REPUBLICA BOLIVARIANA DE VENEZUELA LA UNIVERSIDAD DEL ZULIA FACULTAD DE INGENIERIA

DIVISION DE ESTUDIOS PARA GRADUADOS PROGRAMA DE POSTGRADO EN GEOFISICA

CARACTERIZACIN GEOMAGNETICA Y GEOELCTRICA EN LA CIUDAD UNIVERSITARIA DE LA UNIVERSIDAD DEL ZULIA

Trabajo de Grado presentado para optar al Grado Acadmico de: MAGISTER SCIENTARUM EN GEOFISICA Presentado por: Lic. Germn Montero Asesorado por: Ing. Wilfredo Leal.

Maracaibo, Octubre de 2003

APROBACIN

Este jurado aprueba el Trabajo de Grado titulado CARACTERIZACIN GEOMAGNETICA Y GEOELCTRICA EN LA CIUDAD UNIVERSITARIA DE LA UNIVERSIDAD DEL ZULIA, que presenta el Licenciado Germn Jos Montero Gonzlez portador de la C.I: 10.414.474, ante el Consejo Tcnico de Postgrado de la Facultad de Ingeniera, en cumplimiento del Articulo 51, Pargrafo 51.6 de la Seccin Segunda del Reglamento de Estudios para Graduados de La Universidad del Zulia, como requisito para optar al Grado Acadmico de MAGISTER SCIENTIARUM EN GEOFSICA

------------------------------ Coordinador del Jurado

Wilfredo Leal C.I : 4.014.669

------------------------------ --------------------------- Wilmer Marquez Carlos Fimlay C.I : 9.745.092 C.I: 5.849.015

------------------------------------------------ Director de la Divisin de Postgrado

Ing. Carlos Rincn

Maracaibo, Octubre de 2003

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AGRADECIMIENTO

Quiero dar un agradecimiento sincero a las siguientes personas:

A la profesora Arelis Arteaga por su colaboracin acadmica y prstamo de equipos de

computacin en el Laboratorio de Fsica del Departamento de Fsica de la Facultad de

Ingeniera de La Universidad del Zulia.

Al profesor Wilfredo Leal que me asesoro tcnicamente.

Al profesor Jos Naranjo por haberme ayudado en este proyecto.

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RESUMEN

Montero Gonzlez, Germn Jos, CARACTERIZACIN GEOMAGNETICA Y GEOELCTRICA EN LA CIUDAD UNIVERSITARIA DE LA UNIVERSIDAD DEL ZULIA Trabajo de Grado, Universidad Del Zulia, Postgrado de Ingeniera, Programa de Geofsica.

En la prospeccin geofsica se pueden emplear diferentes tcnicas tales como: gravimtricas, magnticas, elctricas, ssmicas, georadar, para la caracterizacin del subsuelo. Para el presente trabajo se utilizaron los datos obtenidos de un sondeo elctrico vertical realizado en la zona, y se compar con un levantamiento magntico aplicado en el mismo lugar. El estudio geomagntico y geoelctrico en esta zona tendrn como objetivo identificar, analizar y comparar los resultados de esta caracterizacin. Igualmente se indican las bases tericas y las metodologas de campo empleadas. Con los datos obtenidos se elaboraron mapas bidimensionales y tridimensionales de espesor e isoresistividad, con los cuales se pudieron sealar las variaciones resistivas del subsuelo en cada capa, as como tambin se pudo visualizar los cambios geomtricos de dichas capas, correlacionando esta informacin con alguna anomala presente. La realidad demuestra que realizar los mapas de resistencia transversal unitaria como forma de elaborar la informacin en una sntesis, resulta de gran utilidad como herramienta cualitativa, ya que el contenido salino de las aguas que se alojan en estos sedimentos contrastan de forma tal que es posible delimitar las reas con mejores condiciones para su explotacin. De los resultados obtenidos se observa que ambas tcnicas coinciden en la bsqueda de anomalas geolgicas. Finalmente se determinaron las ventajas e inconvenientes de cada una de las tcnicas.

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ABSTRACT Montero Gonzlez, Germn Jos, GEOMAGNETIC AND GEOELECTRIC CHARACTERIZATION IN THE UNIVERSITY CITY OF THE UNIVERSIDAD DEL ZULIA Trabajo de Grado, Universidad Del Zulia, Postgrado de Ingeniera, Programa de Geofsica. In the geophysical prospecting they can be used different technical such as: gravimetrics, magnetic, electric, seismic, georadar, for the characterization of the subsurface. For the present work the obtained data of a Vertical Electric Sounding carried out in the area was used, and it was compared with a magnetic rising applied in the same place. The geoelectric and geomagnetic study in this area will have as objective to identify, to analyze and compare the results of this characterization. In this study it is indicated the theoretical bases and the used field methodology. With the obtained data the two-dimensional and three-dimensional maps of thickness and isoresistivity were elaborated, with which the resistive variations of the underground could be pointed out in each layer, as well as we could visualize the geometric changes of this layers, correlating this information with some anomaly. It is demostrated that representing maps of transversal unit resistance as a way of elaborating the information into a synthesis is always useful as a qualitative tool because the saline content of the water contained by these sediments contrasts in such a way that is possible delimit areas being able to be exploit. Of the obtained results it is found that both techniques coincide in the search of geologic anomalies. Finally it was determined the advantages and inconveniences of each of the techniques used.

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INDICE GENERAL Veredicto i Agradecimiento ii Resumen iii ndice de Figuras viii ndice de Tablas xi Introduccin 1 CAPITULO 1 EL PROBLEMA 1.1 Planteamiento del Problema. 4 1.2 Formulacin del Problema. 5 1.3 Objetivos de la Investigacin. 6

1.3.1 Objetivo General. 6 1.3.2 Objetivos Especficos. 6

1.4 Justificacin de la Investigacin. 6 1.5 Delimitacin de la Investigacin. 7 CAPITULO 2 MARCO TEORICO 2. 1 Antecedentes de la investigacin. 9 2.2 Informacin geolgica de la zona. 10 2.3 Mtodo geoelctrico 11 2.3.1 Introduccin 11 2.3.2. Resistividad elctrica de suelos 12 2.3.3. Medida de la resistividad elctrica 17 2.3.4 Dispositivos tetraelectrdicos lineales bsicos 19 2.3.4.1 Dispositivo Wenner 19 2.3.4.2 Dispositivo Schlumberger 19 2.3.4.3 Dispositivo Polo-Dipolo 21 2.3.4.4 Dispositivo Doble Dipolo (Axil) 21 2.3.4.5 Dispositivos Wenner y . 22 2.3.5 Efectos laterales en el SEV y ambigedades en su interpretacin 23 2.3.6 Aplicaciones 23 2.3.7 Parmetros y funciones de Dar Zarrouk 24 2.3.7.1 Resistencia transversal unitaria. 24 2.3.7.2 Conductancia longitudinal unitaria. 25 2.3.7.3 Pseudo-anisotropa. 26 2.4 Mtodo geomagntico 29

2.4.1 Introduccin 29 2.4.2 El campo magnetismo de la tierra 30

2.4.3 Modelo de un dipolo magntico 34 2.4.4 Componentes del campo geomagntico 35 2.4.5 Variaciones del campo geomagntico 37 2.4.6 Susceptibilidad magntica 38 2.4.7 Comportamiento de distintos materiales situados en un campo externo 41 2.4.7.1 Imantacin de una sustancia 44 2.4.8 Tipos de magnetometros y magnetometro utilizado 45 2.4.8.1 Medida de la componente vertical. 45

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2.4.8.2 Medida del campo total. 46 2.4.8.3 Instrumento utilizado 46 2.4.8.4 Descripcin del instrumento. 50 2.4.9 Aplicaciones del mtodo magntico. 52 2.4.10 Glosario magntico. 53 CAPITULO 3 METODOLOGIA APLICADA 3.1 Tipo de Investigacin. 57 3.2 Levantamiento geoelctrico. 57 3.2.1 Adquisicin de datos geoelctricos. 57 3.2.2 Procesamiento de datos elctricos. 58 3.2.3 Interpretacin de los datos. 58 3.2.4 Elaboracin de mapas. 58 3.3 Levantamiento magntico. 59 3.3.1 Adquisicin de datos geomagnticos. 59 3.3.2 Procesamiento de datos magnticos. 65 3.3.3 Pasos operativos para realizar la interpretacin. 67 CAPITULO 4 ANLISIS DE LOS RESULTADOS 4.1 Datos y resultados del levantamiento geoelctrico. 72 4.2 Graficas de resistividad. 72 4.2.1Campo Petrleo-Qumica. 72 4.2.2 Campo Humanidades. 75 4.2.3 Campo Veterinaria. 77 4.2.4 Campo Ciencias. 78 4.3 Valores de resistividad. 79 4.4 Valores de espesores. 80 4.5 Interpretacin de los mapas de espesor e isoresistividad por campo. 81 4.5.1 Campo Petrleo-Qumica. 81 4.5.2 Campo Humanidades. 85 4.5.3 Campo Veterinaria. 89 4.5.4 Campo Ciencias. 92 4.6 Datos y resultados del levantamiento magntico. 95 4.7 Resultados de la interpretacin deducida de los grficos. 106 4.8 Valores obtenidos por el mtodo de la semianchura. 112 4.9 Resultado obtenido por el mtodo de las barras. 114 4.10 Comparacin entre el mtodo de la semianchura y el mtodo de las barras. 119 4.11 Anlisis comparativo entre ambos mtodos. 121 4.11.1 Comparacin de los resultados. 121 4.11.2 Ventajas entre ambos mtodos. 121 CONCLUSIONES. 124 RECOMENDACIONES. 125 BIBLIOGRAFIA. 126

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INDICE DE FIGURAS Figuras pag Figura 1. Ciudad Universitaria de la Universidad del Zulia. 7 Figura 2.1. Valores de resistividad de diferentes rocas y minerales. 15 Figura 2.2. Dispositivo tetraelectrdico para la medida de la resistividad del suelo. 18 Figura 2.3. Dispositivo Wenner. 19 Figura 2.4. Dispositivo Schlumberger. 20 Figura 2.5. Dispositivo polo-dipolo. 21 Figura 2.6. Dispositivo polo-dipolo (axil). 22 Figura 2.7. Dispositivos a-Wenner (izquierda) y b-Wenner (derecha). 23 Figura. 2.8 Definicin de los parmetros de Dar Zarrouk. 25 Figura 2.9. Tringulo de Anisotropa. 29 Figura 2.10 Lneas de campo magntico de la Tierra. 31 Figura 2.11 Inclinacin geomagntica en grados. 33 Figura 2.12 Intensidad Total del Campo Magntico Terrestre. 33 Figura 2.14. Dipolo Magntico. 35 Figura 2.15. Componentes del campo geomagntico para un lugar en la superficie. 36 Figura 2.16 Orientacin de los momentos magnticos. 42 Figura 2.17 Triangulo representando la Temperatura de Curie en diferentes materiales. 44 Figura 2.18. Magnetometro GSM 19. 47 Figura 3.1. Mapa digital representando los campos Humanidades y Veterinaria. 59 Figura 3.2. Mapa digital representando los campos Petrleo-Qumica y Ciencias. 60 Figura 3.3 Variacin temporal del Campo Magntico Total en las ciudades de Caracas, Maracaibo Maturn y Ciudad Bolvar. 61 Figura 3.4 Croquis del Campo Petrleo-Qumica. 62 Figura 3.5 Croquis del Campo Humanidades. 63 Figura 3.6 Croquis del Campo Ciencias. 64 Figura 3.7 Croquis del Campo Veterinaria. 64 Figura 3.8 Variacin del campo magntico en funcin del tiempo. 66 Figura 3.9 Grfico tipo Bauer donde se muestra la inclinacin versus la declinacin a travs del tiempo para las ciudades de Caracas, Maracaibo, Maturn y Ciudad Bolvar. 66 Figura 3.10 Curva en forma de campana. 68 Figura 3.11 Mtodo de la Semianchura para el Campo Vertical. 68 Figura 3.12 Mtodo de la Semi-anchura para el Campo Horizontal. 69 Figura 3.13 Determinacin de las barras 69 Figura 3.14 Porcin de la pendiente recta. 70 Figura 4.1 y 4.2 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de las estacas 1 y 2 del campo Petrleo-Qumica. 72 Figura 4.3 y 4.4 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de las estacas 3 y 4 del campo Petrleo-Qumica. 73 Figura 4.5 y 4.6 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de las estacas 5 y 6 del campo Petrleo-Qumica. 73 Figura 4.7 y 4.8 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de las estacas 7 y 8 del campo Petrleo-Qumica. 74

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Figura 4.9 y 4.10 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de las estacas 9 y 10 del campo Petrleo-Qumica. 74 Figura 4.11 y 4.12 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de las estacas 1 y 2 del campo Humanidades. 75 Figura 4.13 y 4.14 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de las estacas 2 y 3 del campo Humanidades. 75 Figura 4.15 y 4.16 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de las estacas 5 y 6 del campo Humanidades. 76 Figura 4.17 y 4.18 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de las estacas 7 y 8 del campo Humanidades. 76 Figura 4.19 y 4.20 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de las estacas 9 y 10 del campo Humanidades. 77 Figura 4.21 y 4.22 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de las estacas 1 y 2 del campo Veterinaria. 77 Figura 4.23 y 4.24 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de la estaca 3 y 4 del campo Veterinaria. 78 Figura 4.25 y 4.26 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de las estacas 1 y 2 del campo Ciencias. 78 Figura 4.27 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de la estaca 3 del campo Ciencias. 79 Figura 4.28. Mapas de Isoespesor de las capas 1, 2, 3, y 4 de superior a inferior respectivamente. Campo Petrleo-Qumica. 83 Figura 4.29. Mapas de Isoresistividades de las capas 1, 2, 3, 4 y 5, de superior a inferior respectivamente. Campo Petrleo-Qumica. 84 Figura 4.30. Mapas de Isoespesor de las capas 1, 2, 3, y 4 de superior a inferior respectivamente. Campo Humanidades. 86 Figura 4.31. Mapas de Isoresistividades de las capas 1, 2, 3, 4 y 5, de superior a inferior respectivamente. Campo Humanidades. 87 Figura 4.32. Mapas de Resistencia transversal de las capas suprayacentes. Campo Humanidades. 88 Figura 4.33. Mapas de Resistencia transversal de las capas del acufero. Campo Humanidades. 88 Figura 4.34. Mapas de Isoespesor de las capas 1, 2, 3, y 4 de superior a inferior respectivamente. Campo Veterinaria. 90 Figura 4.35. Mapas de Isoresistividades de las capas 1, 2, 3, 4 y 5, de superior a inferior respectivamente. Campo Veterinaria. 91 Figura 4.36. Mapas de Isoespesor de las capas 1, 2, 3, y 4 de superior a inferior respectivamente. Campo Ciencias. 93 Figura 4.37. Mapas de Isoresistividades de las capas 1, 2, 3, 4 y 5, de superior a inferior respectivamente. Campo Ciencias. 94 Figura 4.38 Mapa de anomala magntica Petrleo-Qumica. Perfil AA* 97 Figura 4.39 Mapa de anomala magntica Petrleo-Qumica. Perfiles 1, 2, 3, 4 y 5 en las direcciones Norte Sur y Este-Oeste. 97 Figura 4.40 Mapa Tridimensional de anomala magntica Petrleo-Qumica. 98 Figura 4.41 Mapa de anomala magntica Petrleo-Qumica. Campo Vertical y Horizontal. 99 Figura 4.42 Mapa bidimensional de Campo total de Humanidades. 100

ix

Figura 4.43 Mapa tridimensional de Campo total de Humanidades. 100 Figura 4.44 Mapa de anomala magntica Humanidades. Campo Vertical y Horizontal. 101 Figura 4.45 Mapa bidimensional de Campo total de Ciencias. 102 Figura 4.46 Mapa tridimensional de Campo total de Ciencias. 102 Figura 4.47 Mapa de anomala magntica Ciencias. Campo Vertical y Horizontal. 103 Figura 4.48 Mapa bidimensional y tridimensional de anomala magntica Campo Veterinaria. 104 Figura 4.49 Mapa bidimensional y tridimensional de anomala magntica Veterinaria. Campo Vertical y Horizontal. 105 Figura 4.50 Grfica representando la curva de campo magntico versus distancia (Anomala NE-SE), del Campo Petrleo-Qumica. 107 Figura 4.51 Grfica representando la curva de campo magntico versus distancia (Perfil 1 N-S y E-O), del Campo Petrleo-Qumica. 108 Figura 4.52 Grfica representando la curva de campo magntico versus distancia (Perfil 2 N-S y E-O), del Campo Petrleo-Qumica. 108 Figura 4.53 Grfica representando la curva de campo magntico versus distancia (Perfil 3 N-S y E-O), del Campo Petrleo-Qumica. 108 Figura 4.54 Grfica representando la curva de campo magntico versus distancia (Perfil 4 N-S y E-O), del Campo Petrleo-Qumica. 109 Figura 4.55 Grfica representando la curva de campo magntico versus distancia (Perfil 5 N-S y E-O), del Campo Petrleo-Qumica. 109 Figura 4.56 Grfica representando la curva de campo magntico horizontal versus distancia (Perfil AA*), del Campo Petrleo-Qumica. 110 Figura 4.57 Curva de la anomala Este-Oeste de Humanidades. 111 Figura 4.58 Curva de la anomala NO-SE de Humanidades (falla). 111 Figura 4.59 Grfica representando la curva de campo magntico horizontal versus distancia. Campo Humanidades. 112 Figura 4.60. Determinacin de las barras. Perfil AA* para el campo total. 115 Figura 4.61 Determinacin de las barras. Perfil de la anomala 1 direccin N-S. 116 Figura 4.62 Determinacin de las barras. Perfil de la anomala 2 direccin N-S y E-O. 116 Figura 4.63 Determinacin de las barras. Perfil de la anomala 3 direccin N-S y E-O. 117 Figura 4.64. Determinacin de las barras. Perfil de la anomala 4 direccin N-S. 117 Figura 4.65 Determinacin de las barras. Perfil de la anomala 5 direccin N-S y E-O. 118 Figura 4.66 Representacin del perfil Este- Oeste Campo Humanidades. 119

x

xi

INDICE DE TABLAS TABLAS pag Tabla 2.1 Las resistividades de algunas rocas comnes, minerales y qumicos. 15 Tabla 2.2 Variacin del Campo Geomagntico. 37 Tabla 2.3 Valores de la susceptibilidad magntica k para algunos minerales y rocas de DOBRIN. 39 Tabla 2.4. Susceptibilidades magnticas de varios tipos de rocas. 40 Tabla 2.5 Tipos de Magnetometros. 48 Tabla 4.1 Datos de Resistividad. Campo Petrleo-Qumica. 79 Tabla 4.2 Datos de Resistividad. Campo Humanidades. 79 Tabla 4.3 Datos de Resistividad. Campo Veterinaria. 80 Tabla 4.4 Datos de Resistividad. Campo Ciencias. 80 Tabla 4.5 Datos de espesor. Campo Petrleo-Qumica. 80 Tabla 4.6 Datos de espesor. Campo Humanidades. 80 Tabla 4.7 Datos de espesor. Campo Veterinaria. 81 Tabla 4.8 Datos de espesor. Campo Ciencias. 81 Tabla 4.9 Datos Petrleo Qumica. 95 Tabla 4.10 Datos Humanidades. 96 Tabla 4.11 Datos Ciencias. 96 Tabla 4.12 Datos Veterinaria. 96 Tabla 4.13 Resultados del perfil A A* Direccin Noreste Suroeste. 112 Tabla 4.14 Resultados del perfil de las anomalas 1, 2, 3, 4 y 5 en la direccin Norte-Sur. 113 Tabla 4.15 Resultados del perfil de las anomalas 1, 2, 3, 4 y 5 en la direccin Este- Oeste. 113 Tabla 4.16 Perfiles de la anomala presentada en el campo horizontal. 113 Tabla 4.17 Perfil de campo magntico vertical en la direccin Este- Oeste. Anomalas 1 y 2. 114 Tabla 4.18 Representacin de los valores obtenidos del mtodo de las barras. 115 Tabla 4.19 Representacin de los valores obtenidos del mtodo de las barras. A1 N-S. 116 Tabla 4.20 Representacin de los valores obtenidos del mtodo de las barras. A2 N-S 116 Tabla 4.21 Representacin de los valores obtenidos del mtodo de las barras. A2 E-O. 117 Tabla 4.22 Representacin de los valores obtenidos del mtodo de las barras. A3 N-S. 117 Tabla 4.23 Representacin de los valores obtenidos del mtodo de las barras. A3 E-O. 118 Tabla 4.25 Representacin de los valores obtenidos del mtodo de las barras. A5 N-S. 118 Tabla 4.26 Representacin de los valores obtenidos del mtodo de las barras. A5 E-O 118 Tabla 4.27 Representacin de los valores obtenidos del mtodo de las barras. Perfil Este- Oeste campo humanidades. 119

INTRODUCCIN

Este estudio tiene la finalidad de mostrar los mtodos geoelctricos y geomagnticos

que se utilizan para obtener informacin geolgica y donde se usan para definir con notable

precisin la geometra del subsuelo, estableciendo lmites o alternativas para poder

correlacionar y obtener informacin de las propiedades de las rocas. De esta forma se

efectuar un anlisis comparativo entre ambas tcnicas donde se tome en cuenta: el tiempo

de ejecucin, la operatividad y los resultados generados por cada una de ellas.

Se realizan prospecciones geoelctricas y geomagnticas de soporte a la Ingeniera

Civil, tales como el estudio de las condiciones de cimentacin de presas o edificios, de los

materiales a extraer para la construccin de una nueva carretera, entre otros. Existen

tambin otras aplicaciones, como la orientacin de excavaciones arqueolgicas o la

localizacin de galeras subterrneas.

Generalmente, la localizacin de un yacimiento basado exclusivamente en medidas

realizadas desde la superficie sin el soporte o utilizacin de los mtodos geoelctricos y

geomagnticos pueden abrir las puertas a restricciones de alto coste y riesgo.

Bajo estas perspectivas, la presente investigacin se orientar a evaluar cada uno de

los mtodos geofsicos expuestos previamente, que a futuro mejore a las tcnicas

tradicionales usadas en este mbito.

Es as como la investigacin est estructurada de la siguiente manera: en el primer

capitulo se da a conocer la ubicacin de problema, luego como segundo captulo, se

presenta la parte terica de los mtodos geofsico elctrico y magntico, seguidamente, el

tercer capitulo, muestra la metodologa aplicada en esta investigacin y en el cuarto

capitulo se presentarn los resultados arrojados de la aplicacin de estas tcnicas y luego se

analizarn e interpretaran los datos, mostrando el resultado de un estudio comparativo

entre ambos mtodos, tomando como referencia las distintas curvas y mapas de campo

obtenidas y su interrelacin con el contexto geolgico.

1

2

Finalmente, se expondrn las conclusiones y recomendaciones basadas en los

resultados obtenidos de este estudio.

EL PROBLEMA

4

CAPITULO 1.

EL PROBLEMA.

1.1 PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA.

El mtodo geoelctrico comenz a emplearse entre los aos 1910 y 1920 con la

modalidad de cuatro electrodos donde la fuente artificial de energa ha sido la electricidad,

permitiendo la obtencin de la resistividad de los materiales al paso de la corriente y donde

ha sido usado para caracterizar y distinguir el subsuelo [Orellana,1982]. Dentro de este

mtodo, los perfiles elctricos (profundidad constante) y los sondeos elctricos verticales

(investigacin de la profundidad bajo un mismo punto) han sido clasificados como los ms

habituales [Jose de San Jose, 2000], donde se aprovechan los datos obtenidos del sondeo

elctrico vertical, para mejorar y crear mapas de fcil interpretacin para el geofsico.

Por otra parte, el mtodo magntico es una de las ms antiguas tcnicas geofsicas,

donde el instrumento aplicado a las prospecciones geofsicas es el magnetmetro, en el cual

se determinan los cambios de susceptibilidad magntica de los materiales, aplicables en la

bsqueda de petrleo, las exploraciones mineras y de artefactos arqueolgicos.

Por ejemplo, en la exploracin petrolfera, el mtodo magntico ofrece informaciones

acerca de la profundidad de las rocas pertenecientes al basamento. A partir de estos

procedimientos se puede localizar y definir la extensin de las cuencas sedimentarias

ubicadas encima del basamento, que posiblemente contienen reservas de petrleo

[www.geocities.com].

Por otro lado, en las exploraciones mineras se aplica el mtodo magntico en la

bsqueda directa de minerales magnticos y no magnticos, que ejercen un efecto

mensurable en la superficie terrestre. As mismo, se puede emplear en la bsqueda de agua

subterrnea. [www.plata.uda.cl].

El rea de la Ciudad Universitaria de Maracaibo perteneciente a la Universidad del

Zulia (LUZ) se conoce como una zona donde el aprovechamiento del agua subterrnea no

ha tenido planificacin para su desarrollo, a pesar de los estudios exitosos que se han

llevado a cabo [Vivas, 1999]. Por lo tanto, definir con mayor detalle el desarrollo horizontal

EL PROBLEMA

5

y vertical de los acuferos presentes en el subsuelo de esta rea, propone una

problemtica importante para resolver en el futuro la ubicacin de nuevos pozos de

explotacin.

La utilizacin de grficos de resistividades en estudios geoelctricos realizados en

cualquier zona, habitualmente no son suficientes y adems requieren contar con la

experiencia y antecedentes locales para no caer en interpretaciones errneas. Es as como

actualmente, en la ciudad universitaria de Maracaibo, no ha sido aplicado y estudiado el

mtodo magntico por investigadores geofsicos y en cuanto al mtodo elctrico se hizo un

estudio previo en el ao 1999 por investigadores universitarios de la Universidad del Zulia

donde se pudo observar que no se contemplaron un conjunto de propiedades elctricas.

Bajo estas perspectivas, el trabajo est dirigido en presentar nuevas propiedades

elctricas que no han sido calculadas anteriormente tales como el valor de la resistencia

transversal, lo cual aportar visualizacin de los cambios de resistividad en diferentes

direcciones sobre el rea del acufero. En el mismo sentido, este trabajo, permitir el diseo

de mapas tridimensionales de espesores y de isoresistividad de la zona en estudio. As

mismo, con el mtodo magntico se espera encontrar variaciones del campo magntico

terrestre en forma de anomalas, la cual podran estar asociadas a espesores que contengan

minerales magnticos o estn relacionados con el manto acufero de la zona. Finalmente

realizar una correlacin entre ambas tcnicas permitir decidir cual es la ms ventajosa y

efectiva al momento de efectuar una exploracin geofsica.

1.2 FORMULACIN DEL PROBLEMA.

De acuerdo a lo antes planteado la presente investigacin se orienta a la aplicacin de

los mtodos magnticos y elctricos el cual permitir realizar una caracterizacin

geomagntica y geoelctrica del rea correspondiente a la zona Ciencias, Petrleo

Qumica, Humanidades y Veterinaria de la ciudad universitaria de LUZ, y determinar

correlaciones entre las propiedades geomagnticas y geoelctricas.

Para cumplir con dicho propsito se hace necesario responder las siguientes

interrogantes:

EL PROBLEMA

6

Cules son las propiedades geoelctricas y geomagnticas en la zona objeto de

estudio?

Cmo correlacionar entre las propiedades geoelctricas y geomagnticas?

1.3 OBJETIVOS DE LA INVESTIGACIN.

1.3.1 OBJETIVO GENERAL

Caracterizar las propiedades geomagnticas y geoelctricas en la ciudad

universitaria de LUZ.

1.3.2 OBJETIVOS ESPECIFICOS

1. Identificar las propiedades geoelctricas y geomagnticas en la zona objeto de

estudio

2. Analizar las caractersticas geoelctricas y geomagnticas en la zona

3. Determinar la correlacin entre las propiedades geoelctricas y geomagnticas.

1.4 JUSTIFICACIN DE LA INVESTIGACIN. Este estudio permite implementar y desarrollar mtodos y tcnicas para definir los

parmetros elctricos y magnticos de la zona de estudio.

A travs de este estudio se pueden comparar las tcnicas de prospeccin elctrica y

magntica para realizar un mejor anlisis del subsuelo. La realidad demuestra que

confeccionar los resultados, realizando una nueva interpretacin con un software de fcil

acceso al usuario como por ejemplo los que estn disponibles en internet, darn un mejor

resultado a este estudio. Por otro lado la construccin de mapas bidimensionales y

tridimensionales de la zona, con el uso de datos geoelctricos, proporcionarn una mejor

visualizacin de la geometra del subsuelo estudiado.

Adicionalmente se implementara un estudio geomagntico en el zona utilizando el

magnetmetro modelo GSM-19, lo que dar a la investigacin una idea innovadora en esta

materia.

Adems, este trabajo permitir comparar, validar y confrontar las distintas tcnicas de

prospeccin geofsica aplicadas a la zona de estudio.

Finalmente, la investigacin es innovadora en la temtica magntica, existiendo poco

material bibliogrfico en cuanto a esta tcnica, tambin existe escasez de expertos en el

EL PROBLEMA

7

rea, de esta manera presentar un conjunto de procedimientos concretos para la

recoleccin y anlisis de informacin, que podr servir de fuente de consulta terica y

metodolgica para prximos investigadores del rea.

1.5. DELIMITACIN DE LA INVESTIGACIN

Esta investigacin se realizar en la Ciudad Universitaria de la Universidad del

Zulia

En la figura 1 se presenta el mapa digital de la ubicacin del rea de estudio.

El periodo previsto para la elaboracin de esta investigacin se proyecta desde

Febrero hasta Septiembre de 2003.

Figura 1. Ciudad Universitaria de la Universidad del Zulia.

MARCO TEORICO

CAPITULO 2

MARCO TEORICO

2. 1. ANTECEDENTES DE LA INVESTIGACIN.

En un estudio realizado en el ao 1999 denominado Estudios Geoelctricos para la

Determinacin de Acuferos en la Zona Universitaria utilizando el Mtodo del Sondeo

Elctrico Vertical (SEV). [Vivas, 1999], por estudiantes de la Universidad del Zulia de la

Facultad de Ingeniera del Departamento de Geofsica, encontraron un acufero en el

mallado de Humanidades a una profundidad de 70m y con un caudal de 6 lt/seg.

Tambin se realiz un estudio aplicando la tcnica del Sondeo Elctrico Vertical en

los caserios de Puertecito y Botoncillo del Municipio Pez, Estado Zulia, realizada por

Liseth Vivas en el (2001) y se determino la presencia de un manto acufero en el rea de

estudio [Vivas, 2001].

En octubre del ao 2002 se realiz un estudio comparativo de los mtodos

geofsicos de prospeccin elctrica y prospeccin magntica para la localizacin de muros

de piedra en un yacimiento arqueolgico, realizado por Jos Juan de San Jos Blasco en la

Universidad de Extremadura [Jos de San Jos, 2002].

Se tiene como referencia un estudio hecho por el Instituto Nacional del Agua y del

Ambiente de Argentina, denominado La Utilizacin de Grficos para expresar las

caractersticas Geoelctricas de las Formaciones (del subsuelo de la provincia de Santa Fe)

como base para los Estudios Hidrogeologicos (1999) [www.unesco.org.uy].

9

MARCO TEORICO

2.2 INFORMACION GEOLOGICA DE LA ZONA

La informacin correspondiente a la geologa local se encontr publicada en la

pgina web de PDVSA que a continuacin se darn unos puntos importantes referentes a la

Formacin El Milagro [www.pdvsa.com]:

Consideraciones histricas: Liddle (1928), describi esta unidad con el nombre de

Capas de El Milagro, posteriormente elevadas a rango formacional por Hedberg y

Sass (1937). La formacin Maracaibo (tambin: capas, grupo) de Garner (1926) y

autores posteriores, es sinnimo en desuso de la Formacin El Milagro, como

tambin el Conglomerado de Santa Brbara (Tash, 1937). La versin errnea

Milagro fue publicada por Kehrer (1956, cuadro). Finalmente Graf (1969) efectu

un estudio mas detallado de la Formacin.

Localidad tipo: La localidad tipo de la formacin est en el barrio El Milagro de la

ciudad de Maracaibo, estado Zulia y en los acantilados occidentales de la avenida de

su nombre, a lo largo de las costas del lago.

Descripcin litolgica: Sobre el Arco de Maracaibo, la formacin consiste de

arenas friables, finas a gruesas, muy micceas, de color crema a pardo-rojizo, limos

micceos de color gris claro, interestratificados con arcillas arenosas, rojas y pardo-

amarrillentas y lentes laterticos bien cementados. Hay dos capas de arcillas

arenosas y limosas, con abundantes fragmentos y troncos de madera silicificada.

Estas capas cubren horizontes caracterizados por abundantes ndulos de hierro y

formacin latertica, que fueron interpretados como paleosuelos, segn Graf (1969).

El paleosuelo superior separa la gruesa unidad inferior de la seccin arenosa,

caracterstica de la Formacin El Milagro. El paleosuelo inferior est desarrollado

sobre el centro del arco, y separa la formacin El Milagro de una unidad verdosa,

posiblemente equivalente a la formacin Onia (Graf, 1969).

Espesor: La Formacin El Milagro, varia en espesor de 0 a 33 m en el centro del

Arco de Maracaibo, y aumenta rpidamente hacia el sur, alcanzando unos 150 m en

el pozo Regional-1, a unos 10 Km al suroeste de Maracaibo. En el subsuelo se

desconoce su espesor.

10

MARCO TEORICO

Extensin geogrfica: La Formacin El Milagro cubre el Arco de Maracaibo y se

extiende hasta la parte noreste del lago de Maracaibo. Se observa tambin en el

subsuelo del lago, y en el distrito Bolvar del estado Zulia.

Contactos: En la provincia del Arco de Maracaibo, la Formacin El Milagro cubre

estratos terciarios con discordancia angular, y est cubierta por sedimentos

cuaternarios ms jvenes en forma discordante, tambin Graf (1969), postula una

gradacin lateral y descendiente de esta formacin a la Formacin Onia.

Fsiles: No se menciona la presencia de fsiles en la formacin, excepto

fragmentos de madera silicificada, abundante en la base que incluye troncos enteros

de rboles.

Edad: Su posicin estratificada y el grado de litificacin, sugiere una edad

Pleistoceno para estos sedimentos, con posible extensin al Plioceno.

Correlacin: La formacin se correlaciona en su parte superior con la Formacin

Zazarida en falcn y con las formaciones Necesidad y Carvajal en la cuenca de

Maracaibo.

Paleoambiente: Segn Sutton (1946), estos sedimentos son de aguas dulces y

llanas, depositados a una distancia considerable del rea fuente. Kerez y San Juan

(1964) consideran que el ambiente de sedimentacin de la Formacin El Milagro es

fluvio-deltico y lacustino marginal. Segn Graf (1969), los sedimentos de la

formacin son de carcter fluvial y paludal, que se depositaron sobre un amplio

plano costanero y de poco relieve, y estuvieron expuestos a la meteorizacin y

anegamiento por lo menos tres veces durante el Cuaternario. Estas condiciones

facilitaron la accin elica y algunas capas de la formacin, puede representar dunas

(Gonzlez de Juana, et al., 1980).

2.3 METODO GEOELCTRICO

2.3.1 INTRODUCCION

Dentro de los principales mtodos geofsicos de prospeccin, para el estudio de la

parte superior de la corteza terrestre, se destacan los mtodos geoelctricos, los cuales se

fundamentan en los campos elctricos y electromagnticos. Su finalidad es detectar y

localizar cuerpos y estructuras geolgicas basndose en su contraste resistivo. El mtodo

11

MARCO TEORICO

consiste en la inyeccin de corriente continua o de baja frecuencia en el terreno mediante

un par de electrodos y la determinacin, mediante otro par de electrodos, utilizado para la

diferencia de potencial. La magnitud de esta medida depende, entre otras variables, de la

distribucin de resistividades de las estructuras del subsuelo, de las distancias entre los

electrodos y de la corriente inyectada.

Las propiedades elctricas, conjuntamente con los parmetros geomtricos de los

materiales geolgicos del medio, como el espesor, profundidad, direccin, etc., determinan

una seccin geoelctrica, que caracteriza la geologa de una determinada rea. Las

superficies de separacin de una seccin geoelctrica no siempre coinciden con los lmites

geolgicos determinados por los caracteres litolgicos, genticos y geolgicos en general.

Un paquete geolgicamente homogneo, puede presentar una subdivisin de varias

capas geoelctricas diferentes, o puede ocurrir una situacin inversa, o sea, un paquete de

varias formaciones geolgicas vienen a corresponder apenas a una capa geoelctrica.

2.3.2. RESISTIVIDAD ELCTRICA DE SUELOS

La resistividad elctrica de un material describe la dificultad que encuentra la

corriente a su paso por l. De igual manera se puede definir la conductividad como la

facilidad que encuentra la corriente elctrica al atravesar el material. La resistencia elctrica

que presenta un conductor homogneo viene determinada por la resistividad del material

que lo constituye y la geometra del conductor [Serway, 2002]. Para un conductor rectilneo

y homogneo de seccin s y longitud l la resistencia elctrica es

lRs

(2.1)

A partir de esta ecuacin podemos despejar la resistividad

.R sl

(2.2)

La unidad de resistividad en el Sistema Internacional es el ohm por metro (m). La

conductividad se define como el inverso de la resistividad

12

MARCO TEORICO

1/ (2.3)

La unidad de la conductividad en el Sistema Internacional es el siemens (S). La resistividad

es una de las magnitudes fsicas con mayor amplitud de variacin para diversos materiales.

Adems, su valor depende de diversos factores como la temperatura, humedad o presin.

Estrictamente hablando todos los cuerpos son elctricamente conductores dado que

permiten, en mayor o menor medida, el paso de portadores de cargas elctricas. Estos

portadores pueden ser electrones o iones, hecho que permite distinguir entre dos tipos de

conductividad: electrnica e inica. Los cuerpos con conductividad electrnica se clasifican

en metales y semiconductores. Los cuerpos con conductividad inica se conocen como

electrolitos si no presentan forma gaseosa.

El mecanismo de la conductividad de los metales puede imaginarse como debido a que los

electrones de valencia de sus tomos pueden moverse libremente entre la red cristalina que

stos forman, sin vinculacin a ninguno determinado. La facilidad de movimiento de los

electrones y su gran nmero redundan en una conductividad muy elevada. Su resistencia

aumenta con la temperatura y con el contenido de impurezas. La resistividad de los metales

a temperatura normal vara entre 10-8 y 10-7 m. Son pocos y muy escasos los

componentes de la corteza terrestre que posean conductividad metlica. Entre ellos se

cuentan los metales nativos (oro, plata, cobre, estao) y quiz algn mineral poco

abundante como la ullmanita (NiSbS).

Los minerales semiconductores son muchos y de gran importancia prctica. Su resistividad

depende de su contenido en impurezas, a veces en grado extremo. Adems su

conductividad aumenta con la temperatura. Por ello, no cabe esperar que la resistividad de

una especie mineralgica determinada pueda representarse por un dato nico, sino que

puede variar dentro de lmites amplios. En general los teluros y los arseniuros son

conductores muy buenos. Los sulfuros suelen entrar tambin entre los conductores buenos,

con excepciones como la blenda y el cinabrio. Los xidos, y los compuestos de antimonio

suelen ser malos conductores, con la excepcin de la magnetita. Ahora bien, estos

minerales no suelen aparecer en la naturaleza de forma individual, sino en asociaciones, y

junto con una ganga frecuentemente aislante (cuarzo, calcita, etc.), por lo que la resistividad

13

MARCO TEORICO

conjunta del filn puede variar mucho de unos casos a otros. En los cuerpos dielctricos o

aisladores, los electrones estn fuertemente ligados. Esto puede deberse a que existan

enlaces covalentes o inicos. En este ltimo caso la red cristalina forma un electrlito

slido. La mayora de los minerales pertenecen a este grupo. A temperaturas normales las

resistividades son muy altas, generalmente superiores a 107 .m. Los minerales dielctricos

son el azufre, la blenda, la calcita, el cinabrio, el cuarzo, las micas y el petrleo entre otros.

Entre estos minerales, adems, figuran los ms importantes constituyentes de las rocas, las

cuales se comportaran como aisladoras si no fuera por la presencia de electrolitos.

El agua pura es muy poco conductora a causa de su muy reducida disociacin. La

resistividad del agua destilada es de unos 105 m por lo que puede considerarse como

aislante. Las aguas que se encuentran en la naturaleza presentan, sin embargo,

conductividad apreciable, pues siempre tienen disuelta alguna sal, generalmente NaCl. As

las aguas de lagos y arroyos de alta montaa varan entre 103 m y 3103 m, las aguas

subterrneas tienen resistividades de 1 a 20 m, y las aguas marinas tienen una resistividad

de unos 0,2 m. Si la resistividad de las rocas dependiese nicamente de los minerales

constituyentes, habran de considerarse como aislantes en la inmensa mayora de los casos,

puesto que el cuarzo, los silicatos, la calcita, las sales, etc., lo son prcticamente. Slo en el

caso de que la roca contuviese minerales semiconductores en cantidad apreciable, podra

considerarse como conductora, es decir, slo lo seran las menas metlicas.

Afortunadamente, todas las rocas tienen poros en proporcin mayor o menor, los cuales

suelen estar ocupados total o parcialmente por electrolitos, de lo que resulta que, en

conjunto, las rocas se comportan como conductores inicos, de resistividad muy variable

segn los casos. La resistividad de las rocas puede variar en margen amplsimo en funcin

del contenido en agua, de la salinidad de sta y del modo de distribucin de los poros. La

Figura 2.1 presenta un grfico de los mrgenes de variacin ms comunes en algunas rocas

y minerales. La fisuracin, impregnacin en agua salada, etc., pueden extender estos

lmites. En la tabla 2.1 se presenta los mismos valores acompaados de la conductividad.

14

MARCO TEORICO

Figura 2.1. Valores de resistividad de diferentes rocas y minerales (Orellana, 1982)

15

MARCO TEORICO

Tabla 2.1 Las resistividades de algunas rocas comnes, minerales y qumicos.

MATERIAL RESISTIVIDAD (.m) CONDUCTIVIDAD(Siemens/m) Rocas Igneas y Metamorficas Granito 5x103 106 10-6 - 2x10-4 Basalto 103 106 10-6 10-3 Pizarra 6x102 - 4x107 2,5x10-8 - 1.7x10-3 Mrmol 102 2,5x108 4x10-9 - 10-2 Cuarcita 102 - 2x108 5x10-9 - 10-2 Rocas sedimentarias Arenisca 8 - 4x103 2,5x10-4 0,125 Esquisto 20 - 2x103 5x10-4 - 0.05 Caliza 50 - 4x102 2,5x10-3 0,02 Suelos y Aguas Arcilla 1 100 0.01 - 1 Aluvin 10 800 1,25 x10-3 - 0.1 Agua subterrnea (fresca) 10 100 0,01 0,1 Agua de mar 0.2 5 Qumicos Hierro 9,074x10-8 1,102x107 cloruro de potasio 0.01 M 0,708 1,413 el cloruro De sodio 0.01 M 0,843 1,185 cido actico 0.01 M 6,13 0,163 Xyleno 6,998x1016 1,429x10-17

La resistividad de las rocas tambin depende de la temperatura a la que se encuentre

ya que la temperatura influye notablemente en la resistividad de los fluidos que hay en los

poros. En concreto, un descenso de la temperatura provoca un aumento de la resistividad y

en el punto de congelacin el agua pasa a ser un dielctrico mal conductor. Por ltimo, cabe

mencionar que la resistividad de algunos minerales, y como consecuencia de las rocas que

estos forman, vara segn la direccin de medida que se toma, es decir, que presentan

anisotropa. La formacin de estratos puede producir anisotropa. Tal es el caso de las rocas

sedimentarias. En general este efecto ser dbil dada la aleatoriedad de las orientaciones de

los minerales en la roca.

El suelo es una mezcla de rocas, gases, agua y otros materiales orgnicos e inorgnicos.

Esta mezcla hace que la resistividad del suelo aparte de depender de su composicin

intrnseca, dependa de otros factores externos como la temperatura, la humedad, presin,

16

MARCO TEORICO

etc. que pueden provocar que un mismo suelo presente resistividades diferentes con el

tiempo. De entre todos los factores, la humedad es el ms importante; adems, es el que se

puede alterar ms fcilmente mediante la lluvia o el riego del suelo. Diferentes grados de

humedad para un mismo terreno daran lugar a resistividades diferentes que podran

llevarnos a interpretaciones errneas de los materiales constituyentes del suelo. Una

limitacin del mtodo resistivo es su alta sensibilidad a pequeas variaciones de la

conductividad cerca de la superficie, debido por ejemplo al contenido de humedad.

Hablando en trminos electrnicos, el nivel de ruido es alto. Una topografa accidentada

puede tener un efecto similar, ya que el flujo de corriente se concentra en los valles y se

dispersa en las colinas.

El objetivo de este trabajo no es, sin embargo, dar una interpretacin de los

materiales constituyentes a partir de las resistividades aparentes medidas, sino obtener

imgenes tridimensionales de la distribucin de la resistividad elctrica del subsuelo con

sus respectivos espesores.

2.3.3. MEDIDA DE LA RESISTIVIDAD ELCTRICA

La Figura 2.2 muestra el principio de medida de la resistividad del suelo: se inyecta

una corriente I entre el par de electrodos AB y se mide la tensin V entre el par de

electrodos MN. Si el medio es homogneo de resistividad , la diferencia de tensin es

(Orellana, 1982):

1 1 1 1 12

VAM AN BM BN

(2.4)

donde AM, AN, BM, BN son las distancias entre electrodos. La resistividad viene dada por

la expresin:

VgI

(2.5)

donde:

17

MARCO TEORICO

11 1 1 12g

AM AN BM BN

(2.6)

es un factor geomtrico que depende exclusivamente de la disposicin de los electrodos. De

hecho, (2.5) es equivalente a (2.2) pero con un factor geomtrico diferente

AV +

-

r P

Figura 2.2. Dispositivo tetraelectrdico para la medida de la resistividad del suelo. [Braga,

AC]

Dos dispositivos tetraelectrdicos lineales (los cuatro electrodos estn en lnea) en los que

intercambiamos los electrodos de inyeccin y deteccin presentan unos coeficientes de

dispositivo

1

11 1 1 12g

AM AN BM BN

(2.7)

1

21 1 1 12g

MA MB NA NB

(2.8)

Dado que las distancias cumplen AM=MA, AN=NA, etc., se obtiene que g1 = g2. Luego si

el medio es homogneo, para una misma corriente de inyeccin las diferencias de potencial

ledas V1 y V2 sern iguales. Por tanto la resistividad medida ser independiente de la

posicin de los electrodos de inyeccin y deteccin cuando estos se intercambian. Esta

18

MARCO TEORICO

propiedad se conoce con el nombre de principio de reciprocidad, que se cumple tambin

para medios heterogneos (Orellana, 1982). No obstante, en la prctica no es conveniente

colocar los electrodos M y N tan separados como suelen estar los A y B, pues al ser grande

la distancia entre los primeros.

2.3.4 DISPOSITIVOS TETRAELECTRDICOS LINEALES BSICOS

En cualquier dispositivo electrdico, si conocemos el factor geomtrico g, la corriente

elctrica I inyectada por los electrodos A y B, y la diferencia de potencial entre los

electrodos M y N, podemos calcular la resistividad aparente mediante (2.5). Los

dispositivos tetraelectrdicos lineales ms utilizados son los siguientes:

2.3.4.1 DISPOSITIVO WENNER.

Los electrodos se disponen equidistantes sobre una lnea en el orden AMNB (Figura 2.3)

Figura 2.3. Dispositivo Wenner [Braga, AC]

El factor geomtrico del dispositivo se deduce de (2.6),

2g a (2.9)

2.3.4.2 DISPOSITIVO SCHLUMBERGER

Se trata de una composicin simtrica de los electrodos AMNB dispuestos en lnea, donde

la distancia de los electrodos detectores MN es mucho menor que la de los inyectores AB

(Figura 2.4).

En la prctica, AB > 5MN.

19

MARCO TEORICO

bb

Figura 2.4. Dispositivo Schlumberger [Braga, AC]

El coeficiente del dispositivo en este caso es

(b b aga

) (2.10)

Si definimos L = b + a/2, el factor geomtrico se puede expresar como

2

4L aga

(2.11)

Si la distancia a que separa los electrodos M y N tiende a cero el factor geomtrico queda

2Lg

a (2.12)

lo cual tiende a infinito. Sin embargo la resistividad aparente es finita ya que V en (2.5)

decrece al mismo tiempo que a. Tendremos, pues,

2 2

0 0lim lim

a a

L V L V Laa I I a I

2

E (2.13)

donde E es el campo elctrico. La idea del dispositivo Schlumberger consiste, pues, en

utilizar una distancia MN = a muy corta, de tal modo que pueda tomarse como vlida la

ecuacin anterior. Los desarrollos tericos se establecen suponiendo que lo que medimos

realmente es el campo E, el cual en la prctica se toma igual a V/a. Trabajar con el campo

elctrico, comporta ventajas tericas a la hora de trabajar con expresiones analticas. Lo

inconveniente es que la tensin diferencial medida disminuye linealmente con la separacin

a y es inversamente proporcional al cuadrado de la distancia L. Adems, la precisin de las

20

MARCO TEORICO

mediciones geoelctricas de campo est muy limitada por heterogeneidades irrelevantes del

terreno (ruido geolgico).

En ciertos casos, el electrodo B se lleva a gran distancia de los dems de modo que no

influya sobre el valor de V observado. Se tiene entonces el dispositivo denominado

Schlumberger asimtrico, o semi-Schlumberger.

2.3.4.3 DISPOSITIVO POLO-DIPOLO

En este dispositivo el electrodo B se lleva a una gran distancia (tericamente en el infinito)

de los otros tres (Figura 2.5)

Figura 2.5. Dispositivo polo-dipolo. [Gasulla M,1999]

El factor geomtrico del dispositivo en este caso es

(2 b b aga

) (2.14)

Cuando a

MARCO TEORICO

diversas variantes (Orellana, 1982), pero en este trabajo solo se utilizar la que se ha

descrito.

Figura 2.6. Dispositivo polo-dipolo [Gasulla M,1999]

El factor geomtrico del dispositivo es en este caso

( 1)( 2)g n n n a (2.16)

Este dispositivo se implementa normalmente con n >> 1 (entonces AB y MN se comportan

como un dipolo de corriente y de tensin respectivamente), aunque muchos autores utilizan

este dispositivo incluso con n = 1. El factor geomtrico cuando n >> 1 se puede expresar

como

(2.17) 3g n a

El inconveniente es que el campo dipolar decrece con el cubo de la distancia entre los

dipolos de corriente y tensin, por lo que necesita detectores ms sensibles que los otros

dispositivos.

2.3.4.5 DISPOSITIVOS WENNER Y .

La Figura 2.7 muestra la disposicin de electrodos en los dispositivos Wenner a y b,

donde m es un nmero real positivo (Roy, 1972). Un caso particular del dispositivo a-

Wenner son los dispositivos Wenner (m = 1) y Schlumberger (m > 1.

22

MARCO TEORICO

Figura 2.7. Dispositivos a-Wenner (izquierda) y b-Wenner (derecha). [Gasulla M,1999]

2.3.5 EFECTOS LATERALES EN EL SEV Y AMBIGEDADES EN SU

INTERPRETACIN

Si el dispositivo electrdico est prximo a un contacto vertical, las lneas de

corriente sern distorsionadas por lo que VMN se ver afectado por el otro medio, tanto

ms cuanto mayor sea la separacin de los electrodos AB. Por lo tanto, la medida de la

resistividad aparente en un SEV est influida por la distribucin de resistividades en un

cierto volumen de terreno. Esto implica que para distancias AB grandes no se sabr si la

resistividad aparente es debida a cambios de estructuras en la profundidad o a las

heterogeneidades laterales por contraste de resistividades [Orellana, 1982].

Puede ocurrir que las curvas de resistividad aparente para dos casos diferentes de

SEV sean idnticas si la relacin entre profundidad a la que se encuentra un estrato y su

resistividad permanece constante, lo que provoca una ambigedad en la deduccin del

grosor de la capa y su resistividad.

2.3.6 APLICACIONES

El SEV es aplicable cuando el objetivo tiene una posicin horizontal y una

extensin mayor que su profundidad. Tal es el caso del estudio de capas tectnicas,

hidrolgicas, etc. Tambin es adecuado para trabajar a poca profundidad sobre topografas

suaves como complemento de las calicatas elctricas, con el objetivo de decidir la

profundidad a la cual realizar el perfil de resistividades, como ocurre por ejemplo en

Arqueologa. El SEV no es adecuado para contactos verticales, fallas, diques, etc.

23

MARCO TEORICO

2.3.7 PARMETROS Y FUNCIONES DE DAR ZARROUK

La ambigedad del problema inverso del SEV fue descubierta por la escuela

francesa en uno de los casos ms sencillos: dadas ciertas condiciones, en un corte de tres

capas del tipo K poda sustituirse la capa intermedia por otra de espesor n veces menor y

resistividad n veces mayor, sin que la curva de resistividades aparentes sufriera ms que

una alteracin muy pequea, inferior al margen de error experimental. Este fenmeno fue

denominado equivalencia [Orellana, 1982].

El estudio de este fenmeno y de otros anlogos llev al geofsico francs Raimond

Maillet al descubrimiento de ciertos parmetros y funciones de importancia fundamental

para la teora de los mtodos geoelctricos, y que fueron dados a conocer en un trabajo de

valor decisivo para dicha teora (Maillet, 1947). Este autor propuso para los nuevos

parmetros la denominacin de parmetros de Dar Zarrouk .

2.3.7.1 RESISTENCIA TRANSVERSAL UNITARIA.

Consideremos un medio estratificado del tipo definido ms arriba y delimitemos en

l un prisma recto de seccin cuadrada, con eje perpendicular a la orientacin de las capas y

de lado igual a la unidad de longitud (ver Figura 2.8). Si suponemos que el prisma es

atravesado por una corriente elctrica que fluye perpendicularmente a la estratificacin, las

diferentes capas se comportarn como conductores en serie, por lo que sus resistencias se

sumarn. La resistencia del tronco de prisma perteneciente a la capa i, ser evidentemente,

1 1

ii

EliR i i is

E

i

(2.18)

Este producto se llama resistencia transversal unitaria y aunque Maillet y sus

colegas franceses lo presentan por es general ahora el uso de la letra T, as que 2R

i iT E (2.19)

Al conjunto de las n capas primeras, corresponder la resistencia total

i ii

T E (2.20)

24

MARCO TEORICO

Las dimensiones de T son las de una resistividad por una longitud, y su unidad en el

SI ser el ohmio . 2m

Figura. 2.8 Definicin de los parmetros de Dar Zarrouk. [Orellana, 1982].

2.3.7.2 CONDUCTANCIA LONGITUDINAL UNITARIA.

Si en el prisma considerado en el apartado anterior, se supone que la corriente fluye

paralelamente a la estratificacin, la resistencia del tronco de prisma que corresponde a la

capa i ser ahora,

11

ii i i

i i

lRs E E

(2.21)

Estas resistencias as definidas no pueden sumarse, por estar en paralelo, por lo que

conviene pasar a sus inversas las conductancias, ya que stas s poseen la propiedad aditiva.

Llamando a la conductancia de la capa i, ser iS

iii

ES

(2.22)

Este cociente se llama conductancia longitudinal unitaria. Maillet y otros autores

franceses representan esta magnitud por la letra C.

El conjunto de las n primeras capas del corte presentar una conductancia total

ii i

ES

(2.23)

25

MARCO TEORICO

Las dimensiones de S son, evidentemente, las de una conductancia; por lo tanto,

habr de medirse en siemens.

Los parmetros T y S vienen a ser, en cierto modo, como las componentes vertical y

horizontal de la resistencia. Como en general, la direccin de la corriente en el subsuelo es

oblicua, habr que tener en cuenta ambas magnitudes.

2.3.7.3 PSEUDO-ANISOTROPA.

Consideremos las n primeras capas de un corte geoelctrico cualquiera. Sea E el

espesor total del conjunto, y T y S respectivamente, su resistencia transversal y

conductancia longitudinal unitarias. Tratemos de determinar un medio homogneo con las

mismas caractersticas. Para ello, calcularemos que resistividad media habr de tener una

sola capa del mismo espesor E que todo el conjunto, de modo que la T sea la misma. Como

en la definicin de T slo intervienen corrientes transversales a la estratificacin,

llamaremos a dicha resistividad transversal media o equivalente. Evidentemente,

T E (2.24)

Anlogamente, podemos definir una resistividad longitudinal media 11 tal que

11

ES

(2.25)

Si y 11 resultasen iguales, habra un medio homogneo e istropo con el

mismo espesor E y con las mismas T y S que el paquete de capas dado. Si tal fuere cierto,

habra de cumplirse que 2ETS , lo que en general no ocurre. Por lo tanto, el medio equivalente buscado es homogneo, pero no istropo.

Ejemplo: Sea un conjunto de dos capas con

mE 101 m 201

mE 202 m 502

26

MARCO TEORICO

Entonces:

21 200 mT

21200 mT

22 1000 mT

y por consiguiente:

mET

40301200

Anlogamente:

mhosS 5,01

mhosS 9,0

mhosS 4,02

de donde

3,339,0

3011 S

E

lo que prueba que un paquete de capas homogneas e istropas se comportan, en cierto

modo, como medio anistropo. Este fenmeno fue denominado por Maillet pseudo-

anisotropa. Los geofsicos alemanes y soviticos suelen hablar simplemente de

anisotropa, pero es preferible el empleo de la primera denominacin para evitar

confusiones con las formas usuales de anisotropa. La pseudo-anisotropa puede expresarse

numricamente del modo acostumbrado, esto es

11

A (2.26)

Tambin puede definirse una resistividad media m tal que

11m (2.27)

y entonces

mA (2.28)

27

MARCO TEORICO

11 /m A (2.29)

Ahora bien, si multiplicamos por E las dos expresiones (2.28), (2.29) y tenemos en

cuenta las (2.24) y la (2.25) tendremos:

mT AE (2.30)

m

AES

(2.31)

lo que demuestra que un medio compuesto por una sola capa de espesor AE y resistividad

m presenta las mismas T y S que el paquete de capas original. En resumen, para pasar a

un medio homogneo e istropo con las mismas T y S de un determinado paquete de capas,

hay que alterar el espesor en la proporcin A; si se quieren conservar T, S y E, el medio

equivalente presenta la anisotropa A. El producto AE se denomina pseudo-espesor por

Maillet.

Estas relaciones pueden expresarse grficamente por medio del tringulo de

anisotropa, el cual resulta de llevar, sobre un sistema de coordenadas cartesianas

logartmicas, los valores de A y AE en abscisas, y l os de 11 , y m en ordenadas (ver

figura 2.9). Queda as determinado un tringulo rectngulo issceles JHZ, las coordenadas

de cuyos vrtices son:

J: ,E H: 11,E Z: mAE ,

28

MARCO TEORICO

Figura 2.9. Tringulo de Anisotropa [Orellana, 1982].

El vrtice H se llama punto de Hummel, y el Z, punto de Dar Zarrouk, teniendo en

cuenta las propiedades de la representacin logartmica, y las expresiones (2.26) a (2.29), se

deduce fcilmente que

JC = CH = CZ = log A

Lo que prueba que el tringulo es issceles y rectngulo, segn se haba dicho ms arriba.

Por otra parte, si los lados JZ y ZH se prolongan hasta cruzar el eje de abscisas

1 , las abscisas logartmicas de los puntos de interseccin respectivos son T y S, segn

se despende de las ecuaciones (2.30 y 2.31) y de que el tringulo rectngulo ZTS es

issceles, los tringulos JTE y HSE son semejantes al anterior, de lo que pueden deducirse

las (2.26) y (2.29).

2.4 METODO GEOMAGNTICO

2.4.1 INTRODUCCIN

La ciencia del magnetismo inici en el ao 1.600. En este ao el ingls William

Gilbert (1.544 - 1603) public el libro De Magnete, que es una compilacin de todos los

conocimientos ya existentes en el siglo XVI acerca del magnetismo. En esta publicacin

Gilbert estableci el concepto de un campo geomagntico general con una orientacin

definida en cada lugar de la superficie terrestre. A fines del siglo XVI la observacin de

29

MARCO TEORICO

anomalas locales en la orientacin del campo geomagntico fue conocida y empleada en la

prospeccin de minerales frricos.

En 1.870 Thalen y Tiberg construyeron un magnetmetro para determinaciones

relativas, rpidas y exactas de las intensidades horizontal y vertical de la declinacin por

medio de los mtodos del seno y de la tangente.

El campo magntico terico fue estudiado por el matemtico Alemn Henry Carl

Friederich Gauss, realizando las primeras observaciones a escala global dndole el

formalismo matemtico aplicando anlisis de armnicos esfricos para sistematizar el

conjunto de medidas disponibles en su tiempo en 1838 cerca de la cuarta dcada del siglo

XIX, cuando lleg a la conclusin que el campo observado en la superficie de la tierra se

originaba dentro de la tierra [Freddy Fernndez, 2002]

El mtodo magntico se emple en gran escala en el estudio de estructuras

geolgicas, cuando en 1.914 y 1.915 Adolf Schmidt (1.860 - 1.944) construy la balanza de

precisin vertical, tambin llamada varimetro del tipo Schmidt. Desde 1.902 Adolf

Schmidt, dirigi el observatorio magntico de Potsdam como director. La balanza vertical

se constituye de una aguja magntica orientada horizontalmente en la direccin Este Oeste

y oscilante sobre cuchillas de gata o bien de cuarzo. Este varimetro permite la medicin

del campo vertical y su variacin local en dimensiones de 1 gamma y por lo tanto este

instrumento es suficientemente preciso para ser empleado en las exploraciones mineras.

2.4.2 EL CAMPO MAGNETISMO DE LA TIERRA

El campo magntico de la tierra es similar al campo que genera un gran imn cerca

de su centro en el interior de la Tierra. El origen del campo todava no ha sido bien

entendido. Cuando hablamos de un imn de barra que tiene un polo norte y uno sur,

debemos decir ms propiamente que tiene un polo que busca el norte y uno que busca el

sur [Serway, 2002]. Por eso decimos que dicho imn se emplea como brjula, un extremo

buscar o apuntar haca el polo geogrfico norte de la Tierra. As concluimos que un polo

magntico norte se localiza cerca del norte geogrfico sur, y que polo magntico sur se

localiza cerca del norte geogrfico norte. En la realidad la configuracin de las lneas de

flujo del campo magntico se muestra en la figura 2.10 [Breiner, 1999].

30

MARCO TEORICO

Figura 2.10 Lneas de campo magntico de la Tierra [Breiner. S, 1999]

Se puede observar que la direccin del campo es vertical en los polos norte y sur

magnticos, y es horizontal en el ecuador magntico. Entender esta geometra es importante

para obtener una mejor interpretacin de anomalas magnticas. La intensidad del campo

est en funcin de la densidad de las lneas del flujo. Tambin como el imn es dos veces

ms grande en la regin polar que en la regin ecuatorial, el campo magntico es

aproximadamente 60,000 gammas y 30,000 gammas respectivamente Figura 2.10.

Si la aguja de una brjula se suspende en cojinetes que le permiten girar en el plano

vertical, as como en el plano horizontal, la aguja se encuentra en una posicin horizontal

respecto a la superficie terrestre slo cerca del ecuador. Cuando el dispositivo se mueve

hacia el norte, la aguja gira de modo que apunta ms hacia la superficie de la Tierra. Por

ltimo en un punto justo a la Bahia Hudson en Canad, el polo norte de la aguja apuntara

hacia abajo. Esta posicin, encontrada por primera vez en 1832, es considerada como la

localidad del polo magntico de la Tierra que busca el sur. Este sitio est aproximadamente

a 1300 millas del polo norte geogrfico de la Tierra y vara con el tiempo. De manera

similar, el polo magntico de la Tierra que busca el norte se encuentra a casi 1200 millas

del polo sur geogrfico terrestre. Por ello, slo es aproximadamente correcto decir que la

aguja de una brjula apunta hacia el norte. La diferencia entre el norte real, definido como

el polo norte geogrfico, y el norte indicado por una brjula vara de punto a punto sobre la

Tierra, y la diferencia se conoce como desviacin magntica. Por ejemplo, a largo de una

31

MARCO TEORICO

lnea que pasa por Florida y los Grandes Lagos, una brjula indicada el norte verdadero,

mientras que en el estado de Washington, se alinea a 25 al este del norte real.

Aunque el patrn del campo magntico de la Tierra es similar al que podra

establecer un imn enterrado dentro de la Tierra, es fcil entender por que la fuente de

campo magntico de la Tierra no pueden ser grandes masas de material magnetizado

permanentemente. La Tierra tiene grandes depsitos de mineral de hierro profundos debajo

de la superficie, pero las altas temperaturas del ncleo de la tierra evitan que el hierro

retenga cualquier magnetizacin permanente. Se considera ms probable que la verdadera

fuente sean corrientes de conveccin que conducen cargas en el ncleo terrestre. Los iones

cargados o electrones que circundan en el interior del lquido, podran producir un campo

magntico, del mismo modo que una corriente en una espira de alambre produce un campo

magntico. Tambin hay una slida evidencia que indica que la intensidad del campo de un

planeta se relaciona con la velocidad de rotacin del mismo. Por ejemplo, Jpiter gira ms

rpido que la Tierra, y las ltimas sondas espaciales indican que el campo magntico de

Jpiter es ms intenso que el nuestro. Venus, por otra parte, gira ms lentamente que la

Tierra, y se ha encontrado que su campo es ms dbil. La investigacin del proceso del

magnetismo queda abierta.

Hay un interesante aspecto secundario respecto del campo magntico de la Tierra.

Se ha descubierto que la direccin del campo se ha invertido varias veces durante los

ltimos millones de aos. Evidencias de lo anterior son proporcionadas por el basalto (un

tipo de roca que contiene hierro), que ha sido arrojado por la actividad volcnica sobre el

piso ocenico. Cuando la lava se enfra, se solidifica y mantiene una huella en la direccin

del campo magntico terrestre. La edad de las rocas puede obtenerse por otros medios para

brindar una evidencia de estas inversiones peridicas del campo magntico.

La inclinacin geomagntica y la intensidad del campo total se muestran en las

figuras 2.11 y 2.12 respectivamente. (nota: 1 Gamma = 10-5 gauss). En la nomenclatura de

la Fsica el Gauss es realmente la unidad de induccin magntica y el Oersted es la unidad

de intensidad del campo magntico. Sin embargo por convencin en la comunidad

geofsica, el gauss es la unidad en el cgs de la intensidad magntica.

32

MARCO TEORICO

33

Figura 2.11 Inclinacin geomagntica en grados [Breiner. S, 1999]

Figura 2.12 Intensidad Total del Campo Magntico Terrestre. [Breiner. S, 1999]

MARCO TEORICO

Como un resultado de un estudio se ha establecido que el campo geomagntico esta

compuesto de tres partes, que a continuacin se mencionan [Telford, 1976]:

i) Campo principal, qu aunque no es constante con el tiempo, vara relativamente

lento y es de origen interior.

ii) Campo externo, una fraccin pequea del campo principal, qu vara en parte en

forma cclica y en forma aleatoria, y qu adems se origina fuera de la tierra.

iii) Variaciones del campo principal: usualmente pero no siempre es mucho ms

pequea que el campo principal y es relativamente constante en el tiempo del

lugar causado por la anomala magntica en la superficie cercana de la corteza

terrestre. Estos puntos son importante en la prospeccin magntica.

2.4.3 MODELO DE UN DIPOLO MAGNTICO

El campo geomagntico se describe en una aproximacin por un dipolo magntico

ubicado en el centro de la tierra, cuyo eje est inclinado con respecto al eje de rotacin de la

tierra, (ver figura 2.14). El dipolo est dirigido hacia el Sur, de tal modo en el hemisferio

Norte cerca del polo Norte geogrfico se ubica un polo Sur magntico y en el hemisferio

Sur cerca del polo Sur geogrfico se ubica un polo Norte magntico. Por convencin se

denomina el polo magntico ubicado cerca del polo Norte geogrfico polo Norte magntico

y el polo magntico situado cerca del polo Sur geogrfico polo Sur magntico.

34

MARCO TEORICO

35

Figura 2.14. Dipolo Magntico

Una aproximacin satisfactoria a la forma del campo geomagntico es un dipolo

ubicado en el centro de la tierra con las coordenadas geogrficas siguientes

correspondientes a las intersecciones del eje dipolar con la superficie:

La interseccin boreal del eje dipolar con la superficie terrestre:

latitud = 79N, longitud = 290E (=70W).

La interseccin austral del eje dipolar con la superficie terrestre:

latitud = 79S, longitud = 110E.

2.4.4 COMPONENTES DEL CAMPO GEOMAGNTICO

El campo magntico es vector: posee magnitud y orientacin. La diferencia entre la

orientacin y el norte es la declinacin, y la diferencia entre la orientacin y la horizontal

es la inclinacin (figura 2.15). El grupo de ecuaciones para calcular el campo magntico

vertical y horizontal esta representada en 2.32 [Jos de San Jos, 2002].

MARCO TEORICO

36

Figura 2.15. Componentes del campo geomagntico para un lugar en la superficie [Telford,

1976, www.magpag.com ]

Los elementos magnticos estn relacionados con las siguientes ecuaciones (Fig. 2.15):

(2.32)

1/2

2 2.cos

.cos..

H F I X Y

X H DY HsenDZ HtgI

Ecuacin 2.32 Campo Total (F), Vertical (Z), Horizontal ( X,Y) , Declinacin D, Inclinacin I . [www.magpag.com ]

http://www.magpag.com/http://www.magpag.com/

MARCO TEORICO

2.4.5 VARIACIONES DEL CAMPO GEOMAGNTICO Tabla 2.2 Variacin del Campo Geomagntico [www.magpag.com ]

Tipo De Variacin Origen Variacin En Funcin Del Tiempo

Forma Espacial Amplitud Tpica

Bipolar Interior de la Tierra Desciende lentamente

Aproximadamente bipolar

25.000 - 70.000nT

Secular Ncleo de la Tierra 1-100a irregular, migrando hacia el W

+/- 10-100nT/a

Diurna Exterior, relacionado con manchas solares

24 hrs., 27 das, 12 meses, 11 a

Depende de * y de la actividad de manchas solares

10 - 100nT

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

Depende de * y de la actividad de manchas solares y de tormentas magnticas

Normal: 1 - 10nT, mximo: 500nT

Audio frecuency magnetics1

Exterior Frecuencia: 1 - 1000Hz

Depende de * y de la actividad de manchas solares y de tornados

0,01nT/s

Efectos de corrientes telricas

Interior en baja profundidad

Frecuencia: 0,002 1000Hz

Geologa Hasta 0,01nT/s

Imantacin inducida de las rocas

Interior en baja profundidad hasta la geoterma del punto de Curie2

secular Geologa, vara, depende en primer lugar del contenido en magnetita en las rocas

Hasta 0,05 emu/cm3

Imantacin remanente de las rocas

Interior en baja profundidad hasta la geoterma del punto de Curie2

Se descompone durante tiempos geolgicos

Geologa Hasta 0,2 emu/cm3

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

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

2: El gradiente geotrmico depende del lugar. En una zona de subduccin en la zona del

hundimiento de la placa el gradiente es mucho menor en comparacin al gradiente

geotrmico establecido en el arco magmtico, donde el gradiente geotrmico puede

alcanzar a T = 100C/km. El gradiente geotrmico causado por un metamorfismo de

soterramiento en una cuenca sedimentaria es alrededor de 10C/km. Un valor medio es

30/km. La temperatura de Curie para magnetita es T = 573C.

37

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MARCO TEORICO

2.4.6 SUSCEPTIBILIDAD MAGNTICA

La imantacin inducida depende de la susceptibilidad magntica k de una roca o de

un mineral y del campo externo existente [J.L Astier, 1975].

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

ausencia de un campo magntico externo, la imantacin remanente depende de la historia

geolgica de la roca.

La intensidad de magnetizacin se define como el producto entre un campo

magntico homogneo externo H

y la constante de un material capaz de ser imantado de

tal modo, que la normal a su superficie forma un ngulo con respecto al campo externo,

por consiguiente tenemos:

. .cosiM H (2.33)

Donde

= constante de proporcionalidad denominada susceptibilidad magntica del material, es cero en el vaco.

En el caso que el campo externo est normal a la superficie la formula se reduce de

la manera siguiente:

.iM H (2.34)

Los cuerpos para los que K es constante se llaman diamagnticos si H

y M son

opuestos, y paramagnticos en el caso contrario. La susceptibilidad magntica de todos

estos cuerpos es pequea. El agua, la sal y la anhidrita son materiales diamagnticos; las

sales de hierro, con excepcin de los xidos, son materiales paramagnticos.

Algunos cuerpos tienen susceptibilidad magntica que vara con H

y cuando H

se

anula conservan parte de imanacin (imanacin remanente). La susceptibilidad de estos

cuerpos, llamados ferromagnticos, es siempre elevada. Los principales son la magnetita

Fe3O4 y la ilmenita . 2,TiOFeO Los valores de la susceptibilidad magntica se presentan en la Tabla 2.3.

38

MARCO TEORICO

Tabla 2.3 Valores de la susceptibilidad magntica k para algunos minerales y rocas de DOBRIN (1.988), p.650:

SUSTANCIA x 106 en unidades cgs Intensidad Magntica Del Campo Externo H

(Oersted) Magnetita 300.000 800.000 0,6

Pirotina 125.000 0,5

Ilmenita 135.000 1

Franklinita 36.000 sin informacin

Dolomita 14 0,5

Arenisca 16,8 1

Serpentina 14.000 30,5

Granito 28 2.700 1

Diorita 46,8 1

Gabro 68,1 2.370 1

Prfido 47 1

Diabasa 78 1.050 1

Basalto 680 1

Diabasa de olivino 2.000 0,5

Peridotito 12.500 0,5 1,0

Ntese, que los valores de la intensidad magntica del campo externo aplicado

varan para las distintas muestras de la tabla. El promedio de la intensidad total del campo

geomagntico es aproximadamente 0,5Gauss o 0,5 Oersted respectivamente.

Como supuestamente el magnetismo de la mayora de las rocas se debe a su

contenido en magnetita, SLITCHER propuso calcular la susceptibilidad magntica de una

roca multiplicando el porcentaje de volumen de la magnetita en la roca con la

susceptibilidad magntica 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 magnticas aportadas por magnetita e ilmenita y calculadas segn el

mtodo de SLITCHER. Los promedios de porcentaje de volumen en magnetita e ilmenita y

de las susceptibilidades magnticas de varios tipos de rocas estn expuestos en la tabla 2.4.

39

MARCO TEORICO

Tabla 2.4. Susceptibilidades magnticas de varios tipos de rocas. [Dobrin, M, 1960] Tipo de roca Promedio de % de

volumen en magnetita kappa x 106 Promedio de % de

volumen en ilmenita kappa x

106

Prfidos de cuarzo 0,82 2500 0,3 410

Riolitas 1,00 3000 0,45 610

Granitos 0,90 2700 0,7 1000

Sienitas traquticas 2,04 6100 0,7 1000

Nefelitas eruptivas 1,51 4530 1,24 1700

Nefelitas abisales 2,71 8100 0,85 1100

Piroxenitas 3,51 10500 0,40 5400

Garbos 2,40 7200 1,76 2400

Latitas monzonticas 3,58 10700 1,60 2200

Rocas con leucita 3,27 9800 1,94 2600

Diorita dactica de cuarzo

3,48 10400 1,94 2600

Andesita 4,50 13500 1,16 1600

Dioritas 3,45 10400 2,44 4200

Peridotitos 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 magntica

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

de los mismos tipos de rocas (vase 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 evaluacin de la calidad de los

datos. La susceptibilidad magntica de una roca depende en primer lugar de su contenido

en magnetita y/o piritina, ilmenita, lo cual juega un papel menos importante, que aun puede

influir la susceptibilidad magntica de una roca.

Para la mayora de las rocas, la imanacin remanente es despreciable frente a la

imanacin inducida. Sin embargo, y especialmente, para las lavas, la primera es a veces

importante; en estos casos, la polaridad del campo remanente puede ser distinta e incluso

opuesta a la del campo ambiente.

40

MARCO TEORICO

2.4.7 COMPORTAMIENTO DE DISTINTOS MATERIALES SITUADOS EN UN

CAMPO EXTERNO

Se distingue los materiales siguientes segn su comportamiento ponindolos en un

campo externo:

Materiales diamagnticos

Materiales paramagnticos

Materiales ferromagnticos

Ferromagnticos verdaderos

Antiferromagnticos

Ferrimagnticos

Los materiales diamagnticos estn caracterizados por susceptibilidades magnticas

negativas, lo que significa, que la imantacin inducida en ellos est orientada en sentido

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

mayora de los materiales diamagnticos no dependen de la temperatura. Solo las

susceptibilidades magnticas de antimonio y bismuto varan a T = -180C. Materiales

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

diamagnetismo se basa en el movimiento de un electrn alrededor de su ncleo generando

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

presencia de un campo magntico externo toma un movimiento de precesin alrededor de

este campo externo. Este movimiento peridico adicional del electrn produce un momento

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

puro slo aparece si los momentos magnticos de los tomos son nulos en ausencia de un

campo exterior como en los tomos o iones que poseen capas electrnicas completas.

Los materiales paramagnticos son ligeramente magnticos, caracterizados por

susceptibilidades magnticas pequeas positivas. En los materiales paramagnticos la

susceptibilidad magntica es inversamente proporcional a la temperatura absoluta segn la

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

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

diamagnticos tienden alinearse con sus ejes longitudinales transversal- u oblicuamente con

respecto al campo externo aplicado. Los tomos o las molculas de los materiales

paramagnticos estn caracterizados por un momento magntico en ausencia de un campo

41

MARCO TEORICO

externo y por una interaccin magntica dbil pasando entre sus tomos. Normalmente sus

tomos estn distribuidos al azar, pero aplicando un campo externo tienden alinearse

paralelamente a la direccin del campo. Esta alineacin es una tendencia, que se opone a su

agitacin trmica. El paramagnetismo se basa en los espines (momentos magnticos) no

compensados de los electrones, que ocupan capas atmicas incompletas como los subpisos

3-d de los elementos escandio y manganeso por ejemplo. Minerales paramagnticos son

olivino, piroxeno, anfibol, granate y biotita. En un separador magntico dependiendo de sus

susceptibilidades magnticas respectivas estos minerales son imantizados a distintas

intensidades del campo magntico engendrado por el separador magntico.

Los materiales ferromagnticos tienen susceptibilidades positivas y relativamente altas. Sin

aplicar un campo magntico externo la interaccin de los momentos magnticos de sus

tomos resulta en un comportamiento colectivo de grupos de tomos, llamados dominios

(ver figura 2.16). En los elementos hierro, cobalto y nquel esta interaccin es caracterstica

para los espines no compensados de los subpisos 3-d de sus tomos. Estos elementos

pueden lograr un estado de imantacin espontneo consistente en la configuracin ordenada

de los momentos magnticos de todos los tomos. Aplicando un campo magntico los

dominios se alinean en configuraciones paralelas y con sus ejes longitudinales paralelas a la

direccin del campo externo de tal modo generando una susceptibilidad magntica alta. A

los cuerpos ferromagnticos corresponden ciclos de histresis tpicos.

Figura 2.16 Orientacin de los momentos magnticos. [www.magpag.com ]

42

http://www.magpag.com/

MARCO TEORICO

En los materiales antiferromagnticos los momentos magnticos de los tomos vecinos son

de la misma magnitud, pero antiparalelos (ver figura 2.16). Cada una de estas subredes

recuerda un estado de un cuerpo ferromagntico. Las dos subredes ordenadas orientadas en

sentido opuesto entre s se anulan mutuamente resultando en un momento magntico total

igual a cero. La susceptibilidad magntica de un material antiferromagntico es

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

acercndose a la temperatura de Curie caracterstica para el material en cuestin, alcanza su

mximo a la temperatura de Curie y encima de la temperatura de Curie su susceptibilidad

decrece. A los materiales antiferromagnticos pertenecen entre otros la hematita (Fe2O3,

TCurie = 675C), los xidos de manganeso, de hierro, de cobalto y de nquel.

Los materiales ferrimagnticos tienen dos subredes de iones metlicos con momentos

magnticos orientados antiparalelamente, pero de magnitud diferente dando lugar a un

momento resultante desigual a cero, incluso en ausencia de un campo exterior (ver figura

2.16). La magnetita Fe3O4 es un material ferrimagntico y el mineral ms importante en

contribuir al magnetismo de las rocas. Otros minerales ferrimagnticos son la ilmenita

FeTiO3, Titanomagnetita Fe(Fe,Ti)2O4, la pirotina Fe1-xS y los xidos 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

composicin de cada cristal mixto junto con su temperatura de Curie se presenta en el

tringulo siguiente (Figura 2.17).

43

MARCO TEORICO

Figura 2.17 Triangulo representando la Temperatura de Curie en diferentes materiales

[www.magpag.com ].

Adems la pirotina contribuye apreciadamente al magnetismo de las rocas.

2.4.7.1 IMANTACIN DE UNA SUSTANCIA

La imantacin de una roca o de un mineral respectivamente se constituye de las dos

porciones siguientes: de la imantacin inducida (Iind) y de la imantacin remanente (Irem):

I = Iind + Irem = k x H + Irem,

donde k = susceptibilidad magntica de la roca o del mineral y H = intensidad magntica

del campo externo.

La imantacin remanente depende de la historia de la roca. Generalmente el campo

geomagntico, su magnitud y su direccin determinan la imantacin de las rocas

magnticas. La magnitud y la direccin de la proporcin inducida de la imantacin estn

determinadas por la magnitud y la direccin actualmente establecidas del campo

geomagntico. Como el campo geomagntico vara con el tiempo la magnitud y la

direccin del campo geomagntico de un lugar varan tambin. Las rocas pueden conservar

una imantacin remanente relacionada con el campo geomagntico existente cuando estas

44

http://www.magpag.com/

MARCO TEORICO

rocas se han formadas. En el caso de las rocas magmticas la direccin de la imantacin

coincide con la direccin del campo geomagntico existente en el intervalo de tiempo, en

que las rocas empezaron a solidificarse y que se extiende hasta el momento en que las rocas

se han enfriadas debajo de la temperatura de Curie. A este tipo de imantacin remanente se

llama imantacin termoremanente. En el caso de rocas fundidas rpidamente enfrindose

como las corrientes de lava por ejemplo sus minerales magnticos se alinean paralelamente

a la direccin del campo geomagntico existente en el tiempo de la solidificacin y del

enfriamiento de las rocas. En el caso de las rocas sedimentarias clsticas los granos

magnticos se alinean durante la deposicin en agua quieta segn la direccin del campo

geomagntico existente. Este tipo de imantacin se denomina imantacin remanente de

deposicin.

El estudio de la historia del campo geomagntico, denominado paleomagnetismo se basa en

la imantacin remanente. Adems el estudio de la imantacin remanente contribuye a la

geologa histrica y dio una evidencia ms para la tectnica de placas.

2.4.8 TIPOS DE MAGNETOMETROS Y MAGNETOMETRO UTILIZADO

Los magnetmetros actualmente utilizados en prospeccin permiten medir bien las

variaciones Z de la componente vertical, bien el campo total. Los primeros slo se utilizan para observaciones en tierra [Astier, J. L, 1975]

2.4.8.1 MEDIDA DE LA COMPONENTE VERTICAL.

En los magnetmetros que miden Z , al par magntico que acta sobre una aguja imanada, mvil alrededor de un eje horizontal, se le opone una fuerza antagonista con

objeto de lograr bien que la desviacin de el agua sea proporcional a Z , bien de devolver la aguja a su posicin inicial. La fuerza antagonista v