MÉTODO GEOFÍSICO EMPLEADO.I. Prospección Gravimétrica

II. Prospección Magnetométrica

Prospección Gravimétrica

La prospección gravimétrica implica la medición de las variaciones en el campo gravitacional de la Tierra. Este tipo de prospección es usado para detectar variaciones en la densidad de materiales bajo la superficie, midiendo la gravedad e interpretando los valores registrados.

Principios de la gravedad

La ley de la gravitación de Newton establece que: dos partículas de m1 y m2 son directamente proporcionales al producto de las masas e inversamente proporcional al cuadrado de la distancia entre ellas

Dónde: F es la fuerza de atracción

G es la constante de gravitación universal ¿) d es la distancia entre m1 y m2

Aceleración de la gravedad

La aceleración de m2 debido a la presencia de m1 puede encontrarse dividiendo F entre m2

g=(Gmd2

)

Y por convención la gravedad se escribe como:

g=−(Gmd2

)

Potencial gravitacional .

El potencial debido a un elemento de masa dm en un punto (x,y,z) a una distancia r desde P(0,0,0) es:

du=Gdmr

=Gρdxdydzr

Donde: ρ(x , y , z ) es la densidad

Entonces el potencial total de masa m es:

U=G∭( ρr )dxdydzPor qué g es la aceleración de la gravedad en la dirección z, y asumiendo ρ constante obtenemos:

g=−( ∂U∂z )

La gravedad de la Tierra

General.La magnitud de la gravedad depende de cinco factores:

I. LatitudII. Elevación

III. TopografíaIV. Mareas terrestresV. Variación de densidad en el subsuelo

El esferoide de referencia.Es un elipsoide achatado que se aproxima al nivel medio del mar. En 1930 se adoptó una fórmula para el valor teórico de la gravedad.

g=978,031.846 (1+ .000,278,895sinΦ2+.000,023,462 sinΦ2 ) [mGal ]Donde Φ es la latitud.

1 Comparación entre geoide y elipsoide

Geoide.Es definido como una superficie equipotencial donde la gravedad es constante en cualquier punto sobre el geoide y es siempre perpendicular a la superficie del terreno. La densidad de La Tierra tiene un efecto sobre el geoide, provocando que éste se eleve en las regiones más densas y caiga en las regiones menos densas.

Correcciones.

Corrección por latitud.La gravedad varía con la latitud debido a la forma no esférica de la Tierra y porque la velocidad angular desde un puno de la superficie disminuye desde un máximo en el ecuador hasta cero en los polos.La corrección por latitud se obtiene por:

∆ g∆ s

=0.811sin (2φ )[mGalKm ]Donde:∆ s= Distancia horizontal N-S=RT∆ φRT= Radio de la Tierra (6368[km])φ= Latitud

Corrección Aire libre.

Consiste en el efecto de la gravedad de la altura de un lugar de observación en relación a una superficie de referencia. Esta corrección ignora los efectos de la masa del material presente entre la posición de la medición y el datum y es positiva si la estación está por encima del nivel del mar y negativa si está por debajo del nivel del mar.

∆ FA∆ R

=−0.3086 [mGal /m]

El signo menos proviene del hecho que al aumentar R disminuye g, entonces la corrección será aditiva.

Corrección de Bouguer.Entre el nivel del mar y la estación de medición hay una masa, que por estar debajo aumenta el valor medido. Esta masa debe ser eliminada para que nuestra medición sea comparable con el valor teórico al nivel del mar obtenido con la Fórmula Internacional. La Teoría de Potencial demuestra que las masas ubicadas encima del nivel del mar no producen atracción, siempre que se trate de un cuerpo esférico como la Tierra.

∆ gB∆ R

=2πGρ [mGalm

]

Corrección Topográfica.Esta corrección pretende eliminar el efecto causado por las irregularidades del terreno cercano y lejano a la estación de medición, es decir, considera los valles y las montañas que la placa de Bouguer no tuvo en cuenta de forma parcial. Está corrección siempre será positiva.

Prospección Magnetométrica.

El Método Magnetométrico es una técnica de exploración geofísica que consiste en medir las variaciones del campo magnético terrestre y en base a ellas, inferir la geología del subsuelo. Los levantamientos magnetométricos consisten en realizar mediciones del campo magnético sobre la superficie terrestre, con instrumentos denominados magnetómetros, en intervalos de distancia aproximadamente constante a lo largo de una línea denominada perfil.

Campo magnético.

La expresión para la fuerza magnética proviene de la ley de Coulomb:

F=m1m2μ r2

∙r 1

Dónde: F es la fuerza del polo magnético m1 sobre el polo m2 , r es la distancia que los separa,

r1es el vector unitario de m1 a m2 μes la permeabilidad magnética.

El campo magnético terrestre se asemeja al campo generado por una barra de gran tamaño alineada con el eje de la Tierra o aquel que sería producido por una esfera de magnetización uniforme. Precisamente, como la Tierra se comporta como un gigantesco imán, exhibe líneas de campo o líneas de flujo, que entran por el polo norte magnético y convergen en el polo sur magnético

2 Campo magnético terrestre

El campo magnético originado desde el interior de la Tierra es dipolar, recibiendo constantemente cargas electromagnéticas, producto de las corrientes de plasma emitidas por el sol.

Componentes del campo magnético.

Los vectores B, H, y M deben ser referenciados respecto a los puntos de observación. Una de las formas es describir al vector en términos de tres componentes ortogonales en un sistema coordenado, y usualmente se orienta x en dirección norte, y en dirección este y z sobre la vertical

3 Elementos de campo magnético

4 Campo Magnetico de un punto P

La intensidad de la componente horizontal es:

H=√Bx2+B y2

Otra forma de representar al vector puede ser a través de su intensidad total y sus ángulos de declinación e inclinación.

T=√B x2+B y2+B z2

La inclinación es el ángulo vertical formado entre el vector de intensidad total y el plano horizontal. Entonces, si el plano vertical que contiene el vector es llamado meridiano magnético, la declinación se define como el azimut del meridiano magnético

I= tan−1 Bx√Bx2+B y2

D=sin−1 Bx√Bx2+B y2

Variaciones del campo magnético.

El campo magnético terrestre sufre variaciones en tiempo y espacio debido a distintos factores internos y externos. Las fuentes externas que producen variaciones en el campo magnético terrestre son el producto de la interacción del campo magnético global y el campo magnético asociado con el viento solar.

Variación Diurna.

La variación diurna o variación diaria solar tiene una magnitud del orden de 10 a 100nT.Se debe principalmente a que, durante el día, la radiación solar ioniza la ionosfera creándose corrientes eléctricas. Estas corrientes eléctricas en movimiento crean campos magnéticos que interaccionan con el campo magnético terrestre.

Los efectos de la variación diurna pueden ser corregidos de varias maneras. Una de las formas podría ser similar al gravímetro, donde se monitorea periódicamente durante un día en una base fija; las diferencias observadas en las lecturas luego son distribuidas a través de las mediciones realizadas en el día para corregir la variación diurna.}

Corrección por Latitud o IGRF

Debido a que el campo magnético generado por el núcleo es casi siempre más grande que el de la geología de la corteza, y como este tiene un gradiente significativo en muchas partes de la Tierra, es deseable remover un modelo del campo magnético global a los datos, antes de iniciar con el procesamiento. Se utiliza para eliminar el contenido de la componente de longitud de onda larga mediante un modelo matemático que refleja o muestra el valor del campo geomagnético en cualquier punto de la Tierra.

Fuentes.

TELFORD, W.M., GELDART, L.P. y SHERIFF, R.E. Applied Geophysics Londres Cambridge University Press, 1978

http://www.ptolomeo.unam.mx:8080/xmlui/bitstream/handle/132.248.52.100/132/A4.pdf?sequence=4

http://www.ptolomeo.unam.mx:8080/xmlui/bitstream/handle/132.248.52.100/1296/Tesis.pdf?sequence=1

http://www.armada.mde.es/ArmadaPortal/page/Portal/ArmadaEspannola/ciencia_observatorio/prefLang_en/05_Geofisica--02_servicio_geomagnetismo--02_observatorios_geomagneticos_es

Imágenes tomadas de:

http://efemeridesastronomicas.dyndns.org/imagenes/altitudes.png

http://es.sott.net/image/s5/104150/full/Esquema_del_campo_magn_tico_te.jpg

Tleford pag 68

http://www.ptolomeo.unam.mx:8080/xmlui/bitstream/handle/132.248.52.100/132/A4.pdf?sequence=4