UNIVER UNI VERSID SIDAD AD SIMÓ S IMÓN N BOLÍ BO LÍVAR
DECANATO DE ESTUDIOS PROFESIONALES COORDINACIÓN DE INGENIERÍA GEOFÍSICA
Modelado gravimétrico del basamento de la zona norte de la ciudad de Valencia, Estado Carabobo. Por Magdelin Haileen Goitia Semeco
PROYECTO DE GRADO Presentado ante la ilustre Universidad Simón Bolívar Como requisito parcial para optar al título de Ingeniero Geofísico
Sartenejas, Noviembre de 2012
UNIVER UNI VERSID SIDAD AD SIMÓ S IMÓN N BOLÍ BO LÍVAR
DECANATO DE ESTUDIOS PROFESIONALES COORDINACIÓN DE INGENIERÍA GEOFÍSICA
Modelado gravimétrico del basamento de la zona norte de la ciudad de Valencia, Estado Carabobo. Por Magdelin Haileen Goitia Semeco
Realizado con la asesoría de: Tutor Académico: Dr. Michael Schmitz Tutor industrial: Ing. Jesus Moncada
PROYECTO DE GRADO Presentado ante la ilustre Universidad Simón Bolívar Como requisito parcial para optar al título de Ingeniero Geofísico
Sartenejas, Noviembre de 2012
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RESUMEN MODELADO GRAVIMÉTRICO DEL BASAMENTO DE LA ZONA NORTE DE LA CIUDAD DE VALENCIA, ESTADO CARABOBO. Venezuela es un país que está sometido a una moderada amenaza sísmica debido al sistema de fallas originado en el contacto entre la placa Caribe y la placa Suramericana. Es por esto que FUNVISIS está realizando el proyecto de Microzonificación Sísmica en ciudades propensas a sufrir un evento sísmico y con ocurrencia de efecto de sitio que coloque en riesgo a la población. Unos de los factores en los efectos de sitio es el espesor de los sedimentos, que pueden ser estimados a través de los contrastes de densidades por lo cual se está realizando este estudio. La ciudad de Valencia debido a su ubicación geográfica está contenida dentro del marco del proyecto. En el presente estudio se adquirieron 520 estaciones gravimétricas en un mallado de 250 mts, a la par también se realizó el levantamiento de estaciones topográficas con un GPS diferencial. Se realizaron las correcciones respectivas a la gravedad relativa que se obtuvo, posteriormente se generaron los mapas de anomalía de Bouguer. Se observaron valores mínimos en la zona norte en el sector de Naguanagua y zonas de mayor espesor sedimentario, aproximadamente 450 mts. Como era de esperarse, hacia el sur adentrándonos a la cuenca del Lago de Valencia, se encontraron espesores de hasta 380 mts de sedimento y se comienza a resaltar la tendencia de disminución de los valores de anomalía de Bouguer y probablemente encontremos zonas de mayores espesores sedimentarios a medida que nos adentramos hacia la cuenca. En la zona central de la ciudad los espesores promedios son de 250 mts aproximadamente. Finalmente basado en el análisis de Deconvolución de Euler, análisis espectral, integración de los mapas geológicos de la zona de estudio y densidades estimadas de las formaciones, se realizaron tres perfiles de subsuelo de aproximadamente un kilómetro de profundidad, uno norte-sur abarcando en su totalidad de extremo a extremo la zona norte de Valencia y dos perfiles perpendiculares con dirección oeste-este, logrando modelar los depósitos sedimentarios del Cuaternario y por debajo de ellos, las asociaciones metamórficas aflorantes en la región estudiada.
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DEDICATORIA
Dedicado a mis padres, a mis hermanas y a mis amigos que estuvieron conmigo en todo momento.
A la fuerza que nos acompaña cada día.
“Hay una fuerza motriz más poderosa que el vapor, la electricidad y la energía atómica: la voluntad” Albert Einstein
"
AGRADECIMIENTOS
Quiero agradecer a mis padres, por darme su apoyo incondicional, por creer en mí en todo momento, soy lo que soy gracias a ustedes. A mis hermanas Eileen y Helen, por atender cualquier grito de desesperación, por todas las infinitas cosas que hemos compartido. Son mi apoyo y modelo a seguir, son mis hermanas y mis mejores amigas. A mi hermanito David Rivillo, que ya es parte de mi familia. Al primo Daniel, vamos que también te falta poco. A mi sobrinita Nahy, que sin saber que significa la palabra tesis, todos los días me preguntaba por ella. Agradezco a FUNVISIS, por brindarme la oportunidad de trabajar con ellos y ofrecer todos los recursos y equipos necesarios para realizar este proyecto. Al profesor Michael Schmitz y al Ing. Jesús Moncada por su apoyo, paciencia y disponibilidad en todo momento. A Evert Durán, porque tus consejos llegaron a tiempo. Muchísimas gracias. Al Ing. Luis Yegres, con el que realicé todas las campañas de campo. Excelente compañero en estas experiencias valencianas. Agradezco a Ivan Omaña, respondiste a mi grito de auxilio. Gracias por dedicarme tiempo y paciencia. A mis amigos Alejandro y Dignorah gracias por su amistad, los incontables momentos de risa y su apoyo en esta recta final. A pesar que culminamos esta etapa, la amistad sigue y para rato. A mi polifacético amigo Andrés, nuestras ocurrencias para alegrarnos la vida. Los quiero. Al grupo sobreviviente de Urumaco: Carla, Daniel, Ada, Vane, Santo. Al grupo de tertulias Mafer, Sol, Lulu, Chapi, Sasha, Edilmar. Al geopolítico Argenis Rodriguez, gracias por tu amistad, ya comprobamos que superamos las barreras geográficas. A María José Entrena, por las conversas, los muchísimos cafés compartidos, cumplir el mismo día no puede ser coincidencia, por eso eres tan genial.
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A mis amigas de la vida Rossi, Jone y Ambar, gracias infinitas por su amistad, estar presente en mi vida y la seguridad de que cuento con ustedes en todo momento. A Marly, por los excelentes momentos compartidos, soportar estos momentos realmente estresantes y soportar mi mal humor. Porque sé que cuento contigo. A Fer y a Helen, mis amigos de siempre y vecinos. A Elizabeth, que aunque no estés presente en esta etapa final, me apoyaste y me acompañaste en casi toda la carrera. Gracias infinitas. Al resto de amigos, compañeros geofísicos, de la universidad, de la vida, los que llegan para quedarse, los que llegan y se van, los que vienen de paso, los que faltan. Gracias a todos porque de alguna forma dejan una marca en este camino de la vida.
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ÍNDICE GENERAL
ACTA DE EVALUACI N……………………………………………………………….
iii
RESUMEN…………………………………………………………………........................
iv
DEDICATORIA…………………………………………………………………………..
v
AGRADECIMIENTOS……………………………………………………........................
vi
INTRODUCCI N…………………………………………………………………………
1
CAP TULO I: ASPECTOS GENERALES 1.1 OBJETIVOS GENERALES………………………………........................
3
1.2 OBJETIVOS ESPECÍ FICOS…………………………………………….
3
1.3 JUSTIFICACIÓN………………………………………………………..
4
1.4 UBICACIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO………………..........................
4
1.5 TRABAJOS PREVIOS…………………………………….. ……………
5
CAPÍTULO II: MARCO TE RICO 2.1PRINCIPIOS
FUNDAMENTALES
DE
LA
GRAVIMETRÍA…………………………………………………………………………..
8
2.1.1 MÉTODO DE PROSPECCIÓN GRAVIMÉTRICA……. ………..
8
2.1.2 LEY DE ATRACCIÓN GRAVIMÉTRICA DE NEWTON………
8
2.1.3 CONSTANTE DE GRAVITACIÓN UNIVERSAL G…………….
9
2.1.4 ACELERACIÓN GRAVITACIONAL……………………………
10
2.1.5 FORMA DE LA TIERRA…………………………………………
10
2.2 VARIACIÓN DE LA GRAVEDAD LATITUD Y ALTITUD………….
13
2.2.1 VARIACIÓN DE LA GRAVEDAD SOBRE LA SUPERFICIE TERRESTRE RESPCTO A LA LATITUD………………………………………………. 2.2.2
VARIACION
DE
LA
GRAVEDAD
CON
13
LA
ALTITUD………………………………………………………………………………….
14
2.2.2.1 CORRECCIÓN DE AIRE LIBRE…………………………….
14
2.2.2.2 CORRECCION DE BOUGUER……………………………….
15
2.2.2.3 CORRECCIÓN TOPOGRÁFICA……………………………...
17
2.2.3 VARIACIÓN DE LA GRAVEDAD SOBRE LA SUPERFICIE
TERRESTRE CON EL TIEMPO…………………………………………………………
18
2.3 ANOMALÍAS GRAVIMÉTRICAS……………………………………..
19
2.4 SEPARACION REGIONAL-RESIDUAL………………………………..
20
2.5 DECONVOLUCION DE EULER………………………………………..
21
2.6 ANALISIS ESPECTRAL………………………………………................
22
CAPITULO III: MARCO GEOL GICO 3.1 TECTONICA……………………………………………………………..
23
3.1.1 SISTEMA DE FALLAS LA VICTORIA……………………………
25
3.2 GEOLOGÍA REGIONAL……………………………………………….
26
3.2.1 CORDILLERA DEL CARIBE……………………………...............
26
3.2.2 CORDILLERA DE LA COSTA…………………………………….
27
3.2.3 PLANICIE DEL LAGO DE VALENCIA…………………..............
28
3.2.4
EVOLUCION
DE
LA
CUENCA
DEL
LAGO
DE
VALENCIA……………………………………………………………………………….. 3.3
RASGOS
ESTRATIGRAFICOS
DE
LA
REGION
28
DE
VALENCIA………………………………………………………………………………..
29
3.3.1 ASOCIACION METAMORFICA AVILA…….…………………….
30
3.3.2 ASOCIACION METASEDIMENTARIA CARACAS………………
30
3.3.3 COMPLEJO EL TINACO……………………………………………
31
3.3.4 FILITAS DE TUCUTUNEMO………………………………..……...
32
3.3.5 ALUVIÓN…………………………………………………………….
32
CAPITULO IV: METODOLOGÍA 4.1 TRABAJO PREVIO A LA SALIDA DE CAMPO………………………
36
4.2 AMARRE DE BASE GEODÉSICA……………………………...............
36
4.3 AMARE DE BASE GRAVIMÉTRICA…………………………………
37
4.4 INSTRUMENTOS UTILIZADOS………………………………………
38
4.5 GRAVÍMETRO SCINTREX CG-3………………………………………
39
4.6PRINCIPIO
DE
FUNCIONAMIENO
DEL
GRAVIMETRO
AUTOGRAV SCINTREX CG-3…………………………………………………………...
40
4.7 CALIBRACION DEL GRAVIMETRO AUTOGRAV SCINTREX CG3………………………………………………………………….. ………………………...
41
4.7.1 COMPENSACION DE TEMPERATURA…………………………..
42
4.7.2 COMPENSACION DE INCLINACION…………………………….
43
4.7.3COMPENSACION DE LA DERIVA INSTRUMENTAL…...............
44
4.8 GPS Thales Z-MAX………………………………………………………
46
4.9 ADQUISICION DE DATOS……………………………………………..
49
CAPITULO V: PROCESAMIENTO DE DATOS 5.1 ARREGLO DE DATOS…………………………………………………...
52
5.2 CORRECCIONES APLICADAS AL PROCESAMIENTO……………...
52
5.2.1 CORRECCION DE LA GRAVEDAD OBSERVADA………………
53
5.2.2CALCULO DE LA GRAVEDAD TEORICA………………………..
53
5.2.3 CORRECCION DE AIRE LIBRE……………………….………….
54
5.2.4 CÁLCULO DE LA DENSIDAD DE BOUGUER……………………
54
5.2.5 CORRECCION DE BOUGUER…………………………………….
56
5.2.6 CORRECCION TOPOGRAFICA…………………………………..
56
5.2.7 CALCULO DE LA ANOMALÍA DE BOUGUER…………………..
57
5.3 GENERACION DE MAPAS DE ANOMALIA DE BOUGUER, REGIONAL-RESIDUAL, DERIVADA EN Z Y TOPOGRAFICO……………………….
58
5.3.1 MAPA DE ANOMALÍA DE BOUGUER……………………………
58
5.3.2 MAPA RESIDUAL Y REGIONAL………………………………….
58
5.3.2.1 BONDAD DE AJUSTE………………………….……………….
59
5.3.3 GENERACION DE MAPA TOPOGRAFICO……………………….
59
5.4 ANALISIS ESTADISTICO DE DATOS DE ANOMALIA DE BOUGUER…………………………………………………………………………………
60
5.5 ANALISIS ESPECTRAL………………………………………………….
61
5.6 DECONVOLUCION DE EULER………………………………………….
62
5.7 DERIVADA EN Z…………………………………………………………
63
5.8 GENERACION DE PERFILES……………………………………………
63
5.9 MAPA DE ESPESORES……………………………………………………
63
CAPITULO VI: ANALISIS DE RESULTADOS 6.1 MAPAS TOPOGRAFICOS………………………………………...............
65
6.2 MAPA DE ANOMALÍA DE BOUGUER………………………………….
67
6.3 MAPA DE ANOMALÍAS RESIDUALES Y REGIONAL………...............
69
6.4COMPARACION DE MAPAS DE ANOMALÍAS RESIDUALES
GENERADOS POR REGRESION POLINOMIAL Y ANALISIS ESPECTRAL………..
75
6.5 DECONVOLUCION DE EULER……………………………………….
82
6.6 ANÁLISIS ESPECTRAL POR ZONAS………………………………....
83
6.7
DERIVADA
VERTICAL
EN
EL
DOMINIO
DE
LA
FRECUENCIA…………………………………………………………………………......
88
6.8 PERFILES EN GM-SYS………………………………………………….
89
6.9 MAPA DE ESPESORES…………………………………………………
93
CONCLUSIONES………....................................………………………………………….
97
RECOMENDACIONES………………………………………………………………….
99
REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS…………………………………………………...
100
AP NDICE A……………………………………………………………………………..
106
APÉNDICE B……………………………………………………………………………..
107
AP NDICE C……………………………………………………………………………..
108
ÍNDICE DE TABLAS
TABLA 1.1 COORDENADAS LÍMITE DEL ÁREA DE ESTUDIO………………......
4
TABLA 2.1 PARÁMETROS DE ELIPSOIDES DE REFERENCIA……………………
12
TABLA 2.2 S.I. ÍNDICE ESTRUCTURAL PARA DECONVOLUCION DE EULER CON DATOS GRAVIMÉTRICOS…………………………………………..................
21
TABLA 4.1 DATOS VÉRTICE PARA AMARRE GEODÉSICO……………………....
36
TABLA 4.2 CORRECCIÓN DEL SENSOR DE INCLINACIÓN X……………………
43
TABLA 4.3 CORRECCIÓN DEL SENSOR DE INCLINACIÓN Y……………………
44
TABLA 5.1 PROGRAMAS UTILIZADOS PARA EL PROCESAMIENTO DE LOS DATOS……………………………………………………………………………………
51
TABLA 5.2 POLINOMIOS UTILIZADOS PARA OBTENER LA ANOMALÍA RESIDUAL………………………………………………………………………………
59
TABLA 5.3 VALORES ESTADÍSTICOS DE LOS DATOS DE ANOMALÍA DE BOUGUER……………………………………………………………………………..... TABLA 6.1 BONDAD DE AJUSTE PARA CADA POLINOMIO………………….....
60 75
TABLA 6.2 ÍNDICES ESTRUCTURALES PARA REALIZAR DECONVOLUCION DE EULER…………………………………………………….....................................
82
ÍNDICE DE FIGURAS
FIGURA 1.1 UBICACIÓN DE LA ZONA NORTE DE LA CIUDAD DE VALENCIA……………………………………………………………………………...
5
FIGURA 2.1 BALANZA DE TORSIÓN DE CAVENDISH………………………….
9
FIGURA 2.2 EJES DE UN ELIPSOIDE………………………………………………..
11
FIGURA 2.3 RELACIÓN ENTRE EL GEOIDE Y EL ELIPSOIDE………………….
13
FIGURA 2.4 CORRECCIÓN AIRE LIBRE, TOPOGRÁFICA Y BOUGUER………
14
FIGURA 2.5 CÁLCULO DE FORMA GRÁFICA DE LA DENSIDAD DE BOUGUER POR EL MÉTODO NETTLETON………………………………………..
17
FIGURA 2.6 SEPARACIÓN DE ANOMALÍA REGIONAL Y ANOMALÍ A RESIDUAL………………………………………………………………………………
21
FIGURA 3.1 MAPA DE LA UBICACIÓN GEOGRÁFICA DE LAS PRINCIPALES FALLAS DEL PAÍS………… ………………………………………………………….
24
FIGURA 3.2 FAJAS TECTÓNICAS DE LOS MACIZOS GENERALES DE LA CORDILLERA DEL CARIBE ………………………………………………………..
24
FIGURA 3.3 SECCIÓN A DEL SISTEMA DE FALLAS DE VENEZUELA. SISTEMA DE FALLAS LA VICTORIA……………………………………………….
25
FIGURA 3.4 CORRELACIÓN DE LAS UNIDADES DE LA CORDILLERA DE LA COSTA…………………………………………………………………………..............
34
FIGURA 3.5 MAPA GEOLÓGICO DE LA CUENCA DEL LAGO DE VALENCIA……………………………………………………………………………..
35
FIGURA 4.1 MAPA CIUDAD DE VALENCIA Y UBICACIÓN DE LA BASE GRAVIMÉTRICA………………………………………………………………..……..
38
FIGURA 4.2 GRAVÍMETRO SCINTREX CG-3………………………………………
40
FIGURA 4.3 PRINCIPIO DEL FUNCIONAMIENTO DEL GRAVÍMETRO AUTOGRAV SCINTREX CG-3………………………………………………………. FIGURA 4.4 COMPENSACIÓN
41
DE TEMPERATURA DEL GRAVÍMETRO
AUTOGRAV SCINTREX CG-3………………………………………………………..
42
FIGURA 4.5 DATOS DE CALIBRACIÓN DE LA DERIVA……………………….
45
FIGURA 4.6 CURVA DE CALIBRACIÓN…………………………………………..
46
FIGURA 4.7 GPS MÓVIL Y JUNIPER……………………………………………….
48
FIGURA 4.8 VEHÍCULO DE FUNVISIS……………………………………………..
50
FIGURA 4.9 MAPA DE LAS ESTACIONES ADQUIRIDAS………………………..
50
FIGURA 5.1 GRÁFICO PERFIL DE NETTLETON I…………………………………
54
FIGURA
5.2
TOPOGRAFÍA
ASOCIADA
AL
PERFIL
I
DE
NETTLETON……………………………………………………………………………
55
FIGURA 5.3 GRÁFICO PERFIL DE NETTLETON II…………….............................
55
FIGURA 5.4 TOPOGRAFÍA ASOCIADA AL PERFIL II DE NETTLETON……….
56
FIGURA 5.5 HISTOGRAMA DE LOS VALORES DE ANOMALÍ A DE BOUGUER………………………………………………………………………………
60
FIGURA 5.6 DIVISIÓN DEL ESPECTRO EN SUS TRES COMPONENTES PRINCIPALES………………………………………………………………………….
62
FIGURA 6.1 MAPA TOPOGRÁFICO EN 3D…………………………………………
65
FIGURA 6.2 VISTA DESDE EL SUR. MAPA TOPOGRÁFICO EN 3D…………….
66
FIGURA 6.3 MAPA TOPOGRÁFICO EN 2D…………………………………………
66
FIGURA 6.4 MAPA DE ANOMALÍA DE BOUGUER SOBRE EL MAPA GEOLÓGICO DEL ÁREA……………………………………………………………..
68
FIGURA 6.5 MAPA DE LA ZONA NORTE CON LOS VALORES MÍNIMOS DE ANOMALÍA DE BOUGUER………………………………………………….………. FIGURA
6.6
ESPECTRO
DE
FRECUENCIAS
DE
ANOMALÍA
69
DE
BOUGUER………………………………………………………………..………..……
70
FIGURA 6.7 VENTANA INTERACTIVA PARA APLICAR EL FILTRADO DEL ESPECTRO………………………………………………………………………………
70
FIGURA 6.8 MAPA DE ANOMALÍA REGIONAL…………………………………..
71
FIGURA 6.9 ACERCAMIENTO AL MAPA DE ANOMALÍA REGIONAL…………
72
FIGURA 6.10 MAPA DE ANOMALÍAS RESIDUALES……………………………...
73
FIGURA 6.11 MAPA DE ANOMALÍ AS RESIDUALES CON EL CURSO DEL RÍO CABRIALES Y RÍO RETOBO………………………………………………………… FIGURA
6.12
BONDAD
DE
AJUSTE
PARA
LOS
74
DISTINTOS
POLINOMIOS………………………………………………………………………….. FIGURA 6.13 MAPA CURVAS ISOANÓMALAS DE BOUGUER GENERADO EN
75
SURFER 8.0……………………………………………………………………………..
76
FIGURA 6.14 MAPA DE CURVAS ISOANÓMALAS REGIONAL GENERADO EN SURFER 8.0……………………………………………………………………………..
77
FIGURA 6.15 MAPA DE ANOMALÍA RESIDUAL GENERADO EN SURFER 8.0………………………………………………………………………………………..
78
FIGURA 6.16 COMPARACIÓN DE MAPAS DE ANOMALÍA RESIDUAL GENERADOS POR AMBOS MÉTODOS……………………………………………..
79
FIGURA 6.17 COMPARACIÓN DE MAPAS DE ANOMALÍA REGIONAL GENERADOS POR AMBOS MÉTODOS……………………………………………..
81
FIGURA 6.18 MAPA DE DECONVOLUCIÓN DE EULER…………………………
83
FIGURA 6.19 DIVISIÓN DE LA ZONA DE ESTUDIO EN 4 PARTES, LAS CUALES LLAMAREMOS PROVINCIAS…………………………………………….
85
FIGURA 6.20 ESPECTRO DE FRECUENCIA PARA LA PROVINCIA I.………….
86
FIGURA 6.21 ESPECTRO DE FRECUENCIA PARA LA PROVINCIA II…….……
86
FIGURA 6.22 ESPECTRO DE FRECUENCIA PARA LA PROVINCIA III………..
87
FIGURA 6.23 ESPECTRO DE FRECUENCIA PARA LA PROVINCIA IV………..
88
FIGURA 6.24 DERIVADA EN Z DEL MALLADO ORIGINAL DEL MAPA DE ANOMALÍA DE BOUGUER…………………………………………………………..
89
FIGURA 6.25 MAPA DE UBICACIÓN DE PERFILES………………………………
90
FIGURA 6.26 PERFIL ZONA SUR…………………………………………………….
91
FIGURA 6.27 PERFIL ZONA NORTE………………………………………………..
92
FIGURA 6.28 PERFIL NORTE-SUR…………………………………………………..
92
FIGURA 6.29 PERFILES PARA ESPESORES….……………………………………..
94
FIGURA 6.30 MAPA DE ESPESORES………………………………………………..
95
FIGURA 6.31 MAPA DE ESPESORES SOBRE VIALIDAD.………………………...
96
FIGURA A.1 MAPA DE LA CUENCA DEL LAGO DE VALENCIA POR PETEERS, L……………………………………………………………………………. FIGURA B.1 PLANO BASE DEL ÁREA DE ESTUDIO DE LOS MUNICIPIOS SAN DIEGO, NAGUANAGUA Y LAS PARROQUIAS URBANAS DEL
106
MUNICIPIO VALENCIA………………………………………………………………. 107 FIGURA C.1 MAPA DE ESPESOR DE SEDIMENTOS, ELABORADO A PARTIR DE VALORES DE PERÍODO Vs30 Y Vs……………………………………………...
108
INTRODUCCION
El norte de Venezuela forma parte del límite entre las placas Caribe y sudamericana. Esta zona de contacto de placas, ha permitido el desarrollo de un sistema de fallas activas denominadas Oca-Ancón-Boconó-San Sebastián-El Pilar. Debido a estos sistemas de fallas activas, Venezuela tiene una moderada amenaza sísmica, y los efectos de los sismos están asociados a factores como: espesor y geometría de sedimentos, tipo de suelo, estructuras geológicas, entre otros. La sismicidad en Venezuela está caracterizada por una alta tasa de micro sismicidad (eventos de magnitud ! 3) y eventos de magnitud intermedia (entre 3 y 5), aunque la historia sísmica del país revela que han ocurrido más de 130 sismos que han causado algún tipo de daños en poblaciones venezolanas, siendo el más destructivo de todos el que ocurrió el 26 de marzo de 1812 y que afecto seriamente ciudades importantes como Mérida, Barquisimeto y Caracas, causando más de 20.000 víctimas, es decir, un 5% de la población estimada para la época (Grases et al., 1994). Como muestra del riesgo sísmico, en Venezuela han ocurrido varios terremotos, siendo uno de los últimos el de Caracas en el año 1967 y más reciente el de Cariaco en 1997, estos eventos dieron el inicio para realizar una serie de estudios enfocados a determinar las condiciones bajo las cuales ocurrieron y tratar de cuantificar los daños en caso de repetirse otros eventos similares. La zona de estudio del presente trabajo es la ciudad de Valencia, considerada vulnerable ante una amenaza sísmica por su ubicación cercana al sistema de fallas de La Victoria. La ciudad se encuentra ubicada en la zona 5 en el mapa de la zonificación sísmica de Venezuela (COVENIN, 2001), con aceleraciones máximas de roca de 0.3 g. Es por esto que la realización de este trabajo cuyo objetivo es determinar el espesor sedimentario a partir de un modelado gravimétrico, contribuirá al desarrollo del proyecto de microzonificación sísmica. Actualmente, FUNVISIS está llevando a cabo el proyecto de microzonificación sísmica en varias zonas del país y en donde se encuentra inmersa la ciudad de Valencia. Para la realización de este proyecto se cuenta con un gravímetro modelo Scintrex CG-3 y un GPS diferencial de alta precisión. $
Los datos gravimétricos obtenidos han sido procesados con ayuda de paquetes computacionales con el objetivo de generar un modelo gravimétrico de la cuenca donde se vea reflejado la densidad de los estratos y el espesor de los sedimentos.
%
CAPÍTULO I ASPECTOS GENERALES
1.1 Objetivo General El objetivo principal es estimar el espesor sedimentario de la ciudad de Valencia con sus diferentes estratos, a partir de un modelado gravimétrico.
1.2 Objetivos Específicos a) Realizar la recopilación, organización y análisis de los trabajos previos realizados en la región. b) Recopilar la información topográfica, geofísica, geológica y de perfiles de pozos disponibles en la zona de estudio. c) Adquisición de datos gravimétricos controlados con GPS diferencial en la ciudad de Valencia y sus adyacencias, estado Carabobo, utilizando un gravímetro digital marca Scintrex modelo CG-3 y un GPS diferencial marca Thales modelo Z-Max. d) Procesamiento de los datos gravimétricos adquiridos. e) Calcular la densidad de las rocas del área de estudio mediante el levantamiento de perfiles de Nettleton, Parasnis y por cualquier otro medio directo. f) Realizar el análisis estadístico y geoestadístico de los datos. g) Generar el mapa de anomalías de Bouguer del área metropolitana de Valencia, edo. Carabobo. h) Realizar los mapas de las componentes regional y residual de la anomalía de Bouguer. i) Realizar el análisis espectral y deconvolución de Euler de los datos para estimar profundidades a partir de fuentes de anomalías. j) Realizar modelos 2D del basamento del área metropolitana de Valencia, Edo. Carabobo. &
k) Realizar el mapa de espesores de sedimentos del extremo oeste del área metropolitana de Valencia, Edo. Carabobo. l) Realizar la integración de datos en un Sistema de Información Geográfica (SIG).
1.3 Justificación La Fundación Venezolana de Investigaciones Sismológicas (FUNVISIS), en el marco del proyecto de Investigación Aplicada a la Gestión Integral del Riesgo en Espacios Urbanos, que se está realizando a lo largo del interior del país, realiza en la ciudad de Valencia, Edo. Carabobo, el estudio gravimétrico para estimar los espesores de los sedimentos y la geometría de la cuenca, con la finalidad de aportar mayores datos y estimar el riesgo de la ciudad ante un evento sísmico.
1.4 Ubicación del Área de estudio Ubicación Geográfica El área de estudio se encuentra ubicada en la parte norcentral de Cordillera de la Costa, en el extremo oeste de la cuenca del Lago de Valencia, específicamente en el área metropolitana de la ciudad de Valencia (Fig 1.1). La zona se encuentra a 150 km al oeste de la ciudad de Caracas, tiene una extensión de aproximadamente 623 km2. Entre las área estudiadas se encuentras: Municipio Naguanagua, Parroquias San José, Catedral, Socorro, San Blas y abarcando la parte norte hasta la autopista regional del centro de las Parroquias Miguel Peña y Santa Rosa. En la tabla 1.1 se muestran las coordenadas límites norte, sur, este y oeste que se abarcaron en este estudio, dentro de las cuales se midieron las estaciones gravimétricas. Tabla 1.1 Coordenadas límites del área de Estudio. Proyección UTM WGS-84 hemisferio norte zona 19: Norte:
1.138.369m
Sur:
1.123.322m
Este:
611.004m
Oeste:
605.860m '
Fig 1.1 Ubicación de la zona norte de la ciudad de Valencia Tomada de Google Maps y http://www.a-venezuela.com/mapas/map/html/estados/carabobo.html
1.5 Trabajos previos. La tarea fundamental es disminuir el riesgo sísmico latente en las zonas urbanizadas de Venezuela, en este sentido en varias ciudades de Venezuela ya se han llevado a cabo varios proyectos integrando las disciplinas de geofísica, geología y geotecnia con la finalidad de identificar las zonas de mayor amenaza sísmica, de manera de poder ajustar el diseño de las edificaciones a la diversidad de escenarios que se puedan suceder ante este tipo de eventos. El área metropolitana de Valencia se encuentra influenciada por el sistema de Fallas de La Victoria y por su ubicación coloca la ciudad de Valencia en la zona 5 en el mapa de la zonificación sísmica de Venezuela (COVENIN, 2001), con aceleraciones máximas de roca de 0.3 g. El terremoto ocurrido en Caracas en el año 1967, de magnitud 6.6, donde colapsaron cuatro edificios, ocasionando alrededor de 300 muertos, dio pie para el inicio de una serie de (
estudios en detalle sobre el daño sufrido por las edificaciones, incluyendo características dinámicas de las estructuras, suelos superficiales y depósitos sedimentarios, vistos como factores fundamentales en la distribución de daños (Whitman, 1969). En el “Estudio sobre el Plan Básico de Prevención de Desastres en el Distrito Metropolitano de Caracas”, ejecutado por la agencia de Cooperación Internacional de Japón (JICA) en cooperación con las contrapartes nacionales, se analizaron varios escenarios para desastres relacionados a los terremotos (Yamazaki et all,2004; 2005), sin embargo, la relación con los efectos de la cuenca y lo que ocurrió en el terremoto de Caracas en 1967 no se lograron modelar rigurosamente, por lo que se vio la necesidad de completar la información con mayores estudios en el subsuelo de Caracas, en este sentido se inició el proyecto de “Microzonificación sísmica de las ciudades de Barquisimeto y Caracas”, que se ha ido extendiendo a lo largo de las otras ciudades de Venezuela que presentan constante riesgo sísmico, como es la ciudad de Valencia, Edo Caracabobo. Moncada (2005) realizó estudios de gravimetría en el municipio Libertador de la ciudad de Caracas. Adquiriendo un total de 541 estaciones gravimétricas para este proyecto, obtuvo el mapa de isoanomalías de Bouguer, realizó tres perfiles gravimétricos coincidiendo con la geología de la zona, realizó estudios geoestadísticos, análisis espectrales y Deconvolución de Euler y actualizó el mapa de espesores de sedimentos. Martinez (2007) realizó el análisis espectral y modelado 3D de datos gravimétricos de la Cuenca Carora, estado Lara. Como resultado obtuvo el mapa de anomalías de Bouguer. Utilizó el método de Deconvolución de Euler, realizó el mapa de espesor de sedimentos. Generó un modelo tridimensional a partir de modelos bidimensionales orientados NO-SE. Valls (2008) llevó a cabo el proyecto de Caracterización Geofísica en la zona de Quíbor, Edo. Lara, mediante estudios gravimétricos y de ruido sísmico ambiental. Adquirió 160 mediciones de ruido sísmico ambiental y de gravimetría, abarcando un área de 35 Km2. Elaboró los mapas de anomalías de Bouguer, regional y residual. Realizó 3 perfiles para general los modelos geológicos en 2D. Obtuvo los mapas de espesores a partir de ruido sísmico y gravimetría. Nava (2009) estima el espesor de sedimentos en la zona metropolitana de la ciudad de Mérida mediante un modelo gravimétrico. Adquirió 554 estaciones, generó el mapa de anomalías )
de Bouguer, existe correspondencia en los resultados obtenidos previamente mediante ruido sísmico en la misma zona de estudio y los obtenidos mediante el método gravimétrico. Márquez y Morales (2009) generan un mapa de Vs30 del área Metropolitana de Valencia empleando conversiones empíricas Nspt-Vs y clasifican los suelos según la norma COVENIN 1756:01 de la siguiente manera: al sur suelos de muy baja rigidez, en las áreas montañosas roca meteorizada y en el resto de la ciudad suelos de muy baja rigidez. Parra (2012) llevó a cabo el proyecto de tesis de Caracterización Geofísica del subsuelo somero mediante la aplicación del método de refracción por microtremores (REMI). Esta investigación contempla el estudio de las velocidades de onda de corte de los primeros 30mts de profundidad (Vs30), debido a que es un parámetro utilizado para estimar la respuesta sísmica y clasificar las condiciones locales del suelo. Se realizaron 64 tendidos en toda el área de estudio, para grabar en campo datos de ruido sísmico ambiental. Estos datos se procesaron e interpretaron para conocer co nocer la calidad del de l suelo en función f unción de su valor va lor de Vs30 y, a su vez, se compararon con información de perforaciones geotécnicas (SPT) existentes. De acuerdo a los valores Vs30 obtenidos, las velocidades de las ondas de corte de los suelos aumentan a medida que se aproximan a los extremos de los valles transversales (afloramientos rocosos) alcanzando valores por encima de los 325 m/s y hacia el centro de los mismos estos se encuentran en el rango de 260 m/s y 325 m/s (llanura aluvial). Para la planicie del lago de Valencia al norte se hallan Vs30>325 m/s y al sur Vs30<325 m/s. Tales valores permiten identificar dos nuevas microzonas en el mapa preliminar de microzonas sísmicas de Valencia desarrollado desa rrollado por Vernáez et al., 2011
*
CAPITULO II MARCO TEÓRICO
2.1 Principios fundamentales de la gravimetría Las diferencias en las densidades de las rocas producen pequeños cambios en el campo gravitatorio de la Tierra, estas diferencias pueden ser medidas con instrumentos conocidos como gravímetros (Milson, J., 2003).
2.1.1 Método de Prospección gravimétrica El método de prospección gravimétrica se basa en la medida en superficie de las pequeñas variaciones o anomalías en la componente vertical del campo gravitacional terrestre. Con éstas se puede interpretar la situación de las masas en el subsuelo, ya que son causadas por una distribución irregular en profundidad en masas de diferentes densidades, por lo tanto, conociendo estas densidades se puede llegar a una interpretación más o menos probable de la situación de masas en el subsuelo, dependiendo del conocimiento geológico y de la distribución de densidades en profundidad (Cantos, 1974). El método gravimétrico mide las variaciones en el campo gravitacional de la Tierra. Se espera localizar masas de mayor ó menor densidad que las formaciones circundantes y aprender de ellas a partir de estas irregularidades del campo gravitatorio de la Tierra (Telford, 1990).
2.1.2 Ley de Atracción Gravimétrica de Newton Según Telford, 1990; el método de prospección gravimétrica tiene sus bases en la Ley de Atracción Gravimétrica de Newton, la cual expresa que la fuerza entre dos partículas de masas +
m1 y m2 es directamente proporcional al producto de sus masas e inversamente proporcional al cuadrado de la distancia entre los centros de masa: EC 2.1 Donde: F es la fuerza entre dos partículas de masas m1 y m2. r es la distancia entre los centros de masa de las dos partículas G es la constante gravitacional universal, cuyo valor depende del sistema de medidas empleado. En el sistema CGS, el valor de G es 6.670 x 10.-8. Esta es la fuerza en dinas que se ejercería en dos masas de 1 gramo cuyos centros estuviesen separados entre sí 1 centímetro.
2.1.3 Constante de gravitación universal G Durante la época de vida de Newton no había manera de determinar el valor experimental de la contante gravitacional. La tecnología del siglo diecisiete no estaba preparada para determinarla, fue casi un siglo después cuando Cavendish (1731-1810) utilizando la balanza de torsión (Fig. 2.1) que consistía en un brazo con dos pequeños pesos en sus extremos y suspendida en el centro por un hilo de torsión, el brazo llevaba un espejo en donde se producía la reflexión de un rayo de luz. El procedimiento consistía en colocar dos masas pesadas M1 y M2 a una cierta distancia de los extremos de la barra y se media el ángulo de giro causado por la atracción de estas masas mediante la desviación del rayo reflejado. Por distintas torsiones de las masas pesadas se calculaba el coeficiente de torsión del hilo (Cantos, 1974).
Figura 2.1. Balanza de torsión de Cavendish. ,
Expresando la condición de equilibrio entre el momento debido a la fuerza de atracción de las masas y la acción antagonista del hilo de torsión, Cavendish obtuvo la medida de G=6.754 x 10-8. Esta no es muy diferente a la que se admite hoy de 6.670 x 10-8, medido por Heyl en 1930 con una versión mejorada del aparato original de Cavendish.
2.1.4 Aceleración Gravitacional En geofísica, nos preocupamos más por la aceleración que por la fuerza. Comparando la ecuación de la segunda ley de Newton F=m.a con la ecuación 2.1 obtenemos la aceleración gravitacional aG de la masa m1 debida a la atracción de la masa m2:
aG=G
EC 2.2
En el sistema c.g.s la unidad de aceleración es cm.s-2, que es llamado gal en reconocimiento a la contribución de Galileo. Los pequeños cambios en la aceleración de gravedad causada por las estructuras geológicas se miden en miligales (mgal). 1 miligal = 1 mgal = 10-3 gales = 0.001 gal = 0.001 cm/seg2
2.1.5 Forma de la Tierra La Tierra no es una esfera perfectamente homogénea, tampoco la aceleración gravitacional es igual en toda la superficie terrestre. La magnitud de la gravedad depende de cinco factores: latitud, elevación, topografía, mareas y variación de la densidad en el subsuelo. Las anomalías gravimétricas se debe más que todo por el efecto de las diferencias en densidades en el subsuelo. Estas anomalías son mucho más pequeñas que los cambios debidos a la elevación o latitud pero mayores que los cambios debido a las mareas y a la topografía (Telford, 1990).
$-
Elipsoide: es práctico trabajar la Tierra como esta superficie matemática suficientemente parecida a la Tierra. Existen varios modelos de elipsoides de referencia utilizados, la diferencia entre estos modelos son los valores asignados a estos parámetros importantes (Fig. 2.2): -Semieje ecuatorial ó semieje mayor (a): Longitud del semieje correspondiente al ecuador, desde el centro de masas de la Tierra hasta la superficie terrestre. -Semieje polar ó semieje menor (b): Longitud del semieje desde el centro de masas de la Tierra hasta uno de los polos.
Fig 2.2 Ejes de un elipsoide
-
Factor de achatamiento (f): Este factor representa que tan diferentes son los semiejes entre sí.
f=1 -
EC 2.3
$$
Tabla 2.1 Parámetros de elipsoides de referencia. (Tomado de http://nacc.upc.es/tierra/node10.html, 2012)
Uno de los elipsoides de referencia más utilizados actualmente es el WGS 84, desarrollado por el gobierno de los Estados Unidos, ya que es el utilizado por el sistema de posicionamiento global GPS. Geoide: Es la superficie de energía potencial constante que coincide con el nivel medio del mar. Esta definición no es muy rigurosa. Primero, el nivel del mar no es una superficie de potencial constante debido a los procesos dinámicos que ocurren en el océano. Segundo, la actual superficie equipotencial debajo de los continentes es deformada por la atracción gravitacional de las masas que los cubren. Sin embargo, los geodestas definen el geoide como las masas que están por debajo de éste y no por encima. Las diferencias de elevación entre el geoide y el elipsoide se llaman ondulaciones del geoide (Li-Gotze, 2001). Se puede relacionar matemáticamente el elipsoide con el geoide mediante la siguiente expresión: h=H+N
EC 2.4
%$ Donde h es la altura de un punto con respecto al elipsoide, N es la altura del geoide respecto al elipsoide y H es la altura del punto con respecto al geoide (altura ortométrica) (Fig. 2.3) (Li-Gotze, 2001).
Fig 2.3 Relación entre el geoide y el elipsoide (Li-Gotze, 2001).
2.2 Variación de la gravedad respecto a la latitud y altitud. 2.2.1 Variación de la gravedad sobre la superficie terrestre respecto a la latitud. En 1962, Richter refería, sin explicación, que la gravedad variaba de un punto a otro de la Tierra. Poco después, independientemente y casi al mismo tiempo, Newton y Huygens explicaban diciendo que este fenómeno se debía a que la Tierra no era completamente esférica. La Tierra está achatada por los polos, las distancias a su centro es máxima en el ecuador (Máximo valor de gravedad en los polos y mínima en el ecuador). A esta variación se le suma la del efecto de rotación de la Tierra, la fuerza centrífuga (máxima en el ecuador, nula en los polos) y siempre opuesta a la fuerza de gravedad. Como consecuencia de estos efectos, la aceleración de gravedad varía aproximadamente de 978 cm/seg2 en el ecuador a 983 cm /seg2 en los polos. Por lo que se concluye que la aceleración de la gravedad está en función de la latitud. Desde hace muchos años los científicos han ido proponiendo una serie de fórmulas que daban la gravedad teórica o normal sobre la superficie terrestre considerando la Tierra primeramente como un elipsoide de revolución y últimamente como un esferoide (Cantos, 1974). $&
En 1930, la Unión Internacional de Geodestas y Geofísicos adoptaron la fórmula para el valor teórico de la gravedad g, luego fue sustituida por la Asamblea IAG (Asociación Internacional de la Geodesia) y es la que utilizaremos en éste trabajo (Telford, 1990); go (GRS67-1)= 9.78031846(1+0.005278895Sen " 2+0.000023462Sen " 4)100000
EC 2.5
Donde go es la gravedad a la latitud " y al nivel del mar. El factor de 9.78031846 es el valor de la gravedad en el ecuador ("=0) Con ésta fórmula calculamos el valor teórico de la gravedad go en cualquier altitud.
2.2.2 Variación de la gravedad con la altitud Como las observaciones se hacen sobre la superficie terrestre con una altura h sobre el nivel del mar, se deben estudiar las variaciones de la gravedad respecto a la altitud. Dando lugar a tres correcciones: Corrección de aire libre, corrección de Bouguer y la corrección topográfica; permitiendo reducir la gravedad observada al nivel del mar (Cantos, 1974).
2.2.2.1 Corrección de aire libre Como la gravedad varía inversamente proporcional al cuadrado de la distancia es necesario hacer las correcciones debido a la distancia que hay entre las estaciones y el datum de superficie (geoide). La corrección al aire libre no toma en cuenta el material que hay entre las estaciones, sino la diferencia de altura.
Fig 2.4 Corrección de Aire Libre, Topográfica y de Bouguer (Cantos, 1974). $'
En la figura 2.4 la corrección al aire libre es debida a la altura h entre el nivel del mar y la estación ubicada en el punto A. La estación A representada a una altura h sobre el nivel del mar está a una distancia h más alejada del centro de la Tierra que otra estación que estuviera al nivel del mar. Sabiendo que la masa de la Tierra se puede considerar como concentrada en su centro, la ley de los cuadrados inversos dice que la atracción de la Tierra a una altitud h será:
EC 2.6 Donde go es el valor de gravedad a nivel del mar y R es el radio de la Tierra. La diferencia de gravedad entre los dos niveles será:
EC 2.7 Puesto que h##R. Sustituyendo go por 980629 mgals y R por 6367000 m, se llega a la corrección de 0.308 miligales/metro. Esto se denomina corrección al aire libre porque no se toma en cuenta ningún material por encima del nivel del mar. Para la altura h en metros será: Caire libre=0.3086h mGal/m
EC 2.8
Esta corrección se añade al valor de gravedad observado en A (Dobrin, 1961).
2.2.2.2 Corrección de Bouguer Es la corrección que toma en cuenta el material rocoso situado entre la estación A y el nivel del mar a una altitud h.
$(
P. Bouguer (1698-1758) descubrió este efecto al comparar las medidas de gravedad en Quito a 2.850mts de altura y en la Isla del Inca a nivel del mar, durante la expedición para medir el grado de latitud. La corrección de Bouguer se basa en la hipótesis de que la superficie de la Tierra es horizontal en todas partes. Esta corrección considera una placa infinita de espesor h y densidad $ que ejerce una atracción sobre el punto A. Las montañas que sobresalen de esta superficie horizontal imaginaria y los valles que quedan por debajo falsean ésta hipótesis, pero su efecto gravitatorio se compensa por la corrección topográfica subsiguiente. Esta corrección se sustrae porque se está eliminando el material situado entre el nivel del mar y el nivel de la estación (Dobrin, 1961). Para la altura h y densidad $, la corrección de Bouguer se calcula:
CBouguer =0,04191 =0,04191$h mgal/m
EC.2.9
Con h en metros y $ en gr/cm3. Método de Nettleton para la estimación de la densidad de Bouguer: Un método razonablemente satisfactorio para la estimación de la densidad en zonas cercanas a la superficie usando perfiles gravimétricos sobre topografía, es el método Nettleton. Las mediciones de campo son llevadas a perfiles de anomalía de Bouguer asumiendo diferentes valores de densidad ($) para la corrección topográfica y de Bouguer. Con estos datos se realiza un gráfico de anomalía de Bouguer versus distancia entre las estaciones. El perfil de densidad con menos influencia de la topografía es el más representativo del área de estudio. (Modificado Telford, 1990). Esto es cierto sólo si no hay una verdadera anomalía En la figura 2.5 a continuación tenemos un ejemplo de esto:
$)
Fig 2.5 Ejemplo del cálculo de forma gráfica de la densidad de Bouguer por el método Nettleton. Figura superior: eje Y representa la topografía versus la distancia entre las estaciones. Figura inferior: Eje Y es el valor de anomalía de Bouguer vs Distancia entre las estaciones. Para este ejemplo el valor más óptimo de densidad es de 2600. Tomado de (Lowrie, 2007).
2.2.2.3 Corrección Topográfica La corrección topográfica es la que toma en cuenta el efecto gravífico de las masas por encima y por debajo del nivel h de la estación, ya que en la corrección de Bouguer se supone que el terreno es horizontal (Cantos, 1974). El material a, por encima de la estación (fig 2.4), atrae a la masa puesta en A en el sentido opuesto a la fuerza de la gravedad, mientras el material b (por debajo) actuará en sentido contrario. Puesto que el efecto del material del valle b habría que restarlo a la corrección de Bouguer y ésta es negativa, la corrección total topográfica irá siempre sumada a la gravedad observada. La aplicación de esta corrección exige el conocimiento de la topografía alrededor de cada punto, donde se hace la observación de gravedad.
$*
Una forma práctica de hacerla consiste en subdividir el terreno con una serie de círculos concéntricos con centro en el punto de observación y radios variables, quedando el terreno circundante dividido en sectores circulares. A cada uno de estos sectores se le asigna la altitud media medida sobre el mapa topográfico y se le resta la altitud del punto de observación (Udías, 1997). La corrección total se obtiene sumando las contribuciones de cada compartimiento hasta una distancia que el efecto se hace insignificante (Dobrin, 1961). El cálculo se puede efectuar tomando como recurso valores ya tabulados, como por ejemplo, tablas de Hayford, de Cassinis y de Hammer. Actualmente, la corrección topográfica se determina en forma numérica con programas de computación.
2.2.3 Variación de la gravedad sobre la superficie terrestre con el tiempo. Efecto de las mareas: Los instrumentos son lo suficientemente sensibles para captar esta variación en la gravedad debido las atracciones gravíficas del Sol y La Luna que causan el efecto de las mareas, que dependen de la posición astronómica de ambos y de la latitud, siendo variable con el tiempo; estas fuerzas producen una pequeña deformación de la superficie marina.
Su
amplitud máxima puede llegar en total a 0.3 miligales, pero su variación máxima es solamente de unos 0.05 mgal/hora. Sin embargo, como esta variación es pequeña y relativamente lenta, la corrección generalmente está incluida en la corrección por deriva del instrumento (Telford, 1990). Deriva instrumental: El gravímetro, como todo instrumento de precisión, da lugar a lo que se llama deriva instrumental (ó variación con el tiempo de la lectura de una estación); es decir, que si se efectúan medidas sobre una misma estación a diversos intervalos de tiempo se obtienen valores ligeramente distintos .Esto se debe a que los resortes y fibras de torsión del instrumento no son perfectamente elásticos, al efecto de la temperatura y a la influencia de las mareas (Cantos, 1974).
$+
2.3 Anomalías Gravimétricas La diferencia entre el valor de la gravedad corregida y el valor teórico de la gravedad en el esferoide para la latitud y la longitud de la estación se denomina anomalía gravitatoria, y va a depender de la situación de la estación. El tipo de anomalía depende de las correcciones que se hayan hecho al valor observado. Anomalía de Aire Libre
Aaire libre=Gobs + CAL –Gteo
EC 2.9
Donde: Gobs= Gravedad observada CAL= Corrección Aire Libre Gteo= Gravedad teórica Si la topografía sobre el nivel del mar fuera hueca y si la Tierra estuviera homogéneamente debajo del nivel del mar, la anomalía de aire libre sería cero. Si se aplican las correcciones de aire libre, Bouguer y topográfica se consigue la Anomalía de Bouguer (Dobrin, 1961)
Anomalía de Bouguer
ABouguer = Gobs ± C AL + CBouguer + Ctop –Gteo
EC 2.10
Donde: Gobs= gravedad observada CAL=corrección al aire libre CBouguer =corrección de Bouguer Ctop= Corrección topográfica Gteo= Gravedad teórica $,
2.4 Separación Regional-Residual La separación de las anomalías regional y local es un paso importante en la interpretación de un mapa de gravedad. El análisis se puede basar en varios perfiles que cruzan la estructura o involucrar las dos dimensiones de distribución de anomalías en el mapa de gravedad. Numerosas técnicas pueden aplicarse para la descomposición de la anomalía de gravedad de sus partes constituyentes (Lowrie, 2007). Las anomalías gravitacionales en un punto están constituidas por dos efectos de atracción ocasionados por distintas estructuras en el subsuelo. Estos son los siguientes: Anomalía Regional: La componente regional, producida por contrastes de densidad en las regiones inferiores de la corteza terrestre y las superiores del manto. Las anomalías regionales son de alta amplitud y baja frecuencia, su estudio permite determinar rasgos geológicos a nivel macroregional, tales como contactos de placas y discontinuidades. Anomalía Residual: La componente residual, producida por contrastes de densidad en las regiones intermedias y superiores de la corteza. Las anomalías residuales son de baja amplitud y alta frecuencia, su estudio permite identificar efectos someros como fallas y cuencas sedimentarias. La suma de estas anomalías da como resultado la anomalía de Bouguer, como se muestra en la siguiente ecuación:
An=Areg+Ares
EC 2.11
%-
Fig. 2.6 Separación de anomalía regional y anomalía residual. En la figura B muestra como seria la continuidad del campo gravitatorio en ausencia de las anomalías locales. Figura C muestra la anomalía local. (Lowrie, 2007).
2.5 Deconvolución de Euler La rápida estimación de la profundidad de las fuentes sobre un mapa, deriva del uso de algoritmos aplicados al mallado de los datos gravimétricos. Un método muy común aplicado a datos gravimétricos y magnéticos ha sido la deconvolución de Euler la cual utiliza gradientes. Este método requiere un buen entendimiento de un parámetro crítico llamado SI (the structural index), el cual caracteriza la geometría de la fuente. El valor SI es importante ya que un uso equivocado del valor ocasionaría una estimación errónea de los valores de profundidad. Stavrev (2007) dio a conocer un completo y detallado análisis del problema, mostrando que el valor SI en gravedad para cualquier estructura puede simplificarse a los mismos valores equivalentes magnéticos menos uno, para cuerpos simples varía de 0 a 2, mientras que para cuerpos magnéticos de 0 a 3 (Reid et al, 1990). Tabla 2.2. SI Í ndice estructural para gravedad. Tomado de (Reid et al,1990)
%$
El índice estructural 0 para fallas es una falacia muy común, pero Reid et al (1990), demuestra que el índice estructural 0 (cero), puede usarse para contactos (fallados o no). Típicamente estos mapas muestran la distribución de una serie de círculos de distintos diámetros que son proporcionales a la profundidad estimada. La ubicación de estos círculos además indica la posición estimada de las transiciones de la roca. (www.geosoft.com).
2.6 Análisis espectral Esta técnica netamente computarizada se basa en el promedio de la señal de toda el área de estudio, representándose en una gráfica que muestra el comportamiento de la potencia de la señal con respecto al número de onda. Mediante la gráfica, se pueden separar las componentes de la señal de más interés para el estudio que se esté realizando. También se puede determinar la profundidad de la señal. Con esta aplicación se puede crear un filtro de paso banda. El filtro paso banda le permite al intérprete poder separar parte de la señal de interés de la que no es de interés, por ejemplo separar las componentes regionales de las residuales. La base del procedimiento es permitir el paso de un rango de frecuencias específicas e ignorar el resto. Para lograr estos se necesita diseñar un filtro que permita pasar lo que realmente se quiera observar. La base matemática del procedimiento es la aplicación del resultado obtenido en el espectro de potencia donde se observa claramente las distintas componentes de la señal.
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Capítulo III MARCO GEOLÓGICO
3.1. Tectónica El norte de Venezuela es parte del límite entre las placas Caribe y América del Sur. La zona de contacto de estas dos placas tectónicas ha generado un sistema de fallas principales activas del tipo rumbo-deslizante dextrales orientadas aproximadamente en dirección este-oeste a lo largo de un cinturón aproximadamente 100 a 150 km, definido por los sistemas montañosos de los Andes venezolanos, la cordillera central y oriental, denominado sistema de fallas Oca-AncónBoconó-San Sebastián-El Pilar (Fig 3.1). El sistema de fallas principales está seguido por un número de fallas activas menores entre las que se encuentran: Valera, La Victoria, Tacagua-El Avila y Urica. En gran medida, la actividad sísmica del país al sistema de fallas activo predominante Oca-Ancón-Boconó-San Sebastián-El Pilar generada por el continuo movimiento este-oeste de la placa Caribe con respecto a la de América del Sur (Schubert et al., 1984; Grases et al., 1994). La cuenca del Lago de Valencia está ubicada en la parte central de la Cordillera del Caribe, unidad geotectónica mayor de dominio geosinclinal (Dott, 1974), en la parte nor-central de Venezuela. La cuenca está formada por sedimentos en su mayoría del cuaternario, aunque la parte más baja de la secuencia del lago puede ser del terciario tardío (Peeters, 1970). La cuenca está localizada en un graben formado por la zona de la falla de La Victoria, la cual separa dos unidades tectónicas importantes (Menéndez, 1966; Bell, 1971; Maresch, 1974): El cinturón de la Cordillera de la Costa hacia el norte (con rocas metamórficas en la facie epidoto-anfibolita), y el cinturón Caucagua-El Tinaco (con rocas metamórficas en la facie de esquistos verdes), Ver Fig 3.2.
%&
Fig 3.1 Mapa de ubicación geográfica de las principales fallas del país. Fuente: FUNVISIS, Diciembre 2008
Fig 3.2 Fajas tectónicas de los macizos centrales de la Cordillera del Caribe, según Bell 1968. (Tomado del González de Juana,1980) Los movimientos a lo largo de la falla de La Victoria son normales y lateralmente hacia la derecha. Bell (1974), el movimiento de la falla comenzó probablemente durante el Jurásico ó %'
Cretácico, durante la evolución tectónica temprana de las montañas del Caribe. Menéndez (1966) documentó separación normal a lo largo de la falla desde el Mioceno.
3.1.1 Sistema de fallas La Victoria El Sistema de fallas La Victoria, se extiende hacia el este unos 350 km desde el sur de Barquisimeto hasta Cabo Codera, cruza la Cordillera de la Costa al norte de Venezuela, principalmente cortando el manto metamórfico Mesozoico emplazados durante la colisión oblicua entre el arco proto-Caribe y el margen pasivo de América del Sur. El sistema de falla limita con la cuenca del río Tuy al norte y atraviesa la cuenca del Lago de Valencia y es paralelo a la estructura de la Cordillera de la Costa y está conformado por las fallas: Guacamaya, El Horno, La Cabrera, La Victoria y Pichao. El rumbo promedio de la falla es N 78ºE. (Meza, 2010).
Fig 3.3 Sección A del mapa de Fallas Cuaternarias de Venezuela. Sistema de Fallas La Victoria: VE-08a (Falla Guacamaya), VE-08b (Falla La Cabrera), VE-08c (Falla El Horno), VE-08d (Falla La Victoria) y VE-08e (Falla Pichao). VE-16 (Traza de Fallas de San Sebastián). Fuente: Audemard F. 2000. %(
3.2 Geología Regional El norte de la región de Venezuela se encuentra en una zona de montañas jóvenes que están ascendiendo en relación con el nivel del mar. Aunque lentamente, tal ascenso se manifiesta en cambios topográficos, por ejemplo el perfil de la cordillera este-oeste, paralela a la línea de costa, en su cara hacia el mar, permite ver intermitencias de erosión marina, hoy fuera del mar. (Schubert, 1977). La cuenca del Lago de Valencia está situada en una depresión existente en la parte septentrional central de Venezuela. Se extiende a lo largo de 50 Km desde El Tocuyito en dirección este-nordeste hasta el límite entre los estados Carabobo y Aragua, y de allí hacia el este, a lo largo de 27 Km, hasta los alrededores de la ciudad de Cagua. El largo total de la cuenca es de aproximadamente 77 Km, y su ancho varía entre 14 y 20 Km. En sus extremos oeste y este el ancho disminuye hasta 8 y 12 Km, respectivamente. La cuenca es de tipo endorreica y cubre 3150 Km2 (INOS, 1970). La zona de estudio está contenida dentro del sistema montañoso de la Cordillera del Caribe, específicamente en el flanco norte del tramo central de esta Cordillera. Esta parte norcentral de la Cordillera de la Costa representa de manera general un complejo integrado por formaciones montañosas, colinas, valles longitudinales y depresiones interiores, lo cual limita al norte con el mar Caribe y al sur con la Falla La Victoria
3.2.1 Cordillera del Caribe El sistema montañoso de la Cordillera del Caribe en su sentido más amplio se extiende desde la depresión de Barquisimeto al oeste, hasta el tramo oriental de la Península de Paria en el este.
El sector occidental, de principal interés ya que encontramos la zona de estudio del
presente trabajo, está integrado por dos elementos fisiográficos y tectónicos marcados por una hendidura axial que sigue el curso de la falla de La Victoria, que se desarrolla a lo largo del río Tinaco, la depresión del Lago de Valencia y el curso medio del río Tuy. Al norte de la depresión encontramos la Cordillera de la Costa y al sur la Serranía del Interior Central, que se extiende hasta el piedemonte que separa dicha Serranía de la provincia de Los Llanos.
%)
El sector Oriental, Presenta igualmente una hendidura axial marcada en la parte occidental por el angosto Golfo de Cariaco y las lagunas Buena Vista y Campoma y al este por las zonas bajas y pantanosas del caño Turépano y la costa norte del Golfo de Paria. Al norte de la hendidura se levanta la Serranía del Litoral Oriental y al sur la Serranía del Interior Oriental. (González de Juana, 1980).
3.2.2 Cordillera de la Costa Tomado de (González de Juana, 1980). El origen del relieve de la Cordillera de la Costa surgió mayormente en el cretácico (Mesozoico). Posteriormente, a finales del Eoceno y comienzos del Oligoceno, sufrió la influencia de movimientos orogénicos que dieron origen a los Andes, luego al final del Mioceno y comienzos del Plioceno, sufrió un rápido y corto período orogénico (evolución Antillana), conocida como la génesis mas impetuosa del Caribe, desde el Paleozoico. La Cordillera de la Costa comienza propiamente en el Surco de Barquisimeto iniciándose con características propias en la Sierra de Agua Fría, que es la continuación estructural de la Serranía de Bobare y está situada al noroeste del río Aroa. En la Cordillera de la Costa predomina una topografía baja con elevaciones máximas de 800 mts, formada por colinas y cerros de topes redondeados. En general, los grandes macizos montañosos coinciden con los altos estructurales, su culminación topográfica se encuentra en el pico Naiguatá con 2.763 mts de altitud situado en la Sierra del Ávila, que constituye un gran bloque levantado o “Horst” entre los sistemas de falla de la costa norte y las fallas del pie del Ávila. Los principales pasos que permiten la entrada a la costa desde la cordillera, se encuentran entre Valencia y Pto. Cabello y entre Caracas y La Guaira. El drenaje normal de esta cordillera de vertientes abruptas, representadas por considerables diferencias de elevación desde 2.760 mts en el Pico Naiguatá y la costa norte separados sólo por 8Km de distancia y la diferencia de 1.900 mts entre Caracas y el pico la Silla, separados por 5 Km de distancia horizontal, determinan la formación de torrenteras de curso corto, subnormales a la cresta.
%*
3.2.3 Planicie del Lago de Valencia La planicie del Lago de Valencia se encuentra en la parte media de la depresión axial entre la Cordillera de la Costa y la Serranía del Interior Central, con una extensión aproximada de 1.280 Km2, en cuyo centro se encuentra el Lago de Valencia o de Tacarigua que ocupa unos 280 Km2, constituyendo el lago más grande del interior de Venezuela. Las planicies alrededor del cuerpo de agua están formadas por sedimentos del cuaternario, arenosos con suave inclinación hacia el lago y buena fertilidad. (Gonzalez de Juana, 1980). Los bordes de las planicies están formados por rocas metamórficas de la cordillera que las rodea. La profundidad máxima del Lago de Valencia llega a 41 m, y su nivel de altura hoy en día de 411 m.s.n.m
3.2.4 Evolución de la cuenca del Lago de Valencia González de Juana (1980) establece que la “Geología del lago de Valencia se conoce principalmente a los estudios de Peeters (1968, 1970, 1971, 1973) y de numerosos investigadores que estudiaron parte de los sedimentos de la cuenca”. Peeters (1968) en Gonzales de Juana (1980) describió la ubicación de la cuenca del Lago de Valencia en el graben de Valencia entre la serranía del litoral y la del interior, originado por el sistema de fallas de La Victoria bordeada con orientación este-oeste y activas desde el Terciario Superior tanto al norte como al sur de la cuenca, y por varias fallas norte-sur en la parte occidental. En este graben se desarrolla un sistema hidrográfico que drena toda el área entre los valles de Aragua y la cuenca que ocupa el lago, lo que ocasiona la acumulación de conos aluviales y sedimentos fluviales, los cuales condicionan el represamiento de aguas dando origen al Lago de Valencia I, en un período pluvial del Pleistoceno. Su nivel máximo de aguas probablemente no sobrepasó los 440m (Peeters, 1968) y se ramificaba entre los conos de deyección. Posteriormente el clima evoluciona hacia condiciones subáridas, desecando el Lago de Valencia I con reducción de su superficie. Las áreas desecas son cubiertas por napas de gradación y avance de los conos de deyección de los ríos importantes, con predominio de %+
materiales producto de meteorización
mecánica transportados por fuertes aguaceros, que
acarrean principalmente sedimentos gruesos, peñones, grava y arena gruesa. El cuerpo de agua es sensiblemente reducido, conociéndose como Lago de Valencia II, que Peeters (1968) considera de edad Pleistocena en base al hallazgo de restos de megatherium sp. En las llanuras de agradación. De nuevo cambian las condiciones climáticas de áridas a pluviales y el nivel del Lago sube notablemente, con fluctuaciones menores, para formar el Lago de Valencia III, tiempo durante el cual la llanura de agradación occidental fue capturada por el Río Paíto, el curso superior del río Aragua fue capturado por el río Tuy y el río Tucutunemo capturado por el río Guárico. Parece que la máxima cobertura de aguas, 427 m, alcanzada a fines del período III o comienzos del IV, 1300-700 años antes del presente, no fue la única. Peeters (1971) encuentra tres niveles de arcilla con Planorbis intercalados con niveles de sedimentos fluviales, sugestivos de períodos de transgresión-regresión lacustre. Calculando la velocidad de sedimentación en base al volumen de limo acarreado actualmente, Peeters (1968) obtiene una edad de 15000 años de inicio del Lago de Valencia III, cifra que pudiera ser diferente tomando en cuenta que probablemente la tasa de acarreo de limo no fue constante, al menos durante el Holoceno, ya que estudios sedimentológicos y determinaciones de edad C-14 en núcleos tomados en el fondo del lago (Schubert, 1978) indican que el límite Pleistoceno-Holoceno está entre 4 y 5 metros por debajo del fondo.
3.3 Rasgos estratigráficos de la Región de Valencia Tanto las laderas de las serranías que rodean la cuenca del lago como el fondo del mismo están constituidas principalmente por rocas metamórficas de edad cretácea (Fig 3.4 y 3.5). A continuación se presenta una breve descripción de las unidades rocosas y de los sedimentos aluviales que dominan la cuenca del Lago de Valencia. Desde la perspectiva más general que se tiene acerca de las unidades rocosas aflorantes en la Cordillera de la Costa, (Urbani 2002) establece:
%,
3.3.1 Asociación Metamórfica Ávila (AMA) Está compuesta por rocas con edades desde el Precámbrico al Paleozoico, corresponden a unidades típicas de un margen pasivo de corteza continental, representando un basamento exhumado, donde a gran escala la foliación muestra una estructura antiforme. La configuración del macizo del Ávila, localidad tipo de la asociación, muestra una estructura tipo horst controlado mayoritariamente por las fallas San Sebastián, Macuto y Ávila, con otras fallas intermedias que producen un notable escalonamiento topográfico tanto en el flanco Norte como en el Sur. Las unidades individuales corresponden en gran parte a cuerpos de composición granítica, originalmente de composición y granulometría muy diversa, de fina a muy gruesa, que debido a la posterior deformación ha permitido la formación de una amplia gama de tipos de gneis, hasta el típico augengneis con “ojos” de hasta 4 cm (Augengneis de Peña de Mora). Las rocas graníticas están intermezcladas o envueltas por rocas esquistosas de típica naturaleza metasedimentaria (algunos de los tipos de esquisto del Complejo San Julián), de probable edad Paleozoica. El sedimento original pudo haberse depositado en un margen continental pasivo sobre un basamento mayormente granítico (protolitos del Augengneis de Peña de Mora y de los otros cuerpos graníticos, de edad Precámbrico - Paleozoico). Hay muchas intercalaciones, mayormente concordantes de rocas máficas (pero no hay serpentinita). Estas rocas pueden representar intrusiones de diabasa o basalto, gabro, etc. Las zonas metamórficas predominantes son las de la biotita y del almandino. Esta Asociación mayormente está constituida de elementos metaígneos félsicos de corteza continental probablemente un fragmento de cratón (granito, gneis, migmatita, etc.), con una cobertura metasedimentaria, como las partes de esquisto cuarzo micáceo grafitoso granatífero, bien expuesto en la carretera vieja Caracas - La Guaira.
3.3.2 Asociación Metasedimentaria Caracas (AMC) Está constituida por rocas de origen sedimentario, con dos unidades principales, a saber: 1- Esquisto de Las Brisas con rocas de colores claros, con predominio de esquisto con una variable combinación de muscovita, clorita, cuarzo y albita, así como metarenisca y metaconglomerado, 2- Esquisto de Las Mercedes con rocas de colores gris oscuro a negro, mayormente filita y esquisto grafitoso, pero con cantidades esenciales de cuarzo, muscovita, albita y calcita, minoritariamente hay niveles de metarenisca. Ambas unidades contienen cuerpos carbonáticos (mármol), mayormente dolomíticos en Las Brisas (Mármol de Zenda) y calcíticos &-
en Las Mercedes (Mármol de Los Colorados) (Urbani et al. 1997). Las rocas del Esquisto de Las Brisas corresponden a sedimentos de ambientes plataformales de aguas poco profundas, mientras que para el Esquisto de Las Mercedes, hubo ambientes marinos de aguas más profundas y a veces anóxicas, con ocasionales cuerpos de arena aportados por flujos turbidíticos. El metamorfismo de toda la Asociación alcanza la facies de los esquistos verdes, zona de la clorita, con algunos pocos lugares con trazas de biotita o granate. La sedimentación ocurrió en un ambiente de margen continental pasivo, como una cobertura sobre un basamento granítico poco expuesto, como lo es el Gneis de Sebastopol, que pudiera corresponder al margen de la placa Suramericana sobre la extensión del cratón de Guayana. Los afloramientos rocosos pertenecientes al margen septentrional de la Serranía del Interior están representados por:
3.3.3 Complejo El Tinaco Menéndez (1965) reconoció dos unidades metasedimentarias en el complejo: la inferior, denominada Gneis de La Aguadita, consiste de gneises hornbléndicos y biotíticos, gneises cuarzo-plagioclásicos y en menor escala, anfibolitas y mármoles; la superior, designada con el nombre de Esquisto de Tinapú, suprayace concordantemente a la primera y consiste de esquistos muscovíticos, esquistos cloríticos y esquistos conglomeráticos. El gneis de La Aguadita está intrusionado por cuatro plutones de trondhjemita envueltos por una ancha zona de inyección o zona migmatítica. Al norte de la falla de Tinapú, pequeños cuerpos de hornablendita y de diorita hornabléndita intrusionan ambas unidades del complejo. En la región de El Tinaco como se menciono anteriormente afloran cuatro plutones de trondjemita de características similares entre sí, a saber: Tinatepo, La Gloria, Carrizal y Las Carpas, por lo que Urbani (2002) propone agruparlos bajo un solo nombre como Trondjemita de La Gloria, por ser el cuerpo de La Gloria el mayor y mejor expuesto. Su edad se considera paleozoico: Ordovícico –Silúrico.
&$
3.3.4 Filitas de Tucutunemo De acuerdo a la descripción dada por González de Juana et al. (1980) las filitas son azules, carbonáceas y comúnmente se hacen arenosas; presentan mica blanca de origen metamórfico y gran desarrollo de texturas y estructuras metamórficas. Los mármoles son de color gris oscuro a negro, microcristalinos, con aspecto moteado, impuros, con cristales de cuarzo y albita de bordes reentrantes, que constituyen hasta el 30% de la roca y escasos fragmentos de fósiles y desarrollan fuerte foliación metamórfica; los metaconglomerados son de color blanco a gris oscuro, con mal escogimiento, con guijarros de cuarzo de veta, plagioclasa y menor cantidad de ftanita, presentando desarrollo de texturas y estructuras metamórficas. Navarro et al. (1987, 1988) en González de Juana et al. (1980)
considera que la
Formación o Filitas de Tucutunemo corresponde a la sedimentación profunda (anóxica), en zonas de un talud incipiente que bordeaba el arco magmático de Tiara (sur), donde facies pelágicashemipelágicas, representadas por filitas oscuras, esquistos grafitosos y mármoles oscuros, se intercalan con el producto de sedimentación rápida, como lo son los conglomerados polimícticos que representan rellenos de canal y flujos gravitacionales de detritos, provenientes de una plataforma muy incipiente, desarrollada alrededor del arco magmático mencionado con anterioridad. De acuerdo con Benjamini et al. (1986) algunas muestras de mármol de la unidad contienen fósiles de edad paleozoico superior (Pérmico)
3.3.5 Aluvión De acuerdo a INOS (1970), la cuenca del Lago de Valencia esta rellena de sedimentos aluviales que alcanzan espesores de hasta 400m. Tales sedimentos se acumularon en la cuenca a partir del tiempo de su formación y siguen formándose en la actualidad. Los procesos de transporte y sedimentación son de tipo coluvial, fluvial y lacustre. Los sedimentos formados por esos procesos son depósitos de piedemonte ubicados a los largo de una estrecha franja al pie de las faldas montañosas, conos de deyección frente a las salidas de los ríos al valle, sedimentos de llanuras de inundación en la parte central del valle, y, en fin, sedimentos lacustres, depositados en el lago, que anteriormente tenía una extensión mucho mayor. La granulometría y la estructura sedimentaria de los depósitos dependen del proceso de sedimentación que actuó en la formación de los aluviones en las diversas zonas de la cuenca. &%
Los depósitos de piedemonte carecen de estratificación y están pobremente gradados, yendo sus componentes desde el tamaño de bloques hasta el de arcilla. Sin embargo, los depósitos de las llanuras de inundaciones del centro de la cuenca se presentan en forma de lentejones y de cuñas, compuestos de material de gradación media a buena. En el lago se formaron sedimentos de granulometría fina, como arena fina, limo, arcilla y marga, en estratos delgados. El relleno progresivo del lago hecho por los sedimentos y las variaciones en la extensión del mismo, causaron en el transcurso del tiempo cambios en el carácter de la sedimentación aluvial en las diversas zonas de la cuenca. Por consiguiente se encuentra en la sección subterránea de un sitio dado, en varios niveles bajo la superficie, sedimentos de granulometría distintos, que se formaron en diferentes ambientes de sedimentación y por lo tanto se presentan en estructuras sedimentarias también diferentes. Es natural que dichas variaciones en la naturaleza de los aluviones se note tanto en horizontal como en vertical y sea unas veces graduales y otras abruptas. Generalizando acerca del carácter de los sedimentos aluviales de la cuenca, se puede decir que contendrán más guijarros y cantos cuanto más cerca estén de los márgenes de la cuenca y de la salida de los ríos a la misma. Consecuentemente, al alejarse de los márgenes de la cuenca en dirección a su centro, se notará un aumento progresivo de los componentes finos como arena fina y arcilla. En la parte occidental de valle afloran depósitos aluviales antiguos situados a niveles más altos de la superficie actual del valle, y por consecuencia están sometidos a la erosión. Dichos depósitos forman dos niveles distintos que manifiestan antiguas bases de erosión posiblemente antiguos niveles del lago. Se compone de conglomerados ligera a regularmente compactados, areniscas limolíticas y arcillo-margosas de color amarillo rojizo. Se presentan en forma de lentejones y de cuñas o en capas de forma irregular. Su espesor varía entre pocos centímetros y varios metros. El relleno aluvial de los valles transversales al norte consta principalmente de guijarros y cantos con cantidades variables de limo y arcilla.
&&
Fig 3.4 Correlación de las unidades de la Cordillera de la Costa. Tomado de http://www.pdv.com/lexico/lexicoh.htm (2012).
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Fig 3.5 Mapa Geológico de la cuenca del Lago de Valencia. El cuadro rojo encierra la zona de estudio, la ciudad de Valencia. Leyenda: Pzag (roca metagraníticas, AMA), Pzsj (Complejo San Julián, AMA), JKlb (Esquisto Las Brisas, AMC), JKlm (Esquisto Las Mercedes, AMC), Pzet (Complejo El Tinaco); Pztp (Filita de Tucutunemo), Qal (Depósitos Cuaternarios). Modificado del mapa geológico elaborado por Hackley et al (2005).
&(
CAPITULO IV METODOLOGÍA
4.1 Trabajo previo a la salida de campo Se realizó un pre-plot, georeferenciado en el software MapInfo sobre el posible mallado de puntos de adquisición en la zona norte de la ciudad de Valencia. El mallado se hizo con un espaciamiento de 250-300 mts entre punto y punto.
4.2 Amarre de Base geodésica. La logística de trabajo para el levantamiento de las nuevas estaciones fue a partir de la ubicación de un punto de altura conocida ubicado dentro de la zona de estudio, específicamente en la azotea del Hotel Venetur en La Viña. Este punto se obtuvo a partir del amarre con el vértice que fue facilitado por la alcaldía de Valencia, ubicado cerca del hotel. El vértice utilizado es el siguiente: Tabla 4.1 Datos del vértice de amarre geodésico. Datos facilitados por la Alcaldía de Valencia, dirección de Catastro a través de su Red Geodésica Municipal. Vértice: VD051 Norte: 1129603.7136m Este: 607547.2762m HEGM-96: 499.0454m h : 482.7063m Ubicación: Se encuentra en la segunda redoma de la viña diagonal al automercado Panda, empotrado en el hombrillo con una placa de aluminio con la inscripción Red Geodésica V 1
&)
Para hacer el traslado del punto base geodésico desde la redoma de la Viña hasta la azotea del hotel Venetur, se usó el GPS Thales Z-MAX. Se dejó el GPS base sobre el vértice de la redoma y el GPS móvil en un punto que será fijo durante toda la adquisición en la azotea del hotel Venetur. Para realizar este amarre se dejaron las antenas encendidas y grabando datos durante 6 horas. Se trabajó de manera estática para realizar el amarre y durante toda la adquisición. Con el procesamiento de estas 6 horas de registro del GPS base se obtuvo la posición exacta del punto base en la edificación, siendo esta la usada para georeferenciar todas las estaciones adquiridas para el presente trabajo.
4.3 Amarre de Base Gravimétrica En Venezuela existe una red de estaciones gravimétricas, las cuales a la hora de realizar estudios de este tipo, deben ser referidas a estas estaciones para aumentar la exactitud y precisión de los datos. Estas estaciones también se conocen como BENCH MARK (BM). El BM utilizado para este levantamiento estaba ubicado en la redoma del monumento del Obelisco de San Jacinto ubicado en Maracay, por lo cual se tuvo que hacer amarre de base para trasladar nuestro punto base dentro de la zona de estudio en Valencia, ya que no se encontró información de los BM de la ciudad de Valencia ó la vía de acceso estaba bloqueada. La base gravimétrica se trasladó al punto donde está ubicado el vértice VD051, cerca de la redoma del hotel Venetur, que utilizamos para realizar el amarre de base geodésica a la azotea del hotel. Esta base gravimétrica fue utilizada para realizar todo el proceso de adquisición de datos para el presente trabajo especial de grado. Para realizar el amarre de base del BM desde la redoma de San Jacinto al nuevo punto base que ubicamos dentro de la zona de estudio en Valencia, específicamente en la redoma cerca del hotel Venetur, se realizaron tres circuitos cerrados entre ambos puntos, realizando de tres a cuatro mediciones en cada estación para abrir y cerrar los circuitos.
&*
Fig 4.1 Ciudad de Valencia y ubicación de base gravimétrica. Tomada de Google Earth 2012.
4.4 Instrumentos Utilizados a) Gravímetro Scintrex CG-3. Tiene un rango de medición por encima de 7000 mGals y una resolución de lectura de 0.005 mGals, con una baja deriva instrumental de 0.02 mGals por día. b) GPS marca Thales Z-MAX: es una solución de levantamiento GPS de precisión, diseñada para la topografía y construcción. Se trabajó en modo estático que fue el utilizado la presente tesis, la precisión del GPS Thales Z-MAX es de 0,005m + 0,5ppm en la horizontal y de 0,010m + 0,5ppm en la vertical. Los parámetros de rendimiento presuponen un mínimo de 5 satélites, siguiendo los procedimientos recomendados en el manual del producto. c) GPS Garmin Oregon 300: de uso rápido y sencillo, con pantalla táctil de 3 pulgadas. Con los mapas de la vialidad de la ciudad de Valencia cargados en el GPS que permitían la movilización con mayor facilidad, medir la distancia entre los puntos y guardar cada uno.
&+
4.5 Gravímetro Scintrex CG-3 El equipo utilizado en la adquisición es un gravímetro Autograv Scintrex CG-3 (Fig 4.2). Tiene un rango de medición por encima de 7000 mGals y una resolución de lectura de 0.005 mGals, lo que permite que el gravímetro sea utilizado para estudios a gran escala regionales ó geodésicos (Autograv, 1995). El gravímetro obtiene una medida promedio de una serie de muestras obtenidas continuamente. La lectura se despliega automáticamente en la pantalla de cristal líquido en unidades de mGals, guardándose esta en la memoria del disco duro del equipo para luego ser utilizada a través de un computador para su procesamiento. Al preparar el gravímetro para una lectura, el sensor de inclinación electrónico proporciona la mayor exactitud y es más fácil de operar que los niveles de burbuja convencionales. La excelente protección del gravímetro permite trabajar con distintos cambios de temperatura y presión atmosférica. Esto se logra por la estabilización en la cámara de vacío. El rango de operación se encuentra entre -40 º C a +45 º C (+ 35º C optativos ó +55º C) permitiendo al operador usar el gravímetro en distintos ambientes. Por ser el sensor hecho de cuarzo fundido nomagnético, el gravímetro no es afectado por las variaciones del campo magnético. La baja deriva es el resultado de lo extremadamente estable que opera el sistema elástico del cuarzo en el ambiente. Éste permite predecir con precisión el término de larga deriva del sensor y con una corrección en el software de tiempo real se reduce en menos de 0.02 mGals por día. Al utilizar el gravímetro por primera vez, o después de que se ha apagado durante 48 horas, deben realizarse los pasos siguientes y los períodos de espera. a) Conectar el cable de alimentación de la fuente al gravímetro, el cual permitirá empezar a poner estable el equipo y cargar la batería. b) El período de precalentamiento comienza después de haberse conectado el cable de alimentación al equipo y requiere un tiempo de 4 horas para alcanzar la temperatura de operación.
&,
c) Para el período de estabilización, el instrumento requiere un tiempo de 48 horas después de que se conecta el cable de alimentación a la batería. Se puede inicializar el software restableciendo el tiempo y fecha, además de borrar la memoria y preparar los parámetros. d) Se verifica y ajusta la compensación de temperaturas después de que el instrumento se estabilice. e) Se verifica y ajusta la corrección de deriva después de que la compensación de temperatura se ha verificado (ó ajustado si es necesario). Este procedimiento involucra el funcionamiento del gravímetro durante aproximadamente 24 horas en el modo de cycling.
Fig 4.2 Gravímetro Scintrex CG-3.
4.6 Principio de funcionamiento del gravímetro AUTOGRAV Scintrex CG-3 El principio de funcionamiento del gravímetro Autograv Scintrex CG-3 (Fig 4.3), está basado en un sistema elástico de cuarzo fundido. La fuerza gravitatoria en la masa de prueba es equilibrada por un resorte y una fuerza restauradora electrostática relativamente pequeña. La posición de la masa es alterada por un cambio en la gravedad monitoreándose en un transductor capacitivo de desplazamiento. Un circuito de regeneración automático aplica un voltaje de DC a las placas del condensador produciendo una fuerza electrostática en la masa, que lo devuelve a '-
una posición nula. Se convierte el voltaje de regeneración en una medida del valor relativo de gravedad en el sitio de lectura, la señal digital es transmitida al sistema de adquisición de datos del instrumento por procesar para ser visualizado y almacenado. (Autgrav CG-3/3M Manual, 2005),
Figura 4.3 Principio de funcionamiento del gravímetro Autograv Scintrex CG-3 Tomado de Autgrav CG-3/3M Manual.
4.7 Calibración del Gravímetro AUTOGRAV Scintrex CG-3 La calibración del equipo fue hecha antes del proceso de adquisición de datos, esto se realiza para garantizar el buen funcionamiento y precisión en las mediciones que realiza el equipo. Hay algunos parámetros del instrumento que deben ser .verificados y ajustados periódicamente, estos son:
- La compensación de Temperatura (Temperature Compensation). - La corrección de Inclinación (Tilt Compensation). - La Corrección de la Deriva (Drift Correction).
'$
4.7.1 Compensación de Temperatura (Temperature Compensation) Es importante verificar la compensación de temperatura y debe ajustarse (si se requiere) antes de la corrección de la deriva. La razón de la deriva de la cámara de temperatura es el envejecimiento lento del termistor. Los termistores son usados por el sensor de estabilización térmica para el monitoreo y la compensación de la temperatura de la cámara. Se debe verificar la compensación de la temperatura si el instrumento no ha sido utilizado por más de dos horas y también periódicamente durante los funcionamientos en el campo. La temperatura del instrumento debe estar en un rango de: -1.0 mK # TEMP #+1.0 mK Es aconsejable reajustar la lectura y compensarla antes de finalizar el rango a ser alcanzado. Se realizó un monitoreo de temperatura donde el valor conseguido se encontraba fuera del rango recomendado, por lo cual se realizó el ajuste del equipo, colocando el valor de temperatura en 0.00 mK. El procedimiento se realizó el día lunes 26 de septiembre de 2011 (Fig 4.4).
Figura 4.4 Compensación de Temperatura del Gravímetro Autograv Scintrex CG-3 ajustada. '%
4.7.2 Corrección de Inclinación (Tilt Compensation) La condición de ajuste de inclinación perfecta es la coincidencia de cero inclinaciones (tilts) del instrumento, definida por la lectura digital y las burbujas niveladas referidas a la horizontal, mostradas por el máximo sensor de salida. Los sensores de inclinación se ajustan antes de que el instrumento deje la fábrica (Scintrex S.A). Además son muy estables bajo condiciones de operación normal. Sólo necesitan ser verificados cada dos meses aproximadamente. Actualmente se encuentran calibrados, por lo que se mantuvo el ajuste anterior. El ajuste de los sensores de inclinación a cero se realizó durante los días 18 y 19 de enero de 2011. A continuación se muestra dos tablas (Tablas 4.2 y 4.3) de corrección del sensor de inclinación, una para X (tilt X) y la otra para Y (tilt Y).
Tabla 4.2 Corrección del Sensor de Inclinación X (Tilt X). Inten to
R1
X1
R2
X2
Xe
1
5452,225
150
5452,015
-150
-30,3702
2
5452,185
150
5452,205
-150
2,8924
3
5452,38
150
5452,4
-150
2,8924
4
5452,15
150
5452,165
-150
2,1693
5
5452,14
150
5452,14
-150
0
'&
Tabla 4.3 Corrección del Sensor de Inclinación Y (Tilt Y). Inten to
R1
Y1
R2
Y2
Ye
1
5452,31
149
5451,755
-151
-80,2641
2
5452,085
150
5452,14
-150
7,9541
3
5452,11
150
5452,165
-150
7,9541
4
5452,195
150
5452,15
-150
-6,5079
5
5452,19
150
5452,19
-150
0
4.7.3 Corrección de la Deriva Instrumental (Drift correction) Durante el primer mes de funcionamiento del instrumento, se debe verificar la corrección de la deriva una vez por semana. Después de un período de cuatro semanas, se debe verificar la corrección de la deriva una vez por mes o más tiempo dependiendo de las características individuales del instrumento (Moncada, 2005). En todo caso, la corrección de la deriva debe verificarse en intervalos no mayores de tres meses. La corrección de deriva no debe ajustarse en todas las estaciones a ser medidas durante un estudio de campo, sino tomar las medidas de la deriva obtenida de una estación base. La corrección de deriva corrige la relajación de tensión en el sistema elástico. Puede haber una cantidad pequeña de deriva adicional inducida por el transporte y manejo, pero no debe pensarse que la corrección de la deriva la elimina ya que generalmente no es constante y depende de las condiciones del transporte. IMPORTANTE:
Siempre se debe verificar primero y ajustar si es necesario la
compensación de temperatura antes de ajustar la corrección de la deriva del instrumento. Siguiendo el protocolo de calibración, se configuró el CG-3 para calibrar la deriva y colocarse a medir durante 24 horas continuas. El mismo tomó lecturas durante los días 26 y 27 de septiembre de 2011. ''
El día miércoles 28 de septiembre de 2011, se descargaron los datos (Fig 4.5), se realizó la curva de deriva (Fig 4.6) después de haber hecho la compensación de temperatura, arrojando una deriva de 0,005 mgal en 24 horas, lo que quiere decir que se encuentra por debajo de lo indicado en los parámetros del equipo de 0,02 mgal por día. En este sentido no fue necesaria realizar la calibración de la deriva del equipo. Los pasos a seguir son los siguientes: 1. Después de ajustar la compensación de temperatura, se presiona cualquier tecla para desplegar en la pantalla del equipo como está nivelado el mismo, es decir las inclinaciones X e Y. 2. Se nivela el instrumento (Usando los procedimientos de arreglo de trípode) dentro de un rango de -10 a +10 arcseg aproximadamente ambos ejes. 3. Se coloca en modo CYCLING y se presiona start para que comience a tomar lecturas. 4. El gravímetro toma automáticamente una lectura una vez cada 600 segundos, guardándose estos datos en un archivo. 5. Después de aproximadamente 24 horas, se detiene con la tecla Stop del equipo el ciclo de lectura. 6. A través del setting del equipo se obtiene la salida de los resultados para así entonces empezar a realizar los cálculos. A continuación los datos de calibración de la deriva y la curva de calibración:
Figura 4.5 Datos de calibración de la deriva. '(
Deriva Instrumental del Gravímetro Autograv Scin trex CG-3 antes de ser ajustada con todo s los datos medidos, 3110 min = 51 horas con 50 minutos (con Compensación de Temperatura realizada) y = -1E-05x + 5567,2
5567,170
2
R = 0,4017
5567,160 ) 5567,150 s l a g 5567,140 m ( a r u t c e L
5567,130 5567,120 5567,110 5567,100 5567,090 0
500
1000
1500
2000
2500
3000
Tiempo (minutos)
Figura 4.6 Curva de Calibración.
4.8 GPS Thales Z-MAX El sistema de posicionamiento global de doble frecuencia Z-MAX de THALES, es una herramienta sumamente eficiente para determinar la ubicación de un punto con precisión centimétrica. Este sistema consiste de un arreglo de dos GPS comunicados entre sí por medio de una señal de radio UHF o por medio de una red GSM, en este arreglo se debe definir la antena que será base y se mantendrá fija en un solo punto y la antena que funcionará como móvil y ser transportada por cada una de las estaciones de medición. El manejo de estas antenas se realizó a través de un control que se comunica con estas por vía bluetooth, se llama Juniper y funciona como una mini computadora, mantiene comunicación con los equipos a una distancia no mayor a 5 metros. Este equipo puede operar de dos maneras: levantamiento estático o pos-procesado y levantamientos RTK. Para la adquisición de esta tesis, se utilizó levantamiento estático. Pasos para instalar GPS base: 1. En primer lugar se instala el trípode donde se colocará el GPS base, exactamente sobre el punto de coordenadas geográficas conocidas y se nivela la antena con el ojo de pollo que viene incorporado al equipo.
')
2. Una vez instalada la antena, procedemos a reiniciarla. Para ello encendemos el GPS base y dejamos presionado el de encendido hasta que en la pantalla de la antena se lea REINIT. Esto se realiza para borrar la memoria. 3. Al transcurrir 5 min aproximadamente, sonará un bip que indica que el dispositivo ya se encuentra listo. 4. A continuación, con el Juniper abrimos el programa FAST SURVEY. Seleccionamos Nuevo Trabajo y le damos nombre a nuestro archivo del día. Luego establecemos los parámetros de adquisición (sistema métrico, coordenadas, zona en la que se trabaja y el resto de los parámetros se mantienen igual por defecto). 5. El Juniper establecerá conexión por bluetooth con el nombre del equipo del GPS. A Continuación en la ventana Equipo, hacemos clic en Configurar Base. Se va a desplegar un menú en el cual vamos a introducir los valores de: Altura de la antena (previamente se midió con el metro que trae el Equipo del GPS Thales Z-MAX), la altura se coloca como inclinada. Luego introducimos las coordenadas del punto o se pueden leer de algún archivo previamente guardado donde se haya trabajado con el mismo punto. Por último ACEPTAR y listo, se ha configurado la antena base. 6. Se verifican los parámetros de la razón y de radio, se hace clic en NO ya que no estamos trabajando RTK. 7. En el equipo GPS, se cambia a modo estático. 8. Se cambia el tiempo de grabación, para esta adquisición se realizó cada 1 segundo. Para instalar GPS móvil: 1. Igual que con el GPS base, reiniciamos el equipo. 2. Luego en el Juniper, entramos en el programa FAST SURVEY. Se hace clic en Equipo y configurar móvil. 3. A continuación en “Parámetros de altura” y “comunicación” se escribe la altura de la antena que es 1,226 mts y vertical. Máscara de altitud: 10 grados.
'*
4. Se selecciona “Registrar datos estáticos”, le asignamos nombre al punto que se va a registrar. Para esta adquisición cada punto se registró por diez minutos.
Los datos deben ser recogidos simultáneamente por las dos unidades. Debe emplear el mismo intervalo de registro en las dos unidades. El GPS móvil (Fig 4.7) tiene que registrar dentro de la ventana de tiempo del GPS base, es decir, la unidad base es la primera que se enciende y es la última que se apaga.
Figura 4.7 GPS Móvil foto izquierda, Juniper foto derecha.
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4.9 Adquisición de Datos Adquisición gravimétrica y topográfica: El levantamiento gravimétrico y topográfico se llevo a cabo en la ciudad de Valencia, en cinco campañas. La primera campaña se realizó entre el 20-23 de octubre de 2011, se levantaron 72 estaciones. La segunda campaña se llevó a cabo entre el 29 de febrero de 2012 hasta el 5 de marzo de 2012. Se levantaron 132 estaciones. La tercera campaña se realizó entre el 10-14 de abril de 2012. Se levantaron 121 estaciones. La cuarta campaña se realizó entre el 8-12 de mayo de 2012. Se levantaron 81 estaciones. La quinta campaña se realizó entre el 12-15 de Junio de 2012. Se levantaron 114 estaciones. En cada estación se hizo el levantamiento gravimétrico y topográfico simultáneamente con los equipos anteriormente mencionados, la movilización se hizo por vía terrestre en los vehículos facilitados por FUNVISIS (fig 4.8). Se adquirieron un total de 520 estaciones (fig. 4.9). Se comenzaron a tomar estaciones a partir desde la parte más norte de la ciudad de Valencia y de ahí hacia el sur. Las estaciones tienen una separación de 250-300 metros aproximadamente.
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Figura 4.8 Vehículo de FUNVISIS.
Figura 4.9. Mapa de Valencia con las estaciones adquiridas. (-
CAPÍTULO V PROCESAMIENTO DE DATOS
Para la realización de esta fase del proyecto se utilizaron varios programas computacionales según su función y lo que se quiere obtener. En la siguiente tabla encontramos los paquetes computacionales utilizados y su función: Tabla 5.1 Programas utilizados para el procesamiento de datos. Programa Utilizado Microsoft
Función
Office Herramienta para realizar procesamiento de datos en forma de tablas
Excel
y estadística simple.
Ultra Edit
Permite trabajar de manera cómoda densos paquetes de datos, edición de columnas y convertir archivos a diferentes extensiones.
MapInfo Professional Sistema de información geográfica (SIG) usado para georeferenciar 7.5
las estaciones de medición, generar mapas con el grillado de adquisición, interpolación de mapas.
Arcgis
Sistema de información geográfica (SIG) usado para generar mapas georeferenciado y posee otras aplicaciones de visualización de mapas.
Surfer 8.0
Programa utilizado para la generación de mapas de distintos tipos, usando una amplia gama de algoritmos de interpolación.
Terrain
Realiza la corrección topográfica del área a partir de información de datos satelitales.
Oasis Montaj
Análisis espectrales, Deconvolución de Euler, mapas y perfiles basados por métodos de interpolación a partir de datos. ($
5.1 Arreglo de Datos La descarga de datos del GPS, se realizó al final de cada día de adquisición, simplemente con la memoria SD de almacenamiento de datos del GPS. Al final de las campañas de adquisición se descargaron los datos del gravímetro, a través de un cable LAN conectado al computador y un programa de descarga facilitado por el fabricante del equipo. Los archivos se descargan en formato de texto (.TXT). Una vez descargados los datos del gravímetro, se realiza la limpieza de los datos. En este caso, se hizo en UltraEdit. Se depuran las mediciones y se acomodan los datos por día, por hora y por circuito de medida. Luego los datos depurados se ordenan en una hoja de tabulación de EXCEL, donde se realizan todos los cálculos para hacer las correcciones necesarias y eliminar cualquier perturbación de la gravedad, quedando solamente aquellas producidas por las variaciones laterales de densidades de los materiales que hay en el subsuelo, permitiendo así ubicar estructuras sinformes, antiformes, fallas, mineralizaciones, entre otros, que ocasionan contrastes de densidades.
5.2 Correcciones aplicadas al procesamiento Durante la adquisición, el gravímetro SCINTREX CG-3 realiza las correcciones por temperatura, marea y tilts mediante a un proceso de calibración que se realizó previamente a las salidas de campo. Con respecto a las mareas, el gravímetro posee una opción para realizar la corrección automáticamente. Para cada estación, se hacen los primeros cálculos para conocer la gravedad amarrada respecto a la única base utilizada para esta adquisición ubicada en la redoma La Viña. Esto se realiza en una hoja de EXCEL tabulada con las fórmulas necesarias. Las correcciones que se hicieron fueron: aire libre, gravedad observada, densidad de Bouguer y topográfica. Para realizar estas correcciones, se ordenaron los datos en hojas de Excel ya tabuladas con las ecuaciones respectivas para cada corrección.
(%
5.2.1 Corrección de la gravedad observada Para el cálculo de la gravedad observada se utilizó la siguiente ecuación: Gobs=(Gest – Gbase) + C m + C D + Gab
EC. 5.1
Donde: Gobs= Es el valor de la gravedad observada en la estación. Gest = Es el valor de gravedad relativo medido con el gravímetro en la estación. Gbase= Es el valor de gravedad relativo medido con el gravímetro en la base. C m= Es la corrección de mareas C D= Es la corrección por deriva instrumental. Gabs= Es la gravedad absoluta de la base.
5.2.2 Cálculo de la gravedad teórica Como se explicó anteriormente, la gravedad varía con la latitud, por lo que existen fórmulas que refieren estos valores al de la gravedad en el ecuador para que queden relacionados con el elipsoide o modelo matemático de la Tierra, lo que se conoce como gravedad teórica. Para este estudio se utilizó el elipsoide de referencia de 1984, el cual es el aceptado por la AIG (Asociación Internacional de Geodesia), y se calcula mediante la ecuación a continuación y llevándolo al nivel de referencia (565,93) que es la cota máxima para este estudio, aplicando la corrección al aire libre a la mencionada altura, quedando la siguiente ecuación:
EC.5.2
(&
5.2.3 Corrección de aire libre Para la corrección de aire libre se usó la EC. 2.8, la cual permite eliminar el efecto producido en los datos por la variación de las alturas. Para tal fin se usó una altura de referencia para toda la zona de estudio la cual viene dada por el punto de mayor altura medida con GPS en este estudio, la cota máxima para este estudio resultó ser 565,93mts.
5.2.4 Cálculo de la densidad de Bouguer Para el cálculo de la densidad de Bouguer se lleva a cabo con la finalidad de estimar la densidad local del área de mayor estudio, para realizar con mayor exactitud las correcciones y hacer un mejor ajuste del valor de la anomalía de Bouguer. Se utilizó el método Nettleton para estimar la densidad de Bouguer. Para realizar este método se busca un perfil con diferencias topográficas notables dentro del área de estudio, calculando para estos perfiles anomalías de Bouguer con diferentes valores de densidad, que luego van a ser graficadas versus la distancia entre las estaciones. Se determina como valor de densidad la curva que más se normaliza en el perfil (Fig 5.1 y 5.3):
Fig 5.1 Perfil de Nettleton 1.
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Fig 5.2 Topografía asociada al perfil 1 de Nettleton.
Fig 5.3 Perfil de Nettleton 2.
((
Fig 5.4 Topografía asociada al perfil 2 de Nettleton. Debido a que las alturas para estos perfiles en la zona de estudio no representan un contraste morfológico muy marcado, las curvas obtenidas por el perfil de Nettleton no son muy claras, luego, al obtener los coeficientes de correlación tampoco se lograron notables diferencias. Por lo tanto, para obtener la densidad, se obtuvo un promedio entre las formaciones más notables del área de estudio, resultando 2,54 g/cm3 el valor de densidad a utilizarse para la corrección.
5.2.5 Corrección de Bouguer La corrección de Bouguer se realiza para evitar el efecto de atracción de las masas o ausencia de estas entre las estaciones y la altura de referencia. Para tal fin, se usó la EC. 2,9 usando como altura la cota máxima entre las estaciones medidas como se hizo en la corrección de aire libre y la densidad calculada a partir de los datos geológicos de la zona.
5.2.6 Corrección topográfica La corrección topográfica resulta eficaz para determinar el efecto de atracción entre los puntos por encima y por debajo de las estaciones, ya que las correcciones de Bouguer considera una placa infinita de masa hasta la altura de la estación, mientras que la corrección topográfica toma en cuenta el relieve alrededor de la zona de estudios, montañas y valles. ()
Para este estudio se necesita conocer la topografía alrededor de la zona de estudio. Para realizar esta corrección de usó el programa TERRAIN de GEOSOFT. En primer lugar se buscan los datos de elevación digital en la página http//:dap.Geosoft.com adquiriendo información del área. Estos se pueden descargar gratuitamente a través de este portal. Para realizar una buena corrección topográfica, la distancia entre los puntos que conforman la grilla para realizar la corrección, debe ser menor a la distancia entre las estaciones adquiridad. Se usó aproximadamente una ventana de área 1.052 Km2. Se limpiaron los datos descargados de la página de geosoft, ya que varios datos vienen con alturas erróneas. En MapInfo se procede a unir la ventana de datos topográficos descargados mas las estaciones medidas en campo para la zona de estudio. Luego el programa TERRAIN se encarga de calcular los datos de la corrección topográfica (Ct) según las rutinas internas del programa, generando al final un archivo .DAT conteniendo una columna con los valores de la corrección topográfica.
5.2.7 Cálculo de la Anomalía de Bouguer Una vez obtenidas las correcciones antes descritas, a continuación se procede a realizar el cálculo de la anomalía de Bouguer (AB). La cual nos va a permitir comenzar a interpretar las condiciones del subsuelo, ya que nos permite determinar variaciones laterales de densidad en el subsuelo e incluso algunas estructuras. Tomando en cuenta las consideraciones tomadas en el cálculo de las correcciones anteriores, la ecuación para determinar la anomalía de Bouguer:
AB= Gobs - Gteor ! CAL ± C B + CT
EC. 5.3
Una vez obtenido el valor de anomalía de Bouguer para cada estación, se pocedió a generar los mapas de interés como son el de distribución de anomalía de Bouguer, anomalía Regional y Anomalía Residual.
(*
5.3 Generación de mapas anomalía de Bouguer, anomalía Regional-Residual, Derivada en Z y topográfico. 5.3.1 Mapa de Anomalía de Bouguer Para generar el mapa de anomalía de Bouguer se usó el pograma Surfer 8.0. Se utilizaron los datos obtenidos en campo corregidos como se explicó anteriormente y calculando los valores de Anomalía de Bouguer para cada punto. Se ordenaron en una tabla EXCEL con los puntos con sus coordenadas X y Y y su respectivo valor de Anomalía de Bouguer. Este programa ofrece varios algoritmos para realizar la interpolación de datos, para generar este mapa se usó el método de interpolación ‘Kriging’. También se generó el mapa de AB en el pograma OASIS Montaj usando el mismo método de interpolación ‘Kriging’ y minimun curvature. El mapa generado de anomalía de Bouguer, representa la suma de dos tipos de contribuciones debidas a diferentes fuentes: una regional y otra residual.
5.3.2 Mapa regional y residual. El mapa de anomalías de Bouguer se descompone en dos: mapa de anomalía Regional y mapa de anomalía Residual. La componente Regional dará una interpretación de componentes y estructuras mas profundas donde generalmente se obtienen tendencias mas suaves y orientaciones definidas en grandes extensiones, mientras que la componente Residual dará una interpetación de componentes y estructuras mas someras. Para la separación componente residual-regional mediante el método de regresión polinómica, se usó el programa Surfer 8, usando distintos algoritmos de polinomios de regresión. Se obtuvieron distintos valores de anomalía residual para cada polinomio utilizado. Luego en una tabla de EXCEL, se organizaron los datos con los valores de anomalía residual de cada polinomio y de anomalías regionales restando el valor de Anomalía de Bouguer menos el valor de Anomalía Residual que se obtuvo con cada polinomio. Areg= AB –Ares
EC. 5.4
A continuación la tabla de polinomios utilizados: (+
Tabla 5.2 Polinomios utilizados para obtener valores de anomalía residual.
GRADO
POLINOMIO
Simple
Z(x,y)= A + Bx + Yz
Bi-lineal
Z(x,y)= A + Bx + Yz + Dxy
Cuadrático Cúbico
Z(x,y)= A + Bx + Yz + Dx2 + Exy + Fy2 Z(x,y)= A + Bx + Yz + Dx2 + Exy + Fy2 + Gx3 + Hx2y + Ixy2 + Jy3
5.3.2.1 Bondad de ajuste El criterio de bondad de ajuste se realizó calculando la varianza de los mapas regionales y residuales para los distintos grados de polinomio con los cuales se realizó la regresión polinomial, como criterio de realización del mapa de anomalía residual. Esto se hizo por medio de una hoja de cálculo en EXCEL. Calculadas las varianzas se procedió a realizar un gráfico donde se reflejaban en el eje Y los valores de las varianzas y en el eje X el grado del respectivo polinomio. Al hacer esto se debe esperar que se produzca una curva que tiende a normalizarse, siendo el punto de inflexión de esta curva el grado del polinomio que mejor representa la tendencia general de los datos. Para este estudio el polinomio cuadrático es el que mejor representa esta tendencia y con el que se generó el mapa de Anomalía Residual por el método de regresión polinómica.
5.3.3 Generación de mapa topográfico Para generar el mapa topográfico se usó el conjunto de datos adquiridas en campo con el GPS Thales Z-MAX y datos descargados de la pag web www.dap.geosoft.com para realizar la corrección topográfica, las cuales contienen información de puntos a una separación de 200 metros entre si y abarcan toda el área de estudio. Al unir este conjuto de datos se pudo generar el mapa topográfico del área de la ciudad de Valencia. Este mapa se generó en Oasis Montaj por método Kriging de interpolación.
(,
5.4 Análisis estadístico de datos de Anomalía de Bouguer El análisis estadístico se realizó en el programa Microsoft Office con Excel. Se utilizó la opción de análisis de datos del programa para obtener varios parámetros estadísticos importantes como los son: media, mediana, desviación estandar, varianza, curtosis, coeficiente de asimetría , valores máximo y valores mínimo y la suma de todos los valores. Se muestran a continuación en la tabla 5.3. Se determinó que la distribución de la anomalía de Bouguer para el área de estudio es normal, ya que el valor de la media y la mediana resultaron ser similares. Los datos de la moda no se colocaron ya que no resultó ningún dato repetido debido a la cantidad de decimales que presenta cada valor de anomalía de Bouguer. Tabla 5.3. Valores estadísticos de datos de anomalía de Bouguer. ./0#1
2345
./0#161
%%B**
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%&B%$
A4/D#9#/6;/ 0/ E8F5/;3#1
G16H4
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$'B$'
$(B,$
7/8"#19#:6 /8;<6013 &B&-+ .1I &-B-'
=13#16>1 0/ ?1 .@/8;31
A@3;48#8
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($*
Además se realizó un histograma de los datos (Fig 5.5). Mostrando una distribución con bastante simetría y observándose la distribución a ambos extremos de la mediana. Donde la distribución y ubicación de los datos quedaran explicados en el próximo capítulo de análisis de resultados.
Fig 5.5 Histograma de los datos de anomalía de Bouguer. )-
5.5 Análisis Espectral Para el estudio del análisis espectral de los datos se utilizó el programa Oasis Montaj de Geosoft. Con esta herramienta generamos el mapa de la componente residual separándola de la Anomalía de Bouguer y se determinan las profundidades máximas del área de estudio. Este programa toma el grid de los valores de Anomalía de Bouguer (.GRD), posteriormente estos datos desde el dominio del espacio los transforma en el dominio de las frecuencias (Manual an Tutorials, MAGMAP Filtering,(2005). Esto es posible aplicando una transformada de Fourier al dominio que está originalmente. Matemáticamente la transformada de Fourier para el dominio se define como la función f(x,y):
EC 5.5
La relación recíproca:
EC 5.6
Donde %,u son número de ondas y X,Ydirecciones, respectivamente, medidos en radianes por metro si X,Y estan dados en metros. Estos estan relacionados al espacio de la frecuencias fx y fy en ciclos por metro. El espectro de energía 2D es una función de energía relativa al número de onda y dirección. El espectro de energía promediado radialmente es una función únicamente de número de onda y es calculado con el promedio de la energía para todas las direcciones para el mismo número de onda (Manual an Tutorials, MAGMAP Filtering,(2005). Para este tipo de data, el espectro de energía típicamente muestra tres pendientes, que dividen el espectro entres componentes: una componente de fuente profunda, otra componente de fuente somera y ruido (Fig 5.6).
)$
Fig 5.6 División del espectro en sus tres componentes principles. Tomado de (Manuals and Tutorials, MAGMAP Filtering, (2005))
El análisis espectral nos permite remover la componente de ruido y la de fuentes profundas, dejando como fuente de interes la parte del espectro originada por fuentes someras. Esto se hace aplicando filtros a la señal. También muestra un gráfico con profundidades estimadas, las cuales son calculadas a través del mismo espectro de frecuencia.
5.6 Deconvolución de Euler Para este trabajo, usamos la Deconvolución de Euler, que nos permite estimar las profundidades de las principales fuentes de anomalías. Para este caso, al contacto entre los sedimentos y las capas mas densas con las cuales el espesor sedimentario se encuantra contrastando. Esta parte se realizó en el programa Oasis Montaj. Este método se basa en la ecuación homogénea de Euler. Esta ecuación relaciona el campo gravitacional y sus componentes gradientes para localizar la fuente, con el grado de homogeneidad o SI (structural Index). The Structural Index es una medida de la tasa de cambio del campo gravitacional o magnético con la distancia. )%
Para concentrarse en el contacto entre estructuras fue necesario usar el índice estructural cero (0), el cual está definido para esta función.
5.7 Mapa de Derivada en Z Con el programa Oasis Montaj, permite calcular el mapa de deriva vertical a partir del mapa de anomalía de Bouguer en el dominio de la frecuencia. La derivada en Z o vertical resaltar los eventos someros. Permite observar y delimitar los contrastes en profundidad.
5.8 Generación de Perfiles Para la realización de los perfiles 2D se usó Oasis Montaj, específicamente el módulo de GM-SYS. Para esto se integraron los mapas anteriormente generados con los módulos de análisis espectral, deconvolución de Euler y topografía del área. Los perfiles se escogieron en base a los resultados arrojados por los mapas de anomalía de Bouguer y residual. Se buscaron perfiles que abarcaran las zonas con los principles contrastes de anomalías gravimétricas. Para este estudio se realizaron tres perfiles: •
El primer norte-sur que atraviesa toda la zona de estudio en su máxima longitud y pasando por la perforación que realizó FUNVISIS dentro de la zona de estudio.
•
El segundo perpendicular al primer perfil norte-sur. Ubicado en la zona norte.
•
El tercer perfil perpendicula al perfil norte-sur. Ubicado en la zona sur pasando también por la perforación.
5.9 Mapa de espesores Para generar el mapa de espesores se hicieron en GM-SYS cuatro perfiles más, paralelos a los de dirección oeste-este, tomando en cuenta los resultados de profundidades estimadas por el
)&
método de análisis espectral, las densidades de las formaciones que afloran y la curva de gravedad observada. Una vez realizado cada perfil, GM-SYS permite exportar los horizontes modelados. Se seleccionó el primer horizonte que muestra el contraste sedimento-basamento rocoso y se extrae en un formato .XYZ. Nos arrojará el archivo con las respectivas coordenadas en x, y y ubicación en z respecto al novel cero. Se repite este procedimiento para cada perfil y luego se ordenaron en una tabla Excel en tablas con tres columnas X, Y y Z. A continuación, como Z viene dado respecto al nivel cero y no respecto al nivel de topografía. Vamos a sustraer de la topografía los valores dados en z y vamos a obtener el espesor de sedimento. Luego se ordenó una tabla en EXCEL con tres columnas XYZ (coordenadas y espesor de sedimento), se cargó la tabla en el programa SURFER 8.O. Se creó un grid y se realizó la interpolación. A la tabla también se agregaron puntos controles de afloramiento de rocas para delinear la curva de espesor cero. La interpolación que mejor resultado arrojó fue Kriging.
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CAPÍTULO VI ANÁLISIS DE RESULTADOS
En este artículo se discutirán todos los productos obtenidos con los procedimientos mencionados anteriormente.
6.1 Mapas Topográficos Para crear los mapas topográficos se usó el grid de modelo de elevación digital que se descargó gratuitamente de la página http://dap.geosoft.com. Este grid se cargó en el programa Oasis Montaj y se generaron los mapas 2D y 3D de la zona de estudio y sus alrededores (Fig 6.1, 6.2 y 6.3).
Fig 6.1 Mapa topográfico en 3D generado en Oasis Montaj. )(
Fig 6.2 Vista desde el sur. Mapa topográfico 3D generado por Oasis Montaj.
Fig 6.3 Mapa Topográfico. Generado en Oasis Montaj. Recuadro negro: zona de estudio ))
Como se puede apreciar en los mapas topográficos, la ciudad de Valencia se encuentra en promedio a 494 mts de altura, la estación de mayor altura en este estudio fue a los 566 mts. Está rodeada por un relieve netamente montañoso, de crestas elevadas, con una topografía de pendientes bastante pronunciadas, mientras que hacia el sur encontramos la depresión del Lago de Valencia donde se puede apreciar un relieve relativamente plano con pendientes bastante bajas, de manera maner a contraria a las pendientes pronunciadas p ronunciadas de la cadena montañosa montaño sa de la Cordillera de la Costa. Los datos de altura satelitales se corresponden bastante bien con las alturas obtenidas en campo para la zona de estudio.
6.2 Mapa de anomalía de Bouguer. A continuación se van a presentar los datos de anomalía de Bouguer en mapas generados con SURFER 8.0 y en Oasis Montaj, luego se generaron los mapas de anomalías residuales tanto por el método matemático de regresión polinómica como co mo por el método de análisis a nálisis espectral. esp ectral. Se verá de manera conjunta los resultados arrojados por ambos métodos. El mapa de anomalía de Bouguer para la ciudad de Valencia, se muestran los mínimos como en forma de cubeta o subcuenca para la parte norte del área de estudio, en Naguanagua y hacia el sur se aprecia como los valores tienden a disminuir adentrándose más a la cuenca (Parroquias San Blas y Rafael Urdaneta). Esta tendencia de valles, altos y luego valles de norte a sur puede ser a causa de una serie de sinclinales y anticlinales formados por la misma naturaleza flexural y gran anticlinorio que forma la Cordillera de la Costa. La presencia de fallas alrededor cartografíadas en la mapa de Hackley et al, (2005) y por Peeters, (1968), ver Apéndice A, pueden tener cierta componente normal que esté causando esta formación de pequeños grabens. A su vez, pre- depositación del cuaternario el extenso drenaje de ríos en la zona ayudaron también a erosionar estas rocas del área. La ciudad de Valencia es atravesada por el curso del río Cabriales, fuente importante de depositación de sedimentos en el área. Recordemos que la cuenca endorreica del Lago de Valencia es una depresión tectónica, a la cual drenan más de veinte cursos de agua de poco caudal. La zona central este y oeste muestra los valores más altos de anomalía de Bouguer, comenzando en el centro de la zona de estudio, en dirección a los relieves montañosos que rodean )*
la ciudad. Esto coincide con el cambio de topografía hacia los márgenes de la zona de estudio, coincidiendo con zonas un poco más altas y posiblemente menor espesor de sedimentos mientras más nos acercamos a las zonas montañosas. Resulta necesario comparar estos valores con las regiones aledañas como San Diego, Guacara, hasta llegar a Maracay e interpretar a un nivel más regional lo que es la Cuenca del Lago de Valencia y ver si se repite el comportamiento de formar estos valores mínimos a manera de pequeñas subcuencas, posiblemente producidas por alguna componente normal de fallas sumados a procesos erosivos. El mapa de anomalía de Bouguer muestra cierta coherencia con la topografía y obedece a elementos estructurales del área como fallas, a las diferencias de densidades a causa de la capa de sedimentos en contraste con el basamento rocoso y los contactos entre las distintas unidades que afloran en el área.
Fig 6.4 Mapa de anomalía de Bouguer sobre el mapa geológico del área. (Qal: Depósitos cuaternarios, JKlb: Esquisto Las Brisas, JKlm: Esquisto Las Mercedes, Pzsj: Esquisto San Julián AMA, Pzag: Rocas Metagraníticas AMA.). Punto vinotinto: perforación que realizó FUNVISIS.
)+
5K1?
Fig 6.5. Mapa de la zona norte con los valores mínimos de anomalía de Bouguer.
6.3 Mapa de Anomalías residuales y regional Luego de obtener el mapa de anomalías de Bouguer, se obtuvo el mapa de anomalías residuales. En Oasis Montaj, una vez generado el mapa de anomalías de Bouguer, se realizó el análisis espectral (Fig 6.6) y se aplicó el filtro Gaussiano. Cabe destacar que se puede utilizar otro filtro, pero se buscó uno de la forma matemática del espectro, que es exponencial. El filtro Gaussiano posee esta característica. El tutorial de Oasis Montaj se puede buscar la función matemática del filtro y escoger el que sea más conveniente.
),
Fig 6.6 Espectro de frecuencia del mapa de anomalía de Bouguer.
Fig 6.7 Ventana interactiva para aplicar el filtrado del espectro. En la fig 6.7 se muestra la ventana interactiva del espectro. La línea azul es el filtro, para este caso usamos un filtro Gaussiano y la línea roja sería el espectro resultante luego de aplicar el filtro. *-
Con la aplicación de este filtro tomamos las frecuencias bajas en este caso para obtener el mapa regional (Fig 6.8) y las frecuencias más altas suavizarlas y la parte de ruido la elimina, como vemos el espectro resultante para el área de ruido tiende a cero. Como resultado obtenemos el mapa de anomalía regional y el mapa de anomalías residuales. Se puede obtener el mapa de anomalías residuales aplicando el filtro de una vez para frecuencias medias o de la forma en que se obtuvo para este caso que fue generar el mapa de anomalía regional y luego con el menú de Oasis GridMath, se sustrae la anomalía regional a la anomalía de Bouguer dando como resultado el mapa de anomalías residuales. Esto permite realizar un mejor filtrado respecto a los valores de ruido. Ambos mapas se presentan a continuación:
Fig 6.8 Mapa de anomalía Regional *$
Se observa que el mapa de Anomalía Regional resulta bastante parecido al mapa de Anomalía de Bouguer, con eso podemos inferir que la fuente principal causante de las anomalías del área se rigen por las anomalías más profundas que son las regionales. Los valores más altos los encontramos en los márgenes este y oeste, por la zona del Trigal, El Mañongo, Los Mangos y el Viñedo respectivamente (fig 6.9), obedeciendo a la topografía, zonas más altas y cercanas a basamento rocoso y afloramientos, lo que implica mayores valores de densidad.
.1L46H4
M3#H1?
=#L/04
N48 .16H48
Fig 6.9 Acercamiento al Mapa de anomalía regional. El mapa de anomalías residuales, mostrando la variación somera de anomalías gravimétricas (fig 6.10):
*%
Fig 6.10. Mapa de anomalías Residuales. Los valores de anomalías residuales oscilan entre -1,76 mGal y 5,2 mGal. Los mínimos en este mapa están asociados al curso de los ríos que atraviesan la ciudad de Valencia: el principal que atraviesa Valencia de norte a Sur es el río Cabriales y otros afluentes como el río Retobo y otros afluentes más pequeños. El río Cabriales nace al norte de la ciudad de Valencia en las faldas del pico Hilaria y atraviesa la ciudad de Valencia hasta llegar al Lago de Valencia. Si analizamos el mapa de anomalía de residual en conjunto con los cursos actuales de los ríos que atraviesan la ciudad de Valencia, se puede ver que coinciden ambos. En la figura 6.11 se observa en línea amarilla el curso actual del Río Cabriales, línea anaranjada el curso del río Retobo y en la zona noreste delimitado por una circunferencia, la ubicación de la laguna de la de FACES, Universidad de Carabobo. *&
Fig 6.11 Mapa de Anomalía Residual con el curso actual del río Cabriales (línea amarilla) y río Retobo (línea anaranjada).
Estos mínimos se deben a los sedimentos que va arrastrando el río durante todo su recorrido, donde sus aportes se van depositando y aumentando el espesor de sedimentos. El resto de los mínimos cercanos a los ríos pueden ser a causa de antiguos caudales de río que fluían hasta el río Cabriales y con la masificación de zonas urbanas se han trasladados sus cauces. El río Cabriales se ha desbordado varias veces, siendo la última en agosto del año 2011, que cubrió toda la zona de Naguanagua, llegando hasta 20 cm en algunas casas.
*'
6.4 Comparación de los Mapas de Anomalías Residuales generados por regresión polinomial y análisis espectral.
En este trabajo se realizó una comparación de los mapas resultantes entre los programas SURFER 8.0 con el método de regresión polinómica y Oasis Montaj con el método de análisis espectral. El primero de ellos por regresión polinómica, se realizó en el programa SURFER 8.0. Se usaron los polinomios descritos anteriormente, posteriormente se aplicó la bondad de ajuste en la cual se determinó que el polinomio mas ideal para generar el mapa residual del presente estudio es el cuadrático (punto de inflexión en la curva bondad de ajuste) Fig 6.12. Tabla 6.1 Valores de bondad de ajuste para cada polinomio. 1 2 3 4
Simple Bilineal Cuadratico Cubico
24,78245156 33,6977098 50,67402752 24,78801797
Fig 6.12 Bondad de ajuste para los distintos polinomios.
*(
Una vez determinado el polinomio que mejor se ajusta en nuestro estudio, se generaron los mapas de anomalía regional y residual en SURFER 8.0 (Fig 6.13).
Fig 6.13 Curvas isoanómalas de Bouguer. Generado en Surfer 8.0. En este mapa se puede apreciar a simple vista la zona de mínimos ubicadas en la zona norte y luego los mínimos que se van resaltando a medida que nos vamos internando hacia el sur de la cuenca de Valencia. Este mapa resulta bastante parecido al generado en Oasis Montaj ya que son los mismos valores para el mismo método de interpolación.
*)
Al mapa de anomalía de Bouguer se le restaron las anomalías residuales, dando como resultado el mapa fig 6.14, que muestra como sería la tendencia de la anomalía de Bouguer sin las anomalías residuales, obtenemos el mapa de anomalías regionales. El mapa de anomalías regionales muestra cómo sería la tendencia de la anomalía de Bouguer sin el efecto causado a las anomalías más someras de la región. Como se puede observar estos valores disminuyen desde la zona central hacia el norte y sur y llega a sus valores máximos en los márgenes este y oeste.
Fig 6.14 Curvas isoanómalas regional generado en Surfer 8.0. **
Mapa de anomalía Residual Fig 6.15 generado en Surfer 8.0 con método Kriging de interpolación.
Fig 6.15 Mapa de Anomalía Residual. Generado por Surfer 8.0
Comparando ambos mapas residuales (fig 6.16):
*+
Fig 6.16 Comparación de mapas de anomalía residual generados por ambos métodos. Izquierda: Mapa generado por métodos de regresión polinómica. Derecha: Mapa generado por análisis espectral.
En primer lugar se resalta que el mapa generado por regresión polinómica presenta la misma tendencia en cuanto a la forma del mapa de anomalía de Bouguer, mientras que el mapa generado por análisis espectral es muy diferente en cuanto a forma del mapa inicial de anomalía de Bouguer.
*,
En los mapas se resaltaron con óvalos rojos, los mínimos en el mapa generado por regresión polinomial, que a su vez se vieron reflejados en el mapa residual por el método de análisis espectral. Los mínimos inferiores no difieren tanto en cuanto a miligales, ya que por regresión polinómica muestran tendencia alrededor de los -0,5 mGal, mientras que por análisis espectral los valores más bajos llegan a -1,6 mGal. El mínimo reflejado en la zona norte, muestra mayores diferencias en cuanto a los valores en miligales entre ambos mapas. Por el método de regresión polinómica el valor mínimo alcanzado llega a -5,5 mGal, generaliza toda el área como un mínimo como se muestra en el mapa de anomalía de Bouguer, mientras que por análisis espectral los mínimos no pasan de -1,6 mGal y el área muestra zonas mínimas y máximas, que varian entre entre -1,6 y 1,76 mGal. Sin embargo, ambos métodos se delinea muy bien el alineamiento de los mínimos de forma curveada, que se interpretó anteriormente coincidiendo con el curso del río Cabriales. En cuanto a los máximos, hay cierta coincidencia, agrupándose mayormente en los márgenes de la zona, hacia las montañas, difieren un poco en cuanto a su valor en miligales, pero el mapa realizado por análisis espectral muestra mucho más detalles que el generado por el método de regresión polinómica. Ahora se compararan los mapas de anomalías regionales obtenidos por ambos métodos. Fig 6.17:
+-
Fig 6.17 Comparación de mapas de anomalía regional generados por ambos métodos. Izquierda: Mapa de Anomalía Regional generado por regresión polinómica. Derecha: mapa de Anomalía Regional por método de análisis espectral. Flechas azules: tendencia hacia donde disminuyen los valores de anomalía. Flechas amarillas: dirección de aumento de la anomalía.
Se evidencia notoriamente la diferencia en cuanto a forma entre ambos mapas. Por regresión polinómica, no se delinea ningún tipo de cuerpo o forma de la anomalía, como en el caso contrario para el mapa generado por análisis espectral. Se puede interpretar que el método de regresión polinómica muestra la tendencia en que los valores de anomalía disminuyen (flechas azules) y aumentan (flecha amarilla) para la zona de estudio. Mientras que por análisis espectral se detalla mucho más a fondo como varían las anomalías.
+$
6.5 Deconvolución de Euler. Para este estudio se realizó la deconvolucion de Euler para determinar la profundidad estimada de las fuentes de anomalía, para este caso la fuente sería el contacto los sedimentos y las capas más densas con las cuales el espesor sedimentario estaría contrastando. Para realizar este estudio se usó el programa Oasis Montaj. Para focalizar el análisis entre el contacto entre estructuras, se usó el índice estructural 0 (cero), el cual se define para esta función. Como se explicó anteriormente, el índice estructural se define dependiendo de la estructura que se desea localizar. A continuación la tabla entre la forma de la estructura y el índice estructural que se aplica: Tabla 6.2. Í ndices estructurales para realizar deconvolución de Euler. Indice estructural
Función
-1
Fallas
0
Contactos
1
Cuerpos cilíndricos
2
Cuerpos esféricos
En el análisis de Euler, las fuentes se solapan unas con otras, pero de igual forma podemos ver que las mayores profundidades se encuentran en el norte, en la zona de Naguanagua y hacia el sur adentrándose en la cuenca del Lago de Valencia. En la zona central se concentran fuentes de mediana profundidad. Dominando los indicadores de profundidades aproximadas a los 300 mts en el área de estudio.
+%
Fig 6.18. Mapa de Deconvolución de Euler. Índice estructural 0. En la zona central encontramos espesores de hasta 300 mts, que coincide con el análisis espectral realizado por provincias que se muestra a continuación. En el norte, zona Naguanagua vemos algunos puntos que coinciden con profundidades de hasta 500 mts que se acercan a las profundidades identificadas en el análisis espectral. Las zonas de mediana profundidad que llegan hasta los 300 mts dominan la mayor parte de la zona de Valencia.
6.6 Análisis espectral por zonas. En primer lugar se dividió la zona de estudio en 4 provincias y se realizó un análisis espectral a cada una, esto con la finalidad de obtener de manera más detallada los espectros de
+&
frecuencia con profundidades estimadas para cada provincia y realizar los perfiles con profundidades más precisas para cada zona. El criterio para dividir las provincias fue de agrupar zonas con valores de anomalía similares. Oasis Montaj permite extraer y visualizar los valores del espectro en EXCEL, lo cual permitió hacer un estudio más detallado de las diferentes pendientes que forman el espectro. Para ello se graficó el número de onda versus el logaritmo neperiano de la energía del espectro. Luego se añadió una línea de tendencia para cada pendiente observada y la opción de Excel de colocar la ecuación de la línea de tendencia, del cual se obtiene el valor de la pendiente para realizar el cálculo de la profundidad. Este estudio se realizó para cada provincia. Con la relación de profundidades de Spector y Grant (1970), donde la pendiente del espectro dividido entre 4&, nos da la profundidad de los topes de los cuerpos fuentes de las anomalías. Es importante destacar, que las profundidades estimadas, no representan las profundidades de estas superficies en todos los puntos del mapa, sino que indican el promedio radial de estos en el mapa. La zona de estudio se dividió de la siguiente manera (fig 6.19):
+'
Fig 6.19. División de la zona de estudio en 4 partes, a las cuales llamaremos provincias.
Ahora analizaremos la zona de estudio por provincias: Para la provincia 1, es la zona que posee en su mayor proporción los valores más bajos para la anomalía de Bouguer. El espectro de frecuencia para esta provincia se muestra a continuación en la fig 6.20:
+(
Fig 6.20 Espectro de frecuencia para la provincia 1. Luego de realizar el análisis de pendientes en EXCEL que se describió anteriormente, se obtuvo 442 y 223 metros como profundidades principales fuentes de anomalía. Para la provincia 2, al igual que la provincia 3, son provincias donde predominan los valores positivos más altos de anomalía. A continuación el espectro de frecuencia para cada provincia:
Fig 6.21. Espectro de frecuencia para la provincia 2. +)
Para la provincia 2, obtenemos un valor para la pendiente principal una profundidad promedio de 203mts. Para la provincia 3, obtenemos de manera similar, la profundidad de 187 mts con la pendiente de componente somera
Fig 6.22. Espectro de frecuencia para la provincia 3. Finalmente para la provincia 4, el espectro de frecuencia (fig. 6.23):
+*
Fig 6.23. Espectro de frecuencia para la provincia 4.
Para la provincia 4, se obtuvo el valor de profundidad mayor alrededor de los 380 mts aproximadamente y la menor 140 mts. Esta provincia ya muestra la tendencia a disminuir los valores de anomalía mientras más nos adentramos a la cuenca del Lago de Valencia.
6.7 Derivada vertical en el dominio de la frecuencia En el programa Oasis Montaj, se generó el mapa de derivada vertical. Esta aplicación matemática se implementó sobre el mallado original de anomalía de Bouguer y obtenemos un mapa equivalente al de anomalías residuales. Esta operación nos permite acentuar y mejorar las anomalías de alta frecuencia o de baja longitud de onda que son debidas generalmente a fuentes más someras. Observamos los mínimos que se obtienen en la parte norte y sur, con cierta similitud al mapa regional, donde podemos concluir que el mapa de derivadas Z tiene aporte en la señal de
++
cuerpos más profundos, ya que el dominio de las anomalías está contenido en este mapa. Al margen Este y Oeste observamos los valores más altos, de igual forma que el mapa regional antes mencionado, acorde a la topografía y geología de la zona, ya que nos acercamos a las zonas de afloramiento de roca, por lo tanto disminuye el espesor sedimentario. El alargamiento de cuerpos en los bordes, lo más probable es que se deban a efectos de borde.
Fig 6.24. Derivada en Z del mallado original del mapa de Anomalía de Bouguer.
6.8 Perfiles en GM-SYS Se realizaron tres perfiles en la zona de estudio. Uno norte-sur, pasando por la perforación que FUNVISIS que llegó a 240 mts sin llegar a roca.
+,
Dos perfiles perpendiculares al norte-sur. Uno al norte y otro al sur que cruza por la perforación.
Fig 6.25 Mapa de ubicación de perfiles. (Líneas verdes)
Se van a mostrar los perfiles en el formato de dos recuadros, el superior muestra la gravedad observada, la gravedad calculada y el error del perfil. En el recuadro de abajo el modelo del perfil geológico (Fig 6.26). Para la escala en profundidad, los valores son positivos por debajo de nivel cero y los valores son negativos para las alturas por encima del nivel cero. A continuación, se muestra en el perfil sur que cruza la perforación, en el perfil geológico se estima una profundidad de 265mts. La perforación nos da seguridad de que al menos en 240 mts no se ha llegado a roca. ,-
Este perfil tiene una extensión de 5235 mts.
"
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Fig 6.26 Perfil abarcando la zona sur. Dirección oeste-este. Línea negra muestra la ubicación de la perforación y la intersección con el perfil norte-sur. Podemos atribuir el mayor espesor de sedimentos en la zona central al curso del río Cabriales. El color verde claro asociado a la formación Las Brisas y el verde oscuro a la formación Las Mercedes. Se buscó concordancia con el mapa geológico de la zona, donde se aprecia que en la parte este aflora la formación Las Mercedes y en la parte Oeste la formación Las Brisas. El segundo perfil tiene dirección oeste-este, ubicado en el norte, perpendicular al perfil norte-sur. Observamos color verde claro y oscuro para formación las Brisas y Las Mercedes respectivamente y el color rosado para Esquisto de San Julián. Se muestra concordancia con el mapa geológico de la zona de estudio. Para la ubicación de este perfil, en el oeste aflora el Esquisto de San Julián y para la zona Este aflora Esquisto Las Brisas. Este perfil tiene una extensión de 5240 mts.
,$
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#
Fig 6.27 Perfil ubicado zona norte. Dirección oeste-este. Línea negra muestra la intersección con el perfil norte-sur. El siguiente perfil que cruza toda la zona en su mayor extensión, dirección norte-sur, posee una extensión de 15.200 mts.
$
%
Fig 6.28 Perfil norte-sur. (Línea negra punteada: falla inferida cartografiada del mapa geológico de Venezuela. Punto rojo: Perforación de FUNVISIS, intersección con perfil W-E sur, Línea azul: intersección con el perfil W-E norte). Además en este perfil, al norte aflora el Gneis de Cabriales, representado por el color lila. ,%
Hacia al sur solo aflora el Esquisto las Mercedes y se comienza a observar la tendencia a aumentar los espesores de sedimentos a medida que nos adentramos a la cuenca del Lago de Valencia. En la zona norte de la ciudad de Valencia encontramos los mayores espesores de sedimentos en el sector de Naguanagua, esto coincide con el informe de Vernáez et al, 2011, en el Proyecto de Investigación Aplicada a la Gestión Integral de Riesgo en Espacios Urbanos, con mediciones de ruido ambiental en la región de Valencia en el cual se estimó espesores alrededor de los 300 mts, basados en el análisis de los períodos fundamentales de vibración del suelo. Para la zona donde se encuentra la perforación de 240 mts sin encontrar roca, Vernáez et al. 2011, estima un espesor de hasta 200 mts, el cual nos lleva a considerar un margen de error, respecto al espesor encontrado con el método gravimétrico y el método de ruido.
6.9 Mapa de Espesores Para realizar el mapa de espesores se hicieron cuatro perfiles más paralelos a los ya creados en dirección oeste-este con la finalidad de interpolar las profundidades del contacto sedimento-roca entre todos los perfiles de dirección oeste-este (Fig 6.29). En el mapa de espesores (Fig 6.29 y 6.30) como ya se discutió en los perfiles, los mayores espesores los encontramos en la zona norte de Naguanagua y en las zonas sur del área de estudio, en la parroquia San Blas y Rafael Urdaneta las cuales van adentrándose más a la cuenca. Estos mayores espesores como se viene explicando se esperaban en las regiones donde encontramos los valores más bajos de anomalía. Se espera que a medida que nos acerquemos a la cuenca, los espesores aumenten. Los menores espesores en los márgenes de Valencia varían entre 0 y 80 mts. Mientras que para los mayores espesores varían entre 300 y 450 mts aproximadamente Para el punto de perforación actual de FUNVISIS se estiman valores de 280-300 metros.
,&
Fig 6.29 Perfiles para generar mapa de espesores.
,'
-
5;8
Fig 6.30 Mapa de Espesores Este mapa lo podemos comparar con el realizado por Vernáez et al, 2011 a través de el método de ruido ambiental. A pesar de cierta discrepancia respecto a los valores de espesores obtenidos, por ambos métodos se estimaron las zonas de mayor espesor sedimentario. En la fig 6.31, se observa el mapa de espesores sobre la vialidad de Valencia:
,(
5;8
Fig 6.31 Mapa de espesores sobre la vialidad,
,)
Conclusiones
El estudio gravimétrico resultó ser una herramienta bastante efectiva para determinar los contrastes de densidades en el subsuelo. En este caso el contraste entre depósitos de sedimentos recientes cuaternarios y basamento rocoso metamórfico que aflora en los alrededores de la ciudad de Valencia. Los valores de anomalía de Bouguer para la zona de estudio presentan el valor máximo de 28,5 mGal y el valor mínimo de 17 mGal. Para las anomalías residuales se obtiene el valor máximo de 5,1 mGal y el valor mínimo de -1,7 mGal. Los datos de altura satelitales se corresponden bastante bien con las alturas obtenidas en campo para la zona de estudio. El programa Oasis Montaj posee una serie de herramientas que permiten complementar el estudio gravimétrico e integrar mayores resultados al momento de realizar los perfiles geológicos de la zona de estudio. Una herramienta bastante eficaz es el análisis espectral, que con la transformada de Fourier permite realizar un estudio en el dominio de las frecuencias e identificar fuentes profundas y someras con las pendientes del espectro. Se identificaron las zonas de mayor espesor sedimentario en el norte, en el sector de Naguanagua, con espesores de aproximadamente 415 mts y hacia el sur llegando a los 380 mts en promedio con las profundidades estimadas a partir del espectro de frecuencias y donde se comienza a observar la tendencia de aumento de estos espesores a medida que nos adentremos en la Cuenca del Lago de Valencia. En la zona central espesores promedios de 250 mts. Que encontremos mayores espesores al norte, luego en la zona central medios y de nuevo mayores espesores en el sur se puede atribuir a bloques fallados, debido al proceso de formación de la Cordillera de la Costa. Fallas en la región con cierta componente normal que esté causando una zona de grabens. En el mapa de Peeters, 1968 (ver Apéndice A), cartografía fallas que atraviesan la zona de mínimos encontradas en el mapa de Anomalías de Bouguer. La presencia de esta especie de subcuenca en el norte se puede atribuir a estas fallas. Además, la Cuenca del Lago de Valencia es una zona donde confluyen más de 20 caudales de ríos, es una región de constantes transportes de sedimentos y depositación, comenzando desde las zonas montañosas
,*
con tamaños de grano más grueso, grava y a medida que nos acercamos a la cuenca sedimentos de tamaño de grano fino. Las zonas de mayor espesor de sedimentos corresponden con el informe de Vernáez et al, (2011) de los estudios de ruido ambiental hechos en la ciudad de Valencia. Comparando los espesores sedimentarios obtenidos por ruido y gravimetría hay cierta discrepancia. Sin embargo, en el mapa generado por ruido se estiman espesores de 240 mts aproximadamente para la zona donde se está llevando a cabo la perforación de FUNVISIS en Valencia, cerca de la avenida Bolívar, en el rectorado de la Universidad de Carabobo, el cual se llegó a 240 mts de profundidad perforados sin llegar a roca, mientras que con el método gravimétrico se estiman para esta zona espesores de 270-320 mts aproximadamente. A pesar de estas discrepancias en cuanto a espesores, por ambos métodos se aprecian las zonas de mayor y menor espesor de sedimento. Para obtener la anomalía regional y residual
por el método de análisis espectral
estudiando el espectro de potencia separando bajas y altas frencuencias y el método matemático de regresión polinomial, se logra observar mayor detalle de los cuerpos fuentes de las anomalías utilizando el espectro de frecuencias. Oasis Montaj permite una ventana interactiva en la aplicación del filtro, donde se observa el espectro, el filtro a utilizar y el espectro resultante, visualizando las frecuencias que se desean eliminar. A su vez, el método arroja una ventana de solución de profundidades estimadas en kilómetros, que se obtienen de la fórmula de Spector y Grant (1970), con el análisis de las pendientes del espectro. Sin embargo,de igual forma tanto por análisis espectral y por regresión polinómica, se localizan los altos y los mínimos en las mismas zonas del mapa. Para la realización de los perfiles, se usaron densidades tomadas de publicaciones geológicas. Se probaron valores de densidad tomados de la literatura y se modificaron un poco para adaptar el perfil a las profundidades estimadas por los métodos anteriormente descritos. Estas densidades se ajustaron de manera satisfactoria acorde a la gravedad observada y la geología de la zona de estudio
.
,+
Recomendaciones
Se recomienda tomar muestras de las formaciones que afloran en la zona de estudio y determinar sus respectivas densidades. Esto aumentaría la precisión a la hora de realizar el modelado y ajustar mucho mejor el contraste de densidades que arroja el mapa de anomalía de Bouguer. Una vez obtenidos todas las estaciones gravimétricas de la Cuenca del Lago de Valencia, se recomienda re-procesar todos los datos en conjunto, y realizar las respectivas correcciones gravimétricas. Sería interesante evaluar y tomar en cuenta las alturas elipsoidales determinadas para cada estación, ya que las correcciones se hicieron a un mismo nivel de referencia, seguramente usando la altura elipsoidal para cada estación aumentaría la exactitud del estudio. Proveer los resultados obtenidos y aplicarlos a la normativa para construcciones sismoresistentes. Se recomienda hacer estudios complementarios con otros métodos geofísicos como sísmica de reflexión, para obtener mayor información de amarre para los datos y correlacionar los perfiles realizados. También, realizar otros pozos en las zonas de mayores espesores hasta roca dura, tomando en cuenta la zona norte de Naguanagua y en zonas más cercanas a la cuenca, con la finalidad de controlar los espesores obtenidos, la litología de la región y correlacionarlos con los métodos geofísicos y ajustar los modelos realizados.
Se debería revisar los puntos de la Red
Gravimétrica de Venezuela para saber cuales siguen disponibles y cuáles no, si se han creado nuevos puntos en la red y actualizarla. Ya que la búsqueda de BM en la ciudad de Valencia fue bastante difícil, resultando como solución el traslado de base desde la ciudad de Maracay. Debido a esto proveer las nuevas bases gravimétricas calculadas en este tipo estudios para que puedan ser usadas en estudios posteriores. Una vez integrados todos los datos adquiridos en la Cuenca del Lago de Valencia, realizar una interpretación estructural
mucho más regional del área, considerando las fallas ya
cartografiadas por los distintos mapas geológicos publicados, unidades que afloran en toda la región y realizar perfiles de mayor longitud y profundidad. Con mayor densidad de datos el análisis espectral aportaría mejores resultados en profundidad. ,,
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Yamazaki, Y., Audemard, F., Hernández, J. J., Orihuela, N., Safina, S., Schmitz, M., Altez, R., Tanaka, I., Kagawa, H., Jica. Study Team Earthquake Disaster Group. (2004). Earthquake Scenarios in Caracas for Disaster Prevention. XVIII Seminario de Geotecnia, Caracas, Memorias en CD, 11 pp.
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Yamazaki, Y., Audemard, F., Altez, R., Hernández, J. J., Orihuela, N., Safina, S., Schmitz, M., Tanaka, I., Kagawa, H., Jica Study Team-Earthquake Disaster Group. (2005). Estimation of the seismic intensity in Caracas during the 1812 earthquake using seismic microzonation methodology. Revista Geográfica Venezolana, Número Especial 2005, 199-216.
Páginas Web Consultadas •
http://nacc.upc.es/tierra/node10.html (Consultada en Mayo, 2012)
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http://www.pdv.com/lexico/lexicoh.htm (Consultada en Mayo, 2012)
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http://www.a-venezuela.com/mapas/map/html/estados/carabobo.html
(Consultada
en
Mayo, 2012)
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http://www.dap.geosoft.com Datos de elevación digital de la ciudad de Valencia. (Agosto, 2012). $-(
APÉNDICE A
Fig A.1 Mapa de la Cuenca del Lago de Valencia. Realizado por Leo Peeters en Origen y Evolución de la cuenca del Lago de Valencia, 1968.
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APÉNDICE B
Fig B.1 Plano base del área de estudio donde se muestran los municipios San Diego, Naguanagua y las Parroquias Urbanas del municipio Valencia. Rectángulo rojo: zona de estudio. Tomado de Parra, 2012.
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