Gravimetria1

Geofísica y Prospección Geofísica

GRAVIMETRIA

CONCEPTOS BÁSICOS

Geofísica aplicada - GRAVIMETRIA

INDICE

• Introducción. Historia. Datos básicos.

• Gravedad. Geoide. Esferoide.

• Aparatos de medida. Gravímetros.

• Toma de datos.

• Reducción de la gravedad al geoide.

• Anomalías. Anomalía de Bouguer. Regional. Residual.

• Interpretación de las anomalías.

• Conclusiones

METODOS GRAVIMÉTRICOS – ALGO DE HISTORIA

• Primera medición de la gravedad por Galileo. Valores entre 5 y 6 m/s2

• 1797. Cavendish determina el valor de K con una balanza de torsión: 6,754.10-11 Nm2/kg2.

• 1888. Primera balanza de torsión de Eötvös para prospección.

• 1917. Utilización de esta balanza para prospección geológica.

• 1918. Utilización del gravímetro.

• 1919. Determinación de un domo salino en Hungría.

• Años veinte: generalización de ambos equipos, más el péndulo en prospección del petróleo.

• Años treinta: generalización del gravímetro, junto con el péndulo

• Actualmente, en prospección: – Gravímetro, con equipos cada vez más ligeros, fiables y fáciles de

manejar.

– Tratamiento informático de datos. Programas de software más o menos adaptados y potentes.

– Redes gravimétricas, establecidas con gravímetros de alta precisión

– Microgravimetría.

Métodos gravimétricos • El objeto principal de la gravimetría es medir

anomalías en el campo gravitatorio de la Tierra causadas por cambios de densidad entre distintos materiales.

• Los datos de campo deben ser corregidos respecto a puntos de referencia de gravedad conocida.

• La correcciones serán respecto a la latitud, altura topográfica, posición geográfica, mareas, cercanía a grandes masas de roca, basamento. En alta sensibilidad, presión atmosférica, hidratación del terreno, etc.

• Tres campos de actuación: – Gravimetría clásica. Investigación geológica y minera.

– Microgravimetría. Gravimetría local. Geotecnia.

– Sismología. Gravimetría de alta sensibilidad.

METODOS GRAVIMÉTRICOS – CONCEPTOS BÁSICOS


DIAPIRO SALINO

La densidad de la sal es del orden de 2,15; la de las rocas encajantes, del orden de 2,5. Aunque la diferencia no es muy grande, el diapiro digno de explotación ha de ser de grandes dimensiones, lo que origina una anomalía de la gravedad detectable. Y se ha utilizado.

Otra aplicación es en la determinación de cavidades abiertas por disolución y no accesibles por sonar.

Aplicable en antiguas explotaciones de las que no hay registros. Podría, en casos especiales, servir para ver su evolución (prevención hundimientos), mediante la técnica de microgravimetría.


Isostasia

METODOS GRAVIMÉTRICOS – ANOMALÍA VERSUS PROFUNDIDAD

Ejemplo de detección de cavidades mediante gravimetría

Los colores azules representan zonas de menor gravedad

desvelando la forma y la localización de la cavidad.

METODOS GRAVIMÉTRICOS – MICROGRAVIMETRÍA

Microgravimetría

Técnica aplicada al estudio de pequeñas variaciones de la gravedad en pequeñas distancias.

Puede permitir detectar cavidades próximas a la superficie y su posible evolución.

En el gráfico siguiente se pueden intuir las limitaciones.

Por ejemplo, para una esfera, con diferencia de densidad de 1 g/cc, el límite está en una relación de profundidad a diámetro de 2.

– Ordenadas amplitud normalizada.

– Abscisas profundidad/diámetro.

– Cuerpo: esfera de 10 m de Ø.

– Contraste de densidades: 1.000 Kg./m3.

– 1mm/s2 = 10-6 m/s2 = 10-4 cm/s2 = 10-4 gal = 102 mgal.

METODOS GRAVIMÉTRICOS – ANOMALÍA VERSUS PROFUNDIDAD

METODOS GRAVIMÉTRICOS – APLICACIONES

Aplicaciones generales del método gravimétrico

• Detección por exceso de masa: sulfuros masivos,

diques etc.

• Detección por falta de masa: carbón, depósito de

sal, potasa, cavidades y huecos subterráneos, etc.

• Evaluación de depósitos masivos

• Cartografía geológica regional: cuencas, grabens,

etc.

• Morfología del basamento, estructuras

• Estudio de variaciones en aguas subterráneas

• Subsidencia. Isostasia

METODOS GRAVIMÉTRICOS – DATOS GENERALES

• Valor de K 66,72. 10-9 (M-1 L3 T-2)

(6,67 × 10-8cm3g-1s-2 = 6,67 × 10-11Nm2/kg2)

• Masa de la tierra, 6,14. 1027 gramos

• Radio de la tierra, 6.370 km.

• Densidad media, 5,65

• Densidad media de la corteza terrestre, 2,67

• Densidad rocas superficiales, de 1,8 a 3,5

2

' :Newton deLey

R

MMKF

METODOS GRAVIMÉTRICOS – UNIDADES

UNIDADES

De gravedad: Gal = 1 cm/s2

1 m/s2 = 100 gal

De gradiente de gravedad: 1mgal/km = 10-8s-2

1E Eötvös) = 10-9s-2

Valores de g: 980 cm/s2 = 980 gal = 9,8 m/s2

978 cm/s2 = 9,8 m/s2, en el ecuador

983 cm/s2 = 9,8 m/s2, en los polos

1mm/s2 = 10-6 m/s2 = 10-4 cm/s2 = 10-4 gal = 102 mgal.

METODOS GRAVIMÉTRICOS – CAMPO GRAVITATORIO TERRESTRE

Campo gravitatorio terrestre

Resultado de dos fuerzas: gravedad y centrífuga. La influencia de otros

astros (mareas) es mucho menor.

Como se ve el vector g medido no pasa necesariamente por el centro

de la tierra

METODOS GRAVIMÉTRICOS – ESFEROIDE Y GEOIDE

Esferoide normal

Superficie teórica suponiendo una tierra “pastosa”, formada por capas

concéntricas homogéneas, sometidas a las fuerzas de la gravedad y

centrífuga.

Geoide

Superficie teórica de los mares en equilibrio a través de supuestos

canales en toda la tierra, teniendo en cuenta los valores reales de g.


Diferencia geoide y esferoide: • La tierra no está formada por capas homogéneas

• Efectos de zonas con más masa y con menos. Isostasia.

• No es significativa a nivel de prospección gravimétrica

METODOS GRAVIMÉTRICOS – g EN FUNCIÓN DE LA LATITUD

.


g en el esferoide, en función de la latitud, f Fórmula de 1930:

g0 = 978,049(1+0,0052884 sen2 f – 0,0000059 sen4 2f) cm/s2

Actualmente:

g0 = 978,031846(1+0,005278895 sen2 f – 0,000023462 sen4 2f) cm/s2

O esta otra

g0 = 978,0318 (1+0,0053024 sen2 f – 0,0000059 sen4 2f) cm/s2

f = latitud en grados decimales


• Fórmula de Helmert 1901: 978.030*(1+0.005302 sen2φ - 0.000007 sen22 φ)

• Formula de Bowie 1917

978.039*(1+0.005294 sen2 φ - 0.000007 sen2 φ 2)

• Formula de Cassinis o Internacional 1930 978.049*(1+0.0052884 sen2 φ - 0.0000059 sen22 φ)

• Formula de la gravedad normal GRS67 978.0318*(1+0.0053024 sen2 φ - 0.0000059 sen22 φ) - En la forma cerrada de Somigliana (1929): 978.03184558*(1+0.00193166338321* sen2 φ ) / ((1-0.00669460532856* sen2 φ)^ (1/2))

• Formula de la gravedad normal GRS80 - Con precisión de 0.1 mgal = 1μ m s-2: γe (1 + βsen2 φ - β1 sen22 φ) = 9.780327 (1 + 0.0053024 sen2 φ - 0.0000058 sen2 2 φ ) m s-2 - Con precisión de 0.1 μ gal = 1 n m s-2: 9.7803267715*(1+0.0052790414*sen2 φ +0.0000232718* ( sen4 φ)+0.0000001262* ( sen6 φ )+0.0000000007* ( sen8 φ))

METODOS GRAVIMÉTRICOS – MEDICIONES

Mediciones de la gravedad

Absoluta:

– Péndulo

– Caída libre

– Balanza de torsión

– Superconductor

Relativa:

– Gravímetro (estable o inestable)

Derivada de la gravedad:

– Balanza de torsión

METODOS GRAVIMÉTRICOS – APARATOS DE MEDIDA

Péndulo

T = 2 p [Qc/ (m × g × h)]1/2] , donde – Qc = momento de inercia del eje de rotación c

– m = masa total del péndulo

– h = distancia desde el centro de gravedad al centro de

rotación.

– g = aceleración de gravedad.

Utilizado inicialmente, fue desplazado en la investigación en cuanto

apareció el gravímetro.

2

24

T

lg


Gravímetro absoluto por caida libre A-10

Caída libre La caída libre, determinada por v igual a raíz de 2gh, o mejor x = x0 + vt +

1/2gt2., t en millonésimas de segundo

Se deja caer una masa en una cámara de vacío, en una

longitud de 7 cm.

El A-10, y otros modelos con el mismo principio, usa

láser, interferómetro, dispositivo de gran periodo de

inercia y un reloj atómico para determinar de forma

ajustada la posición en la caída libre de la masa y su

aceleración debida a la gravedad.

La aceleración se calcula directamente de los datos de la

trayectoria.

Su precisión de unos 10 mgal.


Gravímetro absoluto FG-5


Gravímetro absoluto por caida libre A-10

•Reloj de Rubidio, laser de He-Ne.

•Determinación absoluta del valor de la

aceleración de la gravedad.

•Establecimiento Red de Primer Orden.

•Establecimiento de densificación bases

de calibración.

•Intercomparaciones Internacionales de

gravímetros absolutos.

•Determinación de las variaciones

temporales de la gravedad.

GRAVÍMETRO A 10


Gravímetro absoluto FG5-L


Gravímetro absoluto FG-5

METODOS GRAVIMÉTRICOS – APARATOS DE MEDIDA HISTORICOS

Balanzas

• Balanza de Eötvös: dos pesas iguales situadas a alturas

diferentes, unidas por un tubo de aluminio suspendido de un hilo

de torsión. Si el campo gravitatorio está distorsionado, la

resultante tendrá componentes horizontales, (gradiente horizontal)

que originarán un giro en la balanza.

• Balanza de Cavendish: difiere de la de Eötvös en la disposición

de las pesas.

• Variante de la balanza de torsión estándar

• Balanza de barra inclinada


Aparatos de medida

Gravímetros estables:

Dg = K.Dl/m

Con un muelle simple es difícil de alcanzar precisiones:

un Dg de 1 mgal correspondería a un Dl de una micra

Ejemplos de gravímetros estables:

• Gravímetro GULF.

• Gravímetro de HARTLEY.


Aparatos de medida

Gravímetros inestables

La deformación se manifiesta por la salida de un punto de

equilibrio, con lo que se amplia

Ejemplos – Gravímetro de THYSSEN

– Gravímetro de La Coste-Romberg Y derivados o similares a estos


Características generales

Precisión necesaria del orden de 0,01 mgal. Los equipos modernos llegan a escalas de lectura de 0,001 mgal e inferiores. Pero los errores de medidas repetidas con el mismo aparato y en el mismo sitio, indican diferencias de 0.005 mgal (los últimos aparatos electrónicos están entre 0,002 y 0,003 mgal). Los gravímetros de muy alta precisión se ven afectados por diferencias de densidad (presión) atmosférica, humedad del terreno, etc.

Con deriva instrumental mínima. “Estable”.

Robusto y cómodo de transportar.

Fácil manejo.

Posibilidad de recogida digital de datos.


METODOS GRAVIMÉTRICOS – CAMPAÑA

Tomas de datos. Planteamiento de la campaña

Puntos a considerar: • Red de bases. Iteraciones. (a, ab, abc, abcd, bcde, cdef, defg,

efgh, etc)

• Corrección de la deriva instrumental y de mareas. Retorno al punto base (cada hora, por ejemplo).

• Calibración del gravímetro (laboratorio).

• Topografía (cotas puntos de medida. Tolerancia vertical, 4 cm.).

• Cartografía disponible (reducciones, latitud).

• Tolerancias admisibles.

• Sensibilidad del aparato.

• Densidad de los terrenos.

• Y, como siempre y fundamental, conocimientos geológicos previos disponibles, concretados en un modelo a confirmar o modificar.

METODOS GRAVIMÉTRICOS – CAMPAÑA

Tomas de datos propiamente dicha • Verificación de las condiciones de independencia de la

medida respecto a los factores ambientales; presión atmosférica, temperatura, shocks, campo magnético, etc.

• Resolver el comportamiento de la deriva del gravímetro.

• Calibración de los mecanismos de medida del tiempo y longitud en los gravímetros absolutos.

• Calibración de los gravímetros de “muelle” dentro del rango de los valores de la gravedad que van a ser observados.

• Comparación de las medidas de diferentes instrumentos mediante mediciones paralelas de la gravedad.

METODOS GRAVIMÉTRICOS – CORRECCIONES

Correcciones a las medidas de campo Se trata de llevar al geoide las medidas obtenidas en el campo, para tener una superficie de referencia y determinar las anomalías

Las correcciones son por:

• Latitud. No es estrictamente un llevar al geoide. Corrección por la fuerza centrífuga, mayor en el ecuador (menor gravedad) y cero en el polo, y por la variación del radio de la tierra, menor en los polos, luego mayor gravedad.

• Altura geométrica (cota del punto). Aire libre o Fayre. A mayor altura (mayor radio) menos gravedad.

• Masa entre el punto y el geoide. (Bouguer). Altura no vacia. Corrección en función de la altura y de la densidad de los terrenos que ocupan esta altura.

• Topografía circundante. Los terrenos aumentan el valor medido de la gravedad; la falta de terrenos hacen que el valor medido sea menor del que le correspondería.

• Mareas. Efectos de la atracción lunar y solar. Corrección por comparación con las medidas en un punto base, junto con las de la deriva del instrumento. Ver también Longman, I. M., Journal of Geophysical Resarch, Volume 64, nº 12: “Formulas for Computing the tidal Acelerations due to the Moon and Sun. Decembre 1959

• Deriva del instrumento.

•En mediciones de gran sensibilidad, filtro de aceleraciones sísmicas, presión atmosférica, hidratación del terreno (lluvia / sequía, etc.)-

METODOS GRAVIMÉTRICOS – Ejemplo de iteraciones

METODOS GRAVIMÉTRICOS – CORRECCIÓN POR LATITUD

Latitud f (variación de la fuerza centrífuga):

CL = 0,811sen 2f mgal/km

Se puede sustituir por la aplicación a cada punto

del valor de g0 obtenido por fórmula de g en función de f. En general no es necesaria esta corrección en prospección

minera.

En el tratamiento de los datos puede venir incluida esta

corrección-

METODOS GRAVIMÉTRICOS – CORRECCIÓN DE AIRE LIBRE

Aire libre o de Fayre

Corresponde solamente al efecto altura.


Aire libre o de Fayre.

Corresponde solamente al efecto altura: variación de R y su

efecto sobre la gravedad.

CF = -2g/R mgal/m

Para una altura sobre el nivel del esferoide (nivel del mar), h

CF = 0,3086. h

Como al nivel del mar la gravedad es mayor, esta corrección hay que

sumarla a la medida obtenida en el gravímetro


Aire libre o de Fayre.

Desarrollo de la anterior fórmula. Otro valor de g

Dgalt = 2 × f ×Mtierra/(rtierra)3 × h = h × 0,3083 mgal/m

donde

• f = constante de gravitación = 6,67 × 10-8 cm3g-1s-2,

• Mtierra = 5,977 × 1027g (6,14. 1027 gramos)

• rtierra = 6367,5 km

• h = altura sndm

METODOS GRAVIMÉTRICOS – CORRECIÓN DE BOUGUER

Correcciones a las medidas de campo

Bouguer. Corresponde al efecto de una masa de altura uniforme, h, y una densidad d. Se considera una densidad uniforme, salvo en mediciones especiales, o

con variaciones sustanciales de densidad.


Bouguer

Densidad uniforme Masa de altura uniforme, h, y una densidad uniforme d

CB = 2 p. K. dh mgal/m

Para una densidad media de la corteza de 2,67:

CB = 0,1119 h mgal Este efecto aumenta la gravedad medida, luego hay que restarla del valor obtenido en el gravímetro. La aplicación del valor de 2,67 es una simplificación; los terrenos sedimentarios tienen 2,3. Si hay variaciones de densidad en el área investigada, es necesario considerarlos.

Si la densidad a considerar es distinta de 2,67, basta una transformación a esa densidad.


Bouguer.

Varias densidades

CB = 0,04191 (d1 × a1 + d2 × a2 + d3 × a3 +... +... + di × ai)

Donde:

•d1 a di = densidades de los estratos 1 a i.

•a1 a ai = alturas (potencias) de los estratos 1 a i.

METODOS GRAVIMÉTRICOS – DETERMINACIÓN DE LA DENSIDAD

Densidad. Determinación por Nettleton


Hay varios métodos clásicos para determinar la densidad:

• Nettleton: – valores corregidos muy próximos en un perfiles

– simulación con varias densidades

– se adopta el que sale según una recta.

• Francés: tres valores en todos los perfiles, se hace una recta en cada perfil, se ve que densidad sale y se considera la media.

• JUNG ha transferido el método gráfico de NETTLETON a una fórmula matemática.

• Por procedimientos informáticos (hay varios programas) se pueden hacer cálculos más aproximados de las densidades.


JUNG ha transferido el método gráfico de NETTLETON a una fórmula matemática:

d = d0 + [S(CgB0i -CgB)× (ai - a)] /[2 × p × f × (S(ai - a)2)] ,

Donde: – d = densidad buscada.

– d0 = densidad estimada para el área en consideración.

– f = constante de gravitación = 6,67×10-8 cm3g-1s-2

– S = suma de i=1 hasta n.

– CgB0i = anomalía de Bouguer correspondiente a la estación de observación i.

– ai = altura de la estación de observación i

– CgB = promedio aritmético de las anomalías de Bouguer de todas las estaciones de observación del perfil

– a = promedio aritmético de las alturas correspondientes a todas las estaciones de observación del perfil.


Correcciones a las medidas de campo

Se pueden agrupar las dos correcciones, altura y

Bouguer en una:

– Altura, CF = 0,3086 h

– Bouguer, CB = 0,1119 h

Ch = CF – CB = 0,1967 h mgal

Para una densidad uniforme de 2,67

Es decir, del orden de 0,20 mgal por m, 0,002 mgal por cm, 20 nm/s2, por cm.



Topográfica. CT

Programas informáticos partiendo de la cartografía digital. (GIS)

Plantillas (histórico) .

Las plantillas se superponen a un plano topográfico. A cada sector se le atribuye

una cota media, con la densidad correspondiente (hay tablas). A medida que nos

alejamos del punto la influencia de la topografía es menor


Mareas. VD

Poco importante, del orden de hasta 2,4 mm/s2, no suele considerarse.

Se parte de tablas o de un gravímetro estacionario tarado.

Deriva instrumental. VI

Referencia a una red de bases, iteraciones y corrección posterior.

Gravímetros con menor deriva.

Isostática. Solo se considera si se investigan áreas muy grandes. En cualquier caso considerar que se debe trabajar con programas informáticos donde están integradas las tablas, consideradas las iteraciones, etc.

METODOS GRAVIMÉTRICOS – ANOMALIAS

Anomalía de Bouguer Trabajamos con anomalías, en este caso la anomalía de Bouguer.

Es la diferencia entre la gravedad medida reducida al geoide y la que

teóricamente corresponde al punto de medición: Anomalía de Bouguer: Dg

Dg = gmedida + CF – CB + CT + VD + Dl – g0

El mapa de Bouguer es la representación de los puntos con igual Dg

Puede ser en forma de curvas de nivel (isolíneas) o en secciones.

La separación entre curvas depende de la escala, sensibilidad del aparato, tolerancias de las mediciones, etc.

Estas características deben estar definidas en el programa de la campaña.

METODOS GRAVIMÉTRICOS – MAPA DE ANOMALIAS

Mapa de Anomalías de Bouguer

Anomalía de Bouguer = Anomalía regional + Anomalía residual

La anomalía de Bouguer es la suma de los efectos de:

Anomalía residual, (variaciones rápidas) debida a:

Masas aisladas de densidad diferente

Anomalía regional, (variaciones suaves) debida a:

Masas con densidad uniforme

Basamento lejano. Magma interno. Isostasia.

Topografía situada fuera de la corrección topográfica

Es el resultado preliminar de la investigación, antes de la interpretación.

Se expresa en mgal o en ug: 1 ug = 0,1 mgal.

METODOS GRAVIMÉTRICOS –ANOMALIA RESIDUAL

Cálculo de la anomalía residual

Métodos

1.- Gráficos:

Suavización de curvas isoanómalas. Sencillo, rápido.

Suavización de perfiles. Similar al de las curvas.

Dan una idea rápida. Inconveniente: posible subjetividad

2.- Analíticos

Medias aritméticas.

Mínimos cuadrados: Ajuste de la AR a una recta:

AR = Mx + Ny + C

Método de Griffin.

Método de Saxov y Nygaard

Método de las segundas derivadas: d2g/dz2

En cualquier caso: aplicación de programas informáticos.


Anomalía de Bouguer


Mapa de Anomalías de Bouguer (secciones)

METODOS GRAVIMÉTRICOS – ANOMALIA RESIDUAL


Medias aritméticas:

Se divide el campo en cuadrados que contengan varios

puntos de registro y se atribuye al centro del cuadrado,

como valor residual la media aritmética de las medidas

tomadas.


Cálculo de la anomalía residual Mínimos cuadrados:

Ajusta la anomalía residual a una recta, según la fórmula:

AR = Mx + Ny + C

Los coeficientes M, N y C se calculan para que la diferencia (anomalía

residual) entre los datos (anomalía de Bouguer) y la recta (anomalía

regional) sea mínima.


Cálculo de la anomalía residual Griffin:

Integral a lo largo de una circunferencia de radio arbitrario de todos los valores de la gravedad.

En realidad media aritmética de un número finito de datos, (polígono en lugar de circunferencia) que es la regional en el centro del círculo.

Depende del radio. Válido en simetría circular.



Método de Saxov y Nygaard

Similar al Griffin, pero con dos círculos concéntricos

En la práctica los círculos se sustituyen por polígonos, con vértices en los círculos. Se aplica la fórmula:

La anomalía se considera como que corresponde al centro de los

círculos

2222111211

12

111rgrgrg

nrgrgrg

nrrA mnR


Cálculo de la anomalía residual Segundas derivadas

•Resalta los cambios bruscos de la gravedad.

•Elimina efectos de capas profundas: decrecen con las potencias de la profundidad

•Necesita de mediciones suficientes y precisas: atención a las correcciones topográficas

•Todo un estudio matemático, aplicable también al método magnético (hay bibliografía).

•Dos métodos clásicos: Rosenbach y Elkins.


Resultado de la investigación (antes de la interpretación):

Mapa de Anomalías de Bouguer (isolíneas)

METODOS GRAVIMÉTRICOS – INTERPRETACIÓN

Interpretación de las anomalías 1.- Cualitativa: relación con las estructuras: anticlinal, sinclinal, domos, batolitos, etc.

2.- Cuantitativa: determinación de volumen, masa y profundidad.

Importante:

“Apurar” el conocimiento geológico previo

“Apurar” el filtrado de los datos: anomalías residuales, hipótesis diversas sobre el yacimiento, etc.

“Apurar” el ajuste de módelos: formas, tamaños, densidades, profundidades, etc., hasta alcanzar el que se ajusta más a los conocimientos que se tienen del sitio.

METODOS GRAVIMÉTRICOS – INTERPRETACIÓN

Interpretación cuantitativa

Objetivo, determinar profundidad, geometría, masa. • Estructuras geológicas.

• Masas mineras.

• Microgravimetría.

Metodología:

• Programas informáticos: Geosoft, Magixxl, MagixW • Simulación de cuerpos diversos: esferas, cilindros,

capas, semicapas, combinaciones diferentes, masas irregulares.

• Diversas hipótesis iniciales. Iteraciones, con mayor o menor grado de aproximación.

• Confirmación posterior con otros medios.

METODOS GRAVIMÉTRICOS – CONTINUACION DEL CAMPO

Continuación del campo gravimétrico

Trata de trasladar los valores observados, trasladando

por cálculo, los valores obtenidos:

1.- En profundidad: por ejemplo, a la cota donde se

estima que se encuentra la masa anómala. Se resalta la

anomalía residual.

2.- Hacia arriba: por ejemplo, a una altura significativa se

atenuaría la anomalía residual, pero se filtran pequeñas

variaciones muy locales de la gravedad.

GRAVIMETRO

LACOSTE-ROSBERG

GRAVIMETRO SUPERCONDUCTOR

• Sensibilidad:

Hasta 1 nanogal, es decir 10-12 partes de la gravedad en la superficie terrestre. Escala de registros en 0,1 µgal.

Afectada por las variaciones de presión atmosférica.

• Única parte móvil: esfera de niobio, de 2,5 cm. Ø, levitando en un campo magnético, creado por espiras superconductoras a una temperatura de 4,2º K.

• Las variaciones de g obligan a una variación del campo magnético, lineal en relación con la corriente que lo crea, que puede medirse y dar el valor de la variación de g.

• Aplicación en sismografía de alta resolución: movimientos del magma, vulcanología terremotos silenciosos, tectónica de placas, etc.

GRAVIMETRO SUPERCONDUCTOR

MÉTODO

GEOFÍSICO

Propiedad

física

dependiente

Exploración de

hidrocarburos

(carbón, gas,

petró leo)

Estudios

geológicos

regionales

(> 100Km2)

Desarro llo y

exploración

de

depósitos

minerales

Geotecnia e

ingeniería

Hidro-

geología

Detección

de

cavidades

Lixiviados y

penachos de

contaminación

Localización

de objetos

metálicos

Gravimetría Densidad

MagnetometríaSusceptibilidad

magnética

Sísmica de

refracción

M odelo

elástico,

densidad

Sísmica de

reflexión

M odelo

elástico,

densidad

Eléctricos (SEV,

Tomografías

geoeléctricas)Resistividad

eléctrica

Potencial

espontáneoDiferencias de

potencial

Polarización

inducida

Resistividad y

capacidad

eléctrica

Electromagne-

tismo Conductividad

EM-VLF Conductividad

EM-GeoradarPermitividad y

conductividad

Magneto-

telúricoResistividad

eléctrica

Método más adecuado

Método secundario y complemetario

Inservible

Método que puede ser utilizado aunque no es muy recomendado

APLICACIONES GEOFÍSICAS


• Aplicaciones de la gravimetría.

• Campo gravitatorio terrestre. Geoide. Esferoide.

• Aparatos de medida. Gravímetros.

• Planteamiento de una campaña gravimétrica. Toma de datos.

• Correcciones: aire libre, Bouguer, topográfica, deriva instrumental, mareas, isostática.

• Reducción de la gravedad al geoide. Anomalías. Anomalía de Bouguer. Regional. Residual.

• Interpretación de las anomalías.

• Continuación del campo.

• Microgravimetría

• Ventajas e inconvenientes del método gravimétrico.

Gravimetria1

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