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técnicas geofísicas. Método magnético

Técnicas geofísicas. El método magnético

TÉCNICAS GEOFÍSICAS. EL MÉTODO MAGNÉTICO

Historia y evolución del método magnético

Aplicaciones del método

Propiedades magnéticas de las rocas

El campo geomagnético

Tipos de magnetómetros

Instrumentos de prospección magnética

Interpretación del método magnético

Magnetometría
Magnetometría

La magnetometría es un método geofísico basado en la medición de anomalías magnéticas en la superficie de la tierra mediante un magnetómetro.

Una anomalía magnética es una variación local en el campo magnético de la Tierra que resulta de variaciones en la química o el magnetismo de las rocas. La detección de estas variaciones en un área es útil para detectar estructuras ocultas por material superpuesto.

El método se basa en el hecho de que la mayoría de las rocas contienen pequeñas pero significativas cantidades de minerales ferromagnéticos, tales como magnetita o hematites, en proporciones muy variables según los tipos de rocas. Así pues, las rocas tienen una débil imanación en parte inducida probablemente por el campo magnético terrestre y en parte debido a su imanación permanente, o también denominada remanente. Esta imanación modifica el campo terrestre en una cantidad que puede superficie con instrumento sensibles.

Historia y evolución del método magnético.

Prospección geofísica. Método magnético
Prospección geofísica. Método magnético

La observación de anomalías locales en la orientación del campo magnético fue utilizada en Suecia para la prospección de minerales férricos por primera vez en 1644, y con regularidad a finales del mismo siglo, por lo cual se considera el método de prospección geofísica más antiguo que existe.

En 1870 Thalent y Tiberg construyeron el primer magnetómetro para determinaciones relativas de las intensidades horizontal vertical y de la declinación por medio de los métodos del seno y tangente.

El empleo a gran escala de las mediciones magnéticas para la investigación de estructuras geológicas no relacionadas con la presencia de magnetita empezó en 1915 cuando Adolf Schmith construyó su balanza de precisión para campo vertical basada en una aguja magnética oscilante sobre cuchillas de ágata.

A mediados del pasado siglo comenzó a emplearse la prospección magnética mediante la instalación de magnetómetros en aviones y barcos, lo cual otorga grandes posibilidades, en cuanto a la investigación de medios marinos, y a la rapidez en el estudio de grandes superficies.

Aplicaciones del método

  • En la prospección petrolífera, cúpulas salinas asociadas con yacimientos petrolíferos.
  • En las exploraciones mineras, búsqueda directa de minerales magnéticos y en la búsqueda de minerales no magnéticos asociados con los minerales.
  • Búsqueda de agua subterránea.
  • Objetos magnéticos enterrados tales como tuberías.

La adquisición magnética en áreas oceánicas ha tenido una profunda influencia en el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas

Propiedades magnéticas de las rocas

La intensidad inducida depende, sobre todo, de la susceptibilidad magnética y del campo imanador, mientras que la intensidad permanente es función de la historia geológica de las rocas.

Prospección geofísica. propiedades magnéticas de las rocas
Prospección geofísica. propiedades magnéticas de las rocas

Susceptibilidad de las rocas. De acuerdo con la clasificación general usada en física las rocas pertenecen a tres categorías.

1) Materiales diamagnéticos

2) Materiales paramagnéticos

3) Materiales ferromagnéticos

● ferromagnéticos verdaderos

● antiferromagnéticos

● ferrimagnéticos

La intensidad de imanación Mi inducida en una substancia isótropa por un poder imanador H puede expresarse así:

Mi= KH (K =susceptibilidad)

Tanto Mi como H son vectores. En los cuerpos diamagnéticos K es negativo, así que la imanación inducida tiene sentido opuesto al campo imanador. El diamagnetismo tiene su origen en el movimiento de un electrón alrededor de un núcleo. Este movimiento constituye una corriente en miniatura cuyo momento magnético es un vector que, en presencia de un campo magnético externo, toma un movimiento de precesión alrededor de éste, de acuerdo con el conocido teorema de Larmor. Este movimiento periódico adicional del electrón produce un momento magnético de sentido opuesto al campo aplicado.

Existe un efecto diamagnético en todas las substancias, incluyendo las «típicamente” ferromagnéticas, como hierro, cobalto y níquel. El diamagnetismo puro sólo aparece si los momentos magnéticos de los átomos son nulos en ausencia de campo exterior, como ocurre en los átomos o iones que poseen capas electrónicas completas. Hay muchas rocas y minerales que presentan diamagnetismo puro; entre ellos los más destacados son el cuarzo, mármol, grafito, sal gema, y anhidrita (yeso).

La susceptibilidad de las sustancias paramagnéticas es positiva, y es inversamente proporcional a la temperatura absoluta (Ley de Curie-Weiss). https://es.wikipedia.org/wiki/Ley_de_Curie-Weiss

El paramagnetismo hace su aparición cuando los átomos o moléculas de una sustancia poseen un momento magnético en ausencia de campo exterior y además la interacción magnética entre los átomos es débil. Normalmente los momentos están distribuidos al azar, pero al aplicar un campo tienden a alinearse paralelamente a la dirección del campo, tendencia a la que se opone la agitación térmica.

El paramagnetismo de los elementos se debe principalmente a los espines (momentos magnéticos) no compensados de los electrones que ocupan capas incompletas, como los subpisos 3-d de los elementos Se a Mn. Muchas rocas descritas como paramagnéticas, por ejemplo, neises, pegmatitas, dolomías, sienitas, no parecen serlo verdaderamente, es decir, que su paramagnetismo no es intrínseco, sino que es una manifestación, bien de ferromagnetismo débil debido a la presencia de cantidades variables de magnetita o ilmenita, bien de antiferromagnetismo producido por minerales como hematites, dióxido de manganeso, etc.

Los átomos de los materiales ferromagnéticos poseen momento magnético y la interacción entre átomos vecinos es tan fuerte, que los momentos de todos los átomos de cada región, llamada dominio, se orientan hacia la misma dirección, aunque no exista campo exterior. Esta interacción, en los elementos Fe, Co y Ni, tiene lugar entre los espines no compensados de los subpisos 3-d de sus átomos.

Por lo tanto, puede existir un estado de imanación espontánea, consistente en la colocación ordenada de los momentos magnéticos de todos los átomos. Son típicos de los cuerpos ferromagnéticos sus ciclos de histéresis y sus grandes susceptibilidades, que dependen de la excitación magnética aplicada. El ferromagnetismo desaparece por encima de una temperatura denominada punto de Curie. No existen rocas, ni minerales constituyentes, que sean verdaderamente ferromagnéticos.

La susceptibilidad de las rocas depende casi únicamente de la cantidad que contengan de minerales ferrimagnéticos, tamaño de grano de estos, modo de distribución, etc., y es extremadamente variable. Los valores indicados en la tabla I sirven para dar una idea grosso modo. Se han hecho varios intentos para determinar la susceptibilidad en función del contenido en minerales ferrimagnéticos, pero no existe una relación sencilla válida universalmente.

 

Susceptibilidades magnéticas (en unidades racionalizadas 10-6) (*)

Grafito: -100Gabro: 4.000 a 90.000
Cuarzo: – 15,1Dolomía: 20.000
Anhidrita: – 14,1Pirita: 1.500
Sal de roca: – 10,3Pirrotita: 600 a 60.000
Mármol: 1.000 a 15.000Hematites: 2.500 a 40.000
Granito: 1.000 a 15.000Ilmenita: 3×105 a 4×106
Basalto: 1.500 a 25.000Magnetita: 1,3×106 a 1,5×107
Pegmatita: 3.000 a 75.000 

(*) Siendo la susceptibilidad magnética un número puro, es independiente del sistema de unidades, pero no de si se acepta o no la “racionalización” de Heaviside. Para pasar a susceptibilidades no racionalizadas (errónea y usualmente designadas por “susceptibilidades en unidades e.m.u. o c.g.s.) los valores dados han de dividirse por 4 π.

La densidad de flujo magnético se expresó en GAUSS (G) mientras que en el sistema SI, se expresa en Tesla (T) o, más prácticamente, en nanoTesla (nT = 10 -9 T) con la siguiente relación entre los dos:

1 Gauss = 0,0001 Telsa o 1 Gauss = 100.000 nT.

El campo geomagnético.

Es evidente que para poder identificar las anomalías del campo terrestre es necesario conocer el estado normal de éste. El campo geomagnético puede ser representado formalmente, con mucha aproximación, por el campo de un dipolo situado en el centro de la Tierra, con su momento magnético apuntando hacia el Sur geográfico. Físicamente, el origen del campo parece ser un sistema de corrientes eléctricas que circulan por el interior de la Tierra.

El campo magnético total de la Tierra tiene una densidad de flujo (en la superficie) de alrededor de 0,6 X 10-4 Wb/m2 (es decir, 0,6 gauss). Esta densidad de flujo es el resultado del poder imanador existente en el punto de observación, cuya intensidad será de 0,6 X 10-4/(4 π  x  I0-7= 47,8 amp/metro.

El campo terrestre no es constante en ningún punto de la superficie, sino que sufre variaciones de distintos períodos. Desde el punto de vista de la Geofísica Aplicada, las más importantes de estas variaciones son la variación diurna y las tormentas magnéticas. Su efecto perturbador puede ser eliminado satisfactoriamente de las observaciones magnéticas de campo.

Tipos de magnetómetros

Típos de magnetómetros
Típos de magnetómetros

El primer magnetómetro útil para la prospección minera fue desarrollado en los años 1914 y 1915. El llamativo variómetro del tipo Schmidt mide variaciones de la intensidad vertical del campo magnético con una exactitud de 1g, que es la dimensión de las variaciones locales de la intensidad magnética.

Magnetómetros básicos

  • ‘Flux-gate Magnetómeter’: se basa en el principio de la inducción electromagnética y en la saturación y mide variaciones de la intensidad vertical del campo magnético.
    • Superbrújula de Hotchkiss: Está brújula mide la variación de la intensidad total F de un campo.
    • Balanza de Campo magnético tipo Smith: Consiste en un imán pivoteando cerca, pero no en el centro, de su masa, de manera que el campo magnético de la Tierra origine un par de torsión entorno del pivote opuesto al par de torsión de la atracción gravitatoria sobre el centro.

Magnetómetros nucleares

  • Magnetómetro protónico de precisión: Este magnetómetro mide la intensidad total absoluta del campo magnético a tiempos discretos. El instrumento se basa en la mecánica cuántica específicamente en el fenómeno de la resonancia magnética nuclear.
    • Magnetómetro protónico del tipo Overhauser: Los magnetómetros de este tipo usan una solución rica en protones y iones paramagnéticos.
    • Magnetómetro con célula de absorción: Este instrumento se basa en la separación de líneas espectrales (absorción óptica) por la influencia de un campo magnético.
    • Magnetómetros de núcleo saturado (Fluxgate): Este tipo de magnetómetros permite el registro simultáneo de los tres componentes geográficos del campo.
    • Magnetómetros criogénicos (SQUID): El fundamento del instrumento está en el comportamiento de un anillo superconductor enfriado por debajo de una cierta temperatura crítica y por el que se hace pasar una corriente eléctrica.

Instrumentos de prospección magnética

* Clásico magnetómetro de protones Geometrics que puede actuar como gradiómetro. Consta de dos sensores con un disparador que los activa secuencialmente y controlado por una única consola.

Instrumentos de prospección magnética
Instrumentos de prospección magnética

* Magnetómetro de potasio GEM GSMP35 de alta sensibilidad para prospección de gradiente, que permite explorar una superficie del orden de media ha por día.

Instrumentos de magnetismo
Instrumentos de magnetismo

https://www.gemsys.ca/spanish-landing/pdf/MagnetAmetro%20de%20Potasio.pdf

Interpretación prospección magnética

Los resultados de las prospecciones magnéticas se representan en mapas de isolíneas de intensidad de anomalía del campo o de una de sus componentes. En prospección magnética no tiene ninguna utilidad representar los valores absolutos del campo o de alguna de sus componentes, por lo que, si no se han efectuado medidas absolutas, las isolíneas lo son de valores  relativos referidos a un  punto arbitrario.

La interpretación cualitativa explica los principales rasgos en términos de litologías y estructuras probables que pueden originar las anomalías magnéticas. Para esta interpretación se requiere información geológica de apoyo. La interpretación cuantitativa nos da la profundidad y extensión de las anomalías obtenidas a partir de cálculos matemáticos.

Interpretación magnetismo
Interpretación magnetismo

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