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APUNTES DE CLASE:
EAPF-2012-1: GEOFISICA
PROSPECCION GRAVIMETRICA
L. Ocola
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EL METODO DE PROSPECCION GRAVIMETRICA
*El método gravimétrico se basa en la medida en la superficie
terrestre pequeñas variaciones del campo gravitacional.
*Pequeñas diferencias o distorsiones del campo gravimétrico es
causado por variación lateral en la distribución de masas en la
Tierra, particularmente, cerca a la superficie terrestre debida a
cambios de densidad de los materiales.
*La variación espacial de la gravedad terrestre medida es
interpretada en términos de distribuciones probables de masa por
debajo de la superficie, las cuales, a su vez, son la base para las
inferencias de las probables condiciones geológicas del objeto
prospectado.
PRINCIPIOS FUNDAMENTALES
*Ley de Newton:
F = G m1 m2 /r2
Donde:
F: Fuerza entre dos cuerpos de masas m1 y m2
G: Constante gravitacional universal.
*La segunda Ley de movimiento de Newton:
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F = m1 a => a = F/ m1
Donde:
a es la aceleración.
Por tanto
a = G m2/r2
*La atracción de la Tierra puede considerarse como una fuerza
por unidad de masa y en consecuencia es exactamente
equivalente a una aceleración: La aceleración de la gravedad, en
vez de una fuerza de gravedad.
UNIDADES:
- cm /s2
- 1 c/s2 = 1 Gal, en honor de Galileo.
- Submúltiplos:
.miliGal (mGal)
.microGal (μGal)
POTENCIALES:
*Cuando la intensidad de los campos magnéticos, eléctricos y
gravitacionales dependen únicamente de la posición, los cálculos
pueden facilitarse usando el concepto de potencial.
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*Potencial en un punto en un campo gravitacional se define como
la energía requerida por la gravedad mover una unidad de masa
desde un punto arbitrario de referencia (usualmente a una
distancia infinita) al punto en cuestión. Este concepto se utiliza
ampliamente en el modelado numérico para el cálculo de la
respuesta gravimétrica de cuerpos geométricos y estructuras
geológicas.
APLICACIÓN DE LA LEY DE NEWTON
*Cuando se considera cuerpos grandes y se requiere calcular la
atracción a un determinado punto:
-Se divide la masa en tantos elementos pequeños como sea
necesario
-Se calcula la aceleración que produce cada elemento al
punto de interés.
-Se adiciona el efecto de todos los elementos.
*Tener en cuenta que:
- La distancia desde el punto de cálculo a cada elemento
varía.
- La aceleración es un vector Fig. 8.1 N.
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¨(Dobrin, 1960)
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INSTRUMENTOS DE MEDIDA DE LA GRAVEDAD TERRESTRE
1. MEDIDAS ABSOLUTAS:
a) Caída libre
-Medidas de distancias: nm
-Medidas de tiempo: ns
-Para exactitudes de 1 mGal: Distancia de caída 2 m
g = 2(s2t1-s1t2)/(t2 – t1)t1t2
b) Péndulo:
*Hasta hace poco el péndulo Kater era el instrumento
estándar para medir g: Potsdam, Washington D.C.,
Teddington
g = w2 I/(m h)
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Donde:
w = 2П/T,
T: Periodo de oscilación,
I: Momento de inercia,
m: La masa,
h: distancia del centro de pivote al centro de masa
del péndulo.
*Los requerimientos para medir T y h son los mismos que la
caída libre.
(Udías & Mezcua, 1986)
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2. Medidas relativas de la gravedad
*Compara los valores de g de estación a estación (punto a
punto), referidos a una “ESTACION DE REFERENCIA” para la cual
se conoce el valor de la gravedad absoluta.
a) Péndulos portátiles:
*Se han usado tanto para fines geodésicos como para
prospección.
b) Gravímetros
*Son instrumentos muy portátiles, aunque delicados.
Se prestan muy bien para la toma de datos de campo
sobre la superficie de la tierra, en el aire o en los
océanos y mares
*Gravímetros comúnmente utilizados:
-Worden
-LaCoste y Romberg**
-Scintrex*
-Thysen
-Gulf
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OPERACIÓN DE CAMPO - ADQUISICION DE DATOS DE CAMPO
*La prospección gravimétrica se hace tanto en tierra como en el
océano.
*La toma de datos se realiza en la superficie de la Tierra o en el
aire: Aerogravimetría o en el océano: Gravimetría marina.
*Los levantamientos gravimétricos se ejecutan en líneas –
perfiles, en grillas, o según permita el terreno y el objetivo de la
prospección.
*Se debe tener en cuenta los factores instrumentales para la
reducción de datos
*Por lo general, se utilizan gavímetros, los cuales tiene deriva por
fatiga de material que suspende la masa del gravímetro. Para
medidas de precisión requiere reocupar el mismo punto cada
cierto tiempo.
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*El propósito final de la prospección gravimétrica es obtener la
anomalía completa de Bouguer, que es la que refleja la
cartografía de las anomalías de masa por debajo de la superficie
donde se mide-reduce las observaciones de campo.
*Para obtener las anomalías de la gravedad observada en un
punto o estación, se debe eliminar:
La Deriva del instrumento,
-La gravedad normal (gravedad teórica – depende del elipsoide
de referencia)
-El efecto de las mareas Sol-Luna
-La altura sobre el datum de referencia. Puede ser arbitrario. Por
lo general, se utiliza el geoide (nivel medio del mar)
-El efecto de la topografía en el punto de medida
-El efecto del terreno hasta distancias apropiadas, que depende
de la exactitud requerida de los datos: Plantilla de Hammer
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DETERMINACION DE DENSIDADES
*Para el cálculo de las correcciones de la gravedad, cálculos de
las anomalías y la interpretación se requiere el conocimiento de
los valores de la densidad para las rocas y materiales comunes:
rocas ígneas, metamórficas, sedimentarias y otros que se
¨(Dobrin, 1960)
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encuentran en la naturaleza, particularmente, las del área del
prospecto o proyecto.
a) Valores comunes:
En las siguientes Tablas se presentan los valores comúnmente
utilizados en prospección gravimétrica.
¨(Telford W.M., L.P. Geldart, R.E. Sheriff, D.A. Keys, 1976)
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¨(Telford W.M., L.P. Geldart, R.E. Sheriff, D.A. Keys, 1976)
¨(Telford W.M., L.P. Geldart, R.E. Sheriff, D.A. Keys, 1976)
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¨(Telford W.M., L.P. Geldart, R.E. Sheriff, D.A. Keys, 1976)
17
¨(Telford W.M., L.P. Geldart, R.E. Sheriff, D.A. Keys, 1976)
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b) Densidad de medidas subterráneas:
Si se dispone de una perforación vertical por debajo de la
superficie, se puede tomar medidas de la gravedad terrestre a
diferentes distancias de la superficie del terreno. La diferencia
de la gravedad entre dos puntos de observación está dada por:
δg = (0.086512 – 7.784592 x 10.3 ρ) h + ξT (ρ)
Donde:
h: distancia vertical en m
ρ: Densidad
ξT: La diferencia en corrección de terreno entre las
estaciones
La ecuación se resuelve por múltiples aproximaciones para la
densidad.
c) Método de Nettleton:
*Se puede obtener una estimación de la densidad a partir de un
perfil en la superficie de la tierra en la cual haya un relieve
significativo. Se calcula la corrección de Bouguer para diferentes
densidades. La densidad más apropiada es la que da la anomalía
resultante tiene la más baja correlación absoluta con la topografía
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¨(Telford W.M., L.P. Geldart, R.E. Sheriff, D.A. Keys, 1976)
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REDUCCION DE DATOS GRAVIMETRICOS:
*Para cada punto de observación o estación (P) se calcula las
siguientes correcciones:
1. Corrección por deriva instrumental (Cd)
2. Corrección por elevación o aire libre (CAL)
3. Corrección Bouguer (CB)
4. Corrección por terreno (CT)
5. Corrección por mareas terrestres (CM)
6. Corrección isostática (CI)
*Para cada proyecto o levantamiento gravimétrico se fija una
estación de Referencia Base, para la cual se conoce previamente
el valor de la gravedad absoluta con la precisión que demanda el
Proyecto o levantamiento. Todos los valores gravimétricos del
proyecto deberán ser referidos a esta estación.
1. Corrección por deriva instrumental (Cd)
*Se reobserva puntos de control, para determinar la deriva del
gravímetro y calcular las correcciones de las observaciones en los
puntos intermedios en función del tiempo transcurrido entre
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observaciones y el tiempo total transcurrido entre la reocupación
de los puntos de control.
¨(Telford W.M., L.P. Geldart, R.E. Sheriff, D.A. Keys, 1976)
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2. Corrección por elevación o aire libre (CAL) Fig T2.3 (a)
*La gravedad varía con el cuadrado de la distancia.
*Se considera la elevación con respecto a la superficie del datum
sea local o el datum general: el Geoide.
*La corrección es positiva para puntos sobre el datum y negativa
para los puntos por debajo del datum.
*La gradiente radial está dada por:
dgFA/dRe = -2G Me/Re3 ≈ 2g/Req ≈ -0.3085 mGal / m
Por tanto la corrección por aire libre (CLA) es:
CAL = -0.3085 h. mGal
Es una corrección por posición.
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¨(Telford W.M., L.P. Geldart, R.E. Sheriff, D.A. Keys, 1976)
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3. Corrección Bouguer (CB)
*La corrección Bouguer calcula la atracción del material entre el
punto de observación (estación) y la superficie del datum, como
si la estación o punto observación estuviese sobre el centro de
una placa horizontal de espesor y densidad constantes. La placa
se considera infinita en su dimensión horizontal.
*La corrección Bouguer está dada por:
dgB/dRe = -2π G ρ = 0.04188 ρ mGal / m
25
¨(Telford W.M., L.P. Geldart, R.E. Sheriff, D.A. Keys, 1976)
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Donde: ρ es la densidad de la placa.
Si se asume una densidad promedio para las rocas de la corteza
terrestre de 2.67 g/cm3, la corrección Bouguer (CB) está dada
por:
CB = 0.112 h, mGal
Donde: h es en metros.
*La corrección Bouguer se aplica en el sentido opuesto a la
Corrección de Aire Libre.
*La CB es negativa para puntos sobre la superficie del datum (Fig
2.3a) y positiva para los puntos por debajo del datum (Fig 2.3b).
4. Corrección por terreno (CT)
*Esta corrección toma en cuenta las irregularidades de la
superficie terrestre en la vecindad del punto de observación o
estación gravimétrica: Colinas, valles, etc, esto es, toda la
morfología está sobre o por debajo de la elevación de la estación.
En ambos casos la corrección es positiva.
*Hay muchos métodos gráficos para calcular la corrección por
terreno. Todos ellos requieren buenos mapas, con intervalos de
contorno de elevaciones menores a 15 m.
*El procedimiento usual es dividir el área en compartimientos y
calcular la elevación promedio para cada compartimiento y
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comparar esta elevación con la elevación del punto de
observación. Usualmente, se hace con una plantilla transparente,
que de coloca sobre el mapa con centro en del punto de
observación
¨(Telford W.M., L.P. Geldart, R.E. Sheriff, D.A. Keys, 1976)
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*La plantilla más común utiliza círculos concéntricos con líneas
radiales, haciendo sectores cuya área aumentan con la distancia
del centro de la plantilla.
*El efecto de la gravedad en el sector “i” puede calcularse por:
dgT(i)= G ρθ[(ro – ri) + √ (ri2 +z2) - √ (ro
2 + z2)]
Donde:
θ: es el ángulo del sector (radianes)
z = |es – eo |
es: Elevación de la estación o punto de observación
eo: Elevación promedio del sector
ro , ri: radios externo e interno del sector.
La corrección por terreno para el punto P será:
CT(P) = ∑im
dgT(i) , I = 1, 2, …, m sectores
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¨(Telford W.M., L.P. Geldart, R.E. Sheriff, D.A. Keys, 1976)
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6. Corrección por mareas terrestres (CM)
*Cambios de g por movimientos del Sol y la Luna.
*Las variaciones tiene amplitud hasta 0.3 mGal
*Dependen de la latitud y del tiempo
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*Hay fórmulas que permiten calcular las mareas teóricas (CM).
Por ejemplo, las publicadas por I.M. Longman, JGR v(64), 1959.
También hay servicios de cómputo de libre acceso para calcular la
marea teórica del sólido terrestre.
6. Corrección isostática (CI)
*De las observaciones gravimétricas globales se encuentra que la
anomalía Bouguer en las áreas continentales cerca al nivel del
mar es aproximadamente cero.
*En las áreas oceánicas es generalmente positiva, mientras en
regiones de gran elevación, es principalmente negativa.
*Estos efectos de gran escala son debidos a variación de densidad
en la corteza terrestre e indican que material por debajo del
océano es más denso que lo normal, mientras que en las regiones
de terrenos elevados la densidad es menos que lo normal.
*Se han propuesto dos hipótesis para modelar la variación de
densidad en la corteza: Prat-Hayford y Airy-Heiskanen. La
primera explica una corteza de densidad homogénea y raíces de
montañas para compensar las altas montañas, la segunda explica
la variación de la densidad lateralmente, pero no explica las
raíces de las montañas.
El cálculo de la corrección isostática (CI) es similar a la del
terreno superficial.
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¨(Telford W.M., L.P. Geldart, R.E. Sheriff, D.A. Keys, 1976)
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LA GRAVEDAD NORMAL O TEORICA
*La gravedad teórica parea el elipsoide internacional está dada
por:
gN = 978.049(1 + 5.2884x10-3 sen2Ф - 5.9x10-6 sen22Ф), mGal
ANOMALIAS DE LA GRAVEDAD TERRESTRE
La anomalía de la gravedad terrestre definida en un datum,
normalmente el geoide, es la diferencia entre la gravedad
observada, reducida a la superficie del datum, en el punto o
estación, y la gravedad teórica corresponde, calculada sobre el
elipsoide de referencia. A la gravedad teórica también se le
denomina gravedad normal.
Según las correcciones que se tomen en cuenta, además de la
deriva instrumental, se tendrá diferentes clases de anomalías
gravimétricas.
Normalmente, se consideran las siguientes anomalías de
gravedad:
1. Anomalía de Aire Libre: ∆gAL
2. Anomalía de Bouguer simple: ∆gBS
3, Anomalía de Bouguer completa: ∆gBc
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4. Anomalía isostática: ∆gI
Para cada punto, se puede calcular las siguientes anomalías
gravimétricas:
1. Anomalía de Aire Libre:
∆gAL(P)= go(P) + CAL(P)- CM(P)- gN(P)
2. Anomalía de Bouguer Simple:
∆gBS(P) = ∆gAL(P) – CB(P)
3. Anomalía de Bouguer Completa:
∆gBc (P) = ∆gBS(P) + CT(P)
4. Anomalía isostática:
∆gI (P) = ∆gBc (P) + CT(P)
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ANOMALIAS REGIONALES Y ANOMALIAS LOCALES
*Frecuentemente, anomalías gravimétricas de interés son
enmascaradas por anomalías regionales correspondientes a
estructuras emplazadas en profundidad.
*La eliminación de anomalías de cuerpos profundos es uno de los
problemas más serios del método de prospección gravimétrica, y
es el más crítico que en otros métodos de prospección geofísica.
*Hay una analogía muy estrecha entre la operación de remover
la anomalía regional y el proceso de filtraje (analógico o digital).
*Los efectos regionales corresponden a bajas frecuencias,
mientras que las anomalías locales corresponden a las altas
frecuencias. En el espacio: Altos números de onda y bajos
números de onda.
*El proceso de filtraje gravimétrico no es tan simple. Es más
realístico considerar las anomalías locales como frecuencias-
Números de onda aleatorias o ruido blanco.
*Por tanto, no se pueden diseñar filtros pasabanda, excepto en
casos simples.
*Por otro lado, siempre hay una predisposición subjetiva en el
proceso en remover el efecto regional.
*Como en muchas técnicas geofísicas, el factor más importante
en la interpretación es el conocimiento de la geología local
¨Hay varios métodos para remover las anomalías regionales, los
cuales pueden agruparse en:
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1. Procedimientos gráficos
2. Procedimientos analíticos
1. Procedimientos gráficos
*Perfiles:
-La relación entre la anomalía local y regional es claramente
discernible, como se muestra en la Fig.TF19.a., en la cual, una
vez removida la tendencia lineal la anomalía local claramente
aislada.
¨(Telford W.M., L.P. Geldart, R.E. Sheriff, D.A. Keys, 1976)
40
¨(Telford W.M., L.P. Geldart, R.E. Sheriff, D.A. Keys, 1976)
41
*Areas:
En la Figura TF19.b, se presenta la relación entre la anomalía
local y la tendencia regional. La anomalía regional muestra una
tendencia de una superficie con gradiente casi constante en el
espacio.
*Cundo no es posible separar las anomalías fácilmente, se
procede hacer un suavizado de los datos. Por lo general, este
procedimiento no es muy satisfactorio. Especialmente en el
aislamiento de anomalía en planos. En estos casos se procede a
construir perfiles perpendiculares y a mantener en los puntos de
cruce de los perfiles un valor único, dibujando luego una
superficie suave con el conjunto de puntos generados. Una vez
generada la superficie de la anomalía regional, se interpola el
valor correspondiente a los puntos de observación y se resta de
los datos observado. La diferencia entre dichos valores es la
anomalía local. Con el conjunto de valores resultantes se
construye el mapa en contornos de la anomalía resultante: La
anomalía residual.
42
¨(Telford W.M., L.P. Geldart, R.E. Sheriff, D.A. Keys, 1976)
43
2. Procedimientos analíticos
Los métodos analíticos utilizan operaciones numéricas con los
datos observados para hacer posible el aislamiento de las
anomalías de interés.
*Estos procedimientos generalmente requieren datos en grilla,
regularmente espaciados.
*Hay tres procedimientos reconocidos:
i. El cálculo directo de los residuales por técnicas tales como el
punto-central y círculos concéntricos
(Dobrin, 1976)
44
(Dobrin, 1960)
45
ii. La determinación de la segunda derivada, para las cuales hay
varias fórmulas analíticas disponibles,
¨(Dobrin, 1976)
46
¨(Dobrin, 1976)
47
iii. Continuación analítica que transforma el campo de la gravedad
medido en la superficie al campo que podría observarse en un
plano horizontal enterrado a alguna profundidad determinada o
elevarlos a otro nivel.
iv. Remoción de las anomalías regionales por polinomios N 12.15
*Hay un cuarto procedimiento analítico que no necesariamente
requiere de puntos en grillas: El cálculo de superficies analíticas
en función de la distribución areal del conjunto de puntos
observados para los cuales se ha determinado la anomalía
gravimétrica observad. Normalmente, se utiliza polinomios
geométricos o trigonométricos cuyo grado varía según el detalle
de la anomalía local objetivo. Una vez determinado el polinomio,
se calcula los valores gravimétricos para cada punto, se restan de
los valores observados. Con el conjunto de puntos resultante, se
construye el mapa correspondiente: La anomalía local.
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49
INTERPRETACION
1, EFECTO DE FORMAS SIMPLES.
Fórmulas para calcular la componente vertical y el potencial de
una esfera, un cilindro horizontal, una semiplaca horizontal
(falla geológica vertical, capa delgada), un dique vertical (capa
o semiplaca vertical) y un cilindro vertical.
La manera más efectiva de representar el efecto de la
gravedad de una masa enterrada , tal como si observaría en el
campo, es graficar la componente vertical de la gravedad a lo
largo de una línea en la superficie que pasa por el centro del
cuerpo
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A. LA ESFERA
Puede demostrarse que la atracción en un punto externo de
una concha esférica homogénea y de una esfera en la cual la
densidad depende solo del radio es la misma como si la
masa en total estuviese concentrada ene el centro de la
esfera
(Dobrin, 1976)
52
B. UN CILINDRO HORIZONTAL ENTERRADO
*Considerar un cilindro infinitamente largo, enterrado a una
profundidad z por debajo de la superficie terrestre. En la
superficie un perfil perpendicular al meje del cilindro, la
componente vertical es:
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C. UNA FALLA GEOLOGICA VERTICAL:
*Una placa horizontal, de espesor uniforme, que termina en
un plano vertical en un borde. Un perfil perpendicular al
borde vertical es similar al de un capa horizontal fallada con
densidad anómala o diferente al del material circundante. La
respuesta gravitacional a lo largo del perfil es:
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D. CILINDRO VERTICAL
Un cilindro vertical enterrado es un caso complejo, pero
geológicamente significativo. Esta forma simple es útil para
calcular l anomalía de gravedad de domos salinos, chimeneas o
tapones volcánicos, etc.
El cálculo del efecto gravimétrico en el eje es fácil de calcular y
muy útil. El cálculo del efecto fuera del eje central es más
complejo, pero se dan o se puede deducir formulas apropiadas.
¨(Telford W.M., L.P. Geldart, R.E. Sheriff, D.A. Keys, 1976)
55
3. FORMAS COMPLEJAS
*Cuando el perfil de campo no puede razonablemente ser
calculado por una solución analítica de formas geométricas
simples, es necesario recurrir a procedimientos gráficos o
analíticos.
A. PROCEDIMIENTOS GRAFICOS
Se han diseñado varias clases de plantillas para calcular el efecto
gravitacional en dos dimensiones de una sección transversal. La
plantilla se superpone en la sección de estructura irregular a ser
analizada, para dividirla en áreas elementales. El efecto integrado
en una estación o punto en la superficie se obtiene sumado todas
las contribuciones individuales.
i. Plantilla de puntos
En la Figura 12.10 de Dobrin (1960) se muestra una plantilla
típica para estructuras de dos dimensiones (i.e. masas que se
extienden al infinito en la dirección perpendicular a la sección)
que se usó para el cálculo de la gravedad por la Gulf Research.
Cada compartimiento representa una contribución a la gravedad
vertical en la estación de observación (la cual está localizada en
el vértice). La cantidad de la contribución está indicada por el
número de puntos dentro del compartimiento. Los círculos
abiertos representan 0.1 de una unidad de gravedad, y los
círculos llenos 1 unidad de gravedad. El valor de cada unidad en
56
miliGales depende de la escala de la sección transversal vertical
en la cual se superpone la plantilla y en la densidad del cuerpo
cuyo efecto se está determinando.
Si la escala de la sección es 1/k, y el contraste de densidad es δ,
el efecto de la gravedad en el centro, en miliGales,
correspondiente a un simple punto (círculo lleno) es “k δ x 10-5”.
Si por ejemplo, la sección se dibuja a 1/10,000 y el contraste de
densidad de la masa anómala enterrada es 0.25 g/cm3, cada
compartimiento contiene 12 círculos llenos o puntos, la
contribución será de 0.3 mGal a la grave3dad, en el centro de la
plantilla. Si los bordes del cuerpo fuesen cortados en el interior
del compartimiento, se interpola la gravedad contando el número
de puntos dentro de los bordes del cuerpo:
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ii. Plantilla de Hubbert
Los compartimientos son trapezoidales formados por la
intersección de un sistema de líneas horizontales, todas
espaciadas igualmente, y un sistema de líneas radiales emanando
desde el origen, de tal modo que las líneas radiales hace un
ángulo igual entre radio y radio. Se utiliza de la misma manera
que la plantilla Gulf
58
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METODOS ANALITICOS
A. DOS DIMENSIONES
Utilizando polígonos de n-lados, se puede calcular el efecto
gravitacional a mano o la computadora digital. Una sección simple
se ilustra en la Figura 2.34 de Telford et al. (1976).
*Se puede demostrar que el efecto de gravedad de esta sección
es igual a la integral de línea alrededor del perímetro. La relación
es:
g = 2Gδ ∫ z dθ
Este procedimiento fue propuesto ye implementado por
Talwani M., Worzel J.L., Landisman M, en 1959 (JGR, 64)
BC
¨(Telford W.M., L.P. Geldart, R.E. Sheriff, D.A. Keys, 1976)
60
B. TRES DIMENSIONES
Talwani M. y Ewing M. en 1960 (Geophysics, 25) generalizaron el
procesamiento para tres dimensiones de cuerpos de formas
arbitrarias:
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APLICACIONES GENERALES
A. CUERPOS DE MATERIALES NO METALICOS
En las Figuras 2.40 a), b) y c) se muestra el mapa de la
anomalía Bouguer Completa (a) con intervalos de contorno de
0.2 mGal, perfil, en función de la profundidad, de la densidad
determinada de muestras de los testigos de la perforación, hasta
profundidades ~150 m. La comparación de los valores de la
anomalía gravimétrica observada y calculada para el cuerpo de
dolomita (Carbonato de calcio y magnesio):
62
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ANOMALIA BOUGUER COMPLETA, FIG. 40a
63
PERFIL DE DENSIDAD: LOGEO EN EL POZO
DDH PC1-70, FIG. 40B
¨(Telford W.M., L.P. Geldart, R.E. Sheriff, D.A. Keys, 1976)
64
¨(Telford W.M., L.P. Geldart, R.E. Sheriff, D.A. Keys, 1976)
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B.CUERPOS MINERALIZADOS
En la Figura 2.41 de Telford et al., 19786, se muestra la
respuesta de la gravedad de un cuerpo mineralizado cuprífero. El
ejemplo ilustra la importancia del efecto gravimétrico de la
sobrecarga superficial. Una vez que se ha eliminado el efecto
superficial resalta la anomalía producida por el emplazamiento
mineral
c.
¨(Telford W.M., L.P. Geldart, R.E. Sheriff, D.A. Keys, 1976)
66
FALLA GEOLOGICA
En la Figura 2.42 de Telford et al., 1976, se presenta el perfil
gravimétrico a través de una falla geológica Delson, en la
dirección N-S, St. Laurence Lowlands, Canada. La falla afecta
formaciones geológicas de diferentes edades: Desde el
Precámbrico. Los estratos están en posición horizontal. Hay un
desplazamiento vertical de la dolomita de la Formación
Beckmantown de casi 300 m. En el perfil se indica las densidades
de cada una de las unidades litológicas, los espesores respectivos
se dan pies. La concordancia entre los observado y lo calculado
es satisfactoria.
67
¨(Telford W.M., L.P. Geldart, R.E. Sheriff, D.A. Keys, 1976)