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REPUBLICA BOLIVARIANA DE VENEZUELA LA UNIVERSIDAD DEL ZULIA FACULTAD DE INGENIERIA
DIVISION DE ESTUDIOS PARA GRADUADOS PROGRAMA DE POSTGRADO EN GEOFISICA
CARACTERIZACIN GEOMAGNETICA Y GEOELCTRICA EN LA CIUDAD UNIVERSITARIA DE LA UNIVERSIDAD DEL ZULIA
Trabajo de Grado presentado para optar al Grado Acadmico de: MAGISTER SCIENTARUM EN GEOFISICA Presentado por: Lic. Germn Montero Asesorado por: Ing. Wilfredo Leal.
Maracaibo, Octubre de 2003
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APROBACIN
Este jurado aprueba el Trabajo de Grado titulado CARACTERIZACIN GEOMAGNETICA Y GEOELCTRICA EN LA CIUDAD UNIVERSITARIA DE LA UNIVERSIDAD DEL ZULIA, que presenta el Licenciado Germn Jos Montero Gonzlez portador de la C.I: 10.414.474, ante el Consejo Tcnico de Postgrado de la Facultad de Ingeniera, en cumplimiento del Articulo 51, Pargrafo 51.6 de la Seccin Segunda del Reglamento de Estudios para Graduados de La Universidad del Zulia, como requisito para optar al Grado Acadmico de MAGISTER SCIENTIARUM EN GEOFSICA
------------------------------ Coordinador del Jurado
Wilfredo Leal C.I : 4.014.669
------------------------------ --------------------------- Wilmer Marquez Carlos Fimlay C.I : 9.745.092 C.I: 5.849.015
------------------------------------------------ Director de la Divisin de Postgrado
Ing. Carlos Rincn
Maracaibo, Octubre de 2003
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AGRADECIMIENTO
Quiero dar un agradecimiento sincero a las siguientes personas:
A la profesora Arelis Arteaga por su colaboracin acadmica y prstamo de equipos de
computacin en el Laboratorio de Fsica del Departamento de Fsica de la Facultad de
Ingeniera de La Universidad del Zulia.
Al profesor Wilfredo Leal que me asesoro tcnicamente.
Al profesor Jos Naranjo por haberme ayudado en este proyecto.
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RESUMEN
Montero Gonzlez, Germn Jos, CARACTERIZACIN GEOMAGNETICA Y GEOELCTRICA EN LA CIUDAD UNIVERSITARIA DE LA UNIVERSIDAD DEL ZULIA Trabajo de Grado, Universidad Del Zulia, Postgrado de Ingeniera, Programa de Geofsica.
En la prospeccin geofsica se pueden emplear diferentes tcnicas tales como: gravimtricas, magnticas, elctricas, ssmicas, georadar, para la caracterizacin del subsuelo. Para el presente trabajo se utilizaron los datos obtenidos de un sondeo elctrico vertical realizado en la zona, y se compar con un levantamiento magntico aplicado en el mismo lugar. El estudio geomagntico y geoelctrico en esta zona tendrn como objetivo identificar, analizar y comparar los resultados de esta caracterizacin. Igualmente se indican las bases tericas y las metodologas de campo empleadas. Con los datos obtenidos se elaboraron mapas bidimensionales y tridimensionales de espesor e isoresistividad, con los cuales se pudieron sealar las variaciones resistivas del subsuelo en cada capa, as como tambin se pudo visualizar los cambios geomtricos de dichas capas, correlacionando esta informacin con alguna anomala presente. La realidad demuestra que realizar los mapas de resistencia transversal unitaria como forma de elaborar la informacin en una sntesis, resulta de gran utilidad como herramienta cualitativa, ya que el contenido salino de las aguas que se alojan en estos sedimentos contrastan de forma tal que es posible delimitar las reas con mejores condiciones para su explotacin. De los resultados obtenidos se observa que ambas tcnicas coinciden en la bsqueda de anomalas geolgicas. Finalmente se determinaron las ventajas e inconvenientes de cada una de las tcnicas.
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ABSTRACT Montero Gonzlez, Germn Jos, GEOMAGNETIC AND GEOELECTRIC CHARACTERIZATION IN THE UNIVERSITY CITY OF THE UNIVERSIDAD DEL ZULIA Trabajo de Grado, Universidad Del Zulia, Postgrado de Ingeniera, Programa de Geofsica. In the geophysical prospecting they can be used different technical such as: gravimetrics, magnetic, electric, seismic, georadar, for the characterization of the subsurface. For the present work the obtained data of a Vertical Electric Sounding carried out in the area was used, and it was compared with a magnetic rising applied in the same place. The geoelectric and geomagnetic study in this area will have as objective to identify, to analyze and compare the results of this characterization. In this study it is indicated the theoretical bases and the used field methodology. With the obtained data the two-dimensional and three-dimensional maps of thickness and isoresistivity were elaborated, with which the resistive variations of the underground could be pointed out in each layer, as well as we could visualize the geometric changes of this layers, correlating this information with some anomaly. It is demostrated that representing maps of transversal unit resistance as a way of elaborating the information into a synthesis is always useful as a qualitative tool because the saline content of the water contained by these sediments contrasts in such a way that is possible delimit areas being able to be exploit. Of the obtained results it is found that both techniques coincide in the search of geologic anomalies. Finally it was determined the advantages and inconveniences of each of the techniques used.
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INDICE GENERAL Veredicto i Agradecimiento ii Resumen iii ndice de Figuras viii ndice de Tablas xi Introduccin 1 CAPITULO 1 EL PROBLEMA 1.1 Planteamiento del Problema. 4 1.2 Formulacin del Problema. 5 1.3 Objetivos de la Investigacin. 6
1.3.1 Objetivo General. 6 1.3.2 Objetivos Especficos. 6
1.4 Justificacin de la Investigacin. 6 1.5 Delimitacin de la Investigacin. 7 CAPITULO 2 MARCO TEORICO 2. 1 Antecedentes de la investigacin. 9 2.2 Informacin geolgica de la zona. 10 2.3 Mtodo geoelctrico 11 2.3.1 Introduccin 11 2.3.2. Resistividad elctrica de suelos 12 2.3.3. Medida de la resistividad elctrica 17 2.3.4 Dispositivos tetraelectrdicos lineales bsicos 19 2.3.4.1 Dispositivo Wenner 19 2.3.4.2 Dispositivo Schlumberger 19 2.3.4.3 Dispositivo Polo-Dipolo 21 2.3.4.4 Dispositivo Doble Dipolo (Axil) 21 2.3.4.5 Dispositivos Wenner y . 22 2.3.5 Efectos laterales en el SEV y ambigedades en su interpretacin 23 2.3.6 Aplicaciones 23 2.3.7 Parmetros y funciones de Dar Zarrouk 24 2.3.7.1 Resistencia transversal unitaria. 24 2.3.7.2 Conductancia longitudinal unitaria. 25 2.3.7.3 Pseudo-anisotropa. 26 2.4 Mtodo geomagntico 29
2.4.1 Introduccin 29 2.4.2 El campo magnetismo de la tierra 30
2.4.3 Modelo de un dipolo magntico 34 2.4.4 Componentes del campo geomagntico 35 2.4.5 Variaciones del campo geomagntico 37 2.4.6 Susceptibilidad magntica 38 2.4.7 Comportamiento de distintos materiales situados en un campo externo 41 2.4.7.1 Imantacin de una sustancia 44 2.4.8 Tipos de magnetometros y magnetometro utilizado 45 2.4.8.1 Medida de la componente vertical. 45
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2.4.8.2 Medida del campo total. 46 2.4.8.3 Instrumento utilizado 46 2.4.8.4 Descripcin del instrumento. 50 2.4.9 Aplicaciones del mtodo magntico. 52 2.4.10 Glosario magntico. 53 CAPITULO 3 METODOLOGIA APLICADA 3.1 Tipo de Investigacin. 57 3.2 Levantamiento geoelctrico. 57 3.2.1 Adquisicin de datos geoelctricos. 57 3.2.2 Procesamiento de datos elctricos. 58 3.2.3 Interpretacin de los datos. 58 3.2.4 Elaboracin de mapas. 58 3.3 Levantamiento magntico. 59 3.3.1 Adquisicin de datos geomagnticos. 59 3.3.2 Procesamiento de datos magnticos. 65 3.3.3 Pasos operativos para realizar la interpretacin. 67 CAPITULO 4 ANLISIS DE LOS RESULTADOS 4.1 Datos y resultados del levantamiento geoelctrico. 72 4.2 Graficas de resistividad. 72 4.2.1Campo Petrleo-Qumica. 72 4.2.2 Campo Humanidades. 75 4.2.3 Campo Veterinaria. 77 4.2.4 Campo Ciencias. 78 4.3 Valores de resistividad. 79 4.4 Valores de espesores. 80 4.5 Interpretacin de los mapas de espesor e isoresistividad por campo. 81 4.5.1 Campo Petrleo-Qumica. 81 4.5.2 Campo Humanidades. 85 4.5.3 Campo Veterinaria. 89 4.5.4 Campo Ciencias. 92 4.6 Datos y resultados del levantamiento magntico. 95 4.7 Resultados de la interpretacin deducida de los grficos. 106 4.8 Valores obtenidos por el mtodo de la semianchura. 112 4.9 Resultado obtenido por el mtodo de las barras. 114 4.10 Comparacin entre el mtodo de la semianchura y el mtodo de las barras. 119 4.11 Anlisis comparativo entre ambos mtodos. 121 4.11.1 Comparacin de los resultados. 121 4.11.2 Ventajas entre ambos mtodos. 121 CONCLUSIONES. 124 RECOMENDACIONES. 125 BIBLIOGRAFIA. 126
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INDICE DE FIGURAS Figuras pag Figura 1. Ciudad Universitaria de la Universidad del Zulia. 7 Figura 2.1. Valores de resistividad de diferentes rocas y minerales. 15 Figura 2.2. Dispositivo tetraelectrdico para la medida de la resistividad del suelo. 18 Figura 2.3. Dispositivo Wenner. 19 Figura 2.4. Dispositivo Schlumberger. 20 Figura 2.5. Dispositivo polo-dipolo. 21 Figura 2.6. Dispositivo polo-dipolo (axil). 22 Figura 2.7. Dispositivos a-Wenner (izquierda) y b-Wenner (derecha). 23 Figura. 2.8 Definicin de los parmetros de Dar Zarrouk. 25 Figura 2.9. Tringulo de Anisotropa. 29 Figura 2.10 Lneas de campo magntico de la Tierra. 31 Figura 2.11 Inclinacin geomagntica en grados. 33 Figura 2.12 Intensidad Total del Campo Magntico Terrestre. 33 Figura 2.14. Dipolo Magntico. 35 Figura 2.15. Componentes del campo geomagntico para un lugar en la superficie. 36 Figura 2.16 Orientacin de los momentos magnticos. 42 Figura 2.17 Triangulo representando la Temperatura de Curie en diferentes materiales. 44 Figura 2.18. Magnetometro GSM 19. 47 Figura 3.1. Mapa digital representando los campos Humanidades y Veterinaria. 59 Figura 3.2. Mapa digital representando los campos Petrleo-Qumica y Ciencias. 60 Figura 3.3 Variacin temporal del Campo Magntico Total en las ciudades de Caracas, Maracaibo Maturn y Ciudad Bolvar. 61 Figura 3.4 Croquis del Campo Petrleo-Qumica. 62 Figura 3.5 Croquis del Campo Humanidades. 63 Figura 3.6 Croquis del Campo Ciencias. 64 Figura 3.7 Croquis del Campo Veterinaria. 64 Figura 3.8 Variacin del campo magntico en funcin del tiempo. 66 Figura 3.9 Grfico tipo Bauer donde se muestra la inclinacin versus la declinacin a travs del tiempo para las ciudades de Caracas, Maracaibo, Maturn y Ciudad Bolvar. 66 Figura 3.10 Curva en forma de campana. 68 Figura 3.11 Mtodo de la Semianchura para el Campo Vertical. 68 Figura 3.12 Mtodo de la Semi-anchura para el Campo Horizontal. 69 Figura 3.13 Determinacin de las barras 69 Figura 3.14 Porcin de la pendiente recta. 70 Figura 4.1 y 4.2 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de las estacas 1 y 2 del campo Petrleo-Qumica. 72 Figura 4.3 y 4.4 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de las estacas 3 y 4 del campo Petrleo-Qumica. 73 Figura 4.5 y 4.6 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de las estacas 5 y 6 del campo Petrleo-Qumica. 73 Figura 4.7 y 4.8 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de las estacas 7 y 8 del campo Petrleo-Qumica. 74
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Figura 4.9 y 4.10 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de las estacas 9 y 10 del campo Petrleo-Qumica. 74 Figura 4.11 y 4.12 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de las estacas 1 y 2 del campo Humanidades. 75 Figura 4.13 y 4.14 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de las estacas 2 y 3 del campo Humanidades. 75 Figura 4.15 y 4.16 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de las estacas 5 y 6 del campo Humanidades. 76 Figura 4.17 y 4.18 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de las estacas 7 y 8 del campo Humanidades. 76 Figura 4.19 y 4.20 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de las estacas 9 y 10 del campo Humanidades. 77 Figura 4.21 y 4.22 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de las estacas 1 y 2 del campo Veterinaria. 77 Figura 4.23 y 4.24 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de la estaca 3 y 4 del campo Veterinaria. 78 Figura 4.25 y 4.26 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de las estacas 1 y 2 del campo Ciencias. 78 Figura 4.27 Representacin grafica de la resistividad versus AB/2. Posicin de la estaca 3 del campo Ciencias. 79 Figura 4.28. Mapas de Isoespesor de las capas 1, 2, 3, y 4 de superior a inferior respectivamente. Campo Petrleo-Qumica. 83 Figura 4.29. Mapas de Isoresistividades de las capas 1, 2, 3, 4 y 5, de superior a inferior respectivamente. Campo Petrleo-Qumica. 84 Figura 4.30. Mapas de Isoespesor de las capas 1, 2, 3, y 4 de superior a inferior respectivamente. Campo Humanidades. 86 Figura 4.31. Mapas de Isoresistividades de las capas 1, 2, 3, 4 y 5, de superior a inferior respectivamente. Campo Humanidades. 87 Figura 4.32. Mapas de Resistencia transversal de las capas suprayacentes. Campo Humanidades. 88 Figura 4.33. Mapas de Resistencia transversal de las capas del acufero. Campo Humanidades. 88 Figura 4.34. Mapas de Isoespesor de las capas 1, 2, 3, y 4 de superior a inferior respectivamente. Campo Veterinaria. 90 Figura 4.35. Mapas de Isoresistividades de las capas 1, 2, 3, 4 y 5, de superior a inferior respectivamente. Campo Veterinaria. 91 Figura 4.36. Mapas de Isoespesor de las capas 1, 2, 3, y 4 de superior a inferior respectivamente. Campo Ciencias. 93 Figura 4.37. Mapas de Isoresistividades de las capas 1, 2, 3, 4 y 5, de superior a inferior respectivamente. Campo Ciencias. 94 Figura 4.38 Mapa de anomala magntica Petrleo-Qumica. Perfil AA* 97 Figura 4.39 Mapa de anomala magntica Petrleo-Qumica. Perfiles 1, 2, 3, 4 y 5 en las direcciones Norte Sur y Este-Oeste. 97 Figura 4.40 Mapa Tridimensional de anomala magntica Petrleo-Qumica. 98 Figura 4.41 Mapa de anomala magntica Petrleo-Qumica. Campo Vertical y Horizontal. 99 Figura 4.42 Mapa bidimensional de Campo total de Humanidades. 100
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Figura 4.43 Mapa tridimensional de Campo total de Humanidades. 100 Figura 4.44 Mapa de anomala magntica Humanidades. Campo Vertical y Horizontal. 101 Figura 4.45 Mapa bidimensional de Campo total de Ciencias. 102 Figura 4.46 Mapa tridimensional de Campo total de Ciencias. 102 Figura 4.47 Mapa de anomala magntica Ciencias. Campo Vertical y Horizontal. 103 Figura 4.48 Mapa bidimensional y tridimensional de anomala magntica Campo Veterinaria. 104 Figura 4.49 Mapa bidimensional y tridimensional de anomala magntica Veterinaria. Campo Vertical y Horizontal. 105 Figura 4.50 Grfica representando la curva de campo magntico versus distancia (Anomala NE-SE), del Campo Petrleo-Qumica. 107 Figura 4.51 Grfica representando la curva de campo magntico versus distancia (Perfil 1 N-S y E-O), del Campo Petrleo-Qumica. 108 Figura 4.52 Grfica representando la curva de campo magntico versus distancia (Perfil 2 N-S y E-O), del Campo Petrleo-Qumica. 108 Figura 4.53 Grfica representando la curva de campo magntico versus distancia (Perfil 3 N-S y E-O), del Campo Petrleo-Qumica. 108 Figura 4.54 Grfica representando la curva de campo magntico versus distancia (Perfil 4 N-S y E-O), del Campo Petrleo-Qumica. 109 Figura 4.55 Grfica representando la curva de campo magntico versus distancia (Perfil 5 N-S y E-O), del Campo Petrleo-Qumica. 109 Figura 4.56 Grfica representando la curva de campo magntico horizontal versus distancia (Perfil AA*), del Campo Petrleo-Qumica. 110 Figura 4.57 Curva de la anomala Este-Oeste de Humanidades. 111 Figura 4.58 Curva de la anomala NO-SE de Humanidades (falla). 111 Figura 4.59 Grfica representando la curva de campo magntico horizontal versus distancia. Campo Humanidades. 112 Figura 4.60. Determinacin de las barras. Perfil AA* para el campo total. 115 Figura 4.61 Determinacin de las barras. Perfil de la anomala 1 direccin N-S. 116 Figura 4.62 Determinacin de las barras. Perfil de la anomala 2 direccin N-S y E-O. 116 Figura 4.63 Determinacin de las barras. Perfil de la anomala 3 direccin N-S y E-O. 117 Figura 4.64. Determinacin de las barras. Perfil de la anomala 4 direccin N-S. 117 Figura 4.65 Determinacin de las barras. Perfil de la anomala 5 direccin N-S y E-O. 118 Figura 4.66 Representacin del perfil Este- Oeste Campo Humanidades. 119
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INDICE DE TABLAS TABLAS pag Tabla 2.1 Las resistividades de algunas rocas comnes, minerales y qumicos. 15 Tabla 2.2 Variacin del Campo Geomagntico. 37 Tabla 2.3 Valores de la susceptibilidad magntica k para algunos minerales y rocas de DOBRIN. 39 Tabla 2.4. Susceptibilidades magnticas de varios tipos de rocas. 40 Tabla 2.5 Tipos de Magnetometros. 48 Tabla 4.1 Datos de Resistividad. Campo Petrleo-Qumica. 79 Tabla 4.2 Datos de Resistividad. Campo Humanidades. 79 Tabla 4.3 Datos de Resistividad. Campo Veterinaria. 80 Tabla 4.4 Datos de Resistividad. Campo Ciencias. 80 Tabla 4.5 Datos de espesor. Campo Petrleo-Qumica. 80 Tabla 4.6 Datos de espesor. Campo Humanidades. 80 Tabla 4.7 Datos de espesor. Campo Veterinaria. 81 Tabla 4.8 Datos de espesor. Campo Ciencias. 81 Tabla 4.9 Datos Petrleo Qumica. 95 Tabla 4.10 Datos Humanidades. 96 Tabla 4.11 Datos Ciencias. 96 Tabla 4.12 Datos Veterinaria. 96 Tabla 4.13 Resultados del perfil A A* Direccin Noreste Suroeste. 112 Tabla 4.14 Resultados del perfil de las anomalas 1, 2, 3, 4 y 5 en la direccin Norte-Sur. 113 Tabla 4.15 Resultados del perfil de las anomalas 1, 2, 3, 4 y 5 en la direccin Este- Oeste. 113 Tabla 4.16 Perfiles de la anomala presentada en el campo horizontal. 113 Tabla 4.17 Perfil de campo magntico vertical en la direccin Este- Oeste. Anomalas 1 y 2. 114 Tabla 4.18 Representacin de los valores obtenidos del mtodo de las barras. 115 Tabla 4.19 Representacin de los valores obtenidos del mtodo de las barras. A1 N-S. 116 Tabla 4.20 Representacin de los valores obtenidos del mtodo de las barras. A2 N-S 116 Tabla 4.21 Representacin de los valores obtenidos del mtodo de las barras. A2 E-O. 117 Tabla 4.22 Representacin de los valores obtenidos del mtodo de las barras. A3 N-S. 117 Tabla 4.23 Representacin de los valores obtenidos del mtodo de las barras. A3 E-O. 118 Tabla 4.25 Representacin de los valores obtenidos del mtodo de las barras. A5 N-S. 118 Tabla 4.26 Representacin de los valores obtenidos del mtodo de las barras. A5 E-O 118 Tabla 4.27 Representacin de los valores obtenidos del mtodo de las barras. Perfil Este- Oeste campo humanidades. 119
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INTRODUCCIN
Este estudio tiene la finalidad de mostrar los mtodos geoelctricos y geomagnticos
que se utilizan para obtener informacin geolgica y donde se usan para definir con notable
precisin la geometra del subsuelo, estableciendo lmites o alternativas para poder
correlacionar y obtener informacin de las propiedades de las rocas. De esta forma se
efectuar un anlisis comparativo entre ambas tcnicas donde se tome en cuenta: el tiempo
de ejecucin, la operatividad y los resultados generados por cada una de ellas.
Se realizan prospecciones geoelctricas y geomagnticas de soporte a la Ingeniera
Civil, tales como el estudio de las condiciones de cimentacin de presas o edificios, de los
materiales a extraer para la construccin de una nueva carretera, entre otros. Existen
tambin otras aplicaciones, como la orientacin de excavaciones arqueolgicas o la
localizacin de galeras subterrneas.
Generalmente, la localizacin de un yacimiento basado exclusivamente en medidas
realizadas desde la superficie sin el soporte o utilizacin de los mtodos geoelctricos y
geomagnticos pueden abrir las puertas a restricciones de alto coste y riesgo.
Bajo estas perspectivas, la presente investigacin se orientar a evaluar cada uno de
los mtodos geofsicos expuestos previamente, que a futuro mejore a las tcnicas
tradicionales usadas en este mbito.
Es as como la investigacin est estructurada de la siguiente manera: en el primer
capitulo se da a conocer la ubicacin de problema, luego como segundo captulo, se
presenta la parte terica de los mtodos geofsico elctrico y magntico, seguidamente, el
tercer capitulo, muestra la metodologa aplicada en esta investigacin y en el cuarto
capitulo se presentarn los resultados arrojados de la aplicacin de estas tcnicas y luego se
analizarn e interpretaran los datos, mostrando el resultado de un estudio comparativo
entre ambos mtodos, tomando como referencia las distintas curvas y mapas de campo
obtenidas y su interrelacin con el contexto geolgico.
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Finalmente, se expondrn las conclusiones y recomendaciones basadas en los
resultados obtenidos de este estudio.
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EL PROBLEMA
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CAPITULO 1.
EL PROBLEMA.
1.1 PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA.
El mtodo geoelctrico comenz a emplearse entre los aos 1910 y 1920 con la
modalidad de cuatro electrodos donde la fuente artificial de energa ha sido la electricidad,
permitiendo la obtencin de la resistividad de los materiales al paso de la corriente y donde
ha sido usado para caracterizar y distinguir el subsuelo [Orellana,1982]. Dentro de este
mtodo, los perfiles elctricos (profundidad constante) y los sondeos elctricos verticales
(investigacin de la profundidad bajo un mismo punto) han sido clasificados como los ms
habituales [Jose de San Jose, 2000], donde se aprovechan los datos obtenidos del sondeo
elctrico vertical, para mejorar y crear mapas de fcil interpretacin para el geofsico.
Por otra parte, el mtodo magntico es una de las ms antiguas tcnicas geofsicas,
donde el instrumento aplicado a las prospecciones geofsicas es el magnetmetro, en el cual
se determinan los cambios de susceptibilidad magntica de los materiales, aplicables en la
bsqueda de petrleo, las exploraciones mineras y de artefactos arqueolgicos.
Por ejemplo, en la exploracin petrolfera, el mtodo magntico ofrece informaciones
acerca de la profundidad de las rocas pertenecientes al basamento. A partir de estos
procedimientos se puede localizar y definir la extensin de las cuencas sedimentarias
ubicadas encima del basamento, que posiblemente contienen reservas de petrleo
[www.geocities.com].
Por otro lado, en las exploraciones mineras se aplica el mtodo magntico en la
bsqueda directa de minerales magnticos y no magnticos, que ejercen un efecto
mensurable en la superficie terrestre. As mismo, se puede emplear en la bsqueda de agua
subterrnea. [www.plata.uda.cl].
El rea de la Ciudad Universitaria de Maracaibo perteneciente a la Universidad del
Zulia (LUZ) se conoce como una zona donde el aprovechamiento del agua subterrnea no
ha tenido planificacin para su desarrollo, a pesar de los estudios exitosos que se han
llevado a cabo [Vivas, 1999]. Por lo tanto, definir con mayor detalle el desarrollo horizontal
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EL PROBLEMA
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y vertical de los acuferos presentes en el subsuelo de esta rea, propone una
problemtica importante para resolver en el futuro la ubicacin de nuevos pozos de
explotacin.
La utilizacin de grficos de resistividades en estudios geoelctricos realizados en
cualquier zona, habitualmente no son suficientes y adems requieren contar con la
experiencia y antecedentes locales para no caer en interpretaciones errneas. Es as como
actualmente, en la ciudad universitaria de Maracaibo, no ha sido aplicado y estudiado el
mtodo magntico por investigadores geofsicos y en cuanto al mtodo elctrico se hizo un
estudio previo en el ao 1999 por investigadores universitarios de la Universidad del Zulia
donde se pudo observar que no se contemplaron un conjunto de propiedades elctricas.
Bajo estas perspectivas, el trabajo est dirigido en presentar nuevas propiedades
elctricas que no han sido calculadas anteriormente tales como el valor de la resistencia
transversal, lo cual aportar visualizacin de los cambios de resistividad en diferentes
direcciones sobre el rea del acufero. En el mismo sentido, este trabajo, permitir el diseo
de mapas tridimensionales de espesores y de isoresistividad de la zona en estudio. As
mismo, con el mtodo magntico se espera encontrar variaciones del campo magntico
terrestre en forma de anomalas, la cual podran estar asociadas a espesores que contengan
minerales magnticos o estn relacionados con el manto acufero de la zona. Finalmente
realizar una correlacin entre ambas tcnicas permitir decidir cual es la ms ventajosa y
efectiva al momento de efectuar una exploracin geofsica.
1.2 FORMULACIN DEL PROBLEMA.
De acuerdo a lo antes planteado la presente investigacin se orienta a la aplicacin de
los mtodos magnticos y elctricos el cual permitir realizar una caracterizacin
geomagntica y geoelctrica del rea correspondiente a la zona Ciencias, Petrleo
Qumica, Humanidades y Veterinaria de la ciudad universitaria de LUZ, y determinar
correlaciones entre las propiedades geomagnticas y geoelctricas.
Para cumplir con dicho propsito se hace necesario responder las siguientes
interrogantes:
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EL PROBLEMA
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Cules son las propiedades geoelctricas y geomagnticas en la zona objeto de
estudio?
Cmo correlacionar entre las propiedades geoelctricas y geomagnticas?
1.3 OBJETIVOS DE LA INVESTIGACIN.
1.3.1 OBJETIVO GENERAL
Caracterizar las propiedades geomagnticas y geoelctricas en la ciudad
universitaria de LUZ.
1.3.2 OBJETIVOS ESPECIFICOS
1. Identificar las propiedades geoelctricas y geomagnticas en la zona objeto de
estudio
2. Analizar las caractersticas geoelctricas y geomagnticas en la zona
3. Determinar la correlacin entre las propiedades geoelctricas y geomagnticas.
1.4 JUSTIFICACIN DE LA INVESTIGACIN. Este estudio permite implementar y desarrollar mtodos y tcnicas para definir los
parmetros elctricos y magnticos de la zona de estudio.
A travs de este estudio se pueden comparar las tcnicas de prospeccin elctrica y
magntica para realizar un mejor anlisis del subsuelo. La realidad demuestra que
confeccionar los resultados, realizando una nueva interpretacin con un software de fcil
acceso al usuario como por ejemplo los que estn disponibles en internet, darn un mejor
resultado a este estudio. Por otro lado la construccin de mapas bidimensionales y
tridimensionales de la zona, con el uso de datos geoelctricos, proporcionarn una mejor
visualizacin de la geometra del subsuelo estudiado.
Adicionalmente se implementara un estudio geomagntico en el zona utilizando el
magnetmetro modelo GSM-19, lo que dar a la investigacin una idea innovadora en esta
materia.
Adems, este trabajo permitir comparar, validar y confrontar las distintas tcnicas de
prospeccin geofsica aplicadas a la zona de estudio.
Finalmente, la investigacin es innovadora en la temtica magntica, existiendo poco
material bibliogrfico en cuanto a esta tcnica, tambin existe escasez de expertos en el
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EL PROBLEMA
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rea, de esta manera presentar un conjunto de procedimientos concretos para la
recoleccin y anlisis de informacin, que podr servir de fuente de consulta terica y
metodolgica para prximos investigadores del rea.
1.5. DELIMITACIN DE LA INVESTIGACIN
Esta investigacin se realizar en la Ciudad Universitaria de la Universidad del
Zulia
En la figura 1 se presenta el mapa digital de la ubicacin del rea de estudio.
El periodo previsto para la elaboracin de esta investigacin se proyecta desde
Febrero hasta Septiembre de 2003.
Figura 1. Ciudad Universitaria de la Universidad del Zulia.
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MARCO TEORICO
CAPITULO 2
MARCO TEORICO
2. 1. ANTECEDENTES DE LA INVESTIGACIN.
En un estudio realizado en el ao 1999 denominado Estudios Geoelctricos para la
Determinacin de Acuferos en la Zona Universitaria utilizando el Mtodo del Sondeo
Elctrico Vertical (SEV). [Vivas, 1999], por estudiantes de la Universidad del Zulia de la
Facultad de Ingeniera del Departamento de Geofsica, encontraron un acufero en el
mallado de Humanidades a una profundidad de 70m y con un caudal de 6 lt/seg.
Tambin se realiz un estudio aplicando la tcnica del Sondeo Elctrico Vertical en
los caserios de Puertecito y Botoncillo del Municipio Pez, Estado Zulia, realizada por
Liseth Vivas en el (2001) y se determino la presencia de un manto acufero en el rea de
estudio [Vivas, 2001].
En octubre del ao 2002 se realiz un estudio comparativo de los mtodos
geofsicos de prospeccin elctrica y prospeccin magntica para la localizacin de muros
de piedra en un yacimiento arqueolgico, realizado por Jos Juan de San Jos Blasco en la
Universidad de Extremadura [Jos de San Jos, 2002].
Se tiene como referencia un estudio hecho por el Instituto Nacional del Agua y del
Ambiente de Argentina, denominado La Utilizacin de Grficos para expresar las
caractersticas Geoelctricas de las Formaciones (del subsuelo de la provincia de Santa Fe)
como base para los Estudios Hidrogeologicos (1999) [www.unesco.org.uy].
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MARCO TEORICO
2.2 INFORMACION GEOLOGICA DE LA ZONA
La informacin correspondiente a la geologa local se encontr publicada en la
pgina web de PDVSA que a continuacin se darn unos puntos importantes referentes a la
Formacin El Milagro [www.pdvsa.com]:
Consideraciones histricas: Liddle (1928), describi esta unidad con el nombre de Capas de El Milagro, posteriormente elevadas a rango formacional por Hedberg y
Sass (1937). La formacin Maracaibo (tambin: capas, grupo) de Garner (1926) y
autores posteriores, es sinnimo en desuso de la Formacin El Milagro, como
tambin el Conglomerado de Santa Brbara (Tash, 1937). La versin errnea
Milagro fue publicada por Kehrer (1956, cuadro). Finalmente Graf (1969) efectu
un estudio mas detallado de la Formacin.
Localidad tipo: La localidad tipo de la formacin est en el barrio El Milagro de la ciudad de Maracaibo, estado Zulia y en los acantilados occidentales de la avenida de
su nombre, a lo largo de las costas del lago.
Descripcin litolgica: Sobre el Arco de Maracaibo, la formacin consiste de arenas friables, finas a gruesas, muy micceas, de color crema a pardo-rojizo, limos
micceos de color gris claro, interestratificados con arcillas arenosas, rojas y pardo-
amarrillentas y lentes laterticos bien cementados. Hay dos capas de arcillas
arenosas y limosas, con abundantes fragmentos y troncos de madera silicificada.
Estas capas cubren horizontes caracterizados por abundantes ndulos de hierro y
formacin latertica, que fueron interpretados como paleosuelos, segn Graf (1969).
El paleosuelo superior separa la gruesa unidad inferior de la seccin arenosa,
caracterstica de la Formacin El Milagro. El paleosuelo inferior est desarrollado
sobre el centro del arco, y separa la formacin El Milagro de una unidad verdosa,
posiblemente equivalente a la formacin Onia (Graf, 1969).
Espesor: La Formacin El Milagro, varia en espesor de 0 a 33 m en el centro del Arco de Maracaibo, y aumenta rpidamente hacia el sur, alcanzando unos 150 m en
el pozo Regional-1, a unos 10 Km al suroeste de Maracaibo. En el subsuelo se
desconoce su espesor.
10
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MARCO TEORICO
Extensin geogrfica: La Formacin El Milagro cubre el Arco de Maracaibo y se extiende hasta la parte noreste del lago de Maracaibo. Se observa tambin en el
subsuelo del lago, y en el distrito Bolvar del estado Zulia.
Contactos: En la provincia del Arco de Maracaibo, la Formacin El Milagro cubre estratos terciarios con discordancia angular, y est cubierta por sedimentos
cuaternarios ms jvenes en forma discordante, tambin Graf (1969), postula una
gradacin lateral y descendiente de esta formacin a la Formacin Onia.
Fsiles: No se menciona la presencia de fsiles en la formacin, excepto fragmentos de madera silicificada, abundante en la base que incluye troncos enteros
de rboles.
Edad: Su posicin estratificada y el grado de litificacin, sugiere una edad Pleistoceno para estos sedimentos, con posible extensin al Plioceno.
Correlacin: La formacin se correlaciona en su parte superior con la Formacin Zazarida en falcn y con las formaciones Necesidad y Carvajal en la cuenca de
Maracaibo.
Paleoambiente: Segn Sutton (1946), estos sedimentos son de aguas dulces y llanas, depositados a una distancia considerable del rea fuente. Kerez y San Juan
(1964) consideran que el ambiente de sedimentacin de la Formacin El Milagro es
fluvio-deltico y lacustino marginal. Segn Graf (1969), los sedimentos de la
formacin son de carcter fluvial y paludal, que se depositaron sobre un amplio
plano costanero y de poco relieve, y estuvieron expuestos a la meteorizacin y
anegamiento por lo menos tres veces durante el Cuaternario. Estas condiciones
facilitaron la accin elica y algunas capas de la formacin, puede representar dunas
(Gonzlez de Juana, et al., 1980).
2.3 METODO GEOELCTRICO
2.3.1 INTRODUCCION
Dentro de los principales mtodos geofsicos de prospeccin, para el estudio de la
parte superior de la corteza terrestre, se destacan los mtodos geoelctricos, los cuales se
fundamentan en los campos elctricos y electromagnticos. Su finalidad es detectar y
localizar cuerpos y estructuras geolgicas basndose en su contraste resistivo. El mtodo
11
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MARCO TEORICO
consiste en la inyeccin de corriente continua o de baja frecuencia en el terreno mediante
un par de electrodos y la determinacin, mediante otro par de electrodos, utilizado para la
diferencia de potencial. La magnitud de esta medida depende, entre otras variables, de la
distribucin de resistividades de las estructuras del subsuelo, de las distancias entre los
electrodos y de la corriente inyectada.
Las propiedades elctricas, conjuntamente con los parmetros geomtricos de los
materiales geolgicos del medio, como el espesor, profundidad, direccin, etc., determinan
una seccin geoelctrica, que caracteriza la geologa de una determinada rea. Las
superficies de separacin de una seccin geoelctrica no siempre coinciden con los lmites
geolgicos determinados por los caracteres litolgicos, genticos y geolgicos en general.
Un paquete geolgicamente homogneo, puede presentar una subdivisin de varias
capas geoelctricas diferentes, o puede ocurrir una situacin inversa, o sea, un paquete de
varias formaciones geolgicas vienen a corresponder apenas a una capa geoelctrica.
2.3.2. RESISTIVIDAD ELCTRICA DE SUELOS
La resistividad elctrica de un material describe la dificultad que encuentra la corriente a su paso por l. De igual manera se puede definir la conductividad como la facilidad que encuentra la corriente elctrica al atravesar el material. La resistencia elctrica
que presenta un conductor homogneo viene determinada por la resistividad del material
que lo constituye y la geometra del conductor [Serway, 2002]. Para un conductor rectilneo
y homogneo de seccin s y longitud l la resistencia elctrica es
lRs
(2.1)
A partir de esta ecuacin podemos despejar la resistividad
.R sl
(2.2)
La unidad de resistividad en el Sistema Internacional es el ohm por metro (m). La conductividad se define como el inverso de la resistividad
12
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MARCO TEORICO
1/ (2.3) La unidad de la conductividad en el Sistema Internacional es el siemens (S). La resistividad
es una de las magnitudes fsicas con mayor amplitud de variacin para diversos materiales.
Adems, su valor depende de diversos factores como la temperatura, humedad o presin.
Estrictamente hablando todos los cuerpos son elctricamente conductores dado que
permiten, en mayor o menor medida, el paso de portadores de cargas elctricas. Estos
portadores pueden ser electrones o iones, hecho que permite distinguir entre dos tipos de
conductividad: electrnica e inica. Los cuerpos con conductividad electrnica se clasifican
en metales y semiconductores. Los cuerpos con conductividad inica se conocen como
electrolitos si no presentan forma gaseosa.
El mecanismo de la conductividad de los metales puede imaginarse como debido a que los
electrones de valencia de sus tomos pueden moverse libremente entre la red cristalina que
stos forman, sin vinculacin a ninguno determinado. La facilidad de movimiento de los
electrones y su gran nmero redundan en una conductividad muy elevada. Su resistencia
aumenta con la temperatura y con el contenido de impurezas. La resistividad de los metales
a temperatura normal vara entre 10-8 y 10-7 m. Son pocos y muy escasos los componentes de la corteza terrestre que posean conductividad metlica. Entre ellos se
cuentan los metales nativos (oro, plata, cobre, estao) y quiz algn mineral poco
abundante como la ullmanita (NiSbS).
Los minerales semiconductores son muchos y de gran importancia prctica. Su resistividad
depende de su contenido en impurezas, a veces en grado extremo. Adems su
conductividad aumenta con la temperatura. Por ello, no cabe esperar que la resistividad de
una especie mineralgica determinada pueda representarse por un dato nico, sino que
puede variar dentro de lmites amplios. En general los teluros y los arseniuros son
conductores muy buenos. Los sulfuros suelen entrar tambin entre los conductores buenos,
con excepciones como la blenda y el cinabrio. Los xidos, y los compuestos de antimonio
suelen ser malos conductores, con la excepcin de la magnetita. Ahora bien, estos
minerales no suelen aparecer en la naturaleza de forma individual, sino en asociaciones, y
junto con una ganga frecuentemente aislante (cuarzo, calcita, etc.), por lo que la resistividad
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MARCO TEORICO
conjunta del filn puede variar mucho de unos casos a otros. En los cuerpos dielctricos o
aisladores, los electrones estn fuertemente ligados. Esto puede deberse a que existan
enlaces covalentes o inicos. En este ltimo caso la red cristalina forma un electrlito
slido. La mayora de los minerales pertenecen a este grupo. A temperaturas normales las
resistividades son muy altas, generalmente superiores a 107 .m. Los minerales dielctricos son el azufre, la blenda, la calcita, el cinabrio, el cuarzo, las micas y el petrleo entre otros.
Entre estos minerales, adems, figuran los ms importantes constituyentes de las rocas, las
cuales se comportaran como aisladoras si no fuera por la presencia de electrolitos.
El agua pura es muy poco conductora a causa de su muy reducida disociacin. La
resistividad del agua destilada es de unos 105 m por lo que puede considerarse como aislante. Las aguas que se encuentran en la naturaleza presentan, sin embargo,
conductividad apreciable, pues siempre tienen disuelta alguna sal, generalmente NaCl. As
las aguas de lagos y arroyos de alta montaa varan entre 103 m y 3103 m, las aguas subterrneas tienen resistividades de 1 a 20 m, y las aguas marinas tienen una resistividad de unos 0,2 m. Si la resistividad de las rocas dependiese nicamente de los minerales constituyentes, habran de considerarse como aislantes en la inmensa mayora de los casos,
puesto que el cuarzo, los silicatos, la calcita, las sales, etc., lo son prcticamente. Slo en el
caso de que la roca contuviese minerales semiconductores en cantidad apreciable, podra
considerarse como conductora, es decir, slo lo seran las menas metlicas.
Afortunadamente, todas las rocas tienen poros en proporcin mayor o menor, los cuales
suelen estar ocupados total o parcialmente por electrolitos, de lo que resulta que, en
conjunto, las rocas se comportan como conductores inicos, de resistividad muy variable
segn los casos. La resistividad de las rocas puede variar en margen amplsimo en funcin
del contenido en agua, de la salinidad de sta y del modo de distribucin de los poros. La
Figura 2.1 presenta un grfico de los mrgenes de variacin ms comunes en algunas rocas
y minerales. La fisuracin, impregnacin en agua salada, etc., pueden extender estos
lmites. En la tabla 2.1 se presenta los mismos valores acompaados de la conductividad.
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MARCO TEORICO
Figura 2.1. Valores de resistividad de diferentes rocas y minerales (Orellana, 1982)
15
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MARCO TEORICO
Tabla 2.1 Las resistividades de algunas rocas comnes, minerales y qumicos.
MATERIAL RESISTIVIDAD (.m) CONDUCTIVIDAD(Siemens/m) Rocas Igneas y Metamorficas Granito 5x103 106 10-6 - 2x10-4 Basalto 103 106 10-6 10-3 Pizarra 6x102 - 4x107 2,5x10-8 - 1.7x10-3 Mrmol 102 2,5x108 4x10-9 - 10-2 Cuarcita 102 - 2x108 5x10-9 - 10-2 Rocas sedimentarias Arenisca 8 - 4x103 2,5x10-4 0,125 Esquisto 20 - 2x103 5x10-4 - 0.05 Caliza 50 - 4x102 2,5x10-3 0,02 Suelos y Aguas Arcilla 1 100 0.01 - 1 Aluvin 10 800 1,25 x10-3 - 0.1 Agua subterrnea (fresca) 10 100 0,01 0,1 Agua de mar 0.2 5 Qumicos Hierro 9,074x10-8 1,102x107 cloruro de potasio 0.01 M 0,708 1,413 el cloruro De sodio 0.01 M 0,843 1,185 cido actico 0.01 M 6,13 0,163 Xyleno 6,998x1016 1,429x10-17
La resistividad de las rocas tambin depende de la temperatura a la que se encuentre
ya que la temperatura influye notablemente en la resistividad de los fluidos que hay en los
poros. En concreto, un descenso de la temperatura provoca un aumento de la resistividad y
en el punto de congelacin el agua pasa a ser un dielctrico mal conductor. Por ltimo, cabe
mencionar que la resistividad de algunos minerales, y como consecuencia de las rocas que
estos forman, vara segn la direccin de medida que se toma, es decir, que presentan
anisotropa. La formacin de estratos puede producir anisotropa. Tal es el caso de las rocas
sedimentarias. En general este efecto ser dbil dada la aleatoriedad de las orientaciones de
los minerales en la roca.
El suelo es una mezcla de rocas, gases, agua y otros materiales orgnicos e inorgnicos.
Esta mezcla hace que la resistividad del suelo aparte de depender de su composicin
intrnseca, dependa de otros factores externos como la temperatura, la humedad, presin,
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MARCO TEORICO
etc. que pueden provocar que un mismo suelo presente resistividades diferentes con el
tiempo. De entre todos los factores, la humedad es el ms importante; adems, es el que se
puede alterar ms fcilmente mediante la lluvia o el riego del suelo. Diferentes grados de
humedad para un mismo terreno daran lugar a resistividades diferentes que podran
llevarnos a interpretaciones errneas de los materiales constituyentes del suelo. Una
limitacin del mtodo resistivo es su alta sensibilidad a pequeas variaciones de la
conductividad cerca de la superficie, debido por ejemplo al contenido de humedad.
Hablando en trminos electrnicos, el nivel de ruido es alto. Una topografa accidentada
puede tener un efecto similar, ya que el flujo de corriente se concentra en los valles y se
dispersa en las colinas.
El objetivo de este trabajo no es, sin embargo, dar una interpretacin de los
materiales constituyentes a partir de las resistividades aparentes medidas, sino obtener
imgenes tridimensionales de la distribucin de la resistividad elctrica del subsuelo con
sus respectivos espesores.
2.3.3. MEDIDA DE LA RESISTIVIDAD ELCTRICA
La Figura 2.2 muestra el principio de medida de la resistividad del suelo: se inyecta
una corriente I entre el par de electrodos AB y se mide la tensin V entre el par de electrodos MN. Si el medio es homogneo de resistividad , la diferencia de tensin es (Orellana, 1982):
1 1 1 1 12
VAM AN BM BN
(2.4)
donde AM, AN, BM, BN son las distancias entre electrodos. La resistividad viene dada por
la expresin:
VgI
(2.5)
donde:
17
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MARCO TEORICO
11 1 1 12g
AM AN BM BN
(2.6)
es un factor geomtrico que depende exclusivamente de la disposicin de los electrodos. De
hecho, (2.5) es equivalente a (2.2) pero con un factor geomtrico diferente
AV +
-
r P
Figura 2.2. Dispositivo tetraelectrdico para la medida de la resistividad del suelo. [Braga,
AC]
Dos dispositivos tetraelectrdicos lineales (los cuatro electrodos estn en lnea) en los que
intercambiamos los electrodos de inyeccin y deteccin presentan unos coeficientes de
dispositivo
1
11 1 1 12g
AM AN BM BN
(2.7)
1
21 1 1 12g
MA MB NA NB
(2.8)
Dado que las distancias cumplen AM=MA, AN=NA, etc., se obtiene que g1 = g2. Luego si
el medio es homogneo, para una misma corriente de inyeccin las diferencias de potencial
ledas V1 y V2 sern iguales. Por tanto la resistividad medida ser independiente de la posicin de los electrodos de inyeccin y deteccin cuando estos se intercambian. Esta
18
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MARCO TEORICO
propiedad se conoce con el nombre de principio de reciprocidad, que se cumple tambin
para medios heterogneos (Orellana, 1982). No obstante, en la prctica no es conveniente
colocar los electrodos M y N tan separados como suelen estar los A y B, pues al ser grande
la distancia entre los primeros.
2.3.4 DISPOSITIVOS TETRAELECTRDICOS LINEALES BSICOS
En cualquier dispositivo electrdico, si conocemos el factor geomtrico g, la corriente
elctrica I inyectada por los electrodos A y B, y la diferencia de potencial entre los
electrodos M y N, podemos calcular la resistividad aparente mediante (2.5). Los
dispositivos tetraelectrdicos lineales ms utilizados son los siguientes:
2.3.4.1 DISPOSITIVO WENNER.
Los electrodos se disponen equidistantes sobre una lnea en el orden AMNB (Figura 2.3)
Figura 2.3. Dispositivo Wenner [Braga, AC]
El factor geomtrico del dispositivo se deduce de (2.6),
2g a (2.9) 2.3.4.2 DISPOSITIVO SCHLUMBERGER
Se trata de una composicin simtrica de los electrodos AMNB dispuestos en lnea, donde
la distancia de los electrodos detectores MN es mucho menor que la de los inyectores AB
(Figura 2.4).
En la prctica, AB > 5MN.
19
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MARCO TEORICO
bb
Figura 2.4. Dispositivo Schlumberger [Braga, AC]
El coeficiente del dispositivo en este caso es
(b b aga
) (2.10)
Si definimos L = b + a/2, el factor geomtrico se puede expresar como
2
4L aga
(2.11)
Si la distancia a que separa los electrodos M y N tiende a cero el factor geomtrico queda
2Lg
a (2.12)
lo cual tiende a infinito. Sin embargo la resistividad aparente es finita ya que V en (2.5) decrece al mismo tiempo que a. Tendremos, pues,
2 2
0 0lim lim
a a
L V L V Laa I I a I
2
E (2.13)
donde E es el campo elctrico. La idea del dispositivo Schlumberger consiste, pues, en
utilizar una distancia MN = a muy corta, de tal modo que pueda tomarse como vlida la
ecuacin anterior. Los desarrollos tericos se establecen suponiendo que lo que medimos
realmente es el campo E, el cual en la prctica se toma igual a V/a. Trabajar con el campo elctrico, comporta ventajas tericas a la hora de trabajar con expresiones analticas. Lo
inconveniente es que la tensin diferencial medida disminuye linealmente con la separacin
a y es inversamente proporcional al cuadrado de la distancia L. Adems, la precisin de las
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MARCO TEORICO
mediciones geoelctricas de campo est muy limitada por heterogeneidades irrelevantes del
terreno (ruido geolgico).
En ciertos casos, el electrodo B se lleva a gran distancia de los dems de modo que no
influya sobre el valor de V observado. Se tiene entonces el dispositivo denominado Schlumberger asimtrico, o semi-Schlumberger.
2.3.4.3 DISPOSITIVO POLO-DIPOLO
En este dispositivo el electrodo B se lleva a una gran distancia (tericamente en el infinito)
de los otros tres (Figura 2.5)
Figura 2.5. Dispositivo polo-dipolo. [Gasulla M,1999]
El factor geomtrico del dispositivo en este caso es
(2 b b aga
) (2.14)
Cuando a
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MARCO TEORICO
diversas variantes (Orellana, 1982), pero en este trabajo solo se utilizar la que se ha
descrito.
Figura 2.6. Dispositivo polo-dipolo [Gasulla M,1999]
El factor geomtrico del dispositivo es en este caso
( 1)( 2)g n n n a (2.16) Este dispositivo se implementa normalmente con n >> 1 (entonces AB y MN se comportan
como un dipolo de corriente y de tensin respectivamente), aunque muchos autores utilizan
este dispositivo incluso con n = 1. El factor geomtrico cuando n >> 1 se puede expresar
como
(2.17) 3g n a El inconveniente es que el campo dipolar decrece con el cubo de la distancia entre los
dipolos de corriente y tensin, por lo que necesita detectores ms sensibles que los otros
dispositivos.
2.3.4.5 DISPOSITIVOS WENNER Y . La Figura 2.7 muestra la disposicin de electrodos en los dispositivos Wenner a y b,
donde m es un nmero real positivo (Roy, 1972). Un caso particular del dispositivo a-
Wenner son los dispositivos Wenner (m = 1) y Schlumberger (m > 1.
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MARCO TEORICO
Figura 2.7. Dispositivos a-Wenner (izquierda) y b-Wenner (derecha). [Gasulla M,1999]
2.3.5 EFECTOS LATERALES EN EL SEV Y AMBIGEDADES EN SU
INTERPRETACIN
Si el dispositivo electrdico est prximo a un contacto vertical, las lneas de
corriente sern distorsionadas por lo que VMN se ver afectado por el otro medio, tanto ms cuanto mayor sea la separacin de los electrodos AB. Por lo tanto, la medida de la
resistividad aparente en un SEV est influida por la distribucin de resistividades en un
cierto volumen de terreno. Esto implica que para distancias AB grandes no se sabr si la
resistividad aparente es debida a cambios de estructuras en la profundidad o a las
heterogeneidades laterales por contraste de resistividades [Orellana, 1982].
Puede ocurrir que las curvas de resistividad aparente para dos casos diferentes de
SEV sean idnticas si la relacin entre profundidad a la que se encuentra un estrato y su
resistividad permanece constante, lo que provoca una ambigedad en la deduccin del
grosor de la capa y su resistividad.
2.3.6 APLICACIONES
El SEV es aplicable cuando el objetivo tiene una posicin horizontal y una
extensin mayor que su profundidad. Tal es el caso del estudio de capas tectnicas,
hidrolgicas, etc. Tambin es adecuado para trabajar a poca profundidad sobre topografas
suaves como complemento de las calicatas elctricas, con el objetivo de decidir la
profundidad a la cual realizar el perfil de resistividades, como ocurre por ejemplo en
Arqueologa. El SEV no es adecuado para contactos verticales, fallas, diques, etc.
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MARCO TEORICO
2.3.7 PARMETROS Y FUNCIONES DE DAR ZARROUK
La ambigedad del problema inverso del SEV fue descubierta por la escuela
francesa en uno de los casos ms sencillos: dadas ciertas condiciones, en un corte de tres
capas del tipo K poda sustituirse la capa intermedia por otra de espesor n veces menor y
resistividad n veces mayor, sin que la curva de resistividades aparentes sufriera ms que
una alteracin muy pequea, inferior al margen de error experimental. Este fenmeno fue
denominado equivalencia [Orellana, 1982].
El estudio de este fenmeno y de otros anlogos llev al geofsico francs Raimond
Maillet al descubrimiento de ciertos parmetros y funciones de importancia fundamental
para la teora de los mtodos geoelctricos, y que fueron dados a conocer en un trabajo de
valor decisivo para dicha teora (Maillet, 1947). Este autor propuso para los nuevos
parmetros la denominacin de parmetros de Dar Zarrouk .
2.3.7.1 RESISTENCIA TRANSVERSAL UNITARIA.
Consideremos un medio estratificado del tipo definido ms arriba y delimitemos en
l un prisma recto de seccin cuadrada, con eje perpendicular a la orientacin de las capas y
de lado igual a la unidad de longitud (ver Figura 2.8). Si suponemos que el prisma es
atravesado por una corriente elctrica que fluye perpendicularmente a la estratificacin, las
diferentes capas se comportarn como conductores en serie, por lo que sus resistencias se
sumarn. La resistencia del tronco de prisma perteneciente a la capa i, ser evidentemente,
1 1
ii
EliR i i is
E
i
(2.18)
Este producto se llama resistencia transversal unitaria y aunque Maillet y sus
colegas franceses lo presentan por es general ahora el uso de la letra T, as que 2R
i iT E (2.19) Al conjunto de las n capas primeras, corresponder la resistencia total
i ii
T E (2.20)
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-
MARCO TEORICO
Las dimensiones de T son las de una resistividad por una longitud, y su unidad en el
SI ser el ohmio . 2m
Figura. 2.8 Definicin de los parmetros de Dar Zarrouk. [Orellana, 1982].
2.3.7.2 CONDUCTANCIA LONGITUDINAL UNITARIA.
Si en el prisma considerado en el apartado anterior, se supone que la corriente fluye
paralelamente a la estratificacin, la resistencia del tronco de prisma que corresponde a la
capa i ser ahora,
11
ii i i
i i
lRs E E
(2.21)
Estas resistencias as definidas no pueden sumarse, por estar en paralelo, por lo que
conviene pasar a sus inversas las conductancias, ya que stas s poseen la propiedad aditiva.
Llamando a la conductancia de la capa i, ser iS
iii
ES (2.22)
Este cociente se llama conductancia longitudinal unitaria. Maillet y otros autores
franceses representan esta magnitud por la letra C.
El conjunto de las n primeras capas del corte presentar una conductancia total
ii i
ES (2.23)
25
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MARCO TEORICO
Las dimensiones de S son, evidentemente, las de una conductancia; por lo tanto,
habr de medirse en siemens.
Los parmetros T y S vienen a ser, en cierto modo, como las componentes vertical y
horizontal de la resistencia. Como en general, la direccin de la corriente en el subsuelo es
oblicua, habr que tener en cuenta ambas magnitudes.
2.3.7.3 PSEUDO-ANISOTROPA.
Consideremos las n primeras capas de un corte geoelctrico cualquiera. Sea E el
espesor total del conjunto, y T y S respectivamente, su resistencia transversal y
conductancia longitudinal unitarias. Tratemos de determinar un medio homogneo con las
mismas caractersticas. Para ello, calcularemos que resistividad media habr de tener una
sola capa del mismo espesor E que todo el conjunto, de modo que la T sea la misma. Como
en la definicin de T slo intervienen corrientes transversales a la estratificacin,
llamaremos a dicha resistividad transversal media o equivalente. Evidentemente, T E (2.24) Anlogamente, podemos definir una resistividad longitudinal media 11 tal que
11
ES (2.25)
Si y 11 resultasen iguales, habra un medio homogneo e istropo con el mismo espesor E y con las mismas T y S que el paquete de capas dado. Si tal fuere cierto,
habra de cumplirse que 2ETS , lo que en general no ocurre. Por lo tanto, el medio equivalente buscado es homogneo, pero no istropo.
Ejemplo: Sea un conjunto de dos capas con
mE 101 m 201 mE 202 m 502
26
-
MARCO TEORICO
Entonces:
21 200 mT 21200 mT 22 1000 mT y por consiguiente:
mET 4030
1200 Anlogamente:
mhosS 5,01 mhosS 9,0 mhosS 4,02 de donde
3,339,0
3011 S
E lo que prueba que un paquete de capas homogneas e istropas se comportan, en cierto
modo, como medio anistropo. Este fenmeno fue denominado por Maillet pseudo-
anisotropa. Los geofsicos alemanes y soviticos suelen hablar simplemente de
anisotropa, pero es preferible el empleo de la primera denominacin para evitar
confusiones con las formas usuales de anisotropa. La pseudo-anisotropa puede expresarse
numricamente del modo acostumbrado, esto es
11
A (2.26)
Tambin puede definirse una resistividad media m tal que 11m (2.27) y entonces
mA (2.28)
27
-
MARCO TEORICO
11 /m A (2.29) Ahora bien, si multiplicamos por E las dos expresiones (2.28), (2.29) y tenemos en
cuenta las (2.24) y la (2.25) tendremos:
mT AE (2.30)
m
AES (2.31)
lo que demuestra que un medio compuesto por una sola capa de espesor AE y resistividad
m presenta las mismas T y S que el paquete de capas original. En resumen, para pasar a un medio homogneo e istropo con las mismas T y S de un determinado paquete de capas,
hay que alterar el espesor en la proporcin A; si se quieren conservar T, S y E, el medio
equivalente presenta la anisotropa A. El producto AE se denomina pseudo-espesor por
Maillet.
Estas relaciones pueden expresarse grficamente por medio del tringulo de
anisotropa, el cual resulta de llevar, sobre un sistema de coordenadas cartesianas
logartmicas, los valores de A y AE en abscisas, y l os de 11 , y m en ordenadas (ver figura 2.9). Queda as determinado un tringulo rectngulo issceles JHZ, las coordenadas
de cuyos vrtices son:
J: ,E H: 11,E Z: mAE ,
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MARCO TEORICO
Figura 2.9. Tringulo de Anisotropa [Orellana, 1982].
El vrtice H se llama punto de Hummel, y el Z, punto de Dar Zarrouk, teniendo en
cuenta las propiedades de la representacin logartmica, y las expresiones (2.26) a (2.29), se
deduce fcilmente que
JC = CH = CZ = log A
Lo que prueba que el tringulo es issceles y rectngulo, segn se haba dicho ms arriba.
Por otra parte, si los lados JZ y ZH se prolongan hasta cruzar el eje de abscisas
1 , las abscisas logartmicas de los puntos de interseccin respectivos son T y S, segn se despende de las ecuaciones (2.30 y 2.31) y de que el tringulo rectngulo ZTS es
issceles, los tringulos JTE y HSE son semejantes al anterior, de lo que pueden deducirse
las (2.26) y (2.29).
2.4 METODO GEOMAGNTICO
2.4.1 INTRODUCCIN
La ciencia del magnetismo inici en el ao 1.600. En este ao el ingls William
Gilbert (1.544 - 1603) public el libro De Magnete, que es una compilacin de todos los
conocimientos ya existentes en el siglo XVI acerca del magnetismo. En esta publicacin
Gilbert estableci el concepto de un campo geomagntico general con una orientacin
definida en cada lugar de la superficie terrestre. A fines del siglo XVI la observacin de
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MARCO TEORICO
anomalas locales en la orientacin del campo geomagntico fue conocida y empleada en la
prospeccin de minerales frricos.
En 1.870 Thalen y Tiberg construyeron un magnetmetro para determinaciones
relativas, rpidas y exactas de las intensidades horizontal y vertical de la declinacin por
medio de los mtodos del seno y de la tangente.
El campo magntico terico fue estudiado por el matemtico Alemn Henry Carl
Friederich Gauss, realizando las primeras observaciones a escala global dndole el
formalismo matemtico aplicando anlisis de armnicos esfricos para sistematizar el
conjunto de medidas disponibles en su tiempo en 1838 cerca de la cuarta dcada del siglo
XIX, cuando lleg a la conclusin que el campo observado en la superficie de la tierra se
originaba dentro de la tierra [Freddy Fernndez, 2002]
El mtodo magntico se emple en gran escala en el estudio de estructuras
geolgicas, cuando en 1.914 y 1.915 Adolf Schmidt (1.860 - 1.944) construy la balanza de
precisin vertical, tambin llamada varimetro del tipo Schmidt. Desde 1.902 Adolf
Schmidt, dirigi el observatorio magntico de Potsdam como director. La balanza vertical
se constituye de una aguja magntica orientada horizontalmente en la direccin Este Oeste
y oscilante sobre cuchillas de gata o bien de cuarzo. Este varimetro permite la medicin
del campo vertical y su variacin local en dimensiones de 1 gamma y por lo tanto este
instrumento es suficientemente preciso para ser empleado en las exploraciones mineras.
2.4.2 EL CAMPO MAGNETISMO DE LA TIERRA
El campo magntico de la tierra es similar al campo que genera un gran imn cerca
de su centro en el interior de la Tierra. El origen del campo todava no ha sido bien
entendido. Cuando hablamos de un imn de barra que tiene un polo norte y uno sur,
debemos decir ms propiamente que tiene un polo que busca el norte y uno que busca el
sur [Serway, 2002]. Por eso decimos que dicho imn se emplea como brjula, un extremo
buscar o apuntar haca el polo geogrfico norte de la Tierra. As concluimos que un polo
magntico norte se localiza cerca del norte geogrfico sur, y que polo magntico sur se
localiza cerca del norte geogrfico norte. En la realidad la configuracin de las lneas de
flujo del campo magntico se muestra en la figura 2.10 [Breiner, 1999].
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MARCO TEORICO
Figura 2.10 Lneas de campo magntico de la Tierra [Breiner. S, 1999]
Se puede observar que la direccin del campo es vertical en los polos norte y sur
magnticos, y es horizontal en el ecuador magntico. Entender esta geometra es importante
para obtener una mejor interpretacin de anomalas magnticas. La intensidad del campo
est en funcin de la densidad de las lneas del flujo. Tambin como el imn es dos veces
ms grande en la regin polar que en la regin ecuatorial, el campo magntico es
aproximadamente 60,000 gammas y 30,000 gammas respectivamente Figura 2.10.
Si la aguja de una brjula se suspende en cojinetes que le permiten girar en el plano
vertical, as como en el plano horizontal, la aguja se encuentra en una posicin horizontal
respecto a la superficie terrestre slo cerca del ecuador. Cuando el dispositivo se mueve
hacia el norte, la aguja gira de modo que apunta ms hacia la superficie de la Tierra. Por
ltimo en un punto justo a la Bahia Hudson en Canad, el polo norte de la aguja apuntara
hacia abajo. Esta posicin, encontrada por primera vez en 1832, es considerada como la
localidad del polo magntico de la Tierra que busca el sur. Este sitio est aproximadamente
a 1300 millas del polo norte geogrfico de la Tierra y vara con el tiempo. De manera
similar, el polo magntico de la Tierra que busca el norte se encuentra a casi 1200 millas
del polo sur geogrfico terrestre. Por ello, slo es aproximadamente correcto decir que la
aguja de una brjula apunta hacia el norte. La diferencia entre el norte real, definido como
el polo norte geogrfico, y el norte indicado por una brjula vara de punto a punto sobre la
Tierra, y la diferencia se conoce como desviacin magntica. Por ejemplo, a largo de una
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MARCO TEORICO
lnea que pasa por Florida y los Grandes Lagos, una brjula indicada el norte verdadero,
mientras que en el estado de Washington, se alinea a 25 al este del norte real.
Aunque el patrn del campo magntico de la Tierra es similar al que podra
establecer un imn enterrado dentro de la Tierra, es fcil entender por que la fuente de
campo magntico de la Tierra no pueden ser grandes masas de material magnetizado
permanentemente. La Tierra tiene grandes depsitos de mineral de hierro profundos debajo
de la superficie, pero las altas temperaturas del ncleo de la tierra evitan que el hierro
retenga cualquier magnetizacin permanente. Se considera ms probable que la verdadera
fuente sean corrientes de conveccin que conducen cargas en el ncleo terrestre. Los iones
cargados o electrones que circundan en el interior del lquido, podran producir un campo
magntico, del mismo modo que una corriente en una espira de alambre produce un campo
magntico. Tambin hay una slida evidencia que indica que la intensidad del campo de un
planeta se relaciona con la velocidad de rotacin del mismo. Por ejemplo, Jpiter gira ms
rpido que la Tierra, y las ltimas sondas espaciales indican que el campo magntico de
Jpiter es ms intenso que el nuestro. Venus, por otra parte, gira ms lentamente que la
Tierra, y se ha encontrado que su campo es ms dbil. La investigacin del proceso del
magnetismo queda abierta.
Hay un interesante aspecto secundario respecto del campo magntico de la Tierra.
Se ha descubierto que la direccin del campo se ha invertido varias veces durante los
ltimos millones de aos. Evidencias de lo anterior son proporcionadas por el basalto (un
tipo de roca que contiene hierro), que ha sido arrojado por la actividad volcnica sobre el
piso ocenico. Cuando la lava se enfra, se solidifica y mantiene una huella en la direccin
del campo magntico terrestre. La edad de las rocas puede obtenerse por otros medios para
brindar una evidencia de estas inversiones peridicas del campo magntico.
La inclinacin geomagntica y la intensidad del campo total se muestran en las
figuras 2.11 y 2.12 respectivamente. (nota: 1 Gamma = 10-5 gauss). En la nomenclatura de
la Fsica el Gauss es realmente la unidad de induccin magntica y el Oersted es la unidad
de intensidad del campo magntico. Sin embargo por convencin en la comunidad
geofsica, el gauss es la unidad en el cgs de la intensidad magntica.
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MARCO TEORICO
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Figura 2.11 Inclinacin geomagntica en grados [Breiner. S, 1999]
Figura 2.12 Intensidad Total del Campo Magntico Terrestre. [Breiner. S, 1999]
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MARCO TEORICO
Como un resultado de un estudio se ha establecido que el campo geomagntico esta
compuesto de tres partes, que a continuacin se mencionan [Telford, 1976]:
i) Campo principal, qu aunque no es constante con el tiempo, vara relativamente
lento y es de origen interior.
ii) Campo externo, una fraccin pequea del campo principal, qu vara en parte en
forma cclica y en forma aleatoria, y qu adems se origina fuera de la tierra.
iii) Variaciones del campo principal: usualmente pero no siempre es mucho ms
pequea que el campo principal y es relativamente constante en el tiempo del
lugar causado por la anomala magntica en la superficie cercana de la corteza
terrestre. Estos puntos son importante en la prospeccin magntica.
2.4.3 MODELO DE UN DIPOLO MAGNTICO
El campo geomagntico se describe en una aproximacin por un dipolo magntico
ubicado en el centro de la tierra, cuyo eje est inclinado con respecto al eje de rotacin de la
tierra, (ver figura 2.14). El dipolo est dirigido hacia el Sur, de tal modo en el hemisferio
Norte cerca del polo Norte geogrfico se ubica un polo Sur magntico y en el hemisferio
Sur cerca del polo Sur geogrfico se ubica un polo Norte magntico. Por convencin se
denomina el polo magntico ubicado cerca del polo Norte geogrfico polo Norte magntico
y el polo magntico situado cerca del polo Sur geogrfico polo Sur magntico.
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MARCO TEORICO
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Figura 2.14. Dipolo Magntico
Una aproximacin satisfactoria a la forma del campo geomagntico es un dipolo
ubicado en el centro de la tierra con las coordenadas geogrficas siguientes
correspondientes a las intersecciones del eje dipolar con la superficie:
La interseccin boreal del eje dipolar con la superficie terrestre:
latitud = 79N, longitud = 290E (=70W).
La interseccin austral del eje dipolar con la superficie terrestre:
latitud = 79S, longitud = 110E.
2.4.4 COMPONENTES DEL CAMPO GEOMAGNTICO
El campo magntico es vector: posee magnitud y orientacin. La diferencia entre la
orientacin y el norte es la declinacin, y la diferencia entre la orientacin y la horizontal
es la inclinacin (figura 2.15). El grupo de ecuaciones para calcular el campo magntico
vertical y horizontal esta representada en 2.32 [Jos de San Jos, 2002].
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MARCO TEORICO
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Figura 2.15. Componentes del campo geomagntico para un lugar en la superficie [Telford,
1976, www.magpag.com ]
Los elementos magnticos estn relacionados con las siguientes ecuaciones (Fig. 2.15):
(2.32)
1/22 2.cos.cos..
H F I X Y
X H DY HsenDZ HtgI
Ecuacin 2.32 Campo Total (F), Vertical (Z), Horizontal ( X,Y) , Declinacin D, Inclinacin I . [www.magpag.com ]
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MARCO TEORICO
2.4.5 VARIACIONES DEL CAMPO GEOMAGNTICO Tabla 2.2 Variacin del Campo Geomagntico [www.magpag.com ]
Tipo De Variacin Origen Variacin En Funcin Del Tiempo
Forma Espacial Amplitud Tpica
Bipolar Interior de la Tierra Desciende lentamente
Aproximadamente bipolar
25.000 - 70.000nT
Secular Ncleo de la Tierra 1-100a irregular, migrando hacia el W
+/- 10-100nT/a
Diurna Exterior, relacionado con manchas solares
24 hrs., 27 das, 12 meses, 11 a
Depende de * y de la actividad de manchas solares
10 - 100nT
Micropulsaciones Exterior Frecuencia: 0,002 -0,1 Hz
Depende de * y de la actividad de manchas solares y de tormentas magnticas
Normal: 1 - 10nT, mximo: 500nT
Audio frecuency magnetics1
Exterior Frecuencia: 1 - 1000Hz
Depende de * y de la actividad de manchas solares y de tornados
0,01nT/s
Efectos de corrientes telricas
Interior en baja profundidad
Frecuencia: 0,002 1000Hz
Geologa Hasta 0,01nT/s
Imantacin inducida de las rocas
Interior en baja profundidad hasta la geoterma del punto de Curie2
secular Geologa, vara, depende en primer lugar del contenido en magnetita en las rocas
Hasta 0,05 emu/cm3
Imantacin remanente de las rocas
Interior en baja profundidad hasta la geoterma del punto de Curie2
Se descompone durante tiempos geolgicos
Geologa Hasta 0,2 emu/cm3
1: Depende de variaciones espaciales en el campo electromagntico introducido en corteza
terrestre por descarga troposfrica (troposfera 0-10km).
2: El gradiente geotrmico depende del lugar. En una zona de subduccin en la zona del
hundimiento de la placa el gradiente es mucho menor en comparacin al gradiente
geotrmico establecido en el arco magmtico, donde el gradiente geotrmico puede
alcanzar a T = 100C/km. El gradiente geotrmico causado por un metamorfismo de
soterramiento en una cuenca sedimentaria es alrededor de 10C/km. Un valor medio es
30/km. La temperatura de Curie para magnetita es T = 573C.
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MARCO TEORICO
2.4.6 SUSCEPTIBILIDAD MAGNTICA
La imantacin inducida depende de la susceptibilidad magntica k de una roca o de
un mineral y del campo externo existente [J.L Astier, 1975].
La imantacin remanente de una roca se refiere al magnetismo residual de la roca en
ausencia de un campo magntico externo, la imantacin remanente depende de la historia
geolgica de la roca.
La intensidad de magnetizacin se define como el producto entre un campo
magntico homogneo externo H
y la constante de un material capaz de ser imantado de
tal modo, que la normal a su superficie forma un ngulo con respecto al campo externo, por consiguiente tenemos:
. .cosiM H (2.33) Donde
= constante de proporcionalidad denominada susceptibilidad magntica del material, es cero en el vaco.
En el caso que el campo externo est normal a la superficie la formula se reduce de
la manera siguiente:
.iM H (2.34)
Los cuerpos para los que K es constante se llaman diamagnticos si H
y M son
opuestos, y paramagnticos en el caso contrario. La susceptibilidad magntica de todos
estos cuerpos es pequea. El agua, la sal y la anhidrita son materiales diamagnticos; las
sales de hierro, con excepcin de los xidos, son materiales paramagnticos.
Algunos cuerpos tienen susceptibilidad magntica que vara con H
y cuando H
se
anula conservan parte de imanacin (imanacin remanente). La susceptibilidad de estos
cuerpos, llamados ferromagnticos, es siempre elevada. Los principales son la magnetita
Fe3O4 y la ilmenita . 2,TiOFeO Los valores de la susceptibilidad magntica se presentan en la Tabla 2.3.
38
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MARCO TEORICO
Tabla 2.3 Valores de la susceptibilidad magntica k para algunos minerales y rocas de DOBRIN (1.988), p.650:
SUSTANCIA x 106 en unidades cgs Intensidad Magntica Del Campo Externo H
(Oersted) Magnetita 300.000 800.000 0,6
Pirotina 125.000 0,5
Ilmenita 135.000 1
Franklinita 36.000 sin informacin
Dolomita 14 0,5
Arenisca 16,8 1
Serpentina 14.000 30,5
Granito 28 2.700 1
Diorita 46,8 1
Gabro 68,1 2.370 1
Prfido 47 1
Diabasa 78 1.050 1
Basalto 680 1
Diabasa de olivino 2.000 0,5
Peridotito 12.500 0,5 1,0
Ntese, que los valores de la intensidad magntica del campo externo aplicado
varan para las distintas muestras de la tabla. El promedio de la intensidad total del campo
geomagntico es aproximadamente 0,5Gauss o 0,5 Oersted respectivamente.
Como supuestamente el magnetismo de la mayora de las rocas se debe a su
contenido en magnetita, SLITCHER propuso calcular la susceptibilidad magntica de una
roca multiplicando el porcentaje de volumen de la magnetita en la roca con la
susceptibilidad magntica de magnetita (k = 0,3 en unidades cgs). STEARN (1929) ha
publicado el contenido en magnetita e ilmenita en % de varios tipos de rocas y sus
susceptibilidades magnticas aportadas por magnetita e ilmenita y calculadas segn el
mtodo de SLITCHER. Los promedios de porcentaje de volumen en magnetita e ilmenita y
de las susceptibilidades magnticas de varios tipos de rocas estn expuestos en la tabla 2.4.
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MARCO TEORICO
Tabla 2.4. Susceptibilidades magnticas de varios tipos de rocas. [Dobrin, M, 1960] Tipo de roca Promedio de % de
volumen en magnetita kappa x 106 Promedio de % de
volumen en ilmenita kappa x
106
Prfidos de cuarzo 0,82 2500 0,3 410
Riolitas 1,00 3000 0,45 610
Granitos 0,90 2700 0,7 1000
Sienitas traquticas 2,04 6100 0,7 1000
Nefelitas eruptivas 1,51 4530 1,24 1700
Nefelitas abisales 2,71 8100 0,85 1100
Piroxenitas 3,51 10500 0,40 5400
Garbos 2,40 7200 1,76 2400
Latitas monzonticas 3,58 10700 1,60 2200
Rocas con leucita 3,27 9800 1,94 2600
Diorita dactica de cuarzo
3,48 10400 1,94 2600
Andesita 4,50 13500 1,16 1600
Dioritas 3,45 10400 2,44 4200
Peridotitos 4,60 13800 1,31 1800
Basaltos 4,76 14300 1,91 2600
Diabasas 4,35 13100 2,70 3600
En esta tabla se aprecia claramente el aporte de la magnetita a la susceptibilidad magntica
de una roca. Comparando los valores calculados y medidos de la susceptibilidad magntica
de los mismos tipos de rocas (vase las dos tablas anteriores) se nota pocas coincidencias.
En el caso de las dos tablas faltan informaciones sobre la cantidad de muestras calculadas y
medidas y los errores inherentes lo que se opone a una evaluacin de la calidad de los
datos. La susceptibilidad magntica de una roca depende en primer lugar de su contenido
en magnetita y/o piritina, ilmenita, lo cual juega un papel menos importante, que aun puede
influir la susceptibilidad magntica de una roca.
Para la mayora de las rocas, la imanacin remanente es despreciable frente a la
imanacin inducida. Sin embargo, y especialmente, para las lavas, la primera es a veces
importante; en estos casos, la polaridad del campo remanente puede ser distinta e incluso
opuesta a la del campo ambiente.
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MARCO TEORICO
2.4.7 COMPORTAMIENTO DE DISTINTOS MATERIALES SITUADOS EN UN
CAMPO EXTERNO
Se distingue los materiales siguientes segn su comportamiento ponindolos en un
campo externo:
Materiales diamagnticos
Materiales paramagnticos
Materiales ferromagnticos
Ferromagnticos verdaderos
Antiferromagnticos
Ferrimagnticos
Los materiales diamagnticos estn caracterizados por susceptibilidades magnticas
negativas, lo que significa, que la imantacin inducida en ellos est orientada en sentido
opuesta con respecto al campo externo aplicado. Las susceptibilidades magnticas de la
mayora de los materiales diamagnticos no dependen de la temperatura. Solo las
susceptibilidades magnticas de antimonio y bismuto varan a T = -180C. Materiales
diamagnticos son entre otros las sales, la anhidrita, cuarzo, feldespato y grafito. El
diamagnetismo se basa en el movimiento de un electrn alrededor de su ncleo generando
una corriente de poca intensidad. El momento magntico (o espn) es un vector, que en
presencia de un campo magntico externo toma un movimiento de precesin alrededor de
este campo externo. Este movimiento peridico adicional del electrn produce un momento
magntico orientado en sentido opuesto con respecto al campo aplicado. El diamagnetismo
puro slo aparece si los momentos magnticos de los tomos son nulos en ausencia de un
campo exterior como en los tomos o iones que poseen capas electrnicas completas.
Los materiales paramagnticos son ligeramente magnticos, caracterizados por
susceptibilidades magnticas pequeas positivas. En los materiales paramagnticos la
susceptibilidad magntica es inversamente proporcional a la temperatura absoluta segn la
Ley de Curie. La mayora de los componentes formadores de las rocas como por ejemplo
los silicatos comunes son para- o diamagnticos. Los granos de materiales para- y
diamagnticos tienden alinearse con sus ejes longitudinales transversal- u oblicuamente con
respecto al campo externo aplicado. Los tomos o las molculas de los materiales
paramagnticos estn caracterizados por un momento magntico en ausencia de un campo
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MARCO TEORICO
externo y por una interaccin magntica dbil pasando entre sus tomos. Normalmente sus
tomos estn distribuidos al azar, pero aplicando un campo externo tienden alinearse
paralelamente a la direccin del campo. Esta alineacin es una tendencia, que se opone a su
agitacin trmica. El paramagnetismo se basa en los espines (momentos magnticos) no
compensados de los electrones, que ocupan capas atmicas incompletas como los subpisos
3-d de los elementos escandio y manganeso por ejemplo. Minerales paramagnticos son
olivino, piroxeno, anfibol, granate y biotita. En un separador magntico dependiendo de sus
susceptibilidades magnticas respectivas estos minerales son imantizados a distintas
intensidades del campo magntico engendrado por el separador magntico.
Los materiales ferromagnticos tienen susceptibilidades positivas y relativamente altas. Sin
aplicar un campo magntico externo la interaccin de los momentos magnticos de sus
tomos resulta en un comportamiento colectivo de grupos de tomos, llamados dominios
(ver figura 2.16). En los elementos hierro, cobalto y nquel esta interaccin es caracterstica
para los espines no compensados de los subpisos 3-d de sus tomos. Estos elementos
pueden lograr un estado de imantacin espontneo consistente en la configuracin ordenada
de los momentos magnticos de todos los tomos. Aplicando un campo magntico los
dominios se alinean en configuraciones paralelas y con sus ejes longitudinales paralelas a la
direccin del campo externo de tal modo generando una susceptibilidad magntica alta. A
los cuerpos ferromagnticos corresponden ciclos de histresis tpicos.
Figura 2.16 Orientacin de los momentos magnticos. [www.magpag.com ]
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MARCO TEORICO
En los materiales antiferromagnticos los momentos magnticos de los tomos vecinos son
de la misma magnitud, pero antiparalelos (ver figura 2.16). Cada una de estas subredes
recuerda un estado de un cuerpo ferromagntico. Las dos subredes ordenadas orientadas en
sentido opuesto entre s se anulan mutuamente resultando en un momento magntico total
igual a cero. La susceptibilidad magntica de un material antiferromagntico es
relativamente baja a temperaturas debajo del punto de Curie, sube con la temperatura
acercndose a la temperatura de Curie caracterstica para el material en cuestin, alcanza su
mximo a la temperatura de Curie y encima de la temperatura de Curie su susceptibilidad
decrece. A los materiales antiferromagnticos pertenecen entre otros la hematita (Fe2O3,
TCurie = 675C), los xidos de manganeso, de hierro, de cobalto y de nquel.
Los materiales ferrimagnticos tienen dos subredes de iones metlicos con momentos
magnticos orientados antiparalelamente, pero de magnitud diferente dando lugar a un
momento resultante desigual a cero, incluso en ausencia de un campo exterior (ver figura
2.16). La magnetita Fe3O4 es un material ferrimagntico y el mineral ms importante en
contribuir al magnetismo de las rocas. Otros minerales ferrimagnticos son la ilmenita
FeTiO3, Titanomagnetita Fe(Fe,Ti)2O4, la pirotina Fe1-xS y los xidos de la formula general
XOFe2O3, donde X puede ser ocupado por Mn, Co, Ni, Mg, Zn y Cd. El magnetismo de las
rocas se debe a magnetita y a otros minerales del sistema ternario FeO - Fe2O3 - TiO2. La
composicin de cada cristal mixto junto con su temperatura de Curie se presenta en el
tringulo siguiente (Figura 2.17).
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MARCO TEORICO
Figura 2.17 Triangulo representando la Temperatura de Curie en diferentes materiales
[www.magpag.com ].
Adems la pirotina contribuye apreciadamente al magnetismo de las rocas.
2.4.7.1 IMANTACIN DE UNA SUSTANCIA
La imantacin de una roca o de un mineral respectivamente se constituye de las dos
porciones siguientes: de la imantacin inducida (Iind) y de la imantacin remanente (Irem):
I = Iind + Irem = k x H + Irem,
donde k = susceptibilidad magntica de la roca o del mineral y H = intensidad magntica
del campo externo.
La imantacin remanente depende de la historia de la roca. Generalmente el campo
geomagntico, su magnitud y su direccin determinan la imantacin de las rocas
magnticas. La magnitud y la direccin de la proporcin inducida de la imantacin estn
determinadas por la magnitud y la direccin actualmente establecidas del campo
geomagntico. Como el campo geomagntico vara con el tiempo la magnitud y la
direccin del campo geomagntico de un lugar varan tambin. Las rocas pueden conservar
una imantacin remanente relacionada con el campo geomagntico existente cuando estas
44
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MARCO TEORICO
rocas se han formadas. En el caso de las rocas magmticas la direccin de la imantacin
coincide con la direccin del campo geomagntico existente en el intervalo de tiempo, en
que las rocas empezaron a solidificarse y que se extiende hasta el momento en que las rocas
se han enfriadas debajo de la temperatura de Curie. A este tipo de imantacin remanente se
llama imantacin termoremanente. En el caso de rocas fundidas rpidamente enfrindose
como las corrientes de lava por ejemplo sus minerales magnticos se alinean paralelamente
a la direccin del campo geomagntico existente en el tiempo de la solidificacin y del
enfriamiento de las rocas. En el caso de las rocas sedimentarias clsticas los granos
magnticos se alinean durante la deposicin en agua quieta segn la direccin del campo
geomagntico existente. Este tipo de imantacin se denomina imantacin remanente de
deposicin.
El estudio de la historia del campo geomagntico, denominado paleomagnetismo se basa en
la imantacin remanente. Adems el estudio de la imantacin remanente contribuye a la
geologa histrica y dio una evidencia ms para la tectnica de placas.
2.4.8 TIPOS DE MAGNETOMETROS Y MAGNETOMETRO UTILIZADO
Los magnetmetros actualmente utilizados en prospeccin permiten medir bien las
variaciones Z de la componente vertical, bien el campo total. Los primeros slo se utilizan para observaciones en tierra [Astier, J. L, 1975]
2.4.8.1 MEDIDA DE LA COMPONENTE VERTICAL.
En los magnetmetros que miden Z , al par magntico que acta sobre una aguja imanada, mvil alrededor de un eje horizontal, se le opone una fuerza antagonista con
objeto de lograr bien que la desviacin de el agua sea proporcional a Z , bien de devolver la aguja a su posicin inicial. La fuerza antagonista vara segn los tipos de magnetmetros;
- En los magnetmetros del tipo Schmidt, quien acta es el peso debido a un
ligero desplazamiento del centro de gravedad de la aguja respecto de su eje de
rotacin.
- En los magnetmetros de torsin quien acta es la torsin de los hilos de
suspensin de la aguja.
En algunos de estos aparatos, la precisin de las medidas es de gamma. La
duracin de las medidas es de slo algunos minutos con los magnetmetros de torsin.