universidad simón bolívar decanato de estudios profesionales

UNIVERSIDAD SIMÓN BOLÍVAR
DECANATO DE ESTUDIOS PROFESIONALES
COORDINACIÓN DE INGENIERÍA GEOFÍSICA
ANÁLISIS DE DATOS GRAVIMÉTRICOS Y MODELADO 3D DEL ÁREA
URBANA DE LA CIUDAD DE BOCONÓ, ESTADO TRUJILLO
Por:
Abiel Nomar León Segura
PROYECTO DE GRADO
Presentado ante la Ilustre Universidad Simón Bolívar
como requisito parcial para optar por el título de
Ingeniero Geofísico
Sartenejas, Marzo 2016
UNIVERSIDAD SIMÓN BOLÍVAR
DECANATO DE ESTUDIOS PROFESIONALES
COORDINACIÓN DE INGENIERÍA GEOFÍSICA
ANÁLISIS DE DATOS GRAVIMÉTRICOS Y MODELADO 3D DEL ÁREA
URBANA DE LA CIUDAD DE BOCONÓ, ESTADO TRUJILLO
Por:
Abiel Nomar León Segura
Realizado con la asesoría de:
Tutor Académico: Msc. Víctor Rocabado
Co-Tutor: PhD. Javier Sánchez -FUNVISIS
PROYECTO DE GRADO
Presentado ante la Ilustre Universidad Simón Bolívar
como requisito parcial para optar por el título de
Ingeniero Geofísico
Sartenejas, Marzo 2016
RESUMEN
Este trabajo presenta los resultados obtenidos de un estudio gravimétrico realizado en la ciudad
de Boconó, que forma parte de un proyecto llevado a cabo por la Fundación Venezolana de
Investigaciones Sismológicas (FUNVISIS), con el financiamiento del Fondo Nacional de
Ciencia, Tecnología e Innovación (FONACIT), cuyo principal objetivo es evaluar las condiciones
de riesgo de las ciudades de Boconó, Trujillo y Valera, las cuales se encuentran en las cercanías
de la Falla de Boconó. Considerando esta condición surge la necesidad de realizar estudios que
sirvan de soporte en la planificación urbana de la región de los Andes Venezolanos, así como en
el diagnóstico y reforzamiento estructural de las zonas ya urbanizadas.
Específicamente, este estudio permitió determinar el espesor sedimentario de la ciudad de
Boconó, mediante la construcción de un modelo gravimétrico 3D, con la incorporación de
información geológica. Los datos gravimétricos usados fueron obtenidos en el año 2013. Se
presentan los mapas de anomalías de Bouguer, regional y residual obtenidos a partir de datos y el
análisis realizado mediante diversas técnicas avanzadas como el análisis espectral y la
deconvolución de Euler. Posteriormente, a partir de los datos gravimétricos, geológicos,
geomorfológicos y geotécnicos del área, se realizó un modelo 3D integrado del subsuelo de la
zona de estudio, con el cual se determinó la forma y geometría del cono aluvial sobre el cual se
asienta la ciudad de Boconó, y se generó el mapa de espesor sedimentario correspondiente.
iv
DEDICATORIA
A Elbia Elina León, mi madre.
Gracias por tanto…
v
AGRADECIMIENTOS
El inicio, desarrollo y conclusión de este trabajo de grado se deben, en buena medida, al apoyo
de familiares, tutores y compañeros de estudio y trabajo quienes, en los momentos
correspondientes, prestaron minutos (u horas) de su valioso tiempo para dedicarlo a colaborar con
mi aprendizaje en relación al desarrollo de este proyecto.
Agradezco especialmente a mi madre, Elbia León, por su dedicación y apoyo incondicional
durante toda mi carrera de pregrado y, especialmente, en el último año de ella. Solo tú conoces la
historia completa. GRACIAS!
A mis amigos de la familia Martínez Sulbarán de San Antonio de los Altos; Walter Martinez,
Ana Sulbarán, Walter Roberto Martínez y Verónica Martínez, por su diligencia oportuna en
momentos adversos, y por ser dueños de la casa en la que puedo jugar con Miel (mi pella bella),
reposando de mis horas de trabajo y estudio para volver a casa con más energía.
Al Profesor Andrés Pilloud, por ser la inspiración inicial de mi carrera y por tenderme la mano
en todo momento, preocupándose por mi bienestar y progreso. El día que lo conocí, siendo una
niña de 11 años, decidí que quería estudiar algo relacionado con aquello sobre lo que usted me
había enseñado con tanto interés: “ROCAS… no piedras”
Al Ingeniero, Profesor Víctor Rocabado, por creer en mí incluso más que yo en el momento
más difícil, poniendo en mis manos la oportunidad de desarrollar este trabajo.
Al Doctor Javier Sánchez-Rojas, por su amplia disposición a guiarme en mi trabajo y por
enseñarme tantas cosas en el recorrido. Gracias a la vida por brindarme más que un tutor de tesis,
gracias por brindarme un nuevo amigo.
Al Fondo Nacional de Ciencia, Tecnología e Innovación (FONACIT), por brindar su apoyo
financiero para el desarrollo de este trabajo bajo el proyecto No. 2011001400, titulado
“Investigación aplicada a la gestión de riesgo sísmico en las ciudades de Valera, Trujillo y
Boconó, estado Trujillo, con fines de planificación urbana”.
Al Ingeniero Oscar García, quien realizó previamente este mismo estudio en la ciudad de
Trujillo y mostró amplia disposición a aclarar mis dudas. Gracias Oscar!
vi
A mis amigos y compañeros tesistas en FUNVISIS: Freddy Rondón, Jhoelis Calderón, Lorena
Cisneros (alias “Lore1”), Ederson Villamizar y Samuel Canino, quienes me acompañaron en este
remate final hacia mi grado, brindándome además su apoyo y resolviendo más de una duda.
A mis amigos geofísicos que en algún momento de mi carrera me brindaron su apoyo, tanto a
nivel académico como personal, especialmente a:
Andrea Rodríguez, “Mujerrr!!!” Por los mejores cuentos...!
A Gianfranco Mastrorosa, Francisco Grisanti, Victoria Alegría Jiménez, Carlos “Piñerito”
Piñero, Fernando Sorondo, Pedro Medina, Edinson Medina, Brian Villamizar y Andrea
Gloreinaldy Paris Castellanos, por hacer más amenos mis días de carrera.
Ah..! Y a David Alexander Mora Calderón… por la pizza más rica de la historia ;)
Gracias a todos por cada buen momento compartido. Siempre estarán, o en mi presente, o en
mis mejores recuerdos. Hora de seguir el camino!
El Tao que puede expresarse
no es el Tao eterno…
vii
ÍNDICE GENERAL
ACTA DE EVALUACIÓN DEL PROYECTO DE GRADO ..................................................... iii
RESUMEN ................................................................................................................................ iv
DEDICATORIA ........................................................................................................................ iv
AGRADECIMIENTOS ............................................................................................................. vi
ÍNDICE GENERAL ................................................................................................................ viii
ÍNDICE DE TABLAS ................................................................................................................ x
ÍNDICE DE FIGURAS .............................................................................................................. xi
INTRODUCCIÓN ...................................................................................................................... 1
CAPÍTULO I. ASPECTOS GENERALES.................................................................................. 2
1.1 Objetivos ............................................................................................................................... 2
1.2 Justificación del Proyecto ...................................................................................................... 3
1.3 Ubicación del Área de Estudio .............................................................................................. 4
1.4 Antecedentes ......................................................................................................................... 6
CAPÍTULO II. MARCO GEOLÓGICO ..................................................................................... 7
2.1 Geología Regional ................................................................................................................. 7
2.2 Geología Local .................................................................................................................... 13
CAPÍTULO III. MARCO TEÓRICO ........................................................................................ 18
3.1 Ley de gravitación universal ................................................................................................ 18
3.2 El método gravimétrico ....................................................................................................... 19
3.3 Superficies de referencia ..................................................................................................... 19
3.4 Anomalías gravimétricas .................................................................................................... 21
3.5 Correcciones gravimétricas ................................................................................................. 22
3.6 Análisis estadístico .............................................................................................................. 26
3.7 Interpretación de anomalías gravimétricas ........................................................................... 31
3.8 Modelado Gravimétrico ...................................................................................................... 35
CAPÍTULO IV. METODOLOGÍA ........................................................................................... 37
4.1 Procesamiento de datos gravimétricos ................................................................................. 37
4.2 Análisis estadístico .............................................................................................................. 40
4.3 Elaboración de mapas .......................................................................................................... 40
4.4 Separación regional-residual ............................................................................................... 40
4.5 Deconvolución de Euler ...................................................................................................... 42
4.6 Modelado Gravimétrico ...................................................................................................... 43
CAPÍTULO V. RESULTADOS Y ANÁLISIS ......................................................................... 46
5.1 Análisis Estadístico de los datos de Anomalía de Bouguer .................................................. 46
5.2 Mapa de estaciones gravimétricas utilizadas ........................................................................ 50
5.3 Mapa de alturas ortométricas ............................................................................................... 51
5.4 Mapa de gravedad observada ............................................................................................... 52
5.3 Mapa de Anomalía de Bouguer ........................................................................................... 53
5.4 Deconvolución de Euler ...................................................................................................... 60
5.5 Modelado Gravimétrico ...................................................................................................... 64
5.6 Mapa de espesores .............................................................................................................. 68
CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES ......................................................................... 70
REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS ....................................................................................... 71
APENDICES ............................................................................................................................ 74
ix
ÍNDICE DE TABLAS
Tabla 4.1: Lista de Programas utilizado para el procesamiento de los datos gravimétricos en
todas las etapas metodológicas del proyecto……………………………………………………..38
Tabla 4.2: Polinomios utilizados para la separación en componentes de la AB por el método de
regresión polinómica……………………………………………………………………………..41
Tabla 4.3: Densidades consideradas e incorporadas inicialmente para modelar en el programa
IGMAS…………………………………………………………………………………………...45
Tabla 5.1: Resumen del análisis estadístico de la anomalía de Bouguer………………………..46
Tabla 5.2: Resultados precisos de las profundidades de fuentes de anomalía mediante el análisis
de tendencias del gráfico de la Figura 5.9………………………………………………………..56
Tabla 5.3: Densidades resultantes para lograr el mejor ajuste al modelar en el programa
IGMAS…………………………………………………………………………………………...65
x
ÍNDICE DE FIGURAS
Figura 1.1. Ubicación del municipio Boconó entre sus municipios y estados fronterizos……......4
Figura 1.2. Imagen esquema de la distribución aproximada de sectores urbanos en la ciudad de
Boconó. Tomada y modificada de Google Maps………………………………………………….5
Figura 2.1. Movimiento relativo de la Placa Caribe con respecto a la Placa Suramericana…..… 8
Figura 2.2. Tectonosecuencias de Venezuela (Audemard y Serrano, 2000)………………….….9
Figura 2.3. Mapa de distribución de terrenos autóctonos, parautóctonos y alóctonos en el norte
de Suramérica, en los cuales hay rocas paleozoicas. (Schlumberger, 1997)……………………. 11
Figura 2.4. Mapa de distribución de terrenos autóctonos, parautóctonos y alóctonos y en el norte
de Suramérica, en los cuales hay rocas precámbricas. (Schlumberger, 1997)………………….. 12
Figura 2.5. Mapa geológico modificado y actualizado de Compañía Shell de Venezuela y Creole
Petroleum Corporation (1964), García and Campos (1986) y Hackley, Urbani et al. (2006). Fallas
de triángulo de Audemard, 1998……………………………………………………...……….…14
Figura 2.6. Esquema de distribución de zonas de un abanico aluvial…………………………...16
Figura 3.1. Esquema que muestra el elipsoide, geoide y la superficie topográfica (Modificado de
Li et al., 2001)…………………………………………………………………………………….19
Figura 3.2. Elevación
sobre el geoide, alura elipsoidal , y ondulación del geoide
con
respecto el elipsoide (Modificado de Li et al., 2001)…………………………………………… 21
Figura 3.3. Esquema representativo de un diagrama de caja……………………………………29
Figura 3.4. Curva representativa de una distribución normal. ………………………………….30
Figura 3.5. Espectro de potencia de un mapa de anomalía de Bouguer (ejemplo general).
Modificado de Sánchez Jiménez et al. 1998……………………………………………………...33
Figura 4.1. Ubicación de los puntos de adquisición de datos geofísicos empleados en estudios
previos aplicados en la zona…………………………………………………………………...…44
Figura 5.1. Histograma de frecuencia de los valores de Anomalía de Bouguer, en el que se
evidencia una superioridad de valores más negativos, dentro de un conjunto total de datos
bimodalmente distribuidos.………………………………………………………...……….……47
Figura 5.2. Gráfico Q-Q normal de la Anomalía de Bouguer, en el que se observa que los datos
no presentan una distribución normal………………………..…………………………...………48
Figura 5.3. Diagrama de caja de la Anomalía de Bouguer. Muestra que aproximadamente el 50%
de valores son superiores a -48 mGal…………………….………………………………………49
xi
Figura 5.4. Distribución espacial de las estaciones gravimétricas en la zona de estudio y límite de
sedimentos cuaternarios…………………………………………………………………………..50
Figura 5.5. Mapa de alturas ortométricas, con estaciones gravimétricas y límite de
sedimentos……………………………………………………………………………………..…51
Figura 5.6. Mapa de gravedad observada en la zona de estudio, estaciones gravimétricas y límite
de sedimentos cuaternarios……………………………………………………………………….52
Figura 5.7. Mapa de Anomalía de Bouguer, integrado con las estructuras geológicas presentes en
la zona (Fallas de triángulo. Audemard, 1998) y los puntos de adquisición……………………..54
Figura 5.8. Separación de las componentes regional y residual de la AB mediante el método de
regresión polinómica……………………………………………………………………………..55
Figura 5.9. Análisis espectral. La profundidad de cada fuente está asociada a la variación de la
pendiente del gráfico……………………………………………………………………………..56
Figura 5.10. Mapa de la componente regional de la AB, obtenida mediante la técnica de
separación espectral, aplicando un filtro Gaussiano………………………………………….…..57
Figura 5.11. Mapa de la componente residual de la AB, obtenida mediante la técnica de
separación espectral, aplicando un filtro Gaussiano…………………………………..………….58
Figura 5.12. Comparación de tendencia entre la componente regional y residual de la AB…….59
Figura 5.13. Soluciones de Euler para índices estructurales 0.5 (a) y 1 (b) sobre el mapa de
unidades litoestratigráficas presentes en la zona…………………………………………………61
Figura 5.14. Resultado de la deconvolución de Euler para IE = 0 sobre el mapa de unidades
litoestratigráficas presentes en la zona………………………………………………...…………63
Figura 5.15. Vista desde el tope del modelo 3D elaborado en el programa IGMAS, integrado
bajo el mapa geológico de la zona (con transparencia)…………………………………………..65
Figura 5.16. Vista en ángulo del modelo 3D elaborado en el programa IGMAS, integrado bajo el
mapa geológico de la zona………………………………………………………………………..66
Figura 5.17. Ajuste de la sección 2D 4.12, que atraviesa el área central de la ciudad de Boconó.
Mapa de ubicación referencial en la esquina superior derecha (perfil línea color rojo)………….67
Figura 5.18. Vista en ángulo del modelo final 3D elaborado en el programa IGMAS, a partir del
cual se construyó el mapa de espesores de la ciudad……………………………………………..68
Figura 5.19. Mapa de espesor de sedimentos infrayacentes a la ciudad de Boconó, con la
distribución correspondiente de sectores urbanos………………………………………………69
xii
1
INTRODUCCIÓN
Ubicada al sureste del estado Trujillo (Figura), la ciudad de Boconó está en pleno eje de
la falla que lleva su mismo nombre y que configura uno de los accidentes geográficos más
importantes del país por su largo historial sísmico. De allí la importancia de desarrollar planes y
proyectos de investigación que permitan conocer y clasificar el nivel de riesgo sísmico de la zona
y las medidas de prevención correspondientes para reducir su vulnerabilidad ante un hecho de
esa naturaleza. De modo que el objetivo general de ésta investigación es la estimación del espesor
de sedimentos sobre el cual se asienta la ciudad de Boconó y, a partir de esa información poder
aplicar el proceso de microzonificación correspondiente.
Figura: Ubicación de área de estudio. Fallas de triángulo tomadas de Audemard, 1998.
CAPÍTULO I
ASPECTOS GENERALES
1.1 Objetivos
Objetivo General:
Realizar el análisis de los datos gravimétricos disponibles y un modelo gravimétrico 3D
para determinar el espesor de sedimentos del área urbana de la ciudad de Boconó, estado Trujillo.
Objetivos Específicos:

Integrar información de estudios geológicos, cartográficos, estructurales y gravimétricos
realizados anteriormente en el área de estudio.

Analizar e interpretar los datos de gravedad observada, anomalía de aire libre y anomalía
de Bouguer.

Realizar un estudio geoestadístico de los valores de anomalía de Bouguer que se manejan
para evaluar su representatividad.

Construir un mapa de anomalías de Bouguer.

Realizar la separación de las componentes regional y residual de la anomalía de Bouguer
mediante el uso de superficies polinómicas y análisis espectral de los datos, y analizar e
interpretar cualitativa y cuantitativamente los mapas generados.

Realizar el análisis de curvatura de los mapas de anomalía de Bouguer y residual
generados.

Realizar el análisis espectral de los mapas de anomalía de Bouguer y de la componente
residual obtenida.
3

Determinar la profundidad de anomalías de Bouguer y de la componente residual
mediante análisis espectral en diferentes zonas del área de estudio.

Determinar la profundidad de anomalías gravimétricas mediante deconvolución de Euler.

Realizar el modelado gravimétrico 3D de la zona de estudio.

Realizar la integración de los datos en un Sistema de Información Geográfica (SIG).

Generar el mapa de espesor de sedimentos a partir del modelo 3D construido.

Realizar la interpretación, redacción de los resultados y conclusiones obtenidas.
1.2 Justificación del Proyecto
Durante los últimos años en Venezuela se ha tomado en cuenta la necesidad de invertir
en estudios destinados a la mejora de la planificación urbana, tomando en cuenta las proyecciones
de crecimiento poblacional y el riesgo sísmico asociado a las distintas regiones del país. Debido a
que Venezuela posee un gran potencial sísmico, es de primordial importancia desarrollar dichas
investigaciones sobretodo en las poblaciones de asentamiento más cercano a cualquiera de los
sistemas de fallas que atraviesan la geografía venezolana.
La ciudad de Boconó está en pleno eje de la falla que lleva su mismo nombre y que
configura uno de los rasgos geológicos más importantes de Venezuela, por su largo historial
sísmico. Los movimientos telúricos más severos ocurridos en territorio venezolano, han sido
consecuencia de la interacción de la placa del Caribe con la placa Suramericana. Los sistemas de
falla de Boconó, San Sebastián y El Pilar han sido propuestos como el límite entre estas placas,
de allí la alta sismicidad que siempre se ha reportado en sus alrededores. La presencia del Sistema
de Fallas de Boconó, en las cercanías del urbanismo del mismo nombre, viene a significar un
factor muy importante a tener en cuenta al momento de emprender un proyecto de caracterización
geofísica del subsuelo de esta zona, ya que existen evidencias claras de su comportamiento
activo.
Dado el crecimiento poblacional inevitable tanto allí como en cualquier parte del país, es
necesario desarrollar estudios que permitan evaluar el riesgo sísmico y poder tomar las medidas
4
más adecuadas de planificación urbana. Particularmente el municipio Boconó, siendo el
municipio de mayor extensión territorial del estado Trujillo posee un gran potencial de
crecimiento poblacional y crecimiento urbano. La finalidad de cada proyecto de caracterización
geofísica en esta zona debe estar asociada a contribuir significativamente con una adecuada
orientación de ese potencial una vez explotado, permitiendo un desarrollo urbano estratégico y
responsable que garantice la preservación de la mayor cantidad de bienes humanos y materiales
una vez presentada una emergencia sísmica.
1.3 Ubicación del Área de Estudio
En Venezuela, ubicado al Sureste del estado Trujillo, el municipio Boconó limita por el
Norte con los municipios Carache y Pampán; por el Sur, con los estados Barinas y Portuguesa;
por el Este, con el municipio trujillano Juan Vicente Campo Elías y el estado Portuguesa; al
Oeste con los municipios Urdaneta y Trujillo del estado Trujillo y el estado Mérida (Figura 1.1).
Figura 1.1. Ubicación del municipio Boconó entre sus municipios y estados fronterizos.
5
El área de la ciudad de Boconó está dividida en varios sectores urbanos, entre ellos
pueden mencionarse Las Rurales y el Sector 20 Casitas como los más alejados del casco central,
mientras que Valle Verde y el Sector la Milla se encuentra en áreas que presentan un mayor
desarrollo urbanístico. Sin embargo, la mayor cantidad de población y desarrollo de
infraestructura de la ciudad de Boconó se concentra en su centro, en las cercanías del Barrio La
Sabanita, la Calle Bolívar y la avenida Rotaria.
Figura 1.2. Imagen esquema de la distribución aproximada de sectores urbanos en la ciudad de
Boconó. Tomada y modificada de Google Maps.
6
1.4 Antecedentes
Linares, M. (2014), mediante aplicación del método de refracción de microtremores, determinó
las velocidades de onda de corte en los primeros 30 metros de profundidad (Vs30) en la ciudad de
Boconó, con el objetivo principal de clasificar los suelos que integran la zona según diferentes
normas nacionales e internacionales relacionadas con microzonificación sísmica.
Calderón, A. (2014), determinó períodos fundamentales de vibración de los suelos de la ciudad
de Boconó. Integrando esos valores con las velocidades de onda de corte obtenidas por el estudio
de Linares, 2014, fue posible estimar preliminarmente valores asociados al espesor de sedimentos
en la ciudad de Boconó.
Fue así como a través de la ecuación ampliada de (Rocabado, 2011) se consideraron los valores
promedio de
en cada zona, para estimar la profundidad utilizando de los valores de período
fundamental del suelo. A partir de lo anterior, se determinó que los mayores espesores de
sedimentos están alrededor de los 291,46 m correspondientes al Sector Centro, mientras que los
valores menores se aproximan a los 31,9 m espesor bajo la urbanización El Tendalito. Resultó
también que para la zona correspondiente al Aeropuerto Don Rómulo Gallegos, el espesor
sedimentario alcanza un valor de aproximadamente 230,26 m. Estos valores se ajustan a la
dinámica depositacional que ocurre dentro de un abanico aluvial, donde los mayores espesores se
ubican en la zona distal del mismo, lo cual fue verificado en este caso.
En ese trabajo se correlacionaron las condiciones geológicas y geomorfológicas en la zona
norte del área metropolitana de la ciudad de Mérida y la ciudad de Boconó, considerando los
valores correspondientes a Mérida de la velocidad promedio de las ondas de corte entre el
basamento rocoso y la capa superficial de 30m de espesor (
). Razón por la que la autora
resalta el carácter preliminar de los resultados obtenidos y la necesidad de respaldarlos con otros
estudios geofísicos, entre ellos los de tipo gravimétrico.
CAPÍTULO II
MARCO GEOLÓGICO
2.1 Geología Regional
También conocidos como cordillera de Mérida, Los Andes venezolanos comienzan al suroeste
de la depresión del Táchira y terminan al noreste en la depresión de Barquisimeto, con una
longitud aproximada de 425 Km y una anchura promedio de 80 Km.
A partir del páramo El Batallón se inicia una profunda hendidura axial, geológicamente
conectada con un sistema de fallas longitudinales y geográficamente marcada por los valles de
los ríos Mocotíes y Chama, que se prolonga al noreste unos 170 Km hasta el páramo Mucuchíes
y subdivide la cadena andina en dos cordilleras, situadas respectivamente al norte y al sureste de
la hendidura, que sólo vuelven a juntarse en el nudo de Mucuchíes. De la parte central de ese
nudo se desprende hacia el noreste la Cordillera de Trujillo, limitada al norte por el valle del río
Motatán y al sur por el curso de los ríos Santo Domingo, Burate, Boconó, Río Negro y Tocuyo.
(González de Juana, 1980)
La tectónica de la región andina de Venezuela está determinada, fundamentalmente, por el
movimiento de la Placa del Caribe en sentido Este con respecto a la placa Suramericana. La
frontera entre ambas placas, en los Andes Venezolanos, está definida por la Zona de Fallas de
Boconó (Estevez, 2004), la cual forma parte del sistema de fallas Boconó-El Pilar-San Sebastián
y configura el rasgo geológico más importante de la región, cuya cercanía al área de estudio es
determinante para la alta sismicidad que ésta reporta.
Los desplazamientos a ambos lados de dicha falla indican una especie de movimiento de
rotación en el borde sur de la placa caribeña (Figura 2.1). Una de las evidencias de este contacto
es la intensidad sísmica (fallas de Boconó y de El Pilar).
8
Figura 2.1. Movimiento relativo de la Placa Caribe con respecto a la Placa Suramericana.
Modificado de: Audemard 2000.
Durante el período Triásico, América del Sur y América del Norte, Permanecían unidas. Esto
quiere decir que no había subsidencia debido a la falta de espacio para la depositación. Razón por
la cual en la geología venezolana, el único registro Triásico que se posee, corresponde a las rocas
graníticas que afloran hoy en día en la región de Los Andes, que tienen edades absolutas entre
220 y 225 Ma, correspondiente al Triásico Medio-Tardío (Falcón, 2014). Ese magmatismo
triásico sugiere la presencia de una actividad tectónica que provocará separación en el Período
Jurásico, sin embargo aún en el Triásico la geodinámica interna no había dado pie al proceso
distensivo que propicia la sedimentación.
Durante el Jurásico Temprano, al arco de Mérida, que es una estructura alineada en dirección
Noroeste-Sureste representó un elemento fisiográfico importante, denominándose “arco” debido
a la forma adoptada por ser un obstáculo para la sedimentación paleozoica de tipo transicional
marina. Del Jurásico Medio en adelante hasta comienzos del Cretácico existió sedimentación en
territorio continental debido a la falta de espacio (Falcón, 2014).
Ya en el Cretácico, a finales de este período, aproximadamente en tiempos del Santoniense
ocurrió el paso de margen pasivo a margen activo, debido a que la Placa del Caribe hizo
9
intromisión en el noreste de Suramérica, afectando el borde cratónico, mayormente la parte
occidental por ser la más cercana. De modo que esa interacción, ocurrida a partir de finales del
Eoceno hasta el Plioceno, se da mucho más fuertemente en la región occidental de Venezuela.
Esto generó una paleogeografía mucho más compleja, lo que sugiere gran diversidad, tanto en los
ambientes sedimentarios, como en la fisiografía de la zona. Todo esto produjo gran variedad de
facies sedimentarias, lo cual se traduce en numerosas formaciones litológicas dentro de la
columna estratigráfica andina.
De los vacíos depositacionales escalonados en dirección Oeste-Este reportados por Audemard y
Serrano (2000), en estudio sobre las tectonosecuencias de Venezuela (Figura 2.2), se deduce la
ocurrencia diacrónica de un evento tectónico desde el Oeste hacia el Este. Esos hiatos se van
haciendo cada vez más jóvenes en la medida en que se ubican más hacia Oriente de Venezuela.
Tales eventos están directamente relacionados con la interacción de la placa del Caribe con la
placa de Suramérica, y su efecto gradual a lo largo del territorio venezolano.
Figura 2.2. Tectonosecuencias de Venezuela (Audemard, 2000)
10
El hecho de que en occidente vuelva a ocurrir un vacío depocitacional más grande, no
necesariamente es consecuencia del choque entre placa Caribe y Suramericana, en este caso hay
una componente adicional: el levantamiento de los Andes venezolanos, que comenzó a partir del
mioceno medio.
Para comprender el origen de la sedimentación más infrayacente de la región occidental es
necesario saber, en principio, que la subducción de la Placa del Caribe a la placa Suramericana,
no fue sencilla debido al gran grosor de la primera (Falcón, 2014). Esto provocó e desvío hacia el
Este de la placa Caribe, con un movimiento transcurrente. Tal subducción incipiente más la
transcurrencia, crean lo que se conoce como movimiento transpresivo o transpresión contra el
margen continental, generando un cinturón de deformación integrado principalmente por las
rocas sedimentarias que estaban depositadas en ese margen continental antes de la interacción.
Al sur de los cinturones de deformación se crea una cuenca antepaís. Debido a la presencia de
régimen compresivo, esa presión tiene una reacción. Internamente, ese cinturón de deformación,
conformado por rocas sedimentarias preexistentes de la corteza continental, de la corteza
oceánica del Caribe y remanentes volcánicos, sirve de fuente de sedimentos para rellenar la
cuenca. La cercanía del área de fuente al área de depositación es muy corta, de tal manera que
son muy pocos los sedimentos (Napas) que se logran alojar en la pequeña plataforma que se
forma allí y luego bajan por el talud directamente a aguas más profundas de la base de esa fosa.
La sedimentación es caótica; los sedimentos que son llevados por corrientes gravitacionales y
depositados allí abajo son turbiditas. Esas turbiditas se generan por una diferencia de densidad
motivada a una mezcla de sedimentos que se deslizan rápidamente aprovechando la pendiente
(15° a 20°). Cada vez que haya una perturbación sísmica, cualquier sedimento que haya sido
almacenado en la plataforma o en talud se desliza. Inclusive el mismo talud puede deformarse y
ser integrado como parte de la fuente; llegado el momento el talud forma parte de una nueva
napa, provocando en este caso que el depocentro se desplace cada vez más hacia el sur, porque
crece el cinturón de deformación (Falcón, 2014).
Las turbiditas que se generan en estos marcos tectónicos activos son lo que en la literatura se
conoce como “flysch”. Este término ha sido sugerido para cualquier sucesión de espesores de
alternancia de areniscas, calcarenitas o conglomerado con lutita o arcilla, que ha sido depositado
11
principalmente por corrientes turbidíticas o flujo masivo en un ambiente de aguas profundas en
un cinturón orogénico tectónicamente activo (Miall, 1988). Estos sedimentos poseen una gran
variedad de tamaños, ya que no hubo tiempo para el escogimiento. En Venezuela toda la
sedimentación de este tipo es diacrónica, refiriéndose a un evento común desarrollado en
distintos tiempos, en distintos lugares (Falcón, 2014).
En las cadenas montañosas de los Andes se encuentran rocas cuyas edades van desde el
Precámbrico hasta el Neógeno (Schlumberger, 1997). En la Figura 2.3 se muestra la distribución
de los terrenos alóctonos que se unieron al autóctono del Paleozoico Inferior, durante el
Ordovícico-Silúrico. Aquellos donde hay rocas paleozoicas y que se adosaron en el Paleozoico
Inferior, se reconocen ahora como parte del basamento de los Andes.
Figura 2.3. Mapa de distribución de terrenos autóctonos, parautóctonos y alóctonos en el norte
de Suramérica, en los cuales hay rocas paleozoicas. (Schlumberger, 1997)
12
Los Andes venezolanos están constituidos por dos Provincias tectono-estratigráficas no
relacionadas y yuxtapuestas: El Bloque Caparo y el Terreno Mérida. El Bloque Caparo es
Autóctono y se encuentra al Sur de Los Andes, está compuesto por sedimentos del Precámbrico
Tardío-Paleozoico Temprano. Por su parte, el terreno Mérida es un bloque alóctono que
constituye el basamento ígneo-metamórfico del Precámbrico-Paleozoico. La localización de la
zona de este estudio corresponde al terreno Mérida.
Sobre las dos Provincias antes mencionadas se depositó una secuencia sedimentaria, la cual
representa el inicio del Ciclo Andino (Falcón, 2014). A los sedimentos continentales que se
depositaron se les denominó Formación Sabaneta y a los marinos se les adjudicó el nombre de
Formación Palmarito.
Figura 2.4. Mapa de distribución de terrenos autóctonos, parautóctonos y alóctonos y en el norte
de Suramérica, en los cuales hay rocas precámbricas. (Schlumberger, 1997)
13
Toda la Cordillera de los Andes constituye una culminación topográfico-tectónica, centrada en
los alrededores de la ciudad de Mérida, donde se presentan los picos más altos y las unidades
geológicas más antiguas, como lo es el Grupo Iglesias perteneciente al Proterozoico Tardío. Sin
embargo, en los Andes venezolanos existe gran diversidad litológica, de diversa edades, desde el
Proterozoico hasta rocas y depósitos sedimentarios de edad Cenozoica, las cuales modelan los
paisaje andinos de la actualidad, influenciados por los cambios fluviales y glaciales ocasionados
durante el Holoceno, así como por el efecto modelador del sistema de fallas del Boconó, el cual
provoca diversidad en la geomorfología expuesta a lo largo del sistema andino (Falcón, 2014).
En la segunda mitad del terciario, a finales del Eoceno y comienzos del Mioceno, una intensa
actividad orogénica termina por elevar el conjunto montañoso de la Cordillera de los Andes, que
completa con la Sierra de Perijá el sistema de Los Andes Venezolanos. Las fuerzas orogénicas
que desarrollaron estos conjuntos montañosos, se prolongaron hasta el Plioceno, período durante
el cual el relieve andino quedó perfilado y relativamente estabilizado.
Una característica fisiográfica a resaltar son las terrazas que se forman por los grandes ríos de
Los Andes, tanto porque muchas de ellas son asiento de importantes ciudades (como Valera y
Boconó) como porque sirven para el cultivo. Durante la formación de algunas de esas terrazas
fluviales marginales, tuvieron importancia los abanicos aluviales originados al pie de las antiguas
laderas.
2.2 Geología Local
Mediante el uso de imágenes satelitales y modelos de elevación digital disponibles
públicamente, es posible observar que Boconó se caracteriza por una geomorfología abrupta, así
como por una abundante hidrografía. El cauce de su principal río, el río Boconó, como también
de las múltiples quebradas que rodean la ciudad, entre ellas principalmente la Segovia (Figura
2.5), ha sido determinante para la disposición geográfica del área urbana, suprayacente a una
estructura cónica aluvial. A continuación se definirán las unidades litoestratigráficas sobre las que
se asienta el área urbana de Boconó, haciendo énfasis en la estructura sedimentaria más somera,
por su importancia para la microzonificación sísmica. El abanico aluvial sobre el que está
14
construida la ciudad Boconó, suprayace a su vez al Complejo Iglesias, el cual es su basamento
cristalino.
Figura 2.5. Mapa geológico modificado y actualizado de Compañía Shell de Venezuela y Creole
Petroleum Corporation (1964), García y Campos (1986) y Hackley, Urbani et al. (2006). Fallas
de triángulo de Audemard, 1998.

Grupo Iglesias. Fm. Sierra Nevada. (Precámbrico Tardío):
Según González de Juana (1980), este conjunto de rocas de probable edad precámbrica es
conocido con el nombre de Grupo Iglesias, constituye el basamento andino y consiste en rocas
metasedimentarias predominantemente cuarzo-feldespáticas con metamorfismo regional en el
grado de anfibolita, intercaladas con capas de anfibolitas de 50 cm a 2m de espesor. Este grupo
también incluye capas de rocas muy silíceas, posiblemente ortocuarcitas y capas recristalizadas
15
de ftanita. PDVSA (1997), establece que el Grupo Iglesias aflora en los estados Táchira, Mérida,
Trujillo y Barinas, mostrando gran variedad de litologías, como lo son: gneises, gneises
migmatíticos, gneises graníticos y anfibolitas.

Formación Mucuchachí (Ordovícico-Pérmico):
Esta unidad aflora desde las cercanías de San Cristóbal, Estado Táchira y en extensas
zonas de los estados Mérida y Trujillo. El código geológico de Venezuela (PDVSA 2011)
indica que se trata de una secuencia de pizarras laminadas y pizarras limosas, de color negro a
gris verdoso, carbonosas y en parte filíticas, con buen clivaje; es común la presencia de pirita,
la cual frecuentemente reemplaza a los fósiles. Con las pizarras se intercalan delgadas franjas
de areniscas impuras, laminadas, duras, de color claro, las cuales localmente muestran
desarrollos masivos (cuarcitas). El espesor de la Formación Mucuchachí no ha podido ser
medido por no haberse reconocido ninguna sección completa (González de Juana). El
contacto superior con la Formación Sabaneta es de profundo contraste ambiental y litológico.

Formación Palmarito (Paleozoico Tardío):
Puede considerarse como representante de un ciclo transgresivo general que comienza en
el Pérmico y que cubre extensas áreas de la región andina. Está compuesta de lutitas marinas,
limos, arenas y margas, que gradan hacia arriba a calizas marinas. Ha sido dividida en un
miembro inferior clástico y un miembro superior de calizas. El miembro clástico inferior
comienza con una secuencia arenosa a limosa, con restos a plantas y lechos delgados de
carbón en el tercio inferior; las areniscas se hacen calcáreas hacia arriba, y hacia la parte
media del miembro o algo más arriba, aparecen fósiles marinos; siguen lutitas y lutitas
limosas calcáreas de color gris oscuro, con algunos lechos de margas arenosas de color negro
y algunas capas de caliza fosilífera. El miembro superior de calizas, consiste
predominantemente de calizas duras, a veces cristalinas, de color gris oscuro en capas gruesas
a medianas, con delgadas intercalaciones de margas fosilíferas. Se ha indicado un espesor
máximo de 550 m (PDVSA, 1997).
16
2.2.1 Conos Aluviales:
Los abanicos aluviales son considerados como sistemas de transferencia de materiales
erosionados en áreas montañosas y destinados a ser depositados en cuencas adyacentes (Graff
1988). También denominado cono de deyección, un abanico aluvial es un depósito de sedimentos
que se acumulan en la base de un frente montañoso, allí donde disminuye la pendiente de un
torrente. La disposición de estos materiales sedimentarios se presenta de acuerdo a la topografía
del lugar y al mismo tiempo la distribución granulométrica dependerá de la capacidad de
transporte del cuerpo hídrico involucrado, se distinguen ciertas zonas dentro de un abanico
aluvial que obedecen a criterios tanto sedimentológicos como geomorfológicos.
Se define como ápice al punto más elevado del abanico aluvial, se desarrolla allí donde la
corriente sale de la montaña (Drew, 1873; Blissenbach, 1954). En función de su posición respecto
al ápice Blissenbach (1954) distinguió tres zonas en los abanicos aluviales: zona proximal o
cabecera del abanico (área en torno al ápice), zona media (área entre la cabecera y el margen
exterior del abanico) y zona distal (área más baja y alejada del ápice). También es incluida
finalmente una zona de coalescencia con otros abanicos.
Figura 2.6. Esquema de distribución de zonas de un abanico aluvial.
17
Para la formación de estos depósitos es necesaria la yuxtaposición entre tierras llanas y áreas
montañosas, a la vez que ellos constituyen una zona de transición entre ambas. La teoría más
común sobre la formación de un abanico aluvial es la reducción drástica de pendiente en el canal
que transporta los sedimentos. Los cambios climáticos o tectónicos, así como la distribución de
asentamientos urbanos sobre estos depósitos, afectan la proporción, modo y lugar de deposición
de sedimentos en el abanico.

Cuaternario Aluvional:
En los valles andinos, se acumularon amplias terrazas de aluviones con formas planas,
compuestas principalmente de rocas Precámbricas y estratificaciones sedimentarias, en cuyos
topes varios ríos principales han cortado los sedimentos y, algunos lugares, erosionado hasta el
basamento. Se distinguen distintos niveles de terrazas, que se ubican a lo largo de los valles
longitudinales de los ríos Burate, Boconó y Río Negro, lo que ha favorecido la formación del
abanico aluvial sobre el cual se asienta la ciudad de Boconó. Se considera que la acumulación de
los sedimentos de estas terrazas fue en simultáneo con las glaciaciones Pleistocenas y la
posibilidad de dos o tres periodos de sedimentación aluvial (Calderón, 2014).
CAPÍTULO III
MARCO TEÓRICO
3.1 Ley de gravitación universal
La fuerza gravitacional es expresada por la ley de Newton, que establece que la fuerza entre dos
partículas de masas m1 y m2, es directamente proporcional al producto de las masas e
inversamente proporcional al cuadrado de la distancia entre sus centros de masa (Telford et al.,
1990).
Ec. 3.1
Donde F es la fuerza de atracción gravitacional, r es la distancia entre
y
y G es la
Constante de gravitación universal, cuyo valor en unidades del Sistema Internacional es 6,672
N
/
.
Si consideramos que la Tierra es una esfera no rotatoria de masa homogénea M y radio R, y
además es uno de los dos cuerpos que interactúan a través de la fuerza gravitacional, la atracción
sobre cualquier cuerpo de masa
ubicado en la superficie terrestre puede expresarse como:
Ec. 3.2
El término
se conoce como aceleración gravitacional o gravedad, cuyo valor se mantendría
constante de ser ciertas las ya mencionadas suposiciones ideales acerca de la Tierra.
19
3.2 El método gravimétrico
La Tierra no es una esfera perfectamente homogénea, y por lo tanto la aceleración gravitacional
no es constante a lo largo de su superficie. La prospección gravimétrica mide variaciones del
campo gravitacional de la Tierra, esperando ubicar masas locales de mayor o menor densidad que
las formaciones que la rodean, y aprender algo sobre ellas a partir de irregularidades en el campo
gravitacional terrestre.
La magnitud de la gravedad depende de la latitud, elevación, topografía del terreno circundante,
mareas y variaciones de densidad en el subsuelo. La exploración gravimétrica se encarga de las
anomalías debidas al último factor, y esas anomalías generalmente son mucho más pequeñas que
los cambios debidos a latitud o elevación, pero más grandes que las anomalías debidas a afectos
de marea y, usualmente, topográficos (Telford et al., 1990).
3.3 Superficies de referencia
Tradicionalmente la geofísica ha utilizado conceptos geodestas básicos de gravimetría para
aplicarlos de una manera menos complicada al estudio de variaciones de densidad en el subsuelo.
Sin embargo, en geodesia el objetivo principal es definir la forma de la Tierra, para ello se
requiere la diferenciación de tres superficies claramente definidas (Figura 3.1): La muy irregular
superficie topográfica, una superficie geométrica o matemática llamada elipsoide, y el geoide,
que es una superficie equipotencial que sigue el nivel medio del mar. La gravedad está
estrechamente relacionada con esas tres superficies (Li et al.,2001).
Figura 3.1. Esquema que muestra el elipsoide, geoide y la superficie topográfica (Modificado de
Li et al., 2001)
20
3.3.1 El elipsoide:
Como una primera aproximación, la tierra es una esfera en rotación. Como una segunda
aproximación, puede ser vista como un elipsoide equipotencial en revolución (Li et al.,2001).
Aunque la Tierra no es exactamente un elipsoide, esa aproximación equipotencial proporciona
un simple, consistente y uniforme sistema de referencia para todos los propósitos tanto geodestas
como geofísicos. El campo gravitacional de un elipsoide es de fundamental importancia práctica
porque es fácil de manejar matemáticamente y las desviaciones del campo gravitacional real
desde el campo gravitacional elipsoidal o “teórico” son pequeñas.
3.3.2 El geoide:
Definimos el nivel medio del mar, denominado geoide, como el nivel promedio del mar sobre
los océanos y sobre la superficie del agua marina que estuviera en canales si ellos atravesaran
masas terrestres (Telford et al., 1990).
La función principal del geoide en geodesia es servir como una superficie de referencia para la
nivelación (Li et al.,2001). Dado que la masa de la Tierra no es uniforme en todos los puntos y la
dirección de gravedad cambia, la forma del geoide es irregular.
Es posible relacionar el geoide con el elipsoide a través de la siguiente expresión:
Ec. 3.3
Donde
geoide, y
es la altura con respecto al elipsoide (altura elipsoidal),
es la altura con respecto al
es la altura del geoide con respecto al elipsoide (Figura 3.2).
21
Figura 3.2. Elevación
sobre el geoide, alura elipsoidal , y ondulación del geoide
con
respecto el elipsoide (Modificado de Li et al., 2001).
Siendo la a altura ortométrica la distancia vertical entre la superficie física de la Tierra y la
superficie del geoide. Esta distancia se mide a lo largo de la línea de plomada, que es una curva
tangencial a la dirección de la gravedad en cualquier punto. La línea de plomada no es una línea
recta, ya que tiene una leve curvatura y giro, ya que la dirección de la gravedad varía
dependiendo de las características de densidad local.
Al fenómeno relativo a que la litósfera es flotante se le conoce como Isostasia. Es el estado que
tomaría la Tierra ante un reajuste por equilibrio gravitatorio. Como las montañas tienen raíces de
menor densidad que el material que las rodea, habrá un efecto negativo de atracción que
disminuye la gravedad observada. Cuando una región rígida recibe sedimentos a una velocidad
mayor que la necesaria para hundirse y alcanzar el equilibrio hidrostático, el fenómeno dará un
efecto positivo. Si hubiera erosión de una montaña, esta debería ascender, y si lo hace con menor
velocidad que la de erosión, dará un efecto negativo que implicará una sobrecompensación.
3.4 Anomalías gravimétricas
Suponiendo que se pudiese medir la gravedad en el elipsoide de referencia.Si la distribución de
densidad en el interior de la fuese homogénea, la gravedad medida debería coincidir con la
gravedad teórica dada por la fórmula normal de gravedad (Lowrie, 2007). A una discrepancia
entre el valor corregido de gravedad y la gravedad teórica se la llama anomalía gravimétrica.
22
Las Anomalías son la diferencia entre la gravedad observada, generalmente su valor absoluto
corregido por variaciones temporales y la gravedad teorica o modelada para el sitio de
observación (Hinze et al, 2005). Ellas se determinan ajustando el valor conocido de la gravedad
obsoluta en una estación de referencia, mediante las distintas correcciones gravimétricas y
sustrayendo el valor predicho de la medición.
3.4.1 Anomalía de aire libre:
El cálculo de ésta anomalía implica la obtención de la diferencia entre la gravedad observada y
la gravedad modelada para la estación (Hinze et al, 2005).
Ec. 3.4
Donde
por altura y
es la gravedad observada,
es la corrección de aire libre,
es la corrección
es la gravedad teórica.
3.4.2 Anomalía de Bouguer:
Se debe pensar en la anomalía de Bouguer como el residuo que queda después de que un
proceso de eliminación ha removido todas las posibles componentes del modelo terrestre. Lo
ideal es que todo lo que sobre ha de ser resultado de heterogeneidades de densidad debido a la
geología local (Chapin, 1996).
Ec. 3.5
Donde
es la corrección de Bouguer y
es la corrección topográfica.
3.5 Correcciones gravimétricas
Debido a que las lecturas de gravedad se ven influenciadas por los factores ya mencionados, es
necesario hacer correcciones para reducir esas lecturas al valor que ellas tendrían sobre una
superficie (“datum”) equipotencial de referencia, tal como el geoide o cualquier superficie
23
paralela a él (Telford et al., 1990). Sin embargo, no se hace ningún intento de “mover” el punto
de observación a ninguna otra ubicación. Todos los cambios se hacen para compensar
suposiciones falsas concebidas en correcciones previas (Chapin, 1996).
3.5.1 Corrección por deriva instrumental
Los gravímetros cambian sus valores de lectura gradualmente con el tiempo. Esta deriva resulta
de factores mecánicos, principalmente de deslizamiento en los resortes del gravímetro,
normalmente en una sola dirección, aunque también puede producirse por cambios de
temperatura en el ambiente. Para corregir este efecto, las mediciones se estandarizan con respecto
a una sola lectura por circuito.
Ec. 3.6
Donde
estación,
es el tiempo de diferencia en cada estación,
es la lectura inicial en la estación y
es la lectura final en la
es el tiempo total que duró el circuito.
3.5.2 Corrección por latitud
La rotación de la Tierra y su protuberancia ecuatorial producen un incremento de la gravedad
con la latitud. La aceleración centrífuga debida a la rotación terrestre es máxima en el ecuador y
cero en los polos; esto se opone a la aceleración gravitacional, mientras que el achatamiento
polar incrementa la gravedad en los polos, haciendo al geoide más cercano al centro de masa de
la Tierra. Este último efecto es contrarrestado en parte por el aumento de la atracción de masa en
el ecuador (Telford et al., 1990).
La corrección por latitud está destinada a eliminar la aceleración centrífuga que afecta la
gravedad observada y que es función de la latitud. Una ecuación cerrada, conocida como la
fórmula Somigliana, se usa para determinar la gravedad normal o teórica en la superficie del
elipsoide terrestre:
24
Ec. 3.7
Donde el elipsoide de referencia GRS80 tiene el valor
latitud norte o sur en grados,
de 978032,67715 mGal,
es la
es la constante de deriva y es la primera excentricidad numérica.
3.5.3 Corrección por altura
También conocida como corrección de Aire Libre. Ya que el valor de gravedad teórica se
calcula con respecto al nivel de referencia escogido y no al nivel de la estación, es necesario
añadir al valor final de gravedad el efecto de las diferentes alturas a las que se ubican las
estaciones, ese es el objetivo de esta corrección. Para realizarla, existen dos formulas principales
de aproximación, una de primer orden y otra de segundo orden adaptada al elipsoide
convencional de referencia. La fórmula de primer orden es:
Ec. 3.8
Donde
es en metros y
en miligales.
Sin embargo, con el objetivo de mejorar la precisión de esta corrección, para el elipsoide
GRS80 la fórmula de segundo orden es:
Ec. 3.9
La corrección de aire libre no toma en cuenta al material existente entre el nivel de la estación y
el datum de referencia. Su valor es sustraído cuando la estación se encuentra por debajo del
datum.
3.5.4 Corrección de Bouguer
Esta corrección toma en cuenta la atracción gravitacional de la topografía entre el datum
vertical y la estación. Se hacen dos grandes suposiciones con el fin de llevar a cabo este
procedimiento; de tal forma que es posible llenar la diferencia de elevación con una simple placa
infinita y además esa placa tiene una distribución razonable de masa (densidad) (Chapin, 1996).
25
Para considerar el efecto de la curvatura terrestre, la supuesta placa horizontal que se utilizó en
un principio para esta corrección es reemplazada por una capa esférica de radio 166,7 Km, por lo
que se considera la siguiente fórmula propuesta por LaFehr para la corrección de Bouguer:
Ec. 3.10
Donde
es la constante de gravitación universal,
por LaFehr (1991),
y
coeficientes adimensionales definidos
es el radio de la Tierra a la altura de la estación,
es la altura elipsoidal y
es la densidad del material del que está hecha la capa esférica.
El valor de esta corrección es sustraido cuando la estación se ubica por encima del datum.
3.5.5 Corrección topográfica
El efecto gravitacional de las desviaciones topográficas de la supuesta placa horizontal o capa
esférica utilizada para hacer la corrección de Bouguer es lo que se conoce como corrección
topográfica (Hinze et al., 2005). En general esta corrección toma en cuenta el efecto que sobre el
valor de gravedad tendrán las masas ubicadas por encima y por debajo del nivel de la estación.
Puesto que la atracción de las masas más altas se ejerce por encima de la estación y se opone a
la gravedad, su valor debe sumarsele a la gravedad observada para compensar ese efecto.
Igualmente, la atracción del material que ocupa el valle inferior a la estación se debería restar a la
corrección de Bouguer, pero como este material en realidad no existe, debemos sumar su
atracción para compensar. Por lo tanto la corrección topográfica (
) siempre se suma.
26
3.6 Análisis estadístico
La estadística es una disciplina que utiliza recursos matemáticos para organizar y resumir una
gran cantidad de datos obtenidos de la realidad e inferir conclusiones respecto de ellos (Cazau,
2006). Cuando se utiliza una prueba estadística en una investigación se establece un sistema de
relaciones entre los datos con el fin de generar conclusiones desde sus resultados, como
existencia o no entre eventos, variables o información generada desde los grupos de análisis;
cambios en la magnitud de una variable luego de la aplicación de un tratamiento, etc. En ese
sentido, las pruebas estadísticas le suministran al investigador bases para comparar, criterios para
referenciar o diferenciar desde el análisis de probabilidades si existe o no diferencias
significativas entre grupos. Sus métodos pueden ser aplicados en distintos campos del saber,
constituyendo un importante instrumento para el estudio científico.
De esa forma, la estadística permite recolectar, analizar, interpretar y presentar la información
que se obtiene en el desarrollo de una determinada investigación; el paso siguiente a la
elaboración del Plan de investigación estadístico es la recolección definitiva de los datos. Esta
recolección consiste en los procedimientos de observación y anotación o registro de los hechos en
los formularios que se han diseñado previamente. De esta recolección depende en gran parte la
calidad del análisis que se realice en base a los datos que se manejen, ya que pueden existir
interpretaciones falsas y análisis erróneos de las situaciones, cuando existen fallas en la
recolección de la información.
Por esto todo dato o grupo de datos obtenido, antes de ser totalizado y utilizado requiere un
examen crítico, sobre aspectos de exactitud, precisión y representatividad, lo que se denomina la
crítica del dato; después en caso que sea necesario, se procede a su codificación. Una vez se
terminan de recoger los datos, se deben organizar y resumir para obtener información
significativa, es decir, analizar los datos utilizándose para esto la estadística descriptiva, la
Estadística inferencial o el Análisis multivariado. Teniendo en cuenta los objetivos planteados en
la investigación, se elige que métodos, técnicas o estadísticos utilizar, a continuación una breve
descripción de estos:
Estadística descriptiva. La rama de la estadística que presenta técnicas para describir conjuntos
de mediciones se denomina estadística descriptiva (Mendenhall et al, 2006). Métodos que
27
implican recopilación, caracterización y presentación de un conjunto de datos con el fin de
describir varias de las características. Se refiere a la recolección, organización, caracterización de
conjuntos de datos numéricos que pueden corresponder a una muestra o a una población, con el
objetivo de presentarlos de manera organizada y resumida para describir diversas características
que la conformen. Algunos métodos estadísticos que se aplican en la estadística descriptiva son:
las distribuciones de frecuencia, algunas gráficas como son el histograma y el diagrama de caja y
medidas estadísticas como son la media, la mediana y la moda. Estas medidas se llaman medidas
de tendencia central. La desviación estándar y algunas otras medidas se llaman medidas de
variabilidad. Se considera entonces todo un conjunto de normas y procedimientos que permiten:

Organizar los datos: Gráficos y tablas de frecuencias.

Establecimiento de índices: Tendencia central, dispersión, posición y forma.

Medición de relaciones entre variables: Determinación del grado de asociación entre
variables.

Transformaciones entre variables: tipificación de variables.
Histogramas de frecuencia relativa
Es una gráfica de barras en la que la altura de la barra muestra “con qué frecuencia” (medida
como proporción o frecuencia relativa) las mediciones caen en una clase o subintervalo
particular. Las clases o subintervalos se grafican a lo largo de eje horizontal (Mendenhall et al.,
2006)
Son la representación gráfica de un conjunto de datos q se emplea para representar valores de
una variable cuantitativa. En el eje horizontal figuran los valores posibles de la variable,
agrupados en tramos de la forma habitual si la variable es continua. Sobre cada tramo se levanta
una barra de altura proporcional a la frecuencia (es indiferente que sea absoluta o relativa) de
valores observados en el tramo considerado. De modo que sobre el eje vertical aparecen
proyectadas esas frecuencias con q aparecen dichos valores. Los histogramas de datos
procedentes de un proceso bajo control tienen aproximadamente la forma de una campana
centrada sobre la media del proceso.
Medidas de tendencia central
Sirven para representar el valor medio de los datos, es decir, el valor que refleja el tamaño del
dato más esperado. Ello nos indica la posición en la que se encuentra en el centro de los datos.
Las medidas de centralización más utilizadas son:
28
Media aritmética
Es la suma de un conjunto de observaciones dividido entre el número total de observaciones
realizadas.
̅
Ec. 3.11
Mediana
Es el valor sobre el q hay igual número de datos por encima y por debajo de él. La mediana
puede definirse intuitivamente como el valor central de los observados. Corresponde entonces al
valor que separa por la mitad las observaciones ordenadas de menor a mayor, de tal forma que el
50% de estas son menores que la mediana y el otro 50% son mayores. Si el número de datos es
impar la mediana será el valor central, si es par tomaremos como mediana la media aritmética de
los dos valores centrales.
Varianza
Esta medida nos permite identificar la diferencia promedio que hay entre cada uno de los
valores respecto a su punto central (Media). Este promedio es calculado, elevando cada una de las
diferencias al cuadrado (con el fin de eliminar los signos negativos), y calculando su promedio o
media; es decir, sumado todos los cuadrados de las diferencias de cada valor respecto a la media
y dividiendo este resultado por el número de observaciones que se tengan.
La varianza
, de un conjunto de datos es la suma de los cuadrados de las desviaciones de esas
observaciones respecto a su media, dividida entre
observaciones,
,
,
, …,
. Algebraicamente, la varianza de
se observaciones se muestra en la siguiente ecuación:
̅
̅
̅
̅
Ec. 3.12
Desviación típica
Esta medida permite determinar el promedio aritmético de fluctuación de los datos respecto a
su punto central o la media. La varianza viene dada por las mismas unidades que la variable pero
al cuadrado, para evitar este problema podemos usar como medida de dispersión la desviación
29
típica que se define como la raíz cuadrada positiva de la varianza. La desviación estándar nos da
como resultado un valor numérico que representa el promedio de diferencia que hay entre los
datos y la media. Para calcular la desviación estándar basta con hallar la raíz cuadrada de la
varianza, por lo tanto su ecuación sería:
√
Ec. 3.13
Diagrama de caja
Es una representación visual que describe al mismo tiempo varias características importantes de
un conjunto de datos, tales como el centro, la dispersión, la simetría o asimetría y la
identificación de observaciones atípicas. El diagrama de caja representa los tres cuartiles, y los
valores mínimo y máximo de los datos sobre un rectángulo (caja), alineado horizontal o
verticalmente.
Un diagrama de caja es un gráfico, basado encuartiles, mediante el cual se visualiza un conjunto
de datos. Está compuesto por un rectángulo, la caja, y dos brazos, los bigotes.
Es un gráfico que se suministra información sobre los valores mínimo y máximo,
los cuartIles Q1, Q2 o mediana y Q3, y sobre la existencia de valores atípicos y simetría de la
distribución (Figura 3.3).
Figura 3.3. Esquema representativo de un diagrama de caja.
Distribución normal
La distribución de probabilidad conocida como distribución normal es, por la cantidad de
fenómenos que explica, la más importante de las distribuciones estadísticas. A la distribución
30
normal también se la denomina con el nombre de campana de Gauss, pues al representar su
función de probabilidad, ésta tiene forma de campana (Figura 3.4).
La Normal es la distribución de probabilidad más importante. Multitud de variables aleatorias
continuas siguen una distribución normal o aproximadamente normal. Una de sus características
más importantes es que casi cualquier distribución de probabilidad, tanto discreta como continua,
se puede aproximar por una normal bajo ciertas condiciones. La distribución de probabilidad
normal y la curva normal que la representa, tienen forma de campana y un solo pico en el centro
de la distribución. De esta manera, la media aritmética, la mediana y la moda de la distribución
son iguales y se localizan en el pico. Así, la mitad del área bajo la curva se encuentra a la derecha
de este punto central y la otra mitad está a la izquierda de dicho punto.

La distribución de probabilidad normal es simétrica alrededor de su media.

La curva normal desciende suavemente en ambas direcciones a partir del valor central. Es
asintótica, lo que quiere decir que la curva se acerca cada vez más al eje X pero jamás
llega a tocarlo. Es decir, las “colas” de la curva se extienden de manera indefinida en
ambas direcciones.
Figura 3.4. Curva representativa de una distribución normal.
31
Gráfico Q-Q
Un gráfico Cuantil-Cuantil (Q-Q), o gráfico de normalidad, permite observar cuan cerca está la
distribución de un conjunto de datos a alguna distribución normal o ideal. En general, el método
gráfico Q-Q se usa para el diagnóstico de diferencias entre la distribución de probabilidad de
una población de la que se ha extraído una muestra aleatoria y una distribución usada para la
comparación. Una forma básica del gráfico surge cuando la distribución para la comparación es
una distribución teórica o normal. No obstante, puede usarse la misma idea para comparar las
distribuciones inferidas directamente de dos conjuntos de observaciones, donde los tamaños de
las muestras sean distintos.
El gráfico de normalidad es utilizado para estudiar una hipótesis. Esa hipótesis consiste en que
la muestra proviene de una población con distribución normal. Para no rechazar ésta suposición,
los puntos en el gráfico deben estar alineados, tanto como posible, con respecto a la línea de
referencia, que señala la tendencia que tendría una distribución normal.
3.7 Interpretación de anomalías gravimétricas
3.7.1 Separación de anomalías regional y residual
Hay dos tipos de medidas de gravedad; la primera corresponde a la determinación de la
magnitud absoluta de la gravedad en un lugar determinado, la segunda consiste en medir el
cambio en la gravedad de un lugar a otro. En estudios geofísicos, especialmente en prospección
gravimétrica, es necesario medir precisamente las pequeñas variaciones en la gravedad causadas
por estructuras del subsuelo. Las anomalías gravimétricas resultan de la distribución heterogénea
de densidad de la Tierra. Normalmente, un mapa de anomalía de Bouguer contiene anomalías
superpuestas de varias fuentes distintas. La extension horizontal de una anomalía es una medida
de la profundidad de la masa anómala. Cuerpos grandes y profundos dan lugar a grandes
longitudes de onda, mientras que cuerpos pequeños y someros causan cortas longitudes de onda y
abruptas anomalías.
Las anomalías de gran longitud de onda debido al contraste profundo de densidad son llamadas
regionales. Ellas son importantes para comprender la estructura a gran escala de la corteza
terrestre bajo las principales características geográficas, como cordilleras, crestas oceánicas y
32
zonas de subducción. Las anomalías de corta longitud de onda, o residuales, se deben a masas
anómalas someras que pueden ser de interés para la explotación comercial (Lowrie, 2007).
A los fines de la interpretación gravimétrica, se hace necesario separar las anomalías regionales
y residuales, evitando así que la interpretación se vea afectada simultáneamente por uno u otro
efecto. Dentro de los métodos que se emplean para ejecutar esa separación es posible mencionar
el ajuste de superficies polinómicas y el análisis espectral de Fourier (FFT).
3.7.2 Análisis Espectral de Fourier (FFT)
El análisis de mapas de campos potenciales gravimétricos se simplifica si se procesa la
información en el dominio de la frecuencia. Para transformar la información del dominio del
espacio al dominio de la frecuencia, se utiliza el análisis de Fourier. Este método de análisis
espectral permite estimar la profundidad de un cuerpo que origina una anomalía a partir de su
respuesta gravimétrica, analizando el contenido de frecuencias.
Al graficar la amplitud en escala logaritmica versus la frecuencia en escala lineal, es posible
observar intervalos de frecuencia al representar los logaritmos de las amplitudes por líneas rectas
de frecuencia con pendiente negativa Dicha pendiente será proporcional a la profundidad del tope
del cuerpo, la cual podría ser estimada mediante la siguiente ecuación (Dimitriadis et al., 1987):
(
)
Ec. 3.14
Donde
es el número de onda y
es el espectro de poder y
es la profundidad al tope del
cuerpo.
Al representar el logaritmo neperiano del cuadrado de la amplitud de cada armónico, definido
como espectro de potencia, frente a la frecuencia de cada armónico, podemos distinguir tramos
de frecuencia para los que existe una relación lineal con las amplitudes. Este método se basa en
que cada tramo lineal definido por un intervalo de frecuencias corresponde a una fuente que
origina una anomalía, de manera que la pendiente de la recta está directamente relacionada con la
33
profundidad de dicha fuente (Spector y Grant, 1970). En general, cuanto mayor es la pendiente,
mayor es la profundidad. El caso más frecuente es distinguir tres tramos correspondientes a: una
fuente más profunda, que da lugar a una anomalía regional con longitudes de onda mayores, una
fuente más somera que da lugar a una anomalía residual con menor longitud de onda, y un ruido
representado por las frcuencias más altas (Figura 3.5). La suma del efecto de las tres fuentes
genera el campo total observado (Sánchez Jimenez et al., 1998).
Figura 3.5. Espectro de potencia de un mapa de anomalía de Bouguer (ejemplo general).
Modificado de Sánchez Jiménez et al., 1998.
3.7.3 Deconvolución de Euler
La aplicación universal de esta técnica ha consistido en determinar la profundidad hasta el
techo de las fuentes causantes de las anomalías gravimétricas. De modo que, para estimar las
características generales (profundidad y posición) de las superficies de máximo contraste de
34
densidad en el subsuelo de la zona (fuentes de anomalía gravimétrica) se aplica también éste
método, que se basa en la ecuación de homogeneidad de Euler y adiciona un índice estructural
para producir las estimaciones de profundidad. Éste último es interpretado como un índice de la
geometría de la fuente, y es una medida de la tasa de cambio del campo potencial con la distancia
(Reid et al., 1990). Usados conjuntamente, el índice estructural y las estimaciones de
profundidad, permite identificar y hacer valoraciones de profundidades para una amplia variedad
de estructuras geológicas.
Una función
se asume homogénea de grado
si se cumple que
Ec. 3.15
Leonhard Euler, famoso matemático que vivió en el siglo XVIII, demostró que, para funciones
homogéneas, se satisface que:
(
)
(
)
(
)
Ec. 3.16
Esta última ecuación (3.16) es la que se conoce como ecuación de homogeneidad de Euler.
El campo potencial total ( ) se debe a la fuente potencial localizada en
; n es el
índice estructural (IE), relacionado con la geometría de la fuente. La aplicación directa de la
ecuación (3.16) sobre los datos observados no es viable, puesto que el valor absoluto del campo
anómalo es pocas veces conocido. Dicha ecuación no toma encuentra el campo regional o de
fondo de las anomalía debidas a fuentes cercanas, como resultado la solución exacta puede ser
errática (Thompson, 1982).
En general un campo regional desconocido (B) puede ser aproximado utilizando series de
Taylor como
(
)
(
)
Ec. 3.17
35
Donde
es el fondo constante en el centro de la ventana y O representa los términos de
mayor orden en la expansión de la serie de Taylor. El campo anómalo ( ) puede ser ahora
expresado como la diferencia entre el observado ( ) y el regional ( ) (Dewangan, 2007).
Ec. 3.18
La ecuación de Euler modificada es obtenida por la sustitución de
(Ec. 3.18) en la ecuación
(3.16).
Ec. 3.19
Donde
es la posición de la fuente cuyo campo total T es detectado en
. El
campo total tiene un valor regional o de fondo. N es el grado de homogeneidad, que en geofísica
es interpretado como el índice estructural (IE).
El índice estructural (IE) es la potencia del inverso de la distancia a la fuente según la cual se
atenúa la intensidad del campo potencial y brinda un medio para discriminar entre las distintas
geometrías que se asumen para las fuentes. Para su establecimiento se utilizan modelos de
geometría simple que se asimilan al contexto geológico que mejor lo represente (Orihuela, 2015).
Así el IE cero (0) representa los planos con los que se puede asociar geológicamente las
superficies de falla. Sin embargo, Reid et al. (1990), demuestra que el IE cero (0) puede usarse
para contactos fallados o no. El IE uno (1) deriva de geometrías cilíndricas con las cuales se
pueden asociar estructuras geológicas donde la relación entre su extensión horizontal y su
semianchura sean valores muy superior a 1. Un IE dos (2) se asocia a geometría esférica,
correspondiente a fuentes con relaciones entre extensión y semianchura cercana a 1.
3.8 Modelado Gravimétrico
El objetivo de la interpretación del campo gravitatorio es el de mejorar la comprensión de la
configuración y composición de los cuerpos rocosos del subsuelo que dieron origen a las
36
diferentes anomalías gravimétricas, obteniéndose para cada uno de ellos la profundidad, tamaño y
extensión, es decir, realizar una interpretación con connotaciones cualitativas y cuantitativas. La
interpretación cualitativa involucra la descripción de los resultados y explica los principales
rasgos revelados por el estudio en términos de litologías y estructuras probables que pueden dar
lugar a las anomalías. Esta clase de interpretación requiere de información geológica de apoyo.
La interpretación cuantitativa explica las anomalías obtenidas en términos de profundidad y
extensión de las respectivas fuentes, a partir de cálculos matemáticos. La interpretación
cuantitativa frecuentemente toma la forma de generación de modelos de fuentes generadoras de
anomalías, las cuales en teoría, replicarían las anomalías obtenidas a partir de los datos de campo.
Partiendo de un modelo geológico inicial, en el que se incorpora toda la información disponible
que permita reducir indeterminaciones y restringir las posibles soluciones de la distribución de
densidades propuesta, se realiza un modelado para interpretar cuantitativamente los datos
gravimétricos y calcular el efecto de una supuesta distribución de masas sobre el valor de la
gravedad en ese punto, comparando posteriormente los valores calculados con aquellos que
fueron observados.
Se han desarrollado numerosos métodos para el cáculo del efecto gravimétrico sobre una
distribución de densidades del subsuelo, en dos y tres dimensiones. Los programas
computacionales destinados a ello, hoy en día están ampliamente disponibles, y hacenn el cálculo
de los modelos de una manera rápida y sencilla.
CAPÍTULO IV
METODOLOGÍA
En términos generales, los procedimientos aplicados para llegar a los resultados con los que se
cuenta fueron los siguientes en el orden que se presentan.
Para el proceso previamente realizado de adquisición de los datos gravimétricos, se dispusieron
183 estaciones, distribuidas uniformemente con un espaciamiento de entre 100 y 150 m en el
centro de la ciudad, y entre 200 y 500 m en los alrededores.
4.1 Procesamiento de datos gravimétricos
Una vez realizadas las mediciones correspondientes, los datos fueron procesados en hojas de
cálculo en las que fueron programadas las ecuaciones necesarias para obtener los valores de
anomalía de Bouguer.
4.1.1 Programas utilizados
La Fundación Venezolana de Investigaciones Sismológicas (FUNVISIS) facilitó un conjunto de
programas computacionales necesarios para el procesamiento de los datos obtenidos en campo.
En la tabla 1 se presenta una lista de los programas utilizados y la función para la que fueron
empleados.
38
Tabla 4. 1: Lista de Programas utilizado para el procesamiento de los datos gravimétricos en
todas las etapas metodológicas del proyecto.
Microsoft Office Excel
Programación de fórmulas de procesamiento gravimétrico en hojas
de cálculo para obtener finalmente el valor de Anomalía de Bouguer.
Ultra Edit
Manejo de grandes paquetes de datos y modificación del formato de
edición.
IBM SPSS Statistics 20 Programa para la ejecución de análisis estadístico de datos.
Específicamente, ha sido empleado para el análisis estadístico de los
valores obtenidos de Anomalía de Bouguer.
Oasis Montaj
Mapeo y procesamiento de datos gravimétricos. Separación regionalresidual. Deconvolución de Euler.
ArcGIS
Sistema de Información Geográfica (SIG) utilizado para
georeferenciación de imágenes, generación de mapas y una
multiplicidad de funciones relacionadas con el análisis cartográfico.
Surfer 12
Generación de mapas a partir de mallados con diferentes tipos de
interpolación matemática de datos.
IGMAS
Generación de modelos geológicos con el uso de polígonos en
secciones 2D georeferenciadas y visualización en 3D del modelo
final mediante triangulación matemática.
MapInfo Professional
Mapa de Espesores de Boconó.
39
4.1.2 Cálculo de la anomalía de Bouguer
Una vez realizadas las mediciones correspondientes, los datos obtenidos fueron procesados en
hojas de cálculo en las que fueron programadas las ecuaciones necesarias para realizar las
diferentes correcciones anteriormente descritas en el marco teórico de éste proyecto.
Para conseguir el valor final de anomalía de Bouguer se tomaron en cuenta los siguientes
supuestos: Las coordenadas horizontales y la elevación de las mediciones gravimétricas están
registradas en el sistema de referencias Geodetic Reference System 1980 (GRS80). La gravedad
absoluta fue referida al sistema internacional de gravedad (International Gravity Standardization
Net 1971 - IGSN71). La gravedad teórica fue calculada en el elipsoide mediante la ecuación
Somigliana (Moritz, 1980). La corrección topográfica fue calculada para una capa esférica de 167
km de radio (Kwang-Sun, Young-Cheol, & Mu-Taek, 2007) tomando una densidad constante de
2670 kg/m3. Este valor es consistente con los valores promedios de la densidad de las rocas
observadas en el área, el cual también corresponde al valor estándar usado en el cálculo de la
corrección de Bouguer. El modelo digital usado en el cálculo de la corrección topográfica fue
interpolado datos obtenidos de Shuttle Radar Topography Mission (SRTM) con un espaciamiento
de 30 m (costa adentro) (Karl, 1971). La corrección de aire libre se realizó mediante la
aproximación de la gravedad normal por series de Taylor hasta 2do orden (Heiskanen & Moritz,
1967).
Importando en un Sistema de Información Geográfica la tabla de datos completada mediante
el procedimiento anterior, fue posible la elaboración de un mallado que permitió la mejor
visualización del cambio de valor de anomalía a lo largo del área urbana de la ciudad de Boconó.
40
4.2 Análisis estadístico
Los datos de anomalía de Bouguer fueron analizados estadísticamente con el uso del programa
IBM Statistics 20. Se utilizó la opción de analizar estadísticos descriptivos y se ordenó la
ejecución de histogramas y gráficos de normalidad.
4.3 Elaboración de mapas
En el programa Oasis Montaj, se incorporaron los datos provenientes de las 183 estaciones
gravimétricas y se ordenó la ejecución de un mallado utilizando el método kriging de
interpolación, para de esa manera acceder a la visualización espacial del valor de anomalía de
Bouguer.
4.4 Separación regional-residual
A partir de los datos de AB se construyó el mapa de anomalía de Bouguer, y se procedió a
realizar la separación de las componentes regional – residual. Dicho procedimiento se realizó con
dos métodos. Para el primero se sustrajo la respuesta local del mapa de anomalía de Bouguer por
medio de la regresión polinómica lineal, bilineal y cuadrática. Mientras que la segunda técnica
utilizada fue la propuesta por (Spector & Grant, 1970) en la que se calcula la longitud de onda
característica de la capa superficial de sedimentos con la que se realiza el filtrado correspondiente
entre fuentes someras y profundas. Ésta última técnica presenta además la ventaja de permitir
estimar las profundidades aproximadas a las que se encuentran las fuentes causantes de las
anomalías.
4.4.1 Separación polinómica
La separación de las componentes regional y residual de la anomalía de Bouguer puede hacerse
mediante el uso de tres polinomios con diferentes órdenes de amplitud (tabla 1), al variar el orden
de los polinomios empleados.
41
Tabla 4.2: Polinomios utilizados para la separación en componentes de la AB por el método de
regresión polinómica
4.4.2 Separación espectral
Para la separación de las componentes regional y residual de la anomalía de Bouguer fueron
empleados dos métodos. la separación polinómica y la separación espectral, técnica propuesta
por (Spector & Grant, 1970), en la que se realiza el filtrado correspondiente entre fuentes
someras y profundas de anomalía, calculando la longitud de onda característica de la capa
superficial, permitiendo a demás estimar las profundidades aproximadas a las que se encuentran
las fuentes de anomalía. Esta última técnica se fundamenta en que, en el espectro de potencia,
existe una relación lineal entre el número de onda y el logaritmo de la energía, de modo que a
cada cambio de pendiente corresponde a una fuente distinta; la pendiente de la recta está
directamente relacionada con la profundidad de dicha fuente. Mediante esta técnica se determinó
el número de fuentes de anomalía y se estimó la profundidad aproximada de las mismas.
En análisis espectral, cuanto mayor es la pendiente, mayor es la profundidad. Las pendientes
más bajas, se asocian a la componente residual y al ruido, mientras que las pendientes más altas
se relacionan con la componente regional de la anomalía de Bouguer. Las profundidades se
obtienen mediante un ajuste por mínimos cuadrados a los puntos del espectro de potencia, que
quedan entre cada intervalo de frecuencias, calculando la pendiente de dicho ajuste lineal y
transformándolo en profundidad, pudo realizarse la correlación deseada.
42
Para este análisis se utilizó el programa Oasis Montaj de Geosoft, el cual permite realizar el
filtrado de altas y bajas frecuencias presentes en el mapa de anomalía de Bouguer general,
obtenido en el paso anterior. De modo que mediante esta herramienta es posible generar el mapa
de componente residual y de la componente regional por separado.
El programa toma el mallado de los valores de anomalía de Bouguer (.GRD), posteriormente
estos datos son transformados desde el dominio del espacio al dominio de la frecuencia a través
de la aplicación de la transformada de Fourier, con el uso del menú MAGMAP que posee Oasis
Montaj.
El espectro de potencia 2D es una función de energía relativa al número de onda y la dirección.
El análisis espectral permitió remover la componente de ruido y de las fuentes profundas, dejando
como fuentes de interés las partes del espectro originadas por fuentes someras. Esto se hizo
mediante la aplicación a la señal de un filtro Gaussiano regional-residual, el cual fue elegido a
razón de su forma matemática, la cual es similar a la del espectro de potencia sobre el que se
trabajó.
4.5 Deconvolución de Euler
Es una técnica de interpretación para determinar la localización de fuentes asociadas con
anomalías de campos potenciales (Mushayandebvu et al., 2004), la cual ha sido utilizada en las
últimas dos décadas como fuente de información para abordar el problema directo en la
interpretación gravimétrica y magnética (Orihuela et al., 2015).
Típicamente estos mapas muestran la distribución de círculos de distintos diámetros que son
proporcionales a la profundidad estimada. Los mapas obtenidos en este estudio tienen cruces de
iguales tamaños pero de distintos colores para diferenciar la profundidad. La ubicación de estas
cruces indica la posición estimada de las transiciones en la roca.
El proceso se ejecutó mediante el uso de programa Oasis Montaj, el cual posee un módulo
dedicado exclusivamente a la aplicación de éste método de estimación de profundidades a partir
del ingreso, como dato principal de entrada, de un mallado bidimensional de AB. A partir de
haber ingresado este grid en la base de datos del programa, se trabaja luego sobre ese mallado
filtrado, calculando sobre él las derivadas horizontales, a través de un filtro de convolución, y la
43
derivada vertical, a través de un filtro que utiliza la transformada de Fourier. Esto se realizó
utilizando el módulo Euler3D y su función Grid calculation, la cual permite obtener las tres
derivadas a través de un solo proceso.
Luego de calculados los mallados que se utilizan como datos de entrada para aplicar la
deconvolución de Euler se procedió a escoger los parámetros para la realización del cálculo, entre
los cuales tenemos: el tamaño de ventana, la tolerancia en el cálculo de la profundidad y el índice
estructural. En principio se realizaron distintas pruebas en base al cambio de los dos primeros
parámetros antes mencionados, requeridos por el programa para el hallazgo de soluciones. Una
vez que se determinó cuáles eran los valores de tamaño de ventana y tolerancia que más se
ajustaban a la cantidad de soluciones que se esperaba obtener, se procedió a dejar fijos ambos
valores y a realizar tres pruebas variando esta vez únicamente el índice estructural.
Las consideraciones tomadas en cuenta para elegir la mejor combinación de tolerancia con
tamaño de ventana para este estudio fueron que, en primer lugar, ésta debía ser lo suficientemente
larga para incorporar una variación sustancial del campo y gradientes del campo, mientras que
además se cumpliera que la ventana fuese lo suficientemente pequeña para no incluir efectos
significativos de múltiples fuentes, pudiendo generar entonces un conjunto de soluciones
excesivamente saturado.
Una vez obtenidas las diferentes soluciones para índices estructurales distintos, utilizando un
mismo tamaño de ventana a igual nivel de tolerancia, se procedió a graficar estas soluciones en
el programa ArcMap 10.2 (SIG), pudiendo entonces visualizar la ubicación espacial de cada una
de las soluciones sobre el mapa geológico de la zona de estudio.
El grado de homogeneidad N en la ecuación de la deconvolución de Euler (3.16), puede ser
interpretado como índice estructural (SI), el cual mide la tasa de cambio del campo con relación a
la distancia.
4.6 Modelado Gravimétrico
El modelado gravimétrico se realizó con el programa IGMAS, el cual permite modelar en 3D
una porción determinada del subsuelo a partir de un número establecido de secciones geológicas
2D georeferenciadas en las que los cuerpos y estructuras geológicas son modeladas a partir de
44
polígonos y densidades constantes (H J Götze, 1978; H. J. Götze, and Schmidt, S, 1999; H. J.
Götze & Lahmeyer, 1988). Para la proyección del modelo en tercera dimensión, estas secciones
son enlazadas a través de una triangulación matemática, lo que permite la visualización continua
en el espacio de los diferentes cuerpos creados en 2D.
El modelo final se obtiene al obtener el mejor ajuste entre el valor de gravedad calculada y
observada considerando las restricciones impuestas según la geología local y fuentes
independientes de información. Específicamente,
en el modelo se incorporó información
obtenida en estudios previos de refracción microtremores (ReMi), ruido sísmico ambiental
(Figura 4.1), geología de superficie, perfiles geológicos y análisis espectral. A partir del modelo
final se construyó el mapa de espesores sedimentarios.
Figura 4.1. Ubicación de los puntos de adquisición de datos geofísicos empleados en estudios
previos aplicados en la zona. Incluye estaciones de RSA (Calderón, 2014) y tendidos sísmicos de
ReMi (Linares, 2014).
45
Las densidades empleadas inicialmente en el estudio se ajustaron a partir de trabajos previos en
zonas cercanas. Es importante señalar que el valor de estas densidades teóricas eventualmente
debió ser modificado a fin de lograr un mejor ajuste del modelo gravimétrico final. Una vez
ajustado el modelo integrando los datos geofísicos disponibles, fue posible obtener el mapa de
espesor de sedimentos correspondiente al basamento de la ciudad de Boconó, principal objetivo
de este estudio.
Tabla 4.3: Densidades consideradas e incorporadas inicialmente para modelar en el programa
IGMAS. (PDVSA-INTEVEP, 1997)
Formación
Densidad (m/cc)
Fuente
Mucuchachí
2.68
Consideraciones del LEV, 1997.
Sierra Nevada
2.7
Consideraciones del LEV, 1997.
Palmarito
2.3
Consideraciones del LEV, 1997.
Sedimentos del
1.98
Consideraciones del LEV, 1997.
Cuaternario
CAPÍTULO V
RESULTADOS Y ANÁLISIS
5.1 Análisis Estadístico de los datos de Anomalía de Bouguer
Se realizaron pruebas de tendencia central, histogramas de frecuencia y gráficas Q-Q a los
datos de anomalía de Bouguer. Los resultados obtenidos, fueron resumidos en la tabla 4.
Tabla 5.1: Resumen del análisis estadístico de la anomalía de Bouguer.
Anomalía de Bouguer
Media
-47.44
Desviación típica
1.511
Mediana
-47.94
Mínimo
-50.50
Varianza
2.284
Máximo
-43.00
47
5.5.1 Histograma de frecuencia
El histograma de frecuencia de la anomalía de Bouguer presentó una distribución bimodal, con
superioridad de los valores más negativos (Figura 5.1).
Figura 5.1. Histograma de frecuencia de los valores de Anomalía de Bouguer, en el que se
evidencia una superioridad de valores más negativos, dentro de un conjunto total de datos
bimodalmente distribuidos.
5.1.2 Gráfico Q-Q:
El gráfico Q-Q normal de AB Figura 5.2 presentó un ajuste moderado a los datos de la recta
teórica normal. La respuesta ideal sería que los datos se acercaran lo más posible a la línea de
tendencia normal, esto no se observó en todo momento en el gráfico Q-Q, sin embargo este
resultado era de esperarse, puesto que en el histograma de frecuencia (Figura 5.1), se evidencia
que los datos no presentan una distribución normal, razón por la que no habría que esperar en este
gráfico de normalidad un ajuste ideal.
48
Figura 5.2. Gráfico Q-Q normal de la Anomalía de Bouguer, en el que se observa que los datos
no presentan una distribución normal.
49
5.1.3 Diagrama de caja:
El diagrama de caja resultante del análisis de datos de anomalía de Bouguer (Figura 5.3) mostró
que el valor de la mediana de los datos de AB es -48 mGal, lo cual quiere decir que la mitad de
los datos están por encima de éste valor, mientras que la otra mitad está por debajo.
No se
presentan valores atípicos.
Figura 5.3. Diagrama de caja de la Anomalía de Bouguer. Muestra que aproximadamente el 50%
de valores son superiores a -48 mGal.
50
5.2 Mapa de estaciones gravimétricas utilizadas
Como paso fundamental en el inicio de cualquier estudio gravimétrico, se graficó la posición de
cada punto de adquisición, de manera que pudiera visualizarse su distribución en toda el área de
estudio (Figura 5.4). El límite de sedimentos fue actualizado mediante la utilización de imágenes
satelitales.
Figura 5.4. Distribución espacial de las estaciones gravimétricas en la zona de estudio y límite de
sedimentos cuaternarios.
51
5.3 Mapa de alturas ortométricas
El mapa de variación de altura ortométrica (Figura 5.5) muestra una tendencia creciente hacia el
oeste de la zona de estudio. El rango de valores oscila entre 1697 y 1160 m. Se observa que las
zonas de mayor altura ortométrica se encuentran en las cercanías de la falla de Burbusay,
coincidiendo también con el cauce del río Boconó (ver mapa geológico de la zona, Figura 2.5) y
la zona central de la ciudad de Boconó.
Figura 5.5. Mapa de alturas ortométricas, con estaciones gravimétricas y límite de sedimentos.
52
5.4 Mapa de gravedad observada
Una vez aplicadas las correcciones correspondientes, se pudo obtener el valor de gravedad
observada en cada punto y, a partir de ese dato, generar el mapa respectivo (Figura 5.6). El mapa
de gravedad observada muestra una distribución de valores máximos y mínimos que resulta
totalmente opuesta a la observada en el mapa de altura ortométrica. Esto es de esperarse debido a
su relación inversa, puesto que la intensidad de la gravedad varía en relación inversa al cuadrado
de la distancia al centro de la Tierra. En el mapa de gravedad observada se observa que los
valores de gravedad varían en un rango entre 977775 hasta 977877 mGal.
Figura 5.6. Mapa de gravedad observada en la zona de estudio, estaciones gravimétricas y límite
de sedimentos cuaternarios.
53
5.3 Mapa de Anomalía de Bouguer
En el mapa de anomalía de Bouguer (Figura 5.7) se observa que los valores varían desde 50.33 a -40.05 mGal. Los altos gravimétricos corresponden a las zonas de mayor topografía
mientras que los valores más negativos de anomalía de Bouguer se presentan principalmente en
las cercanías de la falla de Burbusay y donde se unen los cauces del río Boconó y la quebrada
Segovia, principales agentes causantes de las estructura cónica aluvial sobre la que se asienta la
ciudad de Boconó. De manera que el patrón de comportamiento de la anomalía de Bouguer
indica una disminución de su valor hacia el centro de la ciudad, lo que posiblemente evidencia un
aumento en el espesor de sedimentos. También son notables algunas variaciones locales en la
zona media del abanico aluvial. Estas variaciones pueden ser interpretadas como bloques de
mayor densidad que los sedimentos adyacentes, o remanentes erosionales previos a la
sedimentación del Cuaternario.
54
Figura 5.7. Mapa de Anomalía de Bouguer, integrado con las estructuras geológicas presentes en
la zona (Fallas de triángulo. Audemard, 1998) y los puntos de adquisición.
5.3.1 Separación de las componentes regional y residual de la anomalía de Bouguer
5.3.2 Separación polinómica
Una vez realizada la interpolación necesaria para una buena visualización espacial de la AB,
complementaria al mapa principal mostrado en la figura anterior,
se ejecutó la regresión
polinómica de tres distintos órdenes de magnitud (lineal, bilineal y cuadrática) (Figura 5.8) en el
programa Surfer 12 de Golden Software, y se determinó visualmente que el polinomio cuadrático
conserva la tendencia más parecida a aquella mostrada por el mapa de general de anomalía de
Bouguer en la zona (Figura 5.8).
55
Figura 5.8. Separación de las componentes regional y residual de la AB mediante el método de
regresión polinómica.
56
5.3.3 Separación espectral
Para la zona correspondiente a la ciudad de Boconó se determinó, mediante el análisis de
tendencia del espectro de potencia, la existencia de cuatro (4) posibles fuentes de anomalía
gravimétrica (Figura 5.9). En la tabla 5 se expresan con mayor precisión los resultados obtenidos
para las profundidades estimadas en base al valor de las pendientes.
Figura 5.9. Análisis espectral. La profundidad de cada fuente está asociada a la variación de la
pendiente del gráfico.
La relación matemática utilizada para hallar las profundidades a partir de las pendientes
de gráfico anterior fue la siguiente: Profundidad = Pendiente/2п
Tabla 5.2: Resultados precisos de las profundidades de fuentes de anomalía mediante el análisis
de tendencias del gráfico de la Figura 5.9.
Fuente
MS
Pendiente
Profundidad (m)
-578.14
-92.01
S
-1375
-218.84
I
-2893.4
-460.50
P
-9232.4
-1469.38
57
Las anomalías regionales se caracterizan por ser de gran amplitud, representando la
configuración estructural de la corteza terrestre. Al aplicar el filtro gaussiano paso bajo
correspondiente, se obtuvo el mapa de la componente regional de la anomalía de Bouguer (Figura
5.10) cuyos valores oscilan entre -43.22 y -49.78 mGal. Se destaca el gran parecido de su
tendencia con la del mapa completo de anomalía de Bouguer. Lo cual implica que en este caso es
la componente residual de la anomalía de Bouguer la que realmente dominante sobre la regional.
Esto posiblemente se deba a la poca extensión del área de estudio, lo cual no permite apreciar
grandes variaciones a nivel regional.
Figura 5.10. Mapa de la componente regional de la AB, obtenida mediante la técnica de
separación espectral, aplicando un filtro Gaussiano.
58
En el mapa de la componente residual de la anomalía de Bouguer (Figura 5.11) se destaca
principalmente la gran presencia de ruido. Sin embargo, es de hacer notar que este aspecto no es
tan influyente, puesto que sus valores son bastante bajos, variando tan solo entre -0.69 y 0.99
mGal.
Figura 5.11. Mapa de la componente residual de la AB, obtenida mediante la técnica de
separación espectral, aplicando un filtro Gaussiano.
59
Figura 5.12. Comparación de tendencia entre la componente regional y residual de la AB.
60
5.4 Deconvolución de Euler
La deconvolución de Euler puede arrojar diferentes valores de profundidad para una misma
posición específica. La selección de la respuesta más acorde con la realidad geológica entre el
conjunto de soluciones generadas se obtiene a partir del control realizado en la selección del
índice estructural (IE) para la ecuación de homogeneidad, de manera tal de calcular la solución de
la fuente deseada en el tamaño escogido de la ventana de muestreo, evitando así la pérdida de
soluciones que estén dentro del rango esperado, y que se tomará para resolver la ecuación de
Euler.
La elección del índice estructural tiene una gran influencia en las determinaciones de
profundidad obtenidas. Esta es la razón por la cual los resultados son ambiguos y solo fueron
utilizados en este trabajo como orientación para discriminar fuentes someras de fuentes
profundas, siendo especialmente útil para la determinación de los límites de estructuras.
La Figura 5.13 muestra la comparación de dos conjuntos de soluciones de Euler obtenidas para
índices estructurales de 0.5 y 1, con un tamaño de ventana de 150 m y una tolerancia de 10%. En
cada caso, los valores resultantes fueron agrupados en cuatro rangos de profundidades que varían
desde menores a 100 m hasta mayoras a 400 m.
61
a)
b)
Figura 5.13. Soluciones de Euler para índices estructurales 0.5 (a) y 1 (b) sobre el mapa de
unidades litoestratigráficas presentes en la zona.
62
Se observó que para un mismo tamaño de ventana, a través de distintos índices las soluciones se
concentran principalmente en los mismos lugares y que para decidir cuál índice representa mejor
a las distintas fuentes causantes de las anomalías en cuestión, esto se debe hacer en función del
grado de concentración de las soluciones para cada uno. También se verificó que el conjunto de
soluciones más ajustado al modelo geológico estudiado se generó a través del cálculo con índice
estructural de cero (IE = 0, Figura 5.14), ya que refleja una mayor cantidad de soluciones
relativamente poco profundas en la zona correspondiente al interior del límite de sedimentos
sobre los que se ubica el área urbana de la ciudad de Boconó La gran mayoría de las soluciones
encontradas con el índice mencionado tienen una profundidad inferior a los 200 m, siendo posible
asociarlas a las fallas de Boconó y Burbusay. Sin embargo, las soluciones de menor profundidad
se concentran en la zona correspondiente al área urbana de Boconó, lo cual es altamente
compatible con lo esperado. El porcentaje de tolerancia utilizado fue de 6%, mientras que el
tamaño de ventana fue de 150 m.
Dado que en la geología general del área predominan las fallas y contactos de buzamiento
variable, las soluciones para el IE = 0 son, a priori, las más fiables. Así, se han calculado las
soluciones de Euler, Considerando la ubicación y profundidades obtenidas, estas soluciones
muestran posiblemente el contacto entre los sedimentos del Cuaternario y las rocas metamórficas
infrayacentes que pertenecen en su mayoría a la formación Sierra Nevada. También las
soluciones muestran el contacto discordante de las formaciones adyacentes a la ciudad, que son
Palmarito y Mucuchachí.
63
Figura 5.14. Resultado de la deconvolución de Euler para IE = 0 sobre el mapa de unidades
litoestratigráficas presentes en la zona.
64
5.5 Modelado Gravimétrico
Considerando, las restricciones existentes y los análisis de los datos gravimétricos realizados se
generó un modelo 3D construido a partir de 83 secciones geológicas bidimensionales, con el uso
del programa IGMAS (H J Götze, 1978; H. J. Götze, and Schmidt, S, 1999; H. J. Götze &
Lahmeyer, 1988). Las secciones fueron creadas con orientación noroeste-sureste y una separación
promedio de 120 m. Cada cuerpo geológico presente en el área fue representado en 2D por uno o
varios polígonos a los cuales se les asignó un nombre y un valor constante de densidad. El
modelo 3D fue construido mediante triangulación matemática entre secciones 2D consecutivas.
El modelo final se obtuvo al obtener la mejor concordancia entre las anomalías observadas y
calculadas. Una vez ejecutada la triangulación matemática necesaria para la visualización
continua en el espacio del modelo en tercera dimensión (3D), se inició el ajuste individual de las
secciones 2D para lograr el ajuste del modelo final.
En el modelo final se incorporaron datos geología de superficie, ruido sísmico y topográfico.
Los datos topográficos, permitieron ajustar el modelo al relieve abrupto de la zona de estudio.
Las Figuras 5.15 y 5.16 se observan vistas 3D del modelo generado.
Durante el proceso de ajuste del modelo, se requirió la variación del valor de densidades
utilizadas a fin de lograr el mejor ajuste. En la tabla 5.3 se muestran las densidades utilizadas.
65
Tabla 5.3: Densidades resultantes para lograr el mejor ajuste al modelar en el programa IGMAS.
Formación
Abreviatura
Densidad (m/cc)
Mucuchachí
Pcm
2.65
Sierra Nevada
Peis
2.66
Palmarito
Pp
2.53
Qal
2.0
_
2.67
Sedimentos del
Cuaternario
Densidad de referencia
Figura 5.15. Vista desde el tope del modelo 3D elaborado en el programa IGMAS, integrado
bajo el mapa geológico de la zona (con transparencia).
66
Figura 5.16. Vista en ángulo del modelo 3D elaborado en el programa IGMAS, integrado bajo el
mapa geológico de la zona.
En la Figura 5.17 se observa el ajuste, entre la gravedad observada y la calculada en una de las
secciones más representativas del área central de Boconó, siendo de una gran importancia ya que
en ella se puede apreciar parte de la estructura cónica aluvial presente bajo el área más
urbanizada, la cual configura el objeto central de este estudio. En esta sección se observan
espesores de sedimentos que varían entre 0 y 150 m aproximadamente.
67
Figura 5.17. Ajuste de la sección 2D 4.12, que atraviesa el área central de la ciudad de Boconó.
Mapa de ubicación referencial en la esquina superior derecha (perfil línea color rojo).
68
5.6 Mapa de espesores
Finalmente, a partir del modelo final 3D (Figura 5.18) se construyó el mapa de espesores del
área de estudio, donde se resume lo observado en el modelo tridimensional.
Figura 5.18. Vista en ángulo del modelo final 3D elaborado en el programa IGMAS, a partir del
cual se construyó el mapa de espesores de la ciudad.
El máximo espesor de sedimentos se encuentra ubicado en la zona noroeste de la ciudad, bajo el
segmento de la carretera Boconó-Trujillo comprendido entre los sectores La Milla y Las Rurales,
adyacentes al cauce del río Boconó (figura 5.19). Esta es una tendencia congruente con lo
observado mediante imágenes satelitales, que demuestran que hacia ésta zona existe un
ensanchamiento importante del río, lo cual produciría eventualmente el arrastre y depositación
de mayores cantidades de sedimentos.
Así mismo, se observó que los menores espesores encontrados se ubican en la adyacencia
noreste del área central de la ciudad, específicamente entra el sector Valle Verde y las cercanías
del sector 20 Casitas, donde se encuentra ubicado el aeropuerto Rómulo Gallegos de Boconó.
69
Como se puede observar en el mapa de espesores obtenido (Figura 5.19), en la zona central de
la ciudad se observaron espesores que varían entre 50 y 150 m. Las zonas cercanas a la avenida
Rotaria (al noroeste del área central) y al Barrio La Sabanita (sureste del área central) son las que
se asientan sobre los más grandes espesores ubicados bajo el área más urbanizada de la ciudad de
Boconó.
Es posible, además, comparar y constatar la correspondencia que existe entre la tendencia de
espesores obtenidos mediante estudios de ruido sísmico ambiental realizados recientemente en
esta ciudad (Consultar: Calderón, 2014). Sin embargo, este estudio ha demostrado la posible
sobrestimación de algunos valores en ciertas zonas.
Figura 5.19. Mapa de espesor de sedimentos infrayacentes a la ciudad de Boconó, con la
distribución correspondiente de sectores urbanos.
70
CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES
Por todo lo antes expuesto, éste estudio ha permitido llegar a las siguientes conclusiones:

El espesor de la capa de sedimentos en el área central de la ciudad de Boconó, varían
entre ~50 y 150 m. El espesor máximo estimado en el área estudiada es de
aproximadamente 200m, valor que se encuentra precisamente en las cercanías del
cauce del río Boconó, el más importante de la ciudad.

Se observaron máximos gravimétricos en las zonas montañosas y mínimos
gravimétricos en la zona con mayor cobertura sedimentaria. De éste modo, las
anomalías observadas sugieren que existe un aumento en el espesor de sedimentos
hacia el centro de la ciudad de Boconó.

A partir del análisis espectral, se considera la existencia de cuatro diferentes fuentes
de anomalía, los promedios de las profundidades estimadas fueron de
aproximadamente 92, 219, 460 y 1470 m.

La componente residual de la anomalía de Bouguer presenta un amplio dominio
sobre la componente regional, esto posiblemente debido a que la poca extensión de
área de estudio, no permite observar las variaciones a escala regional de la anomalía.

Las soluciones de Euler para un índice estructural IE = 0, arrojaron una fuerte
consistencia con las estructuras geológicas presentes en la zona de estudio. La gran
mayoría de las soluciones encontradas con el índice mencionado tienen una
profundidad superior a los 200 m, con una ubicación que hace posible asociarlas a
las fallas de Boconó y Burbusay. Además, las soluciones de menor profundidad se
concentran en la zona correspondiente al área urbana de Boconó, lo cual es
altamente compatible con lo esperado.

Para trabajos futuros en la zona, se recomienda la recolección de muestras rocosas
que puedan ser estudiadas en un laboratorio, a fin de tener datos más precisos acerca
del valor exacto de las densidades correspondientes a las formaciones presentes en el
área de estudio.
71
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74
APENDICES
Apéndice A.1. Tabla de procesamiento
Parte de la tabla de procesamiento gravimétrico, con el valor obtenido de anomalía de Bouguer
para algunas estaciones.
75
A.2 Fotos del área de estudio
Imagen A.2.1: Vista panorámica diurna del casco central de la ciudad de Boconó.
76
Imagen A.2.2. Segmento aledaño al cauce del río Boconó en el que se determinaron los mayores
espesores de sedimentos (Sector la Milla).