Capitulo
5.1
Contenido página
Historia
Aplicaciones
Dipolo magnético
Unidades
Susceptibilidad magnética
Distintos materiales
Imantación
Campo magnético:
1Oersted = 1Gauss = 105gamma = 105nT (T = Tesla).
1gamma = 10-9T = 1nT.
Alta susceptibilidad
magnetica
Pirrotina / Pirrotita (FeS)
Magnetita
Ilmentita
Pirrotina, mineral con alta susceptibilidad magnética.
5. Método magnético
5. Método magnético
Historia
La ciencia del magnetismo inició en el año 1600. En este año el inglés William
Gilbert nacido en 1544 (fallecido en 1603) publicó el libro 'De Magnete',
que es una compilación de todos los conocimientos ya existentes en el siglo
16 acerca del magnetismo. En esta publicación Gilbert estableció el concepto
de un campo geomagnético general con una orientación definida en cada lugar
de la superficie terrestre. A fines del siglo 16 la observación de anomalías
locales en la orientación del campo geomagnético fue conocida y empleada
en la prospección de minerales férricos.
En 1870 Thalen y Tiberg construyeron un magnetómetro para determinaciones
relativas, rápidas y exactas de las intensidades horizontal y vertical de
la declinación por medio de los métodos del seno y de la tangente.
El método magnético se empleó en gran escala en el estudio de estructuras
geológicas, cuando en 1914 y 1915 Adolf Schmidt construyó la balanza de
precisión vertical, también llamada variómetro del tipo Schmidt. Desde 1902
Adolf Schmidt, nacido 1860 en Breslau y fallecido 1944 en Gotha dirigió
el observatorio magnético de Potsdam como director. La balanza vertical
se constituye de una aguja magnética orientada horizontalmente en la dirección
Este Oeste y oscilante sobre cuchillas de ágata o bien de cuarzo. Este variómetro
permite la medición del campo vertical y su variación local en dimensiones
de 1 gamma y por lo tanto este instrumento es suficientemente preciso para
ser empleado en las exploraciones mineras.
Figura: Principio
de la magnetometría
Aplicaciones
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 la extensión de las
cuencas sedimentarias ubicadas encima del basamento, que posiblemente contienen
reservas de petroleo.
Aún no siempre con éxito se lo aplica en el levantamiento de la topografía
del basamento, que puede influir la estructura de los sedimentos superpuestos.
Se lo emplea en la delineación de depósitos magnéticos intrasedimentarios
como rocas subvolcánicas e intrusiones emplazadas en somera profundidad,
que cortan la secuencia sedimentaria normal. Como las rocas sedimentarias
generalmente ejercen un efecto magnético desapreciado en comparación con
el efecto magnético generado por las rocas ígneas la mayoría de las variaciones
de la intensidad magnética medidas a la superficie terrestre resulta de
cambios litológicos o topográficos asociados con rocas ígneas o con rocas
del basamento. El desarrollo reciente de magnetómetros de alta precisión
posibilita ahora la definición de pequeñas repuestas magnéticas de alta
frecuencia y la detección de variaciones muy pequeñas de la intensidad magnética,
que podrían ser relacionadas con variaciones diminutas en el carácter magnético
de rocas sedimentarias yacentes en profundidad somera con respecto a la
superficie terrestre. Las variaciones magnéticas muy pequeñas en el contenido
en minerales magnéticos se refieren a valores alrededor de 0,1 gamma.
En las exploraciones mineras se aplica el método magnético en la búsqueda
directa de minerales magnéticos y en la búsqueda de minerales no magnéticos
asociados con los minerales, que ejercen un efecto magnético mensurable
en la superficie terrestre.
Además el método magnético se puede emplear en la búsqueda de agua subterránea.
Por medio de estudios aeromagnéticos se puede localizar zonas de fallas,
de cizallamiento y de fracturas, que pueden albergar una variedad grande
de minerales y dirigir a una mineralización epigenética, relacionada con
estress de las rocas adyacentes. El conocimiento de sistemas de fracturas
y de acuíferos en rocas solidificadas cubiertas por una capa de depósitos
aluviales puede facilitar la búsqueda y explotación de agua subterránea.
A través del método magnético se puede levantar las discordancias y las
superficies terrestres antiguas ahora cubiertas por rocas más jóvenes con
el fin de explorar minerales detríticos y/o minerales de uranio relacionados
con discordancias.
Hasta el medio de la quinta década de este siglo prácticamente solo se llevaron
a cabo los métodos magnéticos de exploración en la superficie terrestre.
Hoy día en la prospección petrolífera se emplean casi exclusivamente magnetómetros
instalados en aviones y en barcos. En los estudios de reconocimiento de
depósitos minerales se emplean magnetómetros aeroportados.
Alcance del método magnético
Las anomalías magnéticas detectadas a través de estudios magnéticos en terreno
se explican con variaciones en las propiedades físicas de las rocas como
la susceptibilidad magnética y/o la imantación remanente de las rocas. Estas
propiedades físicas solo existen a temperaturas debajo de la temperatura
de Curie. En consecuencia los generadores de las anomalías magnéticas podemos
hallar hasta una profundidad máxima de 30 a 40 km.
Modelo de un dipolo
magnético
El campo geomagnético se describe en una aproximación por un dipolo magnético
ubicado 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 el polo magnético
ubicado cerca del polo Norte geográfico polo Norte magnético y el polo magnético
situado cerca del polo Sur geográfico polo Sur magnético.
Una aproximación satisfactoria a la forma del campo geomagnético es un dipolo
ubicado en el centro de la tierra con las coordenadas geográficas siguientes
correspondientes a las intersecciones del eje dipolar con la superficie:
La intersección boreal del eje dipolar con la superficie terrestre: latitud
= 79ºN, longitud = 290ºE (=70ºW).
La intersección austral del eje dipolar con la superficie terrestre: latitud
= 79ºS, longitud = 110ºE.
Las coordenadas geomagnéticas
Por la inclinación del eje dipolar geomagnético con respecto al eje de rotación
de la tierra los sistemas de coordenadas geográficas y geomagnéticas no
coinciden.
Las coordenadas geomagnéticas para un lugar en la superficie terrestre se
calcula de modo siguiente conociendo las coordenadas geográficas del lugar
en cuestión y de las intersecciones boreal o austral respectivamente.
Debido a la inclinación del eje dipolar con respecto al eje de rotación
lugares de muy diferentes latitudes geográficas pueden ubicarse en la misma
latitud geomagnética.
Componentes del campo geomagnético
Variaciones del campo geomagnético
1: Depende de variaciones espaciales en el campo electromagnético introducido
en corteza terrestre por descarga troposférica (troposfera 0-10km).
2: El gradiente geotérmico depende del lugar. En una zona de subducción
en la zona del hundimiento de la placa el gradiente es mucho menor en comparación
al gradiente geotérmico establecido en el arco magmático, donde el gradiente
geotérmico puede alcanzar a T = 100°C/km. El gradiente geotérmico causado
por un metamorfismo de soterramiento en una cuenca sedimentaria es alrededor
de 10°C/km. Un valor medio es 30°/km. La temperatura de Curie para magnetita
es T = 573°C.
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 y 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 =
µ0 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.
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:
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.
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.
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.
● 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 Fe1-xS 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.
La inducción magnéticaH' y laH' y la densidad del flujo magnético B
Un material mantado 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.
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 a 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.
Apuntes
- Geología
Contenidos Exploración Minera
1. Introducción
2. Remote Sensing
3. Geoquímica en prospección
4. Métodos sísmicos
5. Método magnético
●
5.1 Fundamentos teóricos
5.2 Magnetómetros
5.3
Los datos
6. Método gravimétrico
7. Métodos eléctricos
Índice
Bibliografía
Páginas de Geología
Apuntes Geología General
Apuntes Geología Estructural
Apuntes
Depósitos Minerales
Colección de Minerales
Periodos y épocas
Figuras históricas
Citas geológicas
Exploración - Prospección
Módulo de Citas
Depósitos
Depósitos en el Mundo
Depósitos en Chile
Depósitos en Atacama
Bibliografía Depósitos Minerales
