TESIS-COMPLETA JOEL 28 oct cor

INSTITUTOPOLITECNICONACIONAL

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Escuela Superior de Ingeniería y Arquitectura

Ciencias de la tierra

Unidad Ticomán

T E S I S

PARA OBTENER EL TITULO DE:

INGENIERO GEOFISICO

P R E S E N T A

JOEL ARTURO BLANCO MENDOZA

DIRECTOR DE TESIS:

M.C. EDUARDO PEREZ FLORES

México D.F., Febrero 2014

EXPLORACION MINERA EN MESA DE LA VIRGEN, SIERRA

DE ARPEROS, LEON GUANAJUATO.


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Agradecimientos

A dios por haberme dado la dicha de todo lo que he logrado.

Al Instituto Politécnico Nacional por darme la oportunidad de formarme como profesionista.

Al M.C. Eduardo Pérez Flores por creer en mí cuando lo conocí en proyectos PIFI, transmitir su conocimiento y fomentar el espíritu aventurero de la investigación en campo muchas gracias.

A Leobardo Salazar Peña por brindarme su apoyo, consejos y salir a campo.

A Liliana Pérez García (Lily) por su eterna amistad, compañerismo, comprensión y ser parte de las aventuras en investigación, practicas, en el SGM y por supuesto por escuchar y brindarme su apoyo.

A Yolidavey Mora Luna por su apoyo, cariño, comprensión y compartir momentos de vida muchas gracias.

A Brenda Luz Azuara Diliegros por su eterna amistad, apoyo, consejos y su forma de ubicarme.

A Roberto Keneth Ramos Loredo por su amistad, consejos, convivencia y apoyo en momentos en los que lo necesite.

A Miyer Idael Futis Solache, Agustin Vicente Castrejon Huicochea (Facundo) y Javier Garduño Almeyda (Bolo) por su compañerismo, apoyo, amistad, convivencia y momentos de diversión.

A Adriana Zarate Velasco por ayudarme a salir a delante por aconsejarme por no dejar de insistir en cerrar este ciclo para poder iniciar otros, por su amor incondicional. Con mucho amor y cariño.

A Araceli García Cruz (chely) por su compañerismo, amistad y grandes momentos en el SGM.

A todos los del SGM Geofísica Aérea en especial: Sergio, Mota, David, Humberto, Don chava, El chaparrito, Juan Pablo, Javier.

A todos con los que conviví y que estuvieron conmigo en esta etapa universitaria: Fercha, Luis(mudo), Luis(puas), Luis y Erik, Adan, Brenda, Jovan, Maria, Daniel, Skipy, Baruch, Juan(kikiri), Dulce, Erica, Octavio y todos los demas. Muchas gracias.


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DEDICATORIA

A mis padres Arturo Blanco Huerta y Perla Mendoza Pérez, con mucho cariño, por darme la vida y esforzarse para que yo pudiera salir adelante.

A mi madre por creer en mí en los momentos en los que todo estaba en mi contra y por creer en lo que ella formo, muchas gracias mama por tu cariño.

A mis hermanos Eder Aturo Blanco Mendoza y Guadalupe Monserrath Blanco Mendoza, por su cariño y apoyo los quiero mucho.

A mi abuelo Don Joel Blanco Barrios (papa Joel) por ser un ejemplo de fortaleza para mí y darme su cariño.

A mi abuela Doña Elda Huerta Patiño (mama Elda) por su cariño por enseñarme el camino espiritual y compartir muchos momentos en mi niñez.

A Oscar Hernández Juárez y Carlos Alberto Flores Hernández, por su apoyo y aliento para lograr el triunfo.

A la Familia Garrido Patiño, por recibirme en esta gran ciudad, en su hogar, brindarme su apoyo y aliento.

A todos aquellos que no creyeron en mí y solo esperaron el momento para verme caer muchas gracias.


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Resumen

Abstract

Índice

1. Generalidades

1.1 Introducción

1.2 Antecedentes

1.3 Objetivos

1.4 Hipótesis

2. CARACTERISTICAS GENERALES DE LA ZONA DE ESTUDIO.

2.1 Localización del área de estudio.…………………………………………9 2.2 Morfología…………………………………………………………………...10 2.3 Geología Regional y Local………………………………………………..11

3. FUNDAMENTOS DE LOS METODOS APLICADOS

3.1 Gravimetría…………………………………………………………………….19

3.1.1 Gravedad teórica…………………………………………………….20 3.1.2 Corrección de datos gravimétricos……………………………..20 3.1.3 Anomalía de Bouguer……………………………………………...23

3.2 Magnetometría…………………………………………………………………24 3.2.1 Aplicaciones Mineras…………………………………………….24 3.2.2 Principio del Método………………………………………………25 3.2.3 Magnetómetros…………………………………………………….28

2.2.3.1 Magnetómetro protónico de precesión………………29 3.2.3.2 Magnetómetro de bombeo óptico……………………..31 3.2.3.3 Magnetómetro SCINTREX vapor de cesio…………..32 3.2.3.4 Magnetómetro Overhouser……………………………..35

3.2.4 Variaciones temporales del Campo Magnético Terrestre….36 3.2.5 Propiedades Magnéticas de las Rocas………………………..38 3.2.6 Comportamiento Magnético de las Rocas……………………39


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4. METODOLOGIA

4.1 Equipo utilizado……………………………………………………………..40

4.1.1 Gravímetro………………………………………………………………….42

4.1.2 Magnetometro…………….………………………………………………..43

4.2 Levantamiento de campo……………………………………………….46

4.3 Datos disponibles…………..……………………………………………51

4.4 Datos de Campo …………………………………………………………57

4.5 Correcciones……………………………………………………………...58

4.5.1 Corrección de datos Gravimétricos………………………………..58

4.5.2 Corrección de datos Magnéticos………………………………….59

5. INTERPRETACIÓN Y RESULTADOS

5.1 Estructura regional…………………………………………………………62

5.2 Estructura local………………………………………………………………65

5.3 Discusión……………………….……………………………………………..67

6. CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES………………………………..73

BIBLOGRAFIA……………………………………………………………………..75

ANEXO………………………………………………………………………………76


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RESUMEN

La metodología que se llevó a cabo en la zona, consistió en reconocimientos geológicos y la aplicación de los métodos gravimétrico y magnético. El primer objetivo de la metodología geofísica, fue la determinación estructural característica de la zona, donde se reporta la existencia de una falla. El segundo objetivo fue la localización de algún cuerpo mineralizado subterráneo.

Se realizó la adquisición de perfiles magnéticos y gravimétricos. En primera instancia, un perfil de longitud adecuada para determinar la estructura local implicada por la existencia de una falla. Para este objetivo, se optó también por la disposición de datos obtenidos a partir de cartas magnéticas y/o gravimétricas. Tomando en cuenta que la información de la zona reporta la existencia de cuerpos mineralizados de tipo metálico, se llevaron a cabo perfiles magnéticos de alta resolución.

La interpretación de datos para deducir la estructura asociada con el fallamiento (estructura regional) se llevó a cabo con modelado magnético-gravimétrico bidimensional con el apoyo de la carta magnética, geológica de la zona de estudio y utilizando el software GM-SYS de NGA. Con éste último se obtuvo la estructura profunda que incluye la existencia de una falla normal. Este tipo de fallamiento existe en la Sierra de Arperos y se extienden hasta la Ciudad de Silao, donde se obtuvo también la estructura asociada con una falla normal.

En el análisis de perfiles magnéticos de alta resolución, se identificó una anomalía asociada con un cuerpo mineralizado de tipo metálico (estructura local). Esta anomalía se interpretó con modelado bidimensional y métodos tradicionales, para obtener la profundidad y dimensiones aproximadas del cuerpo mineralizado.


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ABSTRACT

The methodology that was conducted in the area consisted of geological surveys and the application of gravimetric and magnetic methods. The first objective of the geophysical methodology was structure determination of the area, where we report the existence of a fault. The second goal was the location of any underground ore body.

Became magnetic and gravimetric profiles. Firstly, a profile of appropriate length to determine the local structure by the existence of a fault. For this purpose, it was decided also by the provision of data from magnetic cards and gravity. The information reports the existence of underground ores of metal type, was performed high resolution magnetic profiles

The interpretation of data to infer the structure associated with faulting (regional structure) was carried out with magnetic-gravimetric modeling with the support of the magnetic and geological card. And using the GM-SYS software NGA. The latter was obtained with the deep structure that includes the existence of a normal fault. This type of faulting exists in the Sierra de Arperos and extends to the city of Silao, where he also obtained the structure associated with a normal fault.

In the analysis of high resolution magnetic profiles, identified an anomaly associated with metallic ore body type (local structure). This anomaly was interpreted with traditional two-dimensional modeling, to obtain the depth and size of the ore body


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1. Generalidades

1.1 Introducción

Debido a que en la actualidad existe más exploración en la búsqueda de hidrocarburos la mayoría de estudios geofísicos son empleados en este ramo, descuidando el área minera de México la cual tiene un gran potencial de exploración y dado los avances tecnológicos se pueden descubrir grandes yacimientos minerales. En el área de exploración petrolera los métodos geofísicos mas empleados son la sísmica y los registros geofísicos, para la exploración minera los métodos más utilizados son la magnetometría, gravimetría, imágenes hiperespectrales, radiometría, potenciales magnéticos.

Estos métodos son solo algunos de los cuales son utilizados por la minería, la geofísica no solo es aplicable para la industria minera o petrolera, la geofísica puede ser aplicada en la arqueología, industria de la construcción, ambiental y riesgos, por mencionar algunas.

Mediante estudios, tanto locales como regionales se pueden determinar zonas específicas en las cuales el potencial de extracción sea altamente redituable.

En el estado de Guanajuato se encuentran diversas minas en abandono en este caso La Sierra de Arperos y Comanja de Corona, solo algunas están en operación tal es el caso del yacimiento de la veta madre, todo esto por la poca inversión en la minería, lo que conlleva a pocos estudios en la región para el desarrollo de nuevos proyectos y suelen solo enfocarse en los yacimientos ya existentes, actual mente se desarrollan algunos nuevos prospectos (revista mundo minero).

El propósito de este trabajo es realizar estudios de gravimetría y magnetometría en zonas a lo largo de la falla así como hacia la parte sureste basándonos en la geología de la zona de Sierra de Arperos la cual aporta ciertos metamorfismos, grados de oxidación y vulcanismo los cuales probablemente, nos pueden arrojar datos muy importantes de presencia de mineralización en el subsuelo.

Los beneficios adquiridos a través de este proyecto serán el contar con información verídica acerca de bolsones y lentes de mineral, debido a toda la información arrojada posteriores a las previas investigaciones y análisis.

Es por eso que resulta de gran importancia dicho estudio, ya que en con lo realizado se observaron anomalías en zonas cercanas a un plano de falla, con este trabajo se espera crear el interés para dar seguimiento en otras zonas a lo largo del plano de falla.


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Antecedentes

En la región de Arperos la exploración y explotación de las diferentes vetas ha sido efectuada por mineros en pequeño, quienes han efectuado obras que consisten en socavones con un desarrollo máximo de 50 m. Aun cuando las obras son numerosas, su poco desarrollo se debe en parte a lo angosto de sus vetas, a sus bajos contenidos de mineral y a la falta de recursos económicos, ya que muchas de esas obras han sido hechas por campesinos. Actualmente la zona se encuentra inactiva.

En la zona de Duarte las estructuras mineralizadas se encuentran más formales, tanto en su longitud, como en su potencia y valores. Las obras mineras tienen desarrollos superiores a los 50 m.

En el área de Todos Santos las minas mas importantes son Todos Santos y la Campechana, estas minas fueron trabajadas anteriormente, teniendo algunos rebajes. La veta de Todos Santos ha sido estudiada y explorada con taladros de diamante por la Compañía Fresnillo.

Por los trabajos realizados, se estima que la región que presenta mejores perspectivas es la comprendida entre Duarte y Todos Santos, ya que sus vetas son más persistentes en su longitud, potencia y valores de cobre, plomo y plata.(Echegoyen, CRM-1975)

La zona de Arperos es de interés por las rocas básicas, ya que estas pueden contener minerales del grupo del Niquel.

El mineral de ganga es cuarzo, calcita y pirita, la mena consiste en minerales de Cu, entre lo que destaca la calcopirita, en compañía de esta aparece en menor escala galena, cantidad variable de plata y oro se encuentran asociados a esos minerales, en los crestones de las vetas aparece malaquita y azurita.

La potencia de las estructuras mineralizadas es variable siendo en Arperos de unos cuantos centímetros hasta un metro de ancho. En la zona de Todos Santos el ancho de la veta alcanza hasta tres metros de potencia.

La edad de la mineralización se le considera hasta el momento como pre-volcánica, aunque se ha observado mineralización en riolitas, lo que le daría a la mineralización una edad pos-riolitica, esta apreciación que sujeta a un mejor conocimiento del área para fijar la edad de la mineralización.

En el conglomerado Rojo de Duarte se han visto manifestaciones pequeñas de mineralización y análisis cuantitativos han dado resultados de 12 a 15 gr de plata. .(Echegoyen, CRM-1975)


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1.3 Objetivos

Objetivo General

Este trabajo tiene como objetivo la investigación geofísica en la zona de la Sierra de Arperos para tratar de ubicar anomalías de cuerpos posiblemente mineralizados, se realiza con el interés en la exploración minera en una zona donde se presentan alteraciones en la roca (oxidación) así como la presencia de una falla de tipo normal la cual se extiende al NW hacia la Mesa de la Virgen prolongándose hacia el estado de Jalisco y al SE hacia La Providencia, esta falla es conocida como Falla del Bajio (Carta magnetica F-14C-42),

Objetivos Específicos

Elaborar un modelo basado en las anomalías magnéticas cercanas a la mina La Virgen siendo estas generadas por los datos obtenidos con el equipo.

1.4 Hipótesis

Mediante reconocimiento geológico y aplicación de métodos gravimétricos y magnéticos se determinara estructuralmente la zona de estudio, así como la ubicación de cuerpos mineralizados.


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2 CARACTERÍSTICAS GENERALES DE LA ZONA DE ESTUDIO.

2.1 Localización del Área de estudio.

La localidad de Virgen de Alfaro está situada en el Municipio de León (en el Estado de Guanajuato). Virgen de Alfaro está a 2100 metros de altitud; se localiza dentro de la porción centro sur de la Sierra de Guanajuato, está limitada por los meridianos 101º 23’10’’ y 101º 32’ 50’’ longitud oeste y por los paralelos 21º 06’ 10’’ y 21º 11’ 30’’ de latitud norte(Figura1).

Figura1 Imagen satelital de la zona de estudio

Los habitantes que viven en las diferentes rancherías alcanzan en promedio de 200 a 250 personas, de los cuales la mayor parte tiene un grado de cultura deficiente, aunque cuentan con servicios de agua potable, luz eléctrica, teléfono, servicio médico, etc.

Su principal acceso es por las colonias Maravillas, Medina de Alfaro, Medina y El Peñón, siguiendo por los caminos con dirección NE hacia el rancho La Virgen.

Zona de estudio región

Arperos


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En general la Sierra de Arperos y Guanajuato (SAG) se considera como la prolongación hacia el NW de la Sierra de Guanajuato, la cual se encuentra limitada en la porción SW por una falla de tipo normal, que sirve de límite con una gran depresión, que localmente se conoce como Graben de León.

2.2 Morfología

La zona de estudio está representada por cerros dómicos de origen volcánicos cuya composición es normalmente ácida, y en menor proporción existen mesas constituidas por rocas volcánicas de composición básica, como lo son La Mesa de la Virgen, Mesa de Ibarrilla, Mesa de los Vargas, La Mesa Cuatralba, Cerro el Gigante, Cerro el Huizache, etc.

Es importante mencionar que la mayor parte del área de estudio está conformada por un complejo plutónico, un complejo filoniano y ofilítico que en conjunto son el basamento del área y representan a las montañas complejas.

Esta unidad es conocida como el complejo magmático Mesozoico de Guanajuato, México central.

Todas las unidades forman las principales geoformas y estas han sido modeladas por la acción de la lluvia, el viento, así como el desgaste de masas y el conjunto atestiguan una etapa de madurez dentro del ciclo geomorfico en clima árido.

FISIOGRAFIA

El lugar es montañosos, estando formada la Cuenca por los cerros denominados: Mesas de la Tapona, la Cruz y Metateros o Vargas por lado suroriental; Pelonas, el Sombrero, Puertecitos Blancos y el Cerro del Capulín por la parte noroccidental. Estos conjuntos de cerros forman la cuenca del Rio del Gigante, y el agua abajo, desde Puertecitos Blancos hasta la desembocadura en el valle de León se denomina Cana de Alfaro.


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2.3 Geología regional y local

Geología General

Las rocas que han sido observadas en las tres zonas están constituidas por rocas sedimentarias, ígneas intrusiva, extrusivas y metamórficas, las que constituyen unidades litológicas cuyas edades varían del Triásico Superior al reciente.

Las rocas sedimentarias están formadas por areniscas, lutitas, lutitas calcáreas y calcilutitas, las que han sido metamorfizadas en gran parte a pizarras, filitas y Esquistes, debiéndose principalmente el metamorfismo el emplazamiento de cuerpos intrusivos y en menor escala por movimientos orogénicos.

Las edades de estas rocas se les consideran perteneciente al Triásico, debido únicamente a la correlación con rocas que afloran en el Distrito Minero de Guanajuato, ya que no se han encontrado fósiles que permitan fijar con exactitud su edad. Discordantemente cubren en parte a estas rocas depósitos clásticos continentales del Terciario, así como derramas lávicos que varían de composición acida básica.

Pequeños depósitos de terrazas y aluvión de Reciente cubren localmente las rocas del Triásico y del Terciario. Los espesores de las rocas sedimentarias son desconocidos por no aflorar su base y estar intrusadas por rocas ígneas.

Las rocas intrusivas están formadas por un cuerpo granítico que aflora en diferentes lugares desde Arperos a Comanja, siendo en este lugar donde sus afloramientos son más extensos. Intrusivos dioriticos y de rocas ultra básicas (Gabro) han sido vistos en la zona de Duarte en forma de cuerpos marginales en el contacto del granito con las rocas sedimentarias.

Los diques hasta ahora observados están formados por un porfidocuarzo-monzonitico. Las rocas volcánicas las forman derrames rioliticos y basálticos.

Sierra de Arperos.

La edad de las rocas que afloran dentro de la superficie de estudio varía desde el Jurásico Superior hasta el Holoceno, predominando las rocas volcánicas félsicas y sedimentos continentales cenozoicos.

Las rocas mesozoicas de la región pertenecen a dos dominios diferentes: hacia la porción surponiente una secuencia volcano-sedimentaria y un complejo volcano-plutónico pertenecen al dominio Cordillerano (Campa y Coney, 1983; Tardy, et al., 1992 y 1994) ó Eugeosinclinal, que en conjunto forman el llamado Terreno Guerrero ligado a un margen de placas convergente hacia el poniente.


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Un segundo dominio lo constituye una secuencia sedimentaria depositada en un ambiente de plataforma que pertenece a un dominio Mesógeno ó Miogeosinclinal hacia el nororiente, y está ligado a la apertura del Golfo de México (Chauve, et al., 1985).

Las rocas volcano-sedimentarias del dominio Cordillerano afloran como ventanas y cuñas tectónicas, y en general cabalgan a las rocas de plataforma. Todas estas rocas están afectadas por intrusivos graníticos y cuerpos subvolcánicos y están cubiertas discordantemente por rocas volcánicas félsicas y sedimentos continentales cenozoicos.

El intrusivo mayor es de constitución granítica, sus dimensiones son batolíticas, ocupa la parte central de la Sierra de León-Guanajuato y su edad data del Paleoceno.

Las rocas mesozoicas que se conocen en el estado de Guanajuato pertenecen a dos dominios: del Pacífico y del Golfo. En la mayor parte del estado predominan las rocas volcanosedimentarias del dominio Pacífico, en posición alóctona, y en el extremo nororiental se presentan rocas sedimentarias del dominio del Golfo.

Comanja de Corona.

La región de comanja de Corona, Estado de Jalisco, afloran rocas de la mas variada composición y litología que representa una evolución geológica complicada. Se propone formalmente los nombres de 10 unidades litoestratigráficas, cuya naturaleza litológica comprende los tres tipos principales de rocas, ígneas (intrusivas y extrusivas), sedimentarias (carbonatadas y clasticas) y metamórficas (principalmente de contacto).

La Ofiolita Barbosa y la “unidad sedimantaria” reperesntan las condiciones geológicas que permitieron la generación de corteza oceánica y su cubierta volcánica, desarrolladas probablemente en las vecindades de un arco volcánico. Existen algunos indicios de que la porción volcánica de la Ofiolita Barbosa fue afectada por espilitizacion. Corona-Chavez mencionan el hallazgo de Nannoconus dolomiticus, cuyo alcance estratigráfico es del Titoniano-Valanginiano, con lo que la edad minima de la “unidad sedimentaria” puede ser valanginiana.


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La Caliza La Perlita se deposito en condiciones de energía alta cercanas a costa; estas variaron hacia niveles neriticos donde recibieron la influencia de clásticos finos. Este depósito se realizo durante el periodo comprendió entre el Aptiano y el Albiano tardio. El Granito Comanja, es un intrusivo batolitoco discordante, cuya afinidad magmatica es calcialcalina, y que fue emplazado durante el Eoceno (Mugica-Mondragon y Albarran-Jacobo 1983).

Posteriormente, se deposito el Conglomerado Guanajuato, que está constituido principalmente por fragmentos de rocas sedimentarias y volcánicas apizarradas y, en porción menor, por rocas intrusivas.

Las unidades litoestratigraficas mas jóvenes fueron agrupadas en el Grupo Leon, siendo en su mayoría, de origen volcánico y de litología variada. Las unidades definidas son: Andesita Bernalejo, Grava los Lozano, Ignimbrita Cuatralba, Basalto Dos Aguas, Andesita Mesa De Santiago y Grava Los Ranchos.

Tanto la Ofiolita Barbosa como la “unidad sedimentaria” fueron deformadas probablemente en el Cretacico Temprano (Neocomiano) por los efectos de la deformación orogénica Nevadiana. Una segunda deformación al termno del cretácico o a principios del Cenozoico deformo las rocas existentes imprimiéndoles una segunda deformación y ala Caliza La Perlita solo una.

El conglomerado Guanajuato presenta, invariablemente, inclinaciones que posiblemente hayan sido originadas por una etapa de deformación, sin saberse con precisión si fue de compresión o extensión. La edad del Conglomerado Guanajuato esta comprendida entre el Eoceno medio y el Oligoceno inferior.

En la región existen dos sistemas de fsllas normales cuyas orientaciones son casi ortogonales; presentan rumbos N60ºW y N50ºE, siendo el mas antiguo el primero. Estos sistemas de fallas fueron el resultado de la interaccion de dos direcciones de esfuerzos, uno de estos es similar a la provincia de Cuencas y sierras.

La evolución tectónica de la región, en el mesozoico. Esta ligada al proceso de separación continental de la parte occidental de Pangea y al desarrollo de un arco magnatico y con su cuenca detrás del arco en la margen occiodental de esta. El arco magnatico y su cuenca fueron destruidos, probablemente hacia los inicios del Cretacico, debido a los efectos de la deformación orogénica Nevadiana.


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ROCAS SEDIMENTARIAS DEL TRIASICO-JURASICO

Formación Arperos.- Con esta denominación se propone agrupar las lutitas, areniscas, y calcilutitas, depositadas bajo condiciones marinas, así como las rocas metamórficas, que a partir de las rocas sedimentarias se formaron por la acción de los intrusivos y movimientos orogénicos.

Tentativamente y a reserva de estudios subsecuentes, se correlaciona por su similitud la formación Arperos con la formación Esperanza del Distrito Minero de Guanajuato. El nombre formación Arperos que se propone para esta secuencia de rocas, esta tomada del poblado de ese nombre que se localiza como a 10 km al norte de la ciudad de Silao, Gto.

En las zonas donde esta formación ha sido planificada aparece en la parte central de la sierra, donde la erosión ha dejado al descubierto esta secuencia de rocas. Localidades donde pueden ser observadas sus afloramientos son el camino de terracería de la presa de Chichimequillas a Arperos y Nuevo Valle de Moreno. Otra localidad, es la carretera de la ciudad de Leon a la ciudad de San Felipe en su tramo comprendido del km 20 al km 30.

Es espesor de la formación no es conocido debido a que parte superior ha sido erosionada, así como por ser desconocida su base.

La secuencia estratigráfica que se ha observado de la presa de Chichimequillas a Arperos, esta constituida por areniscas de grano medio a fino, de coloraciones grises a gris oscuro. Las rocas calcáreas solamente se han observado en el cerro de la calera donde quedan como un remanente dentro del intrusivo granítico, habiendo sido estas rocas metamorfizadas y convertidas en parte en mármol.

Las lutitas se observan en la margen derecha de la presa de Chichimequillas y en el rancho del Tepehuaje, donde estas rocas han sido en parte metamorfizadas a pizarra, filias y esquistos.

En las rancherías del Paxtle y Tuna Mansa aflora una roca de coloración verde oscura, a la que se conoce con el nombre de Roca Verde, estudios de lamina delga efectuados en el laboratorio del consejo en la ciudad de México, la han clasificado como andesita, sin embargo, por las relaciones de campo, se estima que esta roca pudiera pertenecer a la misma secuencia, la que por acción de los cuerpos intrusivos pudieron dar lugar a una roca de tipo ígneo.


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ROCAS SEDIMENTARIA Y VOLCANICAS DEL TERCIARIO

ROCAS SEDIMENTARIAS

Conglomerado Rojo de Duarte. Se propone para esta roca el nombre de Conglomerado Rojo de Duarte, por aflorar como a 3 km al NE del poblado de Duarte, sobre el Rio Grande y haber sido el lugar donde primeramente se ha estudiado.

En los ejemplares colectados, el Conglomerado está formado por fragmentos angulosos de granitos y dioritas, en tamaños de 3 cm a ½ cm. Fragmentos de cuarzo y de feldespato de dos a un mm. Todas estas rocas están cementadas por arcilla y arenisca de grano fino, de coloración rojo morado y ligeramente calcárea.

El Conglomerado se presenta en capas gruesas bien definidas, hacia su parte superior afloran capas de arenisca de grano medio en colores gris claro, gris verdoso rosa, y rojo morada, esta capa presenta impresiones de lluvia, los rumbos y echados de la capas, hasta ahora tomados indican en promedio una orientación de N 45 W e inclinación de 15 grados al NE.

Si la formación no ha sufrido ningún movimiento posterior a su depositacion, es probable que el origen de sus componentes hayan estado situados al sur y relativamente cerca, ya que los fragmentos de granito y diorita, son de forma angulosas, estas rocas se consideran derivadas del granito y diorita que afloran cerca de Arperos, estando cubierta en su extremidad N por rocas metamórficas. No habiéndose a la fecha determinado su espesor.

Por su contenido de fragmentos de roca intrusiva, la edad del Conglomerado es mas reciente que la del granito, pero no ha sido determinada la relación que puede tener con las rocas volcánicas, por lo que tentativamente se le considera más joven que el granito y anterior a los derrames lávicos, pudiendo ser correlacionable en cuanto a la edad con el Conglomerado Rojo de Guanajuato, al cual se le atribuye una edad que va del Eoceno Medio a principio de Oligoceno.


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ROCAS VOLCANICAS

Riolitas.- Bajo esta denominación se agrupan los diferentes derrames de riolita que aparecen situados en el flanco SW y NE de la Sierra de Arperos, ya que no se ha hecho una distinción de los diferentes depósitos de riolita que afloran en dichos flancos.

Esta roca es una de las mas abundantes, ya que sus afloramientos se encuentran desde el rancho de Chichimequillas municipio de Silao, Gto., hasta cerca de la población de Comanja, Jal. En el flanco NE de la sierra los afloramientos de riolita comienzan en Nuevo Valle de Moreno continuando hasta cerca de la población de Comanja.

Es indudable que esta roca deba haber cubierto la mayor parte de esa sierra, pero ha sido erosionada en la parte central, en donde ha descubierto las rocas mas antiguas.

Esta roca descansa sobre una superficie fuertemente erosionada de las rocas mesozoicas, según su puede apreciar en la carretera de León a San Felipe, es en cruce con la Barranca de los Afligidos. La coloración de estas rocas varia de rosa a pardo claro, con algunos derrames de textura fluidal.

Basalto.- esta roca aflora también en ambos flancos de la sierra de Arperos a Comanja, formando mesas de diferentes magnitudes, las que descansan sobre superficies erosionadas de la riolitas, su color varia generalmente de negro a un gris oscuro, pudiendo ser compacta y con oquedades rellenas de calcita.

ROCAS INTRUSIVAS

Pórfidos cuarzo monzoniticos.- Esta roca aflora en forma de dique que se localiza en el contacto del conglomerado de pizarras, sobre el cauce del Rio Grande, contienen incrustados fragmentos de feldespato. Estos cristales están cementados por una matriz afonitica de color gris.

Diorita.- Esta roca aflora generalmente en las partes bajas de las cañadas. Su coloración es generalmente de un color gris oscuro verdoso, su textura compacta, afanitica de grano fino, al microscopio se le ha clasificado como una microdiorita parcialmente serpentinizada, por su semejanza petrográfica, así como por su cercanía al mineral de la Luz de Distrito Minero de Guanajuato, del que se considera a Arperos como la prolongación de ese distrito.

Esta roca se cree que pertenece a la “Formacion Dioritas de la Luz”Echegoyan (1970), habiéndole asignado este nombre Monroy (1878) y Aguilera (1925), quien además le dio el nombre de “ ROCAS VERDES”


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Fases marginales de esa roca, pueden ocurrir en la forma de anfibolitas, serpentinita, andesita y posiblemente gabro.

La diorita intrusa a la formación Arperos, por lo que la edad de la diorita se estima Pos-Formación Arperos y Pre-Volcanica. Sus relaciones con el granito no han sido definidas, pero es factible que sean contemporáneas, y que la diorita sea una fase marginal de cuerpo granítico.

Gabro.- Esta roca se observa en el camino de la prese de Chichimequillas a Arperos en forma de diques, que intrusan a la formación Arperos, su color es negro grisáceo, a esta roca se le considera de interés por la posibilidades de que pueda tener minerales del grupo del niquel.

Granito Comanja.- Esta roca se considera como un batolito que se extiende desde Comanja de Corona, hasta el mineral de la luz del Distrito Minero de Guanajuato. Sus afloramientos ocurren en diferentes lugares de la zona a todos lo largo de la sierra en su parte central, en formas irregulares de centenas de m2 de extensión, así como en forma de diques que varian desde un metro hasta treinta metros de espesor. Entre Arperos y Comajilla el granito presenta fenocristales de ortoclesas, formando cuerpos pegmaticos.

Esta roca ha sido estudiada por diversos investigadores, J. Gonzalez R., la menciona en relación con la mineralización del Distrito de Guanajuato. Otros la citan por los estudios de sus pegamatitas. El estudio mas reciente parece haber sido el efectuado por Ingenieros del Consejo, en la investigación que sobre fierro se efectuo en el área de Comanja, siendo Comanja el lugar donde los afloramientos del granito son mas extensos y en donde se han efectuado estudios, se propone para esta roca el nombre de “Granito Gomanja”.

GEOLOGIA ESTRUCTURAL

La zona de Arperos-Comanja se esta comenzando a estudiar, los conceptos que a continuación se exponen, están sujetos a modificaciones posteriores a medida que avanza el estudio.

Las estructuras de las rocas sedimentarias y metamórficas se encuentran erosionadas y sus mejores afloramientos ocurren en el fondo de los arroyos, habiendo sido mayor la erosión cerca de la población de Comanja y en menor escala en Arperos y en la parte media de la sierra, donde además de la erosión los intrusivos han asimilado gran parte de las rocas sedimentarias. Hacia ambos flancos de la sierra las rocas volcánicas se encuentran descansando en posición discordante sobre depósitos continentales y marinos.


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No se han observado fallas con grandes movimientos, pero indudable que esta deben existir, habiéndose únicamente observado fallas con cortos desplazamientos. Su rumbo generales al NW–SE, asociadas a estas estructuras se encuentran también fracturas que siguen la misma alineación, siendo ambas interesantes por ocurrir en ellas mineralización.

Vetas.- Es factible que las vetas del mineral de la Luz de Distrito Minero de Guanajuato, se prolonguen hacia la zona de Arperos, aunque hasta la fecha no se han encontrado que estas vetas correspondan en magnitud e importancia a las de Luz, aun cuando su rumbo sea casi igual.

Las veta mas importante que ha sido vista es la de Todos Santos, la que tiene un rumbo NW-SE y un echado que varia de 70 a 80 al SW, se le estima una longitud de 9 km, en la que se localizan las minas de la Campechana, Tres Amigos, El carrizo y Todos Santos. A 2.5 km al NE de la Veta de Todos Santos aflora otras estructuras mineralizadas con rumbo también al NW-SE. En esta estructura se han abierto pequeñas minas y catas entre las que destacan Gavilanes, La Ilusión, Camello y La Lobera.


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3. FUNDAMENTOS DE LOS METODOS APLICADOS

3.1 Gravimetría.

El término gravimetría designa las técnicas de medición directa de la gravedad, así como los métodos de corrección que conducen a cantidades residuales (anomalías) propias para interpretación. En gravimetría, medimos la componente vertical gZ del campo gravimétrico.

La gravedad g depende de la repartición de las masas dentro de la Tierra y de la rotación de la misma, así como de la posición las masas del sistema Solar (sobre todo de la Luna y el Sol). Esta información sobre la distribución de los cuerpos en el interior de nuestro planeta tiene numerosas aplicaciones geofísicas, geodésicas y oceanográficas, entre otras (Sarrailh y Balmino).

El método gravimétrico se basa en la medición en la superficie de pequeñas variaciones del campo gravitacional. Las pequeñas diferencias o distorsiones en este campo de punto a punto sobre la superficie terrestre son causadas por cualquier variación lateral en la distribución de las masas en el interior de la Tierra.

Por lo tanto, si movimientos geológicos involucran a rocas de diferente densidad, la irregularidad resultante en la distribución de las masas hará una variación correspondiente de la aceleración de la gravedad. Las variaciones medidas se interpretan en términos de probables distribuciones de masa en el subsuelo, que son la base para inferir las posibles condiciones geológicas existentes (Nettleton, 1976).

El gravímetro como instrumento se encarga de medir diferencias de gravedad. Estas diferencias son en realidad mediciones relativas entre sí, que son detectadas por el instrumento por medio de un elemento interno (péndulo, resorte o elemento electrónico) que permite medir cambios relativos de medida, con respecto de una escala fijada por los mismos fabricantes.


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3.1.1 Gravedad teórica.

La contribución más grande al modelo de la Tierra proviene del Campo de Gravedad de Referencia, el cual es un modelo matemático del campo gravitatorio. Esta fórmula también se llama gravedad teórica. La Asociación Internacional de Geodesia (IAG, por sus siglas en inglés) propuso en 1980 la siguiente fórmula, que para fines exploratorios, es adecuada:

Donde ϕ es la latitud del sitio en la superficie del elipsoide. Esta fórmula explica los mayores fenómenos que afectan las mediciones gravimétricas: (1) Que la Tierra gira a diferentes velocidades angulares a diferentes latitudes y aquéllas producen diferentes aceleraciones centrífugas; y (2) La forma elipsoidal de la Tierra. Debido a estos efectos, las mediciones gravimétricas pueden variar considerablemente: el rango de variaciones es de alrededor 978000 mGal en el Ecuador hasta aproximadamente 983000 mGal en los polos. Obviamente, esta fórmula toma en consideración algunas suposiciones para simplificar, como: (1) que la Tierra es homogénea en su distribución lateral de densidades, (2) el punto de observación es estático, es decir, no se mueve con respecto a la Tierra, y (3) la observación se hace al nivel del mar (Chapin, 1996).

3.1.2 Corrección de datos Gravimétricos.

Corrección por altura. Esta corrección responde al hecho de que la medición no fue hecha a nivel del mar. El modelo de la Tierra asume una gravedad teórica al nivel del mar que está basada en la Ley de Newton

donde g es la aceleración debida a la gravedad, G es la constate gravitacional universal, M la masa de la Tierra y R es la distancia entre el punto de observación y el centro de la Tierra.


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Sin embargo, esta fórmula asume que la forma de la Tierra es una esfera y no un elipsoide, pero esto se resuelve aplicando la derivada de g con respecto a h (Chapin, 1996).

En la práctica, esto se lleva a cabo con un término lineal,

Donde h está dado en metros. Llegados a este punto, es conveniente aclarar algunos puntos respecto a la mala interpretación que se ha hecho de esta corrección. Por ejemplo, Udías y Mézcua (1986), afirman que una anomalía gravimétrica se define como la diferencia entre los valores de gravedad medidos sobre el geoide y los medidos sobre el elipsoide. Como ya hemos visto, la Fórmula Internacional estima el cambio, de la gravedad teórica debida a un elipsoide a una latitud γ en la superficie del mismo. La corrección por altura explica el cambio de la gravedad teórica debido a que la estación está situada arriba o abajo del elipsoide a la altura h (figura 2). Históricamente, esta corrección por altura ha sido llamada corrección de “aire libre” y se piensa que está asociada con la elevación H, no con la altura de elipsoide h. En geodesia, la corrección de aire libre ha sido erróneamente interpretada como una reducción de la gravedad observada en la superficie topográfica al geoide, lo cual ha dado surgimiento a una confusión en geofísica (Li y Götze, 2001). Hackney y Featherstone (2001), Talwani (1998), asocian esta confusión a un fenómeno llamado el efecto indirecto, el cual surge porque el geoide y el elipsoide no coinciden. Indican que el cálculo correcto de las anomalías requiere que tanto la corrección de altura como la de Bouguer se realicen a la altura elipsoidal h. En lugar de esto, si se usa una altura referenciada al geoide, entonces dichas correcciones estarán sobre o bajo corregidas, dependiendo de la altura del mismo (1 mGal cada 5 metros, Hackney y Featherstone, 2001).


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Figura 2 Geoide (elevación) H y de elipsoide h respecto a la superficie topográfica (modificada de Balmino). Anomalia de Bouguer. La corrección de aire libre y la gravedad teórica ignoran las masas que pueden existir entre el punto de observación y el elipsoide. La corrección de Bouguer toma en cuenta estas masas adicionales y las aproxima con un escalón de extensión infinita y homogénea de espesor igual a la altura del punto de observación arriba del nivel de referencia. La fórmula de la corrección de Bouguer es:

Donde Ρ es la densidad en g/cm3 y h es la altura en metros. Corrección por terreno. Ésta trata de hacer más realista el escalón de Bouguer, ya que pueden haber valles abajo del punto de medición, o topografía más alta sobre el plano, es decir, toma en cuenta las masas laterales a la estación donde se hace la medición. El valle hace una deficiencia en la gravedad que no es tomada en cuenta por dicho escalón; y la topografía más alta tiene un componente de atracción vertical hacia arriba, el cual también tiende a hacer decrecer la gravedad, y que tampoco es tomado en cuenta. Por lo tanto ambos producen efectos negativos, y la corrección por terreno es siempre positiva (Nettleton, 1976).


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Por muchos años, la corrección por terreno se ha hecho por medio de gráficas compuestas por compartimentos de tamaño variable y con tablas o curvas correspondientes, como las de Hammer, las cuales dan el efecto gravitacional de cada compartimiento como función de su posición respecto de la estación. En la actualidad, esta corrección generalmente se efectúa utilizando modelos digitales de elevación y programas de cómputo. 3.1.3 Anomalía de Bouguer. Generalmente, todas las correcciones anteriores sólo habrán provocado un cambio relativamente pequeño en la fórmula de la gravedad teórica. Podemos decir entonces: Anomalía de Bouguer = gravedad observada – modelo de la Tierra corregido:

Donde: g0 = gravedad observada γ = gravedad teórica CAL = corrección por altura CB = corrección de Bouguer A ésta se le llama la anomalía de Bouguer simple, sin en cambio, se le suma la corrección por terreno (CT), tenemos la anomalía de Bouguer completa:

La anomalía de Bouguer refleja “masas anómalas”, masas con densidad arriba o debajo de la densidad de referencia, por ejemplo, 2.67 g/cm . La elección de este valor es una densidad promedio de la corteza apropiada para la mayoría de las situaciones geológicas. No se realiza un intento para “mover” el punto de observación hacia cualquier otro. Es decir, se forza al cálculo a conformar las condiciones locales del punto de observación. En México existe relativamente poca cobertura de datos gravimétricos, siendo las causas principales la inaccesibilidad del terreno, falta de vías de comunicación, problemas que pueden ser resueltos usando la aerogravimetría, sólo que ésta se implementa mayoritariamente con fines exploratorios, no de investigación.


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Así mismo, la red de estaciones de referencia es limitada, existiendo, por ejemplo en: la Ciudad de México (977927071.2 mGal), Acapulco (978439984.1 mGal), Pinotepa Nacional (978425345.5 mGal) entre otras.

3.2 Magnetometría.

El campo magnético de la tierra afecta yacimientos que contienen magnetita. Estos yacimientos producen un campo magnético inducido, es decir su propio campo magnético. Un magnetómetro mide simplemente las anomalías magnéticas en la superficie terrestre, las cuales podrían ser producto de un yacimiento.

La prospección magnética es una técnica basada en la medida y estudio de las variaciones del campo magnético terrestre, obteniéndose medidas del valor total del campo magnético o bien, opcionalmente, del gradiente de dicho campo magnético. Estas variaciones, son debidas a la presencia de cuerpos susceptibles de ser magnetizados y que, por tal motivo, contribuyen a modificar el campo magnético terrestre en su entorno.

3.2.1 Aplicaciones Mineras

Aplicando el método magnético en la prospección minera se utiliza para delinear variaciones del campo geomagnético o es decir anomalías magnéticas relacionadas con un depósito mineral con un cierto contenido en magnetita o pirotina por ejemplo. Generalmente las mediciones magnéticas se realizan a lo largo de perfiles en estaciones de observación en distancias regulares.

Combinando perfiles paralelos se obtiene un mapa de observaciones magnéticas. La mayoría de los magnetómetros disponibles para la prospección minera mide variaciones de la intensidad vertical (interpretación más clara en comparación a la medición de variaciones en las intensidades total y horizontal). Por lo tanto se trata de mediciones relativas, cuya precisión es más alta en comparación a las mediciones absolutas.

El campo geomagnético sufre variaciones con respecto al tiempo y a su forma como la variación diurna por ejemplo. Estas variaciones, que no están relacionadas con un depósito mineral con un cierto contenido en magnetita por ejemplo superponen los valores medidos. Por esto se debe corregir los valores medidos. La variación diurna se corrige repitiendo la medición de la variación de la intensidad vertical en una estación de base en intervalos de tiempo regulares desde el principio hasta el fin del día de medición.


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Los valores medidos en la estación de base se presentan en función del tiempo, que permite calcular el valor de corrección correspondiente a cada medición en una estación de observación. Los valores reducidos se presentan en perfiles y/o mapas.

3.2.2 Principio del método

La tierra genera un campo magnético en el rango de aproximadamente 0,30000 a 0,65000G (= Gauss, u Oersted). Este campo se puede comparar con el campo correspondiente a un dipolo (como un imán de barra) situado en el centro de la Tierra, cuyo eje está inclinado con respecto al eje de rotación de la Tierra.

El dipolo está dirigido hacia el Sur, de tal modo en el hemisferio Norte cerca del polo Norte geográfico se ubica un polo Sur magnético y en el hemisferio Sur cerca del polo Sur geográfico se ubica un polo Norte magnético. Por convención se denomina 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.

El campo geomagnético no es constante sino sufre variaciones con el tiempo y con respecto a su forma. La imantación inducida depende de la susceptibilidad magnética k de una roca o de un mineral y del campo externo existente. La imantación remanente de una roca se refiere al magnetismo residual de la roca en ausencia de un campo magnético externo, la imantación remanente depende de la historia geológica de la roca.

Elemento del Campo Magnético. La intensidad del campo magnético terrestre es de carácter vectorial y sabemos que su proyección horizontal señala, aunque no exactamente, al norte geográfico. Concretamente el eje magnético está inclinado unos 11,5º respecto al eje de rotación. Para estudiar las componentes de la intensidad del campo magnético terrestre se toma como sistema de referencia, en un punto de la superficie de la Tierra, un sistema cartesiano XYZ en la dirección norte, este, nadir, o sistema geográfico, en el que el norte es el norte geográfico, o proyección sobre el plano horizontal de la dirección del eje de rotación de la Tierra y se elige de forma positiva la dirección del eje Z hacia abajo por ser ésta la dirección del campo magnético en el hemisferio norte (Fig.3).


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Figura 3. Descomposición vectorial del campo geomagnético en el sistema de referencia geográfico.

Como en muchos problemas de geomagnetismo, se supone que la región de interés, generalmente, la región cercana a la superficie de la Tierra está prácticamente libre de corrientes eléctricas, en ellos el campo magnético se puede estudiar a partir de este potencial escalar. En geomagnetismo, la magnitud que generalmente se utiliza es B. Para H y B las unidades empleadas son: H-SI- amperio por metro (A/m); cgs (sistema cegesimal o gaussiano), oersted (Ö). B-SI- weber por metro cuadrado = tesla (T); cgs, gauss (G). Las equivalencias entre estas unidades son:

La unidad cgs más empleada es un submúltiplo del gauss, la gamma (γ) que equivale en unidades SI a una nanotesla:


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Inclinación magnética del campo.

La inclinación del Campo geomagnético actual, se ilustra con isolineas magnéticas, en donde el ecuador geomagnético (I=0°) se encuentra cercano al ecuador geográfico y las inclinaciones positivas se localizan en el hemisferio Norte y las negativas en el hemisferio Sur. Los polos magnéticos (I=±90°) no corresponden a los polos geográficos, de aquí podemos observar que los valores de inclinación magnética para la republica Mexicana oscilan entre [40°-60° grados de inclinación].

Declinación magnética del campo.

La declinación magnética (Figura 4) para un mismo punto de la tierra, ha cambiado un poco con el tiempo, por ejemplo. En el año de 1969 la declinación de la Cd. De México era de unos 8°29´y en el año de 1984 de 7°42´, si se requiere conocer el valor de la declinación en una determinada región, si estamos en el hemisferio norte, bastara medir con la brújula, la diferencia entre la dirección en que se encuentra la estrella polar y la dirección que indica la brújula, se puede consultar además el anuario del Observatorio Astronómico Nacional del año en curso, la Republica Mexicana se encuentra entre valores de [3° y 13° grados de declinación]

Figura 4. Mapa que representa la declinación Magnética de la tierra.


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3.2.3 Magnetómetros

Métodos de Medición Del Campo Magnético

Entre los métodos modernos de medición, se incluyen aquellos que no se basan en la acción mecánica, sino los que se basan en fenómenos de resonancia magnética atómica, o de saturación en núcleos de alta permeabilidad. Este tipo de instrumentación se ha desarrollado prácticamente en los últimos treinta años. El primer magnetómetro de protones fue desarrollado por M. E. Packard y R. H. Varian, en 1954. Una adaptación de este magnetómetro para medir las componentes del campo magnético se debe a L. Hurwitz y J. H. Nelson en 1960. De la misma época, hacia 1958, data el desarrollo de los magnetómetros de bombeo óptico, entre otros por W. E. Bell, T. L Skillman y P. L. Bender. El uso de la variación de la permeabilidad magnética de núcleos ferromagnéticos, como el mumetal, para medir pequeñas variaciones del campo magnético se remonta a 1936 por Aschenbrener, G.W. Elmen y H. Antranikian y en 1949 se erigió como el instrumento estrella y se aplicó su funcionamiento a las prospecciones de minerales. Recientemente se ha desarrollado una nueva generación de magnetómetros denominados criogénicos por su funcionamiento a muy bajas temperaturas con los que se logran sensibilidades muy altas. A éstos pertenecen los SQUID (Superconducting Quantum Interference Device) basados en los fenómenos cuánticos asociados a la superconductividad. Entre las ventajas que han proporcionado estos métodos está la precisión en las medidas con sensibilidades entre 0,1 y 0,01 nT para el magnetómetro de protones, de 0,001 nT en el de bombeo óptico y hasta 10-6 nT en el criogénico. Además se ha logrado una gran rapidez en las medidas que permite apreciar con precisión variaciones rápidas del campo magnético. Entre los distintos procedimientos actuales, daremos una descripción corta de los fundamentos en los que se basan los tres tipos más importantes, un magnetómetro de protones, de bombeo óptico y de núcleo saturado.


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3.2.3.1 Magnetómetro Protónico de Precesión

Los instrumentos llamados magnetómetros de protones constituyen en la actualidad una de las formas más precisas de determinar la intensidad total del campo geomagnético. Este magnetómetro se basa en el fenómeno de precesión del espín de los protones de un material. En un líquido cualquiera rico en protones, por ejemplo, el agua, en presencia del campo geomagnético, que no es lo suficientemente intenso para orientarlos en su dirección, los espines de protones están distribuidos al azar. Si se aplica un fuerte campo magnético polarizador, los protones se alinean en la dirección de este campo. Cuando de forma repentina cesa este campo intenso, los protones tienden a orientarse primero en la dirección del campo geomagnético, produciéndose un movimiento de precesión en torno a él por un breve tiempo (figura 5), antes de distribuirse de nuevo al azar.

Figura 5 Movimiento de precesión de protones entorno al campo magnético terrestre.

Si L es el momento angular cinético del protón y μ su momento magnético tal que forman un ángulo θ con la dirección del campo magnético externo F, el protón estará sometido a un par dado por μ × F y el momento angular cinético L adquiere un movimiento de precesión (FIG. 2):


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Por otra parte, si ωp es la velocidad angular de la precesión se tendrá:

De donde resulta:

La cantidad γp se la conoce como relación giromagnética del protón, y es una constante conocida por experimentación en el laboratorio. Un valor reciente de esta constante es . Por tanto, para medir F se debe detectar la corriente inducida en la bobina de polarización por efecto de la precesión, y cuya frecuencia es idéntica a la de precesión de los protones ωp. La duración de este fenómeno es tan sólo de unos cinco segundos después de cesar la polarización, por lo que se obtiene un valor prácticamente instantáneo. Las frecuencias obtenidas son de alrededor 2.000 Hz para un valor típico del campo total F. La relación entre el valor de la frecuenta medida En Hz y la intensidad total del campo F en nanoteslas es:

La frecuencia se determina durante los pocos segundos que dura el fenómeno, por lo que estos instrumentos no dan una medida continua de F, sino medidas a intervalos discretos. Debido al hecho de dar medidas absolutas de la intensidad total del campo y a su independencia con respecto de la orientación, estos instrumentos son muy utilizados, tanto para medidas en superficie como en aviones y satélites artificiales.


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3.2.3.2 Magnetómetro De Bombeo Óptico Este tipo de magnetómetro está basado en el efecto Zeeman, de forma análoga al funcionamiento de un MASER (Microwave Amplification by Stimulated Emission of Radiation ó amplificador de microondas por la emisión estimulada de radiación), cuya frecuencia de autoexcitación es una función del campo geomagnético. Si un gas alcalino, por ejemplo, rubidio, se somete a la acción de un campo magnético, cada nivel de energía se subdivide en subniveles ligeramente diferentes. Supongamos ahora que luz polarizada procedente de una lámpara de rubidio pasa a través de un contenedor con vapor de rubidio. Se produce una absorción de fotones que en el vapor excita a los átomos del Rb87, a un nivel superior (FIG. 6). Los átomos excitados vuelven al estado inicial, pero, a causa, de la luz polarizada, a un subnivel superior, donde son atrapados.

Figura 6 Esquema de un magnetómetro de bombeo óptico y diagrama de niveles de energía del átomo de Rb mostrando los saltos en los estados excitados de los átomos. El paso de electrones de un nivel a otro se pone de manifiesto haciendo incidir sobre una célula fotoeléctrica la luz que atraviesa la ampolla. La absorción de energía se traduce en una disminución de la intensidad luminosa que recibe la célula. Al volver los átomos a su estado inicial, la ampolla se hace totalmente transparente y la corriente de salida de la célula es máxima.


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Esta corriente amplificada pasa por un arrollamiento alrededor de la ampolla de gas, creando un campo magnético variable capaz de redistribuir los electrones en su estado original, cuando la frecuencia sea idéntica a la de transición entre dos subniveles Zeeman. En este momento la ampolla se hace opaca, y la corriente de la célula es mínima. La frecuencia del sistema es del orden de 200 a 300 kHz, y depende de la diferencia entre los niveles de energía. Por tanto, la frecuencia estará finalmente relacionada con el campo magnético terrestre que actúa sobre él. En este tipo de magnetómetros se obtienen medidas de la intensidad total del campo geomagnético con gran precisión, influyendo muy poco su orientación. Son además más sensibles que los magnetómetros de protones y se pueden emplear para la observación de las variaciones temporales del campo. 3.2.3.3 Magnetómetro Scintrex Cs-3 Vapor de Cesio. Descripción general del sistema El sensor CS-3 consta de una cabeza sensor con cable y sensores eléctricos. La cabeza del sensor tiene una lámpara de descarga sin electrodos (que contienen vapor de cesio) y la celda de absorción. Los calentadores eléctricos ponen la lámpara y la célula en condiciones optimas de temperatura de funcionamiento con los circuitos de control y conducción situados en la consola electrónica. Corrientes de calentamiento se suministran a la cabeza del sensor a través del cable de interconexión. Cuando se opera el oscilador de RF en la consola electrónica la RF proporciona poder para excitar la lámpara en la cabeza del sensor y la frecuencia de radio (RF) produce un campo que proporciona una radiación de resonancia óptica correspondiente. La luz que irradia de la lámpara de cesio es colimado por una lente. La luz se Propaga en dirección del eje óptico del sensor y pasa a través de un filtro de interferencia que selecciona solamente la línea espectral D1 cesio. La luz polarizada posteriormente es una fracción, esto permite excitar ópticamente el vapor de cesio en la célula de absorción. La resonancia de luz en ancho de banda de resonancia estrecha genera la alineación momentánea (Polarización) de los momentos magnéticos atómicos en la dirección del campo magnético ambiental.


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La luz en resonancia de "bombeo óptico" de cesio lleva a los átomos a un estado de energía más alto. (Tenga en cuenta que el haz al polarizar la luz tiene que ser orientado en la dirección general del campo ambiental para ser eficaz.) Un gran número de átomos de cesio puede ser polarizado por el bombeo óptico y entonces induce a precesión coherente en la fase por el campo ambiental por medio de un pequeño campo magnético, H1. Este campo magnético pequeño es transversal al campo ambiente y alterno a la frecuencia de Larmor. El campo H1 es producido por una bobina en la CS-3. La bobina es coaxial con el eje del sensor óptico y alrededor de la célula de absorción. La resonancia de luz polarizada perpendicular al campo magnético ambiente detecta la precesión. Esta luz instantánea es alternativamente más o menos absorbida, dependiendo de la orientación instantánea de la polarización. En el CS-3, esta luz de sondeo es la componente perpendicular de la resonancia del haz de luz. La modulación de la luz través de la célula de absorción es transmitida y se detecta con el detector fotosensible, la señal resultante de Larmor está suficientemente amplificada y con desplazamiento de fase antes de ser alimentada de nuevo a la bobina H1, y como resultado un circuito cerrado de auto-oscilantes. La resonancia se produce a la frecuencia de Larmor, que en campos débiles, por ejemplo el campo magnético de la Tierra, es precisamente lineal con el campo en el que la célula de absorción se encuentra. Para el cesio 133 la constante de proporcionalidad (constante Giromagnética) es 3,498577 Hz por nT. Como se ha indicado, los diferentes componentes del haz de luz resonante realizan dos funciones: • La componente paralela al campo ambiente realiza el bombeo óptico • La componente perpendicular detecta la coherencia de precesión. Por lo tanto, no hay bombeo si el haz de luz está teniendo lugar (el eje óptico), es perpendicular al campo ambiente (la orientación ecuatorial) y en consecuencia, el sensor no está funcionando. Igualmente, no hay modulación de la luz si el haz de luz está teniendo lugar paralelo con el campo ambiente (la orientación polar) y, en consecuencia el sensor no está funcionando.


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La segunda razón para que el sensor no opera en la orientación polar es que el campo H1, está siendo paralelo al campo ambiente, no se puede inducir la precesión de polarización magnética. El plano perpendicular al campo ambiente divide en zonas la operación del sensor en dos hemisferios de funcionamiento - hemisferio norte y el sur. En el hemisferio norte de funcionamiento el haz de luz del sensor, se propaga en la dirección del eje óptico (figura 7), forma un ángulo de 0 ° a 90 ° con la dirección del campo ambiente. En este hemisferio, el desplazamiento de fase de señal amplificada de Larmor es necesario para la auto-oscilación en el pico de la resonancia es -90 °.

Figura 7 Esquema de funcionamiento hemisferio norte. La operación del haz de luz en el hemisferio sur forma un ángulo de 90 ° a 180° con la dirección del campo ambiental (figura 8). Allí, el desplazamiento necesario de fase del amplificador de señal de Larmor para la auto-oscilación en la cima de la resonancia es 90 °. Así, para el cambio de fase de 180 ° se requiere que el sensor de funcionamiento cambie de hemisferio operativo. El control de esta inversión de fase electrónico se realiza mediante el interruptor hemisferio.


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Figura 8 Esquema de funcionamiento hemisferio sur. 3.2.3.4 Magnetómetro Overhauser Otro tipo de magnetómetro nuclear, denominado magnetómetro protónico basándose en el efecto Overhauser fue desarrollado al principio de la década de los sesenta. De forma sencilla, su funcionamiento es muy parecido al de precesión de protones. Una explicación más detallada requiere conocimientos de la mecánica cuántica. Los magnetómetros de este tipo usan una solución rica en protones e iones paramagnéticos. Bajo la influencia de la llamativa frecuencia propia del electrón no perturbado, que está en el rango de las frecuencias muy altas (VHF) de radio, los iones paramagnéticos muestran una resonancia. Al aplicar una señal de muy alta frecuencia (VHF) a la solución de protones e iones paramagnéticos (dominada por la frecuencia propia del electrón no perturbado) el espín nuclear ubicándose en el protón está polarizado en consecuencia de la interacción entre los electrones y los núcleos atómicos. La polarización es continua y la señal cambia instantáneamente con el campo magnético ambiental. Con este método se logra un aumento de la intensidad de la señal en el rango de 100 a 1000 veces resultando en señales de precesión con magnitudes entre 1 y 10mV (las señales de precesión producidas por el magnetómetro protónico de precesión varían alrededor de 1 μV). Por esto la razón 'señal a ruido' se reduce apreciadamente y en consecuencia se reduce la incertidumbre de la medición.


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El magnetómetro protónico del tipo Overhauser requiere un intervalo de tiempo de medición de 8 a 10 s (Tabla 1) como mínimo, midiendo un intervalo de tiempo mayor se puede aumentar la sensibilidad de medición.

TABLA 1. Tabla comparativa de los magnetómetros nucleares de precesión y Overhauser.

3.2.4 Variaciones Temporales del Campo Magnético Terrestre

Variación Secular

Son los cambios que van progresando lentamente durante décadas o siglos. Se observan por pequeñas desviaciones en la declinación, inclinación y en los distintos componentes de la intensidad; la intensidad del cambio varia con el tiempo. Estas variaciones seculares se pueden observar en mapas isopóicos. Un cambio secular más claro es el de la revolución terrestre aparente de los polos magnéticos en torno al eje de rotación.

Este cambio se pone de manifiesto por cambios periódicos y simultáneos de la declinación en puntos en los que se vienen realizando registros magnéticos precisos desde hace siglos.

Todas estas variaciones seculares parecen estar relacionadas con el campo interno terrestre. Además, hay un ciclo de variación cada once años, tanto en la intensidad vertical como en la horizontal, que parece estar en relación con los periodos de mayor frecuencia de manchas solares; tienen una variación según la latitud que parece debido a fuentes de origen externo.


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Variación Diurna:

De más importancia en prospección geofísica son las oscilaciones, menores pero mas rápidas, que tienen una periocidad de aproximadamente 24 horas y una amplitud de 25 gammas por termino medio. Estas variaciones diurnas son registradas con frecuencias en las gráficas de los observatorios magnéticos alrededor del planeta.

Los registros, en general, muestran dos tipos de variaciones: en los “días tranquilos” la variación es suave, regular y de poca amplitud; puede ser descompuesta en componentes que pueden ser predichas y que tienen periodicidades solares y lunares. En los “días inquietos”, la variación es menos regular y esta asociada a tormentas magnéticas.

Variación Solar Diurno:

El análisis de registros de variación en los días magnéticamente tranquilos pone de manifiesto una periocidad definida de 24 horas, que depende con bastante aproximación solamente del tiempo local y de la latitud geográfica. Por esta correlación de la variación con el periodo de rotación terrestre, aquella es atribuida al sol y por eso se denomina variación diurna solar.

Por término medio, esta variación de intensidad es del orden de 30 gammas, aunque su amplitud crece durante el verano en cada hemisferio.

Es muy probable que la variación solar diurna sea debido al efecto del sol sobre las corrientes eléctricas de la atmósfera terrestre externa; las variaciones en estas corrientes ocasionan a su vez variaciones en el campo magnético que ellas inducen en la superficie terrestre.


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Variación Lunar Diurna

Hay otra componente en la variación periódica de los elementos magnéticos terrestres que tiene una periocidad de unas 25 horas y una amplitud quince veces menor que la de la variación solar diurna. Puesto que esta es la duración del día lunar, estas variaciones se supone que están en relación con la rotación terrestre con respecto a la luna; por eso se denominan variaciones lunares diurnas.

Esta variación se deferencia de la solar porque mientras estas es aproximadamente constante a lo largo del tiempo, la variación lunar varia cíclicamente a lo largo del mes.

Tormentas Magnéticas

Además de las variaciones poco amplias y predecidas en el campo terrestre, hay bruscos disturbios que, por analogías meteorológicas, se llaman tormentas magnéticas. Las tormentas magnéticas originan cambios característicos en los elementos magnéticos que dependen principalmente de la latitud.

Actualmente no existe una teoría completa para explicar las tormentas magnéticas. Sin dudas existe alguna relación con la actividad solar, como se pone de manifiesto por su aparición junto con las manchas solares y en periodos de 27 días, lo mismo que la rotación solar, y por el hecho de que las erupciones crosmosfericas se han observado en el mismo instante en el que los observatorios magnéticos de todo el mundo han detectado aumentos bruscos de actividad magnética.

Las tormentas magnéticas tienen importancia practica considerable, pues su efecto en las transmisiones de radio es muy grande; también en las operaciones de prospección magnética hay que suspender las medidas, pues no hay manera de corregir los datos magnéticos por los efectos no previsibles de las tormentas.

3.2.5 Propiedades Magnéticas de las Rocas

Susceptibilidad (k): la susceptibilidad magnética de una sustancia es la relación que existe entre la intensidad magnética que posee dicha sustancia y el campo magnético o fuerza magnética terrestre. Magnetismo inducido: es el magnetismo que adquieren los cuerpos cuando son colocados en un campo magnético.


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3.2.6 Comportamiento Magnético de las Rocas

Al someter la materia a un campo exterior se presentan 3 fenómenos magnéticos.

Diamagnetismo

Consiste en una variación del radio y de la velocidad de giro de las cargas de los átomos, con lo que varia el momento magnético de estos. Este fenómeno se presenta a todos los átomos, pero se aprecia cuando el número de electrones es grande y dispuesto con una simetría tal, que el momento magnético del átomo no es nulo. El campo magnético en el interior de estos cuerpos es menor, por lo tanto, K<0. Los materiales diamagnéticos se caracterizan por ser difícilmente o nada imantables.

Paramagnetismo

Este fenómeno se presenta cuando en las sustancias el momento magnético del átomo no es nulo, esta en todas las direcciones, con lo que las sustancias aparecen como no magnéticas pero en presencia de un campo exterior se ordenan de forma que refuerzan la acción de este y presentan susceptibilidad>1. Este fenómeno depende de la agitación térmica de las moléculas y por lo tanto de la temperatura. Los materiales paramagnéticos son fáciles de magnetizar.

Ferromagnetismo

Se presentan en sólidos interatómicos suficientemente grandes como para producir un paralelismo de los momentos atómicos de un conjunto de átomos próximos, los cuales se ordenan al someterlos a un campo exterior como sucede en el paramagnetismo.


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4. METODOLOGIA.

4.1 Equipo Utilizado

Geoposicionador Gps

El geoposicionador GPS (Figura 9) utilizado para ubicación de los sitios de observación del estudio, fue un Garmin Modelo GPSMAP 60Cx (Tabla 2).

Figura 9 Geoposicionador GPS Marca Garmin Modelo GPSMAP 60Cx.


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Las características principales del GPSMAP 60Cx se enlistan en la siguiente Tabla.

Tabla Características del GPSMAP 60Cx

Módulo/Utilidad Característica/Tipo

Pantalla General Color: Opción de iluminación para visualización nocturna.

Satélites Visualización de satélites y señal activa. Posición latitud y longitud con exactitud de 3 m.

Procesador de trayectoria Registra distancia, velocidad máxima y tiempos de movimiento.

Mapa

-Incluye capitales estatales, poblados y carreteras.

-Zoom para acercar/alejar.

-Escala gráfica en km y m.

-Marcado de puntos con posición tridimensional con número/nombre y fecha.

Compás-Navegación

-Brújula satelital.

-Manejo de puntos destino.

-Velocidad de viaje.

-Distancia, tiempo y horario de destino variables conforme se viaja.

Utilidades en el Menú (principales para el trabajo)

-Configuración de unidades de posición: Geográficas y UTM.

-Unidades de distancia.

-Unidades de altitud.

-Marcado de trayectorias durante navegación.

-Descarga de datos en computadora.

Tabla 2 Características de GPS.


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4.1.1 Gravímetro

El gravímetro SCINTREX AUTOGRAV CG-5 (Figura 10) es automatizado y se basa en microprocesadores y tiene un rango de medición de hasta 7000 miligales y una resolución de lectura de 0.005 miligales, lo cual permite que el equipo sea utilizado tanto en investigaciones de campo de gran detalle como en estudios a escalas regionales o geodésicos. Las lecturas del mismo se muestran en una pantalla de cristal líquido, en miligales y además todos los datos relacionados con esas lecturas son almacenado en una memoria del equipo, la cual puede ser descargada en una computadora. (Scintrex Ltd, 2006).

Figura 10 Gravimetro Scintrex Autograv Cg-5

El principio de funcionamiento del gravímetro SCINTREX AUTOGRAV CG-5 se basa en un sistema elástico de cuarzo fundido. La fuerza gravitatoria en masa de prueba es equilibrada por un resorte y una fuerza restauradora electrostática relativamente pequeña. Antes de tomar lecturas con el gravimetro es importante realizar la nivelación y calibración del mismo, mientras que este realiza autometicamente la compensación de temperatura y la corrección de los sensores de inclinación electrónicos y mareas, por tanto garantiza la precisión de las lecturas y evita posibles errores.


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4.1.2 Magnetometro

El magnetómetro se compone principalmente de un sistema sensor por precesión protónica y consola computarizada. Viene con los siguientes accesorios: arnés, postes, cargador, cable con conexión COM1 para descarga de datos y manual (Figura 11).

Figura 11 Magnetómetro SCINTREX, ENVI-MAG y sus accesorios.

La consola se compone de un sistema computarizado que incluye convertidor a campo total a partir de la señal proveniente del sensor, memoria de grabación, pantalla LCD y teclado. Cuenta con tres conexiones en sus partes laterales, la de alimentación para el cargador de baterías, la de transferencia de datos a computadora y la del sensor.

El ENVI-MAG, mide el campo total con la técnica de precesión de protones que funciona con una zona activa de detección del campo magnético (Figura 11). Mide la magnitud escalar del vector de campo magnético representado por el vector H de la Figura en gammas o nT. Cuando se detectan variaciones, un disturbio magnético local interfiere con el campo magnético en ese lugar que se


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presenta como un segundo vector de campo, este vector local se suma al vector de campo magnético total H.

Debido a la sensibilidad del magnetómetro la calidad de las mediciones es afectada muy fácil, los gradientes magnéticos locales y cualquier otra fuente de ruido cerca del sensor influyen en la medida.

Se puede adquirir una medición óptima con un magnetómetro de protones (figura 12), cuando el eje de las bobinas del sensor (no el sensor en sí mismo pues en ocasiones los ejes no coinciden) es alineado perpendicularmente con el campo magnético de la Tierra y evitar a toda costa cualquier ruido magnético proveniente de líneas eléctricas, paso cercano de automóviles y la presencia de objetos metálicos cercanos al sensor.

Figura 12 Sensor de precesión protónica; las zonas de intersección de las circunferencias a y b definen la zona activa de detección.

CABEZA DEL

SENSOR

LINEA CENTRAL

OPTICA DEL SENSOR

bb

aa

ZONA ACTIVA

ZONA MUERTA


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Las especificaciones más importantes de este magnetómetro se resumen en la Tabla siguiente (Tabla 3).

Especificaciones del ENVI MAG.

Rango de medición de campo total 20 000 a 100 000 Nt

Precisión absoluta +/- 1 Nt

Sensibilidad 0.1 nT a 2 s

Medición Manual y automática

Periodos de lecturas 0.5, 1.0 y 2.0 s

Batería recargable En 110 y 230 V a 50/60 Hz

Rangos de operación ambiental Humedad: 0% – 100%

Temperatura: -40 a 60 °C

Dimensiones de la consola 250 mm x 152 mm x 55 mm

Dimensiones del sensor 70 mm de diámetro x 140 mm de alto

Peso de la consola 2.45 kg

Peso del sensor 1 Kg

Tabla 3 Tabla que muestra las especificaciones de ENVI MAG.

La orientación y la intensidad del campo magnético terrestre son bien conocidas alrededor del globo terrestre. Para mediciones de campo magnético terrestre se requiere ocasionalmente referirse a los mapas magnéticos, para establecer los parámetros base del campo geomagnético según la posición geográfica. En efecto al iniciar la operación del ENVI MAG, es necesario introducir el campo magnético “ambiente” que corresponde al valor de la intensidad total según la posición en latitud de la región, este campo ambiente se toma de los mapas magnéticos.


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4.2 Levantamiento de Campo.

El levantamiento se llevó a cabo en Sierra de Arperos ubicada a unos 12 km al NW de la ciudad de León Guanajuato en el rancho La Virgen. Para este levantamiento se realizaron dos visitas la primera fue el 18 de febrero de 2010 y la segunda el 1 de Octubre de 2010. En la primer visita se realizó un levantamiento gravimétrico en la zona 1 ubicada 21º11'08"N y 101º35'11"O en la cual se llevaron a cabo cuatro líneas con el objetivo de planificar los puntos donde sería más recomendable el levantamiento magnético esto se relacionaría con las anomalías gravimétricas en las cuales observaríamos la zona de falla (Cabe mencionar que estos levantamientos son locales y de dimensiones pequeñas como se muestra en la Figura 13).

Figura 13 Zona de estudios con estaciones de medida, donde la línea amarilla representa levantamiento gravimétrico y la línea roja levantamiento magnetometrico.


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Con los datos gravimétricos se obtuvieron los siguientes perfiles:

Grafica 1. Perfil Gravimetrico Nº1 en zona 1, direccion NS con espaciaminetos entre puntos de 5,10 y 20 mts.

Grafica 2. Perfil Gravimetrico Nº2 en zona 1 direccion NS con espaciamientos entre puntos de 5, 10 y 20 mts.


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Grafica 3. Perfil Gravimetrico Nº3 en zona 1 direccion NS con espaciamientos entre puntos de 5, 10 y 20 mts.

Grafica 4. Perfil Gravimetrico Nº4 en zona 1 direccion NS con espaciamientos entre puntos de 5, 10 y 20.

Las líneas fueron levantadas en dirección SN con una separación entre ellas de 5 m. En las gráficas se observan los bajos gravimétricos en dirección hacia el sur lo cual indica la presencia de la falla, la cual tiene un echado en dirección de los perfiles.

Con lo anterior se pudo identificar la zona que contiene el salto preciso de falla esto ayudó a poder definir una zona 2 para realizar el estudio magnético. En la zona se realizaron caminamientos para la identificación de zonas en donde sería favorable realizar un levantamiento con magnetómetro y gravímetro, en la zona 1 solo se realizó levantamiento gravimétrico.


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Una vez identificando la ubicación del salto de falla (Figura 15) se planeó en la segunda visita para realizar un levantamiento magnético de alta resolución con tres líneas y uno gravimétrico con una sola línea, estas líneas son en forma perpendicular al plano de falla en dirección SW-NE (Figura 14), en una segunda zona en la cual se dio seguimiento a la falla. En la zona se observó oxidación en la roca que se encuentra en el plano de falla.

La primera línea tiene una longitud de 160 m., la segunda línea 150 m. y la tercera de 140 m. cada una con estaciones cada 10 metros. La línea gravimétrica tiene una longitud de 208 m.

También se realizó una medición en una base gravimétrica obtenida del catálogo de bases gravimétricas de México con el objetivo de trasladar la gravedad a la zona de estudio (Figura 16 y Figura 17.).

Esta base se localizó mediante la ubicación de GPS ver, la base se encontró en una zona donde posiblemente éxito una mina ya que la zona presentaba vestigios de la misma se ubico el punto mediante las características de una base y el GPS.

Figura 14. Zona 2, líneas de levantamiento en zona de estudio.


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Figura 15. Plano de falla con oxidación en la roca.

Figura 16: Base gravimétrica obtenida del catalogo “Bases gravimétricas de México”


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Figura 17: Gravímetro en zona de estudio.

4.3 Datos Disponibles.

En el trabajo de gabinete se realizó investigación bibliográfica y la consulta de cartas Magnética y Geológica. Con este material se realizo un perfil magnético con datos obtenidos de la carta Magnética F-14C-42 NUEVO VALLE DE MORENO (figura 19) y la carta Geológica F-14C-42 NUEVO VALLE DE MORENO (Figura 18).

Con la carta Geológica se identificó la zona donde se encuentra el plano de falla y la zona más cercana al área de estudio, cabe mencionar que en la carta Geológica el Servicio Geológico Mexicano (Figura 20) con los cuales se realizó un perfil geológico, los cuales sirven para determinar el tipo de geología que se encuentra en esta zona y poder realizar el modelo, en la carta Geológica podemos observar la falla que se extiende hacia el NW con los límites del estado de Jalisco, al observar el fallamiento se pierde en algunas zonas y en otras aflora.


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Figura 18 Carta Geológica Nuevo Valle de Moreno F-14C-42. (Modificada de SGM)


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Figura 19 Carta Magnética nuevo valle de Moreno F-14C-42. (SGM).


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Figura 20: Imagen donde se muestra una parte del perfil y la falla.


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Con la carta magnética se obtuvieron los siguientes datos:

Tabla 4 Datos obtenidos de carta magnética F14-C42.

Estos datos (tabla 4) se obtuvieron en base al perfil realizado en la carta magnética F14-C42.


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Figura 21 Perfil realizado sobre carta magnética F14-C42.


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El perfil se realizo en dirección SW-NE con una longitud de 7.4 kilómetros con este perfil (Figura 21) se obtuvieron los datos de la (Tabla 4) estos datos se utilizaron para realizar un modelo aproximado del perfil.

4.4 Datos de Campo

Los datos magnéticos y gravimétricos de campo se obtuvieron mediante la realización de perfiles los cuales tienen una longitud de 160m, 150m y 150 m cada uno; con lo cual obtuvimos respuestas magnéticas, en la Figura 22 se muestran los datos de los perfiles graficados, podemos observar zonas con anomalías magnéticas bajas, representadas con colores rojos y altas representadas con colores azules, en la zona predominan rocas ígneas y los altos magnéticos se pueden asociar con los contenidos ferrosos de las rocas y el bajo puede estar asociado con bajo contenido férrico o la presencia de un cuerpo de caolín.

Figura 22 Respuesta magnética que muestra sitios con anomalías magnéticas que van de los 41500 a 42500 Gamas.


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4.5 Correcciones.

4.5.1 Corrección de datos Gravimétricos

Gravedad Teórica.

La contribución más grande al modelo de la Tierra proviene del Campo de Gravedad de referencia, el cual es un modelo matemático del campo gravitatorio. Esta fórmula también se llama gravedad teórica. La Asociación Internacional de Geodesia (IAG, por sus siglas en inglés) propuso en 1980 la siguiente fórmula, que para fines exploratorios, es adecuada:

Donde Φ es la latitud del sitio en la superficie del elipsoide.

Esta fórmula explica los mayores fenómenos que afectan las mediciones gravimétricas: que la Tierra gira a diferentes velocidades angulares a diferentes latitudes y aquéllas producen diferentes aceleraciones centrífugas; y la forma elipsoidal de la Tierra.

Debido a estos efectos, las mediciones gravimétricas pueden variar considerablemente: el rango de variaciones es de alrededor 978000 mGal en el Ecuador hasta aproximadamente 983000 mGal en los polos.

Obviamente, esta fórmula toma en consideración algunas suposiciones para simplificar, como: Que la Tierra es homogénea en su distribución lateral de densidades, El punto de observación es estático, es decir, no se mueve con respecto a la Tierra, y La observación se hace al nivel del mar (Chapin, 1996).

Corrección por Altura

Esta corrección responde al hecho de que la medición no fue hecha a nivel del mar. El modelo de la Tierra asume una gravedad teórica al nivel del mar que está basada en la Ley de Newton.


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Donde g es la aceleración debida a la gravedad, G es la constate gravitacional universal, M la masa de la Tierra y R es la distancia entre el punto de observación y el centro de la Tierra. Sin embargo, esta fórmula asume que la forma de la Tierra es una esfera y no un elipsoide, pero esto se resuelve aplicando la derivada de g con respecto a h (Chapin, 1996).

En la práctica, esto se lleva a cabo con un término lineal

Donde h está dado en metros.

Corrección De Bouger

La corrección de aire libre y la gravedad teórica ignoran las masas que pueden existir entre el punto de observación y el elipsoide. La corrección de Bouguer toma en cuenta estas masas adicionales y las aproxima con una capa de extensión infinita y homogénea de espesor igual a la altura del punto de observación arriba del nivel de referencia. La fórmula de la corrección de Bouguer es:

Donde es la densidad en g/cm y h es la altura en metros.

4.5.2 Corrección de datos Magnéticos

La intensidad magnética terrestre cambia su dirección de una forma lenta e irregular. Se puede comprobar dichas variaciones al medir la intensidad en laboratorios magnéticos, donde se observan cambios de pequeños periodo en la magnitud del campo. Estos cambios son debidos a varias causas, y pueden componerse en seculares, diurnos solares, diurnos lunares y tormentas magnéticas.


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La corrección realizada a los datos fue por variación diurna.

La variación diurna son variaciones diarias en el campo magnético de la tierra, determinadas a partir de medidas horarias realizadas en observatorios o bases geomagnéticas, de la componente horizontal H, declinación magnética y la componente vertical Z del campo. Algunas de estas variaciones son atribuidas a las corrientes en la ionósfera producidas por radiación fotónica solar, pero algunas están asociadas a efectos lunares.(figura 23)

La actividad solar está identificada con el número de manchas solares, controla el número de días magnéticamente perturbados a lo largo del año, el número de días tranquilos en un año aumenta al disminuir el promedio anual del número de manchas solares diarias.

Los niveles geomagnéticos más tranquilos tienen lugar normalmente cuando el número de manchas solares es mínimo o un año antes, mientras que los períodos de máxima actividad geomagnética se producen dos o tres años después del máximo de manchas solares. Debido al ciclo de 11 años en la actividad solar, habrá un ciclo similar de años geomagnéticamente tranquilos.

Su periodo es de un día y generalmente tiene su máximo a las doce horas del día o mediodía. El origen de esta variación se debe a la influencia del Sol, que con su irradiación de calor, atracción gravimétrica y la ionización, da origen a corrientes eléctricas en la ionosfera, creando así, un campo magnético externo que varia a lo largo del día.

Figura 23 Distribución de las variaciones solares para H, D y Z.


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Alrededor de la tierra existe un campo magnético (figura 24) el cual impide el paso de la mayoría de las partículas emitidas por el sol, pero algunas logran penetrar la atmosfera y estas se sitúan próximas a la tierra en orbitas alrededor del ecuador.

Figura 24 Campo magnético Terrestre.

5. INTERPRETACIÓN Y RESULTADOS

La resolución del problema directo en magnetometría implica generar un modelo estructural hipotético cuyas propiedades físicas y forma geométrica proponemos y calcular la respuesta magnética del mismo.

Este método es conocido como modelado inverso y por medio del mismo nos serviremos para elaborar modelos bidimensionales estructurales del interior de la Tierra tomando como base la susceptibilidad magnética y profundidad de los cuerpos que conformen dichos modelos.

Los modelos bidimensionales asumen que la Tierra cambia con la profundidad (dirección Z) y en la dirección del perfil (dirección X); en contraste, no cambian en la dirección del rumbo y se supone que los bloques y superficies se extienden al infinito en esta dirección.

La modelación magnética 2D se llevó a cabo con el software GM-SYS de NGA (Northwest Geophysical Associates, Inc), el cual es un programa de modelado que permite una manipulación interactiva del modelo geológico y calcula la respuesta magnética del mismo en tiempo real. Para tal fin, GM-SYS emplea el método de Talwani al. (1959), Talwani y Heirtzler y el algoritmo de Won y Bevis (GM-SYS User’s guide, 1999).


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5.1 Estructura Regional.

Para la estructura regional se tomaron datos de la carta magnética y para su interpretación y realización del modelo nos basamos en la carta geológica F14-C42 en la cual se describe su geología, también se muestra un perfil el cual sirvió de referencia para la realización del modelo.

Este modelo fue realizado con la ayuda de la geología mostrada en la carta geológica en la cual nos muestra el plano de falla así como la geología superficial, para la geología interna nos basamos en la columna estratigráfica mostrada en la carta geológica.

Este modelo (figura 25) se realizó con la ayuda del software GM-SYS en el cual se le proporcionaron los datos que se adquirieron en campo, así mismo el programa realiza el cálculo del campo magnético, en base a esto tenemos un magnético calculado y uno observado, el observado es el que nosotros obtuvimos mediante el levantamiento en campo.

Con estas dos variables se empezó a generar capas simulando el basamento así como sus capas intermedias hasta llegar a la superficie, basándonos en la carta geológica del área se introduce el plano de falla que es ahí donde se generan las mineralizaciones, cabe hacer mención que los datos observados antes de ser introducidos al programa llevaron un proceso de correcciones antes mencionadas, este modelo se realizo como parte de una base de la cual partimos para generar un modelo mas local que se muestra como estructura local.

Al crear cada uno de los bloque el programa nos pide la susceptibilidad magnética de cada capa, en este caso los siguientes valores en CGS ( sistema cegesimal ):

BASALTO: 0.000701 nT.

RIOLITA: 0.000551 nT.

CONGLOMERADO POLIMICTICO: 0.000351 nT.

METAVOLCANICO: 0.000001 nT.

GABRO: 0.001901 nT.

ULTRAMAFICAS: 0.008711 nT.


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Con estos valores en cada bloque correspondiente se empezaron a dar espesores de cada bloque de tal forma que la curva de valores observados se ajuste a la curva de valores calculados, dando como resultado el modelo aproximado.


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Figura 25 Modelo estructural regional.


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5.2 ESTRUCTURA LOCAL

Para el siguiente modelo también se utilizó el programa GM-SYS, para este modelo se proponen tres capas y una zona en la cual se podría generar una mineralización (basados en la anomalía) la cual se presenta en la zona de falla, para la generación de este modelo se utilizaron los siguientes valores de susceptibilidad magnética para las diversas capas:

RIOLITA: 0.000551 nT.

CONGLOMERADO POLIMICTICO: 0.000351 nT.

METAVOLCANICO: 0.000001 nT.

ANOMALIA: 0.09 nT.

De igual forma el modelo se desarrollo ajustando la curva del valor magnético observado (el cual se obtuvo en campo) con la curva del valor magnético calculado en donde la respuesta que arroja el magnetómetro son valores constantes hasta aproximarse a la falla que genera resultados anómalos, cabe destacar que la línea de adquisición fue de Sw-NE ( figura 26. Modelo estructural local).

El modelo se desarrollo ajustando la curva del valor magnético observado (valores de campo) con la curva del valor magnético calculado (valores teóricos); los valores considerados son los siguientes; 0.000551 nt de susceptibilidad; densidad de 2.61 para el caso de la roca riolita, 0.000351 nt de susceptibilidad; densidad 2.32 para conglomerado Polimictico y 0.000001 nt de susceptibilidad; densidad 2.74 para metavolcanico

El ajuste de los valores se hizo a cada 20m (0.02 km) conservando este espaciamiento tanto en el eje de las abscisa como en las ordenadas. Aproximadamente a 40 metros comienza a existir cambio anómalas representativos desde los40m hasta los 60 metros, destacando que los valores se encuentras someros próximos a los 60 metros de distancia ( distancia correspondiente a el eje x) y con profundos cercanos a los 40 m,.

Considerando la carta geológica de la zona se decidió tomar una línea de adquisición de SW-NE, esto con el fin de obtener resultados donde se pudiera visualizar la falla ya mencionada en la carta regional.


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Es importante destacar que los valores anómalos se consideran resultados de una falla debido a que se encuentra entre dos rocas con susceptibilidades diferentes las dimensiones de la anomalía y el posible desplazamiento entres estas dos rocas.

La siguiente imagen trata de representa las dimensión del área de estudio, haciendo una comparación con la modelo teórico.

Figura 26 Modelo estructural local que representa anomalía generada sobre la falla.


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5.3 DISCUSIÓN

El área de estudio se encuentra en una zona de arco volcánico la cual abarca desde la sierra de Arperos con rumbo a la porción central, en el área se pudieron haber generado yacimientos de origen epitermal ya que las anomalías modeladas muestran ser someras.

En un amplio sentido, los depósitos epitermales son definidos como productos relacionados a volcanismo con actividad hidrotermal a poca profundidad y bajas temperaturas, (Guilbert y Park, 1986). Simmons y otros. (2005), especificaron que aquellos depósitos epitermales de baja profundidad, en sistemas hidrotermales de altas temperaturas se desarrollaron en arcos volcánicos; por otro lado, Sillitoe (1977) asegura que en su totalidad, los depósitos epitermales están asociados directamente a márgenes de subducción activos. (Figura 27)

Un gran número de depósitos epitermales están asociados a estructuras de origen volcánico, en especial calderas y complejos andesíticos. Así mismo, existe un importante control de éste tipo de depósitos por parte de fallas de escala regional, en zonas de intenso fracturamiento dentro de un régimen extensional (Nieto-Samaniego y otros, 2005). Dichas fallas determinan la localización de los depósitos y actúan como guía para el emplazamiento de la fuente de calor magmática necesaria para la subsecuente actividad hidrotermal (Hedenquist, 1986; Fournier, 1987), que controla la duración de dicha actividad. Pero, aunque las fallas de orden mayor ejercen un control directo sobre el emplazamiento de la mineralización, ésta suele disponerse de forma preferencial en fallas subsidiarias (White y Hedenquist, 1990).

Usando lo comentado anteriormente como una base de la cual partiremos, en el área se presentan depósitos de mineral diseminado de alta sulfuración los que provienen de fluidos magmáticos los cuales traen consigo minerales con susceptibilidades magnéticas altas con lo que podría estar asociado con una mineralización principal de Au y Ag con presencia mayor o menor de sulfuros de metales base, en general, Cu, Pb y Zn.


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Figura 27 Modelo conceptual simplificado de los depósitos epitermales de baja (BS), intermedia (IS) y alta sulfuración (AS) (modificado de Sillitoe, 1995).

Los depósitos epitermales de baja sulfuración son desarrollados en un ambiente geotermal, dominado por aguas cloruradas donde hay un fuerte flujo de circulación de aguas a profundidad (principalmente de origen meteórico), conteniendo CO2, NaCl y H2S. Los depósitos epitermales de alta sulfuración son desarrollados en un ambiente magmático-hidrotermal, dominado por fluidos hidrotermales ácidos, donde hay un fuerte flujo de líquido magmático y vapor.

En ambos tipos de depósitos los fluidos circulan hacia la superficie a través de fracturas en las rocas y la mineralización a menudo se presenta en esos conductos (mineralización estructuralmente controlada), pero también pueden circular por niveles de rocas permeables y eventualmente mineralizar ciertos estratos. Los fluidos de BS, generalmente forman vetas de relleno con metales preciosos o series de vetas/vetillas más finas, denominadas “stockwork” o “sheeted-veins”. Los fluidos de AS más calientes y ácidos penetran más en las rocas encajonantes originando cuerpos mineralizados vetiformes, pero también diseminación en las rocas (Figura 27).


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Debido a la baja presión y las condiciones hidrostáticas bajo las cuales se forman, los depósitos epitermales muestran una gran variedad de formas y estilos de mineralización (Figura 28), que incluyen vetas, cuerpos de brechas hidrotermales, “stockworks” y diseminaciones o reemplazamientos (Arribas, 1995; Sillitoe, 1999). En los depósitos de BS son dominantes las vetas con stockworks asociados; en los depósitos de AS son dominantes los diseminados con vetas asociadas (Arribas y Hedenquist, 2000).

La diversidad de formas refleja la influencia de los controles de mineralización, los cuales representan zonas de permeabilidad dentro de las partes bajas de los sistemas hidrotermales activos anteriormente (Simon, 2005). La permeabilidad de las rocas determina el flujo de los fluidos y los mecanismos de precipitación del mineral (“boiling” o “mixing”). La roca permeable en los depósitos epitermales puede ser provista estructural, hidrotermal, y/o litológicamente (Sillitoe, 1993a).

Figura 28- Estilos y geometría de los depósitos epitermales, ilustran la influencia estructural, hidrotermal y permeabilidad litológica (Sillitoe, 1993a; y Hedenquist y otros, 1996).

Los depósitos BS pueden contener cantidades económicas de Ag y cantidades menores de Pb, Zn y Cu, mientras los de sistemas de AS a menudo producen cantidades económicas de Cu y algo de Ag.


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Las características claves que distinguen a un depósito epitermal (Tabla 5) son particularmente mineralógicas, con los minerales de ganga y las alteraciones hidrotermales. Los minerales de ganga característicos del estado de AS son: alto contenido de pirita, enargita, luzonita, digenita, calcosita, famatinita, covelita; y una alteración argílica avanzada caracterizada por cuarzo, cuarzo residual (“vuggy”), alunita, pirofilita y caolinita/dickita. (Arribas, 1995; Sillitoe, 1999). (Tabla ).

Tabla 5- Minerales de diagnóstico de varios estados de pH, estados de sulfuración y oxidación, usados para distinguir ambientes epitermales formadores de mineral (Einaudi y otros, 2003).

En general, el zoneamiento de la alteración característica de los depósitos de alta sulfuración parte desde un núcleo silíceo constituido de cuarzo poroso, que alberga la parte más importante de la mineralización económica, seguido de alteración argílica avanzada constituida de cuarzo-alunita, caolinita e ilita, para terminar en alteración propilítica que incluye la montmorillonita y clorita (Figura 29).


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Figura 29 Zoneamiento típico de alteración para un depósito de alta sulfuración (modificado de Stoffregen, 1987).

Con el zoneamineto podemos relacionar la forma de la anomalía con el modelo ya que con el perfil realizado encontramos la tendencia de ir de materiales con baja susceptibilidad magnética hasta la anomalía.

Los métodos de exploración geofísica miden las propiedades físicas, o los cambios en las propiedades físicas, del subsuelo. Tomándolo como todo uno, el subsuelo incluye las rocas y los fluidos en ellas contenidos. Para el estudio realizado se presta especial atención a los cambios en las propiedades físicas de las rocas resultantes de la presencia de fluidos termales. Estos cambios se derivan fundamentalmente del calor mismo y de las alteraciones en el quimismo de las rocas asociadas a los fluidos termales. En general, se cumple que cuanto mayor sea la temperatura de los fluidos termales, mayores serán los cambios que pueden ocurrir en las propiedades físicas. Los fluidos de más alta temperatura calientan las rocas en mayor extensión y, lo que es más importante, son en general más reactivos químicamente. Por el contrario, los fluidos termales con temperaturas inferiores son mucho más similares a las aguas subterráneas normales, y producen o pueden producir solamente pequeños cambios en las propiedades físicas del subsuelo. Para el objeto de este trabajo tres son los principales puntos de interés a discutir en relación con el magnetismo de las rocas. Primero, las rocas y minerales magnéticos tienen una componente de magnetización, a menudo la principal, directamente inducida por el campo magnético de la Tierra. Esta componente es la respuesta de los minerales magnéticos al campo de la Tierra, y es proporcional en intensidad a la fuerza del campo terrestre; su dirección es paralela a la dirección del campo terrestre. La constante de proporcionalidad se denomina susceptibilidad magnética.


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Una segunda forma de magnetización denominada remanente o permanente, está a menudo presente y se superpone a la magnetización inducida. La magnetización remanente puede ser el resultado de varios procesos como el enfriamiento de una masa rocosa ígnea, metamorfismo, cambios químicos, o ser debida a otras causas. La componente remanente de la magnetización puede ser más débil o más fuerte que la componente inducida, y no necesariamente tiene siempre la misma dirección que aquella. Las rocas con minerales de grano fino tienen en general una componente remanente mayor que las rocas de mayor tamaño de grano, dado que la estabilidad de la magnetización remanente está relacionada con el tamaño de grano. La alteración hidrotermal asociada a los fluidos geotérmicos, particularmente a aquellos fluidos que transportan cantidades importantes de Ácido Sulfhídrico (SH2), puede reemplazar a la magnetita y otros minerales de hierro por una nueva paragénesis de minerales fundamentalmente constituida por pirita la cual tiene un poder magnético bajo. De esta forma, el magnetismo original de un cierto volumen de roca puede ser alterado o destruido por la interacción de dichas rocas con fluidos hidrotermales. Los proceso magmáticos llevan consigo la desmagnetizacion y su posterior magnetización de los flujos de material con los nuevos cuerpos emplazados, ocurre de manera superficial y modifica los valores de campo magnético local proporcionando en principio el modelo regional que se presentó en la figura 26 Otro factor que acompaña al proceso magmático es la mineralización que se genera con el arrastre de material por el flujo de intrusión sobre la roca encajonante ya que este flujo al formarse lleva consigo altas temperaturas las cuales en contacto con las rocas encajonantes modifican y alteran a estas del centro a los extremos generando una posible caolinización de feldespatos la cual podría estar asociada con los niveles bajos de susceptibilidad magnética observados. El efecto de la modificación magnética debida a la mineralización es un proceso de escalas en distancia corta y profundidades someras. Esto se puede observar en las variaciones rápidas en la carta magnética F14-C42 Nuevo Valle de Moreno. La posible alteración epitermal como anteriormente se mencionó se manifiesta con valores bajos del campo magnético esta posibilidad recae en que el material asociado podría ser una alteración que se deriva en una formación de caolinita y manifestación de sulfuros base conforme nos acercamos al centro de la anomalía.


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6. CONCLUSIONES.

Con la ayuda de un levantamiento gravimétrico en la región NE donde se ubica el rancho la virgen se observaron anomalías gravimétricas las cuales evidenciaron el plano de falla el cual en la región NW del rancho la virgen era visible debido a la oxidación visible en la roca que aflora.

La gravimetría se pudo corroborar con las anomalías magnéticas que se manifestaban en la zona tomando en cuenta la similitud de las respuestas de ambos métodos potenciales.

Teniendo un interés en exploración minera se ubicaron anomalías de cuerpos posiblemente mineralizados del mapa de anomalías magnéticas (carta magnética F14-C42 del “Servicio Geologico Mexicano”).

Se obtuvieron altos magnéticos asociados con contenidos metálicos los cuales fueron corroborados de manera visual por la presencia de oxidación de la roca expuesta con posibilidad de sulfuros base y posterior levantamiento magnético en el área.

También se observaron valores magnéticos bajos debido a la presencia de:

Bajo contenido de mineralización metálica local o alteración por proceso epitermal.

Posibles oquedades en el subsuelo.

Posible acumulación de caolín por alteración de rocas encajonantes lo cual posiblemente a raíz de un evento de estas características habría generado una caolinización de feldespatos los cuales están presentes así como también los conglomerados.

En este trabajo de investigación geofísica se generó un modelo basado en las anomalías magnéticas de la zona de la Sierra de Arperos para tratar de ubicar anomalías de cuerpos con posibilidad de mineralización, se ubicaron cercanos al plano de falla.

Existe la posibilidad de que el plano de falla se extienda hacia la sierra de Comanja de Corona en los límites con el estado de Jalisco. La existencia de esta falla se puede corroborar a nivel local realizando perfiles locales sobre el plano de falla regional.


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Se definieron dos modelos uno generado directamente de la carta geológica y el otro con el apoyo del modelo regional y los datos obtenidos y calculados en campo. De la carta magnética y carta geológica F14-C42 se pudo generar un modelo de la estructura regional de la zona de estudio, esto analizando valores de susceptibilidad magnética de las rocas predominantes (Riolita, conglomerado Polimictico y metavolcanico).

El segundo modelo deducido de los datos de campo, considera tres capas superficiales en la zona de estudio que acompañan al plano de falla. Las anomalías magnéticas se asocian con acumulaciones mineralógicas sobre el plano de falla.

6.1 Recomendaciones

Se propone continuar con las adquisidores de los perfiles magnetométricos y gravimétricos a lo largo del plano de falla y paralelos a la zona, con el fin de obtener mayor certidumbre en los modelos.

Considerando una aplicación científica es recomendable hacer un caminamiento en áreas aledañas a este estudio y definir diferentes perfiles magnetometricos y gravimétricos locales o de detalle, para poder obtener una mejor respuesta magnética y gravimétrica y poder definir con mayor precisión la ubicación de la falla y cuerpos mineralizados.

Se recomienda considerar métodos Geofísicos adicionales como adquisición sísmica, registros eléctricos que permitirán soportar los resultados obtenidos.


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BIBLIOGRAFIA

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http://www.geoinstruments.com.au/html/rent/ScintrexENVImag.htm

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Mena, M., de la fuente, M., morán, D., Espindola, J.M., Nuñez-Cornú, F., Medina, F. Anomalia gravimétricas y espesor de corteza en la región de Oaxaca, México, Geofisica Internacional, 34, 79-91, 1995.

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Pardo, M., y Suarez, G., Shape of the subducted Rivera and Cocos plates in southern Mexico: Seismic and Tectonic implications, J Geophys. Res ., 100, 12, 35712,373, 1995.

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Pelaez, Roberto, El campo gravimétrico y la estructura de la zona de subducción en Guerrero, Tesis de licenciatura, Facultad de Ingeniería, UNAM, 1999.

Ratschbacher, L., Riller, U., Meschede, M., Herrman, U., Frisch, W., Second look at suspect terranes in southern Mexico, Geology, 19, 1233-1236, 1991.

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Valdéx, C., Mooney, W.D., Singh, S.K., Meyer, R.P., Lomnitz, C., Luetgert, J.H., Helsley, C.E., Lewis, B.T.R., Mena, M. Crustal Structure of Oaxaca, México, From seismic.


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ANEXO

INDICE DE FIGURAS

CAPITULO 2

Figura 1 Imagen satelital de la zona de estudio…………………………………...9

CAPITULO 3

FIGURA 2. Geoide (elevación) H y de elipsoide h respecto a la superficie topográfica (modificada de Balmino)……………………………………………….22

Figura 3. Descomposición vectorial del campo geomagnético en el sistema de referencia geográfico………………………………………………………………...26

Figura 4. Mapa que representa la declinación Magnética de la tierra………..27

Figura 5 Movimiento de precesión de protones entorno al campo magnético terrestre………………………………………………………………………………..29

Figura 6 Esquema de un magnetómetro de bombeo óptico y diagrama de niveles de energía del átomo de Rb mostrando los saltos en los estados excitados de los átomos……………….…………………………………………….31 Figura 7. Esquema de funcionamiento hemisferio norte………………………..34 Figura 8. Esquema de funcionamiento hemisferio sur……….………………....35 TABLA 1. Tabla comparativa de los magnetómetros nucleares de precesión y Overhauser………….………………………………………………………………..36 CAPITULO 4

Figura 9. Geoposicionador GPS Marca Garmin Modelo GPSMAP 60Cx……40

TABLA 2. Características de GPS………………………………………………...41

Figura 10. Gravímetro Scintrex Autograv Cg-5………………………….............42

Figura 11. Magnetómetro SCINTREX, ENVI-MAG y sus accesorios………....43


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Figura 12. Sensor de precesión protónica; las zonas de intersección de las circunferencias a y b definen la zona activa de detección………………………44

Tabla 3. Tabla que muestra las especificaciones de ENVI MAG………………45

Figura 13. Zona de estudios con estaciones de medida………………………..46

Grafica 1. Perfil Gravimetrico Nº1 en zona 1, direccion NS con espaciaminetos entre puntos de 5,10 y 20 mts………………………………………………………47

Grafica 2. Perfil Gravimetrico Nº2 en zona 1 direccion NS con espaciamientos entre puntos de 5, 10 y 20 mts……………………………………………………..47

Grafica 3. Perfil Gravimetrico Nº3 en zona 1 direccion NS con espaciamientos entre puntos de 5, 10 y 20 mts……………………………………………………..48

Grafica 4. Perfil Gravimetrico Nº4 en zona 1 direccion NS con espaciamientos entre puntos de 5, 10 y 20…………………………………………………………..48

Figura 14. Zona 2, Líneas de levantamiento en zona de estudio……………..49

Figura 15. Plano de falla con oxidación en la roca……………………………...50

Figura 16. Base gravimétrica obtenida del catálogo “Bases gravimétricas de México”………………………………………………………………………………..50

Figura 17. Magnetómetro en zona de estudio…………………………………....51

Figura 18. Carta Geológica Nuevo Valle de Moreno F-14C-42. (SGM)………52

Figura 19. Carta Magnética nuevo valle de Moreno F-14C-42. (SGM)……….53

Figura 20. Imagen donde se muestra una parte del perfil y la falla…………...54

Tabla 4 Datos obtenidos de carta magnética F14-C42…………………………55

Figura 21. Perfil realizado sobre carta magnética F14-C42…………………...56

Figura 22. Respuesta magnética que muestra zonas con anomalías magnéticas que van de los 41500 a 42500 Gamas………………………….….57

Figura 23. Distribución de las variaciones solares para H, D y Z…................60

CAPITULO 5

Figura 24. Campo magnético terrestre…………………………………………....61


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Figura 25. Modelo estructural regional. ……………………………………….…64

Figura 26. Modelo estructural local que representa anomalía generada sobre la falla……………………………………………………………………………….…66

Figura 27. Modelo conceptual simplificado de los depósitos epitermales de baja (BS), intermedia (IS) y alta sulfuración (AS) (modificado de Sillitoe, 1995)…68

Figura 28. Estilos y geometría de los depósitos epitermales, ilustran la influencia estructural, hidrotermal y permeabilidad litológica (Sillitoe, 1993a; y Hedenquist y otros, 1996)…………………………………………………………..69

Tabla 5. Minerales de diagnóstico de varios estados de pH, estados de sulfuración y oxidación, usados para distinguir ambientes epitermales formadores de mineral (Einaudi y otros, 2003)…………………………………..70

Figura 29. Zoneamiento típico de alteración para un depósito de alta sulfuración (modificado de Stoffregen, 1987)……………………………………..71

TESIS-COMPLETA JOEL 28 oct cor

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