Configuración Dipolo-Dipolo Configuración Polo-Dipolo Configuración Gradiente Configuración Polo-Dipolo Modificado
Que arreglo debe usarse?.
Metodología El levantamiento de perfiles en el terreno se ejecuta según un arreglo multielectródico lineal para registrar datos en la modalidad dipolo-dipolo.
GEOELÉCTRICA(Resistividad y Polarización Inducida)
Resultados.
Modelo 3 D.(Representado en Rockwork)
Magnetometría El método magnético es el método geofísico de prospección más antiguo aplicable en las exploraciones mineras.
Es utilizado en la búsqueda de minerales magnéticos y de minerales no magnéticos asociados con aquellos que ejercen un efecto magnético mensurable en la superficie terrestre. La mayoría de las variaciones de la intensidad magnética medidas en la superficie terrestre resulta de cambios litológicos, asociados con rocas ígneas o con rocas del basamento.
Fundamentos y consideraciones del método magnetométrico. Campo Magnético Terrestre: se describe como un dipolo magnético ubicado en el centro de la tierra, cuyo eje está inclinado con respecto al eje de rotación de la tierra.
En la magnetometría se emplean varias unidades: 1Oersted (Oe) = 1Gauss = 105 gamma = 105 nT (T = Tesla) (nT = nanotesla) . 1gamma = 10-9T = 1nT.
El campo magnético terrestre es bastante débil, del orden de 30.000 nT en las proximidades del ecuador y de 70.000 nT en las regiones polares.
La intensidad total del campo magnético para un punto cualquiera sobre la superficie de la tierra será un vector F con dirección paralela a las líneas de fuerza del campo magnético, resultante de una componente vertical y una componente horizontal .
a): Campo magnético terrestre. b) Intensidad F del campo magnético en un punto de la superficie de la tierra resultante de una componente vertical y una componente horizontal
Variaciones del CMT
Susceptibilidad magnética La susceptibilidad magnética de una sustancia o cuerpo rocoso es la medida en la que puede ser magnetizada/o por inducción del campo geomagnético terrestre.
La detección mediante métodos magnetométricos de un cuerpo dado, alojado en el interior de otro, será tanto más probable cuanto mayor sea el contraste de susceptibilidades entre la roca buscada y las que la circundan
Representación de los datos Los datos se pueden representar a modo de perfiles y como un diseño de mapa de isolíneas. La amplitud y forma de las anomalías magnéticas están compuestas en función de:
Magnitud y orientación del campo magnético terrestre para ese lugar geográfico. La geometría del cuerpo rocoso anómalo y su orientación respecto al campo magnético terrestre. La cantidad de minerales ferromagnéticos, su susceptibilidad y el contraste con las rocas adyacentes. La distancia de la fuente anómala y el sensor.
Campo Total
Presentación de anomalías
Procedimientos adicionales en el tratamiento de los datos Reducción al Polo: La operación de reducción al polo es una técnica de procesamiento de datos que recalcula los datos de intensidad magnética total como si el campo magnético inducido tuviera una inclinación de 90?, es decir, las anomalías toman aproximadamente la misma forma que sería observada en el polo magnético .
Reducción al Polo
Campo Total
S N
Cuerpo Magnético
Reducción al Polo
Inclinación del Campo Potencial (Tilt Derivative): Se emplea la arcotangente de la raíz cuadrada de la suma de las derivadas verticales (dx y dy) al cuadrado, dividida por el cuadrado de la derivada horizontal (dz), de acuerdo con la fórmula siguiente: ICP=arctan(dz/sqrt(dx2+dy2))
Interpretación
Aplicaciones La búsqueda de minerales magnéticos como magnetita, ilmenita o pirrotina.
La localización de minerales magnéticos asociados con minerales no magnéticos, de interés económico (Au, Ag ect).
La determinación de las dimensiones (tamaño, contorno, profundidad) de estructuras de zonas mineralizadas cubiertas por capas aluviales o vegetales.
Los depósitos de Fe asociados con rocas magmáticas frecuentemente están caracterizados por un cociente magnetita/hematita alta y en consecuencia pueden ser detectados directamente por las mediciones magnéticas.
Frecuentemente se emplea el método magnético en la exploración para diamantes, que ocurren en chimeneas volcánicas de kimberlitas o lamprófidos. en los Estados Unidos, en la ex Unión Soviética y en Africa del Sur, Este y Oeste.
Métodos Electromagnéticos (EM) Los métodos electromagnéticos son usados para medir la conductibilidad eléctrica de los materiales del subsuelo.
Se fundamentan en el supuesto de que en el subsuelo existe un cuerpo conductor de la electricidad que sometido a un campo magnético genera una corriente que a su vez crea un campo magnético secundario que permite su localización.
En función del equipamiento utilizado, existen dos categorías: método electromagnético en el dominio del tiempo (TDEM) o de transmisor fijo (TF) y método electromagnético en el dominio de la frecuencia (FDEM) con transmisor móvil (TM).
El Método de Turam (TF).
Cuando se corta la corriente que circula por esta bobina transmisora, se produce una inducción electromagnética de corrientes eléctricas parásitas en el subsuelo (corrientes de Foucault), cuya intensidad decrece en función del tiempo y que generan a su vez un campo magnético secundario.
Cuanto mayor sea la conductibilidad del material del subsuelo, mayores serán las corrientes parásitas inducidas por la bobina primaria, mayor será el campo magnético secundario y mayor será la inducción de corriente registrada por la bobina secundaria (receptor).
Dominio Frecuencia (TM) En el método electromagnético en el dominio de la frecuencia se usan dos pequeñas bobinas, una como transmisor y la otra como receptor de ondas electromagnéticas de diferentes frecuencias.
Aplicaciones Detección de fallas.
Contactos y buzamientos entre capas de distinta conductibilidad eléctrica, determinación de profundidad y espesor de rellenos.
Detección de cuerpos conductivos (sulfuros masivos).
Detección de intrusiones salinas en acuíferos..
MÉTODO GRAVIMÉTRICO El método gravimétrico de prospección es un método pasivo (mide potenciales naturales) que permite detectar anomalías de gravedad producidas por los cambios laterales en la densidad de las rocas.
El método se fundamenta en la segunda Ley de Newton que dice que dos cuerpos de masa m1 y m2 separados por una distancia r se atraen mutuamente con una fuerza F: F = G m1 m2 / r2 (1) G es la constante de gravitación universal Como F = m a (2) La aceleración a ejercida por un cuerpo de masa m1 sobre un cuerpo de masa m2, separados por una distancia r se obtiene de reemplazar (2) en (1) a = G m2 / r2 La unidad usada en gravimetría es la unidad de aceleración Gal (de Galileo) = cm / seg2 = 1000 mgal (miligal)
Correcciones que se aplican en el método gravimétrico Corrección por Latitud
Al momento de analizar los resultados de valores de gravedad obtenidos a partir de una prospección gravimétrica en un sector de la superficie terrestre, se debe primero considerar el valor de referencia o “gravedad normal” o gravedad cero para ese lugar.
La gravedad normal para el ecuador es de 978031,8456 mgal, mientras que en los polos es de 983217,7279 mgal, es decir existe una diferencia de ~ 5,2 Gal o 5200 mgal entre el ecuador y los polos.
El valor de gravedad medido en el terreno debe ser corregido, restándole el valor de la gravedad normal calculado para ese lugar (basado en modelo terrestre elegido), obteniéndose el “valor reducido”
Otras Correcciones (a) Reducción por las mareas: la atracción del sol y la luna deforman la superficie terrestre, originando cambios en la gravedad.
(b) Reducción por la altura: como la fuerza de gravedad es inversamente proporcional al cuadrado de la distancia entre el centro de la tierra y el punto de observación, si este está por encima o debajo del nivel de referencia la corrección por altura tendrá signo positivo o negativo respectivamente.
(c) Reducción topográfica: debida a accidentes topográficos (colinas o valles) cercanos a la estación de observación.
(d) Reducción de Bouguer: esta corrección elimina el efecto de la masa de roca ubicada entre el nivel de referencia y la estación de observación.
Una vez realizadas estas correcciones, el valor resultante de la diferencia entre el valor medido y el valor normal, tanto positivo como negativo, dará la dimensión de la anomalía.
Interpretación Las diferencias locales de la gravedad están relacionadas directamente con la densidad de las rocas infrayacentes.
Los domos de sal, los cuerpos de sulfuros masivos o cuerpos de cromita, las fallas, los anticlinales y las intrusiones ígneas son señalados generalmente por cambios en la gravedad.
Es necesario conocer el “contraste de densidad”, es decir la diferencia de densidad entre las rocas que provocan la anomalía y las rocas circundantes.
Las formas de las anomalías son comparadas con curvas teóricas originadas por masas de distintas formas, densidad y profundidad.
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