Como las velocidades sísmicas, las propiedades magnéticas y la densidad de las rocas, la resistividad geoeléctrica del terreno puede cambiar de manera considerable durante y después del proceso de craterización por impacto. La fracturación de las rocas con la aparición de un incremento de la porosidad, la deposición de nuevas unidades de rocas (rocas de fundido de impacto, suevitas, brechas monomícticas y polimícticas) y la sedimentación post-impacto en la cuenca del cráter puede dar lugar a unas significativas anomalías en la resistividad comparadas con las secciones de resistividad localizadas fuera del área del impacto. De este modo las medidas de la resistividad utilizando corriente directa, sondas magnetotelúricas y VLF han contribuido a investigar las estructuras crateriformes y las rocas de impacto, aunque, comparadas con, p.e. los estudios gravimétricos, los estudios geoléctricos no han jugado un papel de método standard en el estudio geofísico de las estructuras de impacto. La aplicación más común son los sondeos magnetotelúricos (MT, AMT) a la investigación de los grandes cráteres de impacto (p.e., Siljan (Sweden),
Chesapeake (USA)
http://pubs.usgs.gov/pp/2005/1688/ak/PP1688_chapJ.pdf ,
Araguainha (Brasil):
http://www3.interscience.wiley.com/journal/119282506/abstract ,
Serra da Cangalha (Brasil):
Chicxulub (México)
http://www.geofisica.unam.mx/divulgacion/geofinternacional/iframes/anteriores/2001/04/delgado3.pdf ).
Extensos estudios geoeléctricos utilizando sondeos de resistividad DC y, posteriormente, magnetotelúricos han sido realizados en la estructura de impacto de Ries (Alemania):
ESTRUCTURA DE IMPACTO DE RIES (ALEMANIA)
El cráter de Ries que fue originado en un objetivo mixto de casi 600 m de rocas sedimentarias del Triásico y Jurásico sobre un basamento cristalino, es distintivo geoelectricamente especialmente por sus más de 400 m de sedimentos Terciarios lacustres post-impacto y una gruesa capa de unos 100 m de suevita (Fig. 1).
A partir de la modelización de los sondeos de resistividad corriente continua (DC), las medidas sobre las rocas expuestas, las mediciones geofísicas en sondeos y las mediciones de las muestras de sondeos, se obtuvo un amplio espectro de resistividades de rocas. Las resistividades de los sedimentos lacustres varían en general entre 3 y 15 Ohm * metro, mostrando en parte una gran anisotropía de resistividad en las muestras de sondeos. Las suevitas tienen una relativa baja resistividad que oscila entre 3 y 50 Ohm * metro. De este modo, el cráter de Ries en una primera aproximación puede ser en conjunto considerado como un cuerpo causante de intensas bajas resistividades que está inmerso en las rocas del objetivo. No obstante, las estructuras internas tales como una cuenca central y los anillos internos también llegan a ser aparentes en la distribución de resistividades. Los sondeos geoeléctricos DC periféricos y superficiales no son muy prometedores a causa de los extensos depósitos de eyecta de composición y espesor fuertemente variables.
Fig. 1. Un modelo de la estructura de impacto de Ries basado en mediciones geofísicas y sondeos profundos (para una visualización a mayor tamaño ver ries.htm)
Las mediciones a principios de los setenta comprendian alrededor de 300 sondeos profundos realizados mediante configuraciones Schlumberger y con dipolo-dipolo (azimutal), con un máximo espaciado de dipolo de R= 2,000 m (Fig. 2). En lo sucesivo, mostraremos algunos de los típicos resultados obtenidos por Ernstson, K. (1974): The Structure of the Ries Crater from Geoelectric Depth Soundings. – J. Geophys., 40, 639 – 659.
Fig. 2. Estructura de impacto de Ries: curva de sondeo de resistividad DC característica medida en la cuenca central. La primera parte de la curva ha sido medida en un Schlumberger, la segunda parte en una configuración bidireccional azimutal dipolo-dipolo.
Fig. 3. Curva de sondeo DC de la Cuenca central del cráter de Ries y modelo en 7 capas de resistividad. Una interpretación de a, b = sedimentos lacustres, c = suevita y d= basamento cristalino fracturado está adscrita al modelo, aunque pueden aplicarse diferentes distintivos modelos. La resistividad aparente mínima (4 Ohm * m) alrededor de AB/2 = 150 m se utiliza para la construcción del mapa de isoohm (líneas de igual resistividad) en la Fig.4.
Fig. 4. Mapa de resistividades aparentes mínimas (isoohms; ver Fig. 3) de la cuenca central del cráter de Ries. Dado que el gráfico de isoohm utiliza únicamente datos puramente de campo es independiente de cualquier ambigüedad relacionada con el modelo.
Fig. 5. Gráfica de isoohm (ligeramente modificada de la Fig. 4) situado sobre las isogalas de gravedad de Bouguer (ver estudios gravimétricos). La estrecha relación entre los resultados geoeléctricos y gravimétricos esta obviamente basada en las bajas resistividades de los sedimentos lacustres y de las suevitas que se corresponden con las bajas densidades de estas unidades.
Fig. 6. Gráficos de perfíles diamétricos de las resistividades aparentes y de los perfiles de intensidad magnética total a través de la cuenca central de cráter de Ries. Los elementos aparentes de resistividad han sido obtenidos mediante dos sondeos bidireccionales dipolo – dipolo DC (ver Ernstson, 1974) y los datos magnéticos a partir de un mapa de isoanomalías (Pohl and Angenheister, 1969). La correlación entre los resultados geoeléctricos y geomagnéticos se interpreta por el espesor variable de la inversamente magnetizada capa de suevita en la cuenca central (ver estudios geomagnéticos).
Fig. 7. Datos sísmicos, gravimétricos, geomagnéticos y geoeléctricos situados en un perfil radial a través de una estructura elevada, que se interpreta como un anillo interno de unos 5 km de diámetro, en la parte central de la cuenca central de cráter de Ries. Los datos sísmicos y magnéticos están extraídos de Angenheister and Pohl (1969).
MAGNETOTELÚRICOS DEL CRÁTER DE RIES
Un programa de sondeos magnetotelúricos, que reveló una significativa anomalía de resistividad a gran escala, fueron realizados en 15 estaciones a lo largo de dos perfiles a través de la estructura de impacto de Ries (Haak, V. et al. 1977: On the distribution of the electrical conductivity in the Ries area from magnetotelluric measurements. – Geologica Bavarica, 75, 395-400 [en Alemán]) . En la fig. 8, un perfil norte-sur de resistividades aparentes para un período de 100 sec esta dibujado y muestra un decrecimiento de aproximadamente 2000 Ohm * m en la parte externa del cráter y de unos 40 Ohm * m en el centro del cráter. Alrededor de los 100 sec los registros magnetotelúricos reflejan un tipo de resistividad integrada sobre los primeros quilómetros superiores.
Fig. 8. Resistividades aparentes obtenidas a partir de los sondeos magnetotelúricos sobre un perfil a través de la estructura de impacto de Ries. El fuerte decrecimiento de las resistividades aparentes es básicamente debido a la gran conductividad eléctrica de los sedimentos lacustres y a las capas de suevita ubicadas en la cuenca central de la estructura de impacto que han sido previamente delimitados por sondeos profundos geoléctricos DC de alta penetración (ver encima, p.e. Fig. 3, y debajo, Fig. 9).
Fig. 9. Perfiles de resistividad aparente en el area del crater de Ries obtenidos mediante sondeos de inducción (MT) y geométricos (DC). Los segmentos de resistividad DC han sido construidos mediante dos sondeos bidireccional azimutales dipolo – dipolo para un espaciado de dipolo de 1.6 km (ver Ernstson 1974).