El factor de escala instrumental corrige una lectura instrumental en una lectura en miligales, utilizando un factor de conversión. (Ec. 6.

Transcripción

1 Adquisición Gravimétrica La adquisición de datos gravimétricos se realizó entre el 13 y el 25 de Marzo de 2009, utilizando un gravímetro SCINTREX CG3M (Fotografía 6.2). Se registró un total de 350 estaciones, a lo largo de las cuatro transectas, en una longitud total (medidas en línea recta) de km. Se había planteado realizar una transecta de gravimetría a través del golfo de Urabá, aprovechando un viaje de un barco maderero, pero no fue posible debido a que no se contaba con el equipo adecuado para tal fin. Fotografía Chinita Estación gravimétrica La Fotografía 6.2 Gravímetro SCINTREX CG3M Procesamiento de Datos Gravimétricos Para que los valores de gravedad medidos puedan ser interpretados, es necesario corregir todas las variaciones del campo gravitacional de la Tierra que no dependen de las diferencias de densidad de las rocas subyacentes. Este proceso es conocido como reducción de la gravedad o reducción de la gravedad al geoide, donde el nivel del mar es usualmente el datum más conveniente. Para ello se aplican las siguientes correcciones por deriva y por factor de escala instrumental. Corrección por Factor de Escala Instrumental El factor de escala instrumental corrige una lectura instrumental en una lectura en miligales, utilizando un factor de conversión. rc = rs (r ) Donde: (Ec. 6.2) rc = valor corregido, en miligales r = lectura instrumental en unidades del dial del equipo S(r) = factor de escala

2 6-27 El gravímetro CG3 SCINTREX registra las medidas directamente en unidades de miligales. El factor de escala instrumental es igual a uno (1), por lo tanto, utilizando este gravímetro no se requiere aplicar esta corrección. Corrección por Mareas Las medidas de gravedad en una localidad fija varía con el tiempo debido a la variación periódica en los efectos gravitacionales del sol y la luna, asociados con sus movimientos orbitales, razón por la cual correcciones deben ser hechas para estas variaciones en exploraciones de alta precisión. A pesar de su menor masa, la atracción gravitacional de la Luna es más grande que la del Sol, debido a su proximidad. También estos efectos gravitacionales causan que la forma de Tierra sólida varíe en la misma forma que la atracción celestial causa las mareas en el mar. Las mareas terrestres son considerablemente más pequeñas que las mareas oceánicas y están lejos de seguir el movimiento lunar. Ellas causan la elevación de un punto de observación al ser alterado unos pocos centímetros y así varían la distancia desde el centro de masa de la Tierra Las variaciones periódicas de la gravedad causadas por los efectos combinados del Sol y la Luna son conocidos como variaciones de marea. Ellas tienen una máxima amplitud de algunos 3 gu y un periodo mínimo de 12 horas. Donde: r = r c + g tide 1 (Ec. 6.3) r 1 = lecturas corregidas por mareas r c = lecturas corregidas por factor de escala, a partir de la ecuación 6.2 g tide = corrección por mareas Si un gravímetro con una alta tasa de deriva es usado, el amarre de bases se hace en un intervalo mucho más pequeño que el periodo de la marea y las variaciones de marea son automáticamente removidas durante las correcciones de deriva. Si un medidor con una baja tasa de deriva es usado, el amarre de bases es normalmente hecho únicamente al inicio y al final del día, así que las variaciones de marea experimentan un ciclo total. En un caso tal, una corrección separada de marea puede necesitarse. Los efectos de marea son predecibles y publicados todos los años en la prensa geofísica. Esta corrección es realizada automáticamente por el Software incorporado en el gravímetro SCINTREX CG3. Altura Instrumental Cada lectura es corregida por efecto de la altura instrumental por encima de la estación o base a la cual la lectura gravimétrica es obtenida. Esta es una corrección positiva de anomalía de aire libre. Donde r h = rt + 0. hl (Ec. 6.4) r h = medida corregida por altura instrumental r t = lectura corregida por efecto de mareas h I = altura instrumental en metros

3 6-28 Todas las mediciones de gravedad se realizaron colocando el gravímetro sobre el trípode, de manera que la altura instrumental permaneció constante durante todo el programa de adquisición, haciendo innecesario la realización de la corrección de la altura instrumental. Corrección de Deriva Las correcciones por deriva instrumental están basadas en la repetición de lecturas en una estación base a lo largo del día. Las lecturas son graficadas y se asume que la deriva es lineal entre lecturas de dos bases consecutivas. La corrección en el tiempo t es d, la cual es sustraída del valor observado. Donde: ( r d = r ) ( g 2 tb 1 g b2 b1 b2 b1) tb d = deriva instrumental en miligales/hora r b1 = lectura en la base 1 t b1 = tiempo en la base 1 (Ec. 6.5) g b1 = valor absoluto de gravedad en miligales en la base 1 r b2 = lectura en la base 2 t b2 = tiempo en la base 2 g b2 = valor absoluto de la gravedad en miligales en la base 2 Después de la corrección por deriva, la diferencia de gravedad entre un punto de observación y la base es encontrada multiplicando la diferencia de la medición por el factor de calibración del gravímetro. Conociendo las diferencias en gravedad, la gravedad absoluta en el punto de observación g obs puede ser calculada a partir del valor de un punto conocido en la base. Alternativamente, las lecturas pueden ser relacionadas a un datum arbitrario, pero esta práctica no es conveniente ya que los resultados a partir de diferentes servicios no pueden entonces ser relacionados. La deriva instrumental es corregida automáticamente por el gravímetro SCINTREX CG3. Gravedad Observada La gravedad observada es la atracción gravitacional terrestre en el punto de medida, después de aplicadas las correcciones de efecto de mareas, altura y deriva instrumental a partir de la estación base. gobs gb1 + ( rh rb 1) ( t tb1) d = (Ec. 6.6) Donde g obs = valor de gravedad observada, en miligales g b1 = gravedad absoluta en miligales en la base 1 r h = lectura de estación corregida por altura instrumental r b1 = lectura en la base 1 t = tiempo de lectura

4 6-29 t b1 = tiempo en la base 1 d = deriva instrumental en miligales/hora Una vez realizadas las correcciones anteriores se ha ajustado el valor de cada estación de medida a valores de gravedad absoluta, a partir de las diferencias establecidas en el ciclo de amarre a la estación gravimétrica situada en el estribo derecho del puente sobre la quebrada La Chinita en Apartadó, Antioquia. Corrección de Latitud La gravedad varía con la latitud debido a que la Tierra no es exactamente de forma esférica y debido a que la velocidad angular de un punto sobre la superficie de la Tierra decrece desde un máximo en el ecuador a cero en los polos. La aceleración centrípeta generada por la rotación de la Tierra tiene una componente radial negativa que consecuentemente causa que la gravedad decrezca a partir del polo hasta el ecuador. La verdadera forma de la Tierra es un esferoide aplanado o elipsoide aplanado en los polos, con una diferencia en longitud de los radios ecuatorial y polar de unos 21 km. Consecuentemente, los puntos cercanos al ecuador están más lejos del centro de masa de la Tierra que aquellos cercanos a los polos. La amplitud de este efecto es reducido por la diferencia en el subsuelo de la distribución de masas resultante del abultamiento ecuatorial, ya que la masa subyacente en las regiones ecuatoriales es más grande que la subyacente en las regiones polares. El efecto neto de estos factores es que la gravedad en los polos excede la gravedad en el ecuador por unos 5186 miligales. La formula de Clairaut relaciona la gravedad a la latitud sobre el esferoide de referencia de acuerdo con una ecuación de la forma: φ gφ = g (1 + k sen φ k sen 2 ) (Ec. 6.7) Donde g φ es el valor predicho del valor de gravedad a la latitud φ, g 0 es el valor de la gravedad en el ecuador y k 1 y k 2 son constantes que dependen de la forma y rapidez de la rotación de la Tierra. La ecuación es de hecho una aproximación de una serie infinita. Antes de 1967 fueron empleadas constantes menos precisas en la Fórmula Internacional de 1930: 2 gφ = [1 + 0, sen ( φ) 0, sen (2φ )] (Ec. 6.8) Los valores de g 0, k 1 y k 2 usados en la Fórmula Internacional de Gravedad de 1967 son: 2 g φ = ,846[1 + 0, sen ( φ) + 0, sen ( φ)] (Ec. 6.9) Una forma más precisa de presentación de la Fórmula de Gravedad 1967 (Mittermayer 1969), es aquella en la cual las constantes son ajustadas para minimizar errores resultantes de truncar la serie: 2 g φ = ,7 [1 + 0, sen ( φ) + 0, sen ( φ)] (Ec. 6.10) La corrección de latitud requiere la gravedad teórica en el sitio de la estación sobre el esferoide terrestre. El valor g φ da el valor pronosticado de gravedad al nivel del mar en 2 4 4

5 6-30 cualquier punto de la superficie de la Tierra y es sustraído de la gravedad observada a corregir por variaciones de latitud. Anomalías de Aire Libre La corrección de aire libre se aplica debido a que las estaciones de gravimetría tienen diferentes elevaciones y corrige el decrecimiento de la gravedad con la altura, resultante de un incremento de la distancia desde el centro de la Tierra a la estación de medida, de acuerdo con la Ley de Newton. Esta corrección es positiva por encima del datum utilizado, en este caso, la elevación sobre el nivel del mar. La anomalía de Aire Libre remueve la corrección por latitud y calcula la elevación de la estación por encima del esferoide. g g g + 0, h faa = obs t s (Ec. 6.11) Donde g faa = anomalía de aire libre, en miligales g obs = gravedad observada, en miligales g t = corrección por latitud h S = elevación de la estación, en metros La corrección de aire libre cuenta solo para variaciones en la distancia del punto de observación al centro de la Tierra; no toma en cuenta los efectos de la roca presente entre el punto de observación y el datum. La corrección de aire libre es la diferencia entre la gravedad medida a nivel del mar y la medida a una elevación h sobre el nivel del mar, sin tener en cuenta la masa de roca que se encuentra en medio. La anomalía de aire libre obtenida a partir de los datos gravimétricos terrestres de la zona de estudio se presenta en la figura Las mayores diferencias positivas de gravedad (anomalía de aire libre positiva) se encuentran en la franja de terreno amplia, de forma arqueada, que cubre desde el sur hasta el noroccidente de la zona. Las anomalías de aire libre positivas (diferencias positivas de gravedad) van disminuyendo hacia el suroccidente, nororiente, oriente y suroriente de la zona, hasta pasar a anomalías de aire libre muy bajas o negativas, en las esquinas nororiental y suroriental de la misma. Los sectores con anomalías de aire libre positivas bajas o negativas, están separados hacia el suroriente por un sector relativamente pequeño donde se presentan anomalías de aire libre moderadas. Los valores estadísticos de la anomalía de aire libre corresponden a un mínimo de miligales, un máximo de miligales, una media de miligales y desviación estándar de miligales.

6 6-31 Figura 6.15 Anomalía de Aire Libre. Valores estadísticos: Mínimo = miligales, Máximo = miligales, Media = miligales y Desviación Estándar = miligales Anomalía de Bouguer Simple La anomalía de Bouguer es la base de la interpretación de los datos de gravedad en tierra, que además provee una amplia evaluación del grado de compensación isostática de un área (e.g. Bott 1982). La corrección de Bouguer tiene en cuenta el efecto gravitacional de las rocas presentes entre el punto de observación y el datum. Esta corrección considera las rocas por debajo del punto de medida como una capa horizontal, con un espesor igual a la elevación del punto de observación sobre el datum y asignando un valor de densidad, que en este caso ha sido 2.67 gr/cm 3, considerado como el valor promedio para la corteza terrestre. Esta anomalía es sustraída, ya que la roca presente entre el punto de observación y el datum presenta una atracción adicional. La corrección de Bouguer asume que el terreno alrededor del punto de medida es plano. La anomalía de Bouguer (g ab ) corrige la anomalía de aire libre por efecto de la masa de roca existente entre la elevación de la estación y el esferoide. g g 0, ρ h ba = faa B s (Ec. 6.12) Donde g ba = Anomalía de Bouguer en miligales

7 6-32 g faa = Anomalía de Aire Libre en miligales ρ B = densidad de Bouguer de la roca en g/cm 3 h S = elevación de la estación Las anomalías de gravedad son convencionalmente desplegadas en perfiles o en mapas de isogales. Los colores y tonalidades de las imágenes pueden revelar rasgos estructurales que generalmente no son discernibles en mapas no procesados. La anomalía de Bouguer obtenida a partir de los datos gravimétricos terrestres de la zona de estudio se presenta en la Figura Se aprecia un alto gravimétrico en forma de arco, que se extiende desde el sur al noroccidente de la zona, alcanzando valores por encima de 110 miligales, el cual es generado por la cercanía a la superficie de las rocas del arco de Dabeiba (o arco de Sautatá). A parir del alto gravimétrico, la anomalía de Bouguer va disminuyendo hasta llegar a valores negativos en las esquinas nororiental y suroriental de la zona, alcanzando valores por debajo de -10 miligales, generados por la profundización del basamento de la cuenca de Urabá y la presencia de rocas sedimentarias. Los valores estadísticos de la anomalía de Bouguer corresponden a un mínimo de miligales, un máximo de miligales, media de miligales y desviación estándar de miligales. Figura 6.16 Anomalía de Bouguer simple. Valores estadísticos de la anomalía de Bouguer: Mínimo = miligales, Máximo = miligales, Media = miligales y Desviación Estándar = miligales.

8 6-33 Anomalía de Bouguer Total La corrección por efecto del terreno se realiza con el fin de considerar las irregularidades topográficas presentes en las vecindades del punto de medida. Esta corrección es siempre positiva. Un relieve positivo en las vecindades de un punto de medición ejerce una atracción adicional hacia arriba, causando una disminución de la gravedad. Esta atracción es eliminada mediante una corrección positiva de terreno. Para el caso de relieves negativos, en vecindades del sitio de medida, se asume que estas depresiones no existen en la corrección de Bouguer, considerando una capa plana de extensión infinita; por lo tanto se ha sobre corregido el efecto de masas de roca, que no existe completamente, de manera que se debe corregir esta sobre estimación mediante una corrección positiva de terreno. g g + g cba = ba tc (Ec. 6.13) Donde g cba = Anomalía de Bouguer total, en miligales g ba = Anomalía de Bouguer, en miligales g tc = Correcciones por efectos del terreno, en miligales La corrección de Bouguer asume que la topografía alrededor de la estación de gravedad es plana. Esto raramente ocurre y por lo tanto debe realizarse la corrección de terreno para corregir los efectos del relieve topográfico vecino a la estación de gravedad. Esta corrección es siempre positiva. Los efectos de terreno son bajos en áreas de topografía baja y raramente exceden 1 miligal (10 gu) en áreas planas. En áreas de topografía montañosa los efectos de terreno son considerablemente grandes, teniendo máximos en los flancos empinados de los valles y en la base y cimas de las montañas. Donde los efectos de terreno son considerablemente menores que la precisión deseada en la exploración, las correcciones de terreno pueden ser ignoradas. Sin embargo, la usual necesidad de aplicar esta corrección demanda un tiempo importante en la reducción de los datos de gravedad y constituye una importante contribución al costo de una exploración gravimétrica. La anomalía de Bouguer total obtenida a partir de los datos gravimétricos terrestres de la zona de estudio se presenta en la Figura Como en el caso de la anomalía de Bouguer simple, se aprecia un alto gravimétrico que sobrepasa los 110 miligales, el cual es generado por las rocas graníticas del arco de Dabeiba. De igual forma se aprecian dos bajos gravimétricos situados en las esquinas nororiental y suroriental de la figura, con valores por debajo de -10 miligales, generados por el descenso del basamento de la cuenca de Urabá y la presencia rocas sedimentarias. Las anomalías de Bouguer simple y de Bouguer total son similares, ya que los datos gravimétricos fueron adquiridos en una zona prácticamente plana, retirados de las zonas montañosas adyacentes correspondientes a las serranías del Darién, Baudó y Abibé. Los valores estadísticos de la anomalía de Bouguer corresponden a un mínimo de miligales, un máximo de miligales, media de miligales y desviación estándar de miligales.

9 6-34 Figura 6.17 Anomalía de Bouguer total. Valores estadísticos de la anomalía de Bouguer: Mínimo = miligales, Máximo = miligales, Media = miligales y Desviación Estándar = miligales Magnetometría El alma de los estudios magnéticos es investigar la geología del subsuelo sobre la base de las anomalías del campo magnético de la Tierra resultante de las propiedades magnéticas de las rocas subyacentes. Aunque la mayoría de los minerales constituyentes de las rocas no son magnéticos, ciertos tipos de roca contienen suficiente minerales magnéticos para producir anomalías magnéticas significativas. Similarmente, objetos ferrosos hechos por el hombre también producen anomalías magnéticas. La exploración magnética tiene un amplio rango de aplicaciones, desde servicios a pequeña escala ingenieriles o arqueológicos para detectar objetos metálicos enterrados, hasta servicios a gran escala adelantados para investigar estructuras geológicas regionales. Las exploraciones magnéticas pueden ser realizadas en tierra, en el mar y en el aire. Consecuentemente la técnica es ampliamente empleada y la rapidez de operación de los servicios aéreos, hace que el método sea muy atractivo en la búsqueda de depósitos minerales que contienen minerales magnéticos.

10 6-35 El método magnético mide las variaciones del campo magnético terrestre debido al contraste del grado de magnetización o susceptibilidad magnética de las rocas que conforman la corteza terrestre. La prospección magnética, considerado el método más antiguo en la exploración geofísica, se emplea en la búsqueda de petróleo y de minerales. En la prospección de petróleo es empleado regularmente para determinar el espesor de la secuencia sedimentaria o para cartografiar rasgos estructurales de la superficie del basamento que podrían influenciar la estructuras suprayacentes. Las rocas sedimentarias ejercen un efecto magnético tan pequeño, en comparación con las rocas ígneas y metamórficas infrayacentes, que virtualmente todas las variaciones de la intensidad magnética medibles en la superficie están asociadas a la topografía o a los cambios litológicos del basamento Susceptibilidad Magnética La susceptibilidad magnética es una propiedad intrínseca de la roca y expresa la cantidad de magnetismo que una roca puede tener ante la presencia de un campo magnético determinado. Las rocas están compuestas de minerales, los cuales varían en su susceptibilidad magnética y en sus cantidades de magnetita. Las medidas de susceptibilidad pueden ser usadas antes de los levantamientos magnetométricos, para tener mayores elementos de juicio con respecto al conocimiento de cuales rocas pueden ser detectables magnéticamente y en que grado. Esto puede realizarse en afloramiento, o en el laboratorio. El grado de magnetización ( POLARIZACIÓN ), por polarización inducida es el producto de su susceptibilidad k y el campo magnético actuante. I = kh (Ec. 6.14) H es el campo magnético terrestre (0.3 a 0.6 oersteds) En general, la susceptibilidad de las rocas es una medida de su contendido de magnetita. Para bajas concentraciones de magnetita existe una aproximada relación lineal entre el porcentaje de ésta y k, la cual puede expresarse como: Donde ρ es % por volumen de magnetita k = 0,30ρ (Ec. 6.15) En el Cuadro 6.6 se relacionan valores de susceptibilidad magnética de algunas clases de rocas, en unidades c.g.s y SI. Es importante conocer las susceptibilidades magnéticas de las rocas que constituyen las unidades litoestratigráficas de la zona de trabajo, para el modelamiento inverso de los datos de magnetometría. Con un susceptibilimetro SM-30 del Departamento de Geociencias de la Universidad Nacional de Colombia, se midió la susceptibilidad magnética a aproximadamente 77 muestras de roca tomadas en afloramientos de la Serranía de Abibé y en las costas del golfo de Urabá (Fotografía 6.3). En el Cuadro 6.7 se relaciona los valores de susceptibilidad magnética en unidades SI, medidos en laboratorio.

11 6-36 Cuadro 6.6 Susceptibilidades magnéticas de algunas rocas comunes (Tomado de Reynolds, 1998) Litología Rango cgs Rango si Peridotita Basalto oceánico Basalto Gabro Pegmatita Riolita Granito con magnetita Granito Gneiss Pizarra Esquisto Shale Arenisca Caliza Dolomita impura Dolomita pura a +44 Cuadro 6.7 Valores de susceptibilidad magnética de muestras de campo medidas en laboratorio Susceptibilidad Magnética Periodo Unidad Litoestratigráfica Convención Intervalo Promedio Cuaternario Depósitos Volcanes de Lodo Qvl Cuaternario Depósitos Aluviales Qal Neógeno Formación Corpa Ngco Neógeno Formación Arenas Monas Ngam Neógeno Formación Morrocoy Ngmp Neógeno Formación Paujil Superior Ngpas Neógeno Formación Paujil Inferior Ngpai Neógeno Formación Pavo Superior Ngps Neógeno Formación Pavo Inferior Ngpi Unidades Sedimentarias Paleógeno Batolito de Mandé Etm Cretácico Complejo Santa Cecilia- La Equis Ksvx En general se observan datos de susceptibilidad altos para las muestras de roca del Batolito de Mande, incluso por encima de las muestras de roca del Complejo Santa Cecilia-La Equis. Teniendo en cuenta que esta medición es un indicador directo del

12 6-37 volumen de magnetita en la roca, la información muestra que hay altos niveles en el volumen de este mineral y en general de hierro en las rocas del Batolito de Mandé. Fotografía 6.3 Toma de susceptibilidad magnética a muestra de roca Diseño de Adquisición Magnetométrica La adquisición magnetométrica se realizó a lo largo de tres transectas de orientación general EW, aprovechando tres vías carreteables localizadas sobre la llanura aluvial del valle bajo del río Atrato y piedemonte occidental de la Serranía de Abibé. La primera transecta con una longitud de 70 km, se realizo a lo largo de la vía Caucheras-Belén de Bajirá-Riosucio; la segunda transecta con una longitud de 40 km se realizó a lo largo de la vía El Tigre-El Cuarenta y la tercera transecta con una longitud de 25 km se realizó a lo largo de la vía Vereda El Silencio-Carepa-Piedras Blancas (Figura 6.18). Las estaciones de adquisición tenían una separación de 500 m. Las coordenadas de los puntos extremos de las transectas magnetométricas se relacionan en el Cuadro 6.8: Cuadro 6.8 Coordenadas de los puntos extremos de las transectas de magnetometría Coordenadas Punto Inicial Coordenadas Punto Final Transecta Estac Este Norte Elev Este Norte Elev Long Caucheras-Riosucio El Tigre-El Cuarenta Piedras Blancas- Carepa-El Silencio Totales 136 Se establecieron dos bases de control magnetométrico ubicadas respectivamente en la Finca La Chinita, a las afueras de Apartadó y en un predio ubicado similarmente a las afueras de Belén de Bajirá. Por fallas del magnetómetro base, fue necesario recurrir a una

13 6-38 tercera base magnetométrica en cercanías de la población de Turbo. Las coordenadas de las bases magnetométricas se relacionan en el Cuadro 6.9: Cuadro 6.9 Coordenadas de las bases magnetométricas Base Magnetométrica Este Norte Elevación (m) La Chinita Bajirá Adquisición Magnetométrica La adquisición de datos de magnetometría se realizó entre el 28 de Enero y el 13 de Febrero de Se realizaron tres perfiles mediante circuitos cerrados, es decir, refiriendo las lecturas de un grupo de estaciones móviles a una sola estación base y cerrando el circuito en la misma estación base donde se hizo la primera lectura al comenzar el ciclo. Las mediciones de magnetometría se realizaron utilizando dos magnetómetros de precesión protónica GEOMETRICS G-856, de sensibilidad 0.1 nt (Fotografías 6.4 y 6.5). Fotografía 6.4 Magnetométros GEOMETRICS G-856 Fotografía 6.5 Magnetómetro y aditamentos Para las transectas de El Tigre-El Cuarenta y Piedras Blancas-Carepa-El Silencio se utilizó la base magnetométrica La Chinita en Apartadó. La transecta Caucheras-Bajirá- Riosucio usó la base magnetométrica de Bajirá (Fotografía 6.6). Debido a que el magnetómetro base presentó problemas en su funcionamiento, fue necesario apoyarse en la estación base ubicada en Turbo, del trabajo de adquisición adelantado por Geokinetics. La adquisición comprendió el registró del campo magnético en un total de 359 estaciones (Fotografía 6.7).

14 6-39 Figura 6.18 Localización de transectas y bases de magnetometría

15 6-40 Fotografía 6.6 Estación base Bajirá Fotografía 6.7 Toma de datos magnetométricos Procesamiento de Datos Magnetométricos El procesamiento comprende la reducción de los datos magnéticos para remover todos aquellos efectos magnéticos provenientes de fuentes externas a la corteza terrestre. Para producir el mapa de anomalía magnética de una región, los datos magnéticos adquiridos deben ser corregidos teniendo en cuenta las variaciones diurnas del campo magnético, los efectos de la latitud, y en menor extensión la longitud, y la sustracción del campo magnético terrestre teórico (Reynolds, 1997). Corrección por variaciones diurnas Los datos adquiridos en los estudios magnéticos requieren de varias correcciones. Un efecto que puede ser compensado es la variación de intensidad del campo geomagnético en la superficie de la Tierra durante el transcurso del día. Las variaciones diurnas del campo geomagnético son debidas a que parte del campo magnético de la Tierra se origina en la ionosfera. Las variaciones diurnas pueden ser corregidas mediante la instalación de un magnetómetro que registre constantemente en una estación base fija dentro del área de estudio. Alternativamente, los registros de un observatorio geomagnético pueden ser usados, teniendo en cuenta que no se encuentre a una distancia no mayor de 150 km del área de estudio. Los efectos de las variaciones diurnas pueden ser corregidos o removidos de varias maneras. Corrección geomagnética La corrección geomagnética remueve los efectos del campo magnético terrestre de referencia de los datos adquiridos. El método de corrección geomagnética requiere el uso del IGRF, el cual expresa el campo magnético terrestre no perturbado en términos de un gran número de armónicos e incluye términos temporales para las correcciones por variaciones seculares. Las variaciones del campo magnético con la altitud, latitud y longitud son dominadas por las variaciones vertical y horizontal del campo del dipolo. La intensidad total del campo

16 6-41 magnético B t es obtenida por la sumatoria de sus componentes radial (B r ) y tangencial (B θ ): B t = µ 0m 1+ 3cos θ Br + Bθ = 3 (Ec. 6.16) 4π r Corrección por latitud, longitud y altitud Como el campo magnético de la Tierra varía desde nt a en el ecuador magnético a en los polos, el incremento en magnitud con la latitud debe tenerse en cuenta. En estudios regionales la corrección por latitud y longitud son inherentes al campo de referencia que es sustraído. En estudios de regiones pequeñas, la corrección de latitud es dada por el gradiente horizontal en dirección norte-sur del campo magnético, obtenido por la diferenciación de B t con respecto al ángulo polar θ. Esto da que B t incrementa hacia el norte, con el incremento de la latitud. 1 Bt r r µ 1 0m = 4π 4 r 1+ 3cos θ 2 θ 3Bt senθ cosθ = 2 r(1 + 3cos θ ) (Ec. 6.17) La corrección por latitud es cero en el polo magnético (θ = 0 ) y noventa en el ecuador magnético (θ = 90 ), alcanzando un máximo valor de cerca de 5 nt por kilómetro (0.005 nt/m) en las latitudes intermedias. Esto es insignificante en estudios de pequeña escala. La corrección de altitud es dada por el gradiente vertical del campo magnético, obtenido por la diferenciación de la intensidad Bt respecto al radio r: B r µ m = 3 4π 1+ 3cos r4 B = r 2 t 0 θ 3 t (Ec. 6.18) El gradiente vertical del campo se encuentra sustituyendo r = R = 6371 km y un apropiado valor del campo magnético total (B t ), que depende de la latitud del sitio de medida. En el ecuador magnético, el campo magnético total alcanza un valor de nt y la corrección de altitud es cerca de nt/m, cerca de los polos el campo magnético total tiene un valor de nt y la corrección de altitud es aproximadamente nt/m. La corrección por altitud es tan pequeña, que normalmente no se aplica. La influencia de la topografía puede ser significativa en estudios magnéticos de grandes regiones, pero no es completamente predecible si este depende de las propiedades magnéticas de los rasgos topográficos. Habiendo aplicado las correcciones diurnas y geomagnéticas, todas las variaciones del campo magnético remanente es causado solamente por las variaciones espaciales en las propiedades magnéticas del subsuelo y estas son referidas como anomalías magnéticas. Reducciones al polo y al ecuador magnéticos La posición y forma de las anomalías magnéticas depende no solo de las características físicas del cuerpo que las produce, sino de su orientación y posición dentro del campo

17 6-42 geomagnético (asumiendo solamente magnetización inducida). En los polos y en el ecuador magnéticos, las anomalías se localizan encima del cuerpo causativo, pero en las latitudes intermedias, estas poseen un máximo y un mínimo y el cuerpo se localiza aproximadamente bajo el punto de inflexión. Para corregir la posición de las anomalías magnéticas, de tal forma que coincida con la posición del cuerpo causativo, siempre y cuando el magnetismo remanente sea despreciable, se aplica la reducción al polo o al ecuador magnéticos. En el caso de las latitudes magnéticas intermedias, se aplica la reducción al Polo (Carson Aerogravity, 2006), como es el caso de la zona de estudio, donde el campo geomagnético presenta una inclinación magnética de 34 al norte y una declinación magnética de al oeste. La reducción al polo consiste en la conversión de las anomalías observadas a su forma equivalente en el polo norte magnético. Este proceso generalmente permite ver la anomalía magnética como si estuviera en un campo magnético vertical. El programa de Oasis Montaj cuenta con la herramienta MAGMAP para aplicar este filtro a una retícula de intensidad magnética total. El filtro es aplicado en el dominio de Fourier para migrar el campo observado a partir de la inclinación y la declinación magnética observadas, de manera tal que el campo magnético pueda ser visto como en el polo magnético. La reducción al polo ayuda a la interpretación de anomalías magnéticas, ya que cualquier asimetría en el campo reducido al polo puede ser atribuida a la geometría y propiedades magnéticas de la fuente. Una limitación de la aplicación del filtro de reducción al polo es que este puede introducir ruido a la retícula resultante cuando esta contiene anomalías de alta frecuencia y alta amplitud. Por implementación de filtros tanto al espectro de amplitud y de fase de la retícula original, las formas de las anomalías magnéticas puede ser simplificada a como ellas aparecen como la relativamente simple anomalía positiva principalmente localizada directamente sobre la fuente esperada para cuerpos inducidos magnéticamente en los polos magnéticos (I = +90 ). Esta fallará parcialmente donde la magnetización remanente esté presente y las dificultades teóricas serán encontradas cuando probando la reducción al polo de una retícula de observaciones en inclinaciones magnéticas muy bajas. La anomalía de campo magnético total se presenta en la Figura Se aprecia una gran anomalía magnética positiva que cubre un amplio sector al occidente y noroccidente de la zona, una anomalía magnética alta pero de pequeña extensión en la parte sur y una anomalía magnética positiva moderada cubriendo los sectores norte y nororiental. De igual manera se aprecia anomalías magnéticas negativas en los sectores central, sur, suroccidental y suroriental de la zona. Los valores estadísticos obtenidos de la retícula de campo magnético total corresponden a un mínimo de nt, un máximo de 325 nt, media de nt y desviación estándar de nt.

18 6-43 Figura 6.19 Anomalía magnética de campo total. Valores estadísticos: Mínimo = nt, Máximo = 325 nt, Media = nt y Desviación Estándar = nt Las anomalías de campo magnético total reducidas al polo magnético se presentan en la figura Se aprecian anomalías magnéticas positivas que alcanzan valores por encima de los 200 nt al noroccidente y nororiente separadas por una anomalía magnética negativa con valores por debajo de -400 nt situada en el sector norte. Se aprecia también una anomalía magnética positiva que cubre una franja angosta de terreno desde el sur hasta la parte central de la zona, la cual separa dos anomalías magnéticas negativas con valores por debajo de -800 nt. Los valores estadísticos obtenidos de la retícula de las anomalías de campo magnético total reducidas al polo corresponden a un mínimo de nt, un máximo de nt, media de nt y desviación estándar de nt.

19 Figura 6.20 Anomalía magnética reducida al polo. Valores estadísticos: Mínimo = nT, Máximo = nt, Media = nt y Desviación Estándar = nt 6-44