METODOS POTENCIALES ( NO SISMICOS)

GRAVIMETRIA

MAGNETOMETRIA

SECUENCIA DE METODOS GEOFISICOS APLICADOS A LA EXPLORACIÓN

GEOLOGIA DE SUPERFICIE

METODOS POTENCIALES

SISMICA 2D SISMICA 3D

TIEMPO

GRAVIMETRIA

La gravimetría es un método muy importante en la búsqueda de depósitos minerales. Este método aprovecha las diferencias de la gravedad en distintos sectores. La gravitación es la aceleración (m/s2) de un objeto qué esta cayendo a la superficie. La gravitación normal (promedio) en la tierra es 9,80665 m/s2. Grandes cuerpos mineralizados pueden aumentar la gravitación en una región determinada porque rocas de mayor densidad aumentan la aceleración.  El gravímetro es un equipo que puede medir diferencias muy finas en la gravedad.

Arriba de un sector con mayor gravedad la balanza marca a un valor elevado, porque el objeto sufre una mayor fuerza para caerse al suelo. El equipo de un gravímetro es entonces una balanza muy sensible con un peso definido (m= masa) que sufre las diferencias de la gravedad. 

El método gravimétrico hace uso de campos de potencial natural igual al método magnético y algunos métodos eléctricos. El campo de potencial natural observado se compone de los contribuyentes de las formaciones geológicas, que construyen la corteza terrestre hasta cierta profundidad determinada por el alcance del método gravimétrico (o magnético respectivamente).

Con estos metodos se realizan mediciones relativas, es decir, se miden las variaciones laterales de la atracción gravitatoria de un lugar al otro, ya que en estas mediciones se pueden lograr una precisión satisfactoria más fácilmente y rápido en comparación con las mediciones del campo gravitatorio absoluto.

Los datos reducidos apropiadamente entregan las variaciones en la gravedad, que solo dependen de variaciones laterales en la densidad del material ubicado en la vecindad de la estación de observación.

Unidades

Al Nivel Medio del Mar el valor de "g" expresado en metros por segundos es de aproximadamente:

9,8 m/seg2

Otra unidad de medida de "g" es el Gal:

1 Gal = 1 cm / seg2

Dado que en la Exploración Gravimétrica se miden valores muy pequeños de aceleraciones, es necesario entonces usar una unidad más pequeña llamada MILIGAL (mGal):

1 mGal = 0,001 Gal = (1 Gal) / 1000 = (1 cm / seg2) / 1000

Es decir que el valor de "g" al Nivel Medio del Mar, expresado en miligales es aproximadamente:

980.000,00 mGal

Tipos de Gravímetros

Gravímetro Absoluto

Funciona midiendo “g” a partir de la Caída Libre de un Cuerpo

Precisión de LECTURA: 0,001 mGal.

Peso de todo el equipo: 26 Kg..

Uso: para Geofísica de Globo y Estudios de Micro-Gravimetría.

Gravímetros Relativos

Precisión de LECTURA: aproximadamente 0,01 mGal, en modo estático.

Medidas: 19,7 cm x 17,8 cm x 25,1 cm.

Peso: 3,2 Kg.

Uso: para Geofísica de Globo y Exploración Minera y Petrolera (Regional y de Detalle).

La precisión también depende del tiempo empleado en la medición

Precisión de la Anomalía de Bouguer: 0,25 mGal, volando a una velocidad de 80 km/hora.

Precisión de la Anomalía de Bouguer: 1,00 mGal, volando a una velocidad de 150 km/hora.

Anomalías de gravedad

Una anomalía de gravedad se define como la variación de los valores medidos de la gravedad con respecto a la gravedad normal después de haber aplicado las correcciones necesarias. La anomalía de aire libre resulta de las correcciones de la influencia de las mareas, de la deriva del instrumento de medición, de la latitud y de la altura. La anomalía de Bouguer se obtiene aplicando todas las correcciones mencionadas anteriormente mas la de la losa de Bouguer y la Topografica si correspondiere.

Correcciones de los datos En lo siguiente se introducen las correcciones comúnmente aplicadas a los datos gravimétricos tomados en el terreno. Un valor corregido es igual al valor observado de la gravedad menos el valor previsto de la gravedad basándose en el modelo terrestre elegido. En consecuencia una anomalía es la diferencia entre lo observado y lo previsto de acuerdo con el modelo terrestre aplicado.

Factores que producen variaciones en la lectura de un Gravímetro

1.- Variación temporal de la lectura del Gravímetro en un mismo punto.

1.1.- Efectos de las Mareas.

1.2.- Deriva (drift) del instrumento.

2.- Variación de la lectura del Gravímetro entre dos puntos o posiciones.

2.1.- Variación por distinta Latitud.

2.2.- Variación por distinta Cota (altura sobre el nivel del mar).

2.3.- Efecto del material debajo de cada estación gravimétrica.

2.4.- Efecto de la Topografía.

Las Variaciones de Lectura 1 y 2, no son debidas a la Geología que se desea estudiar y/o explorar. Por lo cual, definiremos que las variaciones 1 y 2 son debidas a Factores NO Geológicos.

Efecto de Mareas y Deriva del resorte

Variación en la lectura del Gravímetro como resultado de la atracción de la Luna y el Sol y de las correspondientes deformaciones que se producen en la Corteza Terrestre.

El Efecto de las Mareas, puede llegar a producir variaciones en la lectura de hasta 0,2 mGal. En el gráfico la Amplitud Máxima de Mareas es de 0,15 mGal.

Deriva (drift) de un Gravímetro: es la variación gradual, no intencional, del valor de referencia respecto del cual se realizan las mediciones. “ Varía el Cero del Instrumento”.

La Deriva de algunos Gravímetros puede ser muy grande, 0,1 mGal por día. En el caso de la figura es de 0,06 mGal/día (0,12 mGal en 48 horas)

Corrección de los Datos obtenidos en un punto

Para intervalos cortos, la variación de Lectura se la puede ajustar con distintas rectas.

Llamaremos “Estación Gravimétrica” al lugar o punto en el cual se realiza una lectura con el Gravímetro.

Diferencia de Gravedad entre las Estaciones A y BMétodo de "Rulo" o "Looping"

3250.0

3250.5

3251.0

3251.5

3252.0

3252.5

3253.0

3253.5

3254.0

3254.5

3255.0

3255.5

9.50 10.00 10.50 11.00 11.50 12.00 12.50 13.00 13.50 14.00 14.50

Horas y Decimal de Hora.

Lect

ura

en m

gal. Diferencia de "g" entre A y B

Lectura en A , 10 hrs.

Lectura en A , 14 hrs.

Lectura Calculada en A , 12 hrs.

Lectura en B , 12 hrs.

Realizada la lectura con el Gravímetro en una Estación Gravimétrica, la misma debe ser corregida por Mareas y Drift, para lo cual se aplica normalmente la metodología de medición mostrada en el dibujo. La Corrección por Mareas y por Drift se realiza para cada Estación Gravimétrica medida.Llamaremos Gravedad Observada ("gobs") al valor de gravedad obtenido en cada Estación Gravimétrica luego de aplicarle la correspondiente Corrección por Mareas y por Deriva del Aparato (Drift).

Corrección por Latitud

Consideraremos que la Tierra no tiene movimiento de Rotación.

Definiremos a “gj” como la Aceleración Newtoniana, es decir “gj” es la Aceleración generada en un punto genérico “j” por la masa “M” de la Tierra SIN MOVIMIENTO DE ROTACION.“gj” es máxima en los Polos y mínima en el Ecuador.

Consideraremos la Tierra con movimiento de Rotación y sin Masa.

LA ACELERACION DE LA GRAVEDAD EN UN PUNTO, ES EL VECTOR RESULTANTE DE LA “SUMA VECTORIAL” DE LA ACELERACION NEWTONIANA “gj” Y DE LA ACELERACION CENTRIFUGA “ACj” EN DICHO PUNTO.

Para todo punto la ACELERACION CENTRIFUGA “ACj” es bastante menor que la correspondiente ACELERACION NEWTONIANA “gj”.

En adelante usaremos para la ACELERACION DE LA GRAVEDAD la sigla “g” o “gi”, y ella siempre incluirá la Aceleración Newtoniana y la Aceleración Centrifuga en cada punto.

“g” o “gi” es máxima en los Polos y mínima en el Ecuador.

Suponiendo que la Tierra:1.- Fuese un Elipsoide de Revolución.2.- Tuviese una velocidad de rotación constante.3.- No tuviese Estructuras Geológicas ni Topografía (lisa en su interior y exterior).La gravedad de esta Tierra Ideal o Tierra Matemática o Normal (muy similar a la Tierra Real) solo dependería de la Latitud (φ).Para esta Tierra Normal, la ecuación de su Gravedad Normal (“gn”) es en mGal:gn = 978031,85 (1 + 0.005278895 sen2 (φ) - 0.000023462 sen4 (φ))Es decir, esta es la aceleración de la gravedad que se obtendría para un Elipsoide de Revolución de tamaño, forma y velocidad de rotación similares a los valores reales.Como consecuencia de la diferente Latitud entre dos puntos o Estaciones Gravimétricas de medición sobre la Tierra Real, “g” varia aproximadamente según la anterior ecuación. Para remover de las mediciones los efectos de la forma y de la velocidad de rotación de la Tierra, al valor de “g” medido sobre la Tierra Real se le debe RESTAR el valor de “gn”. La Corrección por Latitud (“Cφ”) es el valor de “gn”.

Corrección por Latitud = Cφ = gn

Corrección de Aire Libre

Corrección de Bouguer

En un Relevamiento Gravimétrico las Estaciones tienen distinta cota. Para remover el efecto de la diferencia de cota de las lecturas, se aplica la Corrección de Aire Libre (“Ca”) a cada una de las Estaciones Gravimétricas. De este modo todas las estaciones quedan como si hubiesen sido medidas a una misma cota (normalmente el Nivel Medio del Mar, NMM).

Corrección de Aire Libre (mGal) = Ca= + 0,3086 hh: Cota o altura respecto al NMM, expresada en metros.

Corrección Topográfica

La Corrección de Bouguer se aplica a la Estación Gravimétrica B, para removerle la atracción gravitatoria generada sobre B por el material de densidad “ρb” y espesor “h”, existente entre A y B.Esta Corrección se aplica a todas las Estaciones de un Relevamiento.

Corrección de Bouguer (mGal) = Cb = - 0,04193 ρb hρb = Densidad del material entre la Estación y el NMM, en gr/cm3.

h: Cota o altura respecto al NMM, expresada en metros.La ecuación de “Cb” es la atracción gravitatoria generada por una PLACA de densidad “ρb”, espesor “h” y extensión horizontal infinita. Se la conoce como la ecuación de la PLACA DE BOUGUER.

RESUMEN

La Corrección Topográfica (“CT”) es un ajuste que se debe realizar a la Corrección de Bouguer, en zonas de fuerte topografía. La “CT” es siempre positiva. Para su cálculo se utiliza la misma “ρb” utilizada en la Corrección Bouguer.

Normalmente en zonas con fuerte topografía, el material que se encuentran a menos de 70 metros de la estación generan una importante “CT”, es decir los valores de “CT” en algunas zonas pueden ser muy grande (entre 0,5 mGal a 1,0 mGal). Por lo cual la “CT” es CRITICA para la Gravimetría Terrestre en dichas áreas.En Aerogravimetría dado que el Gravímetro esta alejado del terreno (normalmente a más de 250 metros) los valores de la “CT” son normalmente muy pequeños. La Corrección Topográfica NO es critica en Aerogravimetría.

Gravedad Observada ("gobs")Es el valor de gravedad obtenido en cada estación gravimétrica, aplicada la Corrección por Mareas y por Deriva del Aparato. Gravedad Normal ("gn")Es la gravedad de la Tierra Matemática Elipsóidica o Tierra Normal. Su expresión matemática depende solo de la Latitud "φ". Es el valor de la Corrección por Latitud, es decir gn = Cφ.

Gravedad con Corrección por Latitud ("gφ")Es la gobs a la cual se le resta Cφ, es decir eliminamos del valor observado o medido los efectos de: forma, tamaño y rotación de la Tierra.

gφ = gobs - gn

 Gravedad o Anomalía de Aire Libre ("ga")Es la gobs sin los efectos de la forma, tamaño y rotación de la Tierra y eliminada la diferencia de elevación o cota entre las estaciones gravimétricas.

ga = gobs - gn + Ca

Gravedad o Anomalía de Bouguer ("gb")Es la gobs sin los efectos de: la forma, tamaño y rotación de la Tierra, la diferencia de elevación o cota entre las estaciones gravimétricas y sin la atracción de la masa que existe entre la estación y el NMM."gb" es la que normalmente se usa para Exploración Petrolera Regional y de Semidetalle.

gb = gobs - gn + Ca + Cb

 Gravedad o Anomalía de Bouguer con Corrección Topográfica o Anomalía de Bouguer Total ("gT")Es la "gb" más la Corrección Topográfica CT aplicada. Se emplea en zonas de fuerte topografía o en aquellos trabajos de Alta Resolución (por ejemplo para Exploración Minera y Reservorios Petroleros).

gT = gobs - gn + Ca + Cb + CT

 Para áreas de Fuerte Topografía "gT" equivaldría a haber realizado el relevamiento Gravimétrico en un plano coincidente con el NMM. En áreas de Suave Topografía o Topografía Plana sucedería lo mismo con "gb".

El valor de “gT” calculado para cada Estación Gravimétrica, equivaldría a haber realizado la medición gravimétrica sobre una superficie plana coincidente con el NMM y sin el efecto gravitatorio de los materiales existentes por encima del NMM.

"gb" y/o "gT" son los datos iniciales normalmente utilizados en la Interpretación Gravimétrica.En dichos valores están combinados simultáneamente los “efectos gravitatorios” (la atracción gravitatoria) de la Geología Profunda y la Geología Somera. En estos valores están combinados todos los “efectos gravitatorios” de todos los materiales comprendidos entre el NMM y el centro de la Tierra.También se suele decir que en dichos valores están combinados los “efectos gravitatorios” de la Geología que nos interesa estudiar y de aquella Geología que NO nos interesa estudiar.

REGIONAL Y RESIDUAL

El motivo de este Relevamiento Gravimétrico es la detección de un Cuerpo Aurífero. Los valores de “ρ” son Contrastes de Densidad respecto al los Sedimentos. De la Lecturas Gravimétricas se eliminaron todas las variaciones debidas a Factores NO Geológicos. En el perfil Gravimétrico (Anomalía de Bouguer) están superpuestos solamente los Efectos Gravitatorios del Cuerpo Aurífero, los Sedimentos y el Basamento Granítico.El Efecto Gravitatorio que NO nos interesa estudiar se lo define como Anomalía Gravimétrica Regional o Efecto Regional o “El Regional”. En este caso El Regional es el Efecto del Basamento. El Regional debe ser removido, DEBE SER ELIMINADO, para realzar el Efecto Gravitatorio del Cuerpo Aurífero.El Efecto Gravitatorio que SI nos interesa mantener, realzar y estudiar se lo define como Anomalía Gravimétrica Residual o Efecto Residual o “El Residual”. Se lo define come el Efecto producido por el fenómeno geológico que es motivo de nuestro estudio (el Cuerpo Aurífero). Siempre se desea mantener y realzar el Residual!!!

La ANOMALIA DE BOUGUER es el INPUT de la Interpretación Gravimétrica. Toda Anomalía de Bouguer esta compuesta por un Efecto

Regional más un Efecto Residual.

Anomalía Bouguer = Anomalía Regional + Anomalía Residual

Anomalía Regional de Bouguer o Regional

El Regional debe ser eliminado (RESTADO) de la Anomalía de Bouguer para poder obtener el

RESIDUAL

Anomalía Residual = Anomalía Bouguer – Anomalía Regional

Este proceso o resta se denomina “Separación Regional – Residual”

Ejemplo de la Metodología de Separación Regional – Residual usada por Carson Services

Plano Anomalía de Bouguer (en miligales) con Corrección Topográfica

2528 000 2530 000 2532 000 2534 000 253 6000 253 8000 254 0000 254 2000 2544 000581 6000

581 8000

582 0000

582 2000

582 4000

582 6000

582 8000

583 0000

583 2000

583 4000

583 6000

Estudio Gravimétrico TERRESTRE realizado en un Bloque de Exploración Petrolera. Las estaciones gravimétricas se indicaron con un Rombo. Las coordenadas están en metros. Es una zona con importante espesor de Basalto en la superficie topográfica. El objetivo es obtener el Plano Estructural del Tope de la Formación Productora.

2528000 2530000 2532000 2534000 2536000 2538000 2540000 2542000 25440005816000

5818000

5820000

5822000

5824000

5826000

5828000

5830000

5832000

5834000

5836000

W 1

W 2

W 3

W 4

W 5

W 6

W 7

W 8-932

-1220

-1059

-1030

-1216

-1037

-1291

-961

Mapa Estructural (en metros desde el NMM) del Tope de la Formación Productora

Mapa Estructural realizado a partir de datos de los Pozos y correspondiente a la misma área del Relevamiento Gravimétrico Terrestre. Los Pozos están indicados con una cruz. Se indicó también el nombre de cada pozo y la correspondiente Profundidad al Tope de la Formación Geológica de Interés.

2528000 2530000 2532000 2534000 2536000 2538000 2540000 2542000 25440005816000

5818000

5820000

5822000

5824000

5826000

5828000

5830000

5832000

5834000

5836000

W 1

W 2

W 3

W 4

W 5

W 6

W 7

W 8

Plano de Anomalía REGIONAL de Bouguer (en miligales)

Este mapa se realizó utilizando: (1) la información de profundidad de los Pozos correspondiente al Tope de la Formación Geológica de Interés, (2) el Plano de Anomalía de Bouguer y (3) un contraste de densidad de 0,20 gr/cm3 entre los materiales ubicados por encima y por debajo del Tope Formacional de Interés.

Plano de Anomalía RESIDUAL de Bouguer (en miligales)

2528000 2530000 2532000 2534000 2536000 2538000 2540000 2542000 25440005816000

5818000

5820000

5822000

5824000

5826000

5828000

5830000

5832000

5834000

5836000

W 1

W 2

W 3

W 4

W 5

W 6

W 7

W 8

Plano de Anomalía RESIDUAL de Bouguer pasado a Profundidad (en metros)

2528000 2530000 2532000 2534000 2536000 2538000 2540000 2542000 25440005816000

5818000

5820000

5822000

5824000

5826000

5828000

5830000

5832000

5834000

5836000

W 1

W 2

W 3

W 4

W 5

W 6

W 7

W 8-932

-1220

-1059

-1030

-1216

-1037

-1291

-961

Anomalía Gravimetrica Terrestre obtenida por satélite

Para obtener este Plano en metros, se utilizó un software de Inversión Gravimétrica 3D. Junto a cada Pozo se ha escrito el Dato de la Profundidad al Tope de la Formación Geológica de Interés, medida en cada uno de ellos por la Compañía Petrolera.

EJEMPLOS de PROSPECCIONES

Cuenca Barreirinhas (Brasil).

Área total = 9333 km2.Km lineales = 12402 km.Lineas de producción:

Dirección = 162°/342°.Espaciamiento :

Regional: 4 km.Detalle: 2 km.

Lineas de control:Dirección = 72°/252°.Espaciamiento :

Regional: 20 km.Detalle: 10 km.

Area Chirete. Salta-ArgentinaMagnetometría y Gradiometría de Gravedad de precisión.Superficie: 3551 Km²

Kilometros lineales (MAG y AGG): 63000Altura de vuelo: 90 metrosEspaciamiento entre líneas (MAG y AGG): 290 metros

Modelo digital de elevaciones

Plano y nomenclatura de las líneas de vuelo

Modelo de la grilla de vuelo

Gravimetría en la Cuenca Neuquina

Gravity DataNeuquen Basin

Argentina

Hidrocarburos del Neuquén S.A. (HIDENESA), empresa de la Provincia del Neuquén de la República Argentina, y Carson Aerogravity han firmado un convenio por el cual Carson es la encargada de comercializar, en forma exclusiva, toda la información gravimétrica que HIDENESA disponga de la Cuenca Neuquina.

Este convenio comprende los datos gravimétricos terrestres y/o aéreos que cubren la Cuenca Neuquina y por ende parte de las siguientes provincias: Neuquén, Mendoza, La Pampa y Rio Negro. En este sitio podrán observar gráficamente en forma rápida y precisa la ubicación de cada estación gravimétrica.

La información ofrecida para cada punto o estación gravimétrica es la siguiente:

Coordenadas Gauss Krüeger planialtimétricas (“X” e “Y”) y cota o elevación.

Hidrocarburos del Neuquén S.A. (HIDENESA), a company doing business in the Province of Neuquen, Republic of Argentina, and Carson Aerogravity have executed an Agreement whereby Carson is solely responsible for marketing all Neuquen Basin gravity information held by HIDENESA.

This Agreement covers land gravity data and/or aerogravity data from the Neuquen Basin and, accordingly, parts of the provinces of Neuquen, Mendoza, La Pampa, and Rio Negro. This site provides you with a graphical means to see the location of each gravity station quickly and accurately.

The information provided for each gravity station or point is as follows:

Gauss-Krüger cartographic coordinates (“X” and “Y”) and height or elevation.

Anomalías de Bouguer. Anomalía de Bouguer con Corrección

Topográfica. Anomalía de Bouguer con Corrección

Topográfica e Interpretación Preliminar.

Para instrucciones y/o aclaraciones sobre el uso y datos de este website haga click aquí.

Bouguer Anomalies. Bouguer Anomaly with Terrain

Correction. Bouguer Anomaly with Terrain

Correction and Preliminary Interpretation.

For directions and/or clarifications on the use of and the data available on this Website, click here.

ENTRAR ENTERProvince of Neuquen URL: http://www.neuquen.gov.ar/Carson Aerogravity URL: http://www.aerogravity.com/

 

MAGNETOMETRIA

La magnetometría es como la gravimetría un método geofísico relativamente simple en su aplicación. El campo magnético de la tierra afecta también yacimientos que contienen magnetita (Fe). Estos yacimientos producen un campo magnético inducido, es decir su propio campo magnético. Un magnetómetro mide simplemente los anomalías magnéticas en la superficie terrestre, cuales podrían ser producto de un yacimiento. 

Principio La tierra genera un campo magnético en el rango de aproximadamente 0,30000 a 0,65000G (= Gauss, o 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 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 magnético situado 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.

Unidades

Oersted 1Oersted = 1Gauss = 105gamma = 105 nT (T = Tesla)1gamma (g) = 10-9T = 1nT.1 pico Tesla = 10-12T1 femto Tesla = 10-15T

1 Oersted. Campo creado por una unidad de polo positiva que repele a otra unidad positiva situada a 1 cm., con la fuerza de una dina.

Campo terrestre, varia entre 24.000 y 68.000 gamma.

Instrumentos de medición

Magnetómetro de saturación. Fluxgate.Basado en el efecto de una pequeña variación del campo sobre dos núcleos magnéticos saturados, con arrollamientos eléctricos opuestos. Es un magnetómetro vectorial (las mediciones dependen de la orientación)Magnetómetro de precesión protónica.Basado en el fenómeno de la resonancia magnética nuclear, con la alineación de protones en un campo magnético y la frecuencia de precesión para realinearse en el campo terrestre. Se utilizan compuestos con átomos de H: agua, metanol, keroseno, etc. Magnetómetro de célula de absorción (gas alcalino). Basado en la absorción de energía por los electrones de un gas como He (teórico) o vapor de álcalis como Rb, Cs o K, rarificados, excitados por un rayo de luz polarizada emitido por una fuente de la misma sustancia gaseiforme, en presencia de un campo magnético. Normalmente, Cs o K.Magnetómetro Overhauser.Una explicación detallada del funcionamiento requiere, como en presesión protónica y en célula de absorción, conocimientos de la mecánica cuántica. Los magnetómetros de este tipo usan una solución rica en protones y iones paramagnéticos.

MAGNETOMETROS

De Flujo o Compuerta de Flujo

Mide la intensidad del campo en la dirección que se coloca el sensor (normalmente se ponen 3 para tener las componentes del vector campo en las direcciones x-y-z.Consiste en dos bobinas iguales posicionadas en la misma dirección pero con sentidos de arrollamiento opuestos. Las bobinas se excitan con corriente alterna.En ausencia de campo magnético las señales de las bobinas se anulan mutuamente.Ante la presencia de un campo magnético la corriente es distinta en las bobinas según la intensidad y orientación del campo.La diferencia es proporcional a la intensidad del campo en esa dirección.

Magnetómetro de Precesión Protónica

Mide la intensidad del campo magnético totalConsiste en un dispositivo conteniendo un líquido rico en protones (por ejemplo agua) envuelto en una bobina.El campo magnético creado por la bobina produce la alineación de los momentos de los protones en el líquido.Cuando el campo es interrumpido los protones precesan de acuerdo con el campo de la tierra.La frecuencia de precesión es proporcional al campo magnético de la tierra.

Magnetómetro de Bombeo Óptico o de Absorción

Mide la intensidad del campo magnético total.Consiste en un dispositivo conteniendo vapor de cesio, rubidio, helio o potasio en una celda de vidrio, que es bombeado con luz de frecuencia conocida para que los electrones de las orbitas externas se exciten y cambien de nivel al cargarse (polarización). Como las orbitas en las que se encuentran son muy inestables decaen a otros niveles mas bajos liberando la energía que les sobra. Cuando los niveles mas bajos están completos la polarización cesa y la celda de vidrio se vuelve transparente.La presencia de un campo magnético externo afecta estos cambios de orbita.En este estado, se aplica radio frecuencia para devolver electrones a la orbita superior, la energía que se aplica es la diferencia de energía entre un nivel y otro, al hacer esto la celda se vuelve opaca de nuevo. La frecuencia requerida varía con la intensidad del campo magnético presente (Frecuencia Larmor). De esta manera al despolarizar el proceso comienza de nuevo y la intensidad de luz de la celda es modulada por el circuito resonante.La frecuencia de resonancia del circuito es proporcional a la intensidad del campo magnético de la tierra.

Comparación de instrumentos

Magnetómetro Tipo Overhauser

Es una evolución del magnetómetro de precesión, utiliza una mezcla de un líquido rico en electrones e hidrogeno. La mezcla es excitada por un campo magnético provocado por ondas de radio de alta frecuencia. La razón es que estas ondas son trasparentes al campo magnético de la Tierra y están fuera del ancho de banda de las ondas de precesión. De esta manera no inducen ningún tipo de ruido.Los electrones libres de la mezcla transfieren la energía que les sobra cuando bajan de orbita a los protones de los átomos de hidrogeno. Esto polariza la

solución de la misma manera que en el magnetómetro de absorción pero usando mucha menos energía y por lo tanto dándole mayor sensibilidadLa proporcionalidad entre la frecuencia de presesión y la densidad del flujo magnético es lineal, por lo que fácilmente se puede obtener el valor del campo magnético.Sensibilidad: 0,015 nT a una muestra por segundo.

Existen magnetómetros especiales con sensibilidades muy superiores a estos pero no son portátiles y solo se usan para experimentación en laboratorios.

Aplicaciones

• Cartografía geológica de unidades que muestran contrastes de susceptibilidad.

• Cartografía estructural. Fallas, pliegues, fracturas, diques.

• Detección de la profundidad del substrato y del basamento (p. e. prospección petrolífera).

• Detección de minerales de hierro y magnéticos como cromita, sulfuros, magnetita etc., y de los no magnéticos asociados

• Investigación de yacimientos masivos de sulfuros.

• Detección y definición en profundidad de diques.

• Detección de objetos metálicos enterrados (tuberías, tanques, deshechos, restos arqueológicos....)

• Aguas subterráneas.

Algunas de estas aplicaciones no se refieren al método magneto – telúrico (anomalías del campo magnético terrestre), sino a los métodos electromagnéticos (anomalias de campos magnéticos artificiales).

El 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 localizar y definir la extensión de las cuencas sedimentarias ubicadas encima del basamento, que posiblemente contienen reservas de petróleo.

Las rocas sedimentarias generalmente ejercen un efecto magnético despreciable 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.

Alcance del método magnético

Las anomalías magnéticas detectadas a través de estudios magnéticos en 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 solo existen a temperaturas debajo de la temperatura de Curie (578 Celsius).

En consecuencia podemos hallar generadores de las anomalías magnéticas hasta unas profundidades máximas de 30 a 40 km.

 

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.

Anomalías Regionales:

Se consideran como anomalías regionales las desviaciones localizadas en el campo magnético terrestre respecto de la distribución que habría en el supuesto de que el campo magnético terrestre fuese originado por un solo imán orientado según el eje magnético. Estas anomalías tienen máximos de orden de 10.000 gammas, es decir, la tercera parte de la intensidad del ecuador. Puede afectar a zonas de dos a tres millones de kilómetros cuadrados.

Variaciones Temporales del Campo Magnético Terrestre:

La intensidad magnética terrestre cambia su dirección de una forma lenta e irregular. Se puede comprobar dichas variaciones al medir la intensidad en laboratorios magnéticos, donde se observan cambios de pequeños periodos en la magnitud del campo.

Estos cambios son debidos a varias causas, y pueden componerse en seculares, diurnos solares, diurnos lunares y tormentas magnéticas.

Variación Secular:

Son los cambios que van progresando lentamente durante décadas o siglos. Se observan por pequeñas desviaciones en la declinación, inclinación y en los distintos componentes de la intensidad; la intensidad del cambio varia con el tiempo. Estas variaciones seculares se pueden observar en mapas isopóicos.

Un cambio secular más claro es el de la revolución terrestre aparente de los polos magnéticos en torno al eje de rotación. Este cambio se pone de manifiesto por cambios periódicos y simultáneos de la declinación en puntos en los que se vienen realizando registros magnéticos precisos desde hace siglos.

Todas estas variaciones seculares parecen estar relacionadas con el campo interno terrestre. Además, hay un ciclo de variación cada once años, tanto en la intensidad vertical como en la horizontal, que parece estar en relación con los periodos de mayor frecuencia de manchas solares; tienen una variación según la latitud que parece debido a fuentes de origen externo.

Variación Diurna

De más importancia en prospección geofísica son las oscilaciones, menores pero mas rápidas, que tienen una periodicidad de aproximadamente 24 horas y una amplitud de 25 gammas por termino medio.

Estas variaciones diurnas son registradas con frecuencias en las gráficas de los observatorios magnéticos alrededor del planeta.

Los registros, en general, muestran dos tipos de variaciones: en los "días tranquilos" la variación es suave, regular y de poca amplitud; puede ser descompuesta en componentes que pueden ser predichas y que tienen periodicidades solares y lunares. En los "días inquietos", la variación es menos regular y esta asociada a tormentas magnéticas.

Se pueden distinguir la variación solar diurna (la más importante) y la variación lunar diurna.

Variación Solar Diurna

El análisis de registros de variación en los días magnéticamente tranquilos pone de manifiesto una periodicidad definida de 24 horas, que depende con bastante aproximación solamente del tiempo local y de la latitud geográfica. Por esta correlación de la variación con el periodo de rotación terrestre, aquella es atribuida al sol y por eso se denomina variación diurna solar. Por termino medio, esta variación de intensidad es del orden de 30 gammas, aunque su amplitud crece durante el verano en cada hemisferio.

Es muy probable que la variación solar diurna sea debido al efecto del sol sobre las corrientes eléctricas de la atmósfera terrestre externa; las variaciones en estas corrientes ocasionan a su vez variaciones en el campo magnético que ellas inducen en la superficie terrestre.

Variación Lunar Diurna

Hay otra componente en la variación periódica de los elementos magnéticos terrestres que tiene una periodicidad de unas 25 horas y una amplitud quince veces menor que la de la variación solar diurna. Puesto que esta es la duración del día lunar, estas variaciones se supone que están en relación con la rotación terrestre con respecto a la luna; por eso se denominan variaciones lunares diurnas. Esta variación se diferencia de la solar porque mientras estas es aproximadamente constante a lo largo del tiempo, la variación lunar varia cíclicamente a lo largo del mes.

• Corrección Diurna.

Normalmente de unas decenas de g, pero pueden llegar a cientos o miles de g en caso de tormentas magnéticas. Si son severas, no se debe medir.

Corrección mediante registros continuos (utilizando la memoria del magnetómetro de base).

La estación base debe estar adecuadamente situada, fuera del alcance de cualquier fuente magnética temporal.

• Deriva del aparato.

Aunque en los aparatos modernos la deriva es mínima, lo ideal es comprobar la deriva al inicio y final del trabajo, por comparación entre varios magnetómetros.

• Campaña.

Cuando la campaña dura varios días, hay que aplicar las correcciones durante este tiempo.

• Topográfica. Cuando hay diferencias de cota significativas. • Fuentes electromagnéticas antrópicas.

Los magnetómetros deben poder trabajar en frecuencias 50 ó 60 Hz y en frecuencias de radio. Pero pueden estar influidos por otras actuaciones antrópicas, como: protección catódica de tuberías, ferrocarriles, estructuras metálicas, etc.

• Por latitud y longitud. Solo si se reconocen áreas muy extensas• Duplicación de magnetómetros. En medidas delicadas se puede

trabajar con dos equipos distintos trabajando en la misma red

• Accesorios personales. Hacer una medición sin nadie cerca. El resultado no debe variar de cuando lo transporta una persona.

• Distancia al suelo. Es conveniente mantener una distancia sensiblemente constante. Atención a la posible contaminación por suelo magnético.

El tratamiento de los datos se realiza mediante programas informáticos, cada vez más desarrollados.

Dentro de los programas hay diversos tratamientos de los datos. Sin entrar a fondo, podemos citar:

Representación del Campo Total.

Método del gradiente. Dos magnetómetros separados verticalmente, que realizan una medición simultánea. La diferencia es la derivada del campo

magnético en relación con la altura. También se puede aplicar para el gradiente horizontal.

Aplicaciones Mapeo geológico de unidades que muestran contrastes de susceptibilidad Mapeo estructural (fallas, cizalla, fracturas, pliegues, etc.) Detección de profundidad del substrato y del basamento Detección de minerales de hierro y magnéticos como Cromita, Sulfuros, Magnetita etc. Exploración de depósitos minerales asociados a la topografía del basamento Localización y caracterización de Kimberlitas, Asbestos y Placeres Detección de objetos metálicos enterrados (tubería, tanques, deshechos,....) Detección de objetos metálicos en ambientes marinos Delineamiento del perímetro de campos de relleno

Instrumentos Disponibles GSM GEM-19 (overhauser con sensor omnidireccional. Configuración optima para estudios a bajas latitudes) Con Opción Gradiómetro y Walking Mag Programas de Interpretación Geosoft, Magixxl, MagixW

Magnetismo en la Exploración Minera

(Campo Magnético Total, Reducción al Polo y Derivada Vertical de Primer Orden)

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Perfil magnético. Con estimación de geometrías y profundidades de las estratificaciones y cuerpos magnéticos

Ventajas de la Aeromagnetometría.

• Rapidez.• Acceso a lugares difíciles. No hay problemas de accesibilidad.

• Supresión de anomalías próximas. Medidas aéreas no influenciadas por pequeños elementos.

• Útil para explorar grandes áreas.

• Mide la componente total del campo.

• Corrección diurna más sencilla: medición con un magnetómetro en la base de operaciones.

Datos de Vuelo

/ ------------------------------------------------------------------------------/ XYZ EXPORT [02/22/08]/ DATABASE[.\MAG009.gdb: SUPER]/ ------------------------------------------------------------------------------// X Y FID DATE TIME GPSHT BARO RAD TFU1 FluxgateX FluxgateYFluxgateZTFC1 TFC1B DIURNAL LAT_WGS LONG_WGS/============================================================================================================ ====================================== ========== ==========================//Flight: 9Tie 290080

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Fotos

Controles

Complementariedad de métodos

Ventajas de los metodos potenciales

Rapidos Baratos Se pueden cubrir grandes areas si se hace adquisición aerea Ambientalmente limpios Brindan buena información para planificar los pasos siguientes de una

prospección Muy conveniente para exploración en el mar y areas terrestres extensas y

con problemáticas ambientales y sociales (Amazonas por ejemplo). La sensibilidad y por consecuencia su resolución, están mejorando con la

tecnología de gradiómetros y programas de procesamiento de datos.

Magnetometria

Gravimetria