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TÉCNICAS DE DESARROLLO
DE REGISTRO MAGNÉTICO

RECIENTES DESARROLLOS EN LAS
TÉCNICAS DE REGISTRO MAGNÉTICO
• Primeras medidas del campo magnético desde una plataforma
aérea por Edelman,
• diseñó una balanza vertical para utilizarla en un globo
1910
• Medidas adquiridas en globo no se aplicaron a la prospección
geofísica.
• Lundberg realizó medidas del campo magnético sobre el yacimiento
de Kiruna (Suecia) desde un globo
1921
• Víctor Vacquier y sus asociados en la Gulf Research &
Develompment Company
• actores clave en el desarrollo del primer magnetómetro de
saturación para uso aéreo y submarino
1940
-
1941

Avance iniciando una nueva era en el uso de estudios
magnéticos desde el aire, tanto para la industria de exploración
como para estudios geológicos regionales
Los oceanógrafos adaptaron rápidamente magnetómetros para
uso marino.
Observatorio Geológico Lamont, pidió prestado un cardán al Servicio
Geológico de los EE.UU, donde montaron un magnetómetro de
saturación y lo remolcaron a través del Atlántico
La Institución Scripps de Oceanografía realizó el primer
levantamiento magnético marino en 2D de la costa del sur de
California
Este famoso levantamiento de prospección magnética marina,
mostró un patrón de bandas magnéticas compensadas por una
zona de fractura
1945
1946
1947
1948
1952
1955
1952
1955

El uso de la magnetometría para la exploración geofísica es común
Tipos de magnetómetros
fluxgate
Precesión de protones
bombeo óptico
diseñó durante la Segunda Guerra Mundial como
un dispositivo para detecciones submarinas.
Consiste de dos bobinas y analiza
La diferencia en la corriente eléctrica para determinar el
campo magnético total
en un punto.
El magnetómetro fluxgate puede dar las componentes
direccionales del campo, así como el campo total.
Puede resolver rasgos alrededor de 1nT

Trabaja con el principio de resonancia magnética
nuclear
Contiene núcleos de hidrogeno (protones) que
preceden alrededor del campo magnético terrestre.
Los protones tienen una velocidad angular
(frecuencia precesional) que es proporcional a la
magnitud del campo magnético terrestre.
La constante de proporcionalidad se conoce con una
exactitud de 0.001 % y así, las mediciones son precisas.
El equipo tiene mayor resolución que el
magnetómetro fluxgate, mejorando la exactitud
hasta por dos órdenes de magnitud.
El equipo sólo mide la magnitud del campo total.

Los elementos específicos (cesio, rubidio, sodio y helio en
particular) se han elegido, ya que responden a los niveles
de energía producidos por el campo magnético terrestre.
Opera con el principio de niveles de energía alterna
de los electrones en los átomos aplicando alguna
fuente de energía.
Es posible medir anomalías del campo total con una
exactitud de aproximadamente 0.01nT.
Los magnetómetros de vapor de cesio son un tipo
común del magnetómetro de bombeo óptico.

Década 1990, la disponibilidad del Sistema de Posicionamiento
Global (GPS), mejoro enormemente la precisión de localización y, por
lo tanto, el margen de error de los levantamientos aéreos.

1998 Exploradores comenzaron a diseñar
levantamientos aéreos para resolver en detalle
las variaciones del campo magnético como las
causadas por fuentes intrasedimentarias.
La mayor resolución se ha logrado,
principalmente minimizando el espacio
entre líneas y la reducción de la altitud
de vuelo.

Los datos adquiridos en campo, en un
levantamiento magnético terrestre, aéreo o
marino se procesa en gabinete como parte de los
diferentes proyectos.
Los estudios aeromagnéticos tienen la ventaja de
cubrir grandes áreas en un tiempo relativamente
corto y pueden utilizarse para cubrir zonas
inaccesibles que no pueden alcanzarse en tierra
Un componente importante en los estudios
aeromagnéticos es la rapidez con que el equipo
realiza la adquisición de los datos.
La distancia de las líneas de recorrido aéreo no
debe ser muy espaciada, sino van a quedar zonas
sin datos

Mientras que la aeronave genera sus propios
campos magnéticos, el magnetómetro suele ser
remolcado alguna distancia por debajo de la
aeronave,
Los datos casi siempre son tomados de líneas de
vuelo paralelas, con líneas perpendiculares (tie-lines)
utilizadas para ayudar a correlacionar los datos.
los sensores pueden colocarse en las puntas de las alas o
en la cola de la aeronave, con protección proporcionada por
las bobinas de descarga eléctrica o imanes permanentes
colocados adecuadamente.

Los levantamiento magnéticos terrestres suelen ser similares a
los estudios aéreos, es decir en líneas paralelas así como con
líneas cruzadas para amarrar los datos.
Una de las desventajas de
este método es que toman
mayor tiempo para
ejecutarlos y para un
trabajo regional los
levantamientos aéreos en
general son factibles de
realizar.

Levantamientos aeromagnéticos con drones
La aplicación de vehículos aéreos no
tripulados, sistemas UAVs o drones
viene a constituir un nuevo desarrollo
en estudios geofísicos en zonas de
interés mineral con relieve difícil, que
no permita la realización de estudios
convencionales.
Para estos levantamientos,
los drones incorporan un
magnetómetro que permite
medir la anomalía
magnética, y un dispositivo
Lidar.
Los datos obtenidos, permiten
la obtención de modelos
tridimensionales de
susceptibilidad magnética
delimitando la extensión de
cuerpos .mineralizados
También se puede utilizar en áreas
inaccesibles: pantanos, zonas
inundadas, áreas minadas, inestables
o colapsadas.

DRONES PARA TRABAJOS DE
PROSPECCIÓN MAGNÉTICA
Referencia Ingemmet y
https://av3aerovisual.com/sistema-aeromagnetico-con-drones-para-exploracion-geofisica/

Magnetometría terrestre
La magnetometría terrestre se realiza generalmente en áreas relativamente
pequeñas donde el objetivo ha sido previamente definido.
En consecuencia, el espacio entre estaciones suele ser del orden de 10 a 100 m,
aunque se pueden emplear espacios más pequeños donde los gradientes
magnéticos son altos.
Las lecturas no deben tomarse cerca de objetos metálicos como líneas de
ferrocarril, automóviles, caminos, cercas, casas, etc., que puedan perturbar el
campo magnético local.
Por razones similares, los operadores de magnetómetros no deben llevar objetos
metálicos. Las lecturas de la estación base no son necesarias para monitorear la
deriva instrumental, ya que los magnetómetros de fluxgate y protones no se
desvían, pero son importantes para monitorear las variaciones diurnas.
Dado que los instrumentos magnéticos (magnetómetros) modernos no requieren
una nivelación precisa, la magnetometría terrestre invariablemente se realiza
mucho más rápidamente que el método gravimétrico.

Magnetometría aérea y marina
Figura 1: Un plan de vuelo típico para la magnetometría aérea

La gran mayoría de los métodos magnéticos se llevan a cabo
en el aire, con el sensor remolcado en una carcasa conocida
como ‘pájaro’ para eliminar el instrumento de los efectos
magnéticos de la aeronave o fijado en un ‘aguijón’ en el Cola
de la aeronave, en cuyo caso las instalaciones de bobinas
internas compensan el campo magnético de la aeronave.
La magnetometría aérea es rápida y rentable, por lo general
cuesta alrededor de un 40% menos por kilómetro de línea que
la magnetometría terrestre.
Las áreas extensas pueden ser inspeccionadas rápidamente
sin el costo de enviar una parte de campo al área de la
adquisición geofísica y se pueden obtener datos de las áreas
a las que no se puede acceder.
Magnetometría terrestre y aérea

El problema más difícil en la magnetometría aérea solía ser la fijación
de posición.
Hoy en día, sin embargo, la disponibilidad de GPS evita el problema de
posicionamiento.
La magnetometría marina es similar al levantamiento aeromagnético.
El sensor se remolca en un ‘pez’ al menos a dos naves de longitud
detrás del barco para eliminar sus efectos magnéticos.
La magnetometría marina es obviamente más lenta que el
levantamiento aeromagnético, pero con frecuencia se realiza junto con
varios otros métodos geofísicos, como el levantamiento por gravedad y
el perfilado sísmico continuo, que no se pueden emplear en el aire.
Magnetometría aérea y marina

BIBLIOGRAFÍA
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U. S. Geological Survey, in W. F. Hanna, ed., Geologic applications of modern
aeromagnetic surveys: U. S. Geological Survey Bulletin 1924, p. 63–73.
• Heezen B.C., Ewing M. y Miller E.T., (1953). Trans-Atlantic profile of total
magnetic intensity and topography: Dakar to Barbados: Deep Sea Research,
V.1, p. 25–23.
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• Mason R. G., (1958). A magnetic survey off the west coast of the United
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Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, 1, p. 320–329.
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50.
• Peirce J.W., Glenn W.E. y Brown K., (1998). High resolution aeromagnetics
for hydrocarbon exploration: Canadian Journal of Exploration Geophysics, V.
34, p. 49-57.
• Telford W.M., Geldart L.P., y. Sheriff R.E., (1990). Applied geophysics, 2nd
ed., Cambridge University Press, 860 p.

CAPÍTULO V
INSTRUMENTAL Y
ADQUISICIÓN DE DATOS EN
CAMPO
2022

Debido al carácter vectorial del campo geomagnético, su determinación
implica la medida de su magnitud y dirección. Esto se puede hacer por
observación del módulo del vector total de campo F y de los ángulos de
declinación D e I , o también por determinación de sus componentes X , Y
y Z en la dirección de las coordenadas geográficas, N-S, E-W y vertical.
Las medidas magnéticas pueden ser absolutas y relativas.
De una manera general, se puede decir que las medidas absolutas
proporcionan el valor de la magnitud que se quiere medir en un instante
dado.
Las medidas relativas a su vez proporcionan las variaciones del campo, de
un lugar a otro, o de un instante de tiempo a otro en el mismo lugar. En
realidad, las medidas absolutas no son instantáneas, ya que el proceso de
medida dura un cierto tiempo, y el valor obtenido representa un valor
promedio durante el intervalo de medida.
INTRODUCCIÓN

INTRODUCCIÓN
El fundamento de las medidas del campo magnético se basaba hasta hace
relativamente poco, en la orientación o movimiento de un imán suspendido,
es decir, métodos mecánicos. Esta técnica se ha visto complementada con la
aplicación de los magnetómetros modernos, cuyo funcionamiento se basa en
fenómenos de resonancia magnética atómica o nuclear, y en las propiedades
eléctricas y magnéticas de ciertos materiales, lo que permite obtener de forma
sencilla valores más exactos del campo geomagnético.
Históricamente, las primeras medidas magnéticas son las de la declinación,
realizadas con una aguja imantada que se remontan al siglo XV.
Hacia 1540, Aloso de Santa Cruz y Joao de Castro realizaron numerosas
determinaciones de la declinación durante sus viajes a América y las Indias
Orientales.
Las primeras medidas de la inclinación con aguja imantada de eje horizontal
fueron realizadas por G. Hartmann, en 1544.
Las medidas de las componentes de la intensidad del campo magnético
terrestre son de época posterior.

INTRODUCCIÓN
Las primeras son de la componente horizontal H y fueron realizadas por
Humboldt y Gauss, hacia 1830.
Para 1837 se describe ya el método de medidas absolutas de H , y la
construcción de un variómetro para el mismo componente.
Entre 1836 y 1840 se realiza, impulsado por Humboldt, Gauss y Weber, un
programa de observaciones simultáneas en un número de observatorios
magnéticos (Göttingen Magnetische Verein), al que se unieron, en 1839,
los instalados en las colonias británicas (British Colonial Observatories),
bajo la dirección de E. Sabine.
En el mismo año, 1939, Lloyd introdujo la balanza magnética para medir
las variaciones de la componente vertical Z .
El registro fotográfico de las variaciones fue introducido por Brooke, en
1846, en Greenwich y se ha mantenido hasta nuestros días, en que se ha
complementado con métodos modernos de registro digital.

Métodos clásicos de medidas
absolutas y relativas
MEDIDAS ABSOLUTAS
La determinación absoluta basándose en métodos mecánicos de las
componentes D , H , Z ha servido hasta una época muy reciente como
única forma de la determinación del campo total F y sus componentes.
Actualmente se utiliza de forma más extendida la determinación absoluta
de F mediante métodos modernos, como se verá más adelante.
La observación de la declinación magnética D , en un lugar determinado,
consiste en la determinación del acimut con una aguja imantada, que
pueda oscilar libremente en un plano horizontal.
Considerando que no existe torsión en el hilo de suspensión, la aguja se
orientará en la dirección del meridiano magnético, formando un ángulo α
con el origen 0 del limbo graduado situado en la plataforma horizontal.
Retirando el imán, el origen 0 del aparato formará con una mirar de
referencia del acimut β conocido, un ángulo α′.

Según puede observarse en la figura, se deduce que:
Donde α , α′ y β son conocidos, por lo que puede deducirse el valor de la inclinación D .
Determinación de la declinación magnética a partir de los ángulos observados en el
plano horizontal.

Existen, no obstante, errores debidos a la tensión residual del hilo de
suspensión que es necesario para compensar. Para eliminar este efecto se
realizan las medidas con dos imanes de momento magnético fuerte y
débil. Por otra parte, como estas observaciones son muy lentas, es
necesario corregirlas por la propia variación de la declinación durante el
tiempo de ejecución de la medida.
Para la determinación del módulo de la componente horizontal H se utiliza
un instrumento llamado teodolito magnético. Este instrumento consiste
en un imán de momento magnético m suspendido horizontalmente por
una fibra de cuarzo.
El método en el que se basa es el de Gauss o determinación de mH y m/H,
correspondientes al momento magnético del imán y la componente
horizontal del campo magnético. Inicialmente se suspende el imán, cuyo
momento de inercia es J , en un plano horizontal, es decir, sometido a la
acción de H . Si se desplaza el imán de su posición de equilibrio, comienza
a oscilar alrededor del meridiano con un periodo T dado por:

Donde se desprecia la acción de la fibra, y la única fuerza actuando es la del campo
magnético del imán.
Midiendo el periodo T y conocido J obtenemos mH .
Para el cálculo del cociente m/H.
Se sustituye el imán suspendido por una aguja imantada, y el imán del momento m
se utiliza como imán desviador, el cual se sitúa en el plano horizontal en dos
posiciones que se denominan de Gauss y Lamont (J. von Lamont, 1805- 1879).

Posiciones en la determinación absoluta de la componente horizontal H:
a) de Gauss, b) de Lamont.

Situando el imán de momento m perpendicular al campo H (posición de
Gauss), la aguja imanada girará un ángulo α . Este ángulo dependerá de H1,
componente radial del campo creado por el imán y cuyo valor viene dado
por:
Siendo r la distancia del imán a la aguja suspendida y .
De la figura se desprende que:
Si se sitúa el imán de tal forma que permanezca normal a la aguja imanada
en la posición de equilibrio (posición de Lamont) el ángulo girado cumplirá:

Con la observación de α y/o β se deduce el valor del cociente m/H.
A partir de esta medida y de la de mH , se pueden obtener los
valores de m y H .
El valor de H obtenido de esta forma es su valor absoluto.

Medidas relativas
Uno de los instrumentos clásicos más usados para la determinación de la
componente horizontal, es el magnetómetro QHM (Quartz Horizontal
Magnetometer) desarrollado por D. La Cour, en 1930.
Consiste en un imán de momento m, suspendido de un hilo de cuarzo que
puede oscilar en un plano horizontal.
Todo el conjunto puede girar sobre un plano horizontal graduado. Si en
una posición P1 cualquiera de la base cercana al norte magnético, se libera
el imán, éste no se orienta en la dirección del norte magnético, sino que
debido a una torsión inicial β, forma un ángulo α1, cumpliéndose
entonces:
mH sinα1 = τβ 1

Siendo τ el coeficiente de torsión del hilo de suspensión. Si aumentamos el
giro del imán en 2π , éste no quedará en P1, sino en una nueva posición P2,
cumpliéndose:
Si volvemos atrás con un giro de −4π se colocará en otra posición P3,
cumpliéndose por tanto:
Sumando las expresiones [3] y [2] y sustituyendo el valor de β , deducido a partir
de [1] resulta:
2
3

Por otra parte, restando [2] y [3] obtenemos:
Medida relativa de H con un magnetómetro QHM

Si el instrumento está bien ajustado de forma que β y α1 son pequeños,
entonces a1 y a2 diferirán poco de su valor medio φ y, por tanto:
Esta medida depende de los valores de m y τ que han de contratarse en
continuas calibraciones, ya que varían con el tiempo. Utilizando el mismo
aparato se puede determinar D , aunque con mucha menor precisión que
con el método descrito anteriormente.
En cuanto a la componente vertical Z , se determina de forma relativa con
el aparato BMZ (Magnetometer Zero Balance), basado en lo que se llama
método de cero. El instrumento consiste en un imán móvil, que puede
girar alrededor de un eje horizontal astatizado con su masa. El conjunto
imán e hilo de suspensión puede girar en el plano horizontal, de forma
que la aguja esté sometida a la componente vertical del campo magnético.

Cuando el imán móvil forma un cierto ángulo α con la horizontal, la
ecuación de equilibrio es (Figura):
Composición de fuerzas en el plano vertical actuando sobre una balanza BZM

Donde t es el acimut del eje magnético del imán con el norte magnético;
m, la masa, y M, el momento magnético de dicho imán.
Puede apreciarse que el ángulo α depende del valor del acimut t .
Si mediante imanes auxiliares se elimina la componente vertical Z,
podemos determinar su valor.
Para ello se colocan imanes auxiliares de forma que α es cero,
cumpliéndose entonces que:
Donde Zc es la componente vertical del campo magnético y Zt, Zs, los
campos producidor por los imanes auxiliares.
Este instrumento, cuando se utiliza en prospección mide las variaciones
locales de la componente vertical del campo magnético Z , al moverse de
una posición a otra.

Para medidas rápidas de trabajos de prospección, dentro de los
instrumentos de metodología clásica, se usa también el magnetómetro de
torsión.
Este instrumento se basa en la determinación de un par de torsión
ejercido por una fibra de cuarzo, que compensa el par debido al campo
magnético terrestre en un imán suspendido. Variando la posición de giro
del imán se puede medir con el mismo instrumento las componentes H y
Z.

Brújula de inclinación
Este instrumento mide la variación de
la intensidad vertical Z. Constituye de
una aguja imantada que puede
moverse libremente en un plano
vertical y que lleva fijada a un lado del
eje un peso ajustable. Un par de
torsión gravitatorio (peso ajustable) es
equilibrado por un par de torsión
magnético (imán). Cualquier variación
del componente vertical del campo
terrestre cambia el momento de la
fuerza magnética y por tanto el ángulo
de inclinación de la aguja. Se debe
orientar el imán en un plano vertical y
los polos del imán paralelos a la
dirección del componente total del
campo
Imagen de una brújula de inclinación y una
ilustración de la época en que se convirtió
en el instrumento de referencia magnética.

Super brújula de Hotchkiss
Esta brújula mide la variación de la
intensidad total F de un campo
magnético. Su construcción es
semejante a la de la brújula de
inclinación; además tiene una barra
auxiliar no magnética, que lleva un
contrapeso regulable. Para medir la
variación de F se orienta los polos
del imán paralelamente a la
dirección del campo total, y la
medición se realiza orientando la
superbrújula en una dirección
perpendicular al meridiano
(longitud) magnético.
Imagen de una super brújula de Hotchkiss
construida a finales del siglo XIX y que
comercializó la marca francesa Ducretet.

Variómetro del tipo Schmidt
• Este instrumento mide la variación de la intensidad vertical Z y un
variómetro modificado mide la variación de la intensidad horizontal H
de un campo magnético en dimensiones de 1 γ .
• El variómetro consiste en un imán pivotado cerca, pero no directamente
en el centro de su masa, de tal modo que el campo geomagnético
origine un par de torsión magnético en torno del pivote opuesto al par
de torsión de la atracción gravitatoria sobre el centro.
• El ángulo para el cual se alcanza el equilibrio depende de la intensidad
del campo.
• El imán pivotado tiene que ser orientado horizontalmente y en la
dirección este-oeste geomagnético para medir la variación de Z .
• La construcción del variómetro para la medición de la variación de la
intensidad horizontal H es parecida salvo que el sistema magnético
(imán pivotado) tiene por posición inicial la vertical y la dirección norte-
sur geomagnético.

Variómetro de compensación
• De igual forma que el de Schmidt, este instrumento mide la variación de
la intensidad vertical Z y un variómetro modificado mide la variación de
la intensidad horizontal H .
• La construcción del variómetro de compensación es semejante a aquella
del variómetro del tipo Schmidt, pero en vez de medir la inclinación del
sistema con respecto a la horizontal (variómetro vertical) se mide la
fuerza necesaria para devolverlo a la horizontal.
• El imán pende de finos hilos y la fuerza restauradora se obtiene
mediante el desplazamiento de imanes compensadores.
• Los magnetómetros de torsión son un tipo de variómetro soportado por
dos hilos donde la torsión es proporcional al campo magnético y forman
la base de los actuales galvanómetros

ESCUELA PROFESIONAL DE INGENIERÍA GEOLOGICA
PROSPECCIÓN GEOFÍSICA II
• PROSPECCIÓN GEOFISICA 2 GRUPO A y B
• DR. ING. JORGE AURELIO SOTO VASQUEZ

• PROSPECCIÓN GRAVIMÉTRICA
• PROSPECCIÓN GEOFISICA 2 GRUPO A y B

INTRODUCCION
• El método gravimétrico se basa en la medida en
superficie de las pequeñas variaciones de la
componente vertical del campo gravimétrico terrestre.
• Estas variaciones son debidas a una distribución
irregular en profundidad de masas de diferentes
densidades.
• Es una reconocida técnica en la investigación de
estructuras subsuperficiales.
• Técnica empleada en estudios medioambientales, en
ingeniería civil, en minería y en hidrocarburos, las cuales
reflejan:

INTRODUCCION
• Contrastes laterales en
densidad, pudiendo ser
estas variaciones laterales
en densidad consecuencia
de la existencia de
estructuras enterradas a
poca profundidad.

INTRODUCCION
• O consecuencia de la
detección de la frontera
existente entre dos
formaciones geológicas
de densidad diferenciada.

INTRODUCCION
• La Técnica gravimétrica presenta un gran paralelismo con la
prospección magnética. Ambos son campos potenciales del
campo natural de la Tierra y comparten técnicas de
interpretación.
• La diferencia estriba en la propiedad física medida.
• La Técnica gravimétrica presenta una gran sensibilidad al
cambio de densidades.
• La Técnica magnética presenta una gran sensibilidad al
cambio de las propiedades magnéticas.

INTRODUCCIÓN HISTÓRICA DE LA
PROSPECCIÓN GRAVIMÉTRICA
• El primer estudio realizado en el campo de la
gravimetría del que se tiene constancia fue
realizado aparentemente por Fekette y Pekar
mediante la balanza de Eötvos en el campo
petrolífero de Egbell en Checoslovaquia.
• El estudio constó de 100 estaciones y se realizó
durante 1915 y 1916, siendo el resultado
satisfactorio, aunque no fue publicado hasta 1923,
debido a que se hallaban inmersos en plena I
Guerra Mundial

• Se considera que la primera prospección sobre un domo
salino fue realizada por W. Schweydar en 1918, en
Alemania del Norte.
• Este estudio se realizó mediante una balanza Eötvos y
desarrolló algoritmos para eliminar la influencia
generada por la topografía circundante.
• Schweydar a través de las anomalías de la gravedad
obtuvo ciertas características del domo, antes de la
perforación del mismo, las cuales fueron posteriormente
confirmadas, mediante perforación.

• En Estados Unidos la
primera prospección
con fines prospectivos
data de 1924 y fue
resuelta en el Domo de
Nash en el condado de
Country, Texas. Este fue
realizado mediante una
balanza de torsión por
la Compañía Petrolera
Rycade

Evolución de la instrumentación
• 1937 se estima (Mott-Smith 1937)
que el noventa y ocho por ciento de
los levantamientos gravimétricos
realizados hasta la fecha, se habían
obtenido mediante balanzas de
torsión.
• Con estos levantamientos había
quedado más que patente la
eficacia de las balanzas de torsión
en el campo de la prospección. Sin
embargo también se había hecho
patente la alta influencia que
sufrían las variaciones de la
gravedad medidas por las balanzas
ante una topografía abrupta.

• Otra de las limitaciones importantes que presentaba la
balanza de torsión era su velocidad en la toma de datos, la
cual podía llegar a tomar seis puntos por día.
• Sin embargo, -ésta era claramente superior a la de cualquier
otro instrumento de medición de gravedad de la época.
• No obstante la exploración gravimétrica mediante esta
técnica presentaba unos coeficientes de explotación (puntos
de medición/tiempo empleado) bajos. Uno de los mayores
esfuerzos de la época recayó en la investigación
instrumental, esta fue focalizada en la búsqueda de una
mayor portabilidad y una mejora en los tiempos de
ejecución de lecturas de estos aparatos.

• Los péndulos eran usados casi exclusivamente en
Geodesia, aunque se intentaron desarrollos orientados
a la prospección sin mucho éxito, debido a la poca
sensibilidad de éstos y su baja manejabilidad.
• En 1930 se realizó un levantamiento en Michigan, USA,
compuesto de 63 estaciones con un tiempo de
duración de 5 meses.
• Como puede observarse, presentaba un coeficiente de
explotación diez veces inferior a la balanza de torsión.

• El péndulo tan solo alcanzaba precisiones parecidas a las de
la balanza de torsión en levantamientos regionales donde
las altas perturbaciones que sufría la balanza fruto de la
distancia entre los puntos del levantamiento, hacían que las
precisiones de ambos instrumentos fuese pareja.
• Por establecer alguna cifra comparativa el péndulo tenía
una sensibilidad para resolver 10 partes por millón (ppm)
del valor de la gravedad mientras que la balanza de torsión
era capaz de resolver el incremento de la gravedad con una
precisión de 1 ppm entre dos puntos distantes un kilómetro
(en un terreno con poca orografía).

• Estos instrumentos no se presentaban como instrumentos muy
propios para la explotación debido a su baja portabilidad y
operatividad.
• Es en 1937 cuando empiezan a aparecer gravímetros de una gran
portabilidad que empiezan a desplazar paulatinamente a las
balanzas de torsión.
• Estos instrumentos ofrecían una precisión entorno a 10 ppm que
los habilitaba como instrumentos altamente recomendados en
levantamientos regionales, debido a su gran portabilidad, a la
rapidez con que ofrecían las lecturas y por la poca influencia que
este método sufría ante terrenos irregulares.

• Además, los gravímetros presentaban una mayor sensibilidad
para la detección de masas poco profundas que las balanzas
de torsión.
• es en la década de los 50 cuando los gravímetros desplazan
definitivamente a los péndulos y a las balanzas de torsión.
• El motivo es definitivamente su portabilidad y su fácil manejo,
aunque LaFher (1980) expresa que el cambio de balanza de
torsión por gravímetros no fue realizado bajo criterios
científicos si no más bien por una visión poco productiva o
poco económica de la técnica gravimétrica en la década de
1940, propiciada por el rápido avance de la sísmica.

• Dos son los gravímetros tipo que aparecen en los años 40.
 GRAVIMETROS ESTÁTICOS está basado en el principio de que
el cambio de posición de una masa suspendida de un muelle
es proporcional al cambio de la gravedad experimentado por la
masa y presentan la dificultad de medir pequeños
desplazamientos.
 GRAVIMETROS ASTÁTICOS emplean como elemento sensible
el denominado muelle de longitud cero. El principio para
medir la gravedad consiste en medir la fuerza empleada por un
dispositivo mecánico para restaurar la masa a su posición de
equilibrio, siendo el incremento de gravedad equivalente a
esta fuerza.

• El precursor del gravímetro de muelle de longitud
cero fue Romberg, que en sus principios desarrollo
la teoría del equilibrio neutral (LaFher, 1980).
• Desde entonces hasta la fecha la mayor parte de los
gravímetros manufacturados están basados en este
principio.
• Los más renombrados por meritos propios y
trayectoria a lo largo del siglo son los gravímetros
Worden y Lacoste&Romberg (L&R).

• El gravímetro Worden tiene la peculiaridad de poseer
un sistema de compensación de temperatura realizado
en cuarzo fundido y unas dimensiones muy reducidas.
Por otra parte el gravimetro L&R presenta una alta
estabilidad y precisión.
• Conforme aparecían nuevas necesidades en el campo
de la prospección, las compañías petroleras, mediante
inversiones económicas, ampliaban las posibilidades de
desarrollo de las diferentes técnicas gravimétricas que
les eran de interés.

• Conforme se incremento el interés de prospección sobre el
golfo de Méjico se desarrollaron los trabajos de gravimetría
sobre áreas inundadas.
• Estos datos se utilizaban para la búsqueda de petróleo.
• Posteriormente estos dieron paso a las campañas de inmersión
donde operador y gravímetro eran sumergidos y finalmente a
gravímetros accionados mediante control remoto.
• Aunque la primera compañía en modificar sus gravímetros fue
la Gulf Oil Corp, los verdaderos protagonistas fueron los
gravímetros submarinos L&R que prácticamente han llegado
hasta nuestros días, teniendo actualmente un uso muy
limitado.

• Este tipo de gravímetro fue desplazado completamente por los
gravímetros de intraborda en los años 60.
• El primer gravímetro satisfactorio en la toma de observables intraborda
fue el L&R en 1965.
• Bell y Askania posteriormente manufacturaron este tipo de gravímetros
aunque con menor éxito.
• Las observaciones realizadas con este tipo de gravímetro son muchas,
arrojando importantes datos sobre la estructura y composición de la
corteza oceánica. En el caso de los observables intraborda nos
encontramos con precisiones bajas, alrededor de 2 mgal, debido a
errores en posicionamiento, siendo imprescindible la aplicación de
filtros para eliminar los efectos del movimiento del barco

• Dentro de esa misma filosofía de desarrollo de instrumentos en el
campo petrolífero aparecen los gravímetros para la observación de
la gravedad en perforaciones verticales en los años 40.
• Fue Smith (1950) quien anticipó la utilidad de este tipo de
prospecciones, que aunque los primeros en utilizarlos fueron los
expertos en el campo de la gravimetría posteriormente se
constituyo como una técnica complementaría en el estudio
sismológico de las explotaciones petrolíferas.
• A través de los datos de gravedad en perforación se pueden inferir
parámetros tales como densidad, porosidad y en última instancia
proporcionar una mayor plausibilidad a las hipótesis establecidas
mediante cualquier método prospectivo.

• En los años 70 la compañía L&R rediseña sus
gravímetros y éstos pasan a medir 2/3 de su
volumen anterior.
• Con esto y otros adelantos se comercializa un
gravímetro más esbelto y de menor peso muy
adecuado para este tipo de prospecciones, el
gravímetro “slimhole”, pudiendo este alcanzar
precisiones de 5 μgal.
• Éste comienza su comercialización en 1978.

• Los adelantos electrónicos en sistemas de posicionamiento desarrollados
durante la II Guerra Mundial, fueron utilizados para los trabajos gravimétricos
marinos y aéreos, siendo de especial interés su aplicación en el campo de la
observación de gravedad mediante medios aéreos.
• Las primeras experimentaciones en este campo se realizaron tanto en
helicóptero como en avión; sin embargo no se pueden considerar como
aplicables o satisfactorias estas experimentaciones hasta épocas recientes, en
los años 80.
• Los principales problemas que se encontraron fue eliminar la influencia
provocada por el movimiento de la aeronave y el establecimiento de una
superficie de referencia en aras de obtener datos con una precisión que se le
puede exigir a este método de prospección.
• Actualmente los sistemas de posicionamiento global (GPS) junto a los
sistemas inerciales y el desarrollo de técnicas espectrales en este campo han
posibilitado una mejora sustancial de la precisión del observable gravimétrico
en este campo.

Evolución de la interpretación gravimétrica
• En términos generales, que la limitación principal
en gravimetría no ha sido ni la instrumentación ni la
falta de datos, si no su interpretación,
entendiéndose como interpretación la capacidad de
trasladar los datos gravimétricos a términos
geológicos.
• Sin embargo, el desarrollo de ésta ha estado
inexplicablemente asociado al desarrollo de la
instrumentación, aun cuando sus fundamentos
matemáticos habían sido sentados hacía dos siglos.

• Los principios de la prospección gravimétrica fueron relativamente
fáciles, ya que las demandas requeridas a esta técnica eran escasas.
• Estos resultados positivos fueron los que definitivamente
empujaron a la gravimetría en el campo de las prospecciones.
• Sin embargo, lo que en un principio eran facilidades,
posteriormente se volvieron complicaciones conforme los
requerimientos eran mayores, sobre todo en el ámbito de la
geología.
• Los geofísicos acudieron a un reconocimiento simplista de las
anomalías. Esto desembocó finalmente en una
sobresimplificación en la interpretación de las anomalías
gravimétricas.

Evolución de la interpretación
gravimétrica
• Esto llevó a que DeGolyer (1937) escribiese que los estudios
gravimétricos proporcionaban conclusiones “vagas e
imprecisas”.
• Es a partir de este momento cuando se inicia un periodo de
desprestigio de la gravimetría, en el cual se involucraron los
geofísicos más acordes con la vertiente de prospección sísmica.
• En este momento la sísmica disponía de un herramienta de
análisis altamente satisfactoria, los sismogramas.
• Éstos presentaban una alta correlación con las secciones
geológicas del terreno y de alguna forma esto implicaba un
modelo geológico más plausible.

gravimétrica
• Para recuperar este prestigio perdido en parte, se retomó la
teoría del potencial que ya en el s. XVIII los matemáticos
franceses dejaron completamente desarrollada, se hizo
patente que se había llegado a un nivel instrumental alto pero
se habían dejado por el camino elementos importantes y
fundamentales para la interpretación.
• Es en este punto de inflexión cuando se sufre la agonía de la
falta de herramientas de interpretación. Este motivo propició
la vuelta de muchos geólogos al análisis de secciones sísmicas
en sus prospecciones, no porque se produjeran erróneas
interpretaciones, si no porque el acudir a una sección
geológica constituía un método más racional que una
interpretación basada en criterios cercanos a la intuición, en
muchos casos.

gravimétrica
• Por tanto la gravimetría requería científicos capaces de
trasladar las anomalías gravimétricas a términos
geológicos, pero esto se debía producir con cierto poder
de afirmación. Los primeros en introducirse en este
campo fueron Nettleton, Hammer, Skeels, entre otros.
• Su conocimiento científico, honestidad y lucidez en el
tratamiento del complejo problema inverso de la
gravedad fue determinante.
• La mayor parte de la bibliografía escrita relativa a la
interpretación de anomalías en los primeros estadios era
una bibliografía asidua a la descripción de las anomalías
asociadas a las diferentes estructuras geológicas.

gravimétrica
• A Skeels le corresponde un papel muy importante, ya que
fue uno de los primeros en poner en evidencia la
imposibilidad de obtener técnicas de interpretación que
proporcionasen una solución única (Skeels, 1947).
• Skeels (1947) plantea y aborda el problema de la
ambigüedad de la gravedad de un forma clara. Desarrolló
el concepto de capas equivalentes para lo cual rescató los
trabajos de Green.
• A él se le deben importantes cálculos, que vistos desde la
actualidad no dejan de ser impresionantes considerando
los medios de cálculo de la época.

gravimétrica
• La contribución de Nettleton al problema de la
ambigüedad es menor en contenidos pero no
menos persuasiva (LaFher, 1980)”.
• Al igual que Skeels promovió y justifico la
imposibilidad de la solución única en
gravimetría y realizó importantes aportaciones
en este terreno, desde simples recopilaciones
de fórmulas, hasta sentar el primer algoritmo
para la inversión mediante ordenador.

gravimétrica
• Netlleton fue de los primeros científicos en teorizar sobre la ambigüedad existente en
la separación de la anomalía en diferentes fuentes o masas; en concreto la
diferenciación entre anomalía regional y residual (Nettleton, 1954).
• Analizó los diferentes métodos establecidos para eliminar la componente regional de
los levantamientos y los catalogó en dos escuelas:
• por un lado los “smoothers”, corriente que mediante una técnica de suavizado sobre la
señal gravimétrica lograban obtener la señal de fondo, que posteriormente eliminada
de la señal gravimétrica daba paso a la anomalía residual, todo ello realizado casi de
una forma gráfica;
• y por otro, la corriente “gridders”, los cuales utilizaban las propiedades de cálculo de
las funciones para resolver una superficie suave correspondiente a una influencia
regional.
• Posteriormente Nettleton estableció las bases para una tercera escuela, “los filtros”.
Esta técnica es la que ha llegado hasta nuestros días y una de las más vigentes.

gravimétrica
• Un científico destacado por la intensidad de su trabajo dentro
del campo de la gravimetría es Hammer, del cual ha llegado
hasta nuestros días la corrección de terreno mediante una
serie de tablas que llevan su nombre.
• Hammer supo enfocar el problema inverso con una
practicidad elevada y sin pérdida de rigor científico.
• Mediante la aplicación práctica del teorema de Gauss,
estableció algoritmos para la estimación de masas enterradas
(Hammer, 1945) y prácticos constreñimientos para el cálculo
del problema inverso (Hammer, 1963).
• También realizó importantes contribuciones en el problema
directo.

• Durante las décadas de los cuarenta y de los cincuenta la mayor parte de la
atención se focalizó en el problema de la resolución de las anomalías.
• Cabe reseñar los artículos escritos por Peters (1949), Henderson y Zeitz (1949)
y Elkins (1951).
• Dichos autores abordaron y aplicaron operadores matemáticos en los
levantamientos gravimétricos con el fin de obtener un realce de ciertos
valores del observable gravimétrico en detrimento de otros.
• Le corresponde a Fuller (1967) la síntesis y justificación de estos operadores
dentro del campo del análisis de frecuencias.
• Talwani y Swing en los años 60 iniciaron la era del cálculo directo de la
influencia generada por cuerpos 3D (Talwani y Swing, 1960), importante ya
que a través de este algoritmo se podía resolver el problema directo por una
parte y por otra se podía calcular la influencia gravitacional generada por
diferentes figuras.

• En los años 70 nos encontramos con las contribuciones de
Bhattacharya.
• A él se le debe la realización de numerosas publicaciones tanto en el
ámbito de las prospecciones magnéticas como gravimétricas.
• En ellas trató temas muy diversos; desde apreciaciones en la
metodología de operación en campo, hasta el desarrollo y aplicación de
diversos algoritmos dentro de los campos potenciales.
• De especial importancia se considera su artículo en el que trata las
anomalías gravimétricas a través de un análisis mediante armónicos
de dos dimensiones (Bhattacharya, 1965).
• De hecho este autor está más comprometido con el desarrollo de la
gravimetría en el campo del análisis espectral (tratamiento en el
dominio de la frecuencia).

gravimétrica
• Desde 1965 hasta la fecha se han desarrollado y
probado innumerables modelos y algoritmos en
el campo de la inversión y en la obtención de
anomalías residuales.
• Existiendo equipos de investigación y congresos
específicos dentro de este campo. Siendo
actualmente una de las líneas de investigación
más importantes dentro de la gravimetría y más
complejas dentro del área de la geofísica.

Aparición y Evolución de las técnicas
microgravímetricas
• Las técnicas microgravimétricas constituyen una particularización de
las técnicas de prospección gravimétricas.
• La irrupción de estas en el campo de las prospecciones viene
definitivamente propiciado por la aparición de instrumentos de
medida de la gravedad capaces de medir dentro del rango de los
μgal.
• Aunque al hablar de microgravimetría no nos estamos refiriendo
únicamente a medidas, si no que también hay que hablar de unas
correcciones coherentes con la precisión.
• Quiere decir esto que tendremos que establecer los medios de
cálculo conducentes a correcciones de la gravedad observada dentro
del μgal.

microgravímetricas
• De otra forma, las anomalías de la gravedad que
se calculen no se podrán considerar como
microgravimétricas.
• Esta es la principal diferencia respecto a la
gravimetría clásica, las correcciones.
• Éstas considerarán la eliminación de los
mismos efectos pero difieren en la precisión
con que los eliminan.

microgravímetricas
• La primera referencia bibliográfica en la que se hace
referencia al término microgravimetría es en el año 1963
(Fajklewicz, 1963).
• En este artículo se presenta el estudio para la detección de
zonas de baja densidad en una mina de carbón mediante
técnicas microgravimétricas.
• Posteriormente, en 1963, utilizando técnicas de Gradiente
Vertical (VG) dentro de las técnicas microgravimétricas,
realiza un estudio para la detección de pequeñas formas
antropogénicas enterradas (Fajklewicz, 1976).

microgravímetricas
• Este punto se considera el punto de partida de las técnicas
microgravimétricas y se establecen como técnicas a tener
en cuenta para la realización de prospecciones en
búsqueda de formas arqueológicas de pequeño volumen
y en el campo de la ingeniería geofísica, aunque éste no
constituye en ese momento su campo de aplicación más
extendido.
• Le corresponde a Fajklewicz 1983 un papel importante en
el desarrollo de las técnicas microgravimétricas, no sólo
en el campo de las prospecciones, ya que también se le
atribuyen diferentes algoritmos para la predicción del
colapso de galerías en minas de carbón mediante
medidas de microgravedad.

microgravímetricas
• Ya en la década de los ochenta, la microgravimetría
empieza a tener cierta relevancia y existen diferentes
científicos que empiezan a mostrar cierto interés en la
aplicación de dicha técnica. Burger 1992 perfila la
prospección gravimétríca como una técnica capaz de
resolver la existencia de cuerpos anómalos enterrados a
baja profundidad.
• Dwain K. Butler, un ingeniero perteneciente al cuerpo de
ingenieros del ejercito de Estados Unidos, constituye uno
de los importantes investigadores en el campo de la
microgravimetría; de hecho es uno de los científicos que
más artículos ha escrito al respecto.

microgravímetricas
• Los primeros artículos tratan de investigaciones realizadas
en ámbitos locales, como es el caso de las prospecciones
realizadas en Medford Cave (Butler, 1984), Manatee
Springs (Butler, 1984) y la Presa de Wilson (Butler,1998),
estudios en los que las áreas no sobrepasan una
hectárea.
• Recientemente Butler ha establecido un programa para
la detección y discriminación de mísiles enterrados el
programa UXO (Butler, 2000), este tipo de prospección
no sobrepasa un área de 25 m2, constituyendo estudios
muy focalizados.

microgravímetricas
• Finalmente hay que destacar la figura de Wang
Quiansen.
• Este científico ha continuado y recopilado los
estudios de Fajklewicz y Butler, constituyendo su
trabajo una importante aportación en la pm.
Quiansen se ha encargado de justificar y
formalizar las pautas en una pm, desde la
planificación en campo hasta la justificación y
formalización de las correcciones a aplicar

microgravímetricas
• Actualmente el número de científicos que acuden a
técnicas de pm es cada vez mayor, debido a que han
aumentado el número de microgravímetros
existentes en el mercado y la aparición de Feed
Backs cada vez más precisos y con un periodo de
lectura más corto.
• Estos factores hacen posible que ciertos estudios
que antes hubieran sido inimaginables hoy en día se
planteen a partir de la aplicación de técnicas de
pm.

EFECTOS MAGNÉTICOS DE CUERPOS DE FORMAS GEOMÉTRICAS SIMPLES
Procedimientos básicos de campo
La exploración magnética no requiere de tantos cuidados y
correcciones como la gravimétrica. Sin embargo, hay que seguir un
procedimiento para obtener una precisión aceptable en las
mediciones, aunque la exploración desde el aire requiere de otros
cuidados adicionales.
La limpieza magnética es fundamental cuando se trabaja con
magnetómetros portátiles sobre el suelo. Esto implica desprenderse
de objetos metálicos aparentemente inocentes como cortaplumas,
anteojos, lapiceras, llaves, etc. Además, debe tenerse cuidado de no
acercarse demasiado a automóviles, alambrados, líneas eléctricas,
tuberías, etc. El sensor siempre debe estar a más de un metro del
suelo, y si es posible a dos o tres metros, para que no afecten las
lecturas los minerales o desechos magnéticos de la superficie.

EFECTOS MAGNÉTICOS DE CUERPOS DE FORMAS GEOMÉTRICAS SIMPLES
A raíz de las variaciones diurnas o de corto período del campo
magnético, las mediciones deben corregirse por sus efectos, al
igual que por marea y deriva en gravedad. Una forma consiste
en reocupar una estación base cada una hora y luego cambiar
de base. Otra más práctica pero que requiere de dos
magnetómetros, consiste en dejar uno fijo como base para así
conocer las fluctuaciones del campo en un punto y descontarlas
en los otros.
Antes de analizar las correcciones es conveniente recordar lo
elemental de la ecuación del dipolo vista en Geomagnetismo.

EL POTENCIAL MAGNÉTICO
+
H H
H-m
r1
P
-m
r
l/2
H
Hq
q
x
r2
rdq dr
l/2 P
Hr
+m
-m
r
+m
V = F.r ó V = m / r ya que F / m = H = m / r2
El Potencial V es el trabajo
negativo realizado sobre un
polo unitario en un campo
magnético, entonces
r
V = ∫ (m / r2).dr = m / r

La importancia del Potencial viene del hecho de
que se puede obtener el campo en una dirección
dada:
Hr = - dV / dr
Deducimos la ecuación del dipolo para
describir el campo magnético que genera un
dipolo en un punto P.
El Potencial total será:
V = (m / r1) – (m / r2)

m m m. l.cosq
V = - =
r - (l /2)cosq r + (l /2)cosq r2
- (l /2)2
(cosq)2
Reemplazando r1 y r2 en función de r y x que es igual a (l / 2)cosq
Si r >> l ⇒ V  (m. l l cosq) / r2
,entonces,
M cosq
V =
r2
Como en la Prospección Magnética es conveniente calcular las
componentes radial y tangencial, serán también las negativas de las
derivadas del Potencial es esas direcciones:

ComoenlaProspecciónMagnéticaesconvenientecalcularlascomponentesradialy
tangencial,serántambiénlasnegativasdelasderivadasdelPotencialesesasdirecciones:
Hr = - dV / dr = (2Mcosq) / r3 (q = 0°⇒ Hr = ZE = 2M/r3)
Hq = - dV / rdq = (Msenq) / r3 (q = 90° ⇒ Hq = HE = M/r3)

ANOMALIAS DE CAMPO TOTAL (QUEDA)
Anomalías de Campo Total
Como primer paso debe definirse la terminología a usar: FE, HE
y ZE son, como se vio, el campo total y las componentes
horizontal y vertical. De igual modo, FA y HA, ZA serán los
elementos correspondientes al campo magnético inducido por el
campo terrestre a un determinado cuerpo geológico, al que se le
llama cuerpo anómalo y cuya geometría se trata de determinar.
En cualquier punto de la superficie terrestre donde se mide el
campo magnético, el resultado incluye tanto el campo principal
como el anómalo. Como se ve en la figura, el magnetómetro
medirá 55.005 nT que es la suma de 55.000 nT del campo
principal más la contribución de 5 nT del campo anómalo en la
dirección del campo principal.

Obviamente, el problema que se presenta es determinar cuál es el campo anómalo total.
Primero partimos del supuesto que FE  FA y que ambas se encuentran en el mismo plano
vertical. Esto permite encontrar ecuaciones que vinculen los elementos medidos con el campo
anómalo total.
Norte
H

E
HA
I
FE= 55.000 nT
FE
ZE
FAT = 5 nT FET
FA = 12 nT
ZA FAT
Oeste
Z
Vertical

2 2 2
2 2 2
2 2 2
(FE+FAT)2
= (ZE+ZA)2
+ (HE+HA)2
FE
2
+2FATFE+FAT
2
= ZE
2
+2ZEZA+ZA +HE +2HEHA+HA
Suponiendo FEFA podemos despreciar FAT , HA y ZA , por lo tanto
FE
2
+ 2FATFE = ZE
2
+ 2ZEZA + HE
2
+ 2HEHA
Como FE = ZE + HE nos queda que FATFE = ZEZA + HEHA , ó

FAT = ZA(ZE/FE) + HA(HE/FE) ó
(#)
Si HA no estuviera sobre el meridiano magnético,
FAT = ZAsen i + HAcos i.cos 
FAT = ZAsen i + HAcos i

EFECTO MAGNÉTICO DE CUERPOS SIMPLES
El cálculo e interpretación de las anomalías
magnéticas es mucho más compleja que las
gravimétricas. Esto se debe fundamentalmente a que
todo cuerpo anómalo tiene dos polos de distinto signo,
mientras que en gravedad podemos considerar que
hay solo uno positivo o negativo. Se debe calcular la
anomalía de campo total, de modo que en el proceso
de reducción de los datos se pueda quitar la
contribución del campo principal. Además la
magnetización remanente, que generalmente no es
considerada, puede causar a veces un efecto muy
significativo.

EFECTO MAGNÉTICO DE UN POLO AISLADO

EFECTO MAGNÉTICO DE UN POLO AISLADO
Como el campo magnético en una dirección dada es la derivada negativa del Potencial en esa
dirección:
dV 2z(-1/2)(kFE A) z (kFE A)
ZA = =
dz (x2
+y2
+z2
)3/2
=
(x2
+y2
+z2
)3/2
Siempre es conveniente orientar el sistema coordenado, de modo que la dirección x coincida
con el Norte Magnético. Las componentes x,y,z de la gráfica son positivas.
Determinamos HAx y HAy al igual que ZA
dV x (kFE A)
HAx =
dx
=
(x2
+y2
+z2
)3/2
dV y (kFE A)
HAy = =
dy (x2
+y2
+z2
)3/2

(#)
A x y
El campo total anómalo se calcula con la ecuación (#), donde HA es la componente horizontal
en la dirección del Norte Magnético, decir que H 2
= HA
2
+ HA
2
. Entonces,
En la realidad puede considerarse como un polo aislado al de un imán extremadamente largo,
de modo que el otro polo no afecte por estar muy distante.

Variación de las componentes horizontal y vertical y del campo total anómalo
debido a un monopolo, para una inclinación magnética de 0 y 70.

Caso de un polo aislado (positivo en nuestro hemisferio)

Caso de un cilindro vertical de altura h polarizado verticalmente . Cálculo de ΔZ.

Caso de un cilindro bidimensional acostado polarizado verticalmente

Caso de una semilosa indefinida (falla) polarizada verticalmente.

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