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Cátedra de Geofísica Aplicada Tema 4 Prospección Magnetométrica

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MAGNETOMETRÍA

El campo magnético terrestre, cuyo origen reside en el núcleo, es modificado por cambiantes componentes externas a la masa sólida del planeta, pero también existe una componente muy menor de la corteza, que puede ser significativa a una escala relativamente local. La prospección magnetométrica se basa en evaluar esa desigual distribución de fuerzas magnéticas dentro de la corteza terrestre. El contenido alto en minerales de hierro produce anomalías positivas y su defecto anomalías negativas. Las anomalías magnéticas detectadas a través de estudios magnéticos en el terreno se explican con variaciones en las propiedades físicas de las rocas como la susceptibilidad magnética y/o la imantación remanente de las rocas. Estas propiedades físicas sólo existen a temperaturas debajo de la Temperatura de Curie. En consecuencia los generadores de las anomalías magnéticas pueden hallarse hasta una profundidad máxima de 30 a 40 km, dependiendo del gradiente geotérmico, esto es esencialmente, como quedó dicho, dentro de la corteza terrestre.

La magnetita o piedra imán fue conocida desde la antigüedad, especialmente en China (desde 2,6 milenios antes de nuestra era) y también en Egipto. Los griegos la llamaron magnetita por ser común en la región de Magnesia. Como sabemos, la brújula fue inventada en China cerca del año 100. Árabes y Persas la utilizaban en el siglo XI para navegación y llegó a Europa en el siglo XIII. Un militar francés, Pierre de Maricourt fue el primero en emplearla para hacer un carteo de un yacimiento de magnetita -o es al menos el testimonio más antiguo del que disponemos-, un trabajo autodidacta en el norte de Italia que no fue utilizado luego. El alemán Georg Hartmann en1510 estudió la declinación y en 1544 la inclinación magnética, variables con las coordenadas. El británico Williams Gilbert en 1600 publicó “De Magnete” donde definió el campo magnético como un imán orientado con el eje terrestre. En 1635, también en Gran Bretaña, Henry Gellibrand observó su variación con el paso de los años. La primera balanza para medir fuerzas magnéticas se debe al británico John Mitchell (1750) que observó su variación con la inversa del cuadrado de la distancia. Por lo que el francés Charles Coulomb, que venía estudiando fuerzas eléctricas, aplicó la misma ecuación general para el campo magnético. Su ley de 1784 expresa en magnetismo que: F = p1.p2 / µµµµ....r2 (en el S.I. la magnitud de los polos se da en A.m, la distancia r en metros y la constante µµµµ, permeabilidad magnética, es en el vacío µµµµ0 = 2Π .10-7 A.m/V.s = A2/N)


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Otros conceptos básicos, análogos a los de gravimetría, son: el Potencial Magnético V = p1 / µµµµ....r y su derivada, el Campo Magnético H = F / p2 = p1 / µµµµ....r2

El danés Hans Oersted documentó en 1819 la desviación de una aguja magnética por una corriente eléctrica y el británico Michael Faraday observó en 1831 (al igual que el alemán H. Lenz) que el movimiento de un imán cerca de un cable induce una corriente eléctrica. Karl Gauss concluyó en 1838 en Alemania que el campo principal definido por Gilbert tiene su origen en el interior de la Tierra. La unificación de los campos magnético y eléctrico se debe al británico James Maxwell en 1861, con cuatro ecuaciones que incluyen las leyes de Gauss, Ampère y Faraday. Unidades de la intensidad magnética:

Se mide la intensidad de magnetización. La unidad de campo magnético es el Oersted (Wb/m2). Muchos expresan las unidades en Gauss, que es exactamente la misma magnitud con otro nombre. Otra unidad del S.I. es el γγγγ=10-5 Oe o G

En el sistema cgs la unidad principal es el Tesla (Maxwell/cm2), y el nT = 10-9T

En prospección se emplean el γ γ γ γ y el nT, que valen lo mismo: 1γγγγ = 1nT. Los geofísicos prefieren emplear el parámetro 'intensidad del campo magnético H' en vez del parámetro 'inducción o densidad del flujo B'. Se puede substituir uno de estos parámetros por el otro porque la permeabilidad del aire varía muy 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 = µµµµ0 .H + J (siendo J la polarización magnética, que vale cero en el vacío y el aire) y B = µµµµ .H en medios isótropos

También podemos escribir que: B = H + H’ (siendo H’ el campo magnético inducido en los minerales magnéticos del subsuelo)

COMPORTAMIENTO MAGNÉTICO DE LA MATERIA

Susceptibilidad Magnética k: al someter una sustancia a un campo magnético H, ésta se magnetiza. Adquiere intensidad de imantación M proporcional al campo exterior aplicado.

Se tiene por lo tanto: M = k .H (donde la constante de proporcionalidad k es la susc. magn.) y además: M = m /volumen = p /área (donde m es el momento magnético = p. longitud)

La medición de k se realiza en laboratorio mediante un puente de inductancia o una balanza magnética, o bien multiplicando el porcentaje de magnetita u otros minerales magnéticos presentes en la roca por la susceptibilidad de éstos, obtenida de tablas.

La utilidad práctica de su medición radica en la diferenciación entre rocas sedimentarias (k baja) e ígneas y metamórficas del basamento (k altas). Fenómenos magnéticos en la materia sometida a un campo exterior: hay que considerar que la materia esta formada por cargas eléctricas en movimiento

� Diamagnetismo: consiste en la variación del momento magnético de los átomos, el cual se opone levemente a un campo magnético exterior, se produce debido a la simetría de los átomos causada por la alineación de momentos magnéticos asociados a electrones orbitales en presencia de un campo magnético externo, la cual hace que el momento magnético del átomo sea pequeño y negativo. Este fenómeno es independiente de la temperatura. El valor que adopta k es negativo.


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Ejemplos son grafito, halita, anhidrita, cuarzo, feldespato, petróleos, agua, Ag, Au, Cu, Bi, Sb, etc.

� Paramagnetismo: debido a una simetría deficiente de los orbitales de los átomos se produce un momento magnético del átomo no nulo (en los elementos que tienen un número impar de electrones en las capas electrónicas externas) y en presencia de un campo exterior se ordenan de manera que refuerzan la accion de éste. Depende de la agitación térmica de las moléculas. El valor de k es levemente positivo. Ejemplos son blenda, galena, pirita, limonita, olivino, granate, piroxenos, anfíboles, biotita, Pt, Al, Ti, Ir, etc.

� Ferromagnetismo: se presenta sólo en el estado sólido, las fuerzas interatómicas producen un paralelismo de los momentos de los átomos próximos (recintos o dominios de Weiss). En presencia de un campo exterior se ordenan de forma similar al paramagnetismo, pero a nivel de recintos y con mucha mayor intensidad. El valor de k es altamente positivo. Caso de los metales nativos como el hierro, níquel y cobalto, presentes en meteoritos.

� Ferrimagnetismo: se producen dos series de momentos atómicos, paralelos y antiparalelos, pero dominan los primeros. Se da en la magnetita, pirrotina, ilmenita, titanomagnetita, cromita, etc. La respuesta magnética disminuye con el incremento de temperatura hasta casi cero a la llamada Temperatura de Curie, que es de 580º para la magnetita, desde donde sólo se comporta paramagnéticamente, fenómeno que también sucede en los minerales ferromagnéticos. El valor de k es altamente positivo. Por ejemplo, tomando k.106en unidades cgs, es de 300.000 a 700.000 para la magnetita, de cerca de 130.000 para la ilmenita y la pirrotina y mucho menor para otros minerales (por ejemplo, 10.000 la cromita), variando según el valor de H.


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� Antiferromagnetismo: como en el caso anterior, pero las dos series de momentos son del mismo orden y se cancelan mutuamente, dando respuesta prácticamente nula. El valor de k es cero. Ejemplos son la hematita, óxidos de manganeso, de cobalto, de níquel, de hierro, etc.

Permeabilidad magnética µµµµ: puede imaginarse como la facilidad que ofrece un cuerpo al paso del flujo magnético. Usualmente se toma adimensionalmente, como la relación entre el flujo magnético inducido en un material respecto del que circula por el aire. Se relaciona con k de la siguiente manera:

µµµµ = µµµµ0 (1 + k)

Ciclo de Histéresis y Remanencia Magnética: El ciclo de histéresis muestra el comportamiento real de una sustancia magnética que experimenta magnetizaciones y desmagnetizaciones cíclicas. Se produce sólo en los materiales ferro o ferrimagnéticos, cuyo comportamiento se aleja de la simple relación lineal B = µ0 .H, llegándose a un máximo de respuesta B del material ferromagnético cuando se aplica un campo magnético creciente H, nivel de saturación, y desmagnetizándose, al ir reduciendo el campo aplicado, más gradualmente que cuando se magnetizó, para quedar al final un valor remanente de respuesta magnética del material. Es la base de los estudios paleo y arqueomagnéticos o de Magnetismo Remanente, donde el campo inductor es el campo geomagnético de la Tierra y cuando éste cambia, una parte del campo inducido en la roca no cambia sino que permanece fijo en una dirección, documentando así la orientación del campo magnético terrestre en el momento en que se formó la roca.

COMPONENTES DEL CAMPO MAGNÉTICO TERRESTRE

Como se dijo, éste se compone de un campo interno más otro externo, a saber:

Campo Interno (97% del total)

Campo geomagnético principal: originado por la rotación del núcleo externo de la Tierra, de composición metálica, con grandes cargas eléctricas y comportamiento fluido, donde además ocurren corrientes convectivas que transportan calor. El inglés Sir Joseph Larmor en 1919 recurrió al modelo electromagnético de la dínamo-disco de Faraday autoinducida.


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En la figura puede verse como la corriente (i) que circula en el circuito, genera un campo magnético inducido (B). Éste decrece con el tiempo, lo mismo que la corriente, debido a la resistencia del conductor. No obstante, el campo magnético variable que atraviesa el disco giratorio induce una corriente en el mismo. La corriente inducida refuerza la corriente inicial y por lo tanto al campo B, y este proceso se repite en un ciclo continuo, dando origen a la dínamo autoinducida.

Este modelo general fue ajustado por el estadounidense Walter Elsasser y otros desde 1940 para dar cuenta de la complejidad convectiva del núcleo externo.

Campo cortical: sólo perceptible a nivel local o regional, pero prácticamente despreciable a escala de la Tierra. Se debe a los minerales magnéticos de la corteza terrestre y las anomalías que presenta nos permite inferir la desigual repartición de los materiales. Es de mucho menor magnitud que el anterior pero detectable dada su cercanía a la superficie, y es el objetivo concreto de la prospección magnetométrica.

Campo Externo (3% del total)

Está debido a corrientes inducidas en la ionosfera por la actividad solar, al desplazarse ésta respecto del campo terrestre. El desplazamiento se debe a movimientos convectivos (calentamiento diurno solar y mareas atmosféricas) además de la propia rotación terrestre, el movimiento orbital y las variaciones temporales de la actividad magnética de la estrella. El campo externo es asimétrico por presión del viento solar, con una cola en dirección opuesta al sol y dejando dos regiones anulares superpuestas cargadas de partículas frente al ecuador magnético (a distancias de unos 1000 a 5000 km y de 25000 a 50000 km), llamados cinturones de radiación de (James) Van Allen (estadounidense que los descubrió en 1959). Son mayormente electrones y protones derivados de neutrones provenientes del Sol, que se desintegran al acercarse al campo magnético terrestre.


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Modelo del Dipolo Geomagnético:

El campo geomagnético se describe en una primera aproximación por un dipolo magnético ubicado en el centro de la tierra, cuyo eje está inclinado unos 11º con respecto al eje de rotación de la tierra (como se sabe a su vez 23,5º respecto al plano de la órbita o eclíptica), difiriendo entonces las coordenadas de los polos magnéticos y de rotación. El dipolo está dirigido hacia el Sur, es negativo en el hemisferio norte y positivo en el sur. El Polo Norte Magnético se sitúa a unos 2000 km del polo norte geográfico, en el archipiélago de Baffin (Canadá), en tanto que el Polo Sur Magnético está a 2000 km del polo sur geográfico, en la tierra de Jorge V (sector antártico australiano). Como consecuencia de esto, tenemos un ángulo entre el norte geográfico y el magnético llamado declinación, que resulta de la proyección a la horizontal del vector de inclinación magnética, el cual sigue las líneas de fuerza del campo. Podemos además medir la intensidad de este campo sea total F o sus componentes H y Z: Pueden definirse dos polos geomagnéticos, que resultan de la proyección hacia la superficie del eje del dipolo principal, pero los verdaderos polos magnéticos difieren en su ubicación, como se ve en la siguiente figura. Esto se debe a que el campo geomagnético principal es complejo, puede aproximarse con un único dipolo pero, de hecho, es la suma de innumerables dipolos de distinta magnitud, producto de la compleja dinámica convectiva del núcleo externo.


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Debido a esto se pueden separar, por un lado, las componentes geomagnéticas de este dipolo principal, que podría ser considerado como un campo regional global, y, por otro, las componentes llamadas no-dipolares o multi-dipolares (en referencia al citado dipolo dominante) que generan una especie de campo residual global (que representa un 20% del campo geomagnético principal) debido a la presencia de esos otros dipolos que todavía no se conocen con precisión. Además, como se dijo antes, existen cambios temporales, aunque no lineales. La figura de arriba muestra una gráfica de variación de la declinación en una localidad en particular (Londres).

Abajo pueden verse los mapamundi de declinación (expresado en isógonas, curvas que unen puntos de igual declinación magnética), de inclinación (curvas isóclinas), de intensidad total del campo (isodínamas), de variación anual de la intensidad magnética (isodeltas), así como de la intensidad de la componente no-dipolar del campo geomagnético.


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Ahora bien, algunos siglos de registro han permitido caracterizar las llamadas Variaciones Seculares. Así, se ha verificado una migración hacia el oeste del campo geomagnético dipolar o principal del orden de 0,14ºlongitud/año hasta principios del siglo XIX y de 0,05ºlongitud/año en las dos últimas centurias, que se presume relacionado con un leve retraso en la rotación del núcleo respecto al manto terrestre. También ocurre esto con el campo no-dipolar, aceptablemente medido sólo para el siglo XX, cuando promedió los 0,18ºlongitud/año de corrimiento al oeste, con regiones de valores bastante distintos, diferencias que pueden deberse a la complejidad de los procesos del núcleo externo. Pero además la intensidad del campo dipolar disminuyó una media de 0,03%/año hasta principios del siglo XX y de casi 0,06%/año desde entonces. Por su parte, el campo no-dipolar registra algunas regiones del planeta con descenso y otras con aumento de la intensidad magnética. Esta media descendente llevaría a la anulación del campo en un período del orden de los 3000 años, algo sobre lo que no hay certezas. Arqueomagnetismo:

Teniendo en cuenta las variaciones seculares, podemos hacer una extrapolación hacia el pasado a partir de la medición del campo magnético preservado por materiales ferromagnéticos que experimentan el proceso de histéresis, que será explicado luego, que genera la llamada remanencia magnética. Su correlación con otras herramientas de datación (información histórica, geocronología, etc.) han permitido crear un valioso instrumento para datar eventos arqueológicos con razonable precisión (por ejemplo del orden de los veinte años para hechos ocurridos hace dos milenios). Fondos de hogares y hornos de ceramistas son típicos testimonios arqueomagnéticos. Paleomagnetismo:

Sin embargo, sabemos que en el pasado ha habido reversiones de polaridad del campo magnético en períodos del orden de las decenas o cientos de miles de años. El italiano Macedonio Melloni observó en 1850 la cambiante magnetización de las coladas del Vesuvio, primer registro escrito sobre la idea del magnetismo remanente. Después los trabajos de Brunhes desde 1905 en Francia,


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Matuyama en 1929 en Japón y otros permitieron acopiar información sobre imanaciones antiguas, opuestas de la actual, a la que se sumó el estudio de los fondos oceánicos como consecuencia de la Guerra Fría, para que en 1963 Morley, Matthews y Vine en Estados Unidos le dieran forma al concepto de polaridades paleomagnéticas. Los modelos elaborados en años recientes indican probables procesos de desaparición de un dipolo dominante y consecuente aparición de modelos tetrapolares, octopolares u otros, donde varios dipolos tienen magnitudes comparables, durante un período de 2000 ó más años hasta reconfigurar un modelo dipolar principal pero de polaridad opuesta a la original, según se esquematiza en la siguiente figura.

En las figuras de arriba se ve un corte de la Tierra y la gráfica de reversiones del Cretácico cuspidal y el Terciario, con un detalle de los últimos cinco millones de años, señalándose épocas


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(del orden del millón de años, con una polaridad dominante pero no exclusivamente positiva o negativa) y dentro de las épocas los nombres de algunas de las reversiones breves (de decenas de miles de años) que reciben el nombre de episodios. La figura que sigue representa la frecuencia de las inversiones magnéticas desde el Paleozoico Superior hasta el presente. Tiempos de mayor estabilidad magnética (hasta de 60 millones de años) se corresponden con máxima deriva continental, sugiriendo una conexión entre la dinámica convectiva del núcleo externo, a su vez térmicamente reflejada en la heterogeneidad de la capa D, donde grosso modo pueden identificarse “criptoplacas” cuya distribución guarda alguna semejanza con la de las placas corticales.

Los registros paleomagnéticos más completos están en los fondos oceánicos, aunque sólo para los últimos 180 millones de años -edad máxima de la corteza oceánica-. La magnetización termorremanente de las lavas da siempre las imágenes instantáneas con mejor definición, sea en el mar como en tierra firme. También pueden tenerse registros de magnetización depositorremanente a partir de la sedimentación en fondos de aguas tranquilas donde los minerales magnéticos detríticos se orientan dando por resultado algo así como una película borrosa, en forma no muy precisa pero continua en el tiempo, siguiendo los cambios del campo geomagnético. Un ejemplo paradigmático son las areniscas rojas del Permo-Triásico de Europa y Norteamérica (New Red Sanstones). Una tercera opción es la magnetización quimiorremanente producida durante modificaciones diagenéticas, oxidación, formación de minerales autigénicos -a veces por acción bacteriana-, etc. Las mediciones más ajustadas se realizan con muestras llevadas a laboratorio -con la ubicación original claramente referenciada-, un proceso que es lento y un poco complejo. En prospección la magnetización remanente produce ruido. Una aplicación importante del paleomagnetismo surge del seguimiento de las migraciones de los polos norte y sur. En primer lugar se debe recordar que los polos migran actualmente en un movimiento precesional en torno a los polos de rotación y parece ser que lo han hecho durante toda la historia geológica. En segundo lugar, los primeros siempre han estado relativamente cerca de los segundos. Y tercero, cuando se intenta ubicar los polos de algún tiempo geológico en particular, se encuentra que desde distintas masas continentales la ubicación difiere. Pero la diferencia se anula en cuanto logramos ubicar los continentes en las posiciones relativas que guardaban en ese tiempo geológico. Ergo, tenemos una herramienta para hacer el seguimiento de la deriva relativa entre distintas placas corticales. ADQUISICIÓN DE DATOS EN PROSPECCIÓN

Se miden las componentes vertical, horizontal (ecuador) o ambas del campo magnético si la prospección amerita este detalle. Se utilizan instrumentos apropiados -hay distintos tipos de magnetómetro- y se desarrolla un trabajo de campo a lo largo de una malla con criterios parecidos a los de gravimetría, es decir, se mide en intervalos regulares, o tan regulares como sea posible en función de las dificultades del


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terreno. En la exploración magnética a escala regional generalmente se registra a lo largo de un perfil o de varios perfiles paralelos con un espaciamiento preferentemente constante. Las mediciones realizadas, usualmente relativas respecto a una referencia local, pueden ser terrestres, aéreas -lo más habitual-, marinas y hasta satelitales -para objetivos académicos- y se encuentran afectadas por varios factores que deberán ser tenidos en cuenta:

-Efecto de las componentes horizontal y vertical de la intensidad. -Influencia de la inclinación del campo geomagnético. -Efecto de inclinación y forma de las masas emplazadas causantes de la anomalía. -Eventual magnetización oblicua a los cuerpos. -Posible magnetización remanente. -Ruidos, debidos a objetos metálicos superficiales o enterrados, alambrados, ductos, líneas de alta tensión, plantas generadoras, etc., según sea la modalidad y escala de registro.

PROCESAMIENTO DE LA INFORMACIÓN

La secuencia de correcciones que se debe aplicar a los datos registrados en el campo incluye los siguientes ítems.

Correcciones espaciales

Latitud-longitud : a diferencia de la gravedad, el campo geomagnético varía arealmente no sólo con la latitud sino también, aunque en menor medida, con la longitud. Tiene una forma un tanto irregular y de hecho el ecuador magnético y el geográfico se cruzan. También existe una significativa diferencia en cuanto a la dispersión de valores: el campo gravitacional es sólo unos 5 milésimos mayor en los polos que en el ecuador, mientras que el campo magnético se duplica.

CL: ∆γ∆γ∆γ∆γ / ∆∆∆∆x

∆γ : al norte y al sur del área de trabajo ∆x : dirección del meridiano magnético

Altitud: existe una disminución de los valores medidos con la altitud, del orden de los 0,03γ/m, pero no es de importancia salvo que se trabaje en un área de mucho relieve. Generalmente esta corrección no se toma en cuenta.

Correcciones temporales

Variación Secular: se conoce con el nombre de Secular a las alteraciones del campo magnético terrestre que se manifiestan lenta y progresivamente a través de los años. Se manifiestan mediante la deriva hacia el oeste de los valores de declinación e inclinación, así como una disminución anual de intensidad del orden de 20γ. Involucra componentes dipolares y no-dipolares del campo geomagnético.


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Las variaciones seculares cambian entonces cada año los valores de referencia para cada latitud y longitud y deben tenerse presentes cuando se comparan datos de una misma área o áreas adyacentes si fueron registrados en distintos años. Variaciones Diurnas: se cuantifican en una base repitiendo mediciones cada hora. Conocida la medida y la hora de observación de cada punto es fácil eliminar el efecto a partir de la curva obtenida para la base. Es función de:

-Variación Solar: tiene una regularidad de 24 horas, por desplazamiento de la ionosfera que sólo de la latitud geográfica y del tiempo, al existir una correlación con el período de rotación terrestre. Tiene una intensidad del orden de los 25 a 100 γ, con una variación adicional en ciclos de 27 días según la rotación solar (dado que la distribución de manchas es siempre inhomogénea), y creciendo durante el verano en cada hemisferio debido a la inclinación del eje de rotación de la Tierra.

-Variación Lunar: ésta tiene una periodicidad de 25 horas con una amplitud de 2 ó 3 γ. Está relacionada con la rotación de la Tierra respecto a la Luna, lo que genera mareas atmosféricas en las que el Sol tiene una influencia menos marcada. Varía a lo largo del mes lunar (28 días) según la traslación del satélite en torno a la Tierra.


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-Tormentas Magnéticas: son bruscos disturbios que están relacionados con la actividad de las manchas solares -vórtices magnéticos-, más intensas cada 11 años cuando se revierte la polaridad magnética de la estrella. Son impredecibles, pudiendo durar varios días. Entre el ecuador y los 60º de latitud llegan a los 1000 γ, alcanzando valores mayores en los polos. Pueden obligar a suspender la adquisición de datos. Durante las tormentas, la concentración de partículas ionizadas por la convergencia de líneas de campo magnético sobre la atmósfera polar genera los fantasmagóricos fenómenos de las auroras polares, como se ve en la fotografía de la primera página.

Influencia del avión: Varía según el campo magnético normal de la zona y según el ángulo de colocación del avión. La operación de contrarrestar el efecto se realiza mediante recorridos de prueba en una zona llana sin anomalías. (La prospección magnetométrica en su modalidad aérea es la más ampliamente utilizada.)

INTERPRETACION MAGNÉTICA

Presentación de los datos:

-Confección de mapas isoanómalos: corregidas las lecturas por variación diurna se vuelcan los datos sobre un mapa para trazar la curvas isógammas. Utilizando isolíneas paralelas y equidistantes se debe enfocar su atención a la existencia de anomalías de interés no completamente definidas por la información disponible, lo que se basa en una red de estaciones 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. Como en otros mapeos geofísicos, geológicos, de ingeniería de reservorios, etc., una isolínea es la línea, que une varios puntos del terreno (varias estaciones de observación) del mismo valor o de la misma intensidad y el espaciamiento entre dos isógammas es una medida del gradiente. Las isolíneas con espaciamiento pequeño y denso (espaciadas densamente) expresan un gradiente alto, las isolíneas con espaciamiento grande entre sí representan un gradiente pequeño. En este contexto gradiente se refiere a una variación de un valor de una intensidad con respecto a la distancia, donde las isógammas cerradas ilustran extremos altos o bajos.

-Trazado de perfiles: desde datos registrados a lo largo de transectas o bien trazando los perfiles más representativos sobre un mapa, los cuales se definirán en su mayoría perpendiculares al rumbo de las anomalías y unos pocos paralelos a éste.

-Suavizado de anomalías (filtrado): los métodos utilizados son los mismos que se aplican en gravimetría para separar regional y residual, ya sea en mapas o sobre perfiles, empleando Métodos Gráficos, Derivada Segunda, Griffin, Continuidad, Transformada de Fourier u otros.


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Efecto magnético vertical sobre cuerpos de modelo polarizados verticalmente:

A través de algunas fórmulas relativamente sencillas se puede describir el efecto magnético vertical de cuerpos de modelo emplazados en el subsuelo y verticalmente polarizados. Si los cuerpos tienen diferentes contenidos en minerales magnéticos (por ejemplo un basalto del orden de un 5% de magnetita y un granito alrededor del 1%), o si tienen diferentes dimensiones o si están situados en distintas profundidades, las curvas isógammas resultantes serán diferentes. Muchas veces en perfil tienen forma de campana de Gauss, pero pueden diferir en intensidad, ancho o asimetría, si existe buzamiento. Slichter (1955) da los siguientes valores típicos de respuesta:

Tipo de roca % de magnetita k .106 en cgs % de magnetita k .106 en cgs

Basalto 2,3 6900 8,6 26000

Granito 0,2 600 1,9 5700

Los modelos que se esquematizan a continuación muestran el variable efecto causado por una masa rocosa de densidad mayor a la de la roca encajante, según cómo varíen su profundidad, su tamaño y su contenido porcentual de magnetita.


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Interpretación cualitativa:

Se efectúa analizando el mapa de isoanómalas, de la componente vertical del campo geomagnético, y de los perfiles trazados en dichos mapas. Por ejemplo, líneas concéntricas indican la posible existencia de un cuerpo de planta pseudoesférica, o líneas positivas y negativas pueden indicar un cuerpo buzante (polo positivo o norte en la parte más superficial en el hemisferio sur). La forma alargada de las curvas da indicios del rumbo u otros aspectos geométricos. Los perfiles indican, en el caso de asimetría de las alas, la presencia de un cuerpo buzante, el cual estará dado por el ala de menor pendiente, en cuya dirección estará el polo más profundo de polaridad opuesta. También hay que considerar la inclinación magnética de la zona en estudio, ya que dicha asimetría puede no deberse al buzamiento. Y también una eventual magnetización transversal, como se grafica en la página 17.

Interpretación cuantitativa:

El objetivo final de cualquier estudio geofísico es la deducción de la geometría de los cuerpos causantes de una anomalía estudiada (forma, tamaño, profundidad) o del subsuelo (espesor, buzamiento). Para las anomalías magnéticas como para las de densidad (gravimetría) existe una infinidad de modelos que pueden explicar los fenómenos observados en superficie, incluso si el campo magnético fuese conocido con precisión en cada punto de la superficie. Surge entonces que las anomalías magnéticas por sí solas son insuficientes para determinar sin ambigüedades los cuerpos o estructuras que los generan, al igual que en los demás métodos geofísicos. Por lo tanto la interpretación se debe hacer en forma indirecta, por inversión, suponiendo un cuerpo de forma geométrica conocida, calculando la anomalía que causaría y comparándola con la observada. Este es un proceso iterativo en el cual se van variando parámetros como la profundidad, el radio, buzamiento, etc., hasta encontrar un modelo que represente el caso observado. La forma del cuerpo depende mucho del conocimiento geológico de la zona que está siendo explorada. El problema de la interpretación cuantitativa en el método magnetométrico resulta abordable ya que en la práctica los yacimientos y otros emplazamientos pueden clasificarse geométricamente como placas delgadas o gruesas, o cuerpos de forma sensiblemente cilíndrica o esférica, etc. Para la estimación de dimensiones, profundidad, etc. es necesaria la determinación de un nivel cero o campo normal, que corresponde a las lecturas del magnetómetro en los puntos cercanos a la zona estudiada donde no existan perturbaciones significativas debidas a cuerpos subterráneos. Este nivel también puede establecerse en los flancos de la anomalía ya que estos tienden asintóticamente al nivel de referencia buscado. Para esto es necesario que la longitud de los perfiles sea varias veces superior a la extensión de la anomalía.

Generalmente la aproximación más sencilla es la de sustituir la parte superior e inferior del cuerpo por polos magnéticos aislados, separados una distancia acorde a la longitud del cuerpo, y con éstos calcular el efecto que producen en el campo magnético en superficie. El buzamiento se simula desplazando lateralmente un polo con respecto al otro. La teoría de los polos puede suministrar datos como profundidad del techo o centro de cuerpo, longitud, posición y buzamiento. Si un cuerpo tiene un gran desarrollo vertical, puede despreciarse la acción del polo más profundo y hacer la Reducción al Polo más somero, un planteo que resulta pseudo gravimétrico.

Otro procedimiento de inversión es el Método de Vacquier (1939), que genera modelos basados en la superposición de prismas interpretados a partir de las profundidades deducidas de la derivada segunda de los mapas isoanómalos.

También en modelos prismáticos se basa el procedimiento del Bureau of Mineral Resources de Australia, de gran aplicación en datos obtenidos desde registros aéreos.

La Deconvolución de Euler calcula derivadas segundas en x,y,z e índices estructurales para hacer una inversión por mínimos cuadrados dividida en ventanas posicionales en subsuelo.

Y muy empleado es el Método de Peters (1949), que plantea cuerpos soterrados de geometrías simples que se encuentran magnetizados verticalmente, lo que permite deducir parámetros como la extensión y la profundidad de su límite superior. Por ejemplo:


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-En el caso de una placa o manto de extensión horizontal relativamente importante, el ancho medio de la curva correspondiente a su efecto magnético vertical indica la extensión horizontal del manto en la dirección del perfil realizado.

-En el caso de un dique, el ancho medio de la curva correspondiente a su efecto magnético vertical medido a lo largo del rumbo da su longitud, y medido en un perfil normal da la profundidad del límite superior según la siguiente relación aproximada: Z wwww 0,7 ancho medio -Para un cuerpo esférico o cilíndrico vertical vale para todos los rumbos la relación arriba citada.

La dirección de buzamiento puede inferirse de la asimetría de los perfiles magnéticos y el ángulo se obtiene probando con distintos modelos de cuerpos simples, aunque el efecto del polo inferior, como así también el efecto de imantación transversal, pueden llevar a valores no del todo precisos. La imantación transversal suele aparecer con frecuencia en los cuerpos cuyo rumbo no coincide con la dirección N-S, aunque también por una muy heterogénea distribución de minerales magnéticos o por magnetismo remanente, que se suele presentar como ruido de difícil definición. Efecto magnético total sobre cuerpos en subsuelo:

En prospección comúnmente se mide la componente total del campo magnético. En el caso de un cuerpo con alta susceptibilidad magnética emplazado en el subsuelo, la componente total se constituye de la superposición de las magnitudes correspondientes al campo geomagnético H y al campo magnético anómalo H’ generado por el cuerpo. Este efecto magnético total mensurable en la superficie depende de la dirección del campo geomagnético en el lugar y de la imantación inducida en este cuerpo en la dirección de H. A continuación algunos ejemplos gráficos sencillos.


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Los modelos numéricos de los datos de la intensidad total se diseñan usualmente por medio de programas en computadora. Dependiendo de los problemas geológicos en cuestión y de la capacidad de procesamiento disponible se realizan modelos de dos o de tres dimensiones. Y acá un ejemplo real de cierta complejidad:


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CUESTIONARIO BÁSICO -¿Cuáles son las causas del campo geomagnético y del campo cortical de la Tierra?

-¿A qué se deben las variaciones temporales del campo y cómo se las maneja en prospección?

- Expresar las definiciones matemáticas de Potencial, Campo y Flujo Magnético.

-¿En qué difieren la susceptibilidad y la permeabilidad magnética?

-¿Es la magnetita ferromagnética?, ¿por qué?

-Explicar por qué el ciclo de histéresis permite el estudio de eventos antiguos.

-¿Cómo difieren los perfiles magnéticos según las componentes horizontal, vertical o total?

-¿Qué consideraciones se hacen en la inversión de anomalías magnéticas?

BIBLIOGRAFÍA -Cantos Figuerola, 1972. Tratado de Geofísica Aplicada (pag.105-180). Librería de Ciencia e Industria -Griffiths y King, 1972. Geofísica Aplicada para Ingenieros y Geólogos (pag.181-208). Editorial Paraninfo -Lowrie, 1997. Fundamentals of Geopysics (pag.229-305). Cambridge Univ. Press. -Parasnis y Orellana, 1971. Geofísica Minera (pag.36-110, 305-310). Editorial Paraninfo. -Udías y Mezcúa, 1997. Fundamentos de Geofísica (pag.271-362). Alianza Editorial.

tema 4 (magnetometría) - unsa.edu.ar · ejemplos son blenda, galena, pirita, limonita, olivino,...

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