haba masa -depresin rellena-, es decir que, como parte del efecto de la losa horizontal infinita, hemos restado la componente vertical (z) de ese tirn lateral descendente. Pero tal tirn no exista porque all no hay masa, o sea que la CB fue implcitamente sobredimensionada, por lo cual restamos de ms y ahora tenemos que devolver la diferencia, es decir sumar una magnitud de correccin volviendo las cosas a como fue originalmente medido. 8



La correccin topogrfica resulta siempre positiva. Para calcularla recurrimos a plantillas como la ilustrada en la grfica de arriba, tomando la cota promedio de cada compartimiento, calculando el h respecto al punto central (que se corresponde con un dato gravimtrico) y aplicando una frmula de ajuste o bien resolviendo mediante el uso de bacos. CT = G [(r2-r1) + (r12 +h2)1/2 (r22 +h2)1/2], donde es el ngulo de cada sector en radianes. Determinacin de la g observada corregida de todas las estaciones: es el resultado de aplicar la suma de las correcciones aplicadas, tambin denominada reduccin de la gravedad al elipsoide. Podr ser un valor de gravedad absoluto o bien relativo a una referencia de trabajo local. gc = gob + Deriva + CL + CAL + CB + CT Determinacin de valores de anomala de Bouguer: si hemos trabajado con valores de gravedad absoluta, ser la diferencia entre la g observada (y corregida, o sea gc) y la g terica que se obtiene de la frmula que hemos visto para un elipsoide de referencia (pgina 6). Es el objetivo de los estudios geodsicos y su origen se encuentra en las variaciones de densidad de la corteza terrestre, sobre todo en su porcin ms superficial. g = gc gT Pero tambin llamamos anomala de Bouguer a los g de gravedad relativa respecto de alguna referencia local que consideremos normal, situacin tpica en la inmensa mayora de los trabajos de prospeccin, donde no se han medido valores absolutos de g. Confeccin del Mapa de Isoanomalias o de Anomala de Bouguer: graficacin de curvas que unen puntos interpolados de iguales valores de anomala de Bouguer (curvas isoanmalas), que permite visualizar arealmente las anomalas encontradas durante la prospeccin. Tambin pueden construirse Perfiles de Anomala de Bouguer a partir de datos mapeados o bien desde datos registrados directamente a lo largo de cortes o transectas individuales. INTERPRETACIN GRAVIMTRICA Se trata de poner en trminos de significado geolgico -y eventualmente econmico- los datos graficados. Debe tenerse siempre presente la importantsima dependencia de la distancia vertical y lateral entre el punto de medicin y la masa anmala, y tambin que hay infinitos diferentes modelos del subsuelo que pueden producir similares respuestas gravimtricas, tal como se ilustra.

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Por esto es fundamental la evaluacin de toda la informacin geolgica conexa, as como de pozos, de otros mtodos geofsicos, etc. Y pueden considerarse dos encuadres: Interpretacin Cualitativa: descripcin de anomalas, relacin con estructuras. Interpretacin Cuantitativa: volumen, profundidad, masa. Filtrado y separacin de las componentes residuales y regionales de gravedad Las anomalas observadas son la suma de los potenciales de anomalas someras, intermedias y profundas. La interpretacin deber iniciarse separando los diferentes efectos. El procedimiento de separacin de anomalas consiste en la separacin del efecto regional (ms 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 slo nos interesa conocer la distribucin del basamento no nos importa el efecto residual, por lo tanto lo filtramos.

La separacin de anomalas puede hacerse por: -Mtodos grficos: que se basan en el conocimiento de las anomalas locales y de la

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geologa regional por parte del intrprete. Una forma es el mtodo de suavizacin de curvas y otro es la construccin de perfiles de gravedad. -Mtodos analticos: donde se elimina el efecto regional por anlisis de la derivada segunda, media aritmtica, mnimos cuadrados, mtodo de Griffin, transformada de Fourier, etc. g residual = g Bouguer - g regional Mtodo de la derivada segunda: mediante la aplicacin 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.

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Mtodo de Griffin: desarrollado por el estadounidense Carroll Griffin (1949) parte de tomar, dentro de un mapa de anomala 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 crculo 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 estacin. Una vez obtenido el regional, el residual es la diferencia entre la gravedad de Bouguer y la gravedad regional. El tamao del crculo ha de ser funcin de lo que interpretamos por regional y residual. Un crculo demasiado chico nos dar una g regional casi igual a la g de Bouguer que ya tenemos y por lo tanto la g residual ser prcticamente nula. Un crculo excesivamente grande producir una g regional casi nula y en consecuencia la g residual ser semejante a lo que nos muestra el mapa de anomala de Bouguer desde donde partimos.

Mtodo de Continuacin: se basa en plantear matemticamente la medicin del campo potencial gravitatorio de un rea ya relevada a niveles sucesivamente ms elevados (continuacin ascendente) o ms profundos (continuacin descendente), en este ltimo caso slo vlido por encima de las masas anmalas. Los resultados son mapas de anomalas ms suaves en el primer caso o ms agudas en el segundo, asimilables a componentes regionales o residuales, respectivamente. Este mtodo analtico es muy bueno para mejorar la resolucin de anomalas de Bouguer resultantes de la interseccin de los efectos de dos masas rocosas del subsuelo. Mtodo de la Transformada de Fourier: emplea el instrumento matemtico desarrollado en la Francia napolenica por Joseph Fourier (1822). Mediante su aplicacin aproximamos el perfil o mapa de anomalas mediante una serie de funciones armnicas (seno, coseno) de distintas longitudes de onda y distinta amplitud cada una, transfiriendo as la informacin al dominio de los espectros de amplitudes. All separamos con algn criterio prctico lo que vamos a considerar componentes regionales o profundas (de larga longitud de onda o pequeo nmero de onda) y residuales, someras o locales (de corta longitud de onda o gran nmero 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 segn los criterios aplicados. Esto se esquematiza en la siguiente pgina. 12



Anomala Isosttica: Es un clculo especial, no de rutina, slo aplicado en casos de estudios regionales de la gravedad, donde el conjunto de la corteza terrestre queda involucrado en un objetivo de investigacin geofsica profunda. Se compara la gravedad medida (con todas las correcciones previas aplicadas) con aquella que correspondera a una situacin de corteza equilibrada isostticamente segn un modelo elaborado particular (basado en el modelo conceptual del britnico George Airy, 1855). La diferencia entre ambos conjuntos de datos es la correccin isosttica, o sea el grado de desequilibrio isosttico (flotacional) de la regin en el sentido del estadounidense Clarence Dutton, 1889. La grfica de anomala isosttica se asemeja en parte a la de anomala de Aire Libre (producto de aplicar todas las correcciones hasta la de cota, pero no la de Bouguer). Cuando esta ltima es aplicada a escala de la corteza se est desequilibrando el clculo, al quitar las antirraces (el relieve sobre el nivel del mar) que tiende a equilibrarse isostticamente con las races corticales profundas. Las causas del desequilibrio isosttico en la naturaleza pueden ser muy variadas: sobrecargas corticales todava no compensadas por races, como por ejemplo en grandes acumulaciones deltaicas o estructuras volcnicas recientes como los puntos calientes (hot spots). O tambin cortezas descargadas rpidamente -en trminos geolgicos- por fenmenos erosivos o por deglaciacin, tal el caso de la Patagonia, actualmente en ascenso isosttico. La frmula general de Airy es: Z(s c) = H. c (Z es la profundidad bajo el nivel de compensacin, H la cota sobre el nivel del mar, c la densidad media de la corteza terrestre y s la densidad subcortical)

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Interpretacin y comparacin de las anomalas observadas con formas sencillas: Algunos de los criterios de interpretacin son la intensidad, agudeza, resolucin y forma de las anomalas. La intensidad est dada por el contraste de densidades con las rocas del entorno, as como por el tamao y la profundidad de la masa anmala. La agudeza suele vincularse a la profundidad del rasgo geolgico, tanto ms agudo el mapa o perfil cuanto ms somero es el emplazamiento anmalo. La resolucin tiene que ver con la capacidad de la informacin graficada para definir la separacin en subsuelo entre dos anomalas parcialmente superpuestas en mapas o cortes. La forma nos da informacin sobre la configuracin geolgica de las anomalas, como el caso de pliegues o diques alargados, chimeneas volcnicas o diapiros ms o menos circulares, etc. El objetivo es la determinacin de las dimensiones, forma y profundidad de emplazamientos gravimtricamente anmalos. Una estimacin sencilla, aunque no precisa, de la profundidad del techo de la masa de densidad anmala se basa en medir el ancho medio (el ancho medido en la mitad del g anmalo) y multiplicarlo por 0,6. Es decir, Z w 0,6 ancho medio. A veces los valores altos de g estn asociados con los ncleos de los anticlinales o bloques elevados (pilares), ambas alternativas representan una aproximacin de rocas densas a la superficie. En otros casos los valores altos estn relacionados con la presencia de cuerpos intrusivos gneos (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. Tambin existen anomalas negativas debidas a la presencia de rocas poco densas, como los ncleos de los sinclinales, diapiros halo o tectocinticos, etc. El conocimiento de la geologa regional y la estructura del rea ayuda a desechar alternativas que podran dar una solucin a la respuesta gravimtrica obtenida. 14



Por otro lado, si sabemos que la anomala se debe a un cuerpo que, por ejemplo, fuera ms o menos cilndrico 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 volcnica u otras formas de emplazamiento geolgico. Es lo que se llama inversin del mtodo. Igual procedimiento se aplica a otras formas geomtricas simples (esferas, prismas y otros como puede verse en la figura adjunta, algunas resolubles mediante bacos, como el de abajo), o bien a geometras ms complejas, recurriendo a mtodos de integracin de volmenes de formas polidricas ms o menos elaboradas, como se ejemplifica en la grfica de la siguiente pgina.

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Finalmente, un mtodo de inversin avanzado es el de la Deconvolucin: serie de operaciones matemticas empleadas en restauracin de seales, para recuperar datos que han sido alterados por un proceso fsico. Proceso que, en nuestro caso, representa al portador de la informacin del subsuelo, esto es, el campo fsico (en este caso gravitatorio) que se convolucion con la anomala de densidad. La deconvolucin es la operacin inversa a la convolucin que realmente ocurri en la Tierra, es decir, la modificacin del campo de gravedad por la masa rocosa anmala. De manera que con el proceso matemtico de deconvolucin -que veremos con ms detalle en ssmica- intentamos construir el modelo de aquella estructura geolgica que se convolucion con la gravedad para dar la anomala de Bouguer medida y graficada. CUESTIONARIO BSICO- En qu se diferencian campo y potencial gravitatorio? - Qu es la gravedad terica y qu la gravedad absoluta? - Fundamentar las diferencias entre la gravedad en el ecuador y en los polos del planeta. - Qu efecto astronmico aparece includo en las mediciones para deriva instrumental? - Explicar la correccin altimtrica. - Puede la correccin topogrfica ser positiva o negativa?, por qu? - Cmo se aplica el mtodo de Nettleton? - Qu mtodos separan gravedad regional de local? - Explicar por qu las anomalas residuales son las ms agudas. - Qu es la anomala isosttica? - Cul es la utilidad de los modelos gravimtricos?

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Tema 02_Prospección Gravimétrica

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