MÉTODO-MAGNÉTICO-GEOFÍSICA.pdf

8/17/2019 MÉTODO-MAGNÉTICO-GEOFÍSICA.pdf

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UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA

FACULTAD DE INGENIERIA

ESCUELA ACADEMICO PROFESIONAL DE INGENIERIA GEOLOGICA

METODO MAGNETICO 1



ESCUELA ACADEMICO PROFESIONAL DE

INGENIERIA GEOLOGICA

CURSO: GEOFISICA

DOCENTE: ING. GERMÁN SANCHEZ

ALUMNOS: AGUILAR PÉREZ, David Jonathan

AGUILAR PÉREZ, Melquisedec

AGUILAR LLATAS, Henri

ALIAGA MEJIA, Alfredo

ASTOPILCO VALIENTE, Jhon

METODO MAGNETICO

Cajamarca, Septiembre del 2014


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METODO MAGNETICO 2

AGRADECIMIENTO

Primordialmente dar las gracias a dios ya que sin

él no podríamos hacer nada ya que él es nuestra

gira en este camino llamado vida y por poner a

las personas que nos ayudan a ser mejores

personas, también dar gracias a nuestros padres

los cuales nos dan su apoyo incondicional en las

decisiones que tomamos, también dar gracias a

nuestros docentes que son como unos padres

para nosotros y que nos ayudan brindándonossus conocimientos.


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METODO MAGNETICO 3

DEDICATORIA

El presente trabajo está dedicado a todas las

personas que hicieron posible la culminación del

presente informe ya que sin el apoyo de ellas no

hubiera sido posible su elaboración.


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METODO MAGNETICO 4

ContenidoINTRODUCCION ................................................................................................................................... 7

OBJETIVOS ........................................................................................................................................... 8

OBJETIVO GENERAL: ........................................................................................................................ 8

OBJETIVOS ESPECIFICOS: ................................................................................................................. 8

RESEÑA HISTORICA DEL METODO MAGNETICO ................................................................................. 9

DEFINICIÓN.......................................................................................................................................... 9

CLASIFICACION DEL METODO MAGNETICO .................................................................................. 10

Polo Magnético: ........................................................................................................................ 10

Fuerza magnética: ..................................................................................................................... 10

Campo Magnético: flujo, inducción .......................................................................................... 11

Campo Interno: ......................................................................................................................... 11

Campo Externo: ......................................................................................................................... 11

Campo No Potencial: ................................................................................................................. 11

PRINCIPIO .......................................................................................................................................... 11

PRINCIPIO DE INDUCCION MAGNETICA ........................................................................................ 12

ORIGEN Y FORMACION DEL CAMPO MAGNETICO TERRESTRE ..................................................... 13

VARIACIONES DEL CAMPO MAGNETICO ....................................................................................... 13

PROPIEDADES MAGNÉTICAS DE LAS ROCAS ..................................................................................... 14

SUCEPTIBILIDAD MAGNETICA ....................................................................................................... 14

COMPORTAMIENTO DE DISTINTOS MATERIALES SITUADOS EN UN CAMPO EXTERNO .............. 15

UNIDADES DE MEDIDAS ................................................................................................................ 20

EL CAMPO GEOMAGNÉTICO ............................................................................................................. 21

ORIGEN DEL CAMPO GEOMAGNETICO ......................................................................................... 21

EL EFECTO DINAMO ...................................................................................................................... 21

COMPONENTES DEL CAMPO GEOMAGNETICO ............................................................................ 22

TEORIA DE LOS CAMPOS MAGNETICOS SUPERPUESTOS .............................................................. 24

VARIACIONES DEL CAMPO GEOMAGNETICO ................................................................................ 25

INSTRUMENTOS DE PROSPECCIÓN MAGNÉTICA .............................................................................. 26

MAGNETOMETRO ......................................................................................................................... 26


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METODO MAGNETICO 5

RESONANCIA MAGNETICA ............................................................................................................ 27

MEDIDOR DE ESPESOR DE RECUBRIMIENTO MT3100 .................................................................. 27

Magnetómetros y métodos para determinar los componentes del campo geomagnético como la

intensidad total F, la intensidad horizontal H y la intensidad vertical Z (o V) o sus variaciones .. 28

Método de Gauss para determinar la intensidad horizontal .................................................... 28

Brújula de inclinación ................................................................................................................ 28

Superbrújula de Hotchkiss ........................................................................................................ 28

Variómetro del tipo Schmidt ..................................................................................................... 28

Variómetro de compensación ................................................................................................... 29

'Flux-gate magnetometer' ......................................................................................................... 29

Magnetómetros nucleares ........................................................................................................ 31LAS ANOMALÍAS MAGNÉTICAS ......................................................................................................... 34

Diseños de una anomalía .............................................................................................................. 34

Ejemplos de anomalías .................................................................................................................. 35

APLICACIÓN ....................................................................................................................................... 35

MODELO DE UN DIPOLO MAGNÉTICO .......................................................................................... 37

MAGNETÓMETROS ....................................................................................................................... 37

REALIZACIÓN DE MEDICIONES MAGNÉTICAS EN EL CAMPO Y CORRECCIONES NECESARIAS PARA

LAS MEDICIONES MAGNÉTICAS .................................................................................................... 38

EJEMPLOS DE APLICACIONES DEL MÉTODO MAGNÉTICO ............................................................ 39

Exploración magnética para menas de Fe ................................................................................. 39

Exploración magnética para otros minerales ............................................................................ 40

Exploración magnética para hidrocarburos .............................................................................. 40

REDUCCIÓN E INTERPRETACIÓN DE LOS DATOS ............................................................................... 40

EFECTO MAGNÉTICO VERTICAL SOBRE CUERPOS DE MODELO POLARIZADOS VERTICALMENTE Y

ENTERRADOS EN EL SUBSUELO ..................................................................................................... 40

EFECTO MAGNÉTICO TOTAL SOBRE CUERPOS MAGNÉTICOS ENTERRADOS EN EL SUBSUELO ... 43

DISEÑO DE UN MAPA DE ISOLÍNEAS ................................................................................................. 43

Características de las isolíneas/líneas de isoflujo magnético ....................................................... 43

En un mapa de isolíneas se emplea tres tipos de líneas: .............................................................. 44


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METODO MAGNETICO 6

Construcción de una isolínea por interpolación ........................................................................... 45

El intervalo mínimo razonable, que se emplea en el mapa depende de los factores siguientes: 45

Propuestas prácticas para el diseño de un mapa de isolíneas magnéticas .................................. 46

CONCLUCIONES ................................................................................................................................. 47

BIBLIOGRAFIA .................................................................................................................................... 47


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METODO MAGNETICO 7

INTRODUCCION

El método magnético es el método geofísico de prospección más antiguo aplicable en la

prospección petrolífera, en las exploraciones mineras y de artefactos arqueológicos.

Ciertas menas en especial los yacimientos de sulfuros que contienen magnetita, ilmenita opirrotina producen distorsiones en el campo magnético de la tierra, las cuales puedenutilizarse para la localización de yacimientos con la ayuda de los métodos magnéticos

Los métodos magnéticos figuran entre los más baratos de la geofísica y desde el punto devista operacional también entre los más rápidos y sencillos .por otra parte , el campo deaplicación de los métodos magnéticos es tan amplio que puede utilizarse endescubrimientos de yacimientos de hierro magnético , en la prospección de yacimientosde magnesio y cromita , accidentes geológicos (fallas , contactos , intrusiones ,etc. ). En

general es una buena política la inclusión de una prospección magnética en toda campañageofísica de cierta importancia.


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METODO MAGNETICO 8

OBJETIVOS

OBJETIVO GENERAL:

DEFINIR el método magnético

OBJETIVOS ESPECIFICOS:

Dar a conocer las aplicaciones de los métodos magnéticos

Mostrar ejemplos de las aplicaciones del método magnetico


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METODO MAGNETICO 9

RESEÑA HISTORICA DEL METODO MAGNETICO

La ciencia del magnetismo inició en el año 1600. En este año el inglés William Gilbert

nacido en 1544 (fallecido en 1603) publicó el libro 'De Magnete', que es una recopilaciónde todos los conocimientos ya existentes en el siglo 16 acerca del magnetismo. En esta

publicación Gilbert estableció el concepto de un campo geomagnético general con una

orientación definida en cada lugar de la superficie terrestre. A fines del siglo 16 la

observación de anomalías locales en la orientación del campo geomagnético fue conocida

y empleada en la prospección de minerales férricos.

En 1870 Thalen y Tiberg construyeron un magnetómetro para determinaciones relativas,

rápidas y exactas de las intensidades horizontal y vertical de la declinación por medio de

los métodos del seno y de la tangente.

El método magnético se empleó en gran escala en el estudio de estructuras geológicas,cuando en 1914 y 1915 Adolf Schmidt construyó la balanza de precisión vertical, también

llamada variómetro del tipo Schmidt. Desde 1902 Adolf Schmidt, nacido 1860 en Breslau y

fallecido 1944 en Gotha dirigió el observatorio magnético de Potsdam como director. La

balanza vertical se constituye de una aguja magnética orientada horizontalmente en la

dirección Este Oeste y oscilante sobre cuchillas de ágata o bien de cuarzo. Este variómetro

permite la medición del campo vertical y su variación local en dimensiones de la gamma y

por lo tanto este instrumento es suficientemente preciso para ser empleado en las

exploraciones mineras.

DEFINICIÓN

La magnetometría es como la gravimetría unmétodo geofísico relativamente simple en suaplicación. El campo magnético de la tierra afectatambién yacimientos que contienen magnetita(Fe). Estos yacimientos producen un campomagnético inducido, es decir su propio campo


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METODO MAGNETICO 10

magnético. Un magnetómetro mide simplemente los anomalías magnéticas en lasuperficie terrestre, cuáles podrían ser producto de un yacimiento.

Se basa en la medida de las variaciones del campo magnético terrestre.

Está relacionado con el movimiento de rotación de la Tierra alrededor de su eje N-S.

Está producido por el núcleo que se comporta como una geodinamo.

Los polos magnéticos de la Tierra no coinciden

con los geográficos.

La distancia a la cual se encuentran dichos

polos se denomina declinación magnética.

Para su estudio se usa el magnetómetro

CLASIFICACION DEL METODO MAGNETICO

Polo Magnético:

Una simple barra imantada puede utilizarse para explicar el concepto de polo magnéticos.

Si se espolvorea limadura de hierro sobre una hoja de papel que se apoya sobre este

imán, tienden a alinearse a lo largo de la orientación que designa generalmente la líneas

de fuerzas. Cada una de estas líneas va de un punto cercano a uno de los extremos de la

barra a otro cercano en el otro extremo, donde estos extremos son denominados polos.

Fuerza magnética:

Si dos polos, de fuerza P0 y P, respectivamente están separados por la distancia r, la

fuerza magnética F entre ambos estará expresada por la relación F= P0·P/m ·r2.

La constante m conocida como la permeabilidad, depende de las propiedades magnéticas

del medio en que los polos están situados. La unidad de fuerza de un polo se define en el

supuesto de que F es una DINA cuando dos polos unidad están situados a un centímetro

de distancia en un medio no magnético tal como el aire.

http://www.monografias.com/trabajos10/teca/teca.shtmlhttp://www.monografias.com/trabajos/aire/aire.shtmlhttp://www.monografias.com/trabajos/aire/aire.shtmlhttp://www.monografias.com/trabajos10/teca/teca.shtml


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METODO MAGNETICO 11

Campo Magnético: flujo, inducción

El campo magnético es la región del espacio en la que se manifiestan los fenómenosmagnéticos. Estos actúan según unas imaginarias líneas de fuerzas; estas son el camino

que sigue la fuerza magnética.Se define flujo magnético que pasa por una superficie dada como el numero de líneas quelo atraviesan.

Campo Interno:

Por medio de los análisis del campo terrestre se ha deducido que el 94% de él depende,

de fuentes internas de la tierra, mediante la aplicación de armónicos esféricos que pueden

expresar el campo interno observado como el efecto de una serie de dipolos magnéticos

teóricos, cada uno de orientación diferentes, situados en el centro de la tierra.

Campo Externo:Se establece mediante el análisis matemático del campo terrestre que ha demostrado la

existencia de otra fuente de

magnetismo fuera de la tierra, pero solo podría explicarse a pequeños porcentajes del

campo terrestre. Muchas teorías propuestas por investigadores para explicar esta

componente externa, proponen un efecto inductivo de corrientes eléctricas que circulan

en la ionosfera. Otros no creen en la existencia de este campo exterior y atribuye esta

componente del campo terrestre, a defectos de los datos de observación.

Campo No Potencial:

Los campos interno y externo pueden ser descritos por expresiones matemáticas

deducidas en el supuesto de que cada tipo de campo deriva de un potencial. Algunos

autores opinan que cuando se compra la teoría con los datos de observación hay un

pequeño residuo de intensidad magnética (aproximadamente el 3%), el cual representa

un componente "no potencial"del campo magnético terrestre, que puede ser explicado

admitiendo corrientes eléctricas que circulan del interior al exterior de la Tierra y

viceversa.

El campo magnético en los polos es I=90º (+ en el polo Norte) y Z=0.65 oersted

aproximadamente, en el Ecuador es I=0º y H=0.33 oersted aproximadamente.

PRINCIPIOLa tierra genera un campo magnético en el rango de aproximadamente 0,30000 a 0,65000G

(Gauss, u Oersted). Este campo se puede comparar con el campo correspondiente a un dipolo

(como un imán de barra) situado en el centro de la Tierra, cuyo eje está inclinado con respecto al

http://www.monografias.com/trabajos10/formulac/formulac.shtml#FUNChttp://www.monografias.com/trabajos27/analisis-matematico/analisis-matematico.shtmlhttp://www.monografias.com/trabajos11/basda/basda.shtmlhttp://www.monografias.com/Matematicas/index.shtmlhttp://www.monografias.com/trabajos36/el-ecuador/el-ecuador.shtmlhttp://www.monografias.com/trabajos36/el-ecuador/el-ecuador.shtmlhttp://www.monografias.com/Matematicas/index.shtmlhttp://www.monografias.com/trabajos11/basda/basda.shtmlhttp://www.monografias.com/trabajos27/analisis-matematico/analisis-matematico.shtmlhttp://www.monografias.com/trabajos10/formulac/formulac.shtml#FUNC


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METODO MAGNETICO 12

eje de rotación de la Tierra. El dipolo está dirigido hacia el Sur, de tal modo en el hemisferio Norte

cerca del polo Norte geográfico se ubica un polo Sur magnético y en el hemisferio Sur cerca del

polo Sur geográfico se ubica un polo Norte magnético. Por convención se denomina el polo

magnético ubicado cerca del polo Norte geográfico polo Norte magnético y el polo magnéticosituado cerca del polo Sur geográfico polo Sur magnético. El campo geomagnético no es constante

sino sufre variaciones con el tiempo y con respecto a su forma.

La imantación inducida depende de la susceptibilidad magnética k de una roca o de un mineral y

del campo externo existente.

La imantación remanente de una roca se refiere al magnetismo residual de la roca en ausencia de

un campo magnético externo, la imantación remanente depende de la historia geológica de la

roca.

Fig. 1: Principio de la magnetometría

PRINCIPIO DE INDUCCION MAGNETICA

La inducción magnética o densidad de flujo magnético, cuyo símbolo es B, es el flujo magnéticopor unidad de área de una sección normal a la dirección del flujo, y en algunos textos modernosrecibe el nombre de intensidad de campo magnético, ya que es el campo real.

La unidad de la densidad en el Sistema Internacional de Unidades es el tesla.

Está dado por:


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METODO MAGNETICO 13

ORIGEN Y FORMACION DEL CAMPO MAGNETICO TERRESTRE

• El movimiento de rotación del planeta Tierra es responsable directo de la creación de su

propio campo magnético.

El campo magnético terrestre presente en la Tierra no es equivalente a un dipolo magnético,

sino más bien presenta otro tipo especial de magnetismo. Es un fenómeno natural originado

por los movimientos de metales líquidos en el núcleo del planeta.

VARIACIONES DEL CAMPO MAGNETICOEl campo magnético de la Tierra varía en el curso de las eras geológicas, denominado variación

secular. Según se ha comprobado por análisis de los estratos al considerar que los átomos de

hierro contenidos tienden a alinearse con el campo magnético terrestre. Midiendo el magnetismo

de rocas situadas en estratos formados en periodos geológicos distintos se elaboraron mapas del

campo magnético terrestre en diversas eras.


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METODO MAGNETICO 14

PROPIEDADES MAGNÉTICAS DE LAS ROCAS

Los materiales pueden ser clasificados como ferromagnéticos, paramagnéticos,

diamagnéticos y no magnéticos, según rechacen, atraigan o sean neutrales a la presencia

de las líneas magnéticas de fuerza.

SUCEPTIBILIDAD MAGNETICA

La susceptibilidad magnética es el grado de magnetización de un material, en respuesta a

un campo magnético. Este número se representa con el símbolo χ, y es adimensional.

La susceptibilidad magnética de una sustancia es la relación que existe entre la intensidad

magnética que posee dicha sustancia y el campo magnético.

M = k.H

Si k es positivo, el material se llama paramagnético

Si k es negativa, el material es diamagnético

Si k es mayor igual 1 es un material ferromagnético.


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METODO MAGNETICO 15

COMPORTAMIENTO DE DISTINTOS MATERIALES SITUADOS EN UN CAMPO

EXTERNOSe distingue los materiales siguientes según su comportamiento poniéndolos en un campo

externo:

1. Materiales diamagnéticos2. Materiales paramagnéticos3. Materiales ferromagnéticos

ferromagnéticos verdaderos

antiferromagnéticos


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METODO MAGNETICO 16

ferrimagnéticos

1.

Los materiales diamagnéticos están caracterizados por susceptibilidades magnéticas

negativas, lo que significa, que la imantación inducida en ellos está orientada en sentido

opuesta con respecto al campo externo aplicado. Las susceptibilidades magnéticas de la

mayoría de los materiales diamagnéticos no dependen de la temperatura. Solo las

susceptibilidades magnéticas de antimonio y bismuto varían a T = -180ºC. Materiales

diamagnéticos son entre otros las sales, la anhidrita, cuarzo, feldespato y grafito. El

diamagnetismo se basa en el movimiento de un electrón alrededor de su núcleo generando

una corriente de poca intensidad. El momento magnético (o espín) es un vector, que en

presencia de un campo magnético externo toma un movimiento de precesión alrededor de

este campo externo. Este movimiento periódico adicional del electrón produce un momento

magnético orientado en sentido opuesto con respecto al campo aplicado. El diamagnetismo

puro sólo aparece si los momentos magnéticos de los átomos son nulos en ausencia de un

campo exterior como en los átomos o iones que poseen capas electrónicas completas.

2.

Los materiales paramagnéticos son ligeramente magnéticos, caracterizados por

susceptibilidades magnéticas pequeñas positivas. En los materiales paramagnéticos la

susceptibilidad magnética es inversamente proporcional a la temperatura absoluta según la

Ley de Curie. La mayoría de los componentes formadores de las rocas como por ejemplo los

silicatos comunes son para- o diamagnéticos. Los granos de materiales para- y diamagnéticos

tienden alinearse con sus ejes longitudinales transversal- u oblicuamente con respecto al

campo externo aplicado. Los átomos o las moléculas de los materiales paramagnéticos están

caracterizados por un momento magnético en ausencia de un campo externo y por una

interacción magnética débil pasando entre sus átomos. Normalmente sus átomos están

distribuidos al azar, pero aplicando un campo externo tienden alinearse paralelamente a la

dirección del campo. Esta alineación es una tendencia, que se opone a su agitación térmica. El

paramagnetismo se basa en los espines (momentos magnéticos) no compensados de los

electrones, que ocupan capas atómicas incompletas como los subpisos 3-d de los elementos

escandio y manganeso por ejemplo. Minerales paramagnéticos son olivino, piroxeno, anfibol,

granate y biotita. En un separador magnético dependiendo de sus susceptibilidades

magnéticas respectivas estos minerales son imantizados a distintas intensidades del campo

magnético engendrado por el separador magnético .

3.

Los materiales ferromagnéticos tienen susceptibilidades positivas y relativamente altas. Sinaplicar un campo magnético externo la interacción de los momentos magnéticos de sus

átomos resulta en un comportamiento colectivo de grupos de átomos, llamados dominios. En

los elementos hierro, cobalto y níquel esta interacción es característica para los espines no

compensados de los subpisos 3-d de sus átomos. Estos elementos pueden lograr un estado de

imantación espontáneo consistente en la configuración ordenada de los momentos


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METODO MAGNETICO 17

magnéticos de todos los átomos. Aplicando un campo magnético los dominios se alinean en

configuraciones paralelas y con sus ejes longitudinales paralelas a la dirección del campo

externo de tal modo generando una susceptibilidad magnética alta. A los cuerpos

ferromagnéticos corresponden ciclos de histéresis típicos.

Fig. 3: Orientación de los momentos magnéticos en las sustancias ferromagnéticas

En los materiales antiferromagnéticos los momentos magnéticos de los átomos vecinos son de

la misma magnitud, pero antiparalelos. Cada una de estas subredes recuerda un estado de un

cuerpo ferromagnético. Las dos subredes ordenadas orientadas en sentido opuesto entre sí seanulan mutuamente resultando en un momento magnético total igual a cero. La

susceptibilidad magnética de un material antiferromagnético es relativamente baja a

temperaturas debajo del punto de Curie, sube con la temperatura acercándose a la

temperatura de Curie característica para el material en cuestión, alcanza su máximo a la

temperatura de Curie y encima de la temperatura de Curie su susceptibilidad decrece. A los

materiales antiferromagnéticos pertenecen entre otros la hematita (Fe2O3, TCurie = 675ºC), los

óxidos de manganeso, de hierro, de cobalto y de níquel.

Los materiales ferrimagnéticos tienen dos subredes de iones metálicos con momentos

magnéticos orientados antiparalelamente, pero de magnitud diferente dando lugar a unmomento resultante desigual a cero, incluso en ausencia de un campo exterior. La magnetita

Fe3O4 es un material ferrimagnético y el mineral más importante en contribuir al magnetismo

de las rocas. Otros minerales ferrimagnéticos son la ilmenita FeTiO3, Titanomagnetita

Fe(Fe,Ti)2O4, la pirotina Fe1-xS y los óxidos de la formula general XOFe2O3, donde X puede ser

ocupado por Mn, Co, Ni, Mg, Zn y Cd. El magnetismo de las rocas se debe a magnetita y a

otros minerales del sistema ternario FeO - Fe2O3 - TiO2. La composición de cada cristal mixto


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METODO MAGNETICO 18

junto con su temperatura de Curie se presenta en el triángulo siguiente. Además la pirotina

contribuye apreciadamente al magnetismo de las rocas.

Para un campo magnético homogéneo externo H y un material capaz de ser imantado y situado en

este campo externo de tal modo, que la normal a su superficie forman un ángulo que con el

campo externo, se definen la intensidad de magnetización I del material como sigue:

I = kappa x H x cosq

donde kappa = constante de proporcionalidad denominada susceptibilidad magnética del material,

es cero en el vacío. En el caso que el campo externo está normal a la superficie la formula se

reduce de la manera siguiente: I = kappa x H. Valores de la susceptibilidad magnética se presenta

en lo siguiente.

Tabla de valores de la susceptibilidad magnética kappa para algunos minerales y rocas de DOBRIN

(1988), p.650:

Sustancia kappa x 106 en unidades cgs H (intensidad magnética delcampo externo) en Oersted


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METODO MAGNETICO 19

Magnetita 300000 - 800000 0,6

Pirrotina 125000 0,5

Ilmenita 135000 1 Franklinita 36000 sin información

Dolomita 14 0,5

Arenisca 16,8 1

Serpentina 14000 30,5

Granito 28 - 2700 1

Diorita 46,8 1

Gabro 68,1 - 2370 1

Pórfido 47 1

Diabasa 78 - 1050 1

Basalto 680 1

Diabasa de olivino 2000 0,5

Peridotita 12500 0,5 - 1,0

Nótese, que los valores de la intensidad magnética del campo externo aplicado varían para las

distintas muestras de la tabla. El promedio de la intensidad total del campo geomagnético esaproximadamente 0,5Gauss o 0,5Oersted respectivamente.

Como supuestamente el magnetismo de la mayoría de las rocas se debe a su contenido en

magnetita SLITCHER propuso calcular la susceptibilidad magnética de una roca multiplicando el

porcentaje de volumen de la magnetita en la roca con la susceptibilidad magnética de magnetita (k

= 0,3 en unidades cgs). STEARN (1929) ha publicado el contenido en magnetita e ilmenita en % de

varios tipos de rocas y sus susceptibilidades magnéticas aportadas por magnetita e ilmenita y

calculadas según el método de SLITCHER. Los promedios de porcentaje de volumen en magnetita e

ilmenita y de las susceptibilidades magnéticas de varios tipos de rocas están expuestos en la

tabla siguiente según SLICHER, L.B. & STEARN, H.H. (1929): Geophysical Prospecting. - Am. Inst.Mining Met. Engrs., Trans. en DOBRIN (1988), p.651.

Tipo de roca Promedio de % devolumen en magnetita

kappa x 106

Promedio de % devolumen en ilmenita

kappa x 106


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METODO MAGNETICO 20

Pórfidos decuarzo

0,82 2500 0,3 410

Riolitas 1,00 3000 0,45 610

Granitos 0,90 2700 0,7 1000

Sienitastraquíticas

2,04 6100 0,7 1000

Nefelitaseruptivas

1,51 4530 1,24 1700

Nefelitas abisales 2,71 8100 0,85 1100

Piroxenitas 3,51 10500 0,40 5400

Gabros 2,40 7200 1,76 2400

Latitasmonzoníticas

3,58 10700 1,60 2200

Rocas con leucita 3,27 9800 1,94 2600

Diorita dacítica decuarzo

3,48 10400 1,94 2600

Andesita 4,50 13500 1,16 1600

Dioritas 3,45 10400 2,44 4200

Peridotitas 4,60 13800 1,31 1800

Basaltos 4,76 14300 1,91 2600

Diabasas 4,35 13100 2,70 3600

En esta tabla se aprecia claramente el aporte de la magnetita a la susceptibilidad magnética de

una roca. Comparando los valores calculados y medidos de la susceptibilidad magnética de los

mismos tipos de rocas (véase las dos tablas anteriores) se nota pocas coincidencias. En el caso

de las dos tablas faltan informaciones sobre la cantidad de muestras calculadas y medidas y los

errores inherentes lo que se opone a una evaluación de la calidad de los datos.

La susceptibilidad magnética de una roca depende en primer lugar de su contenido en magnetitay/o pirrotina, ilmenita juega un papel menos importante, aun puede influir la susceptibilidad

magnética de una roca.

UNIDADES DE MEDIDAS

Unidades de la intensidad magnética


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METODO MAGNETICO 21

En la magnetometría se emplean varias unidades:

1Oersted = 1Gauss = 105gamma = 105nT (T = Tesla). 1gamma = 10-9T = 1nT.

La unidad Gauss se introdujeron en honor al matemático alemán Carl Friedrich Gauss, nacido1777 en Braunschweig, fallecido 1855 en Göttingen. Gauss desarrolló el método para la

determinación absoluta del campo geomagnético y inició la observación del campo

geomagnético en intervalos regulares. Las unidades Gauss y gamma son las unidades del sistema

cgs, la unidad nT es la unidad del sistema SI.

Los geofísicos prefieren emplear el parámetro 'intensidad del campo magnético H' en vez del

parámetro 'inducción o densidad del flujo B'. Se puede sustituir uno de estos parámetros por el

otro, porque la permeabilidad del aire varía solo poco de la permeabilidad del vacío. La densidad

del flujo B de un campo magnético está relacionada con la intensidad magnética H como sigue: B =

µ0 x H, donde µ0 =

permeabilidad del vacío = 1,25 x 10-6 Vs/Am. La permeabilidad se refiere a la facilidad, que ofrece

un cuerpo al paso del flujo magnético.

A partir del año 1930 la unidad cgs de la intensidad magnética del campo H se debería denominar

Oersted (1Oersted = 1cm-1/2g1/2s-1), pero los geofísicos siguen empleando la unidad Gauss para

la intensidad magnética. La unidad comúnmente empleada es gamma, introducida 1896 por M.

ESCHENHAGEN como esta unidad es útil para expresar las variaciones pequeñas del campo

magnético.

EL CAMPO GEOMAGNÉTICO

ORIGEN DEL CAMPO GEOMAGNETICO

Aproximadamente el 95 por ciento del campo magnético de la Tierra es producido en su interior.

La explicación parece estar en las propiedades y movimientos del núcleo de la Tierra, un cuerpo

esférico de material metálico, probablemente de una composición níquel-hierro, cuya parte

externa se encuentra en estado líquido. El diámetro del núcleo es de alrededor de 6 920 km, poco

mayor que el radio terrestre.

El magnetismo interno de la Tierra se explica por la llamada teoría del dínamo.

EL EFECTO DINAMOEn este mecanismo dínamo según la cual el núcleo líquido está dando vueltas lentamente, con

respecto al manto sólido, generando de esta manera corrientes eléctricas que rodean al núcleo.

Estas corrientes generan a su vez un campo magnético, parte del cual escapa a la superficie de la


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METODO MAGNETICO 22

Tierra, dándonos el campo magnético que observamos, en la fig. y otra parte interacciona con el

núcleo líquido que está en movimiento, sosteniendo de esta manera la acción del dínamo.

Estas corrientes eléctricas responsables del campo geomagnético de origen externo que se

caracteriza por variaciones periódicas y no periódicas.

Las variaciones periódicas: variaciones solares tranquilas, Sq, y lunares tranquilas.

Las variaciones no periódicas: son producidas por la emisión por parte del Sol de un

aporte mayor de partículas ionizadas que interaccionan con la magnetosfera.

COMPONENTES DEL CAMPO GEOMAGNETICOEl campo geomagnético, es una magnitud vectorial y por lo tanto lo podemos descomponer en

una serie de componentes según un determinado sistema de ejes coordenados ,puede ser

localmente representado por el vector del campo total F y ser igualmente definido por uno de sus

componentes horizontales H o vertical Z. El campo magnético puede ser definido en todo punto

(x,y,z) por:

F2 = H2 + Z2 = X2 + Y2 + Z2

Donde


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METODO MAGNETICO 23

Donde la declinación D es el ángulo de la componente horizontal y el norte geográfico X y la

inclinación I es el ángulo entre el campo total F y la horizontal H.

Las unidades utilizadas para medir la intensidad del campo F son: gammas ( ) y nanoteslas (nT).

1 = 1nT = 10-5 Oersted. El Oersted es la intensidad del campo en un punto donde se ejerce una

fuerza de una dina sobre un polo magnético unitario.

La intensidad total del campo terrestre varía según nuestra posición sobre el globo:

F = 30 000 nT en el ecuador magnético (I = 0°)

F = De 60 000 a 70 000 nT en los polos magnéticos


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METODO MAGNETICO 24

(I = 90°)

F > 50 000 nT en Canadá

F = 56 000 nT en Montreal

F = 23 000 nT en Uruguay

TEORIA DE LOS CAMPOS MAGNETICOS SUPERPUESTOSGauss, ha demostrado en su teoría sobre el potencial del campo magnetico terrestre, que este se

puede considerar dividido en otros dos, uno interno y otro externo, cada uno de los cuales tiene

su potencial propio. el magnetismo permanente de nuestro globo es debido a la superposición de

dos campos distintos, al núcleo de hierro, que llamaremos campo del núcleo, que corresponde al

conjunto de capas situadas entre el núcleo y la corteza exterior y al que llamaremos campo

intermedio.

El campo del núcleo de un radio aproximado de 3.500 kilómetros, posee el 52% del momento

magnético total. Esta imantado paralelamente al eje de rotación de la tierra, es decir, que su

imantación es longitudinal.

Causa originaria de su magnetismo, es la influencia del movimiento terrestre de rotación, sobre el

núcleo de hierro.

En apoyo de esta hipótesis podemos citar las investigaciones de Einstein, que han demostrado que

las masas de hierro no magnéticas, se imantan paralelamente al eje alrededor del cual se les


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METODO MAGNETICO 25

imprime un movimiento de rotación. Por el contrario, sabemos que a una temperatura de 700 a

900° los minerales de hierro pierden sus propiedades magnéticas y es del todo seguro que en el

núcleo de hierro reina una temperatura extraordinariamente mayor, por lo cual no debía estar

imantado

El campo intermedio, que se extiende desde el núcleo, a la superficie de compensación isostática,

situada a la profundidad de 120 kilómetros, posee el 40% del valor total del momento magnético

terrestre.

El campo de la corteza, perturbado por las distintas propiedades magnéticas del mosaico de

elementos pétreos que la constituyen posee el 2% del momento total. Es el que produce las

anomalías magnéticas, que pueden ser regionales o locales.

VARIACIONES DEL CAMPO GEOMAGNETICO

Tipo de variación Origen Variación enfunción deltiempo

Forma espacial Amplitudtípica

Dipolar Interior de laTierra

Desciendelentamente

Aproximadamente dipolar

25.000 -70.000nT

Secular Núcleo de laTierra

1-100a irregular,migrando hacia elW

+/- 10-100nT/a

Diurna Exterior,relacionado

con manchassolares

24 hrs, 27 días,12 meses, 11 a

Depende de * yde la actividad de

manchas solares

10 - 100nT

Micropulsaciones Exterior Frecuencia:0,002 -0,1 Hz

Depende de * yde la actividad demanchas solaresy de tormentasmagnéticas

Normal: 1 -10nT,máximo:500nT

'Audio frecuency magnetics'1 Exterior Frecuencia: 1 -

1000Hz Depende de * yde la actividad demanchas solares

y de tornados

0,01nT/s

Efectos de corrientes telúricos Interior enbajaprofundidad

Frecuencia:0,002 - 1000Hz

Geología Hasta0,01nT/s


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METODO MAGNETICO 26

Imantación inducida de las rocas Interior enbajaprofundidadhasta la

geoterma delpunto deCurie

2

secular Geología, varía,depende enprimer lugar delcontenido en

magnetita en lasrocas

Hasta 0,05emu/cm

3

Imantación remanente de lasrocas

Interioren bajaprofun-didadhasta lageoterma delpunto deCurie

2

Sedescompone durantetiemposgeológicos

Geología Hasta0,2emu/cm3

1: Depende de variaciones espaciales en el campo electromagnético introducido en corteza

terrestre por descarga troposférica (troposfera 0-10km).

2: El gradiente geotérmico depende del lugar. En una zona de subducción en la zona del

hundimiento de la placa el gradiente es mucho menor en comparación al gradiente geotérmico

establecido en el arco magmático, donde el gradiente geotérmico puede alcanzar a T = 100°C/km.

El gradiente geotérmico causado por un metamorfismo de soterramiento en una cuenca

sedimentaria es alrededor de 10°C/km. Un valor medio es 30°/km. La temperatura de Curie para

magnetita es T = 573°C.

INSTRUMENTOS DE PROSPECCIÓN MAGNÉTICA

MAGNETOMETRO

El magnetómetro se ha utilizado ventajosamente para

detectar estructuras, fallas e intrusiones

http://3.bp.blogspot.com/-XLa1mV6NWF4/Tc8HdVhZFBI/AAAAAAAAAEY/cgCsg5KZiU8/s1600/657px-MRI-Philips.jpghttp://3.bp.blogspot.com/-XLa1mV6NWF4/Tc8HdVhZFBI/AAAAAAAAAEY/cgCsg5KZiU8/s1600/657px-MRI-Philips.jpghttp://3.bp.blogspot.com/-XLa1mV6NWF4/Tc8HdVhZFBI/AAAAAAAAAEY/cgCsg5KZiU8/s1600/657px-MRI-Philips.jpghttp://3.bp.blogspot.com/-XLa1mV6NWF4/Tc8HdVhZFBI/AAAAAAAAAEY/cgCsg5KZiU8/s1600/657px-MRI-Philips.jpg


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METODO MAGNETICO 27

RESONANCIA MAGNETICAEs utilizada principalmente en medicina para observar alteraciones en los tejidos y detectar cáncer

y otras patologías. También es utilizada industrialmente para analizar la estructura de materialestanto orgánicos como inorgánicos.

• Los métodos magnéticos se basan en la detección de variaciones del campo magnético

local debidas a la presencia de estructuras subsuperficiales. Las anomalías que se miden son

debidas a la imanación inducida o remanente de los materiales.

• Disponemos de un clásico magnetómetro de protones Geometrics que puede actuar como

gradiómetro. Consta de dos sensores con un disparador que los activa secuencialmente y

controlado por una única consola.

• Actualmente usamos un magnetómetro de potasio GEM GSMP40 de alta sensibilidad para

prospección de gradiente, que permite explorar una superficie del orden de media ha por día.

MEDIDOR DE ESPESOR DE RECUBRIMIENTO MT3100

Medidor de espesor de revestimiento MT3100 Este

instrumento ha adoptado el método magnético y el

método de corrientes de Foucault. Además, se puede

medir el espesor de los recubrimientos no magnéticos

(por ejemplo, zinc, aluminio, cromo. cobre, caucho,pintura, etc) en la base magnética metálicos (tales

como acero, hierro, aleación y acero duro magnético,

etc) puede medir el todo el recubrimiento de

aislamiento eléctrico espesor de las capas (como laca,

barniz, pintura, anodización) recubrimiento de metales

no ferrosos (como el cobre, Al, zinc y etc)

Mediciones del gradiente magnético vertical realizadas a lo largo de

un perfil en el yacimiento arqueológico de El Caño con un

magnetómetro de vapor de cesio G-858


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METODO MAGNETICO 28

Magnetómetros y métodos para determinar los componentes del campogeomagnético como la intensidad total F, la intensidad horizontal H y la intensidad

vertical Z (o V) o sus variaciones

Los métodos y instrumentos, que se basan en principios mecánicos son los siguientes.

Método de Gauss para determinar la intensidad horizontal

Se determina el valor absoluto de la intensidad horizontal H a través de dos experimentos:

• El experimento de oscilación define el producto M x H, en donde M = momento magnético

de un imán y H = intensidad horizontal.

• El experimento de desviación define el cociente M/H.

Brújula de inclinación

Este instrumento mide la variación de la intensidad vertical Z (o V respectivamente). Se constituye

de una aguja imantada que puede moverse libremente en un plano vertical y que lleva fijada a un

lado del eje un peso ajustable. Un par de torsión gravitatorio (peso ajustable) es equilibrado por

un par de torsión magnético (imán). Cualquier variación del componente vertical del campo

terrestre cambia el momento de la fuerza magnética y por tanto el ángulo de inclinación de la

aguja. Se debe orientar el imán en un plano vertical y los polos del imán paralelos a la dirección del

componente total del campo.

Superbrújula de Hotchkiss

Esta brújula mide la variación de la intensidad total F de un campo magnético. Su construcción es

semejante a la de la brújula de inclinación, además tiene una barra auxiliar no magnética, que

lleva un contrapeso regulable. Para medir la variación de F se orienta los polos del imán

paralelamente a la dirección del campo total, la medición se realiza orientando la superbrújula

en una dirección perpendicular al meridiano (longitud) magnético.

Variómetro del tipo Schmidt

Este instrumento mide la variación de la intensidad vertical Z (o V respectivamente) y un

variómetro modificado mide la variación de la intensidad horizontal H de un campo magnético. Elvariómetro consiste en un imán pivotado cerca, pero no directamente en el centro de su masa, de

tal modo que el campo geomagnético origine un par de torsión magnético en torno del pivote

opuesto al par de torsión de la atracción gravitatoria sobre el centro. El ángulo para el cual se

alcanza el equilibrio depende de la intensidad del campo. El imán pivotado tiene que ser orientado

horizontalmente y en la dirección este-oeste geomagnético para medir la variación de Z.


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METODO MAGNETICO 29

La construcción del variómetro para la medición de la variación de la intensidad horizontal H

es parecida salvo que el sistema magnético (imán pivotado) tiene por posición inicial la vertical y la

dirección norte-sur geomagnético.

Variómetro de compensación

Este instrumento mide la variación de la intensidad vertical Z y un variómetro modificado mide la

variación de la intensidad horizontal H. La construcción del variómetro de compensación es

semejante a aquella del variómetro del tipo Schmidt, pero en vez de medir la inclinación del

sistema con respecto a la horizontal (variómetro vertical) se mide la fuerza necesaria para

devolverlo a la horizontal. El imán pende de finos hilos y la fuerza restauradora se obtiene

mediante el desplazamiento de imanes compensadores. En el caso del magnetómetro de torsión

por ejemplo de 'Askania' según Haalck la aguja magnética tiene que ser orientada

horizontalmente.

Un instrumento, que se basa en principios eléctricos (saturación), se presenta en lo siguiente.

'Flux-gate magnetometer'

Este magnetómetro mide la variación de la intensidad vertical V de un campo magnético y se lo

orienta horizontalmente. Su principio se basa en el fenómeno de que campos magnéticos tan

pequeños como el terrestre inducen en materiales de gran permeabilidad µ densidades de flujo,

que representan una fracción apreciable de la densidad de saturación. La forma de onda de

corriente resulta distorsionada si se superpone un campo magnético estacionario y esta distorsión

se utiliza para medir dicho campo.

Se produce el campo magnético estacionario cíclico por medio de una bobina, que rodea un imán

y que está alimentada por una corriente alterna suficientemente intensa. Superponiendo el

campo magnético cíclico inducido al campo terrestre el campo magnético resultante saturará el

imán o es decir el núcleo. El lugar en el ciclo energizante en que se llegue a la saturación da una

medida del campo magnético ambiental.

En detalle este tipo de magnetómetro se constituye de dos imanes o núcleos respectivamente,

cuyos ejes están alineados paralelamente a la dirección del campo terrestre (véase fig. 13-17 en

construcción). En un campo externo variándose cíclicamente el comportamiento de los imanes

resulta en típicas curvas de histéresis (en un diagrama B en función de H). Cada uno de estosnúcleos se ubica en el centro de una bobina con un arrollamiento en sentido opuesto en

comparación a aquel de la otra bobina. Las dos bobinas primarias están conectadas en serie y

generan en los dos núcleos densidades de flujo magnético de la misma intensidad, pero de signos

opuestos, es decir que los momentos magnéticos de los dos núcleos se orientan en direcciones

opuestas por el arrollamiento en sentido opuesto de las dos bobinas. Cada bobina posee un


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METODO MAGNETICO 30

arrollamiento secundario, cuyas dos secciones están conectadas con un voltímetro para indicar la

diferencia entre las dos salidas.

• En un instante discreto el campo terrestre refuerza el campo engendrado por una de las

bobinas y se opone al campo producido por la otra bobina. Primero se considera la magnetización

de un solo núcleo en ausencia de un campo ambiental natural, como sucede cuando el eje del

núcleo está normal a la dirección del campo terrestre.

• El campo de la excitación H, correspondiente al campo magnético inducido tiene una

forma sinusoidal (curva a de fig. 13-17 en construcción).

• Este campo sobresatura el núcleo en el alto y en el fondo de cada ciclo, como se expresa

por los altos y bajos truncados de la curva b.

• El volta je secundario es proporcional a la variación de la densidad del flujo magnético y en

consecuencia se acerca a cero durante la parte del ciclo, en que el núcleo está saturado, como se

ve en la curva c.

• Introduciendo un campo natural que ayude a (superpone) la magnetización de la corriente

de excitación, se llega antes al punto de saturación en el ciclo (indicado por el descenso en el

voltaje secundario), que sí están en oposición el campo natural y el de la excitación. Esto está

representado por las curvas d y e.

• Si las salidas de voltaje de ambas bobinas están conectadas en oposición, la salida

resultante (curva f) consiste en pares de crestas, cuya altura es dentro de límites razonables

proporcional al campo magnético.

Algunos magnetómetros del tipo 'flux-gate' alcanzan una precisión entre 0,5 a

1,0gamma.

El 'flux-gate magnetometer' fue el primero magnetómetro, que se utilizaron para mediciones

magnéticas desde el aire (fixed wing aircraft), en la guerra en particular para hallar submarinos.

Hoy día en primer lugar se los emplean para las mediciones magnéticas en pozos/sondeos.

Otros instrumentos de saturación son el magnetómetro aéro 'Gulf' y el detector magnético aéreo

AN/ASQ-3A descritos en DOBRIN (1975).

La intensidad magnética total es la magnitud del vector del campo geomagnético independiente

de su dirección o es decir el campo total es una cantidad escalar. En el caso de una perturbación

del vector regional del campo geomagnético F el vector perturbador P se suma al campo no


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METODO MAGNETICO 31

estorbado por adición vectorial. Los magnetómetros, que miden el campo magnético total, miden

solo la magnitud del vector resultante o es decir la porción del vector perturbador, que está

dirigida en la misma dirección como el campo magnético regional. En consecuencia para campos

magnéticos perturbadores pequeños con respecto al campo geomagnético la variación del campomagnético medida comFP es de valor muy similar al valor de la componente del vector

perturbador dirigido en la misma dirección como el campo magnético regional. Para campos

anómalos pequeños con respecto al campo geomagnético vale F + P = +/- (F + comFP).

Magnetómetros nucleares

Magnetómetro protónico de precesión

Este magnetómetro mide la intensidad total absoluta del campo magnético a tiempos discretos. El

instrumento se basa en la mecánica cuántica, específicamente en el fenómeno de la resonanciamagnética nuclear. Aproximadamente los dos tercios de todos los núcleos atómicos (protones)

tienen un momento magnético. Estos núcleos pueden ser considerados como diminutos imanes

en forma de esferas, que giran alrededor de sus ejes magnéticos. Se aplica repentinamente un

campo magnético intenso en una dirección en ángulo recto con la del campo terrestre a una

botella de agua o de una otra sustancia, que contiene una gran cantidad de protones H+ y que

está polarizada solamente por el campo terrestre. Los protones se orientan hasta que apunten en

la dirección correspondiente a la resultante de los dos campos. Si el campo exterior es 100 o más

veces mayor que el campo terrestre en la estación de observación, el campo resultante en el

interior del agua apuntará aproximadamente en la misma dirección que el campo aplicado. Al

desaparecer el campo magnético exterior, el momento magnético recobrará su valor y dirección

primitivos en el campo terrestre H por 'precesión' en torno de ese campo a una velocidad angular

w = gp x F, en donde gp es la razón giromagnética del protón y una constante de proporcionalidad

(23,4873826 g/Hz) y F es el campo terrestre. La frecuencia de la 'precesión' es directamente

proporcional al valor del componente total del campo magnético. Se obtiene la intensidad total

del campo terrestre midiendo la frecuencia de este voltaje inducido con la precesión necesaria


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METODO MAGNETICO 32

y modificándola. Debido al proceso de la inducción electromagnética la amplitud de la señal es

proporcional a F. Por esto la sensibilidad del magnetómetro es alta en un campo magnético

intenso, mientras que en un campo magnético débil la sensibilidad se disminuye. En un campo

terrestre de 50000gamma la frecuencia de precesión medida con contadores digitales tienevalores alrededor de 2000Hz y el magnetómetro logra una precisión de 0,1gammas. Una medición

se puede realizar en un cuarto de un segundo, pero con una sensibilidad reducida. Las limitaciones

de los magnetómetros nucleares son gradientes muy grandes (mayor a 300 a 1000gammas cada

metro) debido al tamaño relativamente grande de la botella con el líquido de protones e

interferencias debidas a corrientes eléctricas alteradas. En el primero caso de un campo magnético

de gradiente muy alto la intensidad del campo variaría adentro de la unidad de medición como la

botella con el liquido de protones y por consiguiente el magnetómetro no podría determinar un

valor constante.

Magnetómetro protónico del tipo Overhauser

Un otro tipo de magnetómetro nuclear, denominado magnetómetro protónico basándose en el

efecto Overhauser fue desarrollado al principio de la década sesenta. En lo que sigue se explica el

efecto Overhauser en forma sencilla en términos mecánicos como lo fue hecho en el caso del

magnetómetro protónico de precesión. Una explicación más detallada requiere conocimientos de

la mecánica cuántica. Los magnetómetros de este tipo usan una solución rica en protones y iones

paramagnéticos. Bajo la influencia de la llamativa frecuencia propia del electrón no perturbado,

que está en el rango de las frecuencias muy altas (VHF) de radio, los iones paramagnéticos

muestran una resonancia. Al aplicar una señal de muy alta frecuencia (VHF) a la solución de

protones e iones paramagnéticos (dominada por la frecuencia propia del electrón no perturbado)

el espín nuclear ubicándose en el protón está polarizado en consecuencia de la interacción entre

los electrones y los núcleos atómicos. La polarización es continua y la señal cambia

instantáneamente con el campo magnético ambiental. Con este método se logra un aumento de la

intensidad de la señal en el rango de 100 a 1000 veces resultando en señales de precesión con

magnitudes entre 1 y 10mV (las señales de precesión producidas por el magnetómetro protónico

de precesión varían alrededor de 1mV). Por esto la razón 'señal a ruido' se reduce apreciadamente

y en consecuencia se reduce la incertidumbre de la medición. El magnetómetro protónico del tipo

Overhauser requiere un intervalo de tiempo de medición de 8 a 10 s como mínimo, midiendo un

intervalo de tiempo mayor se puede aumentar la sensibilidad de medición.

En la tabla siguiente se compara las características de los dos magnetómetros nucleares:

Característica Magnetómetro protónicode precesión

Magnetómetro del tipoOverhauser

Componente magnético F = total F = total

Razón giromagnética delprotón

Constante Constante


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METODO MAGNETICO 33

Campo aplicado Polarizante Electromagnético, defrecuencia de radio

Solución De protones De protones y iones

paramagnéticos

Precesión de protones Por polarizaciónmagnética

Por estimulo deresonancias paramagnéticas

Señal de precesión Discreta Continua

Intensidad de la señal Alrededor de 1µV 1 - 10mV

Razón señal/ruido delfondo

Mayor Menor

Presición 0,1gammas, en casosespeciales 0,01gammas

En el mismo rango

Intervalo de tiempomínimo de medición 0,25s 8-10s

Magnetómetro con célula de absorción

Este instrumento se funda en la separación de líneas espectrales (absorción óptica) por la

influencia de un campo magnético. Este fenómeno fue descubierto en 1896 por el holandés P.

ZEEMAN (efecto Zeeman) y empleado en los magnetómetros desde el principio de la década

setenta de este siglo. Un magnetómetro de este tipo se compone de una célula con una

sustancia gaseiforme como He o vapor de álcalis como Rb, Cs o K y excitada por un rajo de luz

emitida por una fuente de la misma sustancia gaseiforme. La luz incidente se ajusta por medio de

un polarizador circular antes de entrar en la célula de absorción del vapor. Los álcalis metálicos

gaseiformes de poca cantidad en la célula son excitados por la luz polarizada. En los átomos

resulta una elevación de su estado energético fundamental a varios niveles ópticos. En presencia

de un campo magnético externo como el campo geomagnético los niveles fundamentales y

elevados se separan en niveles magnéticos estrechamente espaciados. A este se llaman efecto de

ZEEMAN según su descubridor.

La absorción óptica se basa en el fenómeno que las probabilidades de transición de electrones

desde un subnivel magnético fundamental no son iguales para cada nivel de la luz circularmente

polarizada y bombeada, mientras que la transición o descomposición respectivamente desde

los niveles excitados hacia el nivel fundamental es a menudo completamente el resultado deuna emisión espontánea, o es decir la transición es igual para todos los subniveles. Los electrones

siempre llegan a los subniveles fundamentales en cantidades iguales, pero debido a la absorción

óptica los electrones se van en cantidades distintas a otros niveles energéticos. En consecuencia se

obtiene diferentes grados de ocupación para los distintos subniveles fundamentales. En esta fase

de absorción óptica el gas en la célula es más transparente para la luz incidente en comparación al


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METODO MAGNETICO 34

gas no afectado por bombeo óptico. La modulación de la transparencia se toma como medida

para el campo magnético ambiental.

El magnetómetro de absorción óptica mide la intensidad total del campo magnético

continuamente, con sensibilidad alta y una exactitud hasta 0.01gamma. El magnetómetro más

común de este tipo emplea Cesio como sustancia gaseiforme.

LAS ANOMALÍAS MAGNÉTICASEl contenido en minerales magnéticos no es el mismo en todas las rocas de la corteza terrestre. En

general, depende de su composición química, su historia geológica, la temperatura, etc. Por esta

razón, las diferentes estructuras geológicas presentan distintas magnetizaciones, y son los

contrastes de magnetización los que originan variaciones en el campo magnético cortical. Estas

variaciones se conocen con el nombre de anomalías magnéticas.

La forma más cómoda y rápida de medir las anomalías magnéticas es el Aero magnetismo.

Diseños de una anomalíaEn la exploración magnética realizada en la corteza terrestre generalmente se mide

continuamente y completamente o se mide a lo largo de un perfil y en perfiles paralelos

con un espaciamiento constante, es decir se mide en intervalos regulares. En el último caso la

posición y la forma de una anomalía magnética levantada se aproxima a la posición y la forma de

la anomalía real. El procedimiento de acercarse a los parámetros reales de una anomalía o es decir

de diseñar una anomalía puede ser mecánico empleando partes proporcionales o por


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METODO MAGNETICO 35

interpolación o extremadamente interpretativo utilizando isolíneas paralelas o equidistantes. A

menudo la diferencia entre estos dos tipos de diseñar una anomalía es graduada. Utilizando

isolíneas paralelas y equidistantes se debe enfocar su atención a la existencia de anomalías

atractivas no completamente definidas por la información disponible, que se basa en una red deestaciones de observación con cierto espaciamiento. Por medio de otros datos geofísicos y/o

geológicos se podría comprobar la interpretación de los datos magnéticos. Tales evaluaciones

sucesivas se aplican comúnmente en la prospección geofísica minera.

Ejemplos de anomalíasEn el caso que no se puede definir claramente la forma de una anomalía magnética y en presencia

de conductividad ya detectada y diseñada se orienta el eje de la anomalía magnética en la

misma dirección como el eje de la anomalía conductiva o como otras estructuras geofísicas o

geológicas ya conocidas.

Las estructuras causantes de anomalías magnéticas a menudo están paralelas entre sí como un

sistema de diques paralelos con alto contenido en magnetita por ejemplo. Frecuentemente se

puede localizar una anomalía conductiva al mismo lugar, en la misma orientación y de forma

parecida como la anomalía magnética. En el caso de varias estructuras paralelas causantes de

anomalías magnéticas se trata distinguir estas y diseñarlas separadamente.

En el caso que los conductores eléctricos se ubican en los flancos de una anomalía magnética, se

distingue entre la anomalía magnética central y las anomalías magnéticas asociadas con anomalías

conductivas formando los flancos de la anomalía magnética central. Por ejemplo un cuerpo de

peridotita (roca plutónica de olivino y piroxeno) está rodeado por sulfuros de alto contenido en

pirrotina (Fe1-xS). El cuerpo de peridotita genera la anomalía magnética central y los sulfurosproducen las anomalías magnética y conductiva ubicadas en el hombro de la anomalía magnética

central.

En áreas de gradientes de intensidad magnética bajos se trata de delinear tendencias lógicas

delineando la anomalía a partir de los valores más altos presentes. Este método se emplea

especialmente en el caso que un cuerpo conductivo está orientado en la misma dirección como el

alto magnético y se utiliza isolíneas intermedias.

APLICACIÓNEl método magnético es el método geofísico de prospección más antiguo aplicable en la

prospección petrolífera, en las exploraciones mineras y de artefactos arqueológicos.

En la prospección petrolífera el método magnético entrega informaciones acerca de la

profundidad de las rocas pertenecientes al basamento. A partir de estos conocimientos se puede


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METODO MAGNETICO 36

localizar y definir la extensión de las cuencas sedimentarias ubicadas encima del basamento, que

posiblemente contienen reservas de petróleo.

Aún no siempre con éxito se lo aplica en el levantamiento de la topografía del basamento, que

puede influir la estructura de los sedimentos superpuestos.

Se lo emplea en la delineación de depósitos magnéticos intrasedimentarios como rocas

subvolcánicas e intrusiones emplazadas en somera profundidad, que cortan la secuencia

sedimentaria normal. Como las rocas sedimentarias generalmente ejercen un efecto magnético

desapreciado en comparación con el efecto magnético generado por las rocas ígneas la mayoría

de las variaciones de la intensidad magnética medidas a la superficie terrestre resulta de cambios

litológicos o topográficos asociados con rocas ígneas o con rocas del basamento. El desarrollo

reciente de magnetómetros de alta precisión posibilita ahora la definición de pequeñas repuestas

magnéticas de alta frecuencia y la detección de variaciones muy pequeñas de la intensidad

magnética, que podrían ser relacionadas con variaciones diminutas en el carácter magnético derocas sedimentarias yacentes en profundidad somera con respecto a la superficie terrestre. Las

variaciones magnéticas muy pequeñas en el contenido en minerales magnéticos se refieren a

valores alrededor de 0,1 gamma.

En las exploraciones mineras se aplica el método magnético en la búsqueda directa de minerales

magnéticos y en la búsqueda de minerales no magnéticos asociados con los minerales, que

ejercen un efecto magnético mensurable en la superficie terrestre.

Además el método magnético se puede emplear en la búsqueda de agua subterránea. Por medio

de estudios aeromagnéticos se puede localizar zonas de fallas, de cizallamiento y de fracturas, que

pueden albergar una variedad grande de minerales y dirigir a una mineralización epigenética,

relacionada con estress de las rocas adyacentes. El conocimiento de sistemas de fracturas y de

acuíferos en rocas solidificadas cubiertas por una capa de depósitos aluviales puede facilitar la

búsqueda y explotación de agua subterránea.

A través del método magnético se pueden levantar las discordancias y las superficies terrestres

antiguas ahora cubiertas por rocas más jóvenes con el fin de explorar minerales detríticos y/o

minerales de uranio relacionados con discordancias.

Hasta el medio de la quinta década de este siglo prácticamente solo se llevaron a cabo los

métodos magnéticos de exploración en la superficie terrestre. Hoy día en la prospecciónpetrolífera se emplean casi exclusivamente magnetómetros instalados en aviones y en barcos. En

los estudios de reconocimiento de depósitos minerales se emplean magnetómetros aeroportados.


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METODO MAGNETICO 37

MODELO DE UN DIPOLO MAGNÉTICOEl campo geomagnético se describe en una aproximación por un dipolo magnético ubicado en el

centro de la tierra, cuyo eje está inclinado con respecto al eje de rotación de la tierra. El dipolo

está dirigido hacia el Sur, de tal modo en el hemisferio Norte cerca del polo Norte geográfico seubica un polo Sur magnético y en el hemisferio Sur cerca del polo Sur geográfico se ubica un polo

Norte magnético. Por convención se denomina el polo magnético ubicado cerca del polo Norte

geográfico polo Norte magnético y el polo magnético situado cerca del polo Sur geográfico polo

Sur magnético.

Una aproximación satisfactoria a la forma del campo geomagnético es un dipolo ubicado en el

centro de la tierra con las coordenadas geográficas siguientes correspondientes a las

intersecciones del eje dipolar con la superficie:

La intersección boreal del eje dipolar con la superficie terrestre: latitud = 79ºN, longitud = 290ºE

(=70ºW).

La intersección austral del eje dipolar con la superficie terrestre: latitud = 79ºS, longitud = 110ºE.

Fig.2: Esquema del dipolo magnético

MAGNETÓMETROSExisten varios métodos de medición y varios tipos de magnetómetros, conque se puede medir una

componente del campo magnético. El primero método para determinar la intensidad horizontal


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METODO MAGNETICO 38

absoluta del campo geomagnético desarrolló el matemático alemán Carl Friedrich Gauss (desde

1831).

Los magnetómetros, que se basan en principios mecánicos, son entre otros la brújula de

inclinación, la superbrújula de Hotchkiss, el variómetro del tipo Schmidt, el variómetro de

compensación. El primero magnetómetro útil para la prospección minera fue desarrollado en los

años 1914 y 1915 .El llamativo variómetro del tipo Schmidt mide variaciones de la intensidad

vertical del campo magnético con una exactitud de 1g, que es la dimensión de las variaciones

locales de la intensidad magnética.

El 'flux-gate-magnetometer' se basa en el principio de la inducción electromagnética y en la

saturación y mide variaciones de la intensidad vertical del campo magnético.

El magnetómetro nuclear se basa en el fenómeno de la resonancia magnética nuclear y mide la

intensidad total absoluta del campo magnético a tiempos discretos.

El magnetómetro con célula de absorción se funda en la separación de líneas espectrales

(absorción óptica) por la influencia de un campo magnético. Este instrumento mide la intensidad

total del campo magnético continuamente, con sensibilidad alta y una exactitud hasta

0.01gamma.

REALIZACIÓN DE MEDICIONES MAGNÉTICAS EN EL CAMPO Y CORRECCIONES

NECESARIAS PARA LAS MEDICIONES MAGNÉTICAS

Aplicando el método magnético en la prospección minera se quiere delinear variaciones del

campo geomagnético o es decir anomalías magnéticas relacionadas con un depósito mineral con

un cierto contenido en magnetita o pirotina por ejemplo. Generalmente las mediciones

magnéticas se realizan a lo largo de perfiles en estaciones de observación en distancias regulares.

Combinando perfiles paralelos se obtiene un mapa de observaciones magnéticas. La mayoría de

los magnetómetros disponibles para la prospección minera mide variaciones de la intensidad

vertical (interpretación más clara en comparación a la medición de variaciones en las intensidades

total y horizontal). Por lo tanto se trata de mediciones relativas, cuya precisión es más alta en

comparación a las mediciones absolutas. El campo geomagnético sufre variaciones con respecto al

tiempo y a su forma como la variación diurna por ejemplo. Estas variaciones, que no están

relacionadas con un depósito mineral con un cierto contenido en magnetita por ejemplo

superponen los valores medidos. Por esto se debe corregir los valores medidos. La variación

diurna se corrige repitiendo la medición de la variación de la intensidad vertical en una estación de

base en intervalos de tiempo regulares desde el principio hasta el fin de la campaña de medición.

Los valores medidos en la estación de base se presentan en función del tiempo, que permite

calcular el valor de corrección correspondiente a cada medición en una estación de observación.

Los valores reducidos se presentan en perfiles y/o mapas.


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METODO MAGNETICO 39

EJEMPLOS DE APLICACIONES DEL MÉTODO MAGNÉTICOUna aplicación geológica es el levantamiento de tendencias estructurales del basamento cubiertas

por una capa de sedimentos sueltos o compactados y el levantamiento de rocas ígneas y

metamórficas ubicadas en una profundidad somera cubiertas por la vegetación o una capa aluvial.Una lineación delineada por los contornos de isolíneas magnéticas puede reflejar por ejemplo el

rumbo del eje de un cuerpo intrusivo longitudinal o los planos de fallas grandes en la topografía

del basamento. En un área caracterizada por una geología superficial bien expuesta se puede

elaborar un mapa geológico con un esfuerzo mínimo, de modo que se combinan los datos

geológicos obtenidos de algunos pocos afloramientos distribuidos irregularmente en terreno con

las tendencias aeromagnéticas observadas. En este caso los datos magnéticos pueden justificar

una interpolación de los pocos datos geológicos.

Sin informaciones adicionales normalmente no es posible distinguir si una anomalía magnética

observada se debe a un relieve estructural o a una variación litológica lateral.

Principalmente el método magnético se aplica en las exploraciones mineras con los objetivos

siguientes:

• La búsqueda de minerales magnéticos como magnetita, ilmenita o pirotina.

• La localización de minerales magnéticos asociados con minerales no magnéticos, de

interés económico como minerales indicadores.

• La determinación de las dimensiones (tamaño, contorno, profundidad) y estructuras de

zonas mineralizadas cubiertas por capas aluviales o vegetales.

Exploración magnética para menas de Fe

La mayoría de la producción de Fe (aproximadamente 90%) se explota de depósitos de origen

sedimentario de composición primaria oolítica y silícea. Lo demás se extrae de depósitos de origen

magmático con minerales de Fe de origen magmático o con minerales de Fe residuales después de

la meteorización de las demás componentes de las rocas magmáticas.

Los depósitos de Fe asociados con rocas magmáticas frecuentemente están caracterizados por un

cociente magnetita/hematita alta y en consecuencia pueden ser detectados directamente por las

mediciones magnéticas.

Las taconitas son depósitos de Fe de origen sedimentario. Su carácter magnético depende de su

estado de oxidación, puesto que la magnetita se descompone por la oxidación. Las taconitas

oxidadas son mucho menor magnéticas en comparación con las taconitas no oxidadas. Con el

método magnético se podían ubicar las zonas de taconitas no o poco oxidadas, que por su

procesamiento más fácil son más favorables para la explotación.


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METODO MAGNETICO 40

Por el método magnético se puede localizar depósitos de Fe cubiertos por otras formaciones

geológicas y situados en cierta profundidad en la corteza terrestre como por ejemplo los rellenos

hidrotermales de fracturas cerca de Pea Ridge Mountain, Missouri, que se descubrieron por medio

de sondeos realizados a lo largo de una anomalía magnética de forma longitudinal.

Exploración magnética para otros minerales

Por su asociación con minerales magnéticos como magnetita y pirotina minerales no magnéticos

como los metales básicos níquel, cobre y oro por ejemplo pueden ser detectados por el método

magnético. Frecuentemente se emplea el método magnético en la exploración para diamantes,

que ocurren en chimeneas volcánicas de kimberlitas o lamprófidos . Por su contenido en

magnetita e ilmenita se puede localizar estas chimeneas con el método magnético. Se han

encontrado las chimeneas de kimberlitas en los Estados Unidos, en la república soviética antigua y

en Africa del Sur, Este y Oeste.

Exploración magnética para hidrocarburosEn la búsqueda de petroleo y gas natural se emplea el método magnético para determinar la

geometría (extensión, dimensión y potencia) de cuencas sedimentarias, que pueden atrapar los

hidrocarburos. En base de los resultados magnéticos se puede planificar y colocar más

precisamente los perfiles sísmicos mucho más costosos en comparación al método magnético.

Exploración magnética para fuentes termales

El método magnético contribuye a la localización de la isoterma de Curie, que debajo de áreas con

actividad termal está elevada en comparación a otras áreas.

REDUCCIÓN E INTERPRETACIÓN DE LOS DATOS

EFECTO MAGNÉTICO VERTICAL SOBRE CUERPOS DE MODELO POLARIZADOS

VERTICALMENTE Y ENTERRADOS EN EL SUBSUELO

A través de algunas formulas relativamente sencillas se puede describir el efecto magnético

vertical de cuerpos de modelo verticalmente polarizados y enterrados en el subsuelo. Los

diagramas siguientes presentan el efecto magnético vertical ejercido por distintos cuerpos y

mensurables en la superficie terrestre en función de la distancia horizontal. Los cuerpos tienen

distintas composiciones (basalto y granito), diferentes contenidos en magnetita (basalto de 7% de

magnetita y granito de 1,5% de magnetita), diferentes radios (r = 250m y r = 100m) y están

situados en distintas profundidades (p = 400m y p = 150m). Los dos diagramas superiores

muestran el efecto magnético vertical de cuerpos esféricos de la misma dimensión (r = 250m),


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METODO MAGNETICO 41

situados en la misma profundidad (p = 400m), pero de distintas composiciones y distintos

contenidos en magnetita. Las curvas resultantes tienen la forma de una campana (curva de Gauss),

el mismo ancho (= distancia entre los flancos) pero diferentes máximos. Al cuerpo basáltico

corresponde una curva con un máximo mucho mayor en comparación a la curva generada por elcuerpo granítico. La diferencia en los máximos de las curvas se debe a la susceptibilidad magnética

más alta del cuerpo basáltico con un contenido de 7% en magnetita en comparación a aquella

del cuerpo granítico, que contiene solo1,5% de magnetita. SLICHER & STEARN (1929) mencionan

las susceptibilidades magnéticas siguientes para basaltos y granitos:

Tipo de roca % de magnetita 6

kappa x 10 en

cgs % de magnetita

kappa x 106 encgs

Basalto 2,3 6900 8,6 26000

Granito 0,2 600 1,9 5700

SLICHER, L.B. & STEARN, H.H. (1929): Geophysical Prospecting. - Am. Inst. Mining Met. Engrs.,

Trans. en DOBRIN (1988).


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METODO MAGNETICO 42

Los próximos dos diagramas muestran, que un cuerpo situado en alta profundidad con respecto a

la superficie terrestre produce un efecto magnético vertical menos intenso en comparación a un

cuerpo de la misma dimensión y composición ubicado en menor profundidad.

A partir de las curvas de Gauss (de forma de campana), que caracterizan el efecto magnético

vertical de algunos cuerpos polarizados verticalmente y enterrados como de los cuerpos esféricos,

cilíndricos y de placas de extensión vertical mayor en comparación a su extensión horizontal se

puede deducir parámetros como la potencia del cuerpo y la profundidad de su limite superior.

• En el caso de una placa de extensión horizontal relativamente alta como un manto por

ejemplo la semianchura de la curva correspondiente a su efecto magnético vertical indica la

potencia horizontal de la placa.

• En el caso de una placa de extensión vertical mayor como un dique por ejemplo la

semianchura media de la curva correspondiente a su efecto

magnético vertical da la profundidad del límite superior de la placa.


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METODO MAGNETICO 43

EFECTO MAGNÉTICO TOTAL SOBRE CUERPOS MAGNÉTICOS ENTERRADOS EN EL

SUBSUELO

Hoy día en la prospección magnética comúnmente se miden la componente total del campo

magnético. En el caso de un cuerpo magnético enterrado en el subsuelo la componente total del

campo magnético se constituye de las magnitudes correspondientes al campo geomagnético y al

campo magnético anómalo generado por el cuerpo magnético enterrado y superponiendo el

campo geomagnético. El efecto magnético total ejercido por este cuerpo enterrado en el subsuelo

y mensurable en la superficie depende de la dirección del campo geomagnético en el lugar de

observación y de la imantación inducida en este cuerpo paralela al campo g

Documents

MÉTODO-MAGNÉTICO-GEOFÍSICA.pdf