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INDICE

DEFINICION

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HISTORIA

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DESARROLLO DE LOS METODOS GEOFISICOS

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LA GEOFISICA Y SU RELACION CON LA GEOLOGIA

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LA GEOFISICA Y SU RELACION CON AL INDUSTRIA PETROLERA

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GRAVIMETRIA

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PRINCIPIOS FUNDAMENTALES

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CAMPO GRAVITATORIO

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POTENCIA

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GRADIENTE

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ANOMALIAS GRAVIMETRICAS

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MAGNETOMETRIA

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PRINCIPIOS FUNDAMENTALES

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CAMPO MAGNETICO TERRESTRE

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PROPIEDADES MAGNETICAS DE LAS ROCAS

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INDUCCION MAGNETICA

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ANOMALIAS

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INSTRUMENTOS MAGNETOMETRICOS

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METODOS ELECTRICOS

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PRINCIPIOS FUNDAMENTALES

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PROPIEDADES ELECTRICAS DE LAS ROCAS

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METODO ELECTRICO DE PROSPECCION

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GEOFÍSICA Es una ciencia aplicada que estudia los fenómenos naturales de nuestro planeta desde el punto de vista físico y matemático. El cual se puede estudiar a la tierra en lo interno y externo. La geofísica interna analiza el interior de la Tierra y las principales cuestiones que estudia son: 

  



 

Sismología, estudia los terremotos y la propagación de las ondas elásticas (sísmicas) que se generan en el interior de la Tierra. La interpretación de los sismogramas que se registran al paso de las ondas sísmicas permiten estudiar el interior de la Tierra. Geo-termometría, estudia procesos relacionados con la propagación de calor en el interior de la Tierra, particularmente los relacionados con desintegraciones radioactivas y vulcanismo. Geodinámica, la interacción de esfuerzos y deformaciones en la Tierra que causan movimiento del manto y de la litosfera. Prospección geofísica, usa métodos cuantitativos para la localización de recursos naturales como petróleo, agua, yacimientos de minerales, cuevas, etc o artificiales como yacimientos arqueológicos. Ingeniería geofísica o geotecnia, usa métodos cuantitativos de prospección para la ubicación de yacimientos de minerales e hidrocarburos, así como para las obras públicas y construcción en general. Tectonofísica, estudia los procesos tectónicos. Vulcanología, Es el estudio de los volcanes, la lava, el magma y otros fenómenos geológicos relacionados.

La geofísica externa estudia las propiedades físicas del entorno terrestre.         

Geomagnetismo, estudia el campo magnético terrestre, tanto el interno generado por la propia Tierra como el externo, inducido por la Tierra y por el viento solar en la ionosfera. Paleomagnetismo, se ocupa del estudio del campo magnético terrestre en épocas anteriores del planeta. Gravimetría, estudia el campo gravitatorio terrestre. Oceanografía u Oceanología, estudia el océano. Meteorología, estudia la atmósfera y el tiempo atmosférico, circunscribiéndose a la Tropósfera. Aeronomía, Es la ciencia que estudia las capas superiores de la atmósfera. Climatología, estudio del clima terrestre actual y en el pasado geológico. Estudio de la ionosfera y magnetosfera. Relaciones Sol-Tierra.

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HISTORIA En la antigua Grecia se encuentran los primeros estudios rigurosos sobre la Tierra y el cielo, que aparecen también después en otras civilizaciones (Chinos, Mayas), destacándose Eratóstenes de Cirene quien a finales del siglo III a.n.e calculó con escaso error el radio terrestre, así como la distancia de la Tierra al Sol y la inclinación del eje planetario. El conocimiento de la Tierra se aceleró desde el Renacimiento. El término geofísica es empleado inicialmente por Julius Fröbel en 1834 y otros autores en años siguientes, pero aparece publicado por vez primera en Alemania gracias a Adolf Mühry en 1863: Beitraege zur Geophysik und Klimatographie, y luego nuevamente en 1887 en el Handbuch der Geophysik de S. Günther. Si bien hubo algunas prospecciones geofísicas informales ya desde la alta Edad Media, el primer aparato específico de prospección geofísica data de 1879, el magnetómetro de los alemanes Thalen y Tiberg, con el que prospectaron hierro exitosamente. Y la primera cátedra de geofísica se le debe a Emil Wiechert, en 1898 en Göttingen, Alemania. RELACION DE LA GEOFÍSICA Y LA GEOLOGÍA: Tanto el prospector geofísico como el geólogo se ocupan de la parte física de la tierra, por lo que frecuentemente atacan el mismo problema pero sus métodos e instrumentos son muy dispares. El geólogo utiliza mínimo instrumental y basa sus razonamientos en leyes preferentemente cualitativas, mientras que el geofísico emplea aparatos costosos y complicados y maneja leyes físicas de expresión matemática nada sencilla. Esta coincidencia de fines con disparidad de métodos entraña notorias ventajas, pero hadado lugar a algunos malentendidos y confusiones.

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No es posible, porque sería ineficaz y económicamente prohibitivo, empezar el estudio de una zona aplicando sin más ni más tal o cual método geofísico. En los estudios de prospección es el geólogo el que tiene la palabra en primer lugar, pues debe ser él el que escoja las zonas más prometedoras para el fin buscado y plantee los problemas concretos cuya solución se exige de la Geofísica. Además debe recopilar la información geológica que exista sobre algunas zonas que van a investigarse y preparar además los mapas y cortes geológicos pertinentes. Es entonces cuando entra a la acción el geofísico, el cual, teniendo a la vista la mencionada información, juntamente con la cartografía topográfica, fotografías aéreas, etc., debe determinar cuál es el método geofísico más apropiado y sus modalidades de aplicación, y fijar detalladamente la situación de perfiles , estaciones, líneas de medición y demás características del trabajo de campo. Terminando éste, y después de elaborados convenientemente los datos recogidos, viene la difícil tarea interpretativa, difícil no sólo por la complejidad de las relaciones matemáticas que intervienen, sino porque generalmente no es única la solución del problema planteado. La quien debe basarse en su propia experiencia, y en la información geológica disponible. En la fase final

de la interpretación, cuando hay que dar significación geológica a la distribución subterránea de la magnitud física estudiada, es fundamental el trabajo conjunto del geólogo y del geofísico. La colaboración entre geólogo y geofísico es, pues, necesaria, en los trabajos prospectivos, y de calidad de esta colaboración depende grandemente la exactitud y confiabilidad de los resultados. Para esto, es necesario que cada uno de estos científicos tenga algún conocimiento del campo cultivado por otro, y sobre todo, que pueda comprender su lenguaje técnico. La diversa mentalidad del geólogo y del geofísico representa, en último término, una ventaja, pues los resultados así obtenidos incorporan una visión más amplia del problema. Lo que ya no puede hacerse es tratar de reunir en una sola persona las dos especialidades, dada la ingente cantidad de conocimientos y técnicas incluidas en la Geología y en la Geofísica, y la disparidad de sus métodos. Por lo tanto, es errónea la idea de que un geólogo pueda transformarse en geofísico tras unos breves estudios o a la inversa. Esto quizá fuese posible hace 30 o 40 años, cuando la Prospección Geofísica se encontraba en las primeras fases de su desenvolvimiento, pero no es factible ahora. Como no existen técnicos omniscientes, se hace imprescindible el trabajo en equipo. LA GEOFISICA EN LA INDUSTRIA PETROLERA En 1924 se descubrieron los primeros yacimientos petrolíferos utilizando métodos geofísicos como gravimetría con balanza de torsión y sísmica de refracción. Desde esa fecha hasta nuestros días, el auge de la geofísica ha ido en progresivo aumento hasta el punto de que hoy en día no se pueden localizar hidrocarburos sin recurrir a los métodos geofísicos, estos se deben a que los geólogos por sus propios medios no pueden determinar con precisión posibles depósitos petrolíferos en caso de trampas estructurales, anticlinales, fallas y anticlinales fallados; si la serie que la cubre no es concordante con las capas de la estructura; si el eje de la estructura petrolífera no coincide con el eje estructural visto en superficie; si la falla que produce la trampa no es visible en superficie. O en otro tipo de trampas; cuando hay discordancia no visible en la superficie; cuando hay variaciones laterales en la estratificación o cuando existen arrecifes. En la explotación petrolífera los métodos más empleados son: el método de reflexión sísmica, sísmica, el método gravitacional, el método de refracción sísmica y los métodos manométricos. CIENCIAS AFINES.Lógicamente, la geología y la física son las ciencias más estrechamente vinculadas con la geofísica. En menor grado, también la geoquímica es una ciencia afín. Ahora bien, en su definición en sentido amplio están incluidas en la geofísica disciplinas a veces consideradas independientes, como aeronomía, meteorología, oceanologia, hidrología u otras que vinculan con la geología como geodinámica y tectonofisica. La planetologia y la astrofísica pueden a su vez, considerarse emparentadas o hasta todavía más amplias, inclusivas de la geofísica.

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En su definición en un sentido más restringido están las comprendidas la gravimetría (conectada con la geodesia), la magnetometría (con geomagnetismo y paleomagnetismo), la geo-electricidad, sismología y dos disciplinas también vinculadas a la geología: radiometría (incluyendo geo-cronología) y geotermia

(relacionada a la vulcanología) en todas ellas existen vertientes puras y prospectivas, a veces de difícil discernimiento las cuales se comparan a continuación: GEOFISICA PURA      

Gravimetría (con geodesia) Magnetometría ( con geo y paleomagnetismo) Geo-electricidad Radiometría (con geocronologia) Geotermia (con vulcanología) Sismología

GEOFISICA APLICADA       

Prospección gravimétrica Prospección magnetometrica Prospección geoelectrica Prospección radiometría Prospección geotérmica Prospección sísmica (refracción y reflexión)

El perfilaje de pozos es una sub disciplina común a cada metodología geofísica y a tenido un enorme desarrollo principalmente a partir de los requerimientos de la exploración y explotación de hidrocarburos. DIVISION DE LA GEOFISICA Uno de los problemas de una ciencia tan amplia como la geofísica es el de establecer un criterio racional para su división. Si en un principio era fácil el considerarla como una única ciencia en desarrollo de los últimos años hace cada vez menos posible el abarcar tanto los campos en los que se ha ido subdividiendo como la diversidad de los métodos que en cada uno de ellos se utilizan. No solamente lo distintos cambios de la geofísica se van independizando cada vez más , sino que se van creando otro nuevos , neceitandose así de nuevas divisiones , como es el caso de el paleomagnetismo , la geocronologia y la ciencia del interior de los planetas . ese último tema , el estudio del interior de los planetas , su estructura y dinámica , su atmosfera y su sismicidad posibles ya gracias a los viajes espaciales, a planteado la cuestión hasta qué punto la geofísica se refiere solo a la tierra. Manteniéndonos de momento en el estudio de la tierra, su mismo objeto impone sobre la geofísica una cierta unidad todos los procesos y estructuras localizadas desde el centro de la tierra, hasta el límite exterior de magnetosfera , son objeto de estudio de la geofísica. Una de las primeras divisiones propuestas por Gutenberg en prólogo del libro Lehrbuch Der Geophysik como publicado en 1929, se basa en distintos campos de la física que se aplican a la tierra sólida, los mares y la atmosfera.la geofísica que queda de esta forma dividida en capítulos de mecánica , gravitación, electricidad, magnetismos ,óptica.

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Calor y composición de la materia.mas extendida que esta división es la que se basa e una serie de distintas disciplinas q se han ido formando en el seno de la geofísica. no existe una nimidad de criterios

para esta división ,y algunas disciplinas forman ciencias con entidad propia, como la geodesia la meteorología .una división incluyendo estas materias es la siguientes:         

Geodesia y Gravimetria Sismología Geomagnetismo y aeronomía Oceanografia física Meteorología Geodinámica Geoquímica y volcanología Planetologia Prospección geofísica

UTILIZACION DE LOS METODOS GEOFÍSICOS: Cuando el terreno no presenta una estructura igual en su superficie que en el subsuelo (por ejemplo, en desiertos, en selvas o en zonas pantanosas), los métodos geológicos de estudio de la superficie no resultan útiles, por lo cual hay que emplear la geofísica, ciencia que estudia las características del subsuelo sin tener en cuenta las de la superficie. Aparatos como el gravímetro permiten estudiar las rocas que hay en el subsuelo. Este aparato mide las diferencias de la fuerza de la gravedad en las diferentes zonas del suelo, lo que permite determinar qué tipo de roca existe en el subsuelo. Con los datos que se obtiene se elabora un “mapa” del subsuelo, que permitirá determinar las zonas más probables que pueda existir petróleo. También se emplea el magnetómetro, aparato que detecta la disposición interna de los estratos y de los tipos de roca gracias al estudio de los campos magnéticos que se crean. Igualmente se utilizan técnicas de prospección sísmica, que estudian las ondas de sonido, su reflexión y su refracción, datos éstos que permiten determinar la composición de las rocas del subsuelo. Así, mediante una explosión, se crea artificialmente una onda sísmica que atraviesa diversos terrenos, que es refractada (desviada) por algunos tipos de roca y que es reflejada (devuelta) por otros y todo ello a diversas velocidades.Estas ondas son medidas en la superficie por sismógrafos. GRAVIMETRIA: La gravimetría es un método muy importante en la búsqueda dedepósitos minerales. Este método aprovecha las diferencias de la gravedad en diferentes sectores. La gravitación es la aceleración (m/s 2) de un objeto que está cayendo a la superficie. La gravitación normal en la tierra es 9.80665 (m/s2). Grandes cuerpos mineralizados pueden aumentar la gravitación en una región determinada. Porque rocas de mayor densidad aumentan la aceleración. El gravímetro es un equipo que puede medir diferencias muy finas en la gravedad. Principalmente cada balanza es un "gravímetro" porque una balanza mide el peso de un objeto. Eso significa la potencia que aplica la aceleración a un objeto:

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DEFINICION: La gravimetría se puede definir como la ciencia cuyo objetivo es determinar y estudiar el campo magnético terrestre y de otros cuerpos celestes en función de la posición y el tiempo mediante medidas de gravedad realizadas sobre o cerca de la superficie del cuerpo, asi como las consecuencias sobre la tierra o ese cuerpo.

PRINCIPIOS FUNDAMENTALES: Ley de gravitación universal: La teoría de la prospección gravimétrica se ha desarrollado directamente por la ley de newton que expresa la atracción mutua entre 2 cuerpos en función de su masa y de su distancia de separación.

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Para la determinación del factor de proporcionalidad, Cavendish en el año 1798 ideó una balanza similar a la de la figura, y como podía medir las masas y distancias, además de conocer el coeficiente de torsión del hilo de suspensión y medir el ángulo de rotación, pudo calcular el coeficiente de proporcionalidad que es la conocida Constante de Gravitación Universal (G) que vale 6,67 x 10-11 Nm2/kg2.

Balanza Si suponemos que la tierra es esférica e irrotacional con masa M, la atracción Newtoniana a una masa genérica m sobre su superficie será:

La segunda ley de Newton establece que F = m.a, y si definimos como g, aceleración de la gravedad, a la causada por la atracción de la masa de la tierra, entonces:

CAMPO GRAVIMETRICO: En física el campo gravimétrico se define o campo gravitacional es un campo, de fuerzas que representa la interacción gravitatoria. El tratamiento que recibe este campo es diferente según las necesidades del problema:  

En física newtoniana o física no relativista el campo gravitatorio viene dado por un campo vectorial conservativo cuyas líneas de campo son abiertas. En física relativista, el campo gravitatorio viene dado por un campo tensorial de segundo orden

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POTENCIAL: El potencial en un punto de un campo dado se define como el trabajo rendido por la fuerza al mover una masa unitaria desde un punto arbitrario de referencia usualmente ubicándose en una distancia infinita hacia el punto en cuestión. El campo de potencial natural se compone de los contribuyentes de las formaciones geológicas, que construyen la corteza terrestre hasta cierta profundidad determinada por el alcance del método gravimétrico. GRADIENTE: El gradiente en términos simples, corresponde a la fluctuación de la gravedad por unidad de longitud. GRADIOMETRO DE GRAVEDAD: Es un sensor gravitatorio que mide el gradiente del campo gravitatorio en lugar de su valor absoluto. Según su orientación, un gradiometro puede medir el gradiente en X, Y o Z (o combinaciones en diagonal). ANOMALIAS: Se define como anomalía gravitatoria a la diferencia entre el valor de gravedad observado (gobs) en un determinado lugar de un planeta generalmente un punto en su superficie y la gravedad teórica (γ), obtenida de un modelo que contempla las dimensiones, masa y rotación del planeta: .Una anomalía positiva de gravedad indica la presencia de un cuerpo con exceso de masa respecto a la masa del modelo de referencia. Mediante el modelado numérico del campo gravitatorio es posible determinar la estructura interna de los planetas. Clases de anomalías: Anomalía de aire libre: Corresponde a la diferencia entre el valor de gravedad observado y el valor de gravedad teórico corregido por la altura del valor medido de g respecto a una superficie de referencia (que puede ser el geoide) mediante la aplicación de una corrección del gradiente de gravedad normal (corrección de aire libre). Anomalía de Bouguer: Esta anomalía no sólo tiene en cuenta la variación de la gravedad con la altura, como la de aire libre, sino que también tiene en cuenta las masas presentes entre el punto de observación y la superficie de referencia (geoide). Al aplicar esta corrección, la anomalía restante es representativa sobre todo de cambios de densidad a nivel cortical y de cambios en el grosor de la corteza terrestre. Anomalía isostática:

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Como la de Bouguer, pero sustrayendo además la atracción gravitatoria que produciría un engrosamiento teórico de la corteza terrestre que compense isostáticamente la topografía. La anomalía resultante suele interpretarse como fruto de cambios de densidad a niveles por debajo de la corteza.

ESTRUCTURA GEOLOGICA: Estudio de la estructura de la corteza terrestre o de un determinada región. a) Levantamiento de las foliaciones (planos geológicos) b) Análisis de la deformación tectónica de las rocas presentes c) Reconocimiento de las estructuras tectónicas en un sector (falla, diaclasas) La estructura geológica incluye a todos los procesos y elementos cuales están relacionados a las fuerzas tectónicas presentes en la corteza terrestre. Se analiza estructuras geológicas especialmente tectónicas para aclarar la acción de fuerzas dirigidas durante la historia geológica. INSTRUMENTOS GRAVIMETRICOS: Los instrumentos empleados para realizar mediciones de la gravedad se denominan gravímetros o gradiometros. Gravímetro: Sensor utilizado para medir la intensidad del campo gravitatorio punto a punto. El gravímetro con ese nombre conocemos a un equipo que tiene la propiedad de realizar una medición de las diferencias sumamente sutiles que presenta la gravedad. La mayor parte de los gravímetros emplean resorte cuyo efecto se opone a la fuerza de gravedad que actúa sobre una masa. Los gravímetros se utilizan en la exploración de petróleo y minerales, sismología, geodesia, arqueología, estudios de aguas subterráneas, análisis geofísicos y otras investigaciones geofísicas. Existen dos tipos de gravímetros: relativos y absolutos. Estos deben ser calibrados en una ubicación donde exista un valor de gravedad exacto y conocido para después ser transportados al sitio donde se desea realizar la lectura. Así, la gravedad es medida en ambos puntos. GRAVÍMETROS ABSOLUTOS:  

Los primeros gravímetros absolutos fueron los péndulos que permiten conocer el valor de la gravedad a través de la medición de períodos de oscilación del péndulo. Estos instrumentos dejaron de emplearse a mediados de 1900 cuando se empiezan a construir los primeros gravímetros de caída libre.

La aceleración de una masa en caída libre a través de un vacío mientras un acelerómetro está fijo en el suelo. La masa incluye un retro reflector el cual atraviesa el haz de un interferómetro Michelson.

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Se puede medir la velocidad de la masa contando los tiempos de las interferencias. Un nuevo método consiste en “levantar y tirar” el cual lanza la masa hacia arriba y mide las velocidades de ascenso y descenso. Esto permite evitar algunos errores de lectura. Gravímetro Superconductor o Criogénico: De desarrollo reciente, consiste en una esfera hueca suspendida en un campo magnético generado por un toroide superconductor enfriado por un compresor de helio. Usado para mediciones absolutas y monitoreo fino de mareas y sismos. GRAVÍMETROS RELATIVOS Los gravímetros relativos más exactos son los gravímetros superconductores, que funcionan suspendiendo una esfera superconductora diamagnética de niobio enfriada con helio líquido en un campo magnético extremadamente estable. Los primeros gravímetros relativos transportables eran una tecnología militar secreta desarrollada en las décadas de 1950 a 1960 como auxiliar en la navegación de submarinos. Más adelante, en la década de 1980, estos gravímetros fueron rediseñados por el sector civil para ser usados en barcos, después en aeronáutica y, por último, para llevar a cabo análisis gravitatorios vía satélite. EL GRAVIMENTRO DE HARTLEY Se constituye de un peso suspendido de un resorte. Por variaciones en la aceleración gravitatoria de un lugar al otro el resorte principal se mueve y puede ser vuelto a su posición de referencia por medio de un movimiento compensatorio de un resorte auxiliar o de regulación manejable por un tornillo micrométrico. El giro del tornillo micrométrico se lee en un dial, que da una medida de la desviación del valor de la gravedad con respecto a su valor de referencia. Por la posición del espejo en el extremo de la barra, su desplazamiento es mayor que el desplazamiento del resorte principal y como el recorrido del haz luminoso es grande, se puede realizar medidas de precisión cercanas al miligal. APLICACIONES GRAVIMÉTRICAS Como ya fue en parte mencionado, existen anomalías de Bouguer negativas -siempre en términos relativos respecto a una referencia zonal- allí donde hay sinclinales, domos evaporíticos, etc. Los altos gravitacionales, en cambio, pueden presentarse si hay rocas ígneas instruyendo una secuencia sedimentaria, o bien donde tengamos anticlinales -porque en su núcleo las rocas más antiguas, generalmente más densas, se acercan a la superficie, o bien en otras diversas conformaciones geológicas. Los objetivos pueden vincularse al estudio de la geología regional con variados fines prospectivos y aun investigaciones corticales de gran magnitud, como el siguiente ejemplo alpino.

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GRAVIMETRÍA APLICADA A LA PROSPECCIÓN DE HIDROCARBUROS: La prospección gravimétrica ha sido muy utilizada en las primeras etapas exploratorias de las cuencas sedimentarias, dado que brinda buenas imágenes de la forma de las cuencas, sus variaciones de espesor y la conformación de sus principales estructuras que pueden eventualmente configurar trampas de hidrocarburos, tal como se ve en el ejemplo de la Fosa de Tucumán. La mayor proximidad a la superficie del basamento o de rocas densas en general se expresa en aumentos de la aceleración de la gravedad y por lo tanto de la anomalía de Bouguer observada en mapas y cortes. A la inversa, con mayor profundidad del basamento o rocas someras de baja densidad tenemos anomalías de Bouguer negativas respecto a la referencia regional. En cuencas exploratoriamente más maduras, ya sea marina o continental, la gravimetría puede ayudar a resolver modelos del subsuelo allí donde la sísmica de reflexión u otros métodos geofísicos no dan buena respuesta, por ejemplo bajo domos salinos relativamente complejos o bajo intrusiones ígneas o coladas de gran espesor. También puede ser una ayuda siempre económica si existen sobrecorrimientos de rocas densas sobre otras más modernas y los altos buzamientos dificultan la iluminación de la sísmica. Como asimismo han sido utilizadas las mediciones de gravedad en áreas donde no se ha podido registrar sísmica, por ejemplo áreas pobladas o zonas de reserva, tanto sea mediante adquisición terrestre como en la variante aérea. O también con mediciones terrestres pero con facilidades de transporte por helicóptero. A escala local, con mediciones de precisión, también se pueden obtener resultados afinados que pueden ser muy útiles si se los interpreta mediante modelos apropiados, recurriendo siempre a la separación de componentes someras, profundas y eventualmente intermedias de la gravedad, conceptos que son relativos según la escala que estemos manejando. La componente profunda de un estudio de impacto ambiental (ejemplo piletas de petróleo mal tapadas) puede ser la más somera posible a nivel del estudio de una cuenca.

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Perfilaje Gravimétrico de Pozos: Como ya se comentó, la gravedad puede medirse directamente a través de un perfilaje en un sondeo petrolero, como también minero o para otros fines. Existen las herramientas apropiadas (gravímetros de pozo) si tal información se considera de interés para la exploración o el desarrollo de yacimientos. Pueden emplearse en pozos incluso horizontales y son muy útiles en cuencas con presencia de rocas con densidades sensiblemente contrastantes, las cuales se pueden obtener con mayor precisión que con otras herramientas geofísicas, como el perfil radiactivo de Densidad. Abajo, foto y esquema de un gravímetro de pozo, y comparación de un perfil de pozo con otro de gravimetría superficial.

MAGNETOMETRIA La magnetometría es como la gravimetría un método geofísico relativamente simple en su aplicación. El campo magnético de la tierra afecta también yacimientos que contienen magnetita (Fe). Estos yacimientos producen un campo magnético inducido, es decir su propio campo magnético. Un magnetómetro mide simplemente las anomalías magnéticas en la superficie terrestre, cuáles podrían ser producto de un yacimiento. El método magnético es el método geofísico de prospección más antiguo aplicable en la prospección petrolífera, en las exploraciones mineras y de artefactos arqueológicos. En la prospección petrolífera el método magnético entrega informaciones acerca de la profundidad de las rocas pertenecientes al basamento. A partir de estos conocimientos se puede localizar y definir las extensiones de las cuencas sedimentarias ubicadas encima del basamento, que posiblemente contienen reservas de petróleo.

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PRINCIPIO La tierra genera un campo magnético en el rango de aproximadamente 0,30000 a 0,65000 G (GAUSS u OERSTED). Este campo se puede comparar con el campo correspondiente a un dipolo (como un imán de barra) situado en el centro de la tierra, cuyo eje está inclinado con respecto al eje de rotación de la tierra. El dipolo está dirigido hacia el sur, de tal modo en el hemisferio norte cerca del polo Norte geográfico se ubica un polo sur magnético y en el hemisferio Sur cerca del polo Sur geográfico se ubica un polo norte magnético. Por convención se denomina un polo magnético ubicado cerca del polo Norte geográfico polo Norte magnético y el polo magnético situado cerca del polo Sur geográfico polo Sur geográfico. El campo magnético no es constante sino sufre variaciones con él. PRINCIPIO CAMPO MAGNETICO TERRESTRE

Las líneas del campo magnético terrestre salen del polo norte magnético hacia el polo sur. Es un fenómeno natural originado por los movimientos de metales líquidos en el núcleo del planeta y está presente en la tierra y en otros cuerpos celestes como del sol. Se extiende desde el núcleo atenuándose progresivamente en el espacio exterior (sin límite ), con efectos electromagnéticos conocidos en la magnetosfera que nos protege del viento solar, pero que además permite fenómenos muy diversos como la orientación de las rocas en las dorsales oceánicas, la magneto recepción de algunos animales y la orientación de las personas mediante brújulas.

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El campo magnético que se observa tiene dos orígenes, uno interno y otro externo. El campo interno es semejante al producido por un dipolo magnético situado en el centro de la tierra con una inclinación de

10.5º respecto al eje de rotación. Loa polos geomagnéticos son los puntos en los el eje del dipolo intersecta a la superficie terrestre, y el ecuador magnético es el plano perpendicular a dicho eje. Esta componente presenta una variación secular en el tiempo, que al ser acumulativa en los grandes periodos de tiempo se ha podido observar en algunos puntos. La componente de origen externo es debida principalmente a la actividad del sol sobre la ionosfera y magnetosfera, siendo la más importante variación diaria con periodo de 24 horas. Otras variaciones de origen externo son: la luna, undecenal, pulsaciones magnéticas, tormentas magnéticas, bahías, efectos cromosfericos, etc. Tiempo con respecto a su forma. PROPIEDADES MAGNÉTICAS DE LAS ROCAS. Las propiedades magnéticas de las rocas dependen en principio de la concentración de minerales ferromagnéticos, entre los cuales están:  la magnetita (FeO.Fe2 O3)  la titanomagnetita (magnetita con un exceso de TiO2)  la pirrotina (FeS)  la hematita (Fe2O3). El contenido de magnetita en las rocas se determina principalmente por la concentración de oxígeno y protóxido de hierro necesario para la separación de la magnetita. El contenido general de óxidos de hierro en las rocas, tan solo caracteriza la posibilidad potencial de formación de magnetita, posibilidad que aumenta al hacerlo el hierro en las rocas, es decir, la de pasar de ácidas a básicas. Unidades de la intensidad magnética En la magnetometría se emplean varias unidades: 1Oersted = 1Gauss = 105gamma = 105nT (T = Tesla). 1gamma = 10-9T = 1nT. La unidad Gauss se introdujeron en honor al matemático alemán Carl Friedrich Gauss, nacido 1777 en Braunschweig, fallecido 1855 en Göttingen. Gauss desarrolló el método para la determinación absoluta del campo geomagnético e inició la observación del campo geomagnético en intervalos regulares. Las unidades Gauss y gamma son las unidades del sistema cgs, la unidad nT es la unidad del sistema SI. Los geofísicos prefieren emplear el parámetro 'intensidad del campo magnético H' en vez del parámetro 'inducción o densidad del flujo B'. Se puede substituir uno de estos parámetros por el otro, porque la permeabilidad del aire varía solo poco de la permeabilidad del vacío. La densidad del flujo B de un campo magnético está relacionada con la intensidad magnética H como sigue: B = µ 0 x H, donde µ0 = permeabilidad del vacío = 1,25 x 10-6 Vs/Am. La permeabilidad se refiere a la facilidad, que ofrece un cuerpo al paso del flujo magnético. A partir del año 1930 la unidad cgs de la intensidad magnética del campo H se debería denominar Oersted (1Oersted = 1cm-1/2g1/2s-1), pero los geofísicos siguen empleando la unidad Gauss para la intensidad magnética. La unidad comúnmente empleada es gamma, introducida 1896 por M. ESCHENHAGEN como esta unidad es útil para expresar las variaciones pequeñas del campo magnético.

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Susceptibilidad magnética Para un campo magnético homogéneo externo H y un material capaz de ser imantado y situado en este campo externo de tal modo, que la normal a su superficie forma un ángulo q con el campo externo, se definen la intensidad de magnetización I del material como sigue:

I = kappa x H x cosq Donde: kappa = constante de proporcionalidad denominada susceptibilidad magnética del material, es cero en el vacío. En el caso que el campo externo está normal a la superficie la formula se reduce de la manera siguiente: I = kappa x H. Valores de la susceptibilidad magnética se presenta en lo siguiente. Tabla de valores de la susceptibilidad magnética kappa para algunos minerales y rocas de DOBRIN (1988), p.650: Sustancia

kappa x 106 en unidades cgs

Magnetita Pirotina Ilmenita Franklinita Dolomita Arenisca Serpentina Granito Diorita Gabro Pórfido Diabasa Basalto Diabasa de olivino

300000 - 800000 125000 135000 36000 14 16,8 14000 28 - 2700 46,8 68,1 - 2370 47 78 - 1050 680 2000

H (intensidad magnética del campo externo) en Oersted 0,6 0,5 1 sin información 0,5 1 30,5 1 1 1 1 1 1 0,5

Peridotita

12500

0,5 - 1,0

Nótese, que los valores de la intensida magnética del campo externo aplicado varían para las distintas muestras de la tabla. El promedio de la intensidad total del campo geomagnético es aproximadamente 0,5Gauss o 0,5Oersted respectivamente. Como supuestamente el magnetismo de la mayoría de las rocas se debe a su contenido en magnetita SLITCHER propuso calcular la susceptibilidad magnética de una roca multiplicando el porcentaje de volumen de la magnetita en la roca con la susceptibilidad magnética 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 magnéticas aportadas por magnetita e ilmenita y calculadas según el método de SLITCHER. Los promedios de porcentaje de volumen en magnetita e ilmenita y de las susceptibilidades magnéticas de varios tipos de rocas están expuestos en la tabla siguiente según SLICHER, L.B. & STEARN, H.H. (1929): Geophysical Prospecting. - Am. Inst. Mining Met. Engrs., Trans. en DOBRIN (1988), p.651. Tipo de roca

1,00 0,90

3000 2700

x Promedio de % de kappa x volumen en ilmenita 106 0,3 410 0,45 0,7

610 1000

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Pórfidos cuarzo Riolitas Granitos

Promedio de % de kappa volumen en magnetita 106 2500 de 0,82

Sienitas traquíticas Nefelitas eruptivas Nefelitas abisales Piroxenitas Gabros Latitas monzoníticas Rocas con leucita Diorita dacítica de cuarzo Andesita Dioritas Peridotitas Basaltos Diabasas

2,04

6100

0,7

1000

1,51

4530

1,24

1700

2,71 3,51 2,40 3,58

8100 10500 7200 10700

0,85 0,40 1,76 1,60

1100 5400 2400 2200

3,27 3,48

9800 10400

1,94 1,94

2600 2600

4,50 3,45 4,60 4,76 4,35

13500 10400 13800 14300 13100

1,16 2,44 1,31 1,91 2,70

1600 4200 1800 2600 3600

En esta tabla se aprecia claramente el aporte de la magnetita a la susceptibilidad magnética de una roca. Comparando los valores calculados y medidos de la susceptibilidad magnética de los mismos tipos de rocas (véase 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 evaluación de la calidad de los datos. La susceptibilidad magnética de una roca depende en primer lugar de su contenido en magnetita y/o piritina, ilmenita juega un papel menos importante, aun puede influir la susceptibilidad magnética de una roca.

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Comportamiento de distintos materiales situados en un campo externo Se distingue los materiales siguientes según su comportamiento poniéndolos en un campo externo: 1. Materiales diamagnéticos 2. Materiales paramagnéticos 3. Materiales ferromagnéticos  ferromagnéticos verdaderos  antiferromagnéticos  ferrimagnéticos 1. Los materiales diamagnéticos están caracterizados por susceptibilidades magnéticas negativas, lo que significa, que la imantación inducida en ellos está orientada en sentido opuesta con respecto al campo externo aplicado. Las susceptibilidades magnéticas de la mayoría de los materiales diamagnéticos no dependen de la temperatura. Solo las susceptibilidades magnéticas de antimonio y bismuto varían a T = -180ºC. Materiales diamagnéticos son entre otros las sales, la anhidrita, cuarzo, feldespato y grafito. El diamagnetismo se basa en el movimiento de un electrón alrededor de su núcleo generando una corriente de poca intensidad. El momento magnético (o espín) es un vector, que en presencia de un campo magnético externo toma un movimiento de

precesión alrededor de este campo externo. Este movimiento periódico adicional del electrón produce un momento magnético orientado en sentido opuesto con respecto al campo aplicado. El diamagnetismo puro sólo aparece si los momentos magnéticos de los átomos son nulos en ausencia de un campo exterior como en los átomos o iones que poseen capas electrónicas completas. 2. Los materiales paramagnéticos son ligeramente magnéticos, caracterizados por susceptibilidades magnéticas pequeñas positivas. En los materiales paramagnéticos la susceptibilidad magnética es inversamente proporcional a la temperatura absoluta según la Ley de Curie. La mayoría de los componentes formadores de las rocas como por ejemplo los silicatos comunes son para- o diamagnéticos. Los granos de materiales para- y diamagnéticos tienden alinearse con sus ejes longitudinales transversal- u oblicuamente con respecto al campo externo aplicado. Los átomos o las moléculas de los materiales paramagnéticos están caracterizados por un momento magnético en ausencia de un campo externo y por una interacción magnética débil pasando entre sus átomos. Normalmente sus átomos están distribuidos al azar, pero aplicando un campo externo tienden alinearse paralelamente a la dirección del campo. Esta alineación es una tendencia, que se opone a su agitación térmica. El paramagnetismo se basa en los espines (momentos magnéticos) no compensados de los electrones, que ocupan capas atómicas incompletas como los subpisos 3-d de los elementos escandio y manganeso por ejemplo. Minerales paramagnéticos son olivino, piroxeno, anfibol, granate y biotita. En un separador magnético dependiendo de sus susceptibilidades magnéticas respectivas estos minerales son imantizados a distintas intensidades del campo magnético engendrado por el separador magnético. 3. Los materiales ferromagnéticos tienen susceptibilidades positivas y relativamente altas. Sin aplicar un campo magnético externo la interacción de los momentos magnéticos de sus átomos resulta en un comportamiento colectivo de grupos de átomos, llamados dominios. En los elementos hierro, cobalto y níquel esta interacción es característica para los espines no compensados de los subpisos 3-d de sus átomos. Estos elementos pueden lograr un estado de imantación espontáneo consistente en la configuración ordenada de los momentos magnéticos de todos los átomos. Aplicando un campo magnético los dominios se alinean en configuraciones paralelas y con sus ejes longitudinales paralelas a la dirección del campo externo de tal modo generando una susceptibilidad magnética alta. A los cuerpos ferromagnéticos corresponden ciclos de histéresis típicos.

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



En los materiales antiferromagnéticos los momentos magnéticos de los átomos vecinos son de la misma magnitud, pero antiparalelos. Cada una de estas subredes recuerda un estado de un cuerpo ferromagnético. Las dos subredes ordenadas orientadas en sentido opuesto entre sí se anulan mutuamente resultando en un momento magnético total igual a cero. La susceptibilidad magnética de un material antiferromagnético es relativamente baja a temperaturas debajo del punto de Curie, sube con la temperatura acercándose a la temperatura de Curie característica para el material en cuestión, alcanza su máximo a la temperatura de Curie y encima de la temperatura de Curie su susceptibilidad decrece. A los materiales antiferromagnéticos pertenecen entre otros la hematita (Fe2O3, TCurie = 675ºC), los óxidos de manganeso, de hierro, de cobalto y de níquel. Los materiales ferrimagnéticos tienen dos subredes de iones metálicos con momentos magnéticos orientados antiparalelamente, pero de magnitud diferente dando lugar a un momento resultante desigual a cero, incluso en ausencia de un campo exterior. La magnetita Fe3O4 es un material ferrimagnético y el mineral más importante en contribuir al magnetismo de las rocas. Otros minerales ferrimagnéticos son la ilmenita FeTiO3, Titanomagnetita Fe(Fe,Ti)2O4, la pirotina Fe1xS y los óxidos 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 composición de cada cristal mixto junto con su temperatura de Curie se presenta en el triángulo siguiente.

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Además la pirotina contribuye apreciadamente al magnetismo de las rocas. INDUCCION MAGNETICA La inducción magnética H' y la densidad del flujo magnético B Un material imantado por un campo externo H genera por si mismo un campo H' relacionado con la intensidad de magnetización o la imantación respectivamente por la formula siguiente: H' = 4pi x I. El flujo magnético total del material con eje perpendicular al campo generado y medido en una cavidad pequeña del material se denomina inducción magnética o densidad del flujo magnético B, que es la suma de los campos magnéticos interno y externo. En los materiales moderadamente magnéticos la densidad del flujo magnético es proporcional a la intensidad magnética del campo externo H como se demuestra en lo siguiente: B = H + H' = H + 4pi x I = H + 4pi x kappa x H = (1 + 4pi x kappa) x H = µ x H. La constante de proporcionalidad µ ya se conoce como la permeabilidad (véase paráfo unidades de la intensidad magnética): µ= B/H = 1 + 4pi x kappa.

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Para demostrar el comportamiento de un material ferromagnético, que experimenta magnetizaciones y desmagnetizaciones cíclicas se sitúa una muestra totalmente desmagnetizada de un material ferromagnético entre los polos de un imán electromagnético originando un campo externo. El campo magnético externo producido por el imán electromagnético se controla subiendo, disminuyendo o invirtiendo la corriente. La inducción expresada como densidad del flujo magnético se mide con un galvanómetro balístico conectado a una espiral arrollada alrededor de la muestra. Los resultados se presentan en un gráfico de la densidad del flujo magnético B en función del campo externo H. El

experimento se inicia con un campo externo H igual a cero. Incrementando la magnitud del campo externo H, sube linealmente la inducción o la densidad del flujo magnético B respectivamente de acuerdo con la relación B = µ x H. Cuando la imantación de la muestra hará alcanzada un cierto valor, la densidad del flujo magnético no sube más, aun la magnitud del campo externo H se incrementa todavía. A este fenómeno se llama la saturación. La curva del diagrama B en función de H se acerca a una línea horizontal. Cuando paulatinamente se disminuye la magnitud del campo externo hasta cero, la densidad del flujo magnético en lugar de volverse cero igualmente retiene un valor R denominado la magnetización remanente. Invirtiendo la corriente y en consecuencia la magnitud del campo externo H, la densidad del flujo magnético B disminuye hasta llegar a cero y luego se acerca a la saturación correspondiente a un campo externo invertido. Una reducción del campo externo hacia cero hará cambiar la densidad del flujo a un valor R-. Una segunda aplicación de la magnetización positiva volverá a invertir de nuevo la dirección de la densidad del flujo magnético y se originará una segunda fase en la saturación positiva. Este experimento demuestra como un cuerpo magnetizable puede quedar magnetizado aún el campo externo magnético causante ya ha desaparecido. Imantación de una sustancia.- La imantación de una roca o de un mineral respectivamente se constituye de las dos porciones siguientes: de la imantación inducida (Iind) y de la imantación remanente (Irem): I = Iind + Irem = kappa x H + Irem, donde kappa = susceptibilidad magnética de la roca o del mineral y H = intensidad magnética del campo externo. La imantación remanente depende de la historia de la roca. Generalmente el campo geomagnético, su magnitud y su dirección determinan la imantación de las rocas magnéticas. La magnitud y la dirección de la proporción inducida de la imantación están determinadas por la magnitud y la dirección actualmente establecidas del campo geomagnético. Como el campo geomagnético varía con el tiempo la magnitud y la dirección del campo geomagnético de un lugar varían también. Las rocas pueden conservar una imantación remanente relacionada con el campo geomagnético existente cuando estas rocas se han formadas. En el caso de las rocas magmáticas la dirección de la imantación coincide con la dirección del campo geomagnético 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 imantación remanente se llama imantación termoremanente. En el caso de rocas fundidas rápidamente enfriándose como las corrientes de lava por ejemplo sus minerales magnéticos se alinean paralelamente a la dirección del campo geomagnético existente en el tiempo de la solidificación y del enfriamiento de las rocas. En el caso de las rocas sedimentarias clásticas los granos magnéticos se alinean durante la deposición en agua quieta según la dirección del campo geomagnético existente. Este tipo de imantación se denomina imantación remanente de deposición. El estudio de la historia del campo geomagnético, denominado paleomagnetismo se basa en la imantación remanente. Además el estudio de la imantación remanente contribuye a la geología histórica y dio una evidencia más para la tectónica de placas.

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ANOMALÍAS MAGNÉTICAS Primero para realizar una geofísica prospectiva se registra, procesa y graficar la respuesta dada por distintos campos físicos en las áreas de potencial interés exploratorio. Evaluando la información obtenida se realiza la búsqueda de anomalías tomando en cuenta las condiciones geológicas y la factibilidad económica más promisoria. Unas ves definidas el área, se establece el mallado de mediciones. Este mallado es más cerrado o abierto según sea el tamaño de la anomalía a estudiar. Una vez echo la adquisición de datos de campo como (mediciones físicas, posicionamiento y otros) se procese a los cálculos para la homogeneizarlos y poder entonces graficarlos y finalmente hacer su interpretación en términos geológicos y eventualmente de recursos potencialmente explotables. Es importante también saber que los distintos modelos de subsuelo producen semejantes anomalías geofísicas, lo que obliga de una evaluación cuidadosa

AAS (Anomalía del Atlántico Sur)

La imagen describe: 1. El cinturón exterior de radiación Van Allen (dos bandas: una en la parte de arriba y otra en la parte inferior). 2. La Anomalía del Atlántico sur como una mancha roja en la parte derecha de las imágenes. 3. La banda de flujo protónico cercano al ecuador geomagnético.

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Como resultado en esa región la intensidad de radiación es más alta que en otras regiones.

INSTRUMENTOS MAGNETOMETRICOS:  Variómetros o Balanzas magnéticas: Pueden ser de componente vertical u horizontal, según los distintos diseños. La balanza más antigua fue la inventada por John Mitchell, como se citó. Y poco más de un siglo después, en 1789, los alemanes Thalen y Tiberg, diseñaron el primer instrumento específico de prospección geofísica con el que catearon exitosamente yacimientos de hierro en Alemania y otros países.  Balanza de Schmid: Empleada desde 1914 en Potsdam, es de tipo vertical y ha sido una de las más utilizadas, aunque las balanzas son ya instrumentos más bien históricos. Se trata de un imán pivoteando cerca de su centro de masa. El desequilibrio gravimétrico producido se compensa mediante la componente magnética. Consta de un sistema óptico que permite observar las variaciones del imán.  Magnetómetro de Torsión: Imán suspendido por hilos metálicos en tensión. La torsión del hilo es una medida directa de la intensidad vertical registrada en un disco graduado. De principios del siglo XX es también un aparato casi en desuso.

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 Inductor Terrestre: Este aparato -arriba a la izquierda- fue desarrollado por Charles Delzenne en Francia(1844) para investigación y décadas después se lo comenzó a emplear en ocasiones para prospección. Se basa en la medición de corriente inducida (mediante un galvanómetro de gran sensibilidad) en una bobina cuyo eje varía convenientemente de posición (sistema tipo cardan). Permite medir

inclinación y declinación magnéticas, como también la intensidad del campo en función del área y número de vueltas de cable -valores fijos para cada aparato- y de la velocidad de giro que adopta, algo que resulta complicado de manejar. (Un arreglo similar, girando en base a una fuerza como el viento o el agua, constituye un generador eléctrico.)  Brújula de Inclinación: Este instrumento (izquierda) mide la variación de la intensidad vertical Z (ó V). Se constituye de una aguja imantada que puede moverse libremente en un plano vertical y que lleva fijada a un lado del eje un peso ajustable que genera un par de torsión gravitatorio que resulta equilibrado por un par de torsión magnético (imán).

MAGNETOMETRO: (Reactor de núcleo saturable) usa un elemento ferromagnético de una permeabilidad elevada que el campo terrestre puede inducir en una

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

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REGISTRO EH INTERPRETACIÓN MAGNETOMETRÍA:  Interpretación Magnetometrica:

Isolíneas de Z y vectores H INTERPRETACIÓN - La orientación de los vectores H nos permite determinar los extremos del dipolo. - El hecho de graficar T a lo largo de una línea nos permite delimitar el cuerpo magnético ("Perfiles Abatidos"). - Graficar simultáneamente H y Z a lo largo de una línea nos permite determinar la inclinación del dipolo. - El gráfico de Z a lo largo de una línea nos permite determinar la profundidad a la cual se encuentra el dipolo. - Programa sugerido para realizar la interpretación Magix XL Durante la interpretación es importante recordar que de acuerdo con la segunda Ecuación de Maxwell no existen los mono polos magnéticos. En otras palabras, el perfil abatido de T siempre debe mostrar dos máximos (Polos S y N). En la interpretación magnetométrica suele ser difícil decidir si los cambios a lo largo de un mapa o perfil se deben a estructuras o a cambios estratigráficos laterales. En el caso de que no se pueda definir claramente la forma de una anomalía magnética y en presencia de una anomalía previamente detectada por otros métodos geofísicos o geológicos, se orienta el eje de la anomalía magnética en la misma dirección que el eje de la anomalía, que por ejemplo podría ser conductiva, hallada por geoeléctrica, o de gravedad como en la figura adjunta. Esto podría respondera la presencia de falla y pilar tectónico elongado, de interés como trampa de hidrocarburos, o de un dique con una probable mineralización metalífera, según sea la escala dela estructura y el ámbito geológico en la que se encuentra. Muchas veces varias estructuras causantes de anomalías magnéticas son paralelas entre sí, como es el caso de un sistema de diques sub paralelos, o de estratos muy inclinados entre los que se intercalan algunos con alto contenido en minerales magnéticos. En el caso de que tengamos una anomalía central y otras flanquéandola, una interpretación posible, entre muchas otras, sería la presencia de un cuerpo de peridotita (roca plutónica de olivino y piroxeno) rodeado por sulfuros de alto contenido en pirrotina (FeS). Un ejemplo vinculado a rocas plutónicas intruyendo rocas metamórficas puede apreciarse en la figura de abajo, resultante de un relevamiento aeromagnético en el centro-norte del Chubut, con tres anomalías magnéticas principales:

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

Registro Magnetometrico

A) Fase de Campo Construir una red imaginaria en el terreno y en cada nodo medir el campo magnético Total T y sus proyecciones H y Z (Horizontal y Vertical) NOTA: En el hemisferio Sur el vector Z apunta hacia arriba. B) Fase de Oficina - Dibujar las isolíneas de Z y los vectores H. Los más empleados son la herramienta cuenta cuplas y el perfil de resonancia magnética nuclear que veremos detalladamente en el siguiente apartado. La Herramienta Cuenta cuplas (casing collar locator) se corre a pozo entubado con el fin de identificar los ensambles o collares entre los caños del encamisado (casing), a partir de incrementos en la señal dados por un magnetómetro discriminador de flujo (fluxgate). Útil para correlacionar perfiles a pozo entubado o bien para servir de referencia de profundidades en las operaciones de terminación. PROPIEDADES ELÉCTRICAS DE LAS ROCAS Los métodos eléctricos y electromagnéticos no alcanzan las resoluciones altas de las reflexiones sísmicas. El flujo de corriente a través del terreno discurre gracias a fenómenos electrolíticos, por lo que la resistividad depende básicamente de la humedad del terreno y de la concentración de sales en el agua intersticial. Por ello existe una gran variabilidad de valores de la resistividad para cada tipo de terreno, con rangos muy amplios. Los métodos eléctricos se basan en tres fenómenos y propiedades asociadas con rocas La conductividad en las rocas es la capacidad que tienen ellas de permitir el paso de la corriente eléctrica a través de sí. También es definida como la propiedad natural característica de cada cuerpo que representa la facilidad con la que los electrones (y huecos en el caso delos semiconductores) pueden pasar por él. La actividad electroquímica causada por los electrolitos, que circulan en el subsuelo = la base para los métodos magnéticos, de potencial propio y de polarización inducida.

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La constante dieléctrica indica la capacidad de material rocoso de guardar carga eléctrica y determina parcialmente la repuesta de formaciones rocosas a las corrientes alternas de alta frecuencia introducida

en la tierra a través de los métodos inductivos o conductivos. Conductividad en las rocas La conductividad en las rocas es la capacidad que tienen ellas de permitir el paso de la corriente eléctrica a través de sí. También es definida como la propiedad natural característica de cada cuerpo que representa la facilidad con la que los electrones (y huecos en el caso de los semiconductores) pueden pasar por él. Varía con la temperatura. Es una de las características más importantes de los materiales. La unidad de la conductividad es el S/m (siemens por metro).La mayoría de los minerales constituyentes de las rocas al igual que los hidrocarburos, no son conductores de la electricidad o sea que son resistivos. En las rocas sedimentarias la parte sólida está formada por minerales no conductores de la electricidad tales como cuarzo, silicatos, carbonatos, etc. Estas rocas conducen la electricidad, solamente debido a la presencia de fluidos conductivos dentro de los espacios porosos interconectados, como es el agua de formación, estos son conductoras de la electricidad debido a las sales ionizadas en solución que dichas aguas contienen. La temperatura es otro factor que afecta la capacidad conductora del agua de formación, debido a que influye en la movilidad de los iones, a mayor temperatura, mayor es la movilidad de los iones, por lo tanto mayor capacidad conductora. Relación existente entre la conductividad y la resistividad de las rocas y los factores que los determinan se define como la resistencia R de un cilindro conductivo con una longitud unitaria l y una dimensión unitaria de su sección transversal S. Supuesto que la resistividad específica del cilindro conductivos era, la longitud sea l, la dimensión de la sección transversal sea S, la resistencia R se expresa como sigue: R=(S)/I. La unidad de la resistividad especifica es m=Ohm metros. Los factores, que determinan la resistividad eléctrica de una roca, son los siguientes:  Porosidad  Composición química del agua, que llena los espacios porosos de la roca.  Conductividad de los granos minerales, aún en la mayoría de los casos es un factor mucho menos importante en comparación a los dos factores anteriores. En las rocas porosas situadas encima del nivel del agua subterránea en una profundidad somera del subsuelo y en las rocas situadas en profundidades tan altas, que todos los espacios porosos están cerrados por la presión ambiental, la corriente se mantiene en forma de la conducción electrónica y ocurre adentro de los granos minerales. En estas condiciones la resistividad eléctrica depende de las verdaderas propiedades microscópicas de la roca. Una característica eléctrica muy importante en las rocas es la resistividad, ésta se define en base a la resistividad de cualquier conductor que esté presente en la formación de área y longitud unitarias, la unidad de medida está dada por el Ohm m2/m, y se simboliza con la letra Ω.

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La resistividad es una de las propiedades de las rocas que han sido y son usadas comúnmente para la interpretación de registros geofísicos de pozos, pues por medio de esta propiedad se logran determinar ciertos parámetros delos yacimientos como, la porosidad y la saturación de fluidos, los cuales son considerados los más representativos durante la interpretación de un registro. En general se puede mencionar que la mayoría de las rocas no conductoras son rocas secas, pero cabe aclarar que existen algunas excepciones.

A diferencia de las que contienen fluidos como el agua salada se consideran rocas conductoras. En cada formación su resistividad in situ dependerá de la cantidad de agua que está contenida en la formación, así como también se encuentre distribuido el fluido dentro de la roca que se encuentre en estudio. Cabe mencionar que cuando la formación es arcillosa, los valores de resistividad se verán alterados por la cantidad y distribución de la arcilla

Todos los métodos eléctricos sensibles para la resistividad y empleados en la superficie detectan la resistividad eléctrica total de un volumen de roca situada en cierta profundidad (in situ). Los valores de resistividad eléctrica obtenidos de esta manera reflejan la combinación de los efectos de todos los mecanismos conductivos. Donde sí tienen una utilización interesante es en la determinación de cavernas en zonas cársticas, dada la clara diferencia de resistividad existente entre un terreno y el aire, siendo esta última prácticamente infinita. El rango de resistividad eléctrica de las rocas es amplio y se extiende desde 10-2 a 108omh m y mayor. Efecto de la 'edad geológica' o es decir de la compactación a la resistividad eléctrica 



Se podría esperar un incremento de la resistividad relativamente uniforme con mayor edad geológica de una roca sedimentaria debido a la mayor compactación asociada con el mayor espesor de las rocas situadas encima de las rocas más antiguas. Pero los valores de resistividad de la mayoría de las rocas sedimentarias de la Terciaria son anormalmente altos. Este fenómeno se interpreta con la deposición de gran cantidad es de rocas sedimentarias en agua dulce en la Terciaria. Las rocas sedimentarias del Mesozoico se caracterizan por valores de resistividad más bajos en comparación a aquellos de las rocas sedimentarias de la Terciaria puesto que se depositaron mayoritariamente en las aguas saladas de las cuencas marinas. Valores de resistividad específica en omh m para varios tipos de rocas saturadas con agua.

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Edad geológica

Arena marina, pizarra, grauwaca

Arenas terrestres, argilita, arcosa

Rocas volcánicas como basaltos, riolitas, tobas

Granito, gabro

Caliza, dolomia, anhidrita, sal

Cuaternario, Terciario

1 - 10

15 - 50

10 - 200

500 - 2000

50 - 5000

Mesozoico

5 - 20

25 - 100

20 - 500

500 - 2000

100 - 10.000

Carbonífero

10 - 40

50 - 300

50 - 1000

1000 - 5000

200 - 100.000

Paleozoico, hasta el fin de carbonífero

40 - 200

100 - 500

100 - 2000

1000 - 5000

10.000 - 100.000

100 - 2000

300 - 5000

200 - 5000

5000 - 20.000

10.000 - 100.000

Precámbrico

No se puede encontrar una diferencia consistente entre los rangos de resistividad de los varios tipos de rocas. Estadísticamente la resistividad específica de las rocas metamórficas y las rocas ígneas parece ser mayor en comparación a la de las rocas sedimentarias. Actividad electroquímica La actividad electroquímica en las rocas depende de su composición química y de la composición y de la concentración de los electrolitos disueltos en el agua subterránea, que está en contacto con las rocas. La actividad electroquímica determina la magnitud y el signo del voltaje desarrollado cuando la roca está en equilibrio con el electrolito. La actividad electroquímica en la profundidad es responsable para los potenciales propios medidos en la superficie. Constante dieléctrica La constante dieléctrica es una medida para la capacidad de un material situado en un campo eléctrico de ser polarizado o es decir una medida de la polarizabilidad P de un material situado en un campo eléctrico E. La polarizabilidad P o el momento eléctrico por unidad de volumen es proporcional al campo eléctrico E. La constante dieléctrica determina la capacidad inductiva efectiva de una roca y su repuesta estática con respecto a un campo eléctrico directo o alterno aplicado. Algunos valores de la constante dieléctrica son:   

Para el vacío la constante dieléctrica es = 1 Para la mayoría de las rocas compactas la constante dieléctrica es = 6 a 16 esu (unidades electrostáticas) Para suelos húmedos y arcillas la constante dieléctrica es > 16 a 40 y 50 esu.

MÉTODOS ELÉCTRICOS PARA LA PROSPECCIÓN

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Todos los métodos eléctricos y de EM se pueden dividir en dos grandes grupos: métodos de emisor natural y métodos de campo artificial.

Métodos de resistividad basándose en la transmisión de corriente directa en el subsuelo. La resistividad es una propiedad eléctrica fundamental de los materiales rocosos relacionada estrechamente con su litología. El objetivo de los sondeos de corriente directa (dc soundings) consiste en deducir la naturaleza y la distribución de las resistividades eléctricas establecidas debajo de la superficie terrestre a partir de las mediciones superficiales de la intensidad de la fuente emisora I (corriente directa I) y los voltajes inducidos V. Generalmente se emplea una configuración de cuatro electrodos, un par tiene la función de introducir la corriente en el subsuelo, con el otro par se mide el potencial asociado con la corriente introducida en el subsuelo. Otros métodos de resistividad son los siguientes:  

El método ‘potencial-drop-ratio’ El método ‘direct current resistivity-soundings’ = el método de sondeos de resistividad con corriente directa.

La variación de voltaje V refleja en la superficie la interacción entre la fuente que conduce la corriente directa I por el medio resistivo y la estructura geoeléctrica situada en el subsuelo.

Interpretación El modo más sencillo de interpretación de las delineaciones de resistividad con corriente directa es el caso de la detección de una anomalía a lo largo de un perfil continuo. El único requerimiento consiste en la identificación de la anomalía encima del nivel del ruido.

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Un caso más complejo de interpretación es la construcción de un modelo unidimensional, cuya repuesta calculada cabe bien con las observaciones en el terreno. Para muchas formaciones geológicas de interés económico el modelo de una secuencia estratificada es una presentación considerablemente adecuada. En el caso de una cubierta de rocas no consolidadas encima de rocas compactas las mediciones de resistividad posibilitan la estimación de la potencia de la cubierta de rocas no consolidadas aplicando las fórmulas válidas para el caso de dos estratos. Otra aplicación frecuente consiste en la determinación de la profundidad del nivel freático (nivel superior del agua subterránea). Hoy día se conoce bien la

interpretación de las curvas de la resistividad aparente en términos de modelos unidimensionales y se puede recurrir a varias soluciones del tipo ‘forward- y inverse modeling’. Los casos bidimensionales y tridimensionales con heterogeneidades laterales son mucho más complejos. Su interpretación requiere la aplicación de algoritmos adecuados para tales modelos multidimensionales. Polarización inducida El método de la polarización inducida aplicado la primera vez el fin de la década 1940 ha sido utilizado frecuentemente en la búsqueda de depósitos de sulfuros diseminados. Durante la década 1960 se volvió el método más empleado de todas las técnicas geofísicas superficiales en la exploración minera. Consiste en la medición del decaimiento de la diferencia de potencial V, luego de finalizar la inyección de una corriente de intensidad I. Fundamentos Algunas rocas y depósitos minerales no exhiben un potencial propio. Solo al dejar pasar una corriente por las rocas a través de un par de electrodos de corriente se genera una polarización inducida en ellos, un proceso comparable a la carga de un acumulador. Después de la interrupción de la corriente el potencial generado se puede medir un cierto intervalo de tiempo todavía, mientras que se disminuye lentamente. Se puede demostrar el voltaje inducido midiendo la diferencia de potencial entre dos electrodos colocados en la superficie un intervalo de tiempo definido después de la interrupción de la corriente. La corriente introducida en el subsuelo puede ser de  

de forma de pulsos, generalmente formados como ondas cuadráticas o de forma de corrientes alternas de frecuencias muy bajas (1Hz o menos).

Los datos provenientes de las corrientes alternas de frecuencias muy bajas usualmente se comparan a una variedad de frecuencias. Método de resistividades DC En este método se introduce una corriente continua en el terreno, a través de un par de electrodos, y se emplea un segundo par de electrodos para medir la diferencia de potencial creada, en el terreno, por esta corriente.

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Este método se puede usar para estudiar las variaciones de la resistividad, tanto en profundidad, como lateralmente. Para estudiar la variación de la resistividad con la profundidad, en el caso de u n medio estratificad, se aumenta gradualmente la distancia entre los electrodos emisor y receptor (distancia T / R).

Método FDEM (Método de frecuencia variable) En contraste con el método de resistividades DC, en el método FDEM se usa una corriente sinusoidal. Por consiguiente, hay dos formas de introducir la corriente en el terreno: o a través de una bobina de cable aislada, o a través de un cable conectado a tierra en ambos extremos (como en los métodos DC). En ambos casos se genera un campo magnético variable, a través del espacio. Este método se puede usar para estudiar las variaciones de la resistividad, tanto en profundidad, como lateralmente. Para estudiar la variación de la resistividad con la profundidad, en el caso de un medio estratificado, se aumenta gradualmente la distancia entre los electrodos emisor y receptor (distancia T / R) el campo magnético total se puede considerar como la suma de dos componentes: Este método se aplica para medir las variaciones de la resistividad aparente en función de cambios de frecuencia. La polarización que se opone a la disminución del potencial externamente aplicado tendría el mismo efecto como una resistencia conectada en serie con la resistencia actual de las formaciones excepto el caso que el efecto variaría con la frecuencia. En las rocas, que no llevan minerales que responden a la polarización inducida se producirá una disminución muy pequeña de la resistividad cuando se aumenta la frecuencia, usualmente la disminución es menor a 1%. - Un campo primario, debido a la corriente de la bobina transmisora, y - Un campo secundario, debido a las corrientes inducidas en el terreno. Valores de R para algunas rocas son según MARSHALL & MADDEN (1959 en DOBRIN & SAVIT, 1988): Tipo de roca Rocas con sulfuros concentrados Menas de pórfidos cupríferos con un contenido de 2 a 10% en sulfuros Rocas con trazas de una mineralización con sulfuros Areniscas y rocas de silt Basaltos Granitos

Porcentaje de disminución de la resistividad R > 10 5 - 10 2-5 1-3 1-2 0,1 – 0,5

Método TDEM

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El método TDEM, al igual que los demás métodos eléctricos y EM, se ha desarrollado por dos vías diferentes. Se utiliza como técnica de sondeos, para resolver problemas de geología estructural, en prospecciones de petróleo y gas, en hidrogeología, y en estudios generales de reconocimiento. También se emplean como método de perfiles horizontales, para localizar buenos conductores, tales como yacimientos de sulfuros, intrusiones marinas, etc.

El sistema de sondeos TDEM consta de un transmisor y un receptor. El transmisor es una espira cuadrada de cable aislado apoyado en el suelo. Tomografía eléctrica El método de Tomografía Eléctrica o Tomografía Geoeléctrica, en su modalidad de Resistividad de Alta Resolución en dos dimensiones (R2D), es una técnica de relevamiento recientemente desarrollada para la investigación de áreas con anomalías complejas, donde el empleo de Sondeos Eléctricos Verticales (SEV), Georadar u otras técnicas de Resistividad no permiten obtener información de detalle en Dos Dimensiones (R2D).

MÉTODOS NATURALES Potencial espontáneo Se basa en la medición de las diferencias naturales de potencial eléctrico entre 2 puntos sobre la superficie o a poca profundidad. El agua subterránea es la principal responsable de la existencia del potencial espontáneo, debido a que actúa como un electrolito disolviendo y transportando minerales al estado iónico. Existen 3 procesos por los cuales se puede transmitir la corriente a través de rocas y sedimentos: dieléctrico, electrolítico y electrocinético; de éstos el más importante es el electrolítico.

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BIBLIOGRAFIA       

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