Apuntes

compilados por

Susanne Griem-Klee - Geóloga titulada en la Universidad de Münster (Alemania)

Estos apuntes se dirigen a los estudiantes de las carreras relacionadas con la minería especialmente a mis estudiantes de la Ingeniería de Minas de la UDA. Se los puede utilzar en distintas maneras:

con el fin de profundizar sus conocimientos en los métodos comunes de exploración y sus fundamentos teóricos. En este caso es recomendable estudiar los apuntes certamen por certamen.

buscando un término específico. En este caso se recomienda dirigirse al índice. buscando bibliografía. En este caso se recomienda dirigirse al capítulo

respectivo.

 Contenido1. Introducción 2. Remote Sensing

2.1 Fundamentos teóricos2.2 Interpretación geológica de fotos aéreas

2.2.1 Principio2.2.2 Equipo2.2.3 Evaluación cualitativa2.2.4 Evaluación cuantitativa

2.3 Imágenes de satélite y otros datos satelitales2.3.1 Fundamentos teóricos2.3.2 Sistemas de remote sensing y datos obtenidos por ellos2.3.3 Sistemas de satélite2.3.4 Interpretación geológica de imágenes MSS y TM

3. Método geoquímico de exploración3.1 Definición3.2 Anomalía geoquímica3.3 Método geobotánico3.4 Método geozoológico3.5 Ejemplos

4. Métodos sísmicos4.1 Sismología4.2 Historia4.3 Fundamentos teóricos4.4 Comportamiento de ondas sísmicas incidentes en interfases4.5 Método de refracción4.6 Método de reflexión4.7 Geófonos4.8 Características de la sísmica de refracción y de las reflexiones sísmicas4.9 Ejemplos

5. Método magnético5.1 Fundamentos teóricos5.2 Magnetómetros y otros métodos de medición5.3 Reducción y interpretación de los datos5.4 Ejemplos

6. Método gravimétrico6.1 Introducción6.2 Historia6.3 Principio6.4 Reducciones6.5 Determinación de la densidad6.6 Métodos e instrumentos de medición de la gravedad6.7 Interpretación6.8 Aplicación e ejemplos

7. Métodos eléctricos8. Métodos electromagnéticos9. Exploración petrolífera10. Aplicación de los métodos de exploración en la búsqueda de depósitos minerales en Chile11. Índice12. Bibliografía 

1. Introducción

Definición: Exploración y Prospección

Según el 'Dictionary of Geological Terms', (BATES & JACKSON, 1984) exploración designa la búsqueda de depósitos de minerales útiles o de combustibles fósiles. En este diccionario no se distingue entre exploración y prospección. El término 'minerales útiles' se refiere a minerales económicamente valiosos. Algunos autores como HARTMAN (1987) diferencian exploración y prospección en lo que concierne su objetivo y a partir de este el principio de trabajo aplicado: el objetivo de la prospección es el reconocimiento general de un yacimiento mineral, la exploración está enfocada en un reconocimiento detallado del depósito mineral.

Modelos de depósitos minerales y de depósitos de combustibles fósiles igualmente se basan en las asociaciones minerales esperadas en distinta profundidad. Los guías a los depósitos minerales, los remanentes alteradas descubiertas en la superficie terrestre pertenecen a un sistema de entropía (grado de desorden o grado de mezcla) mayor en comparación al modelo. El modelo ubicado en cierta profundidad no aparece en la superficie terrestre hasta que recibe un impacto del ambiente superficial reciente. 

 

Abundancia normal de los elementos en la corteza terrestre

A menudo se comparan la búsqueda de un depósito mineral con la búsqueda de una aguja adentro de un montón de heno. En el este de Canadá por ejemplo la probabilidad de descubrir un yacimiento mineral favorable para desarrollarlo es 1:1000 según una

revista minera canadiense del año 1980 (The Mine Development Process, Anual Report, Placer Development Ltd., Vancouver, BC Canada, 1980).

En base de la abundancia normal de los elementos en la corteza terrestre se define el factor de enriquecimiento (concentration clarke en inglés) como el factor, conque se debe multiplicar la abundancia normal de un elemento (the clarke) en la corteza terrestre para obtener una concentración económicamente explotable. El cuttoff grade para un elemento (el límite inferior de la gestión económica) designa la concentración mínima de la mineralización, que todavía se puede explotar económicamente. Con el cuttoff grade variándose por la situación económica mundial o por otros factores variaría el factor de enriquecimiento asimismo. La abundancia normal de varios elementos químicos en la corteza terrestre,  se hallan en la tabla: 'Abundancia normal de los elementos químicos en rocas de la corteza terrestre', los cutoff grades y factores de enriquecimiento para algunos elementos químicos se encuentran en la tabla: 'Factores de enriquecimiento de algunos elementos' en el capítulo 'Método geoquímico'.

 

Concepto de la herencia

De vez en cuando durante la historia geológica los componentes de rocas y depósitos minerales entran en ambientes nuevos, donde algunos de sus aspectos se mantienen y donde algunas de sus propiedades mineralógicas cambian debido a las nuevas  condiciones geoquímicas. En este sentido las rocas y los depósitos minerales llevan una herencia. La presencia de una herencia y de una roca de partida es obvia en los depósitos de placeres, en depósitos supergénicos de sulfuros y en depósitos de uranio del tipo 'roll-front'. El término 'roll-front' se refiere a depósitos de forma curvada, no concordantes con respecto a las capas, que los albergan. En el caso de los depósitos de uranio de este tipo las rocas encajantes generalmente son areniscas. El uranio se disuelve debido a procesos de corrosión, es transportado y migra hacia abajo en los estratos de areniscas, donde el uranio se redeposita.

Haga clic en el pictograma siguiente para recibir más informaciones acerca de los depósitos de uranio del tipo 'roll-front'.

Debido a los varios procesos geológicos, que pueden afectar una asociación de minerales generalmente la presencia de una herencia no es tan obvia como en este ejemplo arriba presentado. El depósito de plomo de Midbladen en Marocco da un ejemplo para una herencia menos evidente. Se constituye de zonas de galenita diseminada, de galenita diseminada y barita densa ubicada en cuerpos estratiformes de margas y pelitas del jurásico, de galenitas en vetas y de un conglomerado cretácico con 'pebbles' de barita. Las fases sucesivas de mineralización fueron confirmadas claramente por medio de estudios de los isótopos de plomo. En base de los estudios estratigráficos y estructurales los científicos pensaron, que la mineralización la más antigua proviene del Lias, pero estudios isotópicos indican, que probablemente se deriva de una mineralización aun más antigua (fig. en prep.).

 

Clasificación de los minerales económicos

La clasificación siguiente de los minerales económicos se basa en su componente esencial y en su aplicación:

1. Menas metálicas 2. Depósitos no metálicos 3. Material energético

1. Menas metálicas incluyen

menas de metales ferrosos como hierro, manganeso, molibdeno, wolframio metales básicos como cobre, plomo, cinc, estaño metales preciosos como oro, plata, platino metales radioactivos como uranio, torio, radio.

2. Depósitos no metálicos son:

fosfato carbonato potásico (K2CO3,potasa) carbonato cálcico CaCO3 (CaO2 para la producción de cemento) sal p. ej. la sal común cloruro de sodio NaCl, cloruro potásico KCl etc. arcillas, útiles en aplicaciones industriales por ejemplo en la industria cerámica

se utiliza un suministro de arcillas puras para la producción de porcelanas y arcillas de menor calidad para fabricar material refractorio, tuberías etc.. En general las arcillas formadas por la meteorización de granito o de pegmatita tiene alta utilidad, las arcillas constituyentes de las arcillolitas marinas corrientes no sirven para la producción de cerámica.

rocas de las canteras, areniscas, gravas salitre guano zeolitas liparita (piedra pómez) diatomita azufre (producción de ácido sulfúrico para celulosa, la vulcanización de caucho,

en la pirotécnica) asbesto talco, un silicato magnésico hidratado (aplicación en industria y medicina) diamantes (en la industria para coronas de perforación, para abrasivos, mineral

precioso) piedras preciosas como diamante, rubí, zafiro etc. agua subterránea agua termal

3. Material energético incluye

carbón, petróleo, gas natural, lignito, arcilla bituminosa, arena asfáltica, lignito pardo, turba, metano en capas de carbón.

 

La prospección y la exploración como fases en la vida de una mina

 Se puede comparar las etapas de trabajo en una mina con las fases en la vida de una mina. Se distingue cuatro fases:

1. Prospección 2. Exploración 3. Desarrollo 4. Explotación

La exploración y la prospección son fases estrechamente ligadas y a veces se las combinan, a menudo los geólogos se ocupan de ellas. El desarrollo y la explotación son las fases, que en general los ingenieros de minas realizan. Las fases están descritas en la tabla siguiente.

Tabla: Fases en la vida de una mina según HARTMAN (1987)

Fase Procedimiento

Intervalo de

tiempo en años

Costos por tonelada

1. Prospección

Búsqueda de menas

Métodos de prospección: Directo - física, geología. Indirecto - geofísica, geoquímica.

Localización de lugares favorables: Mapas, publicaciones, minas antiguas y presentes.

Aire: Fotos aéreas, imágenes de satélite, métodos geofísicos.

Superficie: Métodos geofísicos y geológicos.

Anomalía - Análisis - Evaluación.

1-3 2-50¢US

2. Exploración

Dimensión y valor del depósito mineral

Muestreo: Excavación, roza, sondeo.

Assay test - cálculo de grado.

Evaluación: Hoskold formula, discount method, estudio de factibilidad.

Valor actual = rendimiento - costos.

2-5 1¢-1¢US

3. Desarrollo Depósito mineral abierto para la 2-5 25¢-5$US

producción 1. Derechos de minería 2. Estudio del impacto de minería al

medio ambiente 3. Infraestructura 4. Planta

5. Explotación

4. Explotación

Producción de las menas

Factores, que influyen la selección del método aplicado son geología, geografía, economía, medio ambiente, aspecto social, seguridad.

Métodos mineros son entre otros explotación a cielo abierto, open pit, open cast; explotación a grandes cortes, a cortes con hundimiento.

Monitor costs y reserva económica para 3 a 10 años.

10-30 2-100$US

En la primera fase, en la prospección se quiere lograr un reconocimiento general del área de interés, localizar una anomalía con las propiedades de un depósito mineral y reducir su tamaño. La prospección está enfocada en la búsqueda de las menas ubicadas relativamente cerca con respecto a la superficie aplicando los métodos directos e indirectos de prospección. Para la localización de un depósito mineral se aplica las fotos aéreas y las imágenes de satélite del área en cuestión, la topografía y los mapas estructurales correspondientes. Directamente se levanta y analiza los afloramientos de un depósito mineral y/o las rocas meteorizadas y/o alteradas, que pueden originar de un yacimiento mineral. En casos más complejos se lleva a cabo un levantamiento de la geología del área de interés como de las formaciones geológicas, de sus dimensiones y de su estructura. Se toma distintos tipos de muestras (método indirecto) como del agua de río, del suelo, de plantas o de rocas y se aplica en ellas los análisis del laboratorio adecuados como los análisis químicos en muestras de agua, los análisis petrográficos (por un micropolariscopio) y geoquímico (por ejemplo el análisis de fluorescencia de rayos X o el análisis por la espectrometría de absorción atómica) en muestras de rocas por ejemplo para obtener informaciones acerca de la calidad, la cantidad y la distribución de los elementos y/o los minerales de interés y acerca de la génesis de la mineralización. Estos métodos también pueden dar resultados en el caso de depósitos minerales descubiertos por ejemplo por una capa de aluviones.

Los métodos indirectos abarcan los métodos geofísicos y los métodos ya mencionados como el 'remote sensing', el muestreo y los métodos geoquímicos. Los métodos geofísicos sirven para detectar anomalías geofísicas, que pueden ser originadas por depósitos minerales. Los métodos geofísicos en parte son adecuados para el uso aéreo, superficial y subterráneo, como el método magnético, y se puede aplicarlos a partir de la superficie terrestre, a partir del mar o en una mina como el método sísmico.

La segunda fase, la exploración está enfocada en un reconocimiento detallado del depósito mineral descubierto en la fase de prospección. Ahora se delinean las dimensiones exactas y el enriquecimiento del depósito mineral principalmente por medio de los mismos métodos aplicados en la prospección, pero en un área reducida y claramente definida. Se realizan sondeos y mediciones geológicas y geofísicas en los pozos generados (borehole-logs). Se toman muestras representativas (esquirlas de la superficie, a lo largo de excavaciones, túneles o de perforaciones, rocas compactas) a través de una red de muestreo con espaciamiento mucho más angosta como aquel establecido en la prospección y se las analizan. Los métodos de exploración se aplican en la superficie y en el subterráneo. La fase de exploración se termina con un estudio de factibilidad ('feasibility study') en base del conjunto de datos obtenidos en las dos fases. A partir del estudie de factibilidad se puede decidir si se continuará con el desarrollo y la explotación del depósito mineral o si se abandonará este proyecto.

En efecto no existe un limite claramente definido entre la prospección y la exploración, y muchos autores utilizan los dos términos como sinónimos. Las fases del desarrollo y de la explotación son caracterizadas detalladamente en otras asignaturas.

El siguiente diagrama corriente ilustra las vías de decisión posibles durante una campaña de prospección y exploración.

En este diagrama se aprecia, que la prospección apunta a un reconocimiento general de una región y que en la exploración se enfoca una investigación encauzada de un área claramente definida y más reducida con respecto al área cubierta en la prospección. En la prospección se desarrolla una estrategia (fases estratégicas), la exploración está caracterizada por las fases tácticas. Cada fase resulta en una evaluación del proyecto y con la decisión de continuar o terminarlo (de la evaluación regional a la evaluación del depósito mineral). Los varios tipos de decisiones se puede clasificar como sigue en decisiones:

favorables (continuación del proyecto), inoportunas (proyecto congelado en este momento, pero posiblemente se vuelve

favorable luego) y desfavorables (fin del proyecto).

En un proyecto complejo se toman las decisiones por computadores y por métodos especiales como 'the critical path method' (CPM).

Diagrama corriente en preparación.

 

Objetivos de prospección y exploración

El primero objetivo de la prospección es la localización de una anomalía geológica con propiedades de un depósito mineral, un objetivo común de la prospección y de la exploración es la reducción del área de investigación. Comúnmente las áreas en consideración se disminuyen de 2500 - 250.000km2 en la primera fase a 2,5 - 125km2 en la segunda fase y la tercera fase a 0,25 - 50km2 en la ultima fase (BAILLY, 1966). Un otro objetivo común consta en aumentar las ventajas del área prometedora con respecto a su explotación rentable, como por ejemplo ocuparse de un camino de acceso transitable y de un peritaje del medio ambiente. La exploración se finaliza con el estudio de factibilidad.

En lo siguiente se caracterizará los métodos de prospección/exploración como el método geológico, los métodos geofísicos y geoquímicos y el 'remote sensing'.

 

Método geológico

El método geológico es un método directo de prospección o exploración respectivamente (levantamiento geológico y estructural en el terreno) y la base para todos los demás métodos. Se constituye del levantamiento geológico y estructural de la superficie, de los afloramientos y como posible del subsuelo (sondeos, minas) en el área de interés. El levantamiento geológico en el terreno está apoyado por los análisis petrográficos, mineralógicos y geoquímicos en el laboratorio y por estudios estadísticos de los datos estructurales obtenidos en terreno. Por medio del método geológico se logra un reconocimiento de un depósito mineral en lo que concierne su estructura, su petrografía y mineralogía y los procesos de formación del mismo.

En la prospección geológica una clasificación de los depósitos minerales es indispensable. La clasificación siguiente (Fig. LEWIS & CLARK, 1964) se basa en aspectos genéticos y económicos. En esta clasificación se supone un origen magmático de los minerales. Se distingue los depósitos minerales primarios, generados directamente por el magma, los depósitos minerales secundarios formados por procesos de alteración, meteorización química y mecánica y los depósitos minerales metamórficos, que se deben a un proceso de metamorfismo.

 

Para ver los depósitos minerales primarios, secundarios y metamórficos en detalle haga clic en el pictograma correspondiente.

 

Los depósitos minerales singenéticos se forman simultáneamente con las rocas encajantes, los depósitos minerales epigenéticos se forman después de la formación de las rocas de caja.

CALLAHAN (1982) nombra algunos ambientes muy prometedores para el descubrimiento de un depósito mineral como discordancias erosivas, intrusiones, zonas de enriquecimiento y de alteración, zonas de cabalgamiento, donde placas tectónicas chocan, además depósitos estratiformes en vulcanitas y rocas sedimentarias y la superficie límite entre el fondo de mar y el océano (lomos oceánicos).

 

Método geoquímico

El método geoquímico es un método indirecto de prospección y se ocupa de la determinación de la distribución y de la abundancia de ciertos elementos como los

elementos indicadores y los elementos exploradores relacionados con un depósito mineral. Una anomalía geoquímica se refiere a una variación en la abundancia de un elemento en comparación a su abundancia normal en un área definida. Una anomalía geoquímica puede ser relacionada o no con un depósito mineral.

Para un reconocimiento geoquímico general se toman las muestras a través de una red de muestreo irregular o de espaciamiento grande y analizan muestras de sedimentos de ríos, de suelos y de rocas, en casos especiales se trabajan con muestras de vapor, vegetación y agua. Según los objetivos (¿De qué muestras se trata? ¿Cuáles son los minerales/elementos de interés?) se elige el método analítico adecuado como por ejemplo la espectrometría de absorción atómica para analizar muestras de agua con respecto a su contenido en Cu, Mo, Zn, Au, Ag, As, F, el análisis de fluorescencia de rayos X para obtener el contenido en óxidos de elementos de la roca entera. Los resultados se presentan en un mapa o un perfil geoquímico por medio de isolíneas o es decir de líneas, que unen los puntos o lugares de la misma concentración de un elemento.

En la prospección geobotánica, que usualmente se considera como una parte de la prospección geoquímica se estudian la distribución y la asociación de plantas y variaciones en el crecimiento vegetal.

También la geozoologia, que se ocupa de la observación y del análisis del muestreo de mamíferos, aves, peces e insectos puede contribuir al reconocimiento de un área mineralizada.

 

Métodos geofísicos

Los métodos geofísicos son métodos indirectos de prospección o exploración respectivamente. Por medio de los métodos geofísicos se puede identificar una anomalía geofísica. El término anomalía geofísica se refiere a una propiedad física de la tierra, que en un volumen definido difiere apreciadamente con respecto a su valor común o normal correspondiente a esta área. En un caso favorable una anomalía geofísica corresponde a un depósito mineral. Una anomalía de gravedad puede ser causada por ejemplo por un depósito mineral de cromita o por un cambio lateral en la litología de una arenisca a una dunita (Fig. en preparación). Si la anomalía geofísica detectada por un método geofísico está relacionada con un depósito mineral o con un otro fenómeno geológico o físico, se comprueba aplicando otros métodos de prospección como otros métodos geofísicos, el método geológico y el método geoquímico.

Un requisito para el uso eficaz de los métodos geofísicos es la presencia de diferencias mensurables entre las propiedades físicas del depósito mineral y las rocas encajantes.

La selección del método y de los métodos más convenientes para un área de interés, donde se presumen la presencia de un depósito mineral, se funda en todos los datos ya disponibles como los datos geológicos y físicos, en el consumo de tiempo y en los costos y depende del avance del proyecto. En la primera fase del proyecto se prefiere los métodos geofísicos, que contribuyen al reconocimiento general de un área de interés, como los métodos aéroportados, en una fase más avanzada se aplica los métodos a partir

de la superficie y del subsuelo y aquellos, conque se puede delinear el depósito mineral ya descubierto como por ejemplo el método gravimétrico.

Los resultados de las mediciones geofísicas o es decir las variaciones encontradas de una cierta propiedad geofísica se ilustra por medio de mapas y perfiles. Estableciendo una red de estaciones de observación o trazando varios perfiles paralelos se puede lograr un modelo tridimensional del subsuelo.

La tabla siguiente da una compilación de los métodos geofísicos principales de prospección, de sus parámetros importantes, las propiedades físicas mensurables, las causas principales para las anomalías, la eficaz de los métodos, sus costos y los métodos de interpretación correspondientes a cada método.

Tabla en preparación

 

Campo de aplicación

Desde su introducción en los años 1920 los métodos geofísicos y entre ellos los métodos sísmicos jugaron un papel muy importante en la exploración del petróleo y de gas. Con respecto a la minería la aplicación de los métodos geofísicos da resultados exitosos en la localización de dos tipos de depósitos minerales: depósitos minerales de sulfuros, sean macizos o diseminados y depósitos de hierro. Además se exploran otros depósitos por los métodos geofísicos como depósitos de oro y de cromita pero con menos éxito.

Un depósito de sulfuros macizos de cinc, plomo y cobre que se constituye principalmente de calcopirita, pirita, esfalerita y galenita (según EVANS, 1992) está caracterizado por alta conductividad, alta densidad y frecuentemente por alta susceptibilidad magnética debido a la presencia de magnetita como mineral huésped. Los métodos electromagnéticos, de resistividad y de polarización inducida, el método gravimétrico y el método magnético son los métodos geofísicos más aptos para detectar y delinear este tipo de depósito.

La polarización inducida es el método más potente para descubrir los pórfidos cupríferos y de molibdeno con la asociación de minerales metálicos de calcopirita, calcosina, bornita, molibdenita y pirita.

Los depósitos de hierro de importancia económica se constituyen de magnetita y hematita. La magnetita tiene la susceptibilidad magnética más alta con respecto a todos los minerales y su presencia en un depósito mineral de hierro favorece la aplicación del método magnético. La hematita es de susceptibilidad magnética mucho menor, pero a menudo esta relacionada genéticamente o estratigráficamente con unidades litológicas con un contenido apreciable de magnetita. En estos casos el método magnético sirve también para detectar la hematita. En los pórfidos cupríferos del tipo diorita magnetita representa un mineral abundante, cuya alta susceptibilidad magnética se puede aprovechar para detectar el depósito mineral aplicando el método magnético.

Estos ejemplos ilustran el principio de la asociación. En el caso que la ganga o un mineral de interés subsidiario de un depósito mineral se puede detectar de manera más clara, primero se localizan la ganga o el mineral subsidiario para luego descubrir el depósito mineral.

El acceso a los depósitos macizos de sulfuros poli metálicos ubicados en chimeneas volcánicas en el fondo del mar todavía es difícil y requiere el desarrollo de nuevos técnicos mineros y del transporte.

 

Historia de los métodos geofísicos de prospección

Alrededor de 1640 la brújula magnética fue usada en la búsqueda de hierro. Como primero instrumento especialmente apto para la exploración aproximadamente 110 años atrás apareció la brújula minera de sueca, cuya aguja magnética está suspendida de tal manera, que puede rotar alrededor de su eje horizontal y de su eje vertical. Entre 1915 y 1920 entre varios instrumentos para la prospección magnética Adolf SCHMIDT desarrolló el variómetro, que lleva su nombre y que todavía ocasionalmente está en uso.

La Segunda Guerra Mundial empujó el desarrollo de los magnetómetros aéroportados basándose en el principio electromagnético, puesto que los utilizaron para la detección de submarinos. Después de la guerra los magnetómetros aéroportados estuvieron disponibles para la exploración. El magnetómetro nuclear apareció en 1955, el magnetómetro de absorción atómica (con vapor de cesio y rubidio) en 1961 y entre 1960 y 1970 el gradiómetro magnético aéroportado.

En 1815 Robert Fox descubrió, que algunos minerales exhiben polarización espontánea. Un siglo más tarde en 1913 Carl SCHLUMBERGER podia localizar un depósito de sulfuros aplicando este método. Además introdujo los métodos de resistividad y de la línea equipotencial aptos para aplicaciones en el terreno. Durante la tercera década de este siglo 20 (1920 30) las configuraciones de electrodos múltiples fueron aplicadas en la prospección y Hans Lundberg introdujo los métodos electromagnéticos, que alrededor de 1947 fueron adaptados para ser usados en aviones. Después de la Segunda Guerra Mundial los métodos magnetotelúricos y de la polarización inducida aparecieron, además en este tiempo se registra avances grandes en los métodos de interpretación, en particular con respecto a los métodos magnéticos y electromagnéticos.

El origen de los métodos sísmicos aplicados en la exploración como los métodos de refracción y de reflexión es la sismología o es decir la observación de las ondas sísmicas generadas por un terremoto. Los tiempos de llegada de las primeras ondas sísmicas generadas por un terremoto y detectadas en varios observatorios sismológicos se utilizan para localizar el epicentro del terremoto (proyección del hipocentro ubicado en la corteza terrestre a la superficie terrestre, el epicentro se ubica en la intersección del radio, que pasa por el hipocentro, con la superficie terrestre) y para hallar el tiempo de origen de este terremoto. En base de estas informaciones se puede presentar la distribución de las velocidades de las ondas sísmicas en función de la profundidad de tal manera aclarando la estructura interna de la Tierra. En 1909 el sismólogo MOHOROVIVIC de Yugoslavia descubrió el límite entre la corteza y el manto, la llamativa discontinuidad de Mohorovicic o sólo Moho, que está caracterizada por un aumento apreciable en la velocidad de las ondas sísmicas p en una profundidad entre 5 (corteza oceánica) y 45 km (corteza continental). En 1913 GUTENBERG, nacido 1889 en Darmstadt/Alemania calculó el valor correcto de la profundidad del núcleo de la Tierra (2900km) con base en datos obtenidos por la sísmica de refracción.

Los métodos sísmicos de exploración fueron desarrollados a partir de la exploración petrolífera y de gas desde los años 1920. En 1923 el método de refracción fue introducido en la exploración petrolífera en México. Los métodos de reflexión se emplean rutinariamente desde 1927 en la exploración petrolífera (Maud field, Oklahoma) y ellos reemplazaron rápidamente los métodos de refracción en este campo. Desde los años 70s casi no se emplean los métodos de refracción en la exploración petrolífera.

 

Remote Sensing

'Remote Sensing' se traduzca con percepción o observación desde una distancia larga o como la observación de estructuras ubicadas en larga distancia con respecto al observador o detector respectivamente. La observación se realiza a través de un

detector, que no está en contacto directo con el objeto investigado y que es sensible para las longitudes de onda electromagnética desde la parte ultravioleta del espectro electromagnético hasta la región ocupada por ondas cortas de radio.

'Remote Sensing' se ocupa de la producción, del procesamiento y de la interpretación de fotos aéreas y de imágenes de satélite. La interacción entre la energía electromagnética y la materia se determina por las propiedades físicas de la materia y por las longitudes de onda electromagnética incidente y detectada. 'Remote Sensing' se refiere a los métodos, que emplean energía electromagnética como las ondas de luz, las ondas térmicas y las ondas del radio por ejemplo. Además se aplican ondas sonoras (no son ondas electromagnéticas) en investigaciones subacuáticas.

Las fotos aéreas y su interpretación marcan los inicios de 'remote sensing'. Entre los años 1960 y 1970 las imágenes infrarrojas y la parte del espectro electromagnético ocupada por las microondas fueron introducidas. Además en esta década los primeros satélites fueron lanzados en órbitas. Hoy día las imágenes de satélite anteriormente guardadas como secretos militares son disponibles a la comunidad.

'Remote Sensing' se emplean para un reconocimiento general de un área, de las fotos aéreas principalmente se pueden deducir informaciones acerca de las formaciones geológicas, que afloran en la superficie terrestre y acerca de la geología estructural, las imágenes de satélite dan informaciones similares y además informaciones acerca de la composición de la materia de la superficie terrestre.

 

Prospección geotermal

Otro método de prospección aún menos común es la prospección geotermal, donde se miden el gradiente térmico de la corteza terrestre. El método es capaz de detectar una anomalía térmica, que podría ser relacionada por ejemplo con rocas volcánicas jóvenes, con fuentes termales, con magmatitas recién formadas o con zonas de alteración. Preferentemente se emplean la prospección geotermal en la búsqueda de fuentes energéticas termales.

 

Los métodos de exploración y su aplicación están compilados en la tabla siguiente.

 Tabla : Clasificación de métodos geofísicos según HARTMAN, 1987 (modificado según VAN BLARICOM, 1980 y modificado por Griem-Klee ).

  

Método Parámetro medidoPropiedad física característica

Causas principales de anomalías

Aplicación   Equipo geofísico

(A): activo (P): pasivo

DenominaciónUnidad     Detección directa

Detección indirecta

Producción

Resistividad (A)

Resistividad aparente

m  (= Ohm m)

Resistividad, conductividad

Diques conductivos, estratos

Sulfuros macizos, arcilla bituminosa,

Elementos representativos, metales básicos,

Depende de la profun-didad de investigación:Sondeo eléctrico: 20-

sedimentarios, intrusiones volcánicas, zonas de cizalle, fallas, meteorización, aguas termales

arcillas, aguas termales

carbón, vapor natural. 250 examenes/mes.

Perfiles de resistividad: 20-100km/mes.Mapas de resistividad: 5-20km²/mes.

Polarización inducida (A)

Capacidad de carga,capacidad de polarizarefecto de frecuencia,cambio de fase

ms,% efecto de frecuenciamiliradian  

Sobretensión iónica-electrónica

Mineralizaciones conductivas: depósitos diseminados o macizos de grafito o sulfuros, arcillas

Depósitos conductivos: sulfuros, oxidos, oxidos de Mn.

Minerales associados (Zn, Au, Ag, Sn, U, etc)

800-2000 estaciones de observación/mes.20-70km/mes.

Método Parámetro medidoPropiedad física característica

Causas principales de anomalías

Aplicación   Equipo geofísico

(A): activo (P): pasivo

DenominaciónUnidad     Detección directa

Detección indirecta

Producción

Potencial espontaneo (P)

Potencial natural

mV Conductividad, oxydabilidad

Depósitos macizos conductivos, grafito, filtración electrica, fallas.

Sulfuros (pirita, pirrotina, cobre), depósitos de Mn

Minerales associados (Pb, Au, Ag, Zn, Ni)

2500-3500 estaciones de observación/mes.60-200km/mes.

Potencial aplicado (A)

Potencial aplicado

mV Conductividad Dimensión de depósitos minerales conductivos anteriormente localizados

Depósitos minerales conductivos

Minerales associados (Zn, Sn)

5-15km²/mes.

Método telúrico (P)

'Relative ellipse area'Cocientes - resistividad apparente

m Conductividad 'Basin and range studies', conductividad de series sedimentarios, domos de sal, aguas geotermales

Estudios estructurales, vapor

Exploración regional

20-500km²/mes.

Método Parámetro medidoPropiedad física característica

Causas principales de anomalías

Aplicación   Equipo geofísico

(A): activo (P): pasivo

DenominaciónUnidad     Detección directa

Detección indirecta

Producción

Método magneto-telúrico (A,P)

Impedancía aparente (resistividad y fase)

m,grados

Resistividad,conductividad

Diques conductivos, capas sedimentarias, zonas de cizalle, fallas, meteorización, rocas con resistencia interna, depósitos minerales estratificados

Sulfuros macizos, arcillas, corrientes naturales

Zonas de cizalla, tectónica general, estructuras generales

3 a 20 estaciónes de observación/dia.

Método electromag-nético

Variación de faseÁngulo de inclinaciónCociente de

grados,m,  t

Conductividad eléctrica

Mineralizaciones conductivos, conductores superficiales, zonas de cizalle.

Depósitos minerales conductivos (sulfuros, oxidos)

Kimberlitas, minerales associados, 'ground followup' (Pb,

50-150km/mes.    

amplitudeRegistro de la curva de des-composición inducida en un carrete por corrientes de FoucaultComponentes en fase y no en fase

oxidos de Mn Ni), zonas de cizalla, zonas meteorizadas.Mapas de conductividad

6000-10000km/mes.

Método Parámetro medidoPropiedad física característica

Causas principales de anomalías

Aplicación   Equipo geofísico

(A): activo (P): pasivo

DenominaciónUnidad     Detección directa

Detección indirecta

Producción

Método magnético (P)

Campo geomagnéticoComponente vertical ZIntensidad totalGradiente horizontalGradiente vertical

1  (gamma) = 10-5 (gauss)

Susceptibilidad magnética

Contraste de magnetismo, contenido de magnetita en los materiales

Magnetita, pirrotina, titanomagnetita

Mb, depósitos de Fe, cromita, depósitos de Cu, kimberlitas, asbestos.Mapeo geológico con respecto a variaciones magnéticas (rocas básicas, etc.)

4000-8000estaciones de observación/mes.80-300km/mes(onshore).20-80km/dia(offshore).1000-15000km/mes.

Gravimetría (P)

Campo gravitacional

miligal (1gal=1cm/s²)

Densidad Depósitos de minerales pesados, domos de sal, rocas del 'basement'

Cromita, pirita, calcopirita, plomo

Configuración de placeres, cavernas kársticas, topografía del 'basement', estructuras

400-1500estaciones de observación/mes.20-50estaciones de observación/dia.Combinación con la sísmica.

Método Parámetro medidoPropiedad física característica

Causas principales de anomalías

Aplicación   Equipo geofísico

(A): activo (P): pasivo

DenominaciónUnidad     Detección directa

Detección indirecta

Producción

Método radiométrico (P)

Intensidad y composición espectral de rayos gamma

counts/s Radioactividad Elementos radioactivos: U-Th-K40

U, Th, fosfatos.

'Ground followup', mapeo geológico y estructural (diferenciación en granitos).

80-400km/mes,superficie1000-15000km/mes,aire.

Sísmica-por: -refracción(A)-reflexión(A)

Tiempo de propagación de ondas sísmicas

msm/s

Velocidad de las ondas sísmicas.Modulo dinamico

Contraste de velocidad, rocas con diaclasas

Canales escon-didos, fallas, trampas morfo-lógicas, topografía del 'basement'

Sn, diamantes, minerales pesados, vapor natural, U

10-50km/mes(onshore)10-40km/dia(offshore).

  

Atrás

2.2 Interpretación geológica de fotos aéreas

 2.2.1 Principio

Introducción \ Interacción entre luz y materia \ Efectos de dispersión a las fotos aéreas \ Efecto tridimensional \

Introducción

Remote sensing inició con las fotos aéreas, que todavía son las imágenes más comunes y aplicadas en remote sensing. El conocimiento de las técnicas de interpretación es la base para comprender los otros tipos de imágenes de remote sensing. Las fotos aéreas se emplean por ejemplo en un levantamiento geológico, en la exploración geológica, en la confección de los mapas topográficos, en proyectos de ingeniería, en estudios de protección de suelos y la planificación urbanista. Entre 1970 y 1980 la interpretación geológica de fotos aéreas resultó en el descubrimiento de varios depósitos petrolíferos en Indonesia.

Interacción entre luz y materia

Las fotos aéreas detectan la luz reflejada por la materia de la superficie terrestre. La porción de luz no reflejada es transmitida y/o absorbida por la materia. La energía como la luz reflejada por la materia se relaciona con la energía o la luz incidente por medio del cociente energía reflejada/energia incidente llamado 'albedo'. Las superficies oscuras son de albedo bajo, las superficies claras son de albedo alto. Pasando por la atmósfera la luz puede ser dispersada como resultado de su interacción con gases y partículas de la atmósfera. El fenómeno de la dispersión afecta intensamente las fotos aéreas. Se distingue dos procesos: la dispersión atmosférica selectiva y no selectiva. En la dispersión atmosférica selectiva las longitudes de onda relativamente cortas correspondientes a la energía ultravioleta y a la luz azul son dispersadas más fuertemente en comparación con las longitudes de onda mayores correspondientes a la luz roja y a la energía infrarroja debido a gases como nitrógeno, oxígeno y dióxido de carbón. La dispersión selectiva de la luz azul causa el color celeste del cielo. Al amanecer y oscurecerse la luz pasa casi horizontalmente por la atmósfera, que dispersa las longitudes de onda correspondientes a los colores azul y verde y que deja pasar sólo las longitudes de onda correspondientes al color rojo, de tal modo colorando el cielo en color rojo. En la dispersión no selectiva todas las longitudes de onda son dispersadas en la misma intensidad. La dispersión no selectiva se debe a polvos, nubes y neblina constituyéndose de partículas de diámetros mayores a las longitudes de onda de luz. Las nubes y la neblina son aérosoles de gotas muy finas de agua de apariencia blanca debido a la dispersión no selectiva de la luz. Generalmente en la atmósfera los dos tipos de dispersión afectan la luz. (diagrama dispersión relativa en función de la longitud de onda). La atmósfera dispersa las longitudes de onda correspondientes a la región ultravioleta y a la luz azul dos veces más intensamente en comparación a la luz roja.

Según SLATER (1983)

 

Efectos de dispersión a las fotos aéreas

La luz dispersada por la atmósfera no contiene información acerca del terreno. Incluso la luz dispersada reduce la relación de contraste de la escena y en consecuencia la resolución espacial y la capacidad de detección de la foto. Por medio del filtrado de las longitudes de ondas más cortas selectivamente dispersadas antes de alcanzar el rollo se reduce los efectos de la dispersión atmosférica.

 

Efecto tridimensional

Al observar un objeto nuestros ambos ojos registran dos estimulos de imagen distintos de este objeto, los cuales el celebro une formando una percepción tridimensional del objeto o es decir un modelo esteroetípico.

Para lograr un efecto tridimensional en la observación de un par de fotos aéreas se debe vencer la acoplación vegetativa entre la convergencia y la acomodación de las lentes oculares de la manera siguiente:

Observar con un ángulo de convergencia, que tiende a cero o es decir con los ejes visuales aproximadamente paralelos entre sí.

Acomodar los ojos a la observación de un objeto cercano.

 

 

Informaciones compiladas de los apuntes de Prof. R. Walter (UNI Aachen) y Prof. L. Bischoff (UNI Münster) por Susanne Griem-Kl

2.2 Interpretación geológica de fotos aéreas

2.2.2 Equipo

Lentes y estereoscopios \ Tipos de cámara y rollos \ Tipos de fotos aéreas \ Datos técnicos de una foto aérea \ Características de fotos aéreas \ Orientación de fotos aéreas

bajo el estereoscopio \

 

Lentes y estereoscopios

Instrumentos, que apoyan la superación de la ligadura vegetativa entre la convergencia y la acomodación de los lentes oculares son:

1. Lentes anaglíficas 2. Estereoscopio de lentes 3. Estereoscopio de espejo

1. Lentes anaglíficas

El encuadre, que se repite en las dos fotos aéreas consecutivas se imprime en color rojo y en color azul-verde, un encuadre de foto sobre el otro y desplazando la impresión en color rojo algunos milímetros hacia la derecha. Esta llamativa imagen anaglífica se observa con las lentes anglíficas, que se constituyen de un filtro rojo correspondiente al ojo izquierdo y un filtro azul-verde correspondiente al ojo derecho. De tal modo se filtra la impresión en color rojo para el ojo izquierdo (captando la impresión en color azul-verde) y la impresión en color azul-verde para el ojo derecho (que capta la impresión en

color rojo). Las dos impresiones filtradas se complementan formando una impresión en blanco-negro. Por consiguiente los ojos reciben dos imágenes en blanco-negro desplazadas entre sí, que están unidas por el celebro en un modelo estereotípico o tridimensional respectivamente.

Como las imágenes están imprimidas una sobre el otro y con un desplazamiento pequeño entre sí, se observa las imágenes desde una distancia relativamente corta y con los ojos acomodados a esta misma distancia o es decir no se debe superar la ligadura vegetativa entre convergencia y acomodación de las lentes oculares.

2. Estereoscopio de lentes

En el estereoscopio de lentes las lentes se encargan de la acomodación de los ojos para la observación de un objeto cercano. El estereoscopio de lentes del bolsillo se compone de dos lentes de aumento 2 o 3 veces puestas en la distancia visual normal de 6,5 cm en un arco, que está conectado con un soporte abatible de dos pies. El estereoscopio se coloca en la distancia focal de las lentes encima de un par de fotos aéreas alineadas y de cierta distancia entre sí. Debido a la distancia fija de 6,5 cm entre las dos lentes solamente se puede observar encuadres de imagen de este mismo ancho tridimensionalmente (Fig.). El estereoscopio de arco es una variación del estereoscópico de lentes, en que la distancia entre las dos lentes es variable y ajustable a la distancia individual de cada observador; además se puede desplazar el par de lentes a lo largo del arco para observar continuamente varios pares de fotos aéreas. La ventaja del estereoscopio de lentes es su manejabilidad, sus desventajas son el ancho de encuadre visible tridimensionalmente limitado a 6,5cm y su distorsión óptica hacia los márgenes del encuadre, que se opone a una interpretación cuantitativa.

3. Estereoscopio de espejos

El estereoscopio de espejos se constituye de un sistema de dos lentes, de dos prismas reflectores y de dos espejos relativamente grandes (véase fig. siguiente). Las lentes están alineadas en una distancia de 6,5 cm entre sí a lo largo de un arco, cuyo soporte lleva los dos espejos y los dos prismas reflectores están alineados a lo largo del eje óptico debajo de las lentes. Los espejos y los prismas están alineados en diagonal en la dirección visual formando un ángulo de 45º entre sí. De tal modo se obtiene la proyección de un encuadre de dos fotos aéreas, cuyo ancho es mayor que la distancia entre las lentes o entre los ojos del observador entre sí (mayor de 6,5 cm). Las lentes del estereoscopio son planoconvexas y corrigen la distancia de imagen mayor de 6,5 cm obtenida por el desvío, que corren los rayos de luz siendo reflejados por los espejos y pasando por los prismas. Además el estereoscopio de espejos está equipado con lupas binoculares, normalmente de aumento 6 o 8 veces.

 

Tipos de cámara y rollos

Para la denominación de tipo de cámara fotogramétrica se nombra la distancia focal del objetivo en cm y el tamaño del rollo expuesto expresado en ancho del negativo en cm.

Una cámara fotogramétrica de ángulo normal con objetivo de distancia focal f = 305mm y una cajita de rollo del tamaño 23×23 cm² se denomina: 30/23.

Una cámara fotogramétrica de gran ángulo con objetivo de distancia focal f = 153mm y una cajita de rollo del mismo tamaño 23×23 cm² se denomina: 15/23.

Una cámara fotogramétrica de ángulo estrecho con objetivo de distancia focal f = 610mm y una cajita de rollo del mismo tamaño 23×23 cm² se denomina: 61/23.

Los tamaños comunes de la cajita del rollo son 23×23 cm² y 18×18 cm² para fotos aéreas y 6×6 cm² para fotos de satélite.

Tabla: Contenido de información de los varios rollos con respecto a distintos aspectos de investigación.

Aspectos de investigación Contenido de informaciones utilizando un rollo:

  pancromático en colores infrarrojo en colores

General      

Penetración por sombra 2 1 3

Acentuación de sombra 2 3 1

Penetración por neblina 2 3 1

Vegetación      

Reconocimiento de especies 3 2 1

Estado de salud 3 2 1

Mapeo 3 2 1

Suelos y rocas      

Topografía 2 1 1

Redes de drenaje 3 2 1

Contenido de humedad 3 2 1

Mapeo de suelos 2 1 2

Suelos perturbados 3 2 1

Zonas de fallas 3 2 1

Identificación de afloramientos

3 2 1

Agua      

Penetración 2 1 3

Contaminación 3 2 1

Nieve y hielo      

Profundidad y/o espesor 2 3 1

Acumulación de agua de deshielo

2 3 1

1 = contenido de información más alto.

2 = contenido de información menos alto.

3 = contenido de información más bajo.

 

Tipos de fotos aéreas son:

Fotos aéreas verticales - El eje óptico de la cámara esta en posición vertical respecto a la superficie de la tierra.

Fotos aéreas oblicuas bajas - El eje óptico de la cámara forma un ángulo de 15° a 30° con la vertical respecto a la superficie de la tierra.

Fotos aéreas oblicuas altas - El eje óptico de la cámara forma un ángulo de 60° o más grande con la vertical respecto a la superficie de la tierra.

 

Datos técnicos de fotos aéreas

 

Características de fotos aéreas

Recubrimiento longitudinal: cada foto traslape el 60% del área cubierta por la toma anterior.

Recubrimiento transversal: en cada línea de vuelo el área fotografiada traslapa lateralmente el 25% a 30% de la banda cubierta en la línea de vuelo anterior.

La geometría de la foto aérea se describe por la proyección cónica. Las características de la proyección cónica son las siguientes:

Los puntos del terreno se proyectan por medio de una línea recta sobre el rollo. El punto de intersección de estas líneas es el centro de perspectiva y coincide con el centro óptico del objetivo.

En tomas verticales el punto central de la foto coincide con el nadir del terreno.

Debido al recubrimiento longitudinal de 60% cada foto vertical contiene su propio punto central y los puntos centrales de las dos fotos vecinas. Marcando los dos puntos centrales de las dos fotos vecinas en la foto en cuestión y uniendo los tres puntos centrales por una línea se halla la trayectoria del vuelo. La aerobase es la línea, que une

los nadires del terreno de tres fotos consecutivas. La fotobase se refiere a la línea, que une los centros de fotos vecinos. La aerobase y la fotobase coinciden sólo en fotos perfectamente verticales.

 

 

Distorsión radial

En la proyección cónica los rayos que unen los puntos del terreno con los puntos de la foto cruzan puntos superpuestos (uno encima del otro) con ángulos diferentes. En consecuencia en la proyección horizontal de la foto estos puntos están alineados sobre una línea radial, que parte del centro de la foto. Las proyecciones de los puntos objetos de diferentes cotas, ubicados en el mismo lugar como el pie y el tope de un árbol por ejemplo son desplazados en direcciones opuestas a lo largo de líneas radiales. Si los puntos tienen cotas mayores a aquella del nadir, sus proyecciones se desplazan hacia la periferia de la foto, si los puntos tienen cotas menores a aquella del nadir sus proyecciones se desplazan hacia el centro de la foto. La dimensión de la distorsión radial depende de las diferencias en la altura de los puntos proyectados. El desplazamiento se aumenta desde el centro hacia la periferia de la foto.

Los efectos de la distorsión radial son los siguientes:

Líneas verticales como torres y superficies inclinadas como paredes de canteras, superficies de fallas verticales parecen inclinadas hacia la periferia de la foto.

La distancia horizontal entre puntos de distintas cotas se falsea. Las relaciones angulares entre puntos de distintas cotas se distorsionan.

Escala M = f/(H-h), donde M=escala, f=distancia focal de la cámara en [mm], [cm], [m], (H-h)=altitud de vuelo respecto a la superficie del terreno en [mm], [cm], [m].

Exageración vertical: En las imágenes estereoscópicas, el relieve parece exagerado. Cuantitativamente se expresa la exageración vertical por el factor de exageración E: E = a×B×d×s/(f×A×E), donde a=factor de proporcionalidad, B=aerobase, d=distancia foto - ojo, s=distancia foto - foto, f= distancia focal de la cámara, A=altura de vuelo, E=distancia entre los ojos del observador. Excepto de la aerobase y de la altura del vuelo para un vuelo y un observador todos los demás factores son constantes. Cada observador debe determinar su factor de exageración individual. Generalmente el factor de exageración varia entre 2,5 - 3,5.

 

Orientación de fotos aéreas bajo el estereoscopio de espejos

La orientación correcta de un par de fotos aéreas bajo el estereoscopio de espejos se realiza de la manera siguiente:

1. Para la comprobación del paralismo entre la línea del vuelo y la línea de unión interpupilar se determina el centro del par de fotos aéreas a evaluar, trazando una línea de unión entre las marcas de encuadre superior e inferior y derecha e izquierda. La intersección de ambas líneas es el centro de la foto aérea. Se marca los centros M1 y M2 así obtenidos con un alfiler o una cruz a lápiz con punta fina.

2. Se transfiere el centro de la foto1 (M1) a la foto2 y el centro de la foto2 (M2) a la foto1. Se marca los centros M1' y M2' transferidos con un alfiler o una cruz. La línea de unión entre M1 y M2' y entre M2 y M1' es la línea de unión de los centros, es decir la línea base de la foto y corresponde al recorrido del vuelo.

3. Se prolonga la línea de unión entre los dos centros hacia ambos lados hasta el borde exterior de la foto. Se marca los puntos de intersección de la línea central con los bordes de la foto.

4. Se orienta las fotos de tal manera que las líneas de base de ambas fotos queden sobre una recta, es decir que los cuatro centros M1, M2, M1' y M2' se encuentran sobre esta línea recta.

5. Se ubica puntos equivalentes de ambas fotos a la distancia correcta entre sí. 6. Se orienta el par de fotos aéreas bajo el estereoscopio de espejos de tal manera

que las líneas de base de las dos fotos y las líneas de unión entre los centros de las lentes del estereoscopio queden en un plano.

Informaciones compiladas de los apuntes de Prof. R. Walter (UNI Aachen) y Prof. L. Bischoff (UNI Münster) y de SABINS (1996) por Susanne Griem-Klee.

 2.2 Interpretación geológica de fotos aéreas

2.2.3 Evaluación cualitativa

Evaluación cualitativa - Tonos de gris - Textura - Red hidrográfica -Relieve - Factores geológicos - Factores climáticos - Madurez \ Informaciones litológicas \ Informaciones

estructurales \

Evaluación cualitativa de fotos aéreas

De las fotos aéreas se puede obtener las informaciones geológicas siguientes:

Informaciones litológicas: distribución de diversos tipos de rocas. Informaciones estructurales: por ejemplo relaciones de yacencia, plegamientos,

sistemas de fallas, de fracturas o de diaclasas.

La evaluación fotogeológica se puede realizar a través de:

una identificación directa de afloramientos y estructuras geológicas, por ejemplo conos volcánicos, corrientes de lava, médulas, escombres de faldas, terrazas aluviales.

una identificación indirecta por medio de la interpretación de elementos ajenos a la geología como son los tonos de gris, textura de los tonos, la morfología, la red hidrográfica, el tipo de la distribución de la vegetación. 

 

Tonos de gris

El tono de un objeto depende de la cantidad de luz del espectro visible, que el objeto refleja. Los tonos grises pueden ser claros, oscuros, negruzcos etc.

 

Textura

Textura se refiere a las variaciones en la intensidad del tono de gris o es decir a las variaciones de tonos claros y oscuros de gris, que solamente se aprecian en escalas grandes observando las fotos aéreas con más detalle (con un aumento de 6x o 8x por ejemplo). Algunos términos descriptivos para la textura son los siguientes: gruesa, fina, rayada, manchada o se la compara con tramas de textiles.

 

Factores geológicos determinantes del tono y de la textura son los siguientes:

1. Color de las rocas: Granito fresco de tonos más claros como basalto; diques aplíticos de tonos más claros como filitas o gneises encajantes en un terreno metamórfico. Tenga en cuenta que las rocas meteorizadas presentan colores diferentes a los de sus equivalentes frescos.

2. Estructura superficial de las rocas: Superficies lisas, densas, regulares de tonos claros y uniformes; rocas de grano grueso, de superficie rugosa de tonos más oscuros.

Tenga en cuenta que las rocas meteorizadas y tectonizadas presentan superficies diferentes a las de sus equivalentes frescos.

 

Factores determinantes del tono y de la textura, que dependen del objeto fotografiado, son los siguientes:

Suelos: Color y textura de los suelos determinan tono y textura del gris; en el caso de suelos residuales se pueden sacar conclusiones sobre el tipo de roca original. Tenga en cuenta que los tipos de suelo también dependen del clima, de la topografía, de la humedad, de la vegetación y de otros factores más.

Humedad: Áreas húmedas de tonos más oscuros, áreas áridas de tonos más claros; las diferencias de humedad pueden dar informaciones sobre diversos tipos de rocas y suelos, pues la humedad depende de la porosidad, que a su vez depende de la litología. Tenga en cuenta que la humedad depende directamente del clima.

Vegetación: color y tipo de sombra de la vegetación influyen en el tono y la textura del gris; distribución y tipo de vegetación a menudo pueden indicar el tipo de suelo y las estructuras geológicas bajo la cubierta vegetal. Tenga en cuenta que depende del clima y de influencias antropogenas y de otros factores más.

 

Factores independientes del objeto fotografiado que determinan tono y textura son:

1. Exposición solar 2. Factores fotográficos (sensibilidad del rollo, filtros, revelado)

 

Textura de gris visible a escala mayor:

Se refiere al mosaico (regular o irregular) de tonos similares, que constituyen superficies grises continuas. El mosaico regular puede indicar :

diferencias primarias de color en la superficie o en la textura de las rocas, diferencias de humedad, diferencias litológicas primarias, como la distribución de diferentes tipos de

sedimentos o como la estratificación, o superficies disruptivas como fallas y fracturas.

El mosaico de vegetación debido al tipo y a la densidad de la vegetación permite reconocer diferencias en el tipo de la vegetación y su distribución.

El mosaico en bloques indica la presencia de áreas de litología uniforme.

Alineaciones de la vegetación pueden originarse en diferentes tipos de rocas aflorando en forma de franjas como por ejemplo alternancias de rocas sedimentarias buzantes, y en fallas o en sistemas de fallas.

 

La red hidrográfica depende directamente de la litología y de la estructura del área de estudio. La red hidrográfica se caracteriza en base de las direcciones, las ramificaciones, la densidad de los ríos, quebradas y otros cursos de agua.

Se distinguen los siguientes tipos principales de redes hidrográficas:

1.  Red dendrítica

La red dendrítica indica un subsuelo homogéneo. Se desarrolla

en sedimentos sueltos con superficies homogéneas como arena, limo y arcilla,

en rocas cristalinas y metamórficas, que no son afectadas zonas de fallas,

en rocas sedimentarias horizontales o poco inclinadas, no fracturadas o diaclasadas

en rocas masivos, resistentes con respecto a la erosión en regiones áridas Red dendrítica

 

La densidad de los cursos de agua de una red dendrítica depende de las precipitaciones y del escurrimiento (infiltración).

Una red dendrítica fina se desarrolla en un subsuelo relativamente impermeable y poco resistente con respecto a la erosión (en arcillas, arenas finas, margas, tufitas por ejemplo).

Una red dendrítica gruesa se desarrolla en areniscas de grano grueso, de alta permeabilidad, en rocas intrusivas de grano grueso no o solo ligeramente fracturadas, en regiones húmedas en carbonatos y dolomitas, donde agua cárstica infiltra el subsuelo.

 

2. Red rectangular

La red rectangular puede reflejar sistemas de fracturas perpendiculares entre sí en las rocas subyacentes.

 Se desarrolla

en áreas de rocas cristalinas disectadas por un sistema de fracturas ortogonal.

en altiplanicies cubiertas de rocas sedimentarias +/- horizontales.

en dimensiones pequeñas en areniscas diaclasadas en zonas áridas o semiáridas.

 

3. Red de enrejado

La red de enrejado puede indicar una alternancia de estratos subyacentes de rocas resistentes y no resistentes a la erosión.

 

4. Red radial

La red radial se desarrolla en terrenos altos (red de afluentes centrífuga) o bajos (red de afluentes centrípeta) de forma circular o eclíptica como conos volcánicos, intrusivos graníticos, domos de sal, anticlinales y sinclinales.

 

Otros patrones de drenaje son los siguientes:

 

Anomalías en la red de drenaje: cuando la forma, densidad o dirección de los cursos de agua o el ancho, la profundidad o las características de las terrazas de un valle varían con respecto al esquema general del área de estudio se habla de anomalías en la red de drenaje. Ejemplos de algunas anomalías son :

un recorrido rectilíneo de secciones de los cursos de agua puede indicar fallas, diaclasas, fracturas o cambios en la dureza de las rocas,

un cambio brusco en la densidad de la red de drenaje puede indicar un cambio brusco de la litología,

cambios repentinos en las características de los valles pueden indicar un cambio litológico o tectónico o un limite entre dos áreas de historia epirogenética distinta,

la distribución rectilínea de vertientes y sumergidos naturales puede indicar cambios litológicos en contactos de rocas sedimentarias, fallas o zonas de fracturas.

Ningún drenaje superficial existe en sedimentos sueltos de grano grueso como en arenas gruesas o en gravas, que forman terrazas fluviales, sedimentos (fluvio-)glaciales o eólicos.

 

El relieve depende entre otros factores de la geología.

Directamente se puede identificar por ejemplo dunas, escombros de falda, terrazas aluviales, morrenas, morfología producida por erosión glaciar, deslizamiento y desprendimiento de terreno inestable, dolinas, conos volcánicos, corrientes de lavas.

Indirectamente se puede identificar estructuras formadas por la erosión diferencial como por ejemplo:

conos volcánicos erosionados con núcleo más resistente a la erosión, que cumbre en forma de cúpula como cuello volcánico;

diques sobresalientes o hundidos dependientes de su resistencia relativa a la erosión con respecto a las rocas encajantes.;

rocas sedimentarias resistentes a la erosión y sobresalientes en forma de lomas; complejos intrusivos; aureolas de contacto, que pueden presentar zonas más resistentes a la erosión; estructuras plegadas y fallas.

Las figuras ilustran algunos ejemplos de la relación entre morfología y geología.

 

Información geológica, que se puede obtener a partir de fotos aéreas, depende de los factores siguientes :

Factores geológicos

Las rocas sedimentarias suministran la mayor cantidad de información: estratificación indica cambio litológico y distinta resistencia frente a la erosión.

Menos adecuados para un estudio fotogeológico son las rocas ígneas por su comportamiento relativamente uniforme frente a la erosión, las rocas metamórficas por su gran homogeneidad y áreas cubiertas por sedimentos sueltos.

Factores climáticos

Zonas áridas y semiáridas son bien adecuadas para un estudio fotogeológico por la frecuencia alta de afloramientos, por la poca vegetación y la poca profundidad de meteorización. Además la vegetación responde con exactitud a la oferta de nutrientes, que depende de la litología o de la capa de rocas meteorizadas, que cubre las rocas subyacentes.

Zonas tropicales o de clima templado son menos adecuados para un estudio fotogeológico por su meteorización muy profunda y su capa de vegetación cerrada. Además la meteorización química homogeneiza el suelo de tal manera que la vegetación rara vez responde a las características de las rocas subyacentes.

Zonas de nieve y glaciares son menos adecuadas por un estudio fotogeológico por la capa de nieve, que cubre la morfología del terreno.

Grado de madurez del área de estudio

Madurez se refiere al efecto de la erosión en un área. Un área afectado intensamente por la erosión muestra un relieve relativamente plano, poco destacado, un área poco afectada por la erosión es de un relieve abrupto y fuertemente disectado.

Regiones de relieve inmaduro con morfología disectada proporcionan mayor cantidad y mejor calidad de información geológica que las regiones maduras como los peneplanicies.

Escala de la foto: Escala pequeña = pocos detalles, visión global; escala grande = muchos detalles, visión detallada.

Calidad de la foto: Depende de la absorción y dispersión de la atmósfera en el momento de la exposición, de las características del rollo, de la calidad del revelado.

Otras informaciones disponibles como antecedentes geológicos del área de estudio y la experiencia geológica del interprete facilitan la interpretación de las fotos aéreas.

 

Informaciones geológicas detalladas, que se puede obtener a partir de fotos aéreas

Informaciones litológicas

Sedimentos sueltos

con frecuencia falta el drenaje superficial; relieves son acumulativos como por ejemplo dunas, morrenas, terrazas,

escombras de faldas, depósitos deltaicos.

Rocas sedimentarias

Tono: oscuro = grano fino, claro = grano grueso, ocasionalmente irregular, con textura;

mosaico: bandeado claro-oscuro paralelo a los estratos = estratificación, uniforme = rocas masivas;

esquema de diaclasamiento: en general dirección y ángulos de intersección de diaclasa son constantes en áreas extensas, rocas de grano fino = diaclasas formando un enrejado fino, rocas de grano grueso = diaclasas distintas entre sí, enrejado amplio;

drenaje: rocas de grano fino = red hidrográfica tupida, rocas de grano grueso = red hidrográfica espaciada.

Rocas arcillosas

Tono: gris mediano; drenaje: red hidrográfica tupida, dendrítica fina; vegetación: densa en áreas de clima húmedo; morfología: relieve suave en áreas de clima húmedo, relieve abrupto en áreas de

clima árido.

Alternancia de arcillolitas con areniscas o calizas

Mosaico: bandeado claro-oscuro paralelo a los estratos; drenaje: angular, red hidrográfica paralela o en forma de enrejado; vegetación: diferencias locales de la vegetación, líneas de plantas paralelas a la estratificación; morfología: erosión diferencial de rocas duras y blandas, desarrollo de escarpes, cuestas, crestas y pendientes de valles escalonadas.

Areniscas

Tono: claro a mediano mosaico de gris: con bandeado paralelo = estratificación fina, sin bandeado =

estratificación gruesa; esquema de diaclasamiento: diaclasas distintas entre si, enrejado amplio =

areniscas de grano grueso, enrejado fino de diaclasas = areniscas de grano fino; drenaje: en general red hidrográfica espaciada, red hidrográfica de enrejado

amplio = secuencias de grano grueso, red hidrográfica tupida = secuencias de grano fino;

morfología: en general resistentes a la erosión, modelando un relieve, cuestas, planicies;

morfología detallada burda y meteorización esférica = arenisca de grano grueso; menos resistentes a la erosión, valles profundos de pendientes inclinadas y

crestas pronunciadas = areniscas de grano fino.

Calizas

Tono: claro a muy claro; mosaico de gris: bandeado paralelo = calizas estratificadas, tono uniforme =

calizas masivas; drenaje: en general superficial poco desarrollado; vegetación: en franjas = en alternancia con margas; morfología: meteorización profunda y formación de carst en áreas de clima

húmedo, resistentes a la erosión, relieve modelado, cuestas, pendientes muy

inclinadas, planicies, valles profundos con crestas pronunciadas en áreas de clima árido.

Rocas volcánicas

Tono: oscuro = rocas volcánicas básicas, claro = rocas volcánicas ácidas; drenaje: red hidrográfica poca desarrollada en lavas, red hidrográfica dendrítica

fina en rocas piroclásticas; morfología: conos, cráteres, maares, calderas, planicies y corrientes de lava son

formaciones típicas de áreas volcánicas;  contactos discordantes: se forman por intersección de las estructuras volcánicas

con las rocas preexistentes de otra orientación (por ejemplo con los bandeados de rocas preexistentes).

Rocas intrusivas

Tono: claro = plutonitas ácidas, oscuro a muy oscuro = plutonitas básicas; esquema de diaclasamiento sistemas de fracturas y diaclasas con diversos

ángulos; drenaje red dendrítica poca desarrollada, en algunas zonas angulares o radial; vegetación: uniforme, tupida en áreas de clima húmedo; morfología: meteorización profunda, con frecuencia esférica, relieve suave en

áreas de clima húmedo; resistentes a la erosión intensa disección en valles en áreas de clima árido.

Diques

Tono: gris claro = diques ácidos, oscuro a negro = diques básicos; mosaico: con bandeado paralelo; vegetación: alineaciones de vegetación en el caso de diques básicos; morfología: meteorización profunda, formación de canalones o gargantas =

diques básicos, resistentes a la erosión, desarrollo de crestas y pircas = diques ácidos.

Rocas metamórficas

Tono: mediano, claro = gneises, oscuro a negruzco = anfibolitas; mosaico: uniforme o con bandeado paralelo; esquema de diaclasamiento: sistemas de fracturas y diaclasas con direcciones y

relaciones angulares constantes en un área extensa; drenaje red dendrítica de alta densidad, localmente redes rectangulares o de

enrejado; vegetación: uniforme, tupida en áreas de clima húmedo.

Morfología:

cuarzitas = resistentes a la erosión, formando accidentes sobresalientes como crestas, alineaciones de colinas suaves;

mármol = en áreas de clima húmedo meteorización profunda, con formación de topografía cárstica, en áreas de clima árido resistentes a la erosión formando accidentes sobresalientes como crestas y alineaciones de colinas suaves;

filitas = poco resistentes a la erosión, valles frecuentes, en áreas de clima húmedo meteorización profunda, en áreas de clima árido valles de laderas inclinadas y crestas estrechas;

gneis = resistentes a la erosión, modelando relieve; gneis bandeado = relieve con pequeños alineaciones de colinas paralelas;  anfibolitas = poco resistentes a la erosión; serpentinitas = resistentes a la erosión, colinas esféricas.

 

Informaciones compiladas de los apuntes de Prof. R. Walter (UNI Aachen) y Prof. L. Bischoff (UNI Münster) y de SABINS (1996) por Susanne Griem-Klee.

 

2.3 Imágenes de satelite y otros datos satelitales

2.3.1 Fundamentos teóricos

Introducción en los conceptos \ Energía electromagnética \ Propiedades de ondas electromagnéticas \ Procesos de interacción entre la energía electromagnética y la

materia \ El espectro electromagnético \ Efectos atmosféricos \ Características de una imagen \ Bibliografía \

 

Introducción en los conceptos

Remote sensing de inglés: remote = ubicado lejos; sense = percibir, observar; por consiguiente remote sensing se puede traducir como percepción o observación de estructuras lejanas.

Remote sensing denomina la ciencia, que se ocupa de la producción de imágenes de satélite y de fotos aéreas, del procesamiento de los datos (conversión de los datos brutos en imágenes) y de la interpretación de las imágenes, fotos y otros datos, que reflejan la interacción entre la materia y la radiación electromagnética.

La interacción entre la energía electromagnética y la materia depende de las propiedades físicas de la materia y de la longitud de onda de la energía electromagnética, que se detecta.

Remote sensing se refiere a los métodos que emplean energía electromagnética como ondas de luz, ondas térmicas, ondas radioeléctricas y ondas sonoras (en investigaciones subacuáticas). Métodos geofísicos como los métodos eléctricos, magnético y gravimétrico, conque se miden y se delinean campos de fuerzas, no pertenecen al remote sensing.

En el método más antiguo de la toma y interpretación de fotografías aéreas se utilizan la parte del espectro electromagnético visible.

En los 1960 se desarrollaron las imágenes infrarrojas y imágenes de la parte del espectro ocupada por las microondas y las imágenes de satélite.

 

Energía electromagnética

Energía electromagnética se refiere a la energía que se extiende con la velocidad de la luz en una forma ondulatoria armónica. La forma ondulatoria armónica se caracteriza por ondas que ocurren en intervalos de tiempo iguales. El concepto ondulatorio explica la propagación de la energía. Solamente la energía, que interactúa con la materia puede ser detectada. En la interacción entre energía y materia la energía electromagnética se comporta como si se constituyese de muchos cuerpos individuales, llamados fotones, que parecen a partículas. La refracción de la luz, que transmite por medios ópticos de diferente densidad óptica (de diferentes índices de refracción) se explica por el comportamiento ondulatorio de la luz. El concepto de los fotones se emplea por ejemplo para explicar la medición de la intensidad de la luz por un fotómetro. Mediante la medición de la intensidad de la luz por un fotómetro la interacción de los fotones con un detector sensible a la luz (fotosensible) produce una señal eléctrica, que varia en su intensidad proporcionalmente a la cantidad de los fotones.

 

Propiedades de ondas electromagnéticas

Las ondas electromagnéticas se describen por medio de los parámetros velocidad, longitud de onda y frecuencia.

Las ondas electromagnéticas se propagan con la velocidad de la luz en el vacío c = 2,9979246 x 108 m/s = 299,79246 km/s = aproximadamente 3,00m/s.

La longitud de onda de ondas electromagnéticas es la distancia entre cualquier punto de un ciclo de la onda y el punto con la misma posición en el ciclo sucesivo de la onda (entre dos puntos idénticos sucesivos de la onda). La longitud de onda se expresa por micrómetros (1 µm = 10-6 m) o por nanómetro (1 nm = 10-9 m).

Frecuencia f se define como la cantidad de dorsos de ondas por tiempo. La frecuencia f antiguamente fue expresada por ciclos por segundos, hoy día su unidad es Hz = hertz.

La ecuación siguiente relaciona la velocidad con la longitud de onda l con la frecuencia de la onda electromagnética f : c = l x f.

Temperatura se expresa en °C o en °K, 273°K = 0°C o 0°K = -273°C.

 

Procesos de interacción entre la energía electromagnética y la materia

Energía electromagnética que interactúa con materia sólida, liquida o gaseiforme se denomina radiación incidente. Los procesos de interacción entre materia y energía eléctrica pueden causar cambios en las propiedades siguientes de la radiación incidente:

intensidad, dirección, longitud de onda, polarización , fase.

Por el método de remote sensing se detecta y graba estos cambios. Al interpretar las imágenes y los datos resultados se puede determinar las características de la materia en que incidió la energía electromagnética. Los procesos de interacción entre la energía electromagnética y la materia se describe por sus resultados. La radiación incidente puede ser:

1. transmitida: La energía electromagnética pasa por la sustancia. La transmisión por medios de diferente densidad, como por ejemplo desde el aire al agua, causa un cambio de la velocidad de la radiación electromagnética. La razón de las dos velocidades correspondientes a los dos medios se llama índice de refracción y se la expresa por ns = c0/cs, donde c0 es la velocidad de la radiación electromagnética en el vacío y cs es su velocidad en la sustancia s.

2. absorbida: La radiación incidente ceda su energía en grandes partes para calentar la sustancia, en que incide.

3. emitida: La radiación es emitida por la sustancia, generalmente en forma de longitudes de onda más largas y en función de su estructura y su temperatura.

4. ‘scattered’ o esparcida: La radiación incidente es emitida y esparcida en todas las direcciones. ‘Scattering’ o esparcimiento se produce por superficies con cierto relieve o rugosidad comparable con la longitud de onda de la energía incidente. Por ejemplo ondas de luz sufren esparcimiento por moléculas o partículas de la atmósfera, cuyos tamaños son parecidos a las longitudes de onda de luz.

5. reflejada: La energía incidente regresa desde la superficie de la sustancia formando un ángulo con la normal a la superficie igual al ángulo de incidencia. Superficies relativamente planas con respecto a la longitud de onda de la energía incidente pueden causar la reflexión. Además la polarización o es decir la dirección de oscilación de la energía reflejada puede variar con respecto a la energía incidente.

La emisión, el esparcimiento y la reflexión principalmente son determinados por las propiedades de la superficie, en que inciden, como su color o su rugosidad. A estos procesos de interacción se llama fenómenos superficiales. Los procesos de interacción, que son determinados por las propiedades internas de la materia como la transmisión y la absorción, son los fenómenos de volumen. La combinación distinta de interacciones superficiales y de volumen con cualquier sustancia depende de la longitud de onda de la radiación incidente y de las propiedades de la sustancia.

 

El espectro electromagnético

El espectro electromagnético describe el continuum de energía de longitudes de ondas de metros a nanómetros. La energía se extiende con la velocidad de la luz. Toda la materia emite un rango de energía electromagnética. Si la temperatura de la materia se

aumenta, el máximo de intensidad de la energía emitida se caracteriza por longitudes de onda relativamente cortas en comparación a temperaturas más bajas.

Regiones de longitudes de ondas y bandas

A base de las longitudes de onda el espectro electromagnético en regiones. El espectro electromagnético se extiende desde las longitudes de onda muy cortas de la región de rayos gamma (medido en partes de nm) a las longitudes de onda largas de la región radioeléctrica (medido en m). El espectro visible ocupa las longitudes de onda entre 0,4 y 0,7 µm aproximadamente. La energía reflejada por la Tierra durante el día se puede presentar en función de la longitud de onda, el máximo energético es reflejado con longitudes de onda alrededor de 0,5 µm que corresponde a las longitudes de onda de color verde y que se llama alto de energía reflejada (reflected energy peak). Además la Tierra emite energía, cuyo máximo se caracteriza por longitudes de onda de 9,7 µm. Este alto de energía radiante corresponde a la parte térmica de la región infrarroja. La atmósfera absorbe energía en las regiones de los rayos gamma y de los rayos x y en la mayor parte de la región ultravioleta. Por esto en remote sensing no se utiliza estas regiones del espectro electromagnético. En remote sensing terrestre se detecta las regiones de las microondas, visible y infrarroja y las longitudes de onda largas de la región ultravioleta. Intervalos de longitudes de onda caracterizados por una transmisión alta por la atmósfera terrestre se llaman ventanas atmosféricas y se las utilizan para tomar las imágenes de remote sensing. Las regiones principales de remote sensing se subdivide en bandas, como las bandas azul, verde y roja de la región visible (fig.1-2 y 1-3, SABINS, 1996).

Espectro electromagnético y las características de los distintos intervalos espectrales

Región Longitud de onda Características de los intervalos espectrales

Rayos gammas < 0,03 nm Radiación incidente en la Tierra es absorbida completamente por la atmósfera superior, no adecuado para ‘remote sensing’.

Rayos X 0,03 - 30 nm Completamente absorbidos por la atmósfera, no empleados en ‘remote sensing’.

Región ultravioleta

0,03 - 0,4 µm longitud de onda < 0,3 µm incidente es absorbida completamente por el ozono en la atmósfera superior.

Banda ultravioleta fotográfica

0,3 - 0,4 µm Transmitida por la atmósfera, detectada por rollos y fotodetectores, a menudo esparcimiento atmosférico.

Espectro visible 0,4 - 0,7 µm Grabado por rollos y fotodetectores, incluye el máximo de la energía reflejada por la Tierra a longitud de onda = 0,5 µm.

Región infrarroja

0,7 - 100 µm Interacción con la materia varia con la longitud de onda, las ventanas de la transmisión atmosférica están separadas por bandas de absorción.

Banda infrarroja reflejada

0,7 - 3,0 µm Radiación solar reflejada, no contiene informaciones acerca de las propiedades térmicas de materia, el intervalo de 0,7 a 0,9 µm se llama banda infrarroja fotográfica y es detectado por rollos.

Banda térmica infrarroja

3 - 5 µm, 8 - 14 µm Ventanas atmosféricas principales de la región térmica, las imágenes de estas longitudes de onda se obtiene por scanners ópticos, mecánicos y vidicóns especiales.

Región de microondas

0,1 - 100 cm Penetran por nubes, neblina, lluvia, imágenes se obtiene por scanning systems activos y pasivos.

Radar 0,1 - 100 cm Forma activa de remote sensing utilizando las microondas, imágenes de radar se obtiene a varias .

Radio > 100 cm Parte de más largas del espectro electromagnético.

 

Efectos atmosféricos

Los gases de la atmósfera absorben energía electromagnética de distintas longitudes de onda, las cuales se llama bandas de absorción, por ejemplo la capa de ozono (O3) en la atmósfera superior absorbe las longitudes de onda menores que 0,3 µm. Las nubes, que se constituyen de partículas de agua liquida de tamaño igual al aérosol dispersan la radiación electromagnética de longitudes de onda menores que 0,1 cm. Solamente la radiación en la región de las microondas y de longitudes de onda mayores puede penetrar por las nubes sin ser esparcida, reflejada o absorbida.

 

Características de una imagen

La imagen es una representación de pixeles (elementos de la imagen) sin consideración de las longitudes de onda utilizadas para formarla. Una fotografía es una imagen, en que se graba las longitudes de onda entre 0,3 y 0,9 µm. Sus características son:

1. La escala: pequeña < 1:500.000, mediana = 1:50.000 a 1:500.000, grande > 1:50.000.

2. La claridad o la oscuridad respectivamente: variaciones en la intensidad de la radiación electromagnética se reflejan en variaciones de la claridad o oscuridad de los tonos de la imagen. La claridad se refiere a la magnitud de la repuesta producida por la luz en el ojo humano y es una percepción subjetiva. La luminosidad es una medida cuantitativa de la intensidad de la luz emitida por una fuente luminosa y se la mide por medio de un fotómetro. Las variaciones en la claridad de un tono de gris en fotos en blanco-negro por ejemplo se pueden medir por una escala de referencia de gris. En fotos aéreas el tono es determinado por la capacidad del objeto de reflejar la luz solar incidente, y además por efectos atmosféricos y por la sensibilidad espectral del rollo.

3. El contraste: se cuantifica por la razón entre la parte la más clara y la parte la más oscura de la imagen = razón de contraste = CR = Cmax./Cmin., donde Cmax = claridad máxima de la escena, Cmin = claridad mínima de una escena. En una escala de claridad de 1 a 10 por ejemplo:

un contraste alto tiene un valor de CR = 9/2 = 4,5, un contraste mediano tiene un valor de CR = 5/2 = 2,5, un contraste suave tiene un valor de CR = 3/2 = 1,5.

Las causas de un contraste suave pueden ser:

Los objetos y el fondo de una escena dan una repuesta electromagnética +/- uniforme a la banda particular de longitud de onda, que graba el sistema de remote sensing.

La energía electromagnética es esparcida por la atmósfera. Este efecto es lo más pronunciado en las regiones de longitudes de onda cortas.

El sistema de remote sensing no es suficientemente sensible para detectar y grabar el contraste del terreno.

4. La resolución: La resolución espacial se refiere a la capacidad de distinguir entre dos objetos ubicados uno al lado del otro en la imagen o es decir es la distancia mínima entre dos objetos, para que los dos objetos todavía aparezcan distintos y separados. El poder de resolución se aplica a un sistema, que forma imágenes, la resolución espacial se aplica a la imagen formada por el sistema. Otro parámetro determinante de la resolución espacial es el poder de resolución angular. El poder de resolución angular se define por el ángulo formado por líneas imaginarias, que parten del sistema de detección y corren a dos objetos ubicándose la distancia mínima para distinguirlos. Se lo mide usualmente en radians (rad). 1 rad = ángulo formado por un arco BC de una esfera de longitud igual a la longitud del radio de la esfera o es decir ángulo en rad = longitud del arco/radio de la esfera. 2pi = 6,28 rad = 360º, 1 rad = 360º/2pi = 57,29578º, 1º = 2pi /360º = 0,0174533 rad = 17,4533 mrad (véase fig. bogenmas.cdr).

5. La detectabilidad es la capacidad de un sistema, que forma imágenes, de detectar la presencia o la ausencia de un objeto.

6. La reconocibilidad es la capacidad de identificar un objeto en una imagen.

7. La signatura se refiere a la apariencia de un objeto en una imagen, que posibilita su identificación como objeto. Por ejemplo la signatura espectral de un objeto es su claridad medida a una longitud de onda de energía especifica.

8. La textura se refiere a la frecuencia de cambio y a la disposición de los tonos en una imagen y se la describe por términos como gruesa, moderada, fina.

9. La clave de interpretación se refiere a la característica o la combinación de las características, que posibilitan su identificación, por ejemplo el tamaño, la forma, el tono, el color.

 

Bibliografía

SABINS, F.F. (1996): Remote Sensing. - 494p., New York (Freeman and Company).

 

Próxima página

2.3 Imágenes de satelite y otros datos satelitales

2.3.2 Sistemas de remote sensing y datos obtenidos por ellos

Framing systems \ Scanning systems \ Términos descriptivos \ Cross track scanner \ Circular scanner \ Along track scanner \ Side scanner \ Curvas de reflectancia espectral \

Sistemas para formar imágenes multiespectrales \ Bibliografía \

 

Sistemas de remote sensing

Aparte del ojo humano se distingue dos tipos principales de sistemas de remote sensing:

‘Framing systems’ y ‘scanning systems’.

‘Framing systems’, Fig.1-11

‘Framing systems’ instantáneamente producen una imagen de un área como cámaras y vidicóns. Las lentes de una cámara por ejemplo producen una imagen del área en su plano focal, en que la imagen está proyectada nítidamente. La imagen se graba en un rollo en el momento, en que la luz puede pasar a la cámara para exponer el rollo. La sensibilidad de los rollos varia de 0.3 a 0,9 µm (partes ultravioletas, luz visible, parte

reflejada infrarroja). El vidicón es una cámara de televisión, que graba la imagen en una superficie fotosensible y cargada electrónicamente. Un rayo electrónico explora esta superficie para detectar la disposición de las diferencias en la carga electrónica, que constituye la imagen. El rayo electrónico produce una señal, que se puede transmitir y grabar en una cinta magnética. Algunos vidicóns son sensibles para la parte térmica infrarroja.

‘Scanning systems’

Un ‘scanning system’ se constituye de un detector caracterizado por un campo visual estrecho, que se mueve en líneas paralelas (‘scan lines’) sobre y encima del terreno para producir una imagen. Fotones de energía electromagnética emitidos o reflejados del terreno llegan al detector produciendo una señal eléctrica, que varia en proporción a la cantidad de fotones. La señal se amplifica y se graba en una cinta magnética.

 

Términos descriptivos, empleados para caracterizar ‘scanning systems’

Resolución espectral se refiere al intervalo de longitud de onda captado por el detector de un ‘scanning system’. Resolución espectral o ‘ancho de la banda’ es el intervalo de longitud de onda en que la repuesta del detector es >= 50% (véase diagrama longitud de onda en el eje x, repuesta del detector en % en el eje y), Fig.1-13.

Resolución espacial es la distancia mínima entre dos objetos uno al lado del otro, en que dos objetos aparecen distintos y separados.

Instantaneous field of view IFOV = campo visual instantáneo es el ángulo formado por los ‘rayos electromagnéticos’ los más exteriores captados por un detector de un ‘scanning system’. El campo visual instantáneo junto con la altura del detector determina el área del terreno explorado en un instante de detección (= ‘ground resolution cell’ o celda básica de resolución), Fig.1-16.

Angular field of view = campo visual angular determina la línea del terreno explorada y es medida como un ángulo en grados.

Ground swath = longitud de la línea del terreno explorada: ground swath = tan(campo visual angular/2) x altitud x 2, Fig.1-16.

Por su altura grande para satélites el campo visual angular puede ser estrecho para cubrir una línea del terreno ancha.

La intensidad de la señal generada por el detector es una función de los factores siguientes:

El flujo de energía: La cantidad de la energía reflejada o emitida por el terreno. La altitud: La cantidad de la energía, que recibe el detector es inversamente

proporcional al cuadrado de la distancia (altitud). El ancho de la banda espectral: La señal es más intensa para detectores, que

responden a una banda espectral más ancha.

El campo visual instantáneo: Para lograr una resolución espacial alta, el campo visual instantáneo tiene que ser pequeño, a lo cual corresponde una señal de baja intensidad.

Dwell time: Es el tiempo, que necesita el detector para captar una celda básica de resolución o es decir el área mínima, que se puede distinguir y presentar separadamente en la imagen correspondiente. Con un ‘dwell time’ largo puede llegar más energía al detector, de que resulta una señal de alta intensidad.

 

Los cuatro tipos comunes de ‘scanning systems’ son

Cross track scanner

Se constituye de un espejo faceteado, que gira por medio de un motor eléctrico con un eje de rotación horizontal alineado paralelamente a la dirección del vuelo. El espejo faceteado se mueve sobre y encima del terreno en líneas paralelas orientadas perpendicularmente a la dirección del vuelo. La energía emitida y/o reflejada por el terreno se enfoca al detector por espejos secundarios. En la fig 1-13 la resolución espectral del detector o el ancho de banda respectivamente es 0,60 µm - 0,50 µm = 0,10 µm. Las celdas básicas de resolución, que forman una línea explorada, son de diferentes dimensiones según la posición del detector, es decir de tamaño mayor en la periferia, de tamaño menor en el centro de una línea, Fig.1-12. El tiempo, que necesita el cross track scanner para detectar una celda básica de resolución se calcula:

Dwell time = velocidad para cubrir una línea / cantidad de celdas básicas en una línea.

El ‘dwell time’ de un ‘cross track scanner’ se determina por el campo visual instantáneo del detector y por la velocidad, conque el espejo se mueve sobre y encima del terreno. Por ejemplo un típico cross track scanner aeroportado en una altitud de 10 km sobre el terreno con un campo visual instantáneo de 1 mrad y un campo visual angular, que consume un tiempo de 0,02s para explorar una línea de terreno, necesita un tiempo de 0,00001s ('dwell time') para detectar una celda básica de resolución. En lo siguiente comparamos la velocidad del avión con el 'dwell time' del detector con una velocidad típica de 720km/h = 200m/s el avión pasa los 10m de una celda básica de resolución en 0,05s, por consiguiente el 'dwell time' del detector de = 0,00001s es 5000 veces más corto. Por el ‘dwell time’ corto el detector recibiría una señal de intensidad baja, que se puede aumentar por medio de un campo visual instantáneo largo y de un ancho de banda grande.

Circular scanner

En un scanner circular el motor y el espejo están alineados con un eje vertical de rotación, que se mueve en forma circular sobre y encima del terreno. Solamente la parte frontal explorada se graba para formar una imagen. La distancia entre scanner y terreno es constante y todas las celdas de resolución tienen las mismas dimensiones. Como los métodos de procesar los datos para formar imágenes fueron desarrollados para los datos de scanners lineares, los datos de scanners circulares tienen que ser transformados antes de su procesamiento. Un scanner circular se utiliza para una investigación de reconocimiento.

Along-track scanner

Se constituye de varios detectores, que cubren completamente una línea explorada (= ‘line scan’). Para cada celda básica de resolución de una línea de terreno se ocupan un otro detector. De tal manera se puede aumentar el tiempo para detectar una celda básica de resolución ('dwell time'). Los detectores están alineados en el plano focal de la imagen por un sistema de lentes. El eje longitudinal de la alineación de los detectores es perpendicular a la dirección del vuelo. Por el 'dwell time' largo el ‘along track scanner’ produce imágenes de altas resoluciones espacial y espectral. El 'dwell time' de un along track scanner se calcula:

Dwell time = ancho de la celda básica / velocidad.

El ’dwell time’ para una celda básica de resolución es determinado solamente por la velocidad del avión o del satélite. Por ejemplo para un avión de la velocidad de 720km/s = 200m/s el ‘dwell time’ del ‘along track scanner’ para una celda básica de resolución de 10m de ancho es 0,05s, que es 5000 veces más largo que el ‘dwell time’ de un ‘cross track scanner’ moviéndose con la misma velocidad (0,00001s). Por esto los detectores de un ‘along track scanner’ pueden ser de un campo visual instantáneo más pequeño o es decir de una resolución espacial más fina, y pueden ser caracterizados por un ancho de banda más estrecho o es decir de una resolución espectral más alta.

Side scanner

Son sistemas activos. Un sistema radar por ejemplo transmite pulsos de energía de la región de microondas dirigidos a la línea del terreno explorado y detecta la energía esparcida por el terreno. Un sistema sonar por ejemplo transmite pulsos de energía sonar en el mar para realizar batimetría.

 

Comparación entre ‘cross track scanner’ y ‘along track scanner’

Tipo de scanner Cross track scanner Along track scanner

Campo visual instántaneo Más ancho Más estrecho

Línea explorada Más ancha Más corta

Sistema mecánico Complejo Sencillo

Sistema óptico Sencillo Complejo

Dwell time Más corto Más largo

Rango espectral del detector Ancho Estrecho

Resolución espectral Menor Mayor

Resolución espacial Menor Mayor

La selección del scanner adecuado depende de varios factores como por ejemplo de los objetivos de los estudios de las imágenes. Debido a su campo visual angular ancho el cross track scanner explora una ancha línea de terreno. Por esto se lo aplica preferentemente en estudios de reconocimiento de un área. El along track scanner con sus altas resoluciones espacial y espectral se emplea de preferencia para estudios detallados.

 

Curvas de reflectancia espectral

Aparte de las imágenes se puede obtener otras informaciones de los scanning systems, como por ejemplo las curvas de reflectancia espectral o los espectros reflectantes, que delinean el porcentaje de energía incidente, que es reflejado por la materia (eje y) en función de la longitud de onda de la energía (eje x). Las curvas de reflectancia son validas para reconocer la materia como por ejemplo diferentes tipos de minerales y rocas (véase fig. 1-17) en imágenes de ‘remote sensing’. Los altos de la curva se denominan altos de reflectancia (reflectance peaks), los valles de la curva se denominan bandas de absorción (absorption features). En el terreno o en el laboratorio los espectros de reflectancia se obtiene por espectrómetros de reflectancia, cuyos resultados se puede comparar con los espectros de reflectancia sacados del ‘scanning system’ teniendo en cuenta, que las celdas básicas de resolución de los dos instrumentos varían mucho en su tamaño (espectrómetro del laboratorio con celda más pequeña - algunos cm2 - en el caso del espectro de reflectancia, celda básica de resolución de un típico cross track scanner es 10 x 10m2).

Ejemplo: Espectroscopía reflectante aplicada a minerales de alteración en Mina La Coipa, III Región, Chile. Trabajo de Memoria de Sanny Legua Olivares.

En la mina La Coipa se emplea un espectrómetro de reflectancia portátil en el levantamiento geológico de zonas de alteración, que en La Coipa y su alrededor frecuentemente son asociadas con depósitos minerales de plata y oro. Muchos de los minerales típicos de alteración de depósitos de oro y plata como los sulfatos alunita (sulfato de potasio y aluminio) y jarosita (sulfato de Fe3+) y distintos minerales arcillosos como dickita, caolinita y pirofilita son muy similares en su apariencia macroscópica, lo que dificulta su identificación en terreno. En lo contrario sus espectros de reflectancia como repuestas a ondas cortas infrarrojas incidentes en ellos difieren apreciadamente entre sí (véase fig., memoria de LEGUA, S., 1989, p.17). El espectrómetro de reflectancia hace uso de las ondas electromagnéticas infrarrojas cortas (= SWIR, banda de 1,3 a 2,5 µm), conque se puede identificar y distinguir especialmente los minerales de alteración arriba mencionados típicos para depósitos de oro, plata y cobre.

Los rasgos de absorción espectral observados por medio del espectrómetro infrarrojo portatil (PIMA) como rango espectral de la onda corta infrarroja son los resultados de combinaciones y sobretones de vibraciones a lo largo de la onda corta infrarroja. Estas absorciones se deben a los bandeamientos y estiramientos de las ondas en las moléculas de los minerales, lo que da origen a la absorción presentada con respecto a la onda corta infrarroja empleada. Estas absorciones incluyen los rasgos de hidroxilo, agua, carbonato, amonio y de los grupos Al-OH, Mg-OH y Fe-OH.

La reflectancia de una muestra mineral o rocosa se mide desde su superficie un intervalo de 30 a 60s. El sensor de medición tiene un diámetro de aproximadamente 10mm. Un PC incorporado a un costado del sensor de medición se encarga de entregar los espectros, especialmente en terreno obteniendo resultados inmediatos. El instrumento está equipado con una fuente de luz interna con características similares a la luz del día. Se puede energizar el espectrómetro conectándolo a la red de 220 Volt, con dos baterías de 6 Volt cada una o al encendedor de cigarrillos de vehículos. Los resultados se compara con curvas de patrón obtenidas a partir de mediciones de los minerales puros en el laboratorio. Factores, que influyen la calidad de la medición son los siguientes:

El contenido en agua: a partir de una muestra seca se obtiene una curva espectral mejor definida en comparación a una muestra húmeda, en la cual el agua contribuye a la curva espectral.

El tamaño de grano del mineral en identificación: un conjunto de un solo tipo mineral muy fino o es decir un polvo del mineral generalmente entrega curvas espectrales más claras.

La composición de la muestra: de un solo mineral se obtiene una curva espectral típica para este mineral, de varios minerales se obtiene una curva formada por la superposición de las repuestas de los varios minerales.

El intervalo de tiempo de medición: debe ser entre 30 y 60s.

Las ventajas del espectrómetro de reflectancia son la rapidez de la identificación de minerales específicos típicos de alteración, su portabilidad y las varias aplicaciones como en un levantamiento geológico y en un estudio comparativo de resultados de scanners de satélites con espectros obtenidos en laboratorios a través de dicho espectrómetro. El espectrómetro de reflectancia entrega sólo resultados cualitativos acerca del contenido de una muestra en algunos minerales típicos de alteración, no puede entregar datos cuantitativos, ni puede identificar claramente cualquier sustancia con una curva espectral poco característica para el rango empleado de longitud de onda entre 1,3 y 2,5 µm.

 

Sistemas para formar imágenes multiespectrales

Imágenes multiespectrales se produce por la combinación de imágenes, en que se graban diferentes intervalos de longitudes de onda o diferentes bandas espectrales. Tres bandas de longitud de onda se pueden combinar para formar imágenes en color. Se utilizan los sistemas para formar imágenes multiespectrales ampliamente en satélites. Se obtiene las imágenes multiespectrales por ‘framing systems’ y por ‘scanning systems’.

En los ‘framing systems’ se alinea varias cámaras o vidicons juntos para producir múltiples imágenes simultáneas. Los sistemas originarios multiespectrales eran las cámaras multiespectrales, que producen fotos en blanco-negro constituyéndose de bandas espectrales estrechas. Hay dos modos de función para los vidicóns multiespectrales:

1. Dos o más sistemas graban imágenes a diferentes bandas de longitudes de onda. 2. Un sistema graba bandas múltiples.

Hay varios tipos de vidicóns: 1. vidicóns, que graban bandas estrechas en las regiones visibles y infrarrojas reflejadas. 2. Un sistema de dos vidicóns, que graba bandas rojas y infrarrojas reflejadas (por ejemplo para el análisis de basureros casuales). 3. Sistemas, que graban tres o cuatro bandas (azul, verde, roja y infrarroja reflejada).

Los ‘scanning systems’ multiespectrales, tanto ‘cross track scanner’ como ‘along track scanner’ se utilizan en aviones y en satélites. ‘Cross track scanner’ (fig. 1-19) emplean un espectrómetro para dispersar la energía incidente formando un espectro y detectores graban las bandas de longitudes de onda especificas. La tabla 1-5 ilustra las 10 bandas detectadas por un cross track scanner multiespectral de la empresa Daedalus y los intervalos de longitud de onda correspondientes. Los ‘along track scanners’ (fig 1-19) emplean detectores alineados en líneas paralelas y cada línea de detectores graba una banda espectral. Se los utilizan por ejemplo en el satélite SPOT. También existen ‘side scanning radar systems’, que graban dos o más longitudes de onda en la región de microondas.

Un ‘hyperspectral scanning system’ es un scanner multiespectral, que puede grabar hasta unas 10 bandas de 0,01µm de ancho, mientras que los ‘scanning systems’ convencionales pueden grabar hasta 10 bandas de 0,10µm de ancho. Las imágenes producidas por ‘hyperspectral scanning systems’ se graban en forma digital. Un tipo de ‘hyperspectral scanner’ es el AVIRIS hyperspectral scanner - AVIRIS significa ‘airborne visible/infrared imaging spectrometer’, que produce 224 imágenes, cada una graba una banda de 10nm ancho. Además se puede convertir las bandas estrechas de cada imagen en un espectro de reflectancia, que puede ayudar en la identificación de la materia, que constituye el terreno. Fig. 1-24 ilustra los espectros de tres minerales - caolinita, un mineral arcilloso, alunita, un sulfato de Al y buddingtonita, un feldespato de amoníaco (NH4)[AlSi3O8]. En detalle se trata de los espectros, que se fundan en todas las bandas grabadas por el sistema AVIRIS (líneas continuas) y de los espectros medidos por un espectrómetro en el laboratorio. Para cada mineral fue delineado el porcentaje de reflectancia en función de la longitud de onda. Los espectros obtenidos de los mismos minerales por los dos diferentes métodos desvían entre sí. Los espectros obtenidos por el sistema AVIRIS son influidos por otros materiales, que constituyen el área del terreno detectado, mientras que los espectros del laboratorio son espectros de los minerales puros.

 

Bibliografía

LEGUA OLIVARES, S. (1998): Espectroscopia reflectante aplicada a minerales de alteración an mina "La Coipa", III región, Chile. - Memoria no publicada, UDA.

SABINS, F.F. (1996): Remote Sensing. - 494p., New York (Freeman and Company).

 2.3 Imágenes de satelite y otros datos satelitales

2.3.3 Sistemas de satélite

Landsat \ Landsat 4 y 5 \ Órbitas \ Bibliografía \

 

Landsat

Landsat es un sistema de satélite, antes de 1974 fue llamado ERTS (Earth Resources Technology Satellite), hasta 1985 fue operado por la NASA y actualmente está dirigido por la empresa particular EOSAT. Landsat puede producir las imágenes de todas las partes de la superficie terrestre sin pedir permisos de los gobiernos y ofrece las imágenes a todos, que quieren aplicar imágenes de satélite y a precios uniformes. Landsat suministró la primera base de datos de la Tierra completa con resoluciones espaciales y espectrales adecuadas para varias aplicaciones. Los datos de Landsat son disponibles en forma digital. Los satélites de Landsat fueron colocados en sus órbitas por medio de cohetes del tipo Delta, que fueron lanzados de la base del ejército del aire Vandenberg en California. Los satélites de Landsat de la primera generación - Landsat 1, 2 y 3 - fueron lanzados en los años 1972, 1975 y 1978. Estos satélites fueron equipados con un scanner multiespectral (MSS), y con un vidicón (return beam vidicon system). La tabla 3-1 muestra las características de los satélites de la primera (Landsat 1, 2 y 3) y segunda generación (Landsat 4 y 5).

Tabla 3-1: Características de las órbitas y de los sistemas formadores de imágenes de la primera y segunda generación de Landsat:

Generación Landsat 1, 2 y 3 Landsat 4 y 5

Altitud 918 km 705 km

Orbitas al día 14 14,5

Cantidad de órbitas (paths) 251 233

Ciclo repetidor 18 días 16 días

Recubrimiento lateral al ecuador 14,0 % 7,6 %

Pasa la latitud 40°N a la hora local del sol

9:30 a.m. 10:30 a.m.

Periodo de operación 1972 - 1984 1982 - futuro

Memoria de los datos en el satélite Si No

Equipado con:    

Scanner multiespectral (MSS) Si Si

Thematic mapper No Si

La tabla 3-2 muestra las características del ‘scanner’ multiespectral y del ‘thematic mapper’.

Tabla 3-2: Características de sistemas formadores de imágenes de Landsat

Sistema   Scanner multiespectral

Thematic mapper

Región espectral

Visible y IR reflejado 0,50 - 1,10 µm 0,45 - 2,35µm

  IR térmico   10,5 - 12,5 µm

Bandas espectrales

  4 7

Recubrimiento del terreno

En dirección E-W 185 km 185 km

  En dirección N-S 185 km 170 km

Campo visual instantáneo

Visible e IR reflejado 0,087 mrad 0,043 mrad

  IR térmico   0,17 mrad

Celda básica de resolución

Visible e IR reflejado 79 x 79 m2 30 x 30 m2

  IR térmico   120 x 120 m2

El MSS de los satélites de la primera generación es un cross track scanner, que detecta cuatro bandas espectrales con una celda básica de resolución de 79 x 79 m2. En comparación al MSS el TM cubre un intervalo de longitud de onda más ancho y es de más alta resolución espacial considerando las regiones espectrales de la luz visible y del infrarrojo reflejado.

La tabla siguiente (3-3) muestra las cuatro bandas y sus características.

Tabla 3-3: Bandas espectrales del scanner multiespectral (MSS) de Landsat

Bandas* del MSS longitud de onda en µm

Color Color proyectado para formar una imagen IR de color

1 (4) 0,5 - 0,6 Verde Azul

2 (5) 0,6 - 0,7 Rojo Verde

3 (6) 0,7 - 0,8 IR reflejado ---

4 (7) 0,8 - 1,1 IR reflejado Rojo

*Las cifras en paréntesis son las denominaciones de las bandas para las imágenes producidas por Landsat 1, 2 y 3. Para Landsat 4 y 5 se utilizan las cifras 1, 2, 3 y 4 para las mismas bandas.

 

Landsat 4, 5 y 7

La segunda generación de Landsat se constituye de 2 satélites, lanzados en 1982 y en 1984. Landsat 4 ya no funciona, Landsat 5 funcionó hasta Marzo 1996, Landsat 7 fue lanzado en Septiembre 1993, pero no llegó a su órbita.

Los satélites de la segunda generación están equipados con un ‘thematic mapper’ y con un MSS. El ‘thematic mapper’ es un cross track scanner equipado con un espejo, que explora y oscila simultáneamente, y con 16 detectores alineados para las bandas visibles y las bandas correspondientes al IR reflejado. Los datos se detectan a los dos lados (este y oeste) del espejo. De tal modo se puede reducir el ‘scan rate’ o es decir el tiempo necesario para explorar una línea del terreno, se puede aumentar el ‘dwell time’ y la razón entre señal y fondo en comparación al MSS. En una altitud del satélite de 705 km con un campo visual angular de 14,9° el sistema puede cubrir una línea de terreno de 185 km de longitud. El ‘thematic mapper’ detecta las bandas espectrales de 1 a 7. Las bandas 1 a 4 corresponden a las longitudes de onda de 0,5 - 1,1µ m (Tabla 3-3), la banda 6 de 10,4 - 12,5 µm por ejemplo corresponde a la energía del IR reflejado. La banda espectral de 2,1 - 2,4 µm tiene gran importancia en el levantamiento geológico a partir de imágenes de satélites. Las características de todas las bandas del ‘thematic mapper’ salen en la tabla 3-4.

Banda longitud de onda en µm

Características

1 0,45 - 0,52

Azul-verde. Penetración máxima por agua, adecuada para la batimetría, adecuada para distinguir suelo y vegetación.

2 0,52 - 0,60

Verde. Delinea la reflectancia de la vegetación.

3 0,63 - 0,69

Rojo. Delinea una banda de absorción de clorofila, importante para distinguir tipos de vegetación.

4 0,76 - 0,90

IR reflejado. Adecuada para determinar el contenido en biomasa y para el mapeo de líneas de ribera.

5 1,55 - 1,75

IR reflejado. Indica el contenido en agua en suelos y vegetación, penetra por nubes delgadas, presenta distintos tipos de vegetación en contrastes diferentes.

6 10,4 - TR térmico. Imágenes nocturnas son adecuadas para un mapeo

12,5 térmico y para estimar el contenido de agua en suelos.

7 2,08 - 2,35

IR reflejado, coincide con una banda de absorción causada por iones hidroxilos en minerales.

La fig. 3-4 ilustra las proporciones de los satélites de Landsat y la posición de los sistemas MSS y ‘thematic mapper’, las celdas solares generan la energía eléctrica necesaria para su función, la antena recibe informaciones y transmite datos de imágenes a las estaciones terrestres (datos del MSS y del ‘thematic mapper’) o a otros satélites, ubicados en órbitas geo-estacionarias (datos del ‘thematic mapper’). Cuando el satélite se ubica en la zona de recepción de una estación terrestre, los datos del ‘thematic mapper’ son detectados y transmitidos simultáneamente. La fig. 3-5 ilustra la construcción de un thematic mapper. Imágenes detectadas por el ‘thematic mapper’ en posiciones del satélite afuera el alcance de una estación terrestre son transmitidas a satélites (Tracking and Data Relay Satellites) ubicados en órbitas geo-estacionarias, que hacen pasar los datos a una estación de recepción terrestre.

Las imágenes producidas a partir de las bandas detectadas por el ‘thematic mapper’ generalmente se presentan en colores. Por su resolución espacial gruesa (120m) la banda 6 se utilizan rara vez, pero es adecuada para un levantamiento térmico. Las demás bandas visibles y IR reflejadas se puede combinar y asignar los colores azul, verde y rojo a las bandas de una combinación distinta de tal modo formando imágenes en color. En total existen 120 combinaciones posibles de colores de que prácticamente se utilizan solamente una cantidad pequeña para la mayoría de aplicaciones. La combinación óptima de bandas es determinada por el terreno, el clima y el objetivo de la interpretación.

 

Landsat 7

El 15 de Abril 1999 se lanzaron nuevamente un Landsat 7 a la órbita. Landsat 7 está equipado con un sensor, que se caracteriza por una combinación de cobertura sinóptica, por alta resolución espacial con bandas correspondientes a la observación visible del infrarrojo y por una banda adicional pancromática de 15m de resolución y un rango espectral cubriendo el verde al infrarrojo cercano (según Minería Chilena, 2000).

 

Otros sistemas satelitales

El Satélite Radarsat construye imágenes del tipo radar bajo cualquier condición climática, y está especialmente útil en lugares con abundante vegetación (según Minería Chilena, 2000).

La constelación de satélites IRS (Indian Remote Sensing Satellites) está caracterizada por una resolución espacial de 20m y de 4m y es utilizada para imágenes de estructuras geológicas y de la geología en general, para imágenes de avances de rajos y para la determinación de índices de vegetación (según Minería Chilena, 2000).

 

Órbitas

Tabla 3-1 lista las características de las dos generaciones de Landsat. Los satélites de Landsat fueron lanzados en órbitas sincrónicas al sol con el objetivo de obtener imágenes de todas las partes de la Tierra. Fig. 3-12 ilustra el hemisferio terrestre iluminado por la luz del día y la órbita fija de la segunda generación de Landsat (4 y 5) en líneas sólidas. En 24 horas el satélite genera 14,5 trazas constituyéndose de imágenes consecutivas. El ancho de las imágenes (‘image swaths’) es 185 km y se lo presenta en la figura 3-12 por las líneas cortas perpendiculares a las líneas largas continuas. El segmento en el Norte de cada órbita cubre el hemisferio oscuro. Las áreas polares arriba de latitudes de 81°N o S respectivamente no se cubren por los satélites de Landsat. Cada 24 horas las trazas de imágenes son desplazadas hacia el Oeste por la rotación de la Tierra. Después de 16 días la Tierra es cubierta completamente por 233 imágenes adyacentes, que lateralmente se solapan, y el ciclo comienza repite nuevamente. El intervalo de 16 días se denomina ciclo repetitivo. Por las órbitas sincrónicas al sol en cada ciclo repetitivo las órbitas correspondientes ocurren al mismo tiempo.

 

Bibliografía

Minería Chilena (2000) No. 224.

SABINS, F. (1996): Remote Sensing. - 494p., New York (Freeman and Company).

 

Links:

http://www.eurimage.com

2.3.4 Interpretación geológica de imágenes MSS y TM

Imágenes formadas por un scanner multiespectral (MSS) \ Técnicas de interpretación de una imagen de satélite: Levantamiento de la litología - Levantamiento de la estructura geológica \ Combinaciones de bandas espectrales detectadas por el ´thematic mapper’\ El reconocimiento de zonas de alteración hidrotermal en una imagen de satélite \ Imágenes clasificadas \

 

Imágenes formadas por un scanner multiespectral (MSS)

Las imágenes tienen formas como paralelogramas. Puesto que a partir del margen nórtico las líneas exploradas sucesivas por el scanner multiespectral son desplazadas hacia el Oeste para compensar la rotación de la Tierra durante un intervalo de tiempo de 25s, que ocupa el scanner para explorar una línea del terreno (longitud de esta línea = ancho de la imagen). Una imagen ilustra las informaciones correspondientes a una sola

banda o se la produce combinando tres bandas por ejemplo las bandas 1, 2 y 4 asignando el color azul a la banda 1 (verde), el color verde a la banda 2 (rojo) y el color rojo a la banda 4 (IR), véase tabla 3-3. El recubrimiento de las imágenes de Landsat es 185 x 185 km2 (34225 km2).

Considerando y comparando las imágenes, que se basan en una sola banda se halla los rasgos siguientes: Los sectores, que aparecen oscuros en la banda 2 (rojo) y claro en las bandas 3 y 4 (IR) están cubiertos con vegetación. Estas signaturas se explican por el espectro de reflectancia típico para la vegetación ilustrado en la fig. 3-1: La vegetación es caracterizada por una reflectancia débil en la banda 2 (rojo), pues que las longitudes de onda correspondientes el color rojo son absorbidas por la clorofila. En las bandas 3 y 4 (IR) la vegetación es caracterizada por una reflectancia alta, porque la estructura interna de las hojas vegetales refleja una proporción alta de las longitudes de onda del IR.

El agua de un océano por ejemplo aparece en todas las bandas oscuras.

 

Técnicas de interpretación de una imagen de satélite

Para una interpretación detallada se recomienda amplificaciones de subescenas de escala 1:150.000. Un área, donde las unidades litológicas y las estructuras geológicas están expuestas en la superficie terrestre como por ejemplo un área desértica, es adecuada para demostrar las técnicas de interpretación.

Los pasos principales de una interpretación geológica son:

1. Definir y levantar las unidades litológicas. 2. Levantar la estructura geológica.

Levantamiento de la litología

Sin disponibilidad de un mapa geológico se define las unidades litológicas a partir de las imágenes de satélite de la manera siguiente. Primero se identifican las unidades más antiguas y más jóvenes. Se presenta todas las unidades en una columna estratigráfica, en que se destaca la apariencia morfológica de cada unidad litológica. En terreno los estratos resistentes con respecto a la erosión forman los declives de alta inclinación, los lomos de los cerros y los escalones, los estratos menos resistentes con respecto a la erosión se aprecian por superficies inclinadas someramente y por formas morfológicas suaves. Este comportamiento con respecto a la erosión se ilustra en la columna estratigráfica presentando los estratos resistentes con respecto a la erosión con contornos salientes de un lado de la columna y los estratos menos resistentes con respecto a la erosión con contornos entrantes. Cada unidad litológica se caracteriza por su signatura o es decir por su apariencia en la imagen. Algunas formaciones litológicas como domos de sal o cuerpos plutónicos por ejemplo pueden emplazarse en estratos más jóvenes. Por consiguiente su posición en una secuencia de estratos no siempre refleja su edad con respecto a los demás estratos.

Levantamiento de la estructura geológica

Principalmente la estructura geológica se caracteriza por el rumbo, el manteo y la dirección de inclinación de estratos, de la orientación y distribución de pliegues, fallas, diques y diaclasas.

En imágenes de satélite, que son monoscópicas, la determinación del rumbo, del manteo y de la dirección de inclinación de estratos se puede realizar a través de la posición de superficies iluminadas y de sombras, causadas por la elevación somera a moderada del sol típica para muchas de las imágenes obtenidas por un 'thematic mapper'. Los diagramas de bloques ilustran los rasgos estructurales siguientes:

Se considera una superficie someramente inclinada y formada por el techo de un estrato, que es resistente con respecto a la erosión. La inclinación del techo de estrato indica la dirección de inclinación. En el primero diagrama de bloque (fig. sombra1a.cdr) los estratos están inclinados en dirección opuesta al sol. En la figura el techo someramente inclinado está sombrado y de una apariencia amplia oscura. La cabeza de estrato se denomina el declive angosto, muy inclinado formado por el margen de un estrato inclinado. En la figura la cabeza de estrato está iluminada y de apariencia clara y angosta.

Los limites paralelos de la cabeza de estrato expuestos a la superficie siguen el rumbo de los estratos. Esta combinación de un techo de estrato ligeramente inclinado y una cabeza de estrato muy inclinada se observa en áreas caracterizadas por estratos de manteo menor a 45º. En el segundo diagrama de bloque (sombra1b.cdr) los estratos están inclinados hacia el sol. De tal manera el techo de estrato está iluminado y caracterizado por una signatura clara de gran extensión. La cabeza de estrato está sombrada y caracterizada por una signatura oscura de dimensión angosta.

Las diferencias presentadas ayudan en la interpretación de la dirección de inclinación y del rumbo de estratos.

Generalmente los datos, en que se basan las imágenes de satélite se adquiere en la mañana, un poco antes del mediodía. En el hemisferio Norte el sol de la mañana se ubica en el Sureste e ilumina los objetos hacia el Noroeste. En el hemisferio Sur el sol de la mañana se ubica en el Noreste e ilumina los objetos hacia el Suroeste. Estos accidentes y el conocimiento recién desarrollado posibilitan hallar la dirección de inclinación y el rumbo de los estratos. En una imagen monoscópica como las imágenes de satélite la estimación del manteo se pone difícil.

Los anticlinales y sinclinales de un área plegada se pueden distinguir conociendo la estratigrafía del área en cuestión. En los núcleos de los sinclinales afloran los estratos más jóvenes, en sus flancos los estratos más antiguos. En los núcleos de los anticlinales se hallan los estratos más antiguos, en sus flancos los estratos más jóvenes.

Las fallas se identifican debido a desplazamientos, cambios litológicos abruptos, o repeticiones de unidades geológicas.

El análisis de la estructura geológica se termina con un perfil geológico pasando por las estructuras principales de la imagen.

La interpretación geológica de una imagen de satélite se puede realizar según el esquema siguiente:

Se establece una secuencia de unidades de rocas derivándola del mapa geológico correspondiente. En el caso de la ausencia de un mapa geológico correspondiente se deduzca la secuencia litológica y estratigráfica directamente de la imagen de satélite.

Se determina la orientación de los estratos estudiando las relaciones de las partes iluminadas y de las sombras de los techos y de las cabezas de los estratos.

Se identifica las fallas y pliegues buscando cambios litológicos bruscos y estructuras sin- y anticlinales respectivamente.

Se delinea un perfil geológico, que pasa por las estructuras geológicas principales de la imagen.

Se revisa los resultados obtenidas a través de la imagen estudiando directamente el terreno.

 

Combinaciones de bandas espectrales detectadas por el ´thematic mapper’

El ‘thematic mapper’ detecta siete bandas espectrales, cuyas características están presentadas en la tabla 3-4. Sólo tres de las siete bandas se puede combinar para formar una imagen de tres colores. Cada color (azul, verde, rojo) presenta una de las tres bandas seleccionadas. De la combinación de las bandas 1 (luz visible de color azul), 2 (verde) y 3 (rojo) se obtienen una imagen de color normal. Combinando las bandas 2, 3 y 4 (0,76 a 0,90µm = infrarrojo reflejado) se forma una imagen IR en color. Su razón de contraste y su resolución espacial son más altas en comparación a aquella de una imagen de color normal debido a la ausencia de la banda 1 caracterizada por un esparcimiento atmosférico relativamente alto. En una imagen TM 2-3-4 las rocas de color rojo como rocas sedimentarias rojas por ejemplo aparecen con un color amarillo característico. La combinación de la resolución espacial más alta se constituye de las bandas infrarrojas 4 y 5 con la banda 7, aun por su bajo contraste de color esta combinación no es muy adecuada para una interpretación geológica. En áreas áridas y semiáridas la combinación de las bandas 2 (en color azul), 4 (en color verde) y 7 (en color rojo) da los mejores resultados con respecto a una interpretación geológica. La combinación de las bandas 1, 4 y 7 preferida por algunos investigadores tiene la desventaja del esparcimiento atmosférico alto de la banda 1.

 

El reconocimiento de zonas de alteración hidrotermal en una imagen de satélite

En imágenes TM de color normal las rocas de alteración argílica, que típicamente llevan minerales arcillosos y alunita aparecen en colores pálidos. Los minerales de Fe se caracterizan por colores rojo, amarillo y café. Las rocas de alteración propilítica con minerales típicos como clorita, calcita y antigorita (grupo de serpentina) aparecen en colores verde a purpura. Pero no se puede reconocer claramente las zonas de alteración en las imágenes TM de color normal y de color IR.

La alunita y los minerales arcillosos caolinita, montmorillonita y illita generan espectros de reflectancia caracterizados por valores altos en la banda 5 (intervalo de longitud de onda de 1,55 a 1,75µm) y valores bajos en la banda 7 (intervalo de longitud de onda de 2.08 a 2,35 µm). Una roca no alterada se caracteriza por un espectro de reflectancia de valores relativamente uniformes en las bandas 5 y 7. Calculando la razón de los valores de reflectancia correspondientes a las bandas 5 y 7 (razón TM 5/7) se obtiene valores altos para los minerales de alteración y un valor alrededor de la unidad para rocas no alteradas. De tal manera se destaca las diferencias entre los espectros de los minerales típicos de una alteración hidrotermal y una roca no alterada. Se presenta las variaciones en la razón TM 5/7 y su distribución formando ciertos rangos y asignando un distinto

color a cada rango (véase diagrama). De este modo en una imagen TM, que se basa en la razón de los valores de reflectancia correspondientes a las bandas 5 y 7 se puede distinguir las zonas compuestas de alunita, caolinita, montmorillonita y/o illita de las áreas compuestas de rocas no alteradas.

El mismo principio se aplica para distinguir rocas con un cierto contenido en minerales de Fe, que pueden indicar rocas afectadas por alteración hidrotermal y aquellas rocas, que no llevan minerales de Fe. En este caso se calcula la razón de valores de reflectancia correspondientes a las bandas 3 y 1 (razón TM 3/1). Los minerales de Fe goethita FeOOH, hematita Fe2O3 y jarosita K(Fe3+)3[ (OH)6/(SO4)2] tienen valores elevados de reflectancia en la banda 3 y valores más bajos de reflectancia en la banda 1. Una roca sin minerales de Fe tiene valores semejantes en las bandas 3 y 1. Calculando la razón de valores de reflectancia correspondientes a las bandas 3 y 1 se obtiene razones elevadas para los minerales de Fe y una razón alrededor de la unidad para las rocas sin Fe. De tal manera se destaca las diferencias espectrales entre las rocas con y sin minerales de Fe en una imagen TM, que muestra la razón TM 3/1. Como en el caso anterior se presenta las variaciones en la razón TM 3/1 y su distribución asignando un distinto color a cada rango creado.

Las imágenes, que se basan en varias razones TM como 3/5, 3/1 y 5/7, se denomina imágenes en color compuestas de razones (color composite ratio images). En estas imágenes se puede combinar las distribuciones de rocas con un cierto contenido en minerales arcillosos y en alunita con aquellas con un cierto contenido en minerales de Fe. En comparación a las imágenes, que ilustran la distribución y variación de una sola razón TM de dos bandas en las imágenes combinadas un distinto color no representa un distinto rasgo litológico o mineralógico.

 

Imágenes clasificadas

Un método de procesar los datos TM consta en clasificar los colores, que constituyen una imagen en forma no supervisada por un programa de computador o en forma supervisada asignando las características espectrales a los rasgos litológicos y mineralógicos conocidos y definiendo distintas clases. De tal manera se obtiene un mapa litológico clasificado, que puede ayudar en el fomento de un mapa geológico.

3. Método geoquímico de exploración

Definición \ Historia \ Reconocimiento general \ Estudios geoquímicos detallados \ Tipos de muestras y su aplicación \ Conceptos básicos \ Los pasos de una exploración geoquímica \ Elemento indicador, elemento explorador \ Anomalía geoquímica \ Tipos de anomalías geoquímicas \ Fondo, valores normales del fondo, valor umbral \ Métodos analíticos y sus aplicaciones \

Método geobotánico \ Método geozoológico \ Ejemplos para la aplicación de la geoquímica en la exploración

 

 

3.1 Definición

El método geoquímico de exploración o prospección respectivamente es un método indirecto. La exploración geoquímica a minerales incluye cualquier método basándose en la medición sistemática de una o varias propiedades químicas de material naturalmente formado. El contenido de trazas de un elemento o de un grupo de elementos es la propiedad común, que se mide. El material naturalmente formado incluye rocas, suelos, capas de hidróxidos de Fe formadas por meteorización llamadas 'gossan', sedimentos glaciares, vegetación, sedimentos de ríos y lagos, agua y vapor. La exploración geoquímica está enfocada en el descubrimiento de distribuciones anómalas de elementos.

Se distingue los estudios geoquímicos enfocados en un reconocimiento general y los estudios geoquímicos más detallados aplicados en un área prometedora para un depósito mineral. Además se puede clasificarlos con base en el material analizado.

 

Historia

El principio fundamental de la prospección geoquímica, que el ambiente de un depósito mineral está caracterizado por propiedades conspicuas y diagnósticas ya está conocido y es aplicado desde el tiempo, en que el ser humano empezó a explotar metales.

Los análisis de elementos trazas por espectrógrafo fueron aplicados a muestras de suelos y plantas en las medias de 1930. Entre 1940 y 1950 con los avances en los análisis hidroquímicos y en la espectrografía en los Estados Unidos y en Canada se desarrollaron métodos más económicos y más efectivos de prospección geoquímica. A partir de 1950 los métodos geoquímicos fueron aplicados en otros países del mundo.

Los estudios geoquímicos de los suelos (hoy día el método más avanzado) y de la vegetación iniciaron en la década de 1930 a 1940, en las medias de 1950 se podían emplear los estudios geoquímicos de drenaje en una forma rutinaria. Además entre 1950 y 1960 se realizaron muestreos sistemáticos de rocas alteradas y frescas y a partir de 1960 se introdujeron varios métodos de prospección geoquímica para rocas, especialmente en la Unión Soviética antigua. Las mediciones de gases de suelos y atmosféricos todavía están en desarrollo.

 

Reconocimiento general

Por medio de una cantidad pequeña de muestras o es decir mediante un muestreo lo menos costoso como posible se quiere localizar sectores favorables en un área extendida y reconocida en grandes rasgos. Las áreas de 10 a 1000 km2 se evalúan a menudo con una muestra por 1km2 a una muestra por 100km2. Un método geoquímico apto para el reconocimiento general es la localización de provincias geoquímicas y su delineación. Si existe una correlación entre la probabilidad de la presencia de las menas y la

abundancia media de un elemento en una roca representativa para una región o la abundancia media de un elemento en distintos tipos de rocas se puede establecer una red de muestreo con un espaciamiento amplio y analizar las muestras para ubicar las áreas con valores elevados en comparación con la abundancia media del elemento en interés.

 

Estudios geoquímicos detallados

El objetivo de un reconocimiento detallado es la delineación y la caracterización geoquímica del cuerpo mineralizado en la manera más precisa como posible. Para localizar el cuerpo mineralizado se requiere un espaciamiento relativamente estrecho, usualmente entre 1 y 100m. Debido a los altos costos relacionados con un espaciamiento estrecho se emplea los estudios geoquímicos detallados áreas limitadas de interés particular seleccionadas en base de los antecedentes geoquímicos, geológicos y geofísicos disponibles.

Los métodos comúnmente empleados en estudios detallados son los siguientes:

El muestreo sistemático de suelos residuales se utiliza para buscar anomalías situadas directamente encima del cuerpo mineralizado debido a su sencillez y a la ventaja, que la composición del suelo residual depende altamente del cuerpo mineralizado subyacente.

El muestreo de suelos se emplea para localizar anomalías desarrolladas en material transportado, que se ubica encima de un cuerpo mineralizado. El grado, en que la anomalía depende del cuerpo mineralizado subyacente, es mucho menor en comparación con el método anterior. Por medio de un muestreo profundo se puede comprobar, si existe una relación geoquímica entre el suelo y el cuerpo mineralizado subyacente o no.

El muestreo de plantas puede ser recomendable bajo circunstancias, que impiden la aplicación del muestreo de suelos como por ejemplo en áreas cubiertas con nieve o en áreas, donde las raíces de las plantas penetran profundamente una capa de material transportado. Aún este método es complejo y costoso. La complejidad se debe entre otros factores al reconocimiento y al muestreo de una sola especie de planta en el área de interés, a la variabilidad del contenido metal, que depende de la edad de la planta y de la estación del año y al procedimiento analítico de las plantas.

El muestreo de rocas está enfocado en la detección de anomalías de corrosión o difusión. Las anomalías de corrosión se pueden encontrar en las rocas de caja y en el suelo residual, que cubren el cuerpo mineralizado. Las rocas de cajas caracterizadas por una anomalía de difusión se obtienen por ejemplo a través de una perforación.

Un método en desarrollo es el muestreo de gases de suelos y de constituyentes atmosféricos. Se lo aplica para detectar cuerpos mineralizados cubiertos con una capa ancha de suelo.

 

Tipos de muestras y su aplicación

Las muestras de sedimentos de ríos y lagos, de aguas de ríos, de lagos y de fuentes y de sondeos son los tipos de muestras más eficientes y los más empleados. Especialmente esto vale para los sedimentos de ríos, que se puede aplicar para la búsqueda de la mayoría de los metales. La exploración geoquímica basándose en muestras de aguas está más limitada a los elementos solubles. Las muestras de sedimentos de ríos se utilizan con alta frecuencia en la exploración por su manejo sencillo. por sus costos bajos por unidad de área y por su alto grado de confidencia. En áreas glaciares la dispersión de clastos visibles o de trazas mensurables de metales en acarreos glaciáricos se utilizan exitosamente para la detección de depósitos minerales. Los análisis de suelos son de costos altos por unidad de área, además las anomalías de suelos residuales por ejemplo, que son relacionadas con depósitos minerales en el subsuelo normalmente son de extensión local. Pero como generalmente la composición de un suelo autóctono depende estrechamente de su substrato o es decir de las rocas, que las cubre, se emplean este método con alta frecuencia en áreas ya identificadas como áreas favorables. La composición química de plantas y la distribución de especies de plantas, que prefieren suelos de composición anómala pueden servir igualmente en estudios de reconocimientos. Plantas o asociaciones de plantas únicamente relacionadas con menas se pueden identificar visualmente desde el aire, por medio de fotos aéreas o por medio de imágenes de satélite.

 

Conceptos básicos

Según la definición original de GOLDSCHMIDT (en ROSE et al. 1979) la geoquímica se ocupa de dos ramos:

1. la determinación de la abundancia relativa y absoluta de los elementos de la tierra y

2. el estudio de la distribución y de la migración de elementos individuales en varias partes de la tierra con el objetivo de descubrir los principios, que controlan la distribución y la migración de los elementos.

 

 

Los pasos de una exploración geoquímica

1. Selección de los métodos, de los elementos de interés, de la sensibilidad y la precisión necesarias y de la red de muestreo. Las selecciones se toma con base en los costos, los conocimientos geológicos, la capacidad del laboratorio disponible y una investigación preliminar o las experiencias con áreas parecidas.

2. Programa de muestreo preliminar, que incluye análisis inmediato de algunas muestras tomadas en la superficie y en varias profundidades en el subsuelo para establecer los márgenes de confianza y para evaluar los factores, que contribuyen al ruido del fondo.

3. Análisis de las muestras en el terreno y en el laboratorio, incluido análisis por medio de varios métodos.

4. Estadísticas de los resultados y evaluación geológica de los datos tomando en cuenta los datos geológicos y geofísicos.

5. Confirmación de anomalías aparentes, muestreo encauzado en áreas más pequeñas (red de muestreo con espaciamiento corto), análisis de las muestras y evaluación de los resultados.

6. Investigación encauzada con muestreo y análisis adicionales de muestras tomadas en un paso anterior.

 

Elemento indicador, elemento explorador

Elemento indicador, indicador directo o elemento blanco (‘target element’) se refiere a uno de los elementos principales del depósito mineral, que se espera encontrar.

Elemento explorador o elemento pionero (‘pathfinder element’) se refiere a un elemento asociado con el depósito mineral, pero que puede ser detectado más fácilmente en comparación al elemento blanco, que puede ser dispersado en un área más extendida y que no está acompañado por tanto ruido de fondo en comparación al elemento blanco. La selección de un elemento explorador requiere un modelo del depósito mineral, que se espera descubrir. Arsénico (As) por ejemplo puede presentar un elemento explorador para la búsqueda de cobre (Cu) en un depósito macizo de sulfuros, pero no es un elemento explorador para cada tipo de depósito de cobre.

 

Tabla : Elementos indicadores y exploradores de algunos tipos de depósitos minerales

Asociación de menas Elemento indicador Elemento explorador

Pórfido cuprífero Cu, Mo Zn, Au, Re, Ag, As, F

Depósitos complejos de sulfuros

Zn, Cu, Ag, Au Hg, As, S (en forma de SO4), Sb, Se, Cd, Ba, F, Bi

Vetas de metales preciosos Au, Ag As, Sb, Te, Mn, Hg, I, F, Bi, Co, Se, Tl

Depósitos del tipo ‘Skarn’ Mo, Zn, Cu B, Au, Ag, Fe, Be

Uranio en areniscas U Se, Mo, V, Rn, He, Cu, Pb

Uranio en vetas U Cu, Bi, As, Co, Mo, Ni, Pb, F

Cuerpos ultramáficos de oro Pt, Cr, Ni Cu, Co, Pd

Vetas de fluorita F Y, Zn, Rb, Hg, Ba

 Proporciones de isótopos estables también pueden servir para indicar un depósito mineral, por ejemplo Pb, S y Sr están distribuidos en zonas alrededor de algunos depósitos minerales y las variaciones en la composición de carbón y oxígeno pueden indicar la proximidad de un depósito mineral del tipo Mississippi Valley.

 

3.2 Anomalía geoquímica

Una anomalía es una desviación con respecto a la norma. Una anomalía geoquímica es una variación de la distribución geoquímica normal correspondiente a un área o a un ambiente geoquímico. Una anomalía se expresa por medio de números, que se puede separar de un grupo más amplio de números constituyendo el fondo geoquímico. Para ser detectada una anomalía tiene que desviar claramente de este fondo.

En sentido estricto un depósito mineral como un fenómeno escaso y anómalo por su mismo es una anomalía geoquímica. La distribución geoquímica relacionada con la génesis o la erosión del depósito mineral también es una anomalía.

Las anomalías relacionadas con un depósito mineral, que se puede usar como guías para el depósito mineral se denominan anomalías significantes. Generalmente las anomalías tienen valores que exceden los valores del fondo. Anomalías negativas, cuyos valores son menores que aquellos del fondo, apenas sirven para la búsqueda de depósitos minerales. Desdichadamente las concentraciones altas de elementos indicadores pueden ser causadas por una mineralización no económica o por procesos geológicos o geoquímicos no relacionados con una mineralización. El término 'anomalía no significante' se refiere a estas anomalías no relacionadas con un depósito mineral.

Otros factores de una anomalía geoquímica de importancia son el marco topográfico y la asociación geológica.

En el caso de anomalías detectadas en suelos hay que tomar en cuenta, que estos podrían ser desplazados de su substrato mineralizado por deslizamiento del suelo (creeping en inglés). Solamente una anomalía detectada en un suelo residual en terreno plano o sobre un cuerpo verticalmente inclinado puede ubicarse directamente encima de un depósito mineral.

Anomalías hidromórficas se producen por la precipitación de material en lugares, donde el agua subterránea alcanza la superficie, por ejemplo en un pantano (en un orificio de desague = seep o shallow hole en inglés).

 

Tipos de anomalías geoquímicas

Anomalias epigenéticas en las rocas de caja

Las anomalías epigenéticas se describe como aureolas químicas, mineralógicas e isotópicas generadas por los procesos de mineralización, de escape y de lixiviación de los elementos a través de los fluidos, que causan la mineralización y que pasan por canales desde el cuerpo mineralizado hacia las rocas de caja. Estas anomalías están superimpuestas a las rocas preexistentes y se ubican en las rocas de caja de un cuerpo mineralizado. El desarrollo más extensivo de anomalías epigenéticas se observa cerca de depósitos hidrotermales y canales de transporte de fluidos. La viscosidad baja de los fluidos favorece su penetración a lo largo de fracturas y por intersticios de la roca hacia

la roca de caja. Las anomalías epigenéticas están caracterizadas por cantidades anómalas de elementos distribuidas cerca de canales hidrotermales, por la alteración hidrotermal de minerales de las rocas de caja y la lixiviación de elementos en sectores del corrido de los fluidos formadores de la mineralización. Factores, que controlan la formación de las auroleas son entre otros los gradientes de temperatura, el estado de oxidación de los iones involucrados, la movilidad de los elementos participantes, los sistemas de fracturas, la permeabilidad y la reactividad de las rocas.

Anomalía causada por difusión de elementos

Una aureola de difusión se genera por la difusión de metales disueltos por fluidos intersticiales estacionares hacia la roca de caja de un cuerpo mineralizado como una veta o un dique por ejemplo. Los metales disueltos subsecuentemente son precipitados en o absorbidos por la roca de caja.

Los constituyentes disueltos en un fluido realizan movimientos atómicos al azar y tienden a difundir hacia las regiones de concentración más baja. Debido a la velocidad extremadamente pequeña de la difusión el efecto de difusión normalmente es mucho menor en comparación con aquel de la infiltración. En comparación con el efecto de un fluido moviéndose con una velocidad de 0,001mm/s (= 32m/año) por ejemplo el efecto de difusión es despreciable (ROSE et al. 1979). En ausencia de un gradiente alto de presión o de una salida hacia una zona permeable el fluido solo podrá pasar lentamente por los poros finos y fracturas de la roca y el efecto de la difusión podría ser significante.

La naturaleza de una aureola formada por difusión y por absorción y precipitación depende de los factores siguientes:

Concentración del elemento difundiéndose desde su fuente: una concentración inicial alta resulta en valores altos a lo largo de un perfil de concentración trazado a partir de la fuente del elemento o es decir a partir del cuerpo mineralizado hacia la roca de caja; una variación de la concentración del elemento en la fuente también influye la difusión.

Intervalo de tiempo, en que puede actuar la difusión: tanto más tiempo disponible, tanto más extendida será la aureola de difusión.

Naturaleza de reacciones con la roca de caja: en una roca de caja reactiva se desarrollará una aureola pequeña, caracterizada por altas concentraciones de elementos; en una roca de caja menos reactivo se desarrollará una aureola de difusión más extendida con concentraciones de elementos más bajas.

Porosidad y permeabilidad de la roca de caja: una roca de caja con alta porosidad y con poros conectados entre sí tiende a hospedar aureolas más extendidas en comparación con una roca menos porosa.

Valor de la constante de difusión característica para la especie química (elemento, molécula) y para las condiciones químicas respectivas: generalmente iones pequeños y temperaturas altas tienden a favorecer aureolas grandes.

Anomalía de corrosión o de lixiviación

Un halo de corrosión (leakage en inglés) se causa por fluidos, que pasan por vetas, fracturas y intersticios de la roca y cuyos metales disueltos subsecuentemente son

precipitados o absorbidos. Este tipo de transporte se denomina infiltración, las anomalías resultantes se llama anomalías de corrosión o de lixiviación.

La ubicación, las dimensiones y la intensidad de una anomalía de corrosión dependen de los factores siguientes:

Corrido del fluido mineralizado: Zonas de fracturas o de alta porosidad en la roca figuran zonas permeables, que favorecen un recorrido rápido en comparación al corrido a lo largo de bordes de granos o en poros de rocas macizas. Normalmente el corrido de los fluidos hidrotermales está dirigido hacia arriba debido a las presiones elevadas presentes en altas profundidades, sin embargo no se excluye corridos horizontales o dirigidos hacia abajo.

Concentración de los elementos indicadores en el fluido mineralizado: BARNES & CZAMANSKE (1967, en ROSE et al., 1979) estiman, que los fluidos formadores de los depósitos de los metales básicos comunes, contienen metales en rangos entre 1ppm y 1000ppm. En comparación las aguas superficiales y subterráneas normalmente están caracterizadas por concentraciones en Cu, Pb y Zn de aproximadamente 0,01ppm.

Influencia de precipitación, absorción, intercambio iónico y de otros procesos al transferir los elementos indicadores de su forma disuelta en el fluido hidrotermal hacia una fase sólida en la roca.

Prácticamente los dos efectos anteriormente descritos, la difusión y la infiltración pueden contribuir a la formación de una anomalía.

Distribución de los elementos por zonas en depósitos minerales epigenéticos y en sus aureolas

Los depósitos minerales epigenéticos y sus aureolas pueden ser caracterizados por una distribución de elementos por zonas. Las proporciones de pares de elementos varían gradual- y progresivamente en función con la distancia o de la posición respecto al depósito mineral debido a variaciones en las condiciones de deposición y en el fluido, que genera la mineralización. Las proporciones de metales pueden proveer un medio indicador para la dirección, en que la mineralización se ubica o se vuelve mas rica, y un medio para distinguir las raíces de la mineralización de anomalías, que superponen la mineralización.

Anomalías en suelos residuales

El objetivo del estudio geoquímico de suelos consiste en el reconocimiento de la distribución primaria de elementos seleccionados en las rocas subyacentes. En los suelos residuales generalmente la distribución primaria se expresa todavía en forma relativamente clara, aún estará modificada por los efectos de varios procesos superficiales. Algunos de estos procesos tienden a homogeneizar el suelo y por consiguiente borrar la distribución primaria como entre otros la helada, la actividad de plantas, la gravedad, la disolución local y la redeposición. Otros procesos contribuyen a la formación de horizontes verticalmente diferenciados o es decir favorecen la formación de un suelo. Otros procesos, que tienden a borrar la distribución primaria, son la remoción de elementos mediante la meteorización y la formación del suelo (corrosión por agua meteórica, ascenso por plantas) y la adición de elementos (por

deposición del agua subterránea, adición de elementos provenientes de la desintegración de vegetación, por polvos, elementos disueltos en agua meteórica).

Anomalías en 'gossan' y cubiertas afectadas por corrosión y lixiviación

'Gossan' se refiere a un producto de meteorización, que contiene Fe y que se sitúa encima de un depósito de sulfuros. Se forma por oxidación de los sulfuros y por la lixiviación del azufre y la mayoría de los metales dejando como únicos remanentes hidróxidos de Fe (limonita por ejemplo) y raramente algunos sulfatos (definición según BATES & JACKSON, 1984).

Capas de limonita residual y otros productos de meteorización de sulfuros de Fe usualmente pueden figurar guías valiosas hacia menas en áreas caracterizadas por meteorización profunda y cubiertas residuales. Desdichadamente se puede confundir fácilmente los productos de meteorización de menas con aquellos de rocas comunes. Los estudios de elementos trazas son útiles para distinguir entre menas meteorizadas y los productos de meteorización de otras formaciones geológicas como por ejemplo de pirita de formación hidrotermal o singenética o de carbonatos de Fe.

Las cubiertas alóctonas se constituyen de depósitos glaciares, de depósitos aluviales y coluviales , de turba, de sedimentos eólicos y material piroclástico. Una cubierta alóctona impide la observación directa de un depósito mineral subyacente. Los estudios de trazas de metales en la cubierta transportada pueden contribuir al descubrimiento de un depósito mineral escondido.

En cubiertas alóctonas se distingue anomalías geoquímicas singenéticas y epigenéticas. La anomalía singenética se forma simultáneamente con el depósito de material transportado. La anomalía epigenética se refiere a una distribución de uno o varios elementos introducida en el depósito de material transportado subsecuentemente a su formación. Ambos tipos de anomalías pueden ocurrir juntos en una cubierta alóctona y pueden superponerse mutuamente.

Anomalías en agua

Una distribución anómala de elementos en aguas subterráneas y meteóricas se denomina anomalía hidrogeoquímica. Como generalmente los elementos son transportados en forma disuelta en las aguas naturales, los elementos más aptos para la exploración geoquímica de aguas son los elementos relativamente móviles.

Una aplicación muy existosa de la exploración geoquímica de aguas consiste en la determinación de U en aguas subterráneas y meteóricas.

Anomalías en sedimentos de drenaje

A los sedimentos de drenaje pertenecen los sedimentos de manantiales, de lagos, de llanuras de inundación, los sedimentos activos de corrientes de agua y los sedimentos, que funcionan como filtros para el agua (seepage sediments en inglés).

Los sistemas de drenaje a menudo parten de manantiales. Los sedimentos situados en la cercanía de los manantiales y los sedimentos de filtración tienden a exhibir anomalías

apreciables y por consiguiente estos sedimentos son útiles para una exploración geoquímica. Los sedimentos activos de corrientes de agua incluyen material clástico y hidromórfico de los sectores de filtración, el material clástico erosionado de los bancos de material detrítico situados en los lechos de los ríos y de material hidromórfico absorbido o precipitado por el agua de la corriente. Las anomalías desarrolladas en estos sedimentos activos pueden extenderse varios diez de kilómetros con respecto a su fuente. Los estudios de estas anomalías se utilizan frecuente- y preferentemente para lograr un reconocimiento general. En el caso de los lagos se estudia los componentes clásticos y el material absorbido o precipitado de los sedimentos. En áreas con una alta cantidad de lagos como en el área del escudo precámbrico de Canadá modelado por glaciares el estudio geoquímico de los sedimentos de lagos puede ser el método más económico y efectivo para un reconocimiento general.

Mineralización primaria y halo geoquímico secundario

Las prospecciones geoquímica y geobotánica se basan en el conocimiento, que generalmente una mineralización primaria envuelve un depósito mineral y una asociación secundaria de elementos químicos se forma durante la meteorización y erosión del depósito mineral. El envuelto de la mineralización primaria y la asociación secundaria de los elementos químicos pueden formar anomalías geoquímicas.

El envuelto de la mineralización primaria, el halo geoquímico (aureola geoquímica) o litogeoquímico primario puede corresponder a una alteración o a una distribución por zonas. Las dimensiones de los halos varían de centímetros a kilómetros en depósitos minerales grandes a varios cientos de metros y kilómetros en distritos mineros. Por ejemplo a Tynagh y Navan en Irlandia las zonas de contenidos anómalamente altos de zinc (Zn) se extienden 1 km con respecto al depósito mineral y los halos de manganeso (Mn) se extienden más de 10 km debajo y 300 m arriba del depósito mineral.

El halo geoquímico secundario contiene residuos de la mineralización por menas y puede ser detectado en muestras de rocas, suelo, sedimentos, y agua, que se toman en distancias de metros a varias diez de kilómetros con respecto al depósito mineral. En algunos casos elementos dispersados del depósito mineral fueron reconcentrados formando un depósito mineral supergéneo o formando anomalías de elementos trazas, que interfieren con el esquema general de distribución de los elementos más estrechamente relacionados con el depósito mineral.

 

Fondo, valores normales del fondo, valor umbral

El término 'fondo' se refiere a la abundancia normal de un elemento en los materiales terrestres no mineralizados. Considerando dos diferentes tipos de materiales terrestres la abundancia normal de un distinto elemento en un tipo de material terrestre muy probablemente difiere de su abundancia en otro tipo de material terrestre. Por ejemplo el contenido medio en K2O de granitos es 5,46 % en peso, de basaltos es 0,82% en peso (según NOCKOLDS, 1954). La distribución de un distinto elemento en un material terrestre apenas es uniforme. Por esto se recomienda considerar el fondo como un intervalo de valores en vez de tratarlo como un valor absoluto, incluso cuando se observa un ambiente relativamente uniforme. La naturaleza del ambiente por su mismo

puede influir la distribución, puesto que bajo distintas condiciones unos elementos pueden ser enriquecidos y otros pueden ser empobrecidos. Por consiguiente en el estudio de muestras de un área no conocida se debería determinar o por lo menos tener en cuenta el rango de los valores del fondo.

En el laboratorio las variaciones en la preparación de las muestras, en los análisis del laboratorio y en los reactivos contribuyen al fondo o al ruido del fondo respectivamente. Respecto al depósito mineral procesos, que modifican el depósito mineral como la migración irregular de fluidos, la meteorización y la erosión influyen el ruido de fondo. En el terreno efectos antropógenos, como la contaminación del ambiente forman parte del ruido de fondo. Además la influencia de la morfología y la estructura geológica del terreno pueden contribuir al ruido de fondo.

La tabla siguiente presenta la composición media de las rocas ígneas. La figura ilustra el rango de algunos elementos de los subgrupos del sistema periódico con base en la composición media de seis tipos de rocas principales como las rocas ígneas ultramáfica, máfica y granítica, la arenisca, la caliza y la pelita. 

Tabla: Abundancia normal de los elementos químicos en rocas de la corteza terrestre (de ROSE et al., 1979)

Elemento Símbolo Abundancia en ppm

Elemento Símbolo Abundancia en ppm

Bromo Br 1,8 Mercurio Hg 0,02

Cadmio Cd 0,1 Molibdeno Mo 1,5

Calcio Ca 33000 Niobio Nb 20

Carbono C 230 Níquel Ni 75

Cerio Ce 81 Oro Au 0,003

Cesio Cs 3 Oxígeno O 473000

Cinc Zn 2 Paladio Pd 0,01

Circonio Zr 150 Plata Ag 0,05

Cloro Cl 130 Platino Pt 0,0005

Cobalto Co 25 Plomo Pb 10

Cobre Cu 50 Potasio K 25000

Cromo Cr 100 Renio Re 0,0006

Escandio Sc 13 Rubidio Rb 150

Estaño Sn 80 Selenio Se 0,1

Estroncio Sr 300 Silicio Si 291000

Flúor F 600 Sodio Na 25000

Fósforo P 900 Talio Tl 0,45

Galio Ga 26 Tantalio Ta 2

Germanio Ge 2 Telurio Te 0,002

Hafnio Hf 3 Titanio Ti 4400

Hierro Fe 46500 Torio Th 10

Indio In 0,1 Uranio U 2,5

Lantano La 25 Vanadio V 150

Litio Li 30 Volframio W 1

Magnesio Mg 17000 Yodo I 0,15

Manganeso Mn 1000      

De vuelta hacia el capítulo 'Introducción'.

En base de la abundancia normal de los elementos en la corteza terrestre se puede calcular el factor de enriquecimiento o es decir el factor, conque se debe multiplicar la abundancia normal de un elemento en la corteza terrestre para obtener una concentración económicamente explotable. El cuttoff grade para un elemento designa la concentración mínima de la mineralización, que todavía se puede explotar económicamente. Con el cuttoff grade variándose por la situación económica mundial o por otros factores variaría el factor de enriquecimiento asimismo. En la tabla siguiente se da a conocer la abundancia normal en la corteza terrestre, los cutoff grades y factores de enriquecimiento para algunos elementos (de PETERS, 1980). La abundancia normal de algunos elementos difiere ligeramente de los valores dados en la tabla anterior por el uso de otra base de datos y por su carácter variable (intervalos, rangos).

Tabla: Factores de enriquecimiento de algunos elementos (de PETERS, 1980)

Metal Abundancia en la

corteza terrestre en % Cutoff

grade en % Factor de

enriquecimiento

Hg 0,0000089 0,2 22500

Pb0,0013 4 3100

Sn 0,00017 0,5 2900

W0,00011 0,2 1800

Au0,00000035 0,0003 900

Mo 0,00013 0,1 800

U0,00017 0,1 600

Zn0,0094 3 300

Cu 0,0063 0,3 50

Ni 0,0089 0,3 35

Fe5,8 30 5

Al8,3 30 4

De vuelta hacia el capítulo 'Introducción'.

Aún el oro es el elemento más escaso, no lleva el factor de enriquecimiento más alto. Al mercurio pertenece el factor de enriquecimiento máximo. El hierro y el aluminio están caracterizados por los factores de enriquecimiento menores.

El valor umbral designa la concentración de un elemento indicador sobre que una muestra se puede considerar anómala. En el caso más sencillo el valor umbral coincide con el límite superior de los valores del fondo, los valores mayores son anomalías, los valores menores pertenecen al fondo. En casos más complejos se puede definir dos o tres valores umbrales. A veces las anomalías relacionadas con un depósito mineral superponen un fondo caracterizado por un valor umbral elevado (en comparación a los valores umbrales comunes). Este fondo forma un relieve geoquímico definido por un valor inferior correspondiente al fondo regional y por un valor umbral regional, que lo separa de un nivel superior de valores elevados generado por una mineralización o dispersión extendida. De este nivel superior parten las anomalías más estrechamente relacionadas con el depósito mineral, las cuales están definidas por un valor umbral local. El reconocimiento de los valores umbrales regional y local puede ser de importancia extremadamente grande en la prospección geoquímica. A partir de este reconocimiento se puede dirigir la búsqueda detallada de los altos de la anomalía local al nivel determinado por el valor umbral superior, que fue delineado por medio de una red de muestreo de espaciamiento grande (con fig.). Por el relieve geoquímico se puede expresar la intensidad de la anomalía geoquímica con respecto al fondo geoquímico local proporcionando las intensidades de la anomalía y del fondo geoquímica local.

 

Fig.: Valores umbrales regional y local. El fondo regional está limitado por un valor umbral de 5 ppm molibdeno (Mo), el valor umbral del fondo local es 10 ppm Mo. La

anomalía local alcanza un tope de 22 ppm Mo.

La intensidad de la anomalía se puede expresar como cociente entre el alto de la anomalía y el valor medio del fondo o el valor umbral del fondo.

Por el relieve geoquímico se expresa la intensidad de la anomalía geoquímica con respecto al fondo geoquímico local proporcionando las intensidades de la anomalía y del fondo geoquímico local.

 

3. Método geoquímico de exploración

 

Métodos analíticos y sus aplicaciones

El método más común para realizar un estudio de reconocimiento es el análisis de sedimentos de ríos, los métodos comunes para una investigación detallada son el análisis de suelos y el análisis de rocas. En casos especiales se analizan vapor, vegetación y agua.

La tabla siguiente compila los métodos principales (tipos de muestras geoquímicas) de la prospección geoquímica y sus aplicaciones.

Método Elementos Aplicación y otros

Espectrometría de absorción Au, Ag, Hg, Mo, Cu, Pb, Zn, Sn Método muy común,

atómica y otros sobre todo adecuado para el análisis de soluciones acuosas

Colorimetría As, W, Mo, Ti  

Fluorometría U  

Espectrometría de emisión 70 elementos  

ICP = Inductively coupled plasma

50 elementos, por ej. Ba, Mn, B  

RFX = Análisis de fluorescencia de rayos x

Elementos subordinarios menores, óxidos

Adecuado para análisis completos de rocas

Análisis por activación mediante bombardeo neutrónico (NAA)

Au No destructivo

Microsonda Varios elementos Útil para detectar cantidades pequeñas, para determinar la composición de minerales

Espectrómetro de masa U, Th y otros elementos  

Fire assaying Au, Ag, Pt Prueba del fuego

 

Algunos de los métodos analíticos se basan en la emisión atómica (fotometría de llama, ICP) o en la absorción atómica (espectrometría de absorción atómica). En ambos fenómenos se introducirá brevemente en lo siguiente.

Espectro de emisión: se produce cuando un electrón de un átomo un elemento pasa de un nivel energético alto (capa lejana con respecto al núcleo del átomo) a un estado energético menor (capa cerca del núcleo atómico). Durante este proceso una cierta cantidad de energía es liberada o emitida en forma de una radiación, que se calcula de la manera siguiente: E = (h ´ c)/l à l = (h ´ c)/E, donde h = 6,6 ´ 10-34 Watt ´ s2 = constante de Planck (Plancksches Wirkungsquantum), c = velocidad de la luz en el vacío, l = longitud de onda. Cada línea espectral caracteriza el salto de un electrón de una capa exterior definida hacia una capa interior definida en el átomo de un elemento definido. Por ejemplo el espectro de emisión de gases incandescentes da a conocer su composición cualitativa.

Espectro de absorción: se produce cuando un electrón de un átomo de un elemento pasa de un estado energético bajo a un estado energético alto consumiendo es decir absorbiendo energía y generando una línea de absorción típica para el cambio del nivel energético y para el elemento, en que lo ocurre.

 

Espectometría de absorción atómica

Aparte de la determinación de los componentes principales de una muestra, el método por absorción atómica es especialmente apto para el análisis cuantitativo de trazas de más de 40 elementos metálicos con una precisión de por lo menos 2%. El limite de detección varía entre 0,1 y 1ppm.

Se basa en la producción de un estado excitado de un átomo causada por la absorción de un fotón por el átomo. Cuando luz, que contiene el espectro del elemento específico pasa por una mezcla de gas de átomos no excitados de este elemento específico, las longitudes de ondas características para este elemento son absorbidas parcialmente produciendo de tal modo el espectro de líneas característico para este elemento. Para la mayoría de los elementos el espectro de líneas se ubica en la región ultravioleta y de la luz visible del espectro electromagnético. Como la intensidad de la absorción depende directamente de la cantidad de átomos presentes y capaces de absorber, la extinción de la muestra y la concentración del elemento específico están relacionadas linealmente. A través de calibración se obtiene la concentración del elemento en la muestra.

Las partes más importantes de un espectrómetro de absorción atómica son una fuente luminosa, la unidad de absorción como la llama de acetylen, en que la muestra es atomizada o ionizada, un monocromador normalmente una rejilla, un detector (usualmente un photomultiplier), un amplificador y una unidad para grabar los resultados. La atomización de la muestra también se puede llevar a cabo en un tubo de grafito calentado, lo que para varios elementos mejora el limite de detección.

 

Espectrometría de emisión

Se basa en la emisión de fotones, que ocurre cuando un electrón en un estado excitado de alta energía regresa a su estado fundamental menos energético. Durante este proceso cada elemento emite un espectro de líneas con longitudes de onda características siendo en la mayoría de los elementos en el rango de la luz visible. La intensidad de la radiación resultante es proporcional a la concentración del elemento.

Un método de emisión es la fotometría de llama. La transmisión de los electrones de un estado excitado a su estado fundamental se logra calentando la muestra a temperaturas suficientemente altas. La mayoría de los elementos está caracterizada por una temperatura de excitación muy alta, la cual se establece por medio de una llama de gas y oxígeno. Una excepción son los metales alcalinos, cuya temperatura de excitación relativamente baja se produce por una llama de gas y aire. Aplicando la fotometría de llama se puede determinar exactamente las concentraciones de elementos mayores o iguales a 0,02% y alrededor de 40 elementos, principalmente metálicos con concentraciones variándose entre 100ppm y 10%.

 

ICP = = Inductively Coupled Plasma Analysis

El análisis por plasma generado por inducción de energía de frecuencia del radio es una forma especial de la espectrometría por emisión. La atomización e ionización de la muestra se realiza por la transformación del aerosol de muestra hacia un plasma. El plasma se genera por calentamiento inductivo de un gas (usualmente argón, de vez en cuando nitrógeno) en la bobina de un generador de alta frecuencia. La temperatura de ionización es alrededor de 8000K.

La ventaja del análisis ICP es su limite muy bajo de detección. El método ICP es especialmente apropiado para la determinación de concentraciones pequeñas de elementos difíciles a atomizar como los elementos de las tierras raras (REE), los elementos alcalinotérreos, B, Si, U y Ta. Estos elementos, caracterizados por una afinidad alta respecto a oxígeno, introducidos en una llama de absorción atómica tienden a formar radicales de óxido o de hidróxido, que no se disocian más. A las altas temperaturas de ionización establecidas en el plasma no ocurre esto y se logra la atomización o la ionización de los elementos. Otras ventajas del método ICP son la determinación simultánea de varios elementos y su susceptibilidad baja con respecto a interferencias químicas. Una desventaja es su menor reproducibilidad en comparación con la espectrometría por absorción.

 

Colorimetría

La colorimetría se basa en la formación de compuestos coloridos en solución debido a la reacción química de un elemento con un reactivo químico específico. Si la intensidad del color es proporcional a la concentración del compuesto, se obtiene una estimación cuantitativa del elemento. La intensidad del color se mide a través de la absorción de luz de un intervalo estrecho de longitudes de onda. Como la mayoría de los reactivos coloríficos reaccionan con varios elementos se debe excluir la interferencia de otros elementos por ejemplo por separación. Comúnmente el complejo colorido es extraído de la solución acuosa y transferido hacia un solvente orgánico de tal manera concentrándolo y separándolo de numerosas interferencias.

Las ventajas de la colorimetría son su sencillez, sus bajos costos y el equipamiento portatil. Además la realización de la colorimetría no exige profesionales de alta experiencia. Las desventajas son la sensibilidad de muchos reactivos respecto a interferencias y respecto a condiciones químicas aberrantes y el hecho, que con un análisis solamente se puede determinar un elemento.

 

Bibliografía utilizada

GEYH, M.A. & SCHLEICHER, H. (1990): Absolute Age Determination. - p.43 - 47, Springer (Berlin).

 3. Método geoquímico de exploración

 

3.3 Método geobotánico

Hace mucho tiempo se utilizan las asociaciones geobotánicas (y las plantas de color pálido de Agricola) en la prospección geobotánica). Con el desarrollo de normas cuantitativas en la geobotánica se empezaron estudiar las relaciones geoquímicas entre roca, suelo, agua y plantas en detalle. Con este conocimiento la exploración geobotánica formó una parte de ‘remote sensing’ (fotos infrarrojas, imágenes multiespectrales) Se podría considerar la geobotánica como un aspecto visible de la geoquímica, en que se toman los esquemas especiales del crecimiento de las plantas, la presencia de plantas indicadores y cambios de la morfología o mutaciones de la vegetación como evidencia para anomalías geoquímicas.

La prospección geoquímica utiliza especies de plantas (por ej. un miembro de la familia de las mentas puede indicar la presencia de cobre = Cu), líquenes indicadores y especies de musgos (que indican la presencia de Cu). Además la prospección geoquímica toma en cuenta el aspecto microbiológico, por ejemplo identificando una especies de bacterias, que es frecuente en suelos encima de depósitos minerales metalíferos.

Algunos distritos mineros de Zambia fueron explorados con base en un miembro de la familia de las mentas, que puede indicar la presencia de Cu.

 

3.4 Método geozoológico

La geozoología puede contribuir al reconocimiento de áreas mineralizadas por la observación y el muestreo de mamíferos, aves, peces e insectos. El examen de los granos minerales llevados a la superficie en las bocas de las termitas fue usado en áreas tropicales: el muestreo de termiteros resultó en la detección de concentraciones de metales anómalas y el descubrimiento de por lo menos un depósito de oro en Zimbabwe, la Mina Termita. Otros métodos más experimentales incluyen el muestreo de miel para análisis de elementos trazas (con el conocimiento de que abejas raramente se alejan de su colmena más de un a dos kilómetros), el muestreo de distintas especies de peces. Un ave de América del Sur prefiere vetas de cuarzo como hábito, por esto se lo llama ‘el minero’.

 

 3.5 Ejemplos para la aplicación de la geoquímica a la prospección/exploración

 

1. Districto minero Cornwall, SW de Inglaterra, distrito de Sn.

 

 

El distrito minero Cornwall pertenece a los depósitos minerales epigenéticos hidrotermales vetiformes. La mineralización está relacionada con diques, que se ubican en el contacto granito-metasedimentos (véase fig.). La mineralización se caracteriza por una distribución de los elementos por zonas, que se refleja en la distribución de minerales por zonas (Tabla: Distribución de las zonas de minerales en el distrito minero Cornwall, SW de Inglaterra). La distribución de elementos por zonas desarrollada en los diques es desde el interior (en profundidad relativamente alta) hacia la periferia (cerca de la superficie) la siguiente: zona de Sn (estaño) en el contacto inmediato entre granito y metasedimento - Cu - Pb-Zn - Fe. Los contornos de las zonas enriquecidas en uno o unos distintos elementos son paralelos al contacto entre granito y metasedimentos. Los diques mineralizados están orientados paralelamente al eje del lomo de granito o es decir que el rumbo de los diques es aproximadamente igual al rumbo del eje del lomo de granito.

Gradientes pequeños de temperatura y presión normalmente establecidos en alta profundidad favorecen la distribución de los elementos por zonas claramente distinguibles. En profundidades someras con gradientes altos de temperatura y presión se observa que las zonas mineralizadas se solapan. A este fenómeno se llama 'telescoping'.

Al principio la minería fue limitada a los niveles de Cu en los diques. En 1839 se descubrieron la distribución de los elementos por zonas. En consecuencia se ampliaron las minas de Cu hacia la profundidad, donde se encontraron Sn. Como entre las zonas de Cu y de Sn puede ubicarse una zona no mineralizada de un espesor hasta 100m no se descubrieron la zona de Sn anteriormente.

Generalmente en el caso de una distribución de los elementos por zonas se continúa buscando hacia la periferia y debajo del depósito mineral para definir la desaparición de la última zona (más exterior).

Este ejemplo demuestra la aplicación de un modelo genético (mineralización por zonas) a la prospección/exploración.

Tabla :

Tipo de ganga Zona Tipo de mena Elementos de valor económico

Profundidad

    Ultima mineralización   Cerca de la superficie

chalc, cc 7 Pirita, hematita, jamesonita de antimonio

Fe, Sb  

flu, chalc 6 Tetraedrita, Pirargirita, siderita, pirita (marcasita)

   

cz, flu, dol 5b Argentita, galenita, esfalerita Ag, Pb, Zn  

cz, cl, hem, flu, bar

5a Pechblenda, niquelina, saflorita, cobaltina (bismutina)

U, Ni, Co, Bi Zonas de diques meso- y epitermales, generalmente perpendiculares a lomos de granitos

cz, cl, hem, flu 4 Calcopirita, esfalerita, wolframita (scheelita), arsenopirita, pirita

Sn, Cu, W, As  

cz, fsp, mc, tur, cl

3 Calcopirita (estannita), wolframita (scheelita), arsenopirita, casiterita

Sn, Cu, W, As  

cz, fsp, mc, tur 2 Wolframita (scheelita), arsenopirita, molibdenita?, casiterita

Sn, Cu,, W, As  

cz, fsp, mc, tur 1 Casiterita, especularita Sn, W, As Zonas de diques hipotermales, a menudo paralelas a lomos y diques de granitos, alta profundidad

cz, fsp, mc, tur ii Arsenopirita, estannita, wolframita, casiterita, molibdenita

Sn, W, As Diques frecuentes en el techo de los granitos

cz, tur i Arsenopirita, wolframita, casiterita, molibdenita

Sn, W, As  

    Primera mineralización    

i : pegmatitas

ii : diques rodeados por ‘Greisen’ (= formado por alteración metasomática)

Abreviatura: cz = cuarzo, fsp = feldespato, mc = mica, tur = turmalina, cl = clorita, hem = hematita, flu = fluorita, chalc = calcedonia, bar = baritina, dol = dolomita, cc = calcita

Composición de las menas:

Arsenopirita FeAsS, Wolframita(Fe,Mn)WO4, Scheelita CaWO4, Casiterita SnO2, Molibdenita MoS2, Estannita Cu2FeSnS4, Especularita Fe3O4, Calcopirita CuFeS2, Pechblenda UO2, Niquelina NiAs, Saflorita CoAs2, Cobaltina CoAsS, Bismutina, Argentina Ag2S, Galenita PbS, Tetraedrita Cu12Sb4S13, Pirargirita, Siderita FeCO3, Pirita FeS2 (cúbico), Marcasita FeS2 (ortorómbico), Hematita Fe2O3, Jamesonita Pb4Fe* Sb6S14 (=4PbSFeS* 3Sb2S3).

Epitermal: Cerca de la superficie hasta 1500m, temperatura entre 50 - 200°C, en rocas sedimentarias y rocas magmáticas, diques, stockwork.

Mesotermal : Profundidad entre 1200 - 4500m, temperatura entre 200 - 300°C, adentro o cerca de intrusiones magmáticas, depósitos formados por substitución o como rellenos de diques, transiciones de menas macizas a stockwork.

Hipotermal: Profundidad entre 3000 - 15000m, temperatura entre 300 - 600°C, adentro o cerca de cuerpos plutónicos profundos, rellenos de vetas o substituciones, acompañados por impregnaciones, por ejemplo Sn en Cornwall.

 

2. Flat-River, Old Led Belt, SW de Missouri/EEUU

Fig. en preparación

Distribución de los elementos Pb, Zn, Cu, Ag y Cd por zonas. Adentro de la zona de Pb, que tiene la mayor extensión, se ubica la zona de Zn con contornos parecidos a los contornos de la zona de Pb. Las zonas de Cu y de Ag y Cd forman manchas pequeñas en la zona de Pb. Las zonas de Ag y Cd están relacionadas con las fallas, dos de estas zonas se ubican en la intersección de dos fallas.

Por consiguiente en este caso las intersecciones de fallas son prometedoras para la búsqueda de las menas.

 

3. Depósito de Sn de Altenberg, Erzgebirge, en el este de Alemania

Fig. en preparación

‘Greisen’ son agregados granoblásticos de cuarzo y muscovita (o lepidolita) con contenidos accesorios de topacio, turmalina y fluorita y con contenidos de Sn y W, que se forman por alteración metasomática. Se ubican a menudo en los contactos superiores de intrusiones de granitos y a veces son acompañados por mineralizaciones del tipo ‘Stockwork’.

El depósito de Sn de Altenberg es un depósito del tipo Stockwork. Se constituye de veins (diques) de casiterita, wolframita y molibdenita, que pasan por un cuerpo de ‘Greisen’, formados por alteración metasomática, que affecta los granitos.

En distancias relativamente altas del depósito (800m) se encontraron concentraciones anómalas altas de Sn (línea segmentada) y Bi (línea punteada). Contenidos elevados en Mo (línea segmentada punteada) se ubican en una zona más cerca al depósito (500m). La zona de Ga (gallium, línea segmentada y punteada) es relativamente profunda y angosta. Concentraciones elevadas de Li se ubican debajo del depósito en relativamente alta profundidad.

En el depósito de Altenberg los elementos Ga y Li se ubican en el centro y en profundidad relativamente alta, los elementos Sn-Bi-Mo se ubican en la periferia y en un nivel más somero. De esto se puede deducir que los elementos Ga y Li fueron enriquecidos en la primera fase de mineralización y que los demás elementos como Sn-Bi-Mo fueron concentrados en una fase tardía de mineralización.

La secuencia paragenética para la región del Erzgebirge es F-Ga-Li-Sn-As-Bi-Mo.

Además en la región del Erzgebirge se utilizaron la distribución de los elementos por zonas en minerales de wolframita para la búsqueda de depósitos de Sn. La proporción de Fe-Mn en wolframita se aumenta en zonas de W y Sn de los ‘Greisen’ caracterizados por altas temperaturas de formación. Con base en esta observación se delinearon la proporción huebnerita/ferberita (MnWO4/FeWO4) a lo largo de un perfil por un dique pequeño de wolframio (W) para encontrar los valores más altos. En la exploración siguiente se proyectaron este punto hacia la profundidad y encontraron un depósito de Sn en una profundidad de 300m.

En la prospección/exploración de depósitos parecidos los elementos Sn y Bi podrían indicar la presencia de un depósito en distancias relativamente grandes (target rings), el elemento Mo podría indicar la proximidad al depósito, el elemento Ga podría indicar las raíces del depósito.

 

4. Relación entre la geología de un área y la distribución de Ni en suelos residuales en la región Nguge, Tansania

Fig. en preparación

Los valores más elevados de Ni (mayor a 500ppm y mayor a 1000ppm) detectados en los suelos residuales ocurren en los sectores formados por la picrita. En estos sectores en la cercanía e inmediatamente en los ríos los valores de Ni bajan obviamente debido a

que los ríos diluyen y transportan una cierta cantidad de los elementos enriquecidos en los suelos residuales.

Picrita es una roca volcánica ultramáfica, se constituye principalmente de olivino en su mayoría transformado en serpentina y de augita, el piroxeno de la composición enstatita-bronzita es más raro, la hornblenda de formación primaria ocurre solo subsidiariamente, la biotita participa esporádicamente, accesorios son apatita, magnetita y el espinel de cromo. En el olivino una cierta cantidad de Mg puede ser reemplazado por Ni. A partir del olivino puede formarse por meteorización una serpentina rica en Ni (garnierita (Ni, Mg)3[(OH)4/Si2O5]. Los valores elevados de Ni se deben a un olivino rico en Ni, que puede ser transformado a la serpentina rica en Ni. La norita de olivino es una roca plutónica ultramáfica de piroxeno, plagioclasa y olivino. La anortosita es una roca plutónica leucocrática de plagioclasa como componente principal, que ocurre geológicamente junto con gabro o charnockita.

La distribución de Ni en los suelos residuales encima de las rocas refleja la litología del subsuelo.

 

4. Métodos sísmicos

4.1 Sismología / 4.2 Historia / 4.3 Fundamentos teóricos / 4.4 Comportamiento de ondas sísmicas incidentes en interfases / 4.5 Método sísmico de refracción / 4.6 Reflexiones sísmicas  / 4.7 Geófonos / 4.8 Características de la sísmica de refracción y de las reflexiones sísmicas / 4.9 Ejemplos

 

4.1 Sismología

El termino ‘sismología’ se deriva del termino greco ‘seismos’ significando terremoto. La sismología se ocupa del estudio de terremotos, sismos, temblores y de otras vibraciones producidas natural- o artificialmente en la Tierra, en la luna y en otras planetas. El estudio de terremotos incluye su detección y la determinación de su localidad, de su magnitud, su energía y de los movimientos tectónicos causantes. Otros objetos de estudio son las vibraciones relacionadas con el volcanismo y aquellas generadas por los océanos, por el viento y ondas atmosféricas. Además la sismología se encarga del estudio de la estructura interna de la Tierra.

Los ramos de la sismología son los siguientes:

Los terremotos: detección, localización, magnitud, momento, energía, movimiento a lo largo de fallas.

El estudio de la estructura interna de la tierra y de otras planetas a través de ondas sísmicas.

La delineación de la geología de las cuencas sedimentarias en la búsqueda de petróleo, gas y carbón. La delineación de depósitos minerales. La determinación del espesor del hielo en los glaciares empleando explosivos y otras fuentes energéticas.

El reconocimiento de la corteza terrestre superior en la hidrología y en la exploración para agua subterránea. El estudio del subsuelo para la construcción de edificios, cortinas de embalses y carreteras empleando explosivos y otras fuentes energéticas.

La sismología teórica o matemática y el procesamiento de los datos.

La escala de RICHTER expresa y cuantifica la magnitud de un terremoto a partir del registro de las amplitudes máximas de las ondas sísmicas por medio de un sismógrafo.

Las escalas de MERCALLI y de ROSSI-FOREL cuantifican la intensidad de un terremoto a partir de la observación y clasificación de los daños causados por ello.

Las causas de un terremoto son:

Fuerzas tectónicas. La ruptura repentina de las rocas, que han sido distorsionadas más allá de su

límite de resistencia, por ejemplo San Andres Fault en California. La explosión de un volcán. Terremotos por hundimiento. Por ejemplo un domo de sal se encuentra adentro

de una secuencia sedimentaria y la sal está diluida paulatinamente por agua, que ingresa a través de fisuras y fracturas en la secuencia de rocas sedimentarias. Las rocas subyacentes caen en el hoyo formándose en la profundidad.

El punto inicial del terremoto se denomina foco o hipocentro. Su proyección hacia la superficie terrestre es el epicentro. Hipocentro o foco y el epicentro se ubican en un radio de la Tierra. El foco puede situarse en o cerca de la superficie terrestre o en una profundidad más alta. La mayoría de la energía sísmica se libera en profundidades entre 0 y 70 km (85%), en una profundidad moderada de 70 a 300km se delibera 12% de la energía sísmica, en una profundidad alta entre 300km y 700km se genera solo 3% de la energía sísmica. Terremotos debajo de 720km jamas fueron detectados.

El epicentro de un terremoto se determina de modo siguiente. En los observatorios se detecta el tiempo de llegada de las ondas p y s, que se propagan con diferentes velocidades, la onda p con la velocidad mayor, la onda s con la velocidad menor. De la diferencia en la llegada de las ondas p y s se puede calcular el tiempo inicial del terremoto (con las velocidades de las ondas conocidas). Para los observatorios más cercanos al hipocentro (por lo menos tres) se construye un círculo con radio r = velocidad de la onda p (o s) ´ tiempo de inicio. Tres de estos círculos se interceptan en un solo punto, que es el epicentro del terremoto. La profundidad del foco (hipocentro) se estima a través de los tiempos de llegada de las ondas reflejadas por la superficie encima del foco.

La magnitud de un temblor es una medida instrumental de la energía deliberada por un terremoto, que se expresa en una escala absoluta logarítmica introducida por RICHTER (1935, escala de RICHTER) originariamente basándose en los registros de temblores cercanos por medio de un sismógrafo sensible para períodos cortos, el llamativo sismógrafo de WOOD-ANDERSON. La variación grande de la energía en los temblores hace necesario la aplicación de una escala logarítmica. Normalmente la magnitud se estima midiendo las amplitudes, que se producen en la superficie terrestre y que se registran en los observatorios solo situados alrededor del epicentro o de todo el mundo.

La forma general de la ecuación empírica para la magnitud M es: M = log10A/T + F(D,P) + constante, donde

A = amplitud máxima producida en la superficie en micrómetros, se la deduce de los registros del sismógrafo.

T = periodo de la onda en segundos. F = función empírica de la distancia D expresada en º y de la profundidad P del

foco expresada en kilómetros.

La intensidad de un terremoto se puede expresar en escalas relativas de intensidad, como la escala de MERCALLI o la escala de ROSSI-FOREL, que se basan en las destrucciones causadas o en una escala absoluta, como la escala de RICHTER, que se basa en la energía sísmica liberada por el terremoto y que es logarítmica:

1 = 101 2 = 102 3 = 103 4 = 104 5 = 105 6 = 106 7 = 107 8 = 108 9 = 10

M = 10-0,5 unidades de energía por ejemplo es la magnitud de energía generada por la caída de una roca de 100kg de masa desde una altura de 10m sobre la superficie terrestre.

El terremoto de magnitud más alta detectado alcanzó el nivel 9 = 109 en la escala de RICHTER.

La escala de intensidad de MERCALLI (de forma modificada y resumida) de DOYLE (1995).

 

Distribución de los hipocentros: En todas regiones del mundo caracterizadas por actividad tectónica como:

Márgenes continentales activos

Márgenes oceánicos activos

Fallas tectónicas grandes, como San Andres Fault, Los Angeles

 

Conocimientos acerca de la estructura interna de la Tierra derivados de la observación de la propagación de las ondas sísmicas en su interior

Distribución de la densidad y de la velocidad de las ondas p y sen el manto y en el núcleo de la Tierra

 

4. Métodos sísmicos

4.1 Sismología / 4.2 Historia / 4.3 Fundamentos teóricos / 4.4 Comportamiento de ondas sísmicas incidentes en interfases / 4.5 Método sísmico de refracción / 4.6 Reflexiones sísmicas  / 4.7 Geófonos / 4.8 Características de la sísmica de refracción y de las reflexiones sísmicas / 4.9 Ejemplos

 

4.2 Historia

1678 Ley de HOOKE

1828 POISSON demuestra teóricamente la existencia separada de las ondas primarias (p) y secundarias (s).

1885 RAYLEIGH y 1911 LOVE y 1924 STONLEY desarrollan la teoría de las ondas superficiales.

1888 Inicio de la exploración geofísica petrolífera con la construcción de la balanza de torsión por Barón Roland von EöTVöS.

1898 MILNE propone el uso del sismógrafo para definir las condiciones del subsuelo.

1905 GARRET surgiere el uso de la refracción sísmica para la búsqueda de domos salinos, pero todavía hay una deficiencia en los instrumentos apropiados.

1914 Ludger MINTROP desarrolla el primer sismógrafo mecánico de precisión suficiente para realizar la exploración.

1919 MINTROP adquiere una patente alemana para el 'método para la determinación de estructuras rocosas'.

1920-1921 MINTROP realiza líneas de refracción a través de dos domos de sal en Alemania.

1924 Primero descubrimiento sísmico de hidrocarburos aplicando el método de refracción: domo salino Orchard al SE de Houston/Texas por SEISMOS (empresa fundada 1921 por MINTROP).

1925 Método de tiro abanico desarrollado por SEISMOS

1926 Metodología de exploración geofísica común es el método de refracción (reconocimiento general) seguido por una exploración detallada con balanza de torsión.

1928 Primer descubrimiento basado en el método de reflexión: campo Maud.

1930 Método de reflexión es más importante en comparación con el método de refracción.

A continuar.

Historia compilada de SHERIFF & GELDART (1991).

4.3 Fundamentos teóricos

 

Introducción \ Esfuerzo elástico (stress), deformación (strain) y las constantes elásticas \ Ondas sísmicas \ Comportamiento de la amplitud de la onda sísmica en límites entre dos

medios

 

Introducción

Los métodos de exploración sísmicos se basan en la generación de ondas sísmicas por ejemplo por medio de una explosión o por medio de un rompedor de caída. Las ondas sísmicas son ondas mecánicas y elásticas, pues que las ondas sísmicas causan deformaciones no permanentes en el medio, en que se propagan. La deformación se constituye de una alternancia de compresión y de dilatación de tal manera que las partículas del medio se acercan y se alejan respondiendo a las fuerzas asociadas con las

ondas, como por ejemplo en un elástico extendido. Su propagación se describe por la ecuación de ondas. La velocidad de la onda sísmica depende de los parámetros elásticos del medio, en que se propaga la onda.

 

Esfuerzo elástico o tensión (stress), deformación (strain) y las constantes elásticas

Tensión S se define como la fuerza F por unidad de área A: F/A, donde F es la fuerza aplicada uniformemente a una pequeña superficie de área.

Presión o tracción se refiere a la tensión dirigida perpendicularmente al área, según sea ejercida hacia el cuerpo sobre que actúa (presión) o en sentido contrario (tracción). La presión causa un acortamiento en el interior del cuerpo, en que actúa, la tracción produce un alargamiento en el interior del cuerpo, en que actúa.

La deformación longitudinal l es la relación entre el alargamiento o el acortamiento l causado por una tensión y la longitud original l antes de la aplicación de la tensión: l = l/l. La deformación transversal a se define como la relación entre la variación del ancho a causada por una tensión y el ancho primitivo a del cuerpo antes de la aplicación de la tensión: a = a/a.

 

Coeficiente de Poisson

Cuando un cuerpo se acorta por efecto de una compresión, se alarga en la dirección perpendicular a la compresión. Un cuerpo alargado por efecto de una tracción, disminuye su ancho en la dirección perpendicular a la tensión. La relación entre la

deformación longitudinal l y la deformación transversal a se denomina coeficiente de Poisson .

= a/ l = ( a/a)/( l/l).

Cuando una tensión actúa en un cuerpo en una dirección y el volumen del cuerpo es constante, el coeficiente de Poisson tiene su valor máximo igual a 0,5.

 

Tipo de roca Rango del coeficiente de Poisson s

Roca consolidada, no alterada1 0,2 - 0,3

Roca sedimentaria clástica2 0,02 - 0,05

1: Por ejemplo calizas de grano fino, rocas cristalinas.

2: Variando con la porosidad y el estado de meteorización.

 

Módulo de Young E

En el caso de tensiones de compresión o de tracción, que dan origen a una deformación pequeña, la magnitud de esta deformación es proporcional a la tensión según: = k S = (1/E) S S = E , en donde

S = tensión = deformación E = constante de proporcionalidad y denominada módulo de YOUNG.

Para un sólido con un módulo de YOUNG E de valor numéricamente alto la deformación causada por una tensión dada será menor en comparación a un sólido de E de valor más pequeño. (Valores de E véase tabla).

Tipo de roca

Resistencia a la compresión en kg/cm2 -valores

limites-

Resistencia a la tracción en

kg/cm2

Resistencia al cizallamiento en

kg/cm2

Módulo de YOUNG en

kg/cm2 -valores medios-

Basalto 1500 - 4500 150 300 800000Granito de grano fino

2000 - 2500 65 - 115 150 - 160  

Granito de grano grueso y en general

370 - 3790 30 - 80 100 - 300100000 - 400000

Pórfido de cuarzo

1500 - 3500 65 150  

Cuarcita 260 - 3200     100000 -

450000Marmol 310 - 3000 30 - 90 100 - 300 800000Caliza en general

60 - 3600 10 - 117 35- 200100000 - 800000

Caliza porosa 400 - 800      

Dolomia 790 - 1300 16 - 28 70 -75<100000 -

710000Arenisca en general

100 - 3000 10 - 43 46 -150<20000 - 636000

Arenisca calcárea

900 - 3000     30000 - 60000

Arcilla esquistosa

600 - 3130 250 50 - 250 40000 - 200000

Gneis 810 - 3270   <650<100000 -

400000

TABLA según SCHMIDT-THOMÉ (1965).

SCHMIDT-THOMÉ, P. (1972): Tektonik. - Vol. II de BRINKMANN, R. (Ed): Lehrbuch der Allgemeinen Geologie, Enke (Stuttgart).

 

Modulo de rigidez o de cizallamiento

El esfuerzo de cizallamiento se denomina la tensión, que actúa paralelamente al área. El esfuerzo de cizallamiento da origen a una deformación por fractura. La deformación por cizallamiento se expresa por el ángulo de deformación . El ángulo de deformación se forma por la superficie original del área y la superficie deformada por la tensión ejercida paralelamente al área.

En el caso de un esfuerzo cortante y una deformación pequeña la tensión Ssh es proporcional a la deformación: Ssh = . En esta relación es la constante de

proporcionalidad denominada módulo de rigidez o de cizallamiento y es el ángulo de deformación. Para los líquidos vale = 0, para la mayoría de los demás materiales aproximadamente y numéricamente vale la mitad de E.

 

Compresibilidad y módulo volumétrico (véase fig.)

Considerando un cuerpo de volumen V, que está sometido a una fuerza de compresión uniforme en todas las direcciones y en consecuencia disminuirá su volumen en una cantidad V, la compresión ejercida sobre este cuerpo es proporcional a la deformación o es decir a la relación entre la variación del volumen y el volumen primitivo de este cuerpo antes de la aplicación de la compresión según: Scompresión = k( V/V), en donde la constante de proporcionalidad k se denomina compresibilidad. El valor recíproco de la compresibilidad 1/k = k' = Scompresión/( V/V) se denomina módulo volumétrico.

Existen las relaciones siguientes entre las constantes elásticas arriba introducidas:

= / 2(1 + ) y k = E/ 3(1 - 2 ) , véase la figura siguiente.

Las ondas sísmicas se propagan en las sustancias sólidas de tal modo, que la deformación de las partículas, que constituyen la sustancia sólida, pasan por la sustancia con una velocidad, que depende de sus propiedades elásticas y de su densidad.

 

Deformación (strain) por dilatación

Deformación por dilatación es la relación de la variación en la distancia entre dos puntos distintos y separados (A y B), que se produce por un movimiento de dilatación, y de la distancia original entre estos dos puntos.

 

 

Ondas sísmicas

Se distinguen las ondas sísmicas internas y las ondas sísmicas superficiales.

Las ondas internas son

Ondas p u ondas longitudinales u ondas de compresión Ondas s u ondas transversales u ondas de cizalla

Las ondas superficiales son por ejemplo

Ondas de Love Ondas de Rayleigh

 

Ondas p u ondas longitudinales u ondas de compresión

Las partículas de una onda p, longitudinal o de compresión oscilan en la dirección de propagación de la onda. Las ondas p son parecidas a las ondas sonoras ordinarias. Las ondas p son más rápidas que las ondas s o es decir después un temblor en un observatorio primeramente llegan las ondas p, secundariamente las ondas s. La velocidad de las ondas p se calcula como sigue:

vp = (k + 4/3 )/ , donde

k = compresibilidad = módulo de rigidez = densidad del medio, en que se propaga la onda p.

vp = ( + 2 )/ , donde

y = constantes de Lamé = densidad del medio, en que se propaga la onda p.

Ondas s u ondas transversales u ondas de cizalla

Las partículas de una onda s, transversal o de cizalla oscilan perpendicularmente a la dirección de propagación. Se distingue las ondas sh, cuyas partículas oscilan en el plano horizontal y perpendicular a la dirección de propagación, y las ondas sv, cuyas partículas oscilan en el plano vertical y perpendicular a la dirección de propagación. En las ondas s polarizadas sus partículas oscilan en un único plano perpendicular a su dirección de propagación. La velocidad de la onda s se calcula como sigue:

vs = , donde = módulo de rigidez

= densidad del medio, en que se propaga la onda s

vs = E/ 2(1 + ) 1- , donde

E = módulo de elasticidad = densidad del medio, en que se propaga la onda s. = constante de Poisson.

 

Ondas de Rayleigh

Rayleigh (1885) predijo la presencia de ondas superficiales diseñando matemáticamente el movimiento de ondas planas en un espacio seminfinito elástico.

Las ondas de Rayleigh causan un movimiento rodante parecido a las ondas del mar y sus partículas se mueven en forma elipsoidal en el plano vertical, que pasa por la dirección de propagación. En la superficie el movimiento de las partículas es retrógrado

con respecto al avance de las ondas. La velocidad de las ondas Rayleigh vRayleigh es menor que la velocidad de las ondas s (transversales) y es aproximadamente vRaleigh = 0,9 ´ vs, según DOBRIN (1988).

Ondas de Love

Love (1911) descubrió la onda superficial, que lleva su nombre estudiando el efecto de vibraciones elásticas a una capa superficial.

Las ondas de Love requieren la existencia de una capa superficial de menor velocidad en comparación a las formaciones subyacentes o es decir un gradiente de velocidad positivo (velocidad se incrementa) con la profundidad. Las ondas de Love son ondas de cizalla, que oscilan solo en el plano horizontal, es decir las ondas de Love son ondas de cizalla horizontalmente polarizadas. La velocidad de las ondas de Love es aproximadamente vLove = 0,9 ´ vs., según Doyle, (1995).

 

Las ondas internas se extienden en tres dimensiones. Las ondas superficiales se extienden en solo dos dimensiones. Las velocidades de las ondas internas y superficiales están relacionadas como sigue: vp > vs > vLove > vRayleigh. Generalmente para las amplitudes (A) de las ondas vale el orden inverso: ARayleigh > ALove > As > Ap. Como las amplitudes de las ondas superficiales se disminuyen con la profundidad del foco, la razón entre las amplitudes de las ondas superficiales y las amplitudes de las ondas internas indica aproximadamente la profundidad del foco.

En comparación con las ondas internas las amplitudes de las ondas superficiales se disminuyen menos rápidamente con la distancia, en consecuencia en distancias largas con respecto a un temblor las ondas superficiales generan señales más altas y dominan los registros conservados en los sismógramas.

Las ondas superficiales están caracterizadas por la dispersión, o es decir la velocidad de las ondas superficiales depende de su frecuencia y de su longitud de onda. La variación de la velocidad con la frecuencia o la longitud de onda se denomina dispersión. En una onda afectada por dispersión distintas longitudes de onda se propagan con diferentes velocidades apareciendo como un tren de eventos, cuyos ciclos sucesivos son de períodos incrementándose o disminuyéndose.

Analizando la dispersión de las ondas de Rayleigh los científicos obtuvieron informaciones muy útiles acerca de la estructura de la corteza terrestre y del manto superior de la Tierra. En lo contrario en la exploración por el método de reflexiones sísmicas las ondas de Rayleigh son menos útiles, porque contribuyen apreciadamente al ruido del fondo.

 

Los parámetros característicos de las rocas, que se determina con los métodos sísmicos son la velocidad de las ondas p y s, el coeficiente de reflexión, la densidad. Propiedades de las rocas, que influyen estos parámetros son entre otros:

Petrografía, contenido en minerales. Estado de compacidad. Porosidad = porcentaje o proporción de espacio vacío (poros) en una roca. Relleno del espació vacío o es decir de los poros como aire, agua, petroleo, gas. Textura y estructura de la roca. Temperatura. Presión.

Una variación en una de estas propiedades de la roca puede ser relacionada por ejemplo con un límite entre dos estratos litológicos, con una falla o una zona de fallas, con un cambio en el relleno del espacio poroso de la roca.

 

Velocidades de las ondas p y s de algunas rocas se presentan en la tabla siguiente:

MaterialVp en km/s (porosidad

en %) Vs en km/s

Petróleo 1,20 - 1,40  

Agua 1,50  

Lodo 1,50 -1,80  

Lutita1,60 (40%) - 4,10

(5%)  

Arenisca1,90 (40%) - 4,90

(5%) 2,15

Caliza 1,90 - 3,50 1,35

Carbón3,90 (20%) - 6,10

(0%)  

Sal 4,50  

Dolomita 4,90(20%) - 7,10 (0%)  

Yeso y anhidrita 5,70 - 6,20  

Granito 5,20 3,00

Basalto 6,40  

La mayoría de los valores proviene del libro de SHERIFF & GELDART, 1991 (Fig.7.1).

Las ondas sísmicas internas como las ondas p y s son ondas elásticas, para que valgan las leyes de la reflexión y de la refracción. Una onda sísmica incidente en una superficie de separación entre dos medios como dos estratos en parte es reflejada, en parte es refractada.

Las ondas sísmicas internas como las ondas p y s son ondas elásticas, para que valgan las leyes de la reflexión y de la refracción. Una onda sísmica incidente en una superficie de separación entre dos medios, como dos estratos, en parte es reflejada, en parte es refractada. Para la reflexión vale la ley de reflexión:

inc = refracción, donde

inc: ángulo de incidencia refracción: ángulo de refracción.

Para la refracción vale la ley de SNELL:

sen inc/sen refracción = v1/v2, donde

v1: velocidad de la onda en el estrato1, v2: velocidad de la onda en el estrato 2.

Cuando el ángulo de incidencia alcanza un valor crítico ( inc, para que sen refracción = 90°), se genera una onda, que se propaga a lo largo de la superficie de separación con la velocidad de la onda correspondiente al estrato2. Esta onda se denomina onda de MINTROP, según Ludger Mintrop, un alemán, quien en 1914 inventó el primero sismógrafo mecánico con precisión suficiente para la exploración.

En los fenómenos de reflexión y de refracción se basan los dos distintos métodos sísmicos: la sísmica de refracción y las reflexiones sísmicas

El comportamiento y la trayectoria de las ondas sísmicas, que se propagan en el subsuelo se pueden presentar:

Por un perfil, que incluye tiro y varios detectores (geófonos) alineados en la superficie terrestre y que ilustra la penetración de los frentes de onda o de los rayos de ondas respectivamente en las formaciones geológicas del subsuelo.

Por un gráfico del tiempo de la primera llegada de la onda sísmica en función de la distancia desde el tiro hacia los geófonos, véase gráfico distancia-tiempo.

Generando ondas sísmicas artificialmente (vibraciones mecánicas o vibraciones) en o cerca de la superficie y observando su tiempo de llegada en las estaciones de observación (geófonos) alineadas a lo largo de un perfil, se puede reconstruir el recorrido de las ondas en el subsuelo y localizar discontinuidades como límites litológicos o fallas.

 .4 Comportamiento de ondas sísmicas incidentes en interfases

 

Comportamiento de las ondas sísmicas en una interfase horizontal entre dos distintos medios litológicos

A partir de una fuente de ondas sísmicas situadas en la superficie como un tiro o un peso cayéndose en el suelo se generan distintas ondas de las siguientes características:

La onda directa se propaga a partir de la fuente de ondas sísmicas en el medio superior con la velocidad uniforme v1.

La onda reflejada se engendra por la reflexión de la onda directa incidente en la interfase entre medio 1 y medio2 y se propaga con la velocidad v1.

Una porción de la onda incidente en la interfase entre medio 1 y medio 2 pasa por la interfase y se refracta. La onda refractada se propaga en el segundo medio con la velocidad v2.

La onda de MINTROP se genera, cuando la onda directa incide con el ángulo crítico crítico en la interfase. El ángulo crítico es el ángulo de incidencia, para que el ángulo de refracción refracción = 90°. La onda de MINTROP corre a lo largo de la interfase con la velocidad v2 correspondiente al segundo medio.

 

Comportamiento de la amplitud de la onda sísmica en límites entre dos medios

Las proporciones reflejadas y refractadas de una onda sísmica incidente en un límite entre dos medios dependen de las características de los medios vp, vs y r y del ángulo de incidencia.

Las razones de las amplitudes de la onda reflejada y de la onda incidente Ar/Ai son las raíces cuadradas de las razones de las energías correspondientes a la onda reflejada y la onda incidente Er/E Ar/Ai = (Er/Ei), según GRANT & WEST, (1965).

Para el caso de la incidencia normal (ángulo de incidencia = 0°) vale:

(Er/Ei) = Ar/Ai = Rinorm = [( 2×v2) - ( 1×v1)]/[( 2×v2) + ( 1×v1]

donde

Ei = energía de la onda incidente Er = energía de la onda reflejada Ai = amplitud de la onda incidente Ar = amplitud de la onda reflejada Rinorm = [( 2×v2) - ( 1×v1)]/[( 2×v2) -+ ( 1×v1] = coeficiente de reflexión en el

caso de la incidencia normal. = densidad del medio v = velocidad del medio

Para el caso de la incidencia normal el coeficiente de transmisión es:

T1/2 = (2r 1×v1)/[(r 2×v2) + (r 1×v1)]

 

 

Un ejemplo para la incidencia normal: Se considera tres capas litológicas horizontales (arena, arenisca, anhidrita). Una onda p generada en la superficie atraviesa verticalmente la cubierta de arena, pasa por la interfase ubicada entre la arena y la arenisca y está reflejada en la segunda interfase situada entre las capas de arena y de anhidrita. Desde la segunda interfase la onda reflejada pasa por la arenisca y la interfase entre la arenisca y la anhidrita hasta llegar a la superficie. ¿Cuál es la relación entre la amplitud de la onda generada en la superficie y la onda, que ha pasado por las dos capas superiores (arena y arenisca) y que ha sido reflejada en la segunda interfase?

Ar/Ai = Tarena/arenisca × Rarenisca/anhidrita × Tarenisca/arena, donde:

Tarena/arenisca = coeficiente de transmisión para la transmisión de la onda desde la cubierta de arena hacia la arenisca.

Rarenisca/anhidrita = coeficiente de reflexión para la reflexión de la onda en la interfase entre la arenisca y la anhidrita.

Tarenisca/arena = coeficiente de transmisión para la transmisión de la onda desde la arenisca hacia la arena.

El siguiente diagrama ilustra la amplitud de la onda incidente (= 1) y las amplitudes de las ondas, que han sido reflejadas en la primera o en la segunda interfase en función del tiempo de recorrido.

 

 

Cuando el ángulo de incidencia 0°, las relaciones son más complicadas.

En las reflexiones sísmicas la incidencia normal se cumple en forma aproximada.

 

Tiempos de corrido de la onda directa (td), de la onda de Mintrop (tm) y de la onda reflejada (tr) en función de la distancia

 

 

td = x/v1 tm = (x/v2)+2hx((1/v12)-(1/v2

2))1/2 tr = 2/v1x((x2/4)+h2)1/2

 

4.5 Método de refracción

Caso de una interfase inclinada entre dos medios: La interfase está inclinada hacia la izquierda.

v2- = una velocidad aparente menor con respecto a la velocidad correspondiente al segundo medio, se la registra cuando la onda de MINTROP corre a favor del

buzamiento de la interfase.

v2+ = una velocidad aparente mayor con respecto a la velocidad correspondiente al segundo medio, se la registra cuando la onda de MINTROP corre en contra del buzamiento de la interfase.

Para la velocidad v2 correspondiente al segundo medio vale: v2- < v2 < v2+.

 

El método de refracción se aplica en la ingeniería en la exploración de minerales y en la ingeniería civil por ejemplo:

i. para determinar la profundidad a una capa rocosa cubierta por aluviones por ejemplo.

ii. para estimar la profundidad hacia una capa rocosa cubierta con sedimentos no consolidados.

iii. para averiguar la posibilidad de fracturamiento de las rocas.

i. El método de refracción más sencillo para determinar la profundidad a un lecho rocoso como una secuencia de areniscas o un manto andesítico cubierto por aluviones es

el método ABC. A y B denotan disparos ubicados en los dos extremos de un perfil, el disparo C se sitúa en la mitad del perfil (véase figura refrac1i.cdr).

 

La profundidad vertical con respecto al disparo C se calcula del modo siguiente:

hc = 1/2 × (tCA + tCB - tAB) × (v1 × v2)/(v22 - v1

2)

donde hc = profundidad al lecho rocoso desde el disparo C medido verticalmente con respecto a la interfase situada entre el recubrimiento y el lecho rocoso.

tCA, tCB, tAB = tiempos de viaje de superficie a superficie de un disparo al otro.

v1 = velocidad del recubrimiento.

v2 = velocidad correspondiente al lecho rocoso.

Si v2 >> v1, lo que es un caso frecuente, se puede reemplazar v2 por v1 obteniendo:

hc 1/2 × v1 × (tCA + tCB - tAB)

En esta forma el cálculo de la profundidad depende solo de la velocidad correspondiente al recubrimiento (v1) y de los tres tiempos de recorrido.

Si v2 > 3×v1 se obtiene un valor para hc con un error menor a 6%.

Se puede aplicar la fórmula sencilla 'hc 1/2 × v1 × (tCA + tCB - tAB)', si las siguientes condiciones están cumplidas:

El recubrimiento debe ser homogéneo. La profundidad del lecho rocoso varía solo suavemente (echado pequeño). El contraste en las velocidades correspondientes al recubrimiento y al lecho

rocoso es grande.

ii. La ausencia de refracción de alta velocidad siempre indica, que a profundidades someras menores a aproximadamente un tercio de la longitud del perfil de refracción no se encontrarán capas rocosas.

iii. Las velocidades de refracción correspondientes en roca intemperizada y capas rocosas cubiertas con suelo indican una roca fracturada si son menores de 2100 a 2400m/s.

 

4.6 Reflexiones sísmicas

A través de los datos entregados por las reflexiones sísmicas se puede construir el horizonte de reflexión aplicando uno de los métodos siguiente:

Método de la tangente Método de las imágenes

 

 

Método de las imágenes (véase figura).

 

 

Desplazando la configuración de tiro y geófonos a lo largo del perfil se puede construir más puntos correspondientes al horizonte de reflexión y delinear su forma.

 

 4.7 Geófonos

Geófono electromagnético \ Geófono de reluctancia \ Geófono de capacidad \ Geófono piezoeléctrico \ Frecuencia natural y amortiguamiento de los geófonos

 

Generalmente en la superficie terrestre firme se detecta el movimiento de las partículas generado por una fuente energética relacionando la velocidad de la partículas con el tiempo. El geófono es la unidad en contacto directo con la superficie terrestre, que convierte el movimiento de la Tierra generado por un tiro por ej. en señales eléctricas. Casi todos los geófonos empleados para la prospección sísmica a partir de la superficie terrestre firme son de este tipo electromagnético. Las señales se introduce en un sistema instrumental, que entrega la presentación de la información geológica del subsuelo como producto final. Usualmente esta presentación es una sección por el subsuelo a lo largo de un perfil, que se basa en los datos detectados y corregidos. En operaciones

submarinas se observa la variación de la presión, que resulta del paso de las ondas sísmicas por el agua. El instrumento de detección empleado es el hidrófono. A partir de la superficie terrestre firme en la refracciones sísmica se utilizan los geófonos sensibles a vibraciones entre 5 y 100 ciclos per segundos (cps), en las reflexión sísmicas se utilizan los geófonos sensibles a vibraciones entre 10 y 150 cps.

El geófono sólo responde a la componente vertical del movimiento del suelo.

Los geófonos funcionan según los mismos principios que aquellos de los sismógrafos, que se emplean para el registro de las ondas sísmicas generadas por un terremoto o un temblor. Como se quiere registrar los movimientos del suelo de un orden de 10-8cm = 10-10m = 0,1nm los geófonos están equipados con amplificadores y registros eléctricos. Se distinguen los siguientes tipos de geófonos : los geófonos electromagnético, de reluctancia variable, de capacidad, piezoeléctrico o tipo de presión.

Geófono electromagnético

El geófono electromagnético es el más sencillo y el más empleado de los varios tipos de geófonos. Se constituye de una bobina y de un imán. Uno de estos dos elementos está fijado rígidamente con respecto a la superficie terrestre de tal manera, que se moverá junto con la superficie terrestre en repuesta a los movimientos sísmicos. El otro es el elemento inerte y cuelga sujetado por un resorte en un soporte fijo. En la figura 4.1 la bobina está sujetada rígidamente con respecto a la superficie terrestre y el imán, que cuelga sujetado por un resorte en el cajón, es el elemento inerte. Cualquier movimiento relativo entre la bobina e el imán produce una fuerza electromotriz entre los terminales de la bobina. El voltaje correspondiente a esta fuerza electromotriz es proporcional a la velocidad del movimiento. En la mayoría de los geófonos construidos para la prospección sísmica (véase fig.) la bobina presenta el elemento inerte y el imán forma una parte del cajón , que se mueve, si la superficie, en que se ubica el cajón, se mueve. La sensibilidad del geófono depende de la fuerza del imán, de la cantidad de espiras de la bobina y de la configuración del sistema. El tamaño de los geófonos electromagnéticos no sobresale la altura de 10cm.

 

Geófono de reluctancia

El geófono de reluctancia variable (véase fig.siguiente) se constituye de un sistema de bobina y armadura, siendo el elemento inerte y de una pareja de imanes permanentes alineados en oposición magnética y separados entre sí por un espacio de aire. Los imanes, que están unidos con una caja por medio de un resorte presentan el elemento rígido moviéndose con las partículas de la superficie terrestre debido a un evento sísmica. En la posición del equilibrio los dos entrehierros son iguales y los circuitos magnéticos de los imanes superior e inferior al tener fuerzas electromotrices opuestas, pero del mismo valor se anulan exactamente, no pasa un fluido electromagnético por la armadura. En un desplazamiento de su posición de equilibrio los dos entrehierros no son iguales y la reluctancia del circuito magnético formado por el imán superior y la armadura no es igual a la reluctancia del circuito generado por el imán inferior y la armadura. Por lo tanto pasará un flujo electromagnético por la armadura y la bobina producirá una fuerza electromotriz a medida que este flujo varíe. El máximo de variación tiene lugar cuando la armadura pasa por la posición de equilibrio y el voltaje inducido tiene su valor máximo. En la posición del desplazamiento máximo el voltaje es cero. Este tipo de geófono responde a la velocidad, por consiguiente su señal de salida está desfasada 90° con respecto al desplazamiento de las partículas moviéndose debido a un evento sísmico.

 

 

Geófono de capacidad

En este geófono (véase fig. siguiente) el elemento inerte, una masa está fijada a una de las placas de un condensador y la otra placa del condensador es fijo con respecto al suelo. El movimiento del suelo causa una variación de la capacidad del condensador y por consiguiente se produce una variación de la capacidad del condensador. En un tipo de estos geófonos la capacidad variable altera la sintonización y por lo tanto la potencia de salida de un circuito oscilatorio. En un otro tipo la variación de la capacidad regula el voltaje de rejilla del primer paso de un amplificador, como lo sucede en un microscopio electrostático. La salida de corriente es proporcional al desplazamiento, si la frecuencia natural está por debajo de la gama de frecuencias sísmicas que hayan de ser registradas.

 

Geófono piezoeléctrico

En el geófono piezoeléctrico (véase fig. siguiente) un peso descansa sobre una batería de placas hechas de algún material piezoeléctrico sensible a la presión tal como cuarzo, turmalina, titanito de bario, que fueron cortados paralelamente a sus ejes ópticos o como un material cerámico de la misma característica. Una aceleración del suelo hacia arriba como está indicado en la figura siguiente aumentará el peso aparente de la masa y en consecuencia subirá la presión, que actúa en los cristales piezoeléctricos.Una aceleración del suelo hacia abajo disminuirá el peso aparente de la masa, y en consecuencia la presión ejercida a las placas. La variación de la presión induce variaciones de voltaje en las placas. Se mide las aceleraciones en lugar de los desplazamientos (geófono de capacidad) o de las velocidades (geófonos electromagnético y de reluctancia).

 

 

Frecuencia natural y amortiguamiento de los geófonos

Cada detector sísmico sea construido para detectar terremotos naturales o para registrar las ondas sísmicas generadas en la prospección sísmica, se caracteriza por un período de oscilación natural, que depende de la masa y de la fuerza restauradora de la suspensión elástica del resorte. En un geófono electromagnética el período de oscilación natural T depende de la masa m del elemento inerte (en la fig.4-1 el imán, en el segundo ejemplo la bobina) y de la flexibilidad del resorte k (stiffness coefficient). La flexibilidad del resorte se expresa por medio de una constante de proporcionalidad, que relaciona la fuerza, que actúa en el resorte, con la elongación correspondiente a esta fuerza. La fórmula siguiente expresa la relación arriba explicada:

T = 2x(pi) (m/k)-½, donde T = período de oscilación natural, m = masa del elemento inerte (imán o bobina), k = flexibilidad del resorte.

La frecuencia es el recíproco del período, por consiguiente vale:

f = 1/T = 1/[(2xpi)(k/m)-½]

Con un amortiguamiento pequeño del geófono, cualquier impulso sísmico introducido y causando un movimiento del resorte genera una señal de salida oscilatoria con una frecuencia, que es el recíproco del período de oscilación natural. Pero de este modo no se acentúa la repuesta a una señal introducida en el geófono como es deseable para la detección de ondas sísmicas. Introduciendo un amortiguamiento propio (una fricción interna) se puede aproximar la repuesta del geófono a todas las frecuencias mayores que la frecuencia de resonancia del geófono. En este modo la señal de salida del geófono da una representación de alta fidelidad con respecto al movimiento de la superficie

terrestre. En los geófonos antiguos se realizaron el amortiguamiento del geófono por el arrastre viscoso de una lámina metálica sumergida en aceite para producir un amortiguamiento mecánico viscoso. En los geófonos dinámicos modernos se emplea un amortiguamiento eléctrico suprimiendo la oscilación mecánica por medio de corrientes parásitas. Generalmente los geófonos empleados en la prospección sísmica son caracterizados por repuestas de forma somera. En circunstancias, en que la detección de un señal distinto (como este por ej., que corresponde a la primera interfase en la refracción sísmica) es de importancia mayor en comparación al registro de la forma de onda, y si este señal es superpuesto por un fondo de alto nivel, ‘sharp tuning’ del detector con respecto a la frecuencia dominante de la señal esperado puede ser la única manera para observar el señal de mayor importancia.

El diagrama fig.4-6 ilustra unas curvas características para la repuesta de un geófono como una función de la frecuencia del movimiento de la superficie terrestre y del amortiguamiento. Estas curvas se obtiene colocando el geófono en una mesa oscilante, que se deja oscilar a varias frecuencias. El eje y del diagrama (fig. 4-6) representa las señales de salida normalizadas (es decir el eje y presenta el cociente: salida de voltaje dividida por la salida, que se obtendría por medio de una excitación con la misma amplitud de velocidad y con una frecuencia mucho mayor que la frecuencia natural), al eje x corresponde el cociente siguiente: frecuencia de la señal/frecuencia de la oscilación natural del geófono. Teoréticamente la ausencia de amortiguamiento resulta en una repuesta infinita a la resonancia. La curva superior corresponde a un sistema sin amortiguamiento, en los sistemas con amortiguamiento representados por las curvas inferiores del diagrama la altura y la agudeza de los altos de las curvas se disminuyen con el grado de amortiguamiento subiendo. El grado máximo de amortiguamiento que se puede aplicar sin destruir el carácter oscilatorio de la repuesta se denomina amortiguamiento crítico. Un sistema amortiguado por la mitad de su valor critico (curva con h = 0,5) es caracterizado por una curva con un alto, lo cual se produce a una frecuencia más elevada que la frecuencia natural. Muchos geofísicos consideran este grado de amortiguamiento muy adecuado para los geófonos empleados en las reflexiones sísmicas. Con un amortiguamiento 0,707 veces el valor crítico el alto desaparece y la salida del voltaje aumenta suavemente al aumentar la frecuencia, aproximándose asintóticamente a su valor máximo. La curva para un amortiguamiento critico sigue una marcha análoga.

Si se emplease un geófono con frecuencia natural de 6Hz como es común en las reflexiones sísmicas con frecuencias dominantes alrededor de 30Hz, no habría necesidad de regular el amortiguamiento con tanto cuidado como en un geófono de la misma frecuencia natural de 6Hz empleado en la refracción sísmica, en la cual se encuentran frecuencias tan bajas como de 5Hz.

La frecuencia natural del geófono se puede manipular por medio del resorte de un cierto valor k (= flexibilidad del resorte), que entra en la fórmula para calcular la frecuencia. Se elige la frecuencia natural del geófono teniendo en cuenta la frecuencia mínima de la señal a detectar. En los tiempos pasados en las reflexiones sísmicas se han preferido restringir las frecuencias a las partes elevadas de la gama total pasada por la Tierra y suprimir las frecuencias bajas (que podrían ser asociadas con el ruido del fondo). De tal modo se ha utilizado el geófono mismo como un filtro de paso alto y las frecuencias naturales comunes de los geófonos se ubicaron a 30Hz o más. Hoy día se suprime el ruido de fondo colocando los tiros en una forma adecuada y por medio de la

configuración de los geófonos. Por esto se puede utilizar geófonos de frecuencias naturales menores por ej. de 20Hz, de 8 y 6 Hz en las reflexiones sísmicas, que pueden detectar las señales de frecuencias más bajas procedentes de las formaciones geológicas de la corteza terrestre más profundas. El mercado ofrece los geófonos adecuados para las reflexiones sísmicas con una gama de frecuencia natural desde 4,5 y 100Hz.

En la refracción sísmica generalmente se emplea geófonos con frecuencias naturales menores de 10Hz (normalmente menores de 5Hz con la excepción de los geófonos empleados en configuraciones de larga distancia entre tiro y geófono).

Generalmente se agrupa varios geófonos (grupos de 24, 48 0 96 geófonos), de tal modo que se puede sumar las salidas de todos los geófonos del grupo.

 

 

4.8 Características de la sísmica de refracción y de las reflexiones sísmicas

Sísmica de refracción

Método más antigua. Perfiles de 100km de longitud y más. Mayor distancia entre tiro y geófonos El parámetro relevante es la velocidad de las ondas correspondiente a una capa

litológica. Es decir una interfase caracterizada por una variación en la densidad de las rocas, donde la velocidad de las ondas no cambia, no se detecta aplicando la sísmica de refracción. Las velocidades correspondientes a las diferentes capas, en que se propagan las ondas sísmicas, se obtienen a través de la sísmica de refracción.

Se emplea energía de frecuencia baja entre aproximadamente 1 a 25Hz. Las frecuencias dominantes están entre 5 y 20Hz.

Se emplea geófonos de frecuencia natural normalmente menores a 5 Hz, sensibles a vibraciones de 5 a 100Hz.

La configuración de los geófonos es relativamente sencilla. El procesamiento de los datos y su interpretación es difícil. Se la aplica en la detección de capas profundas, en el estudio de la estructura

interna de la Tierra, en los principios de la prospección petrolífera antes de 1930, en áreas de morfología pronunciada, en áreas con una capa de referencia de alta velocidad está cubierta por capas de velocidades menores.

Las reflexiones sísmicas

Método más moderno y más común. Generalmente los perfiles se constituyen de agrupaciones de geófonos de 300m

a 5000m de longitud. La longitud de la agrupación de geófonos determina la longitud del horizonte de reflexión cubierto: longitud del horizonte de reflexión cubierto = media longitud de la agrupación de geófonos instalada en la superficie. Se alcanza estructuras ubicadas en profundidades hasta 10km. Por

recubrimientos múltiples se puede cubrir continuamente el horizonte de reflexión.

Menor distancia entre tiro y geófonos. Se determina la impedancia = producto de la velocidad y la densidad

correspondiente a una capa. Se obtiene informaciones acerca de la geometría de las formaciones geológicas (localización de interfases).

Se emplea energía sísmica de frecuencia alrededor de 30Hz. Las frecuencias dominantes están en el rango de 15 a 50Hz.

Se emplea geófonos de frecuencia natural de 6Hz o más, sensibles a vibraciones entre 10 y 150Hz.

La configuración de los geófonos es relativamente compleja. El procesamiento y la interpretación de los datos son más sencillos en

comparación a la sísmica de refracción. Se las aplica en la sísmica marina, en la prospección petrolífera, en la

prospección minera y en la sísmica subterránea.

 

4.9 Ejemplos

5. Método magnético

5.1 Fundamentos teóricos

5.2 Magnetómetros y otros métodos de medición

5.3 Reducción e interpretación de los datos

 

5.1 Fundamentos teóricos

Historia \ Aplicaciones \ Alcance \ Modelo de un dipolo magnético \ Las coordenadas geomagnéticas \ Componentes del campo geomagnético \

Variaciones del campo geomagnético \ Unidades de la intensidad magnética \ Susceptibilidad magnética \ Comportamiento de distintos materiales situados

en un campo externo \ La inducción magnética H' y la densidad del flujo magnético B \ Imantación de una sustancia \

 

 

Historia

La ciencia del magnetismo inició en el año 1600. En este año el inglés William Gilbert nacido en 1544 (fallecido en 1603) publicó el libro 'De Magnete', que es una compilación de todos los conocimientos ya existentes en el siglo 16 acerca del magnetismo. En esta publicación Gilbert estableció el concepto de un

campo geomagnético general con una orientación definida en cada lugar de la superficie terrestre. A fines del siglo 16 la observación de anomalías locales en la orientación del campo geomagnético fue conocida y empleada en la prospección de minerales férricos.

En 1870 Thalen y Tiberg construyeron un magnetómetro para determinaciones relativas, rápidas y exactas de las intensidades horizontal y vertical de la declinación por medio de los métodos del seno y de la tangente.

El método magnético se empleó en gran escala en el estudio de estructuras geológicas, cuando en 1914 y 1915 Adolf Schmidt construyó la balanza de precisión vertical, también llamada variómetro del tipo Schmidt. Desde 1902 Adolf Schmidt, nacido 1860 en Breslau y fallecido 1944 en Gotha dirigió el observatorio magnético de Potsdam como director. La balanza vertical se constituye de una aguja magnética orientada horizontalmente en la dirección Este Oeste y oscilante sobre cuchillas de ágata o bien de cuarzo. Este variómetro permite la medición del campo vertical y su variación local en dimensiones de 1 gamma y por lo tanto este instrumento es suficientemente preciso para ser empleado en las exploraciones mineras.

 

Aplicaciones

El método magnético es el método geofísico de prospección más antiguo aplicable en la prospección petrolífera, en las exploraciones mineras y de artefactos arqueológicos.

En la prospección petrolífera el método magnético entrega informaciones acerca de la profundidad de las rocas pertenecientes al basamento. A partir de estos conocimientos se puede localizar y definir la extensión de las cuencas sedimentarias ubicadas encima del basamento, que posiblemente contienen reservas de petroleo.

Aún no siempre con éxito se lo aplica en el levantamiento de la topografía del basamento, que puede influir la estructura de los sedimentos superpuestos.

Se lo emplea en la delineación de depósitos magnéticos intrasedimentarios como rocas subvolcánicas e intrusiones emplazadas en somera profundidad, que cortan la secuencia sedimentaria normal. Como las rocas sedimentarias generalmente ejercen un efecto magnético desapreciado en comparación con el efecto magnético generado por las rocas ígneas la mayoría de las variaciones de la intensidad magnética medidas a la superficie terrestre resulta de cambios litológicos o topográficos asociados con rocas ígneas o con rocas del basamento. El desarrollo reciente de magnetómetros de alta precisión posibilita ahora la definición de pequeñas repuestas magnéticas de alta frecuencia y la detección de variaciones muy pequeñas de la intensidad magnética, que podrían ser relacionadas con variaciones diminutas en el carácter magnético de rocas sedimentarias yacentes en profundidad somera con respecto a la superficie terrestre. Las variaciones magnéticas muy

pequeñas en el contenido en minerales magnéticos se refieren a valores alrededor de 0,1 gamma.

En las exploraciones mineras se aplica el método magnético en la búsqueda directa de minerales magnéticos y en la búsqueda de minerales no magnéticos asociados con los minerales, que ejercen un efecto magnético mensurable en la superficie terrestre.

Además el método magnético se puede emplear en la búsqueda de agua subterránea. Por medio de estudios aeromagnéticos se puede localizar zonas de fallas, de cizallamiento y de fracturas, que pueden albergar una variedad grande de minerales y dirigir a una mineralización epigenética, relacionada con estress de las rocas adyacentes. El conocimiento de sistemas de fracturas y de acuíferos en rocas solidificadas cubiertas por una capa de depósitos aluviales puede facilitar la búsqueda y explotación de agua subterránea.

A través del método magnético se puede levantar las discordancias y las superficies terrestres antiguas ahora cubiertas por rocas más jóvenes con el fin de explorar minerales detríticos y/o minerales de uranio relacionados con discordancias.

Hasta el medio de la quinta década de este siglo prácticamente solo se llevaron a cabo los métodos magnéticos de exploración en la superficie terrestre. Hoy día en la prospección petrolífera se emplean casi exclusivamente magnetómetros instalados en aviones y en barcos. En los estudios de reconocimiento de depósitos minerales se emplean magnetómetros aeroportados.

 

Alcance del método magnético

Las anomalías magnéticas detectadas a través de estudios magnéticos en terreno se explican con variaciones en las propiedades físicas de las rocas como la susceptibilidad magnética y/o la imantación remanente de las rocas. Estas propiedades físicas solo existen a temperaturas debajo de la temperatura de Curie. En consecuencia los generadores de las anomalías magnéticas podemos hallar hasta una profundidad máxima de 30 a 40 km.

 

Modelo de un dipolo magnético

El campo geomagnético se describe en una aproximación por un dipolo magnético ubicado en el centro de la tierra, cuyo eje está inclinado con respecto al eje de rotación de la tierra. El dipolo está dirigido hacia el Sur, de tal modo en el hemisferio Norte cerca del polo Norte geográfico se ubica un polo Sur magnético y en el hemisferio Sur cerca del polo Sur geográfico se ubica un polo Norte magnético. Por convención se denomina el polo magnético ubicado

cerca del polo Norte geográfico polo Norte magnético y el polo magnético situado cerca del polo Sur geográfico polo Sur magnético.

 

Una aproximación satisfactoria a la forma del campo geomagnético es un dipolo ubicado en el centro de la tierra con las coordenadas geográficas siguientes correspondientes a las intersecciones del eje dipolar con la superficie:

La intersección boreal del eje dipolar con la superficie terrestre: latitud = 79ºN, longitud = 290ºE (=70ºW).

La intersección austral del eje dipolar con la superficie terrestre: latitud = 79ºS, longitud = 110ºE.

 

Las coordenadas geomagnéticas

Por la inclinación del eje dipolar geomagnético con respecto al eje de rotación de la tierra los sistemas de coordenadas geográficas y geomagnéticas no coinciden.

Las coordenadas geomagnéticas para un lugar en la superficie terrestre se calcula de modo siguiente conociendo las coordenadas geográficas del lugar en cuestión y de las intersecciones boreal o austral respectivamente.

sen * = sen B sen + cos B cos cos( - B)

sen * = cos sen( - B) /cos *

sen = - cos B sen( - B) /cos *

donde

* = latitud geomagnética, es positiva hacia el Norte. * = 0º designa el ecuador geomagnético, I = 0º caracteriza el ecuador magnético.

* = longitud geomagnética, es positiva hacia el Este partiendo de la intersección del meridiano geográfico, que pasa por la intersección boreal, con el ecuador geomagnético.

= ángulo entre los meridianos geográfico y geomagnético, es positivo hacia el Este, varía de un lugar al otro.

Debido a la inclinación del eje dipolar con respecto al eje de rotación lugares de muy diferentes latitudes geográficas pueden ubicarse en la misma latitud geomagnética.

 

Componentes del campo geomagnético

 

 

 

Variaciones del campo geomagnético

Tipo de variación Origen Variación en función del tiempo

Forma espacial Amplitud típica

Dipolar Interior de la Tierra

Desciende lentamente

Aproximadamente dipolar

25.000 - 70.000nT

Secular Núcleo de la Tierra

1-100a irregular, migrando hacia el W

+/- 10-100nT/a

Diurna Exterior, relacionado con manchas solares

24 hrs, 27 días, 12 meses, 11 a

Depende de * y de la actividad de manchas solares

10 - 100nT

Micropulsaciones Exterior Frecuencia: 0,002 -0,1 Hz

Depende de * y de la actividad de manchas solares y de tormentas magnéticas

Normal: 1 - 10nT, máximo: 500nT

'Audio frecuency magnetics'1 Exterior Frecuencia: 1 - 1000Hz

Depende de * y de la actividad de manchas solares y de tornados

0,01nT/s

Efectos de corrientes telúricos Interior en baja profundidad

Frecuencia: 0,002 - 1000Hz

Geología Hasta 0,01nT/s

Imantación inducida de las rocas

Interior en baja profundidad hasta la geoterma del punto de Curie2

secular Geología, varía, depende en primer lugar del contenido en magnetita en las rocas

Hasta 0,05 emu/cm3

Imantación remanente de las rocas

Interior en baja profun-didad hasta la geoterma del punto de Curie2

Se descompone durante tiempos geológicos

Geología Hasta 0,2 emu/cm3

1: Depende de variaciones espaciales en el campo electromagnético introducido en corteza terrestre por descarga troposférica (troposfera 0-10km).

2: El gradiente geotérmico depende del lugar. En una zona de subducción en la zona del hundimiento de la placa el gradiente es mucho menor en comparación al gradiente geotérmico establecido en el arco magmático, donde el gradiente geotérmico puede alcanzar a T = 100°C/km. El gradiente geotérmico causado por un metamorfismo de soterramiento en una cuenca sedimentaria es alrededor de 10°C/km. Un valor medio es 30°/km. La temperatura de Curie para magnetita es T = 573°C.

 

Unidades de la intensidad magnética

En la magnetometría se emplean varias unidades:

1Oersted = 1Gauss = 105gamma = 105nT (T = Tesla). 1gamma = 10-9T = 1nT.

La unidad Gauss se introdujeron en honor al matemático alemán Carl Friedrich Gauss, nacido 1777 en Braunschweig, fallecido 1855 en Göttingen. Gauss desarrolló el método para la determinación absoluta del campo geomagnético y inició la observación del campo geomagnético en intervalos regulares. Las unidades Gauss y gamma son las unidades del sistema cgs, la unidad nT es la unidad del sistema SI.

Los geofísicos prefieren emplear el parámetro 'intensidad del campo magnético H' en vez del parámetro 'inducción o densidad del flujo B'. Se puede substituir uno de estos parámetros por el otro, porque la permeabilidad del aire varía solo poco de la permeabilidad del vacío. La densidad del flujo B de un campo magnético está relacionada con la intensidad magnética H como sigue: B = µ0 x H, donde µ0 = permeabilidad del vacío = 1,25 x 10-6 Vs/Am. La permeabilidad se refiere a la facilidad, que ofrece un cuerpo al paso del flujo magnético.

A partir del año 1930 la unidad cgs de la intensidad magnética del campo H se debería denominar Oersted (1Oersted = 1cm-1/2g1/2s-1), pero los geofísicos siguen empleando la unidad Gauss para la intensidad magnética. La unidad comúnmente empleada es gamma, introducida 1896 por M. ESCHENHAGEN como esta unidad es útil para expresar las variaciones pequeñas del campo magnético. 

 

Susceptibilidad magnética

Para un campo magnético homogéneo externo H y un material capaz de ser imantado y situado en este campo externo de tal modo, que la normal a su superficie forma un ángulo q con el campo externo, se definen la intensidad de magnetización I del material como sigue:

I = kappa x H x cosq

donde kappa = constante de proporcionalidad denominada susceptibilidad magnética del material, es cero en el vacío.En el caso que el campo externo está normal a la superficie la formula se reduce de la manera siguiente: I = kappa x H. Valores de la susceptibilidad magnética se presenta en lo siguiente.

Tabla de valores de la susceptibilidad magnética kappa para algunos minerales y rocas de DOBRIN (1988), p.650:

Sustancia kappa x 106 en unidades cgs H (intensidad magnética del campo externo) en Oersted

Magnetita 300000 - 800000 0,6

Pirotina 125000 0,5

Ilmenita 135000 1

Franklinita 36000  sin información

Dolomita 14 0,5

Arenisca 16,8 1

Serpentina 14000 30,5

Granito 28 - 2700 1

Diorita 46,8 1

Gabro 68,1 - 2370 1

Pórfido 47 1

Diabasa 78 - 1050 1

Basalto 680 1

Diabasa de olivino 2000 0,5

Peridotita 12500 0,5 - 1,0

Nótese, que los valores de la intensida magnética del campo externo aplicado varían para las distintas muestras de la tabla. El promedio de la intensidad total del campo geomagnético es aproximadamente 0,5Gauss o 0,5Oersted respectivamente.

Como supuestamente el magnetismo de la mayoría de las rocas se debe a su contenido en magnetita SLITCHER propuso calcular la susceptibilidad magnética de una roca multiplicando el porcentaje de volumen de la magnetita en la roca con la susceptibilidad magnética de magnetita (k = 0,3 en unidades cgs). STEARN (1929) ha publicado el contenido en magnetita e ilmenita en % de varios tipos de rocas y sus susceptibilidades magnéticas aportadas por

magnetita e ilmenita y calculadas según el método de SLITCHER. Los promedios de porcentaje de volumen en magnetita e ilmenita y de las susceptibilidades magnéticas de varios tipos de rocas están expuestos en la tabla siguiente según SLICHER, L.B. & STEARN, H.H. (1929): Geophysical Prospecting. - Am. Inst. Mining Met. Engrs., Trans. en DOBRIN (1988), p.651.

Tipo de roca Promedio de % de volumen en magnetita

kappa x 106

Promedio de % de volumen en ilmenita

kappa x 106

Pórfidos de cuarzo

0,82 2500 0,3 410

Riolitas 1,00 3000 0,45 610

Granitos 0,90 2700 0,7 1000

Sienitas traquíticas

2,04 6100 0,7 1000

Nefelitas eruptivas

1,51 4530 1,24 1700

Nefelitas abisales

2,71 8100 0,85 1100

Piroxenitas 3,51 10500 0,40 5400

Gabros 2,40 7200 1,76 2400

Latitas monzoníticas

3,58 10700 1,60 2200

Rocas con leucita

3,27 9800 1,94 2600

Diorita dacítica de cuarzo

3,48 10400 1,94 2600

Andesita 4,50 13500 1,16 1600

Dioritas 3,45 10400 2,44 4200

Peridotitas 4,60 13800 1,31 1800

Basaltos 4,76 14300 1,91 2600

Diabasas 4,35 13100 2,70 3600

En esta tabla se aprecia claramente el aporte de la magnetita a la susceptibilidad magnética de una roca. Comparando los valores calculados y medidos de la susceptibilidad magnética de los mismos tipos de rocas (véase las dos tablas anteriores) se nota pocas coincidencias. En el caso de las dos tablas faltan informaciones sobre la cantidad de muestras calculadas y medidas

y los errores inherentes lo que se opone a una evaluación de la calidad de los datos.

La susceptibilidad magnética de una roca depende en primer lugar de su contenido en magnetita y/o piritina, ilmenita juega un papel menos importante, aun puede influir la susceptibilidad magnética de una roca.

 

Comportamiento de distintos materiales situados en un campo externo

Se distingue los materiales siguientes según su comportamiento poniéndolos en un campo externo:

1. Materiales diamagnéticos 2. Materiales paramagnéticos 3. Materiales ferromagnéticos

ferromagnéticos verdaderos antiferromagnéticos ferrimagnéticos

1. Los materiales diamagnéticos están caracterizados por susceptibilidades magnéticas negativas, lo que significa, que la imantación inducida en ellos está orientada en sentido opuesta con respecto al campo externo aplicado. Las susceptibilidades magnéticas de la mayoría de los materiales diamagnéticos no dependen de la temperatura. Solo las susceptibilidades magnéticas de antimonio y bismuto varían a T = -180ºC. Materiales diamagnéticos son entre otros las sales, la anhidrita, cuarzo, feldespato y grafito. El diamagnetismo se basa en el movimiento de un electrón alrededor de su núcleo generando una corriente de poca intensidad. El momento magnético (o espín) es un vector, que en presencia de un campo magnético externo toma un movimiento de precesión alrededor de este campo externo. Este movimiento periódico adicional del electrón produce un momento magnético orientado en sentido opuesto con respecto al campo aplicado. El diamagnetismo puro sólo aparece si los momentos magnéticos de los átomos son nulos en ausencia de un campo exterior como en los átomos o iones que poseen capas electrónicas completas.

2. Los materiales paramagnéticos son ligeramente magnéticos, caracterizados por susceptibilidades magnéticas pequeñas positivas. En los materiales paramagnéticos la susceptibilidad magnética es inversamente proporcional a la temperatura absoluta según la Ley de Curie. La mayoría de los componentes formadores de las rocas como por ejemplo los silicatos comunes son para- o diamagnéticos. Los granos de materiales para- y diamagnéticos tienden alinearse con sus ejes longitudinales transversal- u oblicuamente con respecto al campo externo aplicado. Los átomos o las moléculas de los materiales paramagnéticos están caracterizados por un momento magnético en ausencia de un campo externo y por una interacción magnética débil

pasando entre sus átomos. Normalmente sus átomos están distribuidos al azar, pero aplicando un campo externo tienden alinearse paralelamente a la dirección del campo. Esta alineación es una tendencia, que se opone a su agitación térmica. El paramagnetismo se basa en los espines (momentos magnéticos) no compensados de los electrones, que ocupan capas atómicas incompletas como los subpisos 3-d de los elementos escandio y manganeso por ejemplo. Minerales paramagnéticos son olivino, piroxeno, anfibol, granate y biotita. En un separador magnético dependiendo de sus susceptibilidades magnéticas respectivas estos minerales son imantizados a distintas intensidades del campo magnético engendrado por el separador magnético .

3. Los materiales ferromagnéticos tienen susceptibilidades positivas y relativamente altas. Sin aplicar un campo magnético externo la interacción de los momentos magnéticos de sus átomos resulta en un comportamiento colectivo de grupos de átomos, llamados dominios. En los elementos hierro, cobalto y níquel esta interacción es característica para los espines no compensados de los subpisos 3-d de sus átomos. Estos elementos pueden lograr un estado de imantación espontáneo consistente en la configuración ordenada de los momentos magnéticos de todos los átomos. Aplicando un campo magnético los dominios se alinean en configuraciones paralelas y con sus ejes longitudinales paralelas a la dirección del campo externo de tal modo generando una susceptibilidad magnética alta. A los cuerpos ferromagnéticos corresponden ciclos de histéresis típicos.

 

 

En los materiales antiferromagnéticos los momentos magnéticos de los átomos vecinos son de la misma magnitud, pero antiparalelos. Cada una de estas subredes recuerda un estado de un cuerpo ferromagnético. Las dos subredes ordenadas orientadas en sentido opuesto entre sí se anulan mutuamente resultando en un momento magnético total igual a cero. La susceptibilidad magnética de un material antiferromagnético es relativamente baja a temperaturas debajo del punto de Curie, sube con la temperatura acercándose a la temperatura de Curie característica para el material en cuestión, alcanza su máximo a la temperatura de Curie y encima de la temperatura de Curie su susceptibilidad decrece. A los materiales antiferromagnéticos pertenecen entre otros la hematita (Fe2O3, TCurie = 675ºC), los óxidos de manganeso, de hierro, de cobalto y de níquel.

Los materiales ferrimagnéticos tienen dos subredes de iones metálicos con momentos magnéticos orientados antiparalelamente, pero de magnitud diferente dando lugar a un momento resultante desigual a cero, incluso en ausencia de un campo exterior. La magnetita Fe3O4 es un material ferrimagnético y el mineral más importante en contribuir al magnetismo de las rocas. Otros minerales ferrimagnéticos son la ilmenita FeTiO3, Titanomagnetita Fe(Fe,Ti)2O4, la pirotina Fe1-xS y los óxidos de la formula general XOFe2O3, donde X puede ser ocupado por Mn, Co, Ni, Mg, Zn y Cd. El magnetismo de las rocas se debe a magnetita y a otros minerales del sistema ternario FeO - Fe2O3 - TiO2. La composición de cada cristal mixto junto con su temperatura de Curie se presenta en el triángulo siguiente.

 

Además la pirotina contribuye apreciadamente al magnetismo de las rocas.

 

La inducción magnética H' y la densidad del flujo magnético B

Un material imantado por un campo externo H genera por si mismo un campo H' relacionado con la intensidad de magnetización o la imantación respectivamente por la formula siguiente: H' = 4pi x I. El flujo magnético total del material con eje perpendicular al campo generado y medido en una cavidad pequeña del material se denomina inducción magnética o densidad del flujo magnético B, que es la suma de los campos magnéticos interno y externo. En los materiales moderadamente magnéticos la densidad del flujo magnético es proporcional a la intensidad magnética del campo externo H como se demuestra en lo siguiente:

B = H + H' = H + 4pi x I = H + 4pi x kappa x H = (1 + 4pi x kappa) x H = µ x H. La constante de proporcionalidad µ ya se conoce como la permeabilidad (véase paráfo unidades de la intensidad magnética): µ= B/H = 1 + 4pi x kappa.

Para demostrar el comportamiento de un material ferromagnético, que experimenta magnetizaciones y desmagnetizaciones cíclicas se sitúa una muestra totalmente desmagnetizada de un material ferromagnético entre los polos de un imán electromagnético originando un campo externo. El campo magnético externo producido por el imán electromagnético se controla subiendo, disminuyendo o invirtiendo la corriente. La inducción expresada como densidad del flujo magnético se mide con un galvanómetro balístico conectado a una espiral arrollada alrededor de la muestra. Los resultados se presentan en un gráfico de la densidad del flujo magnético B en función del campo externo H. El experimento se inicia con un campo externo H igual a cero. Incrementando la magnitud del campo externo H, sube linealmente la inducción o la densidad del flujo magnético B respectivamente de acuerdo con la relación B = µ x H. Cuando la imantación de la muestra hará alcanzada un cierto valor, la densidad del flujo magnético no sube más, aun la magnitud del campo externo H se incrementa todavía. A este fenómeno se llama la saturación. La curva del diagrama B en función de H se acerca a una línea horizontal. Cuando paulatinamente se disminuye la magnitud del campo externo hasta cero, la densidad del flujo magnético en lugar de volverse cero igualmente retiene un valor R denominado la magnetización remanente. Invirtiendo la corriente y en consecuencia la magnitud del campo externo H, la densidad del flujo magnético B disminuye hasta llegar a cero y luego se acerca a la saturación correspondiente a un campo externo invertido. Una reducción del campo externo hacia cero hará cambiar la densidad del flujo a un valor R-. Una segunda aplicación de la magnetización positiva volverá a invertir de nuevo la dirección de la densidad del flujo magnético y se originará una segunda fase en la saturación positiva. Este experimento demuestra como un cuerpo magnetizable puede quedar magnetizado aún el campo externo magnético causante ya ha desaparecido.

 

Imantación de una sustancia

La imantación de una roca o de un mineral respectivamente se constituye de las dos porciones siguientes: de la imantación inducida (Iind) y de la imantación remanente (Irem):

I = Iind + Irem = kappa x H + Irem, donde kappa = susceptibilidad magnética de la roca o del mineral y H = intensidad magnética del campo externo.

La imantación remanente depende de la historia de la roca. Generalmente el campo geomagnético, su magnitud y su dirección determinan la imantación de las rocas magnéticas. La magnitud y la dirección de la proporción inducida de la imantación están determinadas por la magnitud y la dirección actualmente establecidas del campo geomagnético. Como el campo geomagnético varía con el tiempo la magnitud y la dirección del campo geomagnético de un lugar varían también. Las rocas pueden conservar una imantación remanente relacionada con el campo geomagnético existente cuando estas rocas se han formadas. En el caso de las rocas magmáticas la dirección de la imantación coincide con la dirección del campo geomagnético existente en el intervalo de tiempo, en que las rocas empezaron a solidificarse y que se extiende hasta el momento en que las rocas se han enfriadas debajo de la temperatura de Curie. A este tipo de imantación remanente se llama imantación termoremanente. En el caso de rocas fundidas rápidamente enfriándose como las corrientes de lava por ejemplo sus minerales magnéticos se alinean paralelamente a la dirección del campo geomagnético existente en el tiempo de la solidificación y del enfriamiento de las rocas. En el caso de las rocas sedimentarias clásticas los granos magnéticos se alinean durante la deposición en agua quieta según la dirección del campo geomagnético existente. Este tipo de imantación se denomina imantación remanente de deposición.

El estudio de la historia del campo geomagnético, denominado paleomagnetismo se basa en la imantación remanente. Además el estudio de la imantación remanente contribuye a la geología histórica y dio una evidencia más para la tectónica de placas.

 

 5.2 Magnetómetros y otros métodos de medición

Método de Gauss para determinar la intensidad horizontal \ Brújula de inclinación \ Superbrujula de Hotchkiss \ Variómetro del tipo Schmidt \

Variómetro de compensación \ 'Flux-gate magnetometer' \ Magnetómetros nucleares \ Magnetómetro con célula de absorción \\

 

Magnetómetros y métodos para determinar los componentes del campo geomagnético como la intensidad total F, la intensidad horizontal H y la intensidad vertical Z (o V) o sus variaciones

Los métodos y instrumentos, que se basan en principios mecánicos son los siguientes.

Método de Gauss para determinar la intensidad horizontal

Se determina el valor absoluto de la intensidad horizontal H a través de dos experimentos:

El experimento de oscilación define el producto M x H, en donde M = momento magnético de un imán y H = intensidad horizontal.

El experimento de desviación define el cociente M/H.

 

Brújula de inclinación

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

 

Superbrujula de Hotchkiss

Esta brújula mide la variación de la intensidad total F de un campo magnético. Su construcción es semejante a la de la brújula de inclinación, además tiene una barra auxiliar no magnética, que lleva un contrapeso regulable. Para medir la variación de F se orienta los polos del imán paralelamente a la dirección del campo total, la medición se realiza orientando la superbrújula en una dirección perpendicular al meridiano (longitud) magnético.

 

Variómetro del tipo Schmidt

Este instrumento mide la variación de la intensidad vertical Z (o V respectivamente) y un variómetro modificado mide la variación de la intensiad horizontal H de un campo magnético. El variómetro consiste en un imán pivotado cerca, pero no directamente en el centro de su masa, de tal modo que el campo geomagnético origine un par de torsión magnético en torno del pivote opuesto al par de torsión de la atracción gravitatoria sobre el centro. El ángulo para el cual se alcanza el equilibrio depende de la intensidad del campo. El imán pivotado tiene que ser orientado horizontalmente y en la dirección este-oeste geomagnético para medir la variación de Z.

La construcción del variómetro para la medición de la variación de la intensidad horizontal H es parecida salvo que el sistema magnético (imán pivotado) tiene por posición inicial la vertical y la dirección norte-sur geomagnético.

 

Variómetro de compensación

Este instrumento mide la variación de la intensidad vertical Z y un variómetro modificado mide la variación de la intensidad horizontal H. La construcción del variómetro de compensación es semejante a aquella del variómetro del tipo Schmidt, pero en vez de medir la inclinación del sistema con respecto a la horizontal (variómetro vertical) se mide la fuerza necesaria para devolverlo a la horizontal. El imán pende de finos hilos y la fuerza restauradora se obtiene mediante el desplazamiento de imanes compensadores. En el caso del magnetómetro de torsión por ejemplo de 'Askania' según Haalck la aguja magnética tiene que ser orientada horizontalmente.

 

Un instrumento, que se basa en principios eléctricos (saturación), se presenta en lo siguiente.

'Flux-gate magnetometer'

Este magnetómetro mide la variación de la intensidad vertical V de un campo magnético y se lo orienta horizontalmente. Su principio se basa en el fenómeno de que campos magnéticos tan pequeños como el terrestre inducen en materiales de gran permeabilidad µ densidades de flujo, que representan una fracción apreciable de la densidad de saturación. La forma de onda de corriente resulta distorsionada si se superpone un campo magnético estacionario y esta distorsión se utiliza para medir dicho campo.

Se produce el campo magnético estacionario cíclico por medio de una bobina, que rodea un imán y que está alimentada por una corriente alterna suficientemente intensa. Superponiendo el campo magnético cíclico inducido al campo terrestre el campo magnético resultante saturará el imán o es decir el núcleo. El lugar en el ciclo energizante en que se llegue a la saturación da una medida del campo magnético ambiental.

En detalle este tipo de magnetómetro se constituye de dos imanes o núcleos respectivamente, cuyos ejes están alineados paralelamente a la dirección del campo terrestre (véase fig. 13-17 en construcción). En un campo externo variándose cíclicamente el comportamiento de los imanes resulta en típicas curvas de histéresis (en un diagrama B en función de H). Cada uno de estos núcleos se ubica en el centro de una bobina con un arrollamiento en sentido opuesto en comparación a aquel de la otra bobina. Las dos bobinas primarias están conectadas en serie y generan en los dos núcleos densidades de flujo magnético de la misma intensidad, pero de signos opuestos, es decir que los momentos magnéticos de los dos núcleos se orientan en direcciones opuestas

por el arrollamiento en sentido opuesto de las dos bobinas. Cada bobina posee un arrollamiento secundario, cuyas dos secciones están conectadas con un voltímetro para indicar la diferencia entre las dos salidas.

En un instante discreto el campo terrestre refuerza el campo engendrado por una de las bobinas y se opone al campo producido por la otra bobina. Primero se considera la magnetización de un solo núcleo en ausencia de un campo ambiental natural, como sucede cuando el eje del núcleo está normal a la dirección del campo terrestre.

El campo de la excitación H, correspondiente al campo magnético inducido tiene una forma sinusoidal (curva a de fig. 13-17 en construcción).

Este campo sobresatura el núcleo en el alto y en el fondo de cada ciclo, como se expresa por los altos y bajos truncados de la curva b.

El voltaje secundario es proporcional a la variación de la densidad del flujo magnético y en consecuencia se acerca a cero durante la parte del ciclo, en que el núcleo está saturado, como se ve en la curva c.

Introduciendo un campo natural que ayude a (superpone) la magnetización de la corriente de excitación, se llega antes al punto de saturación en el ciclo (indicado por el descenso en el voltaje secundario), que sí están en oposición el campo natural y el de la excitación. Esto está representado por las curvas d y e.

Si las salidas de voltaje de ambas bobinas están conectadas en oposición, la salida resultante (curva f) consiste en pares de crestas, cuya altura es dentro de límites razonables proporcional al campo magnético.

Algunos magnetómetros del tipo 'flux-gate' alcanzan una precisión entre 0,5 a 1,0gamma.

El 'fluxgate magnetometer' fue el primero magnetómetro, que se utilizaron para mediciones magnéticas desde el aire (fixed wing aircraft), en la guerra en particular para hallar submarinos. Hoy día en primer lugar se los emplean para las mediciones magnéticas en pozos/sondeos.

Otros instrumentos de saturación son el magnetómetro aéro 'Gulf' y el detector magnético aéreo AN/ASQ-3A descritos en DOBRIN (1975).

 

La intensidad magnética total es la magnitud del vector del campo geomagnético independiente de su dirección o es decir el campo total es una cantidad escalar. En el caso de una perturbación del vector regional del campo geomagnético F el vector perturbador P se suma al campo no estorbado por adición vectorial. Los magnetómetros, que miden el campo magnético total, miden solo la magnitud del vector resultante o es decir la porción del vector perturbador, que está dirigida en la misma dirección como el campo magnético regional. En consecuencia para campos magnéticos perturbadores pequeños con respecto al campo geomagnético la variación del campo magnético medida comFP es de valor muy similar al valor de la componente del vector perturbador

dirigido en la misma dirección como el campo magnético regional. Para campos anómalos pequeños con respecto al campo geomagnético vale F + P = +/- (F + comFP).

 

Magnetómetros nucleares

Magnetómetro protónico de precesión

Este magnetómetro mide la intensidad total absoluta del campo magnético a tiempos discretos. El instrumento se basa en la mecánica cuántica, específicamente en el fenómeno de la resonancia magnética nuclear. Aproximadamente los dos tercios de todos los núcleos atómicos (protones) tienen un momento magnético. Estos núcleos pueden ser considerados como diminutos imanes en forma de esferas, que giran alrededor de sus ejes magnéticos. Se aplica repentinamente un campo magnético intenso en una dirección en ángulo recto con la del campo terrestre a una botella de agua o de una otra sustancia, que contiene una gran cantidad de protones H+ y que está polarizada solamente por el campo terrestre. Los protones se orientan hasta que apunten en la dirección correspondiente a la resultante de los dos campos. Si el campo exterior es 100 o más veces mayor que el campo terrestre en la estación de observación, el campo resultante en el interior del agua apuntará aproximadamente en la misma dirección que el campo aplicado. Al desaparecer el campo magnético exterior, el momento magnético recobrará su valor y dirección primitivos en el campo terrestre H por 'precesión' en torno de ese campo a una velocidad angular w = gp x F, en donde gp es la razón giromagnética del protón y una constante de proporcionalidad (23,4873826 g/Hz) y F es el campo terrestre. La frecuencia de la 'precesión' es directamente

proporcional al valor del componente total del campo magnético. Se obtiene la intensidad total del campo terrestre midiendo la frecuencia de este voltaje inducido con la precesión necesaria y modificándola. Debido al proceso de la inducción electromagnética la amplitud de la señal es proporcional a F. Por esto la sensibilidad del magnetómetro es alta en un campo magnético intenso, mientras que en un campo magnético débil la sensibilidad se disminuye. En un campo terrestre de 50000gamma la frecuencia de precesión medida con contadores digitales tiene valores alrededor de 2000Hz y el magnetómetro logra una precisión de 0,1gammas. Una medición se puede realizar en un cuarto de un segundo, pero con una sensibilidad reducida. Las limitaciones de los magnetómetros nucleares son gradientes muy grandes (mayor a 300 a 1000gammas cada metro) debido al tamaño relativamente grande de la botella con el liquido de protones y interferencias debidas a corrientes eléctricas alteradas. En el primero caso de un campo magnético de gradiente muy alto la intensidad del campo variaría adentro de la unidad de medición como la botella con el liquido de protones y por consiguiente el magnetómetro no podría determinar un valor constante.

 

Magnetómetro protónico del tipo Overhauser

Un otro tipo de magnetómetro nuclear, denominado magnetómetro protónico basándose en el efecto Overhauser fue desarrollado al principio de la década sesenta. En lo que sigue se explica el efecto Overhauser en forma sencilla en términos mecánicos como lo fue hecho en el caso del magnetómetro protónico de precesión. Una explicación más detallada requiere conocimientos de la mecánica cuántica. Los magnetómetros de este tipo usan una solución rica en protones y 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 1mV). Por esto la razón 'señal a ruido' se reduce apreciadamente y en consecuencia se reduce la incertidumbre de la medición. El magnetómetro protónico del tipo Overhauser requiere un intervalo de tiempo de medición de 8 a 10 s como mínimo, midiendo un intervalo de tiempo mayor se puede aumentar la sensibilidad de medición.

En la tabla siguiente se compara las características de los dos magnetómetros nucleares:

Característica Magnetómetro protónico Magnetómetro del tipo

de precesión Overhauser

Componente magnético F = total F = total

Razón giromagnética del protón

Constante Constante

Campo aplicado PolarizanteElectromagnético, de frecuencia de radio

Solución De protonesDe protones y iones paramagnéticos

Precesión de protonesPor polarización magnética

Por estimulo de resonancias paramagnéticas

Señal de precesión Discreta Continua

Intensidad de la señal Alrededor de 1µV 1 - 10mV

Razón señal/ruido del fondo

Mayor Menor

Presición0,1gammas, en casos especiales 0,01gammas

En el mismo rango

Intervalo de tiempo mínimo de medición

0,25s 8-10s

 

Magnetómetro con célula de absorción

Este instrumento se funda en la separación de líneas espectrales (absorción óptica) por la influencia de un campo magnético. Este fenómeno fue descubierto en 1896 por el holandés P. ZEEMAN (efecto Zeeman) y empleado en los magnetómetros desde el principio de la década setenta de este siglo. Un magnetómetro de este tipo se compone de una célula con una sustancia gaseiforme como He o vapor de álcalis como Rb, Cs o K y excitada por un rajo de luz emitida por una fuente de la misma sustancia gaseiforme. La luz incidente se ajusta por medio de un polarizador circular antes de entrar en la célula de absorción del vapor. Los álcalis metálicos gaseiformes de poca cantidad en la célula son excitados por la luz polarizada. En los átomos resulta una elevación de su estado energético fundamental a varios niveles ópticos. En presencia de un campo magnético externo como el campo geomagnético los niveles fundamentales y elevados se separan en niveles magnéticos estrechamente espaciados. A este se llaman efecto de ZEEMAN según su descubridor.

La absorción óptica se basa en el fenómeno que las probabilidades de transición de electrones desde un subnivel magnético fundamental no son iguales para cada nivel de la luz circularmente polarizada y bombeada, mientras que la transición o descomposición respectivamente desde los niveles excitados hacia el nivel fundamental es a menudo completamente el resultado de una emisión espontánea, o es decir la transición es igual para todos los

subniveles. Los electrones siempre llegan a los subniveles fundamentales en cantidades iguales, pero debido a la absorción óptica los electrones se van en cantidades distintas a otros niveles energéticos. En consecuencia se obtiene diferentes grados de ocupación para los distintos subniveles fundamentales. En esta fase de absorción óptica el gas en la célula es más transparente para la luz incidente en comparación al gas no afectado por bombeo óptico. La modulación de la transparencia se toma como medida para el campo magnético ambiental.

El magnetómetro de absorción óptica mide la intensidad total del campo magnético continuamente, con sensibilidad alta y una exactitud hasta 0.01gamma. El magnetómetro más común de este tipo emplea Cesio como sustancia gaseiforme.

 

5.3 Reducción e interpretación de los datos

 

5.3 Reducción e interpretación de los datos

Efecto magnético vertical de cuerpos de modelo \ Efecto magnético total sobre cuerpos magnéticos enterrados en el subsuelo Diseño de un mapa de isolíneas

\ Ejemplos de aplicaciones del método magnético \ Comparación de los métodos magnético y gravimétrico \

 

Efecto magnético vertical sobre cuerpos de modelo polarizados verticalmente y enterrados en el subsuelo

A través de algunas formulas relativamente sencillas se puede describir el efecto magnético vertical de cuerpos de modelo verticalmente polarizados y enterrados en el subsuelo. Los diagramas siguientes presentan el efecto magnético vertical ejercido por distintos cuerpos y mensurables en la superficie terrestre en función de la distancia horizontal. Los cuerpos tienen distintas composiciones (basalto y granito), diferentes contenidos en magnetita (basalto de 7% de magnetita y granito de 1,5% de magnetita), diferentes radios (r = 250m y r = 100m) y están situados en distintas profundidades (p = 400m y p = 150m). Los dos diagramas superiores muestran el efecto magnético vertical de cuerpos esféricos de la misma dimensión (r = 250m), situados en la misma profundidad (p = 400m), pero de distintas composiciones y distintos contenidos en magnetita. Las curvas resultantes tienen la forma de una campana (curva de Gauss), el mismo ancho (= distancia entre los flancos) pero diferentes máximos. Al cuerpo basáltico corresponde una curva con un máximo mucho mayor en comparación a la curva generada por el cuerpo granítico. La diferencia en los máximos de las curvas se debe a la susceptibilidad magnética más alta del cuerpo basáltico con un contenido de 7% en magnetita en comparación a aquella del cuerpo granítico, que contiene solo1,5% de

magnetita. SLICHER & STEARN (1929) mencionan las susceptibilidades magnéticas siguientes para basaltos y granitos:

Tipo de roca % de magnetita kappa x 106 en

cgs % de magnetita

kappa x 106 en cgs

Basalto 2,3 6900 8,6 26000

Granito 0,2 600 1,9 5700

SLICHER, L.B. & STEARN, H.H. (1929): Geophysical Prospecting. - Am. Inst. Mining Met. Engrs., Trans. en DOBRIN (1988).

 

Los próximos dos diagramas muestran, que un cuerpo situado en alta profundidad con respecto a la superficie terrestre produce un efecto magnético vertical menos intenso en comparación a un cuerpo de la misma dimensión y composición ubicado en menor profundidad.

 

 

A partir de las curvas de Gauss (de forma de campana), que caracterizan el efecto magnético vertical de algunos cuerpos polarizados verticalmente y enterrados como de los cuerpos esféricos, cilíndricos y de placas de extensión vertical mayor en comparación a su extensión horizontal se puede deducir parámetros como la potencia del cuerpo y la profundidad de su limite superior.

En el caso de una placa de extensión horizontal relativamente alta como un manto por ejemplo la semianchura de la curva correspondiente a su efecto magnético vertical indica la potencia horizontal de la placa.

En el caso de una placa de extensión vertical mayor como un dique por ejemplo la semianchura media de la curva correspondiente a su efecto magnético vertical da la profundidad del límite superior de la placa.

 

Efecto magnético total sobre cuerpos magnéticos enterrados en el subsuelo

Hoy día en la prospección magnética comúnmente se miden la componente total del campo magnético. En el caso de un cuerpo magnético enterrado en el subsuelo la componente total del campo magnético se constituye de las magnitudes correspondientes al campo geomagnético y al campo magnético anómalo generado por el cuerpo magnético enterrado y superponiendo el campo geomagnético. El efecto magnético total ejercido por este cuerpo

enterrado en el subsuelo y mensurable en la superficie depende de la dirección del campo geomagnético en el lugar de observación y de la imantación inducida en este cuerpo paralela al campo geomagnético. Los modelos numéricos de los datos de la intensidad total se diseñan usualmente por medio de computadores. Dependiendo de los problemas geológicos en cuestión y de la capacidad del computador disponible se realiza modelos de dos, de dos y media y de tres dimensiones.

 

Diseño de un mapa de isolíneas

Procedimiento recomendable para diseñar un mapa de isolíneas o de líneas de isoflujo magnético modificado según un propósito de ARONEC, W de Exploration Geophysics Field Manual, Cambrian College, Spring (1982).

Características de las isolíneas/líneas de isoflujo magnético

Una isolínea es la línea, que une varios puntos del terreno (varias estaciones de observación) del mismo valor o de la misma intensidad.

El intervalo entre dos isolíneas es la diferencia en el valor o en la intensidad entre dos isolíneas adyacentes.

El espaciamiento de las isolíneas es una medida del gradiente. Las isolíneas con espaciamiento pequeño y denso (espaciadas densamente) expresan un gradiente alto, las isolíneas con espaciamiento grande entre sí representan un gradiente pequeño (véase fig. A). En este contexto gradiente se refiere a una variación de un valor de una intensidad con respecto a la distancia.

Las isolíneas cerradas ilustran extremos como altos (los valores incrementan hacia el centro de la forma cerrada de las isolíneas) y bajos (los valores decrementan hacia el centro de la forma cerrada de las isolíneas). Los bajos se destacan por medio de dientes dirigidos hacia el centro de la forma cerrada.

Una isolínea no puede cruzar otra.

 

 

En un mapa de isolíneas se emplea tres tipos de líneas:

Una línea puntada ancha para un intervalo de 5000gammas (véase fig. B).

Una línea sólida ancha para los intervalos intermedios de 1000gammas. Una línea sólida fina para los intervalos de 200gammas.

En el caso de una distribución regular de los intervalos no se debe asignar a cada línea su valor.

Se destaca las líneas de valores más altos y más bajos. En el caso de los bajos se marca las líneas con dientes dirigidos hacia la dirección, en que tienden a bajar los valores (véase fig. C).

 

 

Construcción de una isolínea por interpolación

La construcción de una isolínea por interpolación está ilustrada en la figura D.

 

El intervalo mínimo razonable, que se emplea en el mapa depende de los factores siguientes:

La diferencia en el valor o la intensidad de dos líneas adyacentes debe sobresalir el error inherente en los datos.

La escala. Los gradientes máximo y mínimo del área en cuestión.

Por ejemplo se mide con un magnetómetro con una precisión de 20gammas a lo largo de perfiles paralelos con espaciamiento de 50m con respecto a las

direcciones Norte y Este y en un área con un gradiente medio de 100gammas/100m. Se presenta los resultados en un mapa de escala 1:10000. ¿Qué intervalo entre dos isolíneas usted elegiría? Repuesta: 50gammas o más. Con un intervalo de 50gammas y un gradiente de 100gammas/100m se obtiene 2 isolíneas en 1cm de la mapa (= 100m de la naturaleza). Por ejemplo se mide con un magnetómetro con una precisión de 20gammas a lo largo de perfiles paralelos con espaciamiento de 50m con respecto a las direcciones Norte y Este y en un área con un gradiente medio de 200gammas /100m. Se presenta los resultados en un mapa de escala 1:10000. ¿Qué intervalo entre dos isolíneas usted elegiría? Repuesta: 100gammas o más, para evitar un espaciamiento demasiado denso. Con un intervalo de 100gammas y un gradiente de 200gammas /100m se ubican 2 isolíneas en 1cm de la mapa (=100m de la naturaleza). Por ejemplo se mide con un magnetómetro con una precisión de 20gammas a lo largo de perfiles paralelos con espaciamiento de 50m con respecto a las direcciones Norte y Este y en un área con un gradiente medio de 20gammas/100m. Se presenta los resultados en un mapa de escala 1:100000. ¿Qué intervalo entre dos isolíneas usted elegiría? Repuesta: 100gammas o más, para evitar un espaciamiento demasiado denso. Con un intervalo de 100 gammas y un gradiente de 20gammas/100m 2 isolíneas caen en 1 cm de la mapa (=1km de la naturaleza).

En las exploraciones mineras se cuenta con instrumentos apenas ajustados y errores humanos resultando en errores mínimos de 20 a 40gammas. Por esto la diferencia de la intensidad entre dos isolíneas debería ser igual o mayor a 100gammas.

Propuestas prácticas para el diseño de un mapa de isolíneas magnéticas

Un mapa de isolíneas magnéticas debe ser construido nítidamente y claramente y simplificado para entregar la cantidad más alta posible de informaciones sin generar confusiones o ambigüedades. Si el mapa de anomalía es bien legible e interpretable en ausencia de isolíneas intermedias, se recomienda no presentar las isolíneas intermedias. En el caso que las distancias entre las isolíneas intermedias son tan pequeñas que no se puede distinguir una de la otra y que no se puede identificar sus valores, se debe renunciar a las isolíneas intermedias.

Diseños de una anomalía

En la exploración magnética realizada en la corteza terrestre generalmente se mide continuamente y completamente o se mide a lo largo de un perfil y en perfiles paralelos con un espaciamiento constante, es decir se mide en intervalos regulares. En el último caso la posición y la forma de una anomalía magnética levantada se aproxima a la posición y la forma de la anomalía real. El procedimiento de acercarse a los parámetros reales de una anomalía o es decir de diseñar una anomalía puede ser mecánico empleando partes proporcionales o por interpolación o extremadamente interpretativo utilizando isolíneas paralelas o equidistantes. A menudo la diferencia entre estos dos tipos de diseñar una anomalía es graduada. Utilizando isolíneas paralelas y equidistantes se debe enfocar su atención a la existencia de anomalías

atractivas no completamente definidas por la información disponible, que se basa en una red de estaciones de observación con cierto espaciamiento. Por medio de otros datos geofísicos y/o geológicos se podría comprobar la interpretación de los datos magnéticos. Tales evaluaciones sucesivas se aplican comunmente en la prospección geofísica minera.

Ejemplos de anomalías

En el caso que no se puede definir claramente la forma de una anomalía magnética y en presencia de conductividad ya detectada y diseñada se orienta el eje de la anomalía magnética en la misma dirección como el eje de la anomalía conductiva o como otras estructuras geofísicas o geológicas ya conocidas.

Las estructuras causantes de anomalías magnéticas a menudo están paralelas entre sí como un sistema de diques paralelos con alto contenido en magnetita por ejemplo. Frecuentemente se puede localizar una anomalía conductiva al mismo lugar, en la misma orientación y de forma parecida como la anomalía magnética. En el caso de varias estructuras paralelas causantes de anomalías magnéticas se trata distinguir estas y diseñarlas separadamente.

En el caso que los conductores eléctricos se ubican en los flancos de una anomalía magnética, se distingue entre la anomalía magnética central y las anomalías magnéticas asociadas con anomalías conductivas formando los flancos de la anomalía magnética central. Por ejemplo un cuerpo de peridotita (roca plutónica de olivino y piroxeno) está rodeado por sulfuros de alto contenido en pirotina (Fe1-xS). El cuerpo de peridotita genera la anomalía magnética central y los sulfuros producen las anomalías magnética y conductiva ubicadas en el hombro de la anomalía magnética central.

En áreas de gradientes de intensidad magnética bajos se trata de delinear tendencias lógicas delineando la anomalía a partir de los valores más altos presentes. Este método se emplea especialmente en el caso que un cuerpo conductivo está orientado en la misma dirección como el alto magnético y se utiliza isolíneas intermedias.

 

Ejemplos de aplicaciones del método magnético

Una aplicación geológica es el levantamiento de tendencias estructurales del basamento cubiertas por una capa de sedimentos sueltos o compactados y el levantamiento de rocas ígneas y metamórficas ubicadas en una profundidad somera cubiertas por la vegetación o una capa aluvial. Una lineación delineada por los contornos de isolíneas magnéticas puede reflejar por ejemplo el rumbo del eje de un cuerpo intrusivo longitudinal o los planos de fallas grandes en la topografía del basamento. En un área caracterizada por una geología superficial bien expuesta se puede elaborar un mapa geológico con un esfuerzo mínimo, de modo que se combinan los datos geológicos obtenidos de algunos pocos afloramientos distribuidos irregularmente en terreno con las

tendencias aeromagnéticas observadas. En este caso los datos magnéticos pueden justificar una interpolación de los pocos datos geológicos.

Sin informaciones adicionales normalmente no es posible distinguir si una anomalía magnética observada se debe a un relieve estructural o a una variación litológica lateral.

Principalmente el método magnético se aplica en las exploraciones mineras con los objetivos siguientes:

La búsqueda de minerales magnéticos como magnetita, ilmenita o pirotina.

La localización de minerales magnéticos asociados con minerales no magnéticos, de interés económico como minerales indicadores.

La determinación de las dimensiones (tamaño, contorno, profundidad) y estructuras de zonas mineralizadas cubiertas por capas aluviales o vegetales.

 

Exploración magnética para menas de Fe

La mayoría de la producción de Fe (aproximadamente 90%) se explota de depósitos de origen sedimentario de composición primaria oolítica y silícea. Lo demás se extrae de depósitos de origen magmático con minerales de Fe de origen magmático o con minerales de Fe residuales después de la meteorización de las demás componentes de las rocas magmáticas.

Los depósitos de Fe asociados con rocas magmáticas frecuentemente están caracterizados por un cociente magnetita/hematita alta y en consecuencia pueden ser detectados directamente por las mediciones magnéticas.

Las taconitas son depósitos de Fe de origen sedimentario. Su carácter magnético depende de su estado de oxidación, puesto que la magnetita se descompone por la oxidación. Las taconitas oxidadas son mucho menor magnéticas en comparación con las taconitas no oxidadas. Con el método magnético se podían ubicar las zonas de taconitas no o poco oxidadas, que por su procesamiento más fácil son más favorables para la explotación.

Por el método magnético se puede localizar depósitos de Fe cubiertos por otras formaciones geológicas y situados en cierta profundidad en la corteza terrestre como por ejemplo los rellenos hidrotermales de fracturas cerca de Pea Ridge Mountain, Missouri, que se descubrieron por medio de sondeos realizados a lo largo de una anomalía magnética de forma longitudinal.

Exploración magnética para otros minerales

Por su asociación con minerales magnéticos como magnetita y pirotina minerales no magnéticos como los metales básicos níquel, cobre y oro por ejemplo pueden ser detectados por el método magnético. Frecuentemente se

emplea el método magnético en la exploración para diamantes, que ocurren en chimeneas volcánicas de kimberlitas o lamprófidos . Por su contenido en magnetita e ilmenita se puede localizar estas chimeneas con el método magnético. Se han encontrado las chimeneas de kimberlitas en los Estados Unidos, en la república soviética antigua y en Africa del Sur, Este y Oeste.

Exploración magnética para hidrocarburos

En la búsqueda de petroleo y gas natural se emplea el método magnético para determinar la geometría (extensión, dimensión y potencia) de cuencas sedimentarias, que pueden atrapar los hidrocarburos. En base de los resultados magnéticos se puede planificar y colocar más precisamente los perfiles sísmicos mucho más costosos en comparación al método magnético.

Exploración magnética para fuentes termales

El método magnético contribuye a la localización de la isoterma de Curie, que debajo de áreas con actividad termal está elevada en comparación a otras áreas.

 

 

Comparación de los métodos magnético y gravimétrico

El método magnético de exploración tiene algunos aspectos en común con el método gravimétrico. Los dos métodos hacen uso de campos de potenciales, detectan anomalías causadas por variaciones en las propiedades de las rocas, que constituyen los primeros kilómetros de la superficie terrestre y los dos métodos tienen aplicaciones similares en la exploración petrolífera. A través de los datos gravimétricos se asigna densidades, a partir de los datos magnéticos se asigna susceptibilidades magnéticas y la imantación remanente a rasgos definidos por la sísmica. Combinando los resultados magnéticos, gravimétricos y sísmicos se puede obtener informaciones acerca de la litología, que son de alta importancia en la evaluación de proyectos de prospección petrolífera.

En lo que concierne la interpretación el método magnético es más complejo en comparación al método gravimétrico. La intensidad magnética tiene magnitud y dirección y depende de la susceptibilidad magnética y de la imantación remanente de la roca. La fuerza magnética puede atraer o repulsar algo. Los efectos magnéticos pueden ser causados por componentes de poca abundancia en una roca. En el caso del método gravimétrico la masa, que determina la gravedad, solo tiene magnitud y depende de la densidad. La fuerza gravitatoria es atractiva. Generalmente los efectos gravitatorios originan de los constituyentes principales de una roca.

 

 

 6. Gravimetría

1. Introducción

2. Historia

3. Principio

4. Reducciones

5. Determinación de la densidad

6. Métodos e instrumentos de medición de la gravedad

7. Interpretación

8. Aplicaciones

 

1. Introducción

El método gravimétrico hace uso de campos de potencial natural igual al método magnético y a algunos métodos eléctricos. El campo de potencial natural observado se compone de los contribuyentes de las formaciones geológicas, que construyen la corteza terrestre hasta cierta profundidad determinada por el alcance del método gravimétrico (o magnético respectivamente). Generalmente no se puede distinguir las contribuciones a este campo proveniente de una formación o una estructura geológica de aquellas de las otras formaciones o estructuras geológicas por el método gravimétrico, solo en casos especiales se puede lograr una separación de los efectos causados por una formación o estructura geológica individual. Se realiza mediciones relativas o es decir se mide las variaciones laterales de la atracción gravitatoria de un lugar al otro puesto que en estas mediciones se pueden lograr una precisión satisfactoria más fácilmente en comparación con las mediciones del campo gravitatorio absoluto. Los datos reducidos apropiadamente entregan las variaciones en la gravedad, que solo dependen de variaciones laterales en la densidad del material ubicado en la vecindad de la estación de observación.

 

2. Historia

El método gravimétrico fue aplicado inicialmente en la prospección petrolífera en los Estados Unidos y en el golfo de México con el objetivo de localizar domos de sales, que potencialmente albergan petroleo. Luego se buscaron estructuras anticlinales con este método. El fin del siglo 19 el húngaro Roland von EÖTVÖS desarrolló la balanza de torsión llamada según él, que mide las distorsiones del campo gravitatorio causadas de cuerpos de densidades anómalas enterrados en el subsuelo como de domos de sal o

cuerpos de cromita por ejemplo. En 1915 y 1916 se emplearon la balanza de torsión de EÖTVÖS en el levantamiento de la estructura de un campo petrolífero ubicado en Egbell en la Checoslovaquia antigua. En 1917 SCHWEIDAR levantó un domo de sal ya conocido ubicado cerca de Hanigsen en Alemania por medio de una balanza de torsión y la estructura deducida y predicha a partir de esos estudios fue confirmada luego por sondeos.

 

3. Principio

3.1 Ley de gravitación de NEWTON

Si cualquier cuerpo inicialmente estando en reposo cae sin ser estorbado después un segundo tendrá una velocidad de 9,80m/s en la dirección vertical. Después de un segundo más su velocidad será: 9,80m/s + 9,80m/s = 19,60m/s. El aumento de la velocidad vertical de 9,80m/s de un cuerpo cayendo sin ser estorbado durante cada segundo se denomina aceleración de gravedad o sólo gravedad y se la expresa como 9,80m por segundo por segundo o es decir 9,80m/s2. El primero término por segundo indica la velocidad medida como distancia pasada durante un segundo, el otro por segundo indica la variación de la velocidad de 9,80m/s, que corresponde a un intervalo de 1s. La aceleración de la gravedad g se debe a la aceleración gravitatoria, que la tierra ejerce en cada cuerpo, menos la fuerza centrífuga causada por la rotación de la tierra y dirigida en dirección perpendicular al eje de rotación de la tierra y hacia fuera. La fuerza total, que actúa en el cuerpo, es igual al producto de su masa m y de la aceleración de gravedad g. Por consiguiente la atracción gravitatoria en cualquier lugar de la superficie terrestre tiene numéricamente el mismo valor como la fuerza gravitatoria ejercida a una masa unitaria en el mismo lugar.

Según la ley de gravitación de NEWTON los cuerpos de las masas m1 y m2 separados por una distancia r se influyen mutuamente por la fuerza F:

F = f ×((m1 × m2)/r2),

donde m1, m2 = masa del cuerpo 1 o 2 respectivamente,

r = distancia entre los centros de los cuerpos de masa m1 y m2.

f = constante de gravitación = 6,67 × 10-8cm3g-1s-2 = 6,67 × 10-11Nm2/kg2 (N = kgm/s2). La constante de gravitación f describe la fuerza expresada en N (Newton) ejercida entre dos cuerpos de masas 1kg, cuyos centros distan 1m entre sí y cuyas masas están concentradas en sus centros. Se la mide en el laboratorio. En el año 1797 la primera vez CAVENDISH realizó una medición de f resultando en un valor de f = 6,754 × 10-

11Nm2/kg2.

F = m1 × a,

donde m1 = masa del cuerpo 1 en consideración

a = aceleración producida por la masa m1 en su vecindad.

La aceleración debida a un cuerpo de masa m1 en un punto de masa m2 en distancia r con respecto al centre del cuerpo de masa m1 se obtiene por división de la ecuación 'F = m1 × a = f × (m1 × m2)/r2' con m2. Por consiguiente: a = f × (m1/r2).

La unidad de la aceleración a es 1cm/s2 = 1 Gal (según Galilei) y 0,001cm/s2 = 1mgal = 10gu (unidades de gravedad).

La unidad de la variación de la aceleración o es decir del gradiente de la aceleración es 1s-2, 10-8s-2 = 1mgal/km y 10-9s-2 = 1E (Eötvös).

 

3.2 El potencial y el campo gravitatorio de la Tierra

El potencial en un punto de un campo dado se define como el trabajo rendido por la fuerza al mover una masa unitaria desde un punto arbitrario de referencia - usualmente ubicándose en una distancia infinita - hacia el punto en cuestión.

El potencial correspondiente al cuerpo de la masa m1 se calcula: P = -f × m1/r.

La diferencia en los potenciales P2 - P1 describe el trabajo rendido en contra de la masa m1 al mover una masa unitaria desde el centro del cuerpo m1 al centro del cuerpo m2.

Las superficies equipotenciales (superficies, que unen todos los puntos del mismo valor potencial) referidas a este cuerpo de masa m1 son superficies esféricas. El potencial correspondiente al espacio exterior de una esfera de estructura de estratos es igual al potencial correspondiente al punto material central, en que está concentrado la masa total de esta esfera. Este hecho se aplica para describir y cuantificar el campo potencial gravitatorio de la Tierra.

Dos fuerzas distintas contribuyen al campo gravitatorio de la Tierra. En un lugar de la superficie terrestre la fuerza gravitatoria neta GN ejercida se constituye de la fuerza gravitatoria dirigida hacia el centro de la Tierra GT y la fuerza centrífuga GC dirigida perpendicularmente al eje rotativo y afuera referente a la Tierra. Por consiguiente GN = GT + GC. La fuerza centrífuga se calcula de la manera siguiente:

GC = mT × aC = mT × 2 × rT × sen,

donde = 90º-ß , ß = latitud geográfica,

= velocidad angular de la rotación de la Tierra = 7,29 × 105s-1, rT = radio de la Tierra,

mT = masa de la Tierra.

Salvo a los polos, donde aC = 0 debido a b = 0º, la fuerza centrífuga actúa en todos los demás lugares de la superficie terrestre y es apreciadamente menor en comparación a GT. Por esto se abrevia la fuerza gravitatoria neta solo con 'g'. En la medición de la fuerza gravitatoria neta no se puede distinguir entre GT y GC.

La aceleración gravitatoria presente en una dirección definida se obtiene por diferenciación del potencial con respecto a la distancia en esta dirección. La superficie caracterizada por valores del potencial constantes se denomina superficie equipotencial. A lo largo de una superficie equipotencial se puede mover un cuerpo de un lugar al otro sin esforzarse en o en dirección opuesta a la gravedad. Una superficie equipotencial es la superficie del mar, aun la fuerza gravitatoria varía a lo largo de esta superficie mas que 0,5% entre el ecuador y los polos.

 

3.3 La forma teórica y la forma geométrica de la Tierra

La forma teórica de la Tierra se describe por medio de la superficie equipotencial normal de la Tierra coincidente con la superficie del mar y denominada geoide. En la tierra firme se comprende como geoide la superficie que se asume por el nivel del agua ubicándose en un canal que atravesaría todo el continente de un océano al otro. El geoide involucra las variaciones del potencial, que originan entre otro en la distribución irregular de las masas en y encima de la corteza terrestre. El geoide se puede describir solo aproximadamente. La aproximación más sencilla es el esferoide definido por la función esférica, que se interrumpe usualmente después los términos cuadrados, puesto que los resultados ya se vuelven satisfactorios para su aplicación en la gravimetría.

La figura geométrica de la Tierra se aproxima gruesamente por una esfera y con suficientemente exactitud por un elipsoide de rotación. Las reducciones gravimétricas de los datos gravimétricos observados se basan en un elipsoide de referencia definido por valores numéricos que especifican el radio ecuatorial de la Tierra, el coeficiente de aplanamiento, la masa total de la Tierra y por el requisito que la superficie del elipsoide sea una superficie equipotencial.

Las variaciones entre el geoide (forma teórica) y el elipsoide de rotación se llama las ondulaciones del geoide y son una medida para la distribución irregular de las masas con respecto al elipsoide de rotación. Una ondulación de geoide positivo indica un exceso de masa, una ondulación de geoide negativo implica un déficit de masa.

 

3.4 Gravedad normal g0

La gravedad normal g0 o es decir el campo gravitacional normal de la Tierra se refiere al elipsoide de rotación, se la calcula con la formula siguiente:

g0 = 978, 049 (1 + 0,0052884sen2 - 0,0000059sen22), donde = latitud geográfica.

Esta formula, llamada formula internacional de gravedad se basa en un valor absoluto de g = 981,274cm/s2 (Gal) medido por KÜHNEN y FURTWÄNGLER en Potsdam en 1906. La formula fue adoptada por la Unión Internacional de Geodesía y Geofísica en 1930.

Hoy día los levantamientos gravimétricos se reducen comúnmente aplicando la fórmula de gravedad de 1967 basada en el sistema de referencia geodésico de 1967 la cual en su forma más sencilla es (según DOBRIN & SAVIT, 1988):

g0 = ge ((1 + k sen2)/(1-e2sen2)), donde

g0 = aceleración normal de gravedad en Gal en la superficie del elipsoide de referencia

= latitud geográfica

ge = 978,03184558 Gal

k = 0,00193166338321

e2 = 0,00669460532856

En la tabla siguiente se presenta algunos valores de la gravedad normal g0 y de la variación de la aceleración de la gravedad correspondientes a distintas latitudes (). 

Latitud geográfica b en º

Gravedad normal g0 en mgal según fórmula de 1930

Gravedad normal en mgal según fórmula de 1967

Aceleración de gravedad en mgal/km según GASSMANN

& WEBER (1960)0 978049,0 978031,8456 015 978394,0 978377,803 0,40630 979337,8 979324,0193 0,70445 980629,4 980619,498 0,81260 981923,9 981916,9488 0,70475 982873,4 982868,902 0,40690 983221,3 983217,7279 0

La diferencia entre los valores máximos observados en los polos y los valores mínimos observados en el ecuador es alrededor de 5,3 Gal o 5300 mgal respectivamente. Los valores máximos de la gravedad normal observados en los polos se deben a la ausencia de la fuerza centrifuga en estos puntos y al aplanamiento de la Tierra.

Un cuerpo cayendo sin ser estorbado encima de uno de los polos aumenta su velocidad en la dirección vertical más rápidamente que el mismo cuerpo cayendo encima del ecuador hacia el suelo. Expresado en variaciones de masa un cuerpo de 1g de masa pesa casi 5mg más en los polos que en el ecuador.

 

 4. Reducciones

Con el fin de comparar los valores de gravedad medidos a la superficie terrestre con la gravedad normal se corrige los valores de gravedad observados. En lo siguiente se introduce las reducciones comúnmente aplicadas a los datos gravimétricos tomados en terreno. Un valor reducido es igual al valor observado de la gravedad menos el valor previsto de la gravedad basándose en el modelo terrestre elegido. En consecuencia una anomalía es la diferencia entre lo observado y lo previsto de acuerdo con el modelo terrestre aplicado.

Las siguientes reducciones se aplican a los valores gravimétricos observados en terreno:

Reducción de la deriva del gravímetro Reducción para las mareas Reducción para la latitud Reducción para la altura Reducción topográfica Reducción con la losa de Bouguer

 

Para cada reducción se entrega una explicación general y unos cálculos ejercidos con valores procedentes del siguiente caso de modelo.

Se ha realizado mediciones gravimétricas a lo largo de un perfil orientado Norte-Sur. La estación de base se ubica en una latitud geográfica ß = 27º30' y en el extremo Norte del perfil. Todas las demás estaciones están más al Sur. La variación de la gravedad con la distancia Norte-Sur es 0,653mgal/km. El factor de conversión para la lectura del gravímetro es 1,0255mgal/subdivisión de escala. La densidad media del área es 2,70g/cm3. Se llevara a cabo la conversión a mgal, la reducción para la deriva del instrumento y para las mareas, las reducciones para la latitud y para la altura y la reducción con la losa de Bouguer. Se finaliza los cálculos con un perfil de la anomalía de Bouguer en función de la distancia. 

No.Estación Distancia con respecto a EB Cota sndm en m

1 (EB) 0 250

2 1 240

3 2 220

4 3 200

5 4 195

6 5 190

7 6 205

8 7 245

9 8 275

10 9 280

 

 

 

4.1 Calibración

Las lecturas de los gravímetros se presentan en subdivisiones arbitrarias de escala, lo que requiere una calibración para expresarlas en mgal. La calibración se lleva a cabo realizando mediciones en dos lugares de gravedad absoluta o relativa precisamente conocida por ejemplo obtenida por observaciones de la gravedad a partir de un péndulo. En el caso de dos lugares de gravedad precisamente conocida se supone una repuesta linear y se calibra la escala entera en base de los dos valores conocidos. Teniendo en cuenta más lugares con valores de gravedad precisamente conocida se aumenta la precisión de las mediciones gravimétricas.

Las reducciones de ejemplo se basan en un factor de conversión de 1,0255mgal/subdivisión de escala (sdde).

No. Estación

Tiempo en horas y minutos

Lectura en sdde

g1 = gEO-gEB

g1convertida = g1×1,0255

en mgal1 (EB) 8:30 3575 0 0

2 8:45 3576,57953 1,5795344 1,61981253

3 9:15 3580,024 5,024 5,152112

4 9:45 3581,5211 6,5211 6,68738805

5 10:15 3579,2018 4,2018 4,3089459

6 10:45 3576,9135 1,9135 1,96229425

7 11:15 3570,8194 -4,1806 -4,2872053

8 11:45 3562,8804 -12,1196 -12,4286498

9 12:15 3557,3069 -17,6931 -18,1442741

10 12:45 3556,8697 -18,1303 -18,5926226

 

4.2 Reducción para la deriva del gravímetro

Cuando se repite una medición por un gravímetro en el mismo lugar y bajo las mismas circunstancias varias veces en el día se obtiene distintas lecturas variando unos 0,001mgal. Estas variaciones se deben a los resortes y fibras de torsión no perfectamente elásticos de los gravímetros, al efecto de la temperatura y a la influencia de las mareas. La llamativa deriva del instrumento se corrige observando los valores de gravedad correspondientes a la estación de base en intervalos discretos de tiempo, por ejemplo cada media hora y durante el intervalo de tiempo, en que se realiza todas las mediciones. La primera y la ultima medición se debe realizar en esta estación.

Se delinea las variaciones observadas en la estación de base construyendo una curva de las variaciones de gravedad en la estación de base en función del tiempo. Se elige un valor como valor de referencia, por ejemplo el primero valor observado en la estación de base. Los valores para corregir los valores observados son las variaciones de la gravedad con respecto al valor de referencia en los instantes de medición en las estaciones de observación. Se los encuentra por interpolación. Se toma la variación 'valor interpolado - valor de referencia ' correspondiente a la estación de base en el instante de medición en la estación de observación.

En el caso, que el valor interpolado es mayor al valor de referencia se resta la variación 'valor interpolado - valor de referencia' del valor observado en la respectiva estación de observación.

En el caso, que el valor interpolado es inferior al valor de referencia se suma la variación encontrada 'valor interpolado - valor de referencia' al valor observado en la respectiva estación de observación.

 

En el ejemplo graficado el valor de referencia es 3757 subdivisiones de escala (sdde). Las variaciones de gravedad con respecto al valor de referencia en los instantes de medición en las estaciones de observación están presentadas por barras. Una barra dirigida hacia arriba es un valor de gravedad mayor al valor de referencia, que se midiera en la estación de base en el instante de medición en la estación de observación. A las 8:45 horas en la estación de base se midiera un valor de 3575,015sdde (véase la tabla de valores puesta abajo). La diferencia 'valor de referencia - valor interpolado' = 3575sdde - 3575,015sdde = -0,015sdde es negativa. En consecuencia se la resta del valor observado en la estación de observación en cuestión. Una barra dirigida hacia abajo indica un valor menor al valor de referencia, que se mediría en la estación de base en el instante de medición en una otra estación de observación en cuestión. A las 10:15 horas en la estación de base se tomaría la lectura 3574,965sdde. La diferencia 'valor de referencia - valor interpolado' = 3575sdde - 3574,965sdde = 0,035sdde se suma al valor observado en la estación de observación en cuestión.

 

No. de

estación

Tiempo

(MEZ) en horas

y minutos

Variación de gravedad en

la estación de base en

sdde

Valor de

referencia en

sdde

c1 = valor para corregir en sdde

c1convertid

o = Valor para

corregir

convertido en mgal

g1convertid

a

g2 = g1convertida

+ c1convertido

en mgal

1(EB) 8:30 3575 3575 0 0 0 0

2 8:453575,01

5 3575 -0,0150,0153

8251,61981

2531,6044300

3

3 9:153574,99

2 3575 0,0080,0082

045,15211

25,16031

6

4 9:453574,97

2 3575 0,0280,0287

146,68738

8056,71610

205

5 10:153574,96

5 3575 0,0350,0358

9254,30894

594,34483

84

6 10:453574,98

9 3575 0,0110,0112

8051,96229

4251,97357

475

7 11:153575,01

3 3575 -0,013

-0,0133

315

-4,28720

53

-4,30053

68

8 11:453575,02

4 3575 -0,024

-0,0246

12

-12,4286

498

-12,4532

618

9 12:15 3575,01 3575 -0,01

-0,0102

55

-18,1442

741

-18,1545

291

10 12:453574,98

5 3575 0,015

0,0153825

-18,5926

226

-18,5772

401

 

Para obtener mediciones gravimétricas de alta precisión en cada estación de observación se realiza varias mediciones repetitivas.

 

4.3 Reducción para las mareas

Debido a su alta sensibilidad los instrumentos de medición de la gravedad aptos para la prospección responden a la atracción gravitatoria del sol y de la luna y registran las variaciones periódicas en la atracción causadas por los movimientos de la Tierra con respecto al sol y a la luna. Estas fuerzas regularmente alzan y bajan las aguas terrestres no rígidas en ciclos mareales previsibles. Las mismas fuerzas actúan en la superficie terrestre sólida deformándola en la misma manera como el agua, aún en dimensiones más pequeñas. El movimiento actual mareal de un punto ubicado en la superficie terrestre firme alcanza solo unos centímetros. Este desplazamiento mismo causa pequeñas variaciones en la gravedad debido a la variación de la distancia con respecto al centro de la Tierra y debido a la distribución nueva de las masas en el interior de la Tierra. Estos cambios están superpuestos a las variaciones causadas por las fuerzas atractivas de los cuerpos del sistema Tierra - Sol - Luna.

La magnitud de estos cambios varía con la latitud, con el día y el mes. El ciclo entero de las mareas está caracterizado por variaciones iguales y menores a 0,2 a 0,3mgal. Su variación media es +/-0,1mgal.

El efecto gravitatorio de las mareas calculado para una Tierra rígida y amplificado con un factor de 1,16 aproximará valores actuales de la variación gravitatoria causada por las mareas para la mayoría de los lugares del mundo en un rango de unos por cientos.

La corrección para la influencia de las mareas se puede realizar recurriéndose a tablas publicadas regularmente y con anticipación para cada año por ejemplo en el servicio francés llamado 'Service Hydrographique de la Marine y Compagnie General de Géophysique: Tidal Gravity corrections.

En el ejemplo la corrección para la influencia de las mareas está incorporada en la corrección para la deriva del instrumento. 

 

4.4 Corrección para la latitud

 La formula internacional de gravedad toma en cuenta la variación de la gravedad normal con la latitud (véase capítulo 3.4). Otra manera de corregir la variación de la gravedad con la latitud consiste en referir los valores medidos en las estaciones de observación a la estación de base de coordenadas geográficas conocidas. Se aplica la formula siguiente:

dgß = (0,0081 × sen2ß)mgal/10m de distancia N-S,

donde ß = latitud geográfica de la estación de base.

En el caso de una estación de base más cercana al polo en comparación con la estación de base se resta el valor de corrección del valor observado: Dg = gobserv - dgß.

En el caso de una estación de observación ubicada más cerca al ecuador en comparación con la estación de base se suma el valor de corrección al valor medido: Dgobserv + dgß.

El perfil se ubica en el hemisferio Sur y todas las estaciones de observación están al Sur de la estación de base. Por consiguiente para cada estación de observación el valor de corrección dgß o c2 se resta del valor corregido para la deriva y convertida en mgal y referido al valor medido en EB a las 8:30horas (g2). La variación de la gravedad con la distancia Norte-Sur es 0,653mgal/km en el área, en que se han trazado el perfil. Para la estación de observación No.5 por ejemplo se calcula c2 = (0,653 × 4)mgal = 2,612mgal. La gravedad corregida para la deriva, las mareas y para la latitud g3 correspondiente a la estación de observación No.5 es: g3 = g2 - c2 = 4,3448384mgal - 2,612mgal = 1,7328384mgal. El valor de corrección c2 se resta de la gravedad corregida para la deriva y de las mareas g2, puesto que la estación de observación está más cerca al polo Sur en comparación con la estación de base (hemisferio Sur).

 

No. de estación

Distancia N-S con

respecto a EB

c2 valor de corrección

para la latitud en

mgal

g2 = g1convertida

+ c1convertido en mgal

g3 = g2 - c2

en mgal

1(EB) 0 0 0 0

2 1 0,653 1,60443003 0,95143003

3 2 1,306 5,160316 3,854316

4 3 1,959 6,71610205 4,75710205

5 4 2,612 4,3448384 1,7328384

6 5 3,262 1,97357475 -1,29142525

7 6 3,918 -4,3005368 -8,2185368

8 7 4,571 -12,4532618 -17,0242618

9 8 5,224 -18,1545291 -23,3785291

10 9 5,877 -18,5772401 -24,4542401

 

4.4 Corrección para la altura

La intensidad de la gravedad varía en relación inversa al cuadrado de la distancia 'centro de la Tierra - estación de observación'. Refiriendo la variación de la gravedad al modelo esférico de la Tierra en reposo el nivel de referencia dista 6367,5km igual (al radio de la Tierra) con respecto al centro de la Tierra.

Dgalt = 2 × f ×Mtierra/(rtierra)3 × a = a × 0,3083mgal/m, donde

f = constante de gravitación = 6,67 × 10-8cm3g-1s-2, Mtierra = 5,977 × 1027g rtierra = 6367,5km a = altura sndm

Dgalt recibe un signo positivo para estaciones de observación situadas encima del nivel de referencia. Dgalt lleva un signo negativo para estaciones de observación ubicadas debajo del nivel de referencia.

Aplicando el modelo del elipsoide terrestre resultaría un valor de corrección, que coincide con el valor introducido las tres primeras decimales. Para lograr una precisión de 0,01mgal para las observaciones gravimétricas las diferencias de altura con respecto al nivel de mar debería ser conocidas con un error menor a 4cm.

Al efecto de la altura se denomina efecto de aire libre, puesto que las masas de rocas presentes o no presentes entre el nivel de referencia y el nivel de la estación de observación no lo influyen.

En el ejemplo se refiere la variación de la gravedad con la altura al nivel de mar. Todas las estaciones de observación se ubican arriba del nivel de mar. Por consiguiente se suma dgalt al valor de gravedad corregida para la deriva, las mareas y la latitud g3 y se calcula: g4 = g3 + Dgalt. Para la estación de observación No.6 por ejemplo la variación por la altura con respecto al nivel de mar es Dgalt = 190m × 0,3083mgal/m = 58,577mgal. La anomalía de aire libre correspondiente a la estación de observación No.6 es g4 = -1,29142525mgal + 58,577mgal = 57,2855748mgal.

 

No. de estación

g3 = g2 - c2

en mgalCota sndm

en mDgalt en mgal g4 = g3 +

Dgalt en

mgal

1(EB) 0 250 77,075 77,075

2 0,95143003 240 73,992 74,94343

3 3,854316 220 67,826 71,680316

4 4,75710205 200 61,66 66,417102

5 1,7328384 195 60,1185 61,8513384

6 -1,29142525 190 58,577 57,2855748

7 -8,2185368 205 63,2015 54,9829632

8 -17,0242618 245 75,5335 58,5092382

9 -23,3785291 275 84,7825 61,403971

10 -24,4542401 280 86,324 61,8697599

 

4.5 Corrección topográfica

Un accidente de terreno elevado tal como una colina ejercerá una atracción directamente proporcional a su densidad. Su componente vertical estará dirigida hacia arriba y por consiguiente reducirá la gravedad correspondiente a una estación de observación cercana. Por esto se debe añadir el valor de su componente vertical al término de la gravedad observada en la estación de observación. Una depresión como un valle es una masa negativa, con su componente atractiva vertical dirigida hacia arriba. En este caso también se añadirá el valor de la componente atractiva vertical del valle al valor de gravedad observado en la estación de observación.

Se concluye que la corrección topográfica siempre lleva un signo positivo.

Además se debe aplicar la corrección topográfica al valor de referencia medido en la estación de base. Según esto el valor de corrección topográfica a sumar al valor de gravedad observado en una estación de observación se calcula de modo siguiente: CTestación de observación - CTestación de base.

La atracción de un accidente de terreno, sea de cota menor o mayor se disminuye rápidamente con la distancia. Generalmente solo las estaciones de observación muy cercanas o situadas directamente en una irregularidad topográfica requieren una corrección topográfica.

 

4.6 Corrección con la losa de Bouguer

La corrección con la losa de Bouguer elimina el efecto de las masas de rocas ubicadas entre el nivel de referencia y la estación de observación. Las masas de rocas ejercen una atracción gravitatoria extra a una estación de observación situada en una altura mayor a aquella de la estación de base. El incremento esperado de la atracción gravitatoria debido a las rocas ubicándose entre el nivel de referencia y el nivel de la estación de observación a menudo se modela utilizando el hipótesis que se puede aproximar la roca con una losa horizontal de dimensiones infinitas y de densidad uniforme, cuyo piso

coincide con el nivel de referencia y cuyo techo está en el nivel de la estación de observación. Se emplea la formula siguiente para cuantificar el efecto de Bouguer:

DgBouguer = 2 × (3,14159) × f × d × a = 0,04191 ×d × a [en mgal], donde

f = constante de gravitación = 6,67 × 10-8cm3g-1s-2, d = densidad de las masas de rocas ubicándose entre el nivel de referencia y el

nivel de la estación de observación en g/cm3, a = diferencia de altura entre el nivel de referencia y el nivel de la estación de

observación en m.

La corrección con la losa de Bouguer DgBouguer se resta del valor observado en una estación de observación en el caso que la estación de observación está encima de la estación de base. Se la suma al valor observado en el caso que la estación de observación se sitúa debajo del nivel de referencia. Referente a los signos, la corrección para la altura o es decir de aire libre siempre lleva el signo opuesto al signo aplicado para la corrección con la losa de Bouguer.

La corrección con la losa de Bouguer se basa en una densidad uniforme, que se supone para las masas rocosas ubicadas entre el nivel de referencia y el nivel de la estación de observación. La mayoría de los casos reales no cumple esta condición. Por ejemplo en un área sedimentaria construida por una secuencia de estratos horizontales de distintas densidades se puede modificar la formula para la corrección de Bouguer de la manera siguiente:

DgBouguer = 0,04191 (d1 × a1 + d2 × a2 + d3 × a3 +... +... + di × ai) mgal, donde

d1 a di = densidades de los estratos 1 a i, a1 a ai = anchos (potencias) de los estratos 1 a i.

La densidad media del área sea 2,7g/cm3. En el primer paso se realiza la corrección con la losa de Bouguer con respecto al nivel de mar. Por consiguiente la potencia de la losa de Bouguer coincide con las cotas correspondientes a las estaciones de observación. Como cada una de las estaciones se ubica sobre el nivel de mar se debe restar la corrección con la losa de Bouguer del valor de gravedad corregida para la deriva, las mareas, la latitud y la altura g4 y la anomalía de Bouguer con respecto al nivel de mar es g5 = g4 - DgBouguer. Para la estación de observación 7 se obtiene por ejemplo:

DgBouguer = 0,04191 × 2,7g/cm3 × 205m = 23,197185mgal.

g5 = 54,9829632mgal - 23,197185mgal = 31,7857782mgal

La variación de la anomalía de Bouguer con respecto a la estación de base g6 se calcula como sigue: g6 = g5EO - g5EB, donde EO = estación de observación y EB = estación de base.

 

No. de estación

Cota sndm

g4 = g3 + Dgalt en

DgBouguer

en mgal g5 = g4 - DgBouguer en

g6 = g5EO -

en m mgal(respecto al ndm)

mgal g5EB en mgal

1(EB) 250 77,075 28,28925 48,78575 0,00

2 240 74,94343 27,15768 47,78575 -1,00

3 220 71,680316 24,89454 46,785776 -2,00

4 200 66,417102 22,6314 43,785702 -5,00

5 195 61,8513384 22,065615 39,7857234 -9,00

6 190 57,2855748 21,49983 35,7857448-

13,00

7 205 54,9829632 23,197185 31,7857782-

17,00

8 245 58,5092382 27,723465 30,7857732-

18,00

9 275 61,403971 31,118175 30,285796-

18,50

10 280 61,8697599 31,68396 30,1857999-

18,60

 

El grafico ilustra la anomalía de Bouguer en función de la distancia con respecto al nivel de mar. Comparándolo con el perfil morfológico correspondiente no se nota ninguna correlación. Para una curva de tal forma existen varias interpretaciones (en preparación). Cuál de estas interpretaciones semeja más a la realidad se deberá comprobar por medio de otros estudios geofísicos y/o geológicos.

 

4.7 Anomalías de gravedad

Una anomalía de gravedad se define como la variación de los valores medidos de la gravedad con respecto a la gravedad normal después de haber aplicado las correcciones necesarias.

La anomalía de aire libre resulta de las correcciones de la influencia de las mareas, de la derive del instrumento de medición, de la latitud y de la altura.

La anomalía de Bouguer se obtiene aplicando todas las correcciones mencionadas.

 

5. Densidad

5.1 Determinación de la densidad del área

La densidad media del área en consideración entra en las formulas, que corrigen el efecto topográfico y el efecto de las masas ubicadas entre el nivel de referencia y el nivel de observación (corrección con la losa de Bouguer). Por consiguiente el conocimiento de la densidad media del área en consideración contribuye a la reducción o eliminación de dichos efectos, además el conocimiento de la distribución de la densidad en el área de interés es uno de los fundamentos de la interpretación de los perfiles o mapas gravimétricos resultantes de las mediciones. Los resultados de las mediciones gravimétricas pueden ser ambiguos como muestra el ejemplo siguiente. El perfil gravimétrico de la figura (en preparación) característico para una flexura o falla puede ser causado por diferentes distribuciones de la densidad en la profundidad.

La determinación directa de la densidad de muestras representativas provenientes de afloramientos, minas o sondeos se realiza en el laboratorio por medio de un picnómetro o una balanza de SCHWARZ o JOLLY. Precisamente se mide la muestra de roca en aire y en agua y se calcula su densidad 'd' de la manera siguiente:

dmuestra = peso de la muestra en aire/(peso de muestra en aire - peso de la muestra en agua).

De tal manera se puede determinar la densidad de muestras de rocas compactas, no porosas, como de rocas plutónicas y metamórficas.

En el caso de las rocas sedimentarias su densidad depende del grado, en que sus poros están llenados con agua. Una muestra porosa se procesa de la manera siguiente: se la satura con agua y se la pesa en aire y sumergida en agua. Luego se la seca totalmente en un armario de secado y se la pesa de nuevo en aire y sumergida en agua. Los distintos pesos encontrados se insertan en la formula ya mencionada. La densidad verdadera de la muestra se ubica en el intervalo limitado por los dos valores extremos calculados correspondientes a la muestra saturada con agua y a la muestra totalmente secada.

Estas determinaciones de densidad carecen de que las muestras de algunos afloramientos puntuales no necesariamente son representativos para toda el área. Además las muestras superficiales pueden variar apreciadamente en su humedad y en su

grado de meteorización en comparación a las muestras ubicadas en una profundidad más alta, en el caso de rocas sueltas como arcillas, margas, depósitos de morrenas las rocas superficiales pueden ser menos compactadas en comparación a aquellas ubicadas en una profundidad más alta.

NETTLETON propuso el siguiente método indirecto. Se considera un perfil gravimétrico trazado sobre un accidente morfológico pronunciado en el área de interés como una colina o un valle pequeño. Para cada estación de observación a lo largo del perfil se calcula la gravedad corregida insertando distintos valores de densidad en las formulas, que corrigen el efecto topográfico y el efecto de las masas ubicadas entre el nivel de referencia y el nivel de observación. El valor de densidad, que genera el perfil gravimétrico de menor correlación con el perfil morfológico, es el valor más apropiado y él, que se acerca lo más posible al valor real.

JUNG ha transferido el método gráfico de NETTLETON al lenguaje matemático. La densidad, que genera un perfil gravimétrico de menor correlación con el perfil morfológico también se puede hallar suponiendo, que no existe ninguna correlación entre la morfología y los valores de gravedad. Insertando 0 para el cociente de correlación resulta la formula siguiente:

d = d0 + [(DgB0i -DgB)× (ai - a)] /[2 × × f × ((ai - a)2)] ,donde

d = densidad buscada. d0 = densidad estimada para el área en consideración. f = constante de gravitación = 6,67×10-8 cm3g-1s-2 = suma de i=1 hasta n. DgB0i = anomalía de Bouguer correspondiente a la estación de observación i. ai = altura de la estación de observación i DgB = promedio aritmético de las anomalías de Bouguer de todas las estaciones

de observación del perfil a = promedio aritmético de las alturas correspondientes a todas las estaciones de

observación del perfil.

Del método de NETTLETON y de su modificación por JUNG resulta un promedio del efecto de la variación de densidad más preciso en comparación a la determinación de densidad de muestras superficiales en el laboratorio. Sin embargo el método de NETTLETON está limitado a profundidades relativamente someras y a litologías homogéneas.

Hoy día en pozos de sondeos se aplican instrumentos de medición denominados 'density loggers' o sondas de rayos gamma, que entregan una diagrafía de densidad de las distintas formaciones geológicas. La sonda se constituye de una fuente radiante (rayos gamma), normalmente de cobalto 60, ubicada en el extremo inferior de la sonda y un detector, normalmente un contador de Geiger, instalado en el extremo superior en una distancia de aproximadamente 45cm con respecto a la fuente radiante. La sonda está envuelta por una capa de plomo con dos orificios posicionados en los niveles de la fuente y del detector de tal modo, que la única radiación, que puede llegar al detector es aquella reflejada de la formación geológica por la dispersión del tipo Compton. La amplitud de la radiación dispersada depende de la concentración de electrones de la formación geológica, la cual es aproximadamente proporcional a la densidad de la

formación geológica. La máxima penetración de los rayos gamma tiene un alcance de 15 cm hacia las rocas adyacentes y el volumen efectivo, que capta la sonda mediante un intervalo de medición es 0,03m3. Para mantener un contacto estrecho entre un lado de la sonda y uno de las paredes rocosas del pozo el otro lado de la sonda lleva un resorte. La comparación de los resultados de una sonda de rayos gamma ('density logger') con las determinaciones de densidad de los testigos correspondientes a los mismos niveles muestra una coincidencia hasta unas centésimas partes de un gramo por centímetro cúbico para todas las formaciones geológicas excepto las rocas arcillosas, ricas en minerales arcillosas y otras rocas muy blandas. Estas rocas tienden a ser socavado por el agua o el lodo de perforación lo que influye desfavorablemente las mediciones. Las mediciones en pozos con la sonda de rayos gammas son limitadas a volúmenes rocosos pequeños, solo representativos en el caso de formaciones litológicas homogéneas y deberían ser comprobadas mediante determinaciones de densidad en el laboratorio.

Un gravímetro especialmente apropiado para pozos permite realizar mediciones de densidad versus la profundidad para un volumen rocoso mayor en comparación al volumen rocoso cubierto por la sonda de rayos gamma. La densidad se obtiene a través de la diferencia en gravedad medida en dos niveles del pozo. En general el espaciamiento (distancia entre los dos niveles, donde se toma la lectura) es alrededor de 3m. Las densidades obtenidas con este método son representativas para un volumen rocoso mayor en comparación con aquel captado por la sonda de rayos gamma y pueden ser incorporados en mediciones gravimétricas realizadas en la superficie.

 

5.2 Densidades de rocas y minerales

Tipo de roca Densidad media en g/cm3 Rango de densidad en g/cm3

Densidades medias de rocas plutónicas1

Granito 2,667 2,516 - 2,809

Granodiorita 2,716 2,668 - 2,785

Sienita 2,757 2,630 - 2,899

Diorita cuarcífera 2,806 2,680 - 2,960

Diorita 2,839 2,721 - 2,960

Norita 2,984 2,720 - 3,020

Gabro, con gabro de olivino

2,976 2,850 - 3,120

Diabasa 2,965 2,804 - 3,110

Peridotita no alterada 3,234 3,152 - 3,276

Dunita2 3,277 3,204 - 3,314

Piroxenita 3,231 3,100 - 3,318

Anortosita 2,734 2,640 - 2,920

Densidades medias de rocas sedimentarias3

Arenisca 2,32 1,61 - 2,76

Pizarra arcillosa (shale) 2,42 1,77 - 2,45

Caliza 2,54 1,93 - 2,90

Dolomia 2,70 2,36 - 2,90

Densidades medias de rocas metamórficas4

Gneis, Chester, Vermont

2,69 2,66 - 2,73

Gneis granítico 2,61 2,59 - 2,63

Gneis, Grenville 2,84 2,70 - 3,06

Gneis con oligoclasa 2,67  

Esquisto de cuarzo y mica

2,82 2,70 - 2,96

Esquisto de muscovita y biotita

2,76  

Esquistos de estaurolita y granate y de biotita y muscovita

2,76  

Esquistos de clorita y sericita

2,82 2,73 - 3,03

Slate 2,81 2,72 - 2,84

Anfibolita 2,99 2,79- 3,14

Granulita con hiperstena

2,93 2,67 - 3,10

Granulita sin hiperstena

2,73 2,63 - 2,85

Eclogita 3,392 3,338 - 3,452

1: Valores de DALY, R.A. (1966): Handbook of Physical Constants. - Ed.: Geol. Soc. Am. Mem., 97. en DOBRIN (1988): p.610.

2: Valores de BIRCH (1960), J. Geophys. Res., col.65, p.1083 en DOBRIN (1988): p.610.

3: Valores de CLARK, S.P. (1966): Handbook of Physical Constants. - Ed.: Geol. Soc. Am. Mem., 97. en DOBRIN (1988): p.610.

4: Mobil Oil Co. en DOBRIN (1988): p.610.

 

5.3 Isostasia

Si las montañas estuviesen colocadas sobre una capa rígida de la Tierra, las montañas más altas se derrumbarían debido a su alto peso generando en altas profundidades variaciones de presión mayores a la resistencia a la presión del material rocoso. Para explicar, por qué las variaciones topográficas de la superficie terrestre persisten un intervalo de tiempo largo se asume, que la porción rígida de la Tierra, llamada litosfera es una capa exterior delgada en comparación con el radio de la Tierra y que la litosfera flota sobre un interior altamente viscoso. Este concepto requiere, que una masa sobresaliente del nivel de mar tiene que ser compensada por un déficit de masa debajo del nivel de mar y que las cuencas oceánicas anormalmente livianas deben ser acompañadas por masas de alta densidad ubicadas en la profundidad. Si no existiese esta compensación las montañas se estarían hundiendo y las cuencas marinas alzarían. El peso total por cada unidad de área debajo de la litosfera debe ser uniforme, si el equilibrio isostático está realizado.

Cómo la tierra logra establecer una distribución equilibrada de sus masas?

En la figura puesta abajo se considera el peso de las masas ubicándose encima del limite litosfera - astenósfera en una profundidad de 100km aproximadamente.

 

1.En el límite entre astenósfera y

litosfera el peso medido por unidad

2. A lo largo del límite entre

de área es mayor debajo de las montañas. Las montañas se derrumbarían rápidamente.

astenósfera y litosfera el peso medido por unidad de área es

constante. La distribución irregular de las masas en la corteza terrestre está compensada por raíces más o menos profundas sumergidas en el

manto superior. En consecuencia las elevaciones altas correspondientes a

las montañas son relativamente estables.

 

Atrás

 

Las montañas grandes como por ejemplo los Andes o la Himalaya no muestran una anomalía de gravedad tan grande como se podría esperar debido a sus dimensiones. Considerando la estructura estratificada de la Tierra (corteza terrestre, manto, núcleo) se nota, que a las montañas de altura grande corresponden raíces, que se hunden profundamente en el manto superior. Las montañas altas casi flotan en el material más denso del manto superior y sus raíces menos densas hundidas en el manto superior más denso compensan con sus fuerzas ascendentes sus partes superiores. La porción rígida de la Tierra (litosfera) es una capa muy delgada en comparación con el radio de la Tierra y flota en un interior efectivamente liquido y altamente viscoso. Este concepto requiere que el exceso de masas debido a las masas ubicadas entre la superficie terrestre y el nivel de mar y el déficit de masas presente entre el nivel de mar y el fondo de mar están compensados por masas de signo reverso ubicadas en la profundidad de la Tierra. En equilibrio en cualquier lugar de cualquier profundidad debajo de la litosfera el peso total por área unitaria debería ser igual. A este estado de equilibrio se llama isostasía (DUTTON).

Dos modelos distintos explican la isostasía y la forma de la compensación isostática: El modelo de PRATT (1809 - 1871), el modelo de AIRY, G.B. (1801 - 1892).

Según PRATT el material menos denso de las raíces de las montañas tiene una base uniforme y las variaciones en la altura de las partes montañosas se basan en variaciones de densidad del material que la constituye.

AIRY supone una densidad uniforme para el material, que constituye las montañas y los diferentes niveles sobresalientes de las montañas se compensan con partes distintamente profundas hacia abajo.

 

 

 . Métodos e instrumentos de medición de la gravedad

1. Péndulo

La medición de gravedad por medio de un péndulo (péndulo de reversión) es un método absoluto. Para el péndulo físico vale:

T = 2   [c/ (m × g × h)]1/2] , donde

c = momento de inercia del eje de rotación c m = masa total del péndulo h = distancia desde el centro de gravedad al centro de rotación. g = aceleración de gravedad.

Con todos los demás parámetros conocidos de puede deducir la aceleración de gravedad.

 

2. Experimento de caída

Por el experimento de caída se recibe valores absolutos de la aceleración de gravedad. Para un intervalo de tiempo T y el intervalo de altura, por lo cual pasa un cuerpo durante el intervalo de tiempo T: x = x0 + u × T + 1/2 × g× T2, donde

u = velocidad inicial en el nivel x0 g = aceleración de gravedad

Con configuraciones adecuadas de este experimento de caída se logra determinaciones de los parámetros x, x0, u y T suficientemente exactas para el calculo de la aceleración de gravedad.

 

 

En la prospección gravimétrica se han utilizado tres tipos de instrumentos:

1. Péndulo 2. Balanza de torsión 3. Gravímetro

1. Péndulo

2. La balanza de torsión

La balanza de torsión mide gradientes y curvaturas en lugar de aceleraciones gravitatorias.

Balanzas de distintas configuraciones son:

1. La balanza de CAVENDISH 2. La balanza de torsión estándar de EÖTVÖS 3. La variante de la balanza de torsión estándar 4. La balanza de barra inclinada

 

La balanza de EÖTVÖS

La balanza de EÖTVÖS está equipada con dos pesos iguales situados a distintas alturas y unidos solidariamente. Este conjunto está suspendido de un hilo de torsión de tal manera que la construcción puede girar libremente en torno del hilo en el plano horizontal. En su disposición más común el soporte es una barra ligera. Una de las masas reposa en uno de los extremos de la barra, la otra masa suspende del otro extremo de la barra. La barra gira solamente cuando actúa una fuerza diferencial horizontal en ella o es decir cuando el campo gravitatorio terrestre de las proximidades del instrumento está distorsionado de tal manera que las componentes horizontales en los extremos de la barra difieren.

En un campo gravitatorio que pudiera representarse por superficies equipotenciales planas y paralelas no habría ninguna rotación de la balanza puesto que las componentes horizontales actuando en los dos extremos de la balanza serían iguales. Una deformación de las superficies equipotenciales como puede originarse por la atracción de una masa enterrada haría girar la balanza con una magnitud de rotación, que depende de la magnitud de la fuerza horizontal no compensada y de la rigidez del hilo de torsión. El par de fuerzas opuestas ejercido por el hilo de torsión es proporcional al ángulo de rotación medido con respecto a su posición no torsionada. Las masas de la balanza de

torsión se desplazan paralelamente a la superficie terrestre y mediante un movimiento giratorio desde una zona de potencial gravitatorio alto hacia una zona de potencial gravitatorio más bajo.

La variante de la balanza de torsión estándar de EÖTVÖS empleada en trabajos de campo se constituye de dos barras paralelas de unos 40cm de largo con dos pesos sujetados en los dos extremos de cada una de las barras. Los dos pesos superiores están apoyados en una de las barras, los dos pesos inferiores suspenden a unos 60 a 70cm por debajo de la otra barra. Cada peso tiene una masa de 25g. Las rotaciones pequeñas causadas por el efecto de una fuerza diferencial horizontal se amplifican por medio de un sistema óptico.

En una estación de observación se debe tomar por lo menos seis lecturas: se orienta el par de barras en tres direcciones separadas entre sí 120º y se realiza por lo menos una lectura para cada barra en cada una de las tres distintas direcciones. Estas lecturas posibilitan la determinación del gradiente de gravedad y la curvatura.

En áreas favorables la balanza de torsión puede alcanzar una precisión semejante a aquella de gravímetros modernos. No obstante hoy día la balanza de torsión no está más en uso por la cantidad de lecturas necesarias para una estación de observación y por el tiempo gastado en estas lecturas.

 

Se distingue los dos siguientes tipos de gravímetros

1. Gravímetros estables 2. Gravímetros inestables

1. Gravímetros estables

Los gravímetros estables poseen un solo elemento para equilibrar la fuerza gravitatoria con otra fuerza mensurable a través de un desplazamiento de tipo linear, angular o eléctrico y que se puede amplificar y medir directamente. Para un resorte sencillo por ejemplo el desplazamiento se refiere a una variación en su longitud.

Gravímetro GULF

En la tierra firme el gravímetro estable GULF fue utilizado frecuentemente. El elemento sensible de este gravímetro es un resorte aplanado y enroscado en forma de un hélice con la superficie plana paralela al eje del resorte. Una masa suspende en su extremo inferior. Cada variación en la atracción gravitatoria ejercida sobre la masa provoca una rotación y un alargamiento del resorte. Efectivamente el movimiento rotatorio del extremo inferior del resorte es mayor en comparación con su desplazamiento vertical y por consiguiente más fácilmente se puede medirlo. Un espejo puesto rígidamente en el extremo inferior del hélice permite medir la rotación del resorte desviando un haz de rayos de luz. Un sistema de espejos amplifica el recorrido del haz de rayos de luz de tal modo alcanzando una precisión de 0,02mgal.

Gravímetro de HARTLEY

El gravímetro de HARTLEY (fig.10-8) es del tipo estable y se constituye de un peso suspendido de un resorte. Por variaciones en la aceleración gravitatoria de un lugar al otro el resorte principal se mueve y puede ser vuelto a su posición de referencia por medio de un movimiento compensatorio de un resorte auxiliar o de regulación manejable por un tornillo micrométrico. El giro del tornillo micrométrico se lee en un dial, que da una medida de la desviación del valor de la gravedad con respecto a su valor de referencia. Por la posición del espejo en el extremo de la barra, su desplazamiento es mayor que el desplazamiento del resorte principal y como el recorrido del haz luminoso es grande, se puede realizar medidas de precisión cercanas al miligal.

 

2. Gravímetros inestables

En los gravímetros inestables la fuerza gravitatoria está mantenida en un equilibrio inestable con una fuerza restauradora. La inestabilidad se debe a una tercera fuerza la cual intensifica el efecto de cualquiera variación en la gravedad con respecto al valor correspondiente a su equilibrio. Para variaciones pequeñas la tercera fuerza generada por una variación con respecto al equilibrio es proporcional a la magnitud de la variación y actúa en la misma dirección.

Gravímetro de THYSSEN (Fig. 10-10)

Este gravímetro del tipo inestable se constituye de una barra con un peso suspendido en uno de sus extremos, un resorte formando el otro extremo y de un peso auxiliar situado encima del eje de rotación de la barra. En la posición del equilibrio la fuerza de gravedad (m ´ g0) que actúa en el peso principal esta equilibrada con la fuerza análoga del resorte principal (véase Fig.10-10a) y el peso auxiliar no ejerce ningún momento de giro sobre la barra. Una variación pequeña en la aceleración de gravedad g (véase Fig.10-10b) inclinará la barra ligeramente y el peso auxiliar quedará desplazado de tal modo ejerciendo un momento reforzador para la fuerza gravitatoria. El desplazamiento del peso auxiliar causa un alargamiento adicional del resorte. La lectura se realiza a través de un haz de rayos de luz que incide y se refleja en un espejo situado en el extremo superior de la barra, en que está suspendido el peso principal.

En el caso de variaciones pequeñas de la gravedad el estiramiento o la contracción del resorte respectivamente son proporcionales a la variación de la gravedad e igualmente al desplazamiento del haz de rayos de luz en la escala. Prácticamente se utiliza dos haces luminosos paralelos y dos espejos correspondientes a los dos pesos del gravímetro. La precisión del gravímetro está en el orden de 0,25mgal.

Gravímetro de La Coste-Romberg (Fig.10-11)

Este gravímetro del tipo inestable se basa en el mismo principio que el de un sismógrafo sensible para movimientos verticales del suelo y de periodo largo.

Se constituye de un peso situado en el extremo de un brazo y contrarestado por un resorte. Cualquier movimiento del peso causado por variaciones en la gravedad desplaza el brazo (barra) ligeramente. En consecuencia el ángulo formado por el brazo y el

resorte varía de tal manera que el momento ejercido por el resorte sobre el brazo se modificará en el mismo sentido que el momento generado por la variación de la gravedad. En esta construcción el resorte principal figura como elemento inestable posibilitando la amplificación de pequeñas variaciones de la gravedad.

En la práctica el movimiento causado por una variación en la gravedad se anula mediante de un tornillo regulable, que desplaza el punto de apoyo del resorte principal. La magnitud del giro que se da al tornillo para restaurar la posición inicial del brazo es una medida para la variación de la gravedad.

En el gravímetro de La Coste-Romberg el resorte principal es de 'longitud cero'. Así el desplazamiento del resorte de su posición de equilibrio originado por el peso del brazo estando en la posición cero (de equilibrio) es contrarestado por la tensión dirigida en sentido opuesto y que actúa sobre el resorte cuando este se está desplazando. Con esta disposición el alargamiento del resorte causado por un incremento de gravedad es proporcional al incremento en la fuerza que actúa en contra del desplazamiento del resorte. Además la lectura positiva por un incremento de gravedad es numéricamente igual a la lectura negativa debida a un decremento en la gravedad de la misma magnitud (debido a la reflexión simétrica).

 

Las figuras 10-7, a 10-16 y figura 87B ilustran otros tipos de gravímetros y su construcción.

 

 

7. Interpretación

7.1 Gradientes

La comparación de las anomalías gravimétricas observadas con las producidas por cuerpos geométricos simples es un método común de estimar las dimensiones y la profundidad del cuerpo causante de la anomalía. Los gradientes altos de la anomalía observada son de interés particular porque estos gradientes a menudo permiten las menos ambiguas interpretaciones acerca de la profundidad, la ubicación y la inclinación de los lados extremos del cuerpo causante de la anomalía. En circunstancias favorables la asimetría de los gradientes puede entregar las informaciones útiles acerca de la geometría del cuerpo causante de la anomalía.

En lo siguiente se considera una lámina horizontal semi-infinita con un lado extremo inclinado enterrado en el subsuelo a cierta profundidad. La posición del gradiente más alto con respecto al centro del gradiente entero indica la dirección de inclinación del lado extremo de la lámina horizontal.

Caso 1: El lado extremo de la lámina horizontal es vertical. El gradiente más alto coincide con el centro del gradiente entero de la curva (fig. 14-13, case 1).

Caso 2: El lado extremo de la lámina horizontal posee una pendiente negativa o es decir el lado extremo se inclina debajo del cuerpo. El gradiente más alto de la curva se encuentra en la parte baja de la curva (fig. 14-13, case 2).

Caso 3: El lado extremo de la lámina horizontal posee una pendiente positiva o es decir el lado extremo se inclina hacia fuera con respecto a la lámina horizontal. El gradiente más alto se sitúa en la parte alta de la curva (fig. 14-13, case 3).

 

7.2 Estimación de la profundidad

En el caso de un cuerpo cilíndrico alongado horizontal de un cierto radio R y una cierta densidad se considera el efecto gravitatorio ejercido por este cuerpo en la superficie terrestre a lo largo de un perfil perpendicular con respecto al eje longitudinal de este cuerpo. La formula para el efecto gravitatorio vertical a una cierta distancia x con respecto al eje longitudinal del cuerpo enterrado en el subsuelo en una cierta profundidad z es:

gz = 12,77 (2/z) (1 + (x/z)2)-1.

gz sale en mgal, si r, z y x se insertan en kilopies y se inserta en g/cm3.

El efecto gravitatorio máximo se produce a una distancia x = 0. Se define x1/2 como la distancia en que gz ha disminuido la mitad de su valor máximo. La distancia x1/2 se denomina la semianchura. El valor de la proporción entre la gravedad a la distancia x = 0 y la gravedad a la distancia x1/2. es 2, por consiguiente vale:

2 = 1 + (x1/2/z)2, donde x1/2 = z. Es decir la profundidad del cuerpo equivale a la semianchura de la curva representativa para la anomalía si se observa el efecto gravitatorio a lo largo de un perfil perpendicular con respecto al eje longitudinal del cuerpo cilíndrico.

El radio R del cilindro se puede determinar a partir del valor máximo del efecto gravitatorio gzmax y a partir de la profundidad z como sigue:

R = (gzmax2 z)/(12,77 ).

 

Para un cuerpo esférico causante de una anomalía gravitatoria en la superficie terrestre la semianchura de la curva correspondiente se calcula de modo siguiente:

x1/2 = z/1,305, por consiguiente z = 1,305 x1/2.

El modelo del cuerpo esférico se puede aplicar a domos de sal o a un rasgo morfológico esférico sobresaliente del basamento por ejemplo.

 

7.3 Ejemplos

7.3.1 Domos de sal

Generalmente un domo de sal ubicado en profundidad somera en la corteza terrestre está rodeado por rocas más densas. En consecuencia en la superficie se detectan un mínimo o bajo de gravedad. Como frecuentemente los domos de sal también están cubiertas con una formación rocosa más densa a veces se produce un aumento local de la gravedad dentro del mínimo de extensión más amplia causado por el domo de sal (veáse fig. 11-10: perfil gravimétrico del domo salino de Damon Mound, Texas).

 

7.3.2 Anticlinales

Una sucesión estratificada y plegada de formaciones con diferencias apreciables en su gravedad se reflejará en diferencias de la intensidad de la gravedad en la superficie terrestre.

En el caso que las capas de densidad superior a la media de la sucesión están cerca de la superficie, como en la charnela de un anticlinal, esta línea marcará el eje del alto gravimétrico.

En el caso que las capas de densidad inferior a la media de la sucesión están cerca de la superficie el eje del anticlinal está asociado con un bajo gravimétrico.

 

7.3.3 Arrecifes de caliza

Los arrecifes de caliza son prometedores para la prospección petrolífera. Su localización a través del método gravimétrico depende en primer lugar del contraste de densidad entre las rocas formadores del arrecife de caliza y las rocas, que rodean el arrecife. Las variaciones de la intensidad gravitatoria son del orden de aproximadamente 0,3mgal a unos 0,1mgal más.

 

7.3.4 Masas metálicas

En el caso de un depósito de cromo la densidad alta del cromo (rcromo = 0 3,99g/cm3) favorece la localización de un depósito de este tipo aplicando el método gravimétrico. En Cuba en la provincia Camaguey se realizó un levantamiento gravimétrico con el objetivo de ubicar un depósito de cromo. Se estableció una red de estaciones de observación con un espaciamiento de 20m y se midió la variación de la gravedad con un error probable en el orden de 0,016mgal para cada medición (véase fig. 11-14). De esta manera se podía detectar anomalías gravimétricas del orden de 0,05mgal interesantes desde el punto de vista practica.

 

Véase figuras 8-2 a 8-6, 92, 93, 97, 105, 11-10, 11-14, 12-1, 12-8 a 12-14.

 

 

8. Aplicaciones

Por medio del método gravimétrico se puede detectar contrastes de densidad existentes en la corteza terrestre debido a los distintos tipos de rocas, que constituyen la corteza terrestre. La mayoría de las rocas sedimentarias por ejemplo es menos densa en comparación a las rocas, que forman el basamento. En consecuencia con el método gravimétrico se puede delinear la interfase o el limite entre las rocas sedimentarias y las rocas del basamento subyacentes o las dimensiones de cuencas sedimentarias formando lechos o otras depresiones en las rocas del basamento. El método gravimétrico es muy útil en la exploración inicial de áreas cubiertas por una capa uniforme, que esconde los afloramientos y la estructura del subsuelo. La cubierta puede componerse de vegetación densa, de agua somera o de aluviones por ejemplo. Los fines de la década sesenta un gravímetro portado por barco fue desarrollado, lo que empujó la exploración gravimétrica de los márgenes continentales de cubierta somera de agua. Combinando los datos gravimétricos con los resultados de la exploración sísmica el geofísico puede identificar más claramente estructuras y formaciones geológicas como domos de sal o de rocas ígneas por ejemplo en comparación con la aplicación de solo uno de estos métodos geofísicos de exploración.

En la exploración minera se aplica el método gravimétrico en la búsqueda de minerales pesados como la cromita por ejemplo. Debido al contraste alto de densidad entre los minerales pesados y las rocas adyacentes más livianas se puede delinear la distribución y dimensión de las rocas de diferentes densidades por medio del método gravimétrico. Los canales antiguos son prometedores para acumulaciones de menas de oro y de uranio. Frecuentemente ellos están hundidos y escondidos debajo de una cubierta de otras rocas. Debido al contraste de densidad entre el relleno menos denso de estos canales, que hacen incisiones en rocas de mayor densidad, el método gravimétrico está capaz de delinear la forma de estos canales.

Los estudios de reconocimiento regional por medio del método gravimétrico pueden resultar en el levantamiento de estructuras geológicas de importancia regional tales como fallas o lineamientos, que son prometedores para acumulaciones de minerales y mineralizaciones.

Además se emplea el método gravimétrico para distinguir anomalías electromagnéticas causadas por sulfuros macizos de aquellas causadas por grafitos de densidad relativamente pequeña, por ejemplo en el escudo canadiense se realizaron tales estudios.

 

7. Los métodos eléctricos

 

7.1 Los métodos eléctricos y electromagnéticos de prospección

7.2 Las propiedades eléctricas asociadas con las rocas

7.3 Métodos de resistividad basándose en la transmisión de corriente directa en el subsuelo

7.4 Polarización inducida 

7.5 Método de potencial propio

 

 

7.1 Los métodos eléctricos y electromagnéticos de prospección

Según la naturaleza de la fuente eléctrica o electromagnética empleada se clasifica los métodos eléctricos y electromagnéticos como sigue:

Métodos, que utilizan campos naturales

  Métodos, que utilizan señales artificiales producidas en la superficie o en el aire

Alta (métodos telúricos y magnetotelúricos)

Penetración en el subsuelo

Limitada

  Campo Mejor conocimiento y control de la fuente eléctrica

  Parámetros Alta variedad en parámetros adecuados para resolver el objeto de exploración

Exploración petrolífera Aplicación  

Métodos eléctricos y electromagnéticos comunes

Campo natural como fuente Fuentes artificialmente controladas

Método magnetotelúrico Resistividad eléctrica

Método telúrico-magnetotelúrico 'Transient soundings' (TEM)

Método de audiofrecuencia Polarización inducida

Método de audiofrecuencia magnética Inducción electromagnética

Método de corriente telúrica 'Ground penetrating radar'

EM array profiling  

Potencial propio  

 

7.2 Las propiedades eléctricas asociadas con las rocas

Los métodos eléctricos se basan en tres fenómenos y propiedades asociadas con rocas

1. La resistividad o es decir el reciproco de la conductividad = determina la 'cantidad' de la corriente, que pasa por una roca al aplicar una diferencia potencial específica.

2. La actividad electroquímica causada por los electrolitos, que circulan en el subsuelo = la base para los métodos magnéticos, de potencial propio y de polarización inducida.

3. La constante dieléctrica indica la capacidad de material rocoso de guardar carga eléctrica y determina parcialmente la repuesta de formaciones rocosas a las corrientes alternas de alta frecuencia introducida en la tierra a través de los métodos inductivos o conductivos.

1. Resistividad específica

La resistividad específica se define como la resistencia R de un cilindro conductivo con una longitud unitaria l y una dimensión unitaria de su sección transversal S. Supuesto que la resistividad específica del cilindro conductivo sea r , la longitud sea l, la dimensión de la sección transversal sea S, la resistencia R se expresa como sigue:

R = ( S)/l.

La unidad de la resistividad específica es m = Ohm metros.

La densidad de la corriente J está relacionada con el campo eléctrico E y con la resistividad específica según la ley de Ohm:

J = (1/) E o J = E,

donde la conductividad   = 1/ , la unidad de es mhol/m = 1/m = siemens/m.

Los factores, que determinan la resistividad eléctrica de una roca, son los siguientes:

Porosidad Composición química del agua, que llena los espacios porosos de la roca, como

su salinidad por ejemplo. Conductividad de los granos minerales, aún en la mayoría de los casos es un

factor mucho menos importante en comparación a los dos factores anteriores.

En las rocas porosas situadas encima del nivel del agua subterránea en una profundidad somera del subsuelo y en las rocas situadas en profundidades tan altas, que todos los espacios porosos están cerrados por la presión ambiental, la corriente se mantiene en forma de la conducción electrónica y ocurre adentro de los granos minerales. En estas

condiciones la resistividad eléctrica depende de las verdaderas propiedades microscópicas de la roca.

En el caso de las rocas, cuyos espacios porosos están saturados con fluidos la resistividad eléctrica de la roca depende en primer lugar de la resistividad de los fluidos. El mecanismo conductivo principal es electrolítico.

Una relación empírica llamada la ley de ARCHIE describe como la resistividad eléctrica , la porosidad y la resistividad del fluido w dependen entre sí.

= a -m  s-n w, donde

s = porción de los espacios porosos llenados con agua u otro tipo de fluido n 2 a es una constante con 0,6 < a < 2,5 m es una constante con 1,3 < m < 2,5.

Todos los métodos eléctricos sensibles para la resistividad y empleados en la superficie detectan la resistividad eléctrica total de un volumen de roca situada en cierta profundidad (in situ). Los valores de resistividad eléctrica obtenidos de esta manera reflejan la combinación de los efectos de todos los mecanismos conductivos.

El rango de resistividad eléctrica de las rocas es amplio y se extiende desde 10-2 a 108m y mayor.

Rocas y minerales son

conductores buenos con < 1,0 m conductores intermedios con = 1 - 100 m conductores pobres con > 100 m.

 

Efecto de la 'edad geológica' o es decir de la compactación a la resistividad eléctrica

Se podría esperar un incremento de la resistividad relativamente uniforme con mayor edad geológica de una roca sedimentaria debido a la mayor compactación asociada con el mayor espesor de las rocas situadas encima de las rocas más antiguas. Pero los valores de resistividad de la mayoría de las rocas sedimentarias de la Terciaria son anormalmente altos. Este fenómeno se interpreta con la deposición de gran cantidades de rocas sedimentarias en agua dulce en la Terciaria. Las rocas sedimentarias del Mesozoico se caracterizan por valores de resistividad más bajos en comparación a aquellos de las rocas sedimentarias de la Terciaria puesto que se depositaron mayoritariamente en las aguas saladas de las cuencas marinas.

Valores de resistividad específica en m para varios tipos de rocas saturadas con agua

Edad Arena Arenas Rocas Granito, gabro Caliza,

geológica marina, pizarra,

grauwaca

terrestres, argilita, arcosa

volcánicas como

basaltos, riolitas, tobas

dolomia, anhidrita, sal

Cuaternario, Terciario

1 - 10 15 - 50 10 - 200 500 - 2000 50 - 5000

Mesozoico 5 - 20 25 - 100 20 - 500 500 - 2000 100 - 10.000

Carbonífero 10 - 40 50 - 300 50 - 1000 1000 - 5000 200 - 100.000

Paleozoico, hasta el fin de carbonífero

40 - 200 100 - 500 100 - 2000 1000 - 5000 10.000 - 100.000

Precámbrico 100 - 2000 300 - 5000 200 - 5000 5000 - 20.000 10.000 - 100.000

No se puede encontrar una diferencia consistente entre los rangos de resistividad de los varios tipos de rocas. Estadísticamente la resistividad específica de las rocas metamórficas y las rocas ígneas parece ser mayor en comparación a la de las rocas sedimentarias.

 

Aplicaciones de los métodos eléctricos y electromagnéticos son las siguientes:

Los contrastes en la resistividad específica de las rocas, que construyen el subsuelo permiten el levantamiento electromagnético en la superficie y relacionar sus resultados con estructuras geoeléctricas situadas en la profundidad.

Algunas rocas tienden tener una resistividad específica anormalmente baja o es decir una conductividad anormalmente alta respecto con las rocas en sus alrededores. En estos casos se puede ubicar tales rocas midiendo las anomalías de resistividad en la superficie.

Muchos sistemas geotermales están asociadas con rocas altamente conductivas situadas en la profundidad.

Los métodos eléctricos y electromagnéticos no alcanzan las resoluciones altas de las reflexiones sísmicas.

 

Actividad electroquímica

La actividad electroquímica en las rocas depende de su composición química y de la composición y de la concentración de los electrolitos disueltos en el agua subterránea, que está en contacto con las rocas. La actividad electroquímica determina la magnitud y

el signo del voltaje desarrollado cuando la roca está en equilibrio con el electrolito. La actividad electroquímica en la profundidad es responsable para los potenciales propios medidos en la superficie.

 

Constante dieléctrica

La constante dieléctrica es una medida para la capacidad de un material situado en un campo eléctrico de ser polarizado o es decir una medida de la polarizabilidad P de un material situado en un campo eléctrico E. La polarizabilidad P o el momento eléctrico por unidad de volumen es proporcional al campo eléctrico E. La constante de proporcionalidad es la susceptibilidad . El flujo eléctrico total por unidad de área (en analogía a la densidad del flujo magnético en la magnetometría) es E + 4 P o (1 + 4 ).

La constante dieléctrico es 1 + 4 , en analogía a la permeabilidad magnética. La corriente de desplazamiento D es E. La corriente de desplazamiento representa otro mecanismo conductivo, cuya magnitud es significante sólo en materiales de muy alta resistividad y para altas frecuencias. En unidades electrostáticas las unidades de E, D y P son V/cm. La susceptibilidad eléctrica y la constante dieléctrica son constantes y no llevan dimensiones.

La constante dieléctrica determina la capacidad inductiva efectiva de una roca y su repuesta estática con respecto a un campo eléctrico directo o alterno aplicado.

Algunos valores de la constante dieléctrica son:

Para el vacío = 1 Para la mayoría de las rocas compactas = 6 a 16 esu (unidades electrostáticas) Para suelos húmedos y arcillas > 16 a 40 y 50 esu.

A frecuencias menores a 100Hz la constante dieléctrica no depende de la frecuencia, altas frecuencias influyen la constante dieléctrica. La constante dieléctrica es sensible a la temperatura, con temperaturas mayores el valor de la constante dieléctrica sube.

 

7.3 Métodos de resistividad basándose en la transmisión de corriente directa en el subsuelo

La resistividad es una propiedad eléctrica fundamental de los materiales rocosos relacionada estrechamente con su litología. Por lo tanto la determinación de la distribución de la resistividad en el subsuelo a través de mediciones realizadas en la superficie terrestre puede entregar informaciones útiles acerca de la estructura o la composición de las formaciones geológicas, que construyen el subsuelo. Un método común consiste en la transmisión de corriente directa en el subsuelo. Generalmente se emplea una configuración de cuatro electrodos, un par tiene la función de introducir la corriente en el subsuelo, con el otro par se mide el potencial asociado con la corriente introducida en el subsuelo.

Otros métodos de resistividad son los siguientes:

El método ‘potencial-drop-ratio’ El método ‘direct current resistivity-soundings’ = el método de sondeos de resistividad

con corriente directa.

Todos estos métodos se aplican entre otros en las exploraciones mineras, en la prospección de agua subterránea y en la prospección petrolífera, donde la profundidad limitada de penetración y la naturaleza conductiva de muchas estructuras prometedoras para llevar petróleo restringen las aplicaciones a estructuras ubicadas en profundidad somera (5000pies = 1524m).

 

Flujo (corrido) de corriente y potenciales entre los electrodos ubicados en la superficie

Consideramos la siguiente configuración

Dos electrodos se insertan en el subsuelo y se aplican un voltaje externo a ellos, un flujo de corriente atravesará por la Tierra desde un electrodo al otro. Las líneas de flujo de la corriente siempre son perpendiculares a los planos equipotenciales. A lo largo de los planos o superficies equipotenciales el potencial es constante. La variación del potencial o del voltaje respectivamente superpuesto a los electrodos A y B se distribuye a lo largo del espacio ubicado entre ambos electrodos. En un conductor homogéneo como supuesto en la figura arriba presentada (ielect1b) el potencial respecto al electrodo A, que se observa a lo largo de un plano vertical, que corta la superficie en el punto C (ubicado en la mitad entre los electrodos A y B) tendrá la mitad del valor correspondiente al electrodo B. Si se podría medir el potencial en el subsuelo se observará que el potencial tiene el mismo valor como en cada punto de la superficie terrestre. Tal punto como D por ejemplo, donde la proporción de las distancias desde este punto D hasta el punto A y hasta el punto B es igual a la misma proporción medida en la superficie terrestre. En el caso de D la proporción es 1/3. La línea, que se extiende desde D hacia abajo y se dobla debajo de A es la traza de la superficie equipotencial con respecto al plano vertical, que contiene los electrodos A y B.

La parte 2 (fig. ielec1bb)  muestra donde una familia de las superficies equipotenciales interseca la superficie, que contiene los electrodos A y B. Las líneas equipotenciales siempre son perpendiculares a las líneas de flujo de corriente debido a que ningún componente de la corriente ubicado en cualquier punto puede fluir a lo largo de una línea potencial.

El campo eléctrico E se define en cualquier punto con el gradiente de la función potencial V como sigue: E = - V,           donde -= gradiente y V = potencial.

El potencial se disminuye como 1/r, donde r es la distancia con respecto al electrodo de corriente. Inyectando una corriente I a través de un electrodo situado en la superficie en un semi-espacio homogéneo de resistividad r el potencial presente en otro punto P ubicado en una distancia r con respecto al electrodo, que emite la corriente será:

Vp = [(I )/2] (1/r),

donde  Vp = potencial presente en un punto de observación P

I = corriente inyectado en el suelo

= resistividad

r = distancia entre el punto de observación y el electrodo, que emite la corriente.

En principio se puede detectar la configuración de las líneas equipotenciales en cada lugar de la superficie terrestre a través de las mediciones de las diferencias de potencial o de voltaje, que ocurren entre un par de electrodos colocados en la superficie terrestre. La variación de voltaje V refleja en la superficie la interacción entre la fuente que conduce la corriente directa I por el medio resistivo y la estructura geoeléctrica situada en el subsuelo. El objetivo de los sondeos de corriente directa (dc soundings) consiste en deducir la naturaleza y la distribución de las resistividades eléctricas establecidas debajo de la superficie terrestre a partir de las mediciones

superficiales de la intensidad de la fuente emisora I (corriente directa I) y los voltajes inducidos V.

Para la exploración el caso más sencillo es el caso 1-D (unidimensional) donde la variación de las resistividades del subsuelo es completamente vertical, es decir donde la variación se produce a lo largo del eje z correspondiente a la profundidad. En este caso el modelo geoeléctrico puede constituirse de varios estratos horizontal y lateralmente homogéneos variándose discreta o continuamente a lo largo de la vertical y cuya resistividad se expresa por el término (z). Generalmente en este caso con un aumento del espaciamiento y de la extensión bidimensional de la corriente superficial y de los electrodos de voltaje se logra la detección de las variaciones de la resistividad correspondientes a profundidades mayores. Este hecho sigue siendo válido incluso en el caso que se producen algunas variaciones laterales o heterogeneidades de las resistividades en el subsuelo.

Un ejemplo para el caso unidimensional consiste en una distribución muy regular del flujo de corriente perturbada por cuerpos distintamente conductivos enterrados en el subsuelo (véase figura electri2.cdc). Las anomalías conductivas tienden a concentrar las corrientes eléctricas mientras que los cuerpos resistivos obligan las corrientes a desviarse alrededor de ellos.

 

 

Resistividad aparente

La resistividad aparente (función de repuesta) a se evalúa o se estima a partir de las mediciones realizadas en la superficie. Las resistividades aparentes normalmente son funciones de una variable relacionada con la profundidad de penetración.

En lo siguiente se considera un medio sólido semi-infinito con una resistividad uniforme . En este medio se introduce una corriente I a través de dos electrodos A y B colocados en la superficie terrestre. El gradiente de potencial se mide a través de dos otros electrodos puestos en las posiciones C y D entre los dos electrodos emisores A y B, tal como la figura siguiente ilustra.

El potencial registrado en el electrodo C es:

VC = ((I )/2) ((1/r1) – (1/r2)),

donde  r1 = distancia entre el electrodo potencial C y el electrodo de corriente A,

            r2 = distancia entre el electrodo potencial C y el electrodo de corriente B.

El potencial medido en el electrodo D se calcula como sigue:

VD = ((I )/2) ((1/R1) – (1/R2)),

donde  R1 = distancia entre el electrodo potencial D y el electrodo de corriente A,

            R2 = distancia entre el electrodo potencial D y el electrodo de corriente B.

La diferencia de potencial V, que se mide por un potenciómetro entre los electrodos C y D, es igual a VC – VD = ((I )/2) ((1/r1) – (1/r2)) - ((I )/2) ((1/R1) – (1/R2)).

Resolviendo lo último hacia se obtiene un valor asignado a la resistividad aparente a:

a = ((2 V)/I) 1/((1/r1) – (1/r2) – (1/R1) – (1/R2)).

Expresado en unidades SI y empleando para la variación del potencial V la unidad voltas, para la corriente I la unidad amperes y para las distancias la unidad metros se obtiene la unidad ohm-metros (m) para la resistividad aparente a. El resultado no depende de las posiciones de los electrodos y no se ve afectado cuando se reemplaza los electrodos corrientes por los electrodos de potencial y viceversa.

Con esta configuración se determina la resistividad aparente de un medio homogéneo, semi-infinito. La resistividad aparente se calcula conociendo la diferencia de potencial V,  la corriente I introducida en el subsuelo y los factores geométricos característicos para esta configuración r1, r2, R1y R2. La diferencia de potencial V se mide por un potenciómetro colocado entre los electrodos C y D y la intensidad de la corriente I introducida en el subsuelo se mide por medio de un amperímetro colocado entre los electrodos de corriente A y B. Los factores geométricos están determinados por la configuración de los electrodos.

Para calcular la resistividad aparente a se aplica la formula siguiente, la cual se ha deducido en la pagina anterior, que lleva el bosquejo de la configuración:

a = ((2 V)/I) 1/((1/r1) – (1/r2) – (1/R1) – (1/R2)).

El valor de la resistividad aparente a obtenido a partir de la última ecuación coincide con el valor de la resistividad verdadera solo si la resistividad verdadera es uniforme en el subsuelo. En todos los demás casos la resistividad aparente debe ser considerada una repuesta a la distribución actual de las resistividades lateralmente homogéneas en el subsuelo basándose en las mediciones realizadas en la superficie. Si los electrodos están colocados a lo largo de una línea y se aumenta su espaciamiento en manera sistemática entonces la variación de la resistividad aparente en función del espaciamiento de los electrodos permite determinar la variación de la resistividad con la profundidad aumentándose dentro de los limites de resolución, los cuales dependen de la distribución vertical de las resistividades y de la calidad de los datos.

En lo siguiente se considera un caso de dos estratos limitados por una interfase horizontal. El estrato superior posee la resistividad 1, el estrato inferior tiene una resistividad 2 < 1. Entre los electrodos de corriente A y B las líneas de flujo de la corriente se dirigen hacia abajo como ilustrado en la siguiente figura, porque la resistividad mas baja 2 correspondiente al estrato inferior facilita el corrido de la corriente en el estrato inferior. Por la misma razón, la corriente total es mayor en comparación con el caso que el estrato superior se extendiera infinitamente hacia abajo. Cuanto mas alta la profundidad de la interfase entre los dos estratos tanto más pequeño será el aumento del flujo de corriente. Cuanto mayor es el espaciamiento de los electrodos de corriente en función con la profundidad de la interfase tanto mayor será el efecto del estrato inferior de menor resistividad a la corriente, que fluye entre ambos electrodos.

 

Atrás

En el caso de dos estratos horizontales y en el caso que el espaciamiento es pequeño entre los electrodos de corriente en comparación con la potencia e de la capa superior, la resistividad aparente a sería igual a la resistividad 1 correspondiente a la capa superior, debido a que una porción muy pequeña de la corriente penetraría por la interfase hacia la capa inferior.

En el caso de un espaciamiento grande entre los electrodos de corriente en comparación con la potencia e de la capa superior la resistividad aparente a se acerca a la resistividad 2 correspondiente a la capa inferior, pues que la porción de la corriente correspondiente a la capa superior se vuelve despreciablemente pequeña. La figura ilustra una curva esquemática de la resistividad aparente en función del espaciamiento entre los electrodos de corriente para el caso de dos capas con interfase horizontal. El comportamiento asintótico de la resistividad aparente puede proveer una intuitiva guía en lo que concierne resistividades muy someras y muy profundas.

 

Configuraciones de electrodos y procedimientos en terreno

Hoy día una variedad grande de configuraciones está en uso para los estudios a partir de la superficie. En varias configuraciones los pares de electrodos de corriente y de potencial se orientan a lo largo de una línea. Generalmente los electrodos de potencial se colocan entre los dos electrodos de corriente puestos en los lados extremos del perfil. En lo siguiente se describe las configuraciones más comunes, las cuales son:

Configuración de Schlumberger Configuración de Wenner Métodos de dipolos

 

Configuración de Schlumberger

Atrás

La configuración de Schlumberger (véase figura) se emplea para mediciones de la resistividad aparente. En la configuración de Schlumberger el operador expande el espaciamiento de los electrodos aumentando la distancia entre los electrodos corrientes durante el transcurso de las mediciones. El aumento del espaciamiento se realiza típicamente a escala logarítmica. Se asume un espaciamiento infinitesimal para los electrodos de potencial. Los valores observados del potencial pueden ser ajustados equivalentemente / correspondientemente. La resistividad aparente medida en el centro de la configuración es:

a = (((s2 – (a2/4)))/a) (V/I),

donde  s = mitad del espaciamiento de los electrodos de corriente (en la figura AB/2)

           a = espaciamiento de los electrodos potenciales M y N., usualmente a es relativamente pequeño.

           V = diferencia de potencial

            I = corriente introducida en el subsuelo.

Para un dipolo puntiforme la resistividad aparente se calcula como sigue:

a = ( s2)/a (V/I).

Tomando en cuenta la precisión máxima realizable (posible a lograr) en la práctica un espaciamiento entre los electrodos de potencial a < 0,05s es suficiente y la aplicación de la formula valida para el dipolo puntiforme está permitida para delinear la resistividad aparente a partir de las mediciones del voltaje V en terreno y para delinear la corriente I versus el espaciamiento de los electrodos de corriente s.

 

Configuración de Wenner

 

La configuración de Wenner es un caso especial de la configuración de Schlumberger. La configuración de Wenner (véase figura) es una configuración común para las mediciones de la resistividad. Cada electrodo de potencial está separada del electrodo de corriente adyacente una distancia a igual a un tercio del espaciamiento de los electrodos de corriente. Para esta geometría vale la formula siguiente:

a = a (V/I).

 

Métodos con dipolos

Los métodos con dipolos son más recientes en comparación con las configuraciones de Schlumberger y de Wenner. Se los emplean frecuentemente, especialmente en la Unión Soviética antigua en los casos que requieren una penetración profunda.

Método de dos dipolos

 

En la configuración de 2 dipolos, llamada configuración dipolo – dipolo (véase la figura  puesta arriba) los electrodos de corriente usualmente están en distancia larga con respecto al par de los electrodos de potencial. Si el espaciamiento de los electrodos de corriente a es igual al espaciamiento de los electrodos de potencial b y la distancia entre los centros de los pares de los electrodos es (n + 1) a, la resistividad aparente determinada por esta configuración se obtiene a través de la formula siguiente:

a = n (n+1) (n + 2) a (V/I).

El producto (n a) entrega la distancia entre los dos pares de electrodos y ((n + 1) a) es la distancia entre los centros de los dos pares de electrodos.

Método de polo-dipolo

En la configuración polo-polo los electrodos de corriente y los electrodos de potencial poseen un espaciamiento muy grande. La resistividad aparente se calcula como sigue:

a = 2 a (V/I).

Las resistividades aparentes determinadas a partir de las configuraciones con dipolos se delinean comúnmente en un perfil seudotransversal a lo largo de la alineación de las mediciones. Tal perfil no se puede considerar como una sección vertical ilustrando variaciones de resistividad. Los valores de a se delinean para el punto, que subdivide la distancia entre el transmisor de la corriente y el receptor del potencial (voltaje) en dos partes iguales. El eje vertical corresponde con el parámetro del espaciamiento n.

Aparte de las configuraciones colineales se emplean las configuraciones no axiales con dipolos (véase fig.).

La variedad de configuraciones de electrodos en la delineación de la resistividad por medio de corriente directa (dc resistivity soundings) permite ajustar las geometrías y parámetros de las configuraciones para satisfacer las condiciones del terreno y el objetivo de la exploración. Todas las configuraciones poseen las siguientes características comunes:

Todas emplean unas fuentes y receptores similares. Todas responden a las estructuras más profundas en función del espaciamiento (de los

electrodos) incrementándose en la misma manera. Todas tienden a responder más intensamente a las anomalías resistivas como en

contrario a las anomalías conductivas.

  

Interpretación

El modo más sencillo de interpretación de las delineaciones de resistividad con corriente directa es el caso de la detección de una anomalía a lo largo de un perfil continuo. El único requerimiento consiste en la identificación de la anomalía encima del nivel del ruido.

Un caso más complejo de interpretación es la construcción de un modelo unidimensional, cuya repuesta calculada cabe bien con las observaciones en el terreno. Para muchas formaciones geológicas de interés económico el modelo de una secuencia estratificada es una presentación considerablemente adecuada. En el caso de una cubierta de rocas no consolidadas encima de rocas compactas las mediciones de resistividad posibilitan la estimación de la potencia de la cubierta de rocas no consolidadas aplicando las fórmulas validas para el caso de dos estratos. Otra aplicación frecuente consiste en la determinación de la profundidad del nivel freático (nivel superior del agua subterránea). Hoy día se conoce bien la interpretación de las curvas de la resistividad aparente en términos de modelos unidimensionales y se puede recurrir a varias soluciones del tipo ‘forward- y inverse modeling’.

Los casos bidimensionales y tridimensionales con heterogeneidades laterales son mucho más complejos. Su interpretación requiere la aplicación de algoritmos adecuados para tales modelos multidimensionales. Casos complejos consisten por ejemplo en objetos no homogéneos y en la interpretación de estructuras profundas caracterizadas por variaciones en las resistividades someras y en el relieve topográfico.

Algunos depósitos minerales caracterizados por anomalías de conductividad se pueden presentar por medio de esferoides. Sus dimensiones y su profundidad se pueden calcular a partir de los datos de resistividad aplicando formulas matemáticas diseñadas especialmente para estas formas geométricas. El mismo procedimiento se puede aplicar  en el estudio de estructuras geológicas huecas con un cierto relleno.

 

Secuencias estratificadas con interfases horizontales

Algunas soluciones teóricas están disponibles para el caso de unos pocos estratos discretos con resistividades uniformes, pero distintas para cada estrato y separados por interfases horizontales.

Hummel (1932) ha elaborado la teoría para el caso de dos y de tres estratos con interfases horizontales utilizando el método de las imágenes. Esta técnica se basa en la suposición que las fuentes de la corriente se ubican en todas las posiciones de las imágenes reflejadas de los electrodos con respecto a todas las interfases caracterizadas por una discontinuidad en resistividad en una de sus dos lados. Las reflexiones múltiples resultan en un número infinito de tales imágenes reflejadas para cada interfase. Cada reflexión provoca una pérdida de intensidad (comparable con un espejo parcialmente cubierto con plata) y las reflexiones sucesivas corresponden con fuentes situadas en distancias incrementándose. Por tales razones se debe considerar solo el efecto de los primeros múltiples para obtener un valor útil para el potencial. Para el estrato superior de la potencia h y de la resistividad a1, que yace sobre un sustrato de potencia infinita de resistividad a2, la resistividad aparente a  es:

a  = 1 (1 + 4 ((k/(1 + (2h/a)2)) – (k/(4 + (2h/a)2)) + .....

        + (kn/(1 + (2nh/a)2)) - (kn/(4 + (2nh/a)2)) + ……

donde  a = parámetro de espaciamiento de la configuración de Wenner,

             k = reflectividad de resistividad para configuraciones con corriente directa (un término parecido al coeficiente de reflexión del método de las reflexiones sísmicas),

             k = (2 - 1)/(2 + 1).

Como el modulo de k  < 1, las series convergen es decir rápidamente se acercan a cero y se necesita solo un número limitado de términos, cada uno correspondiente a una múltiple reflexión sucesiva, para formar la suma.

Con la configuración de electrodos de Wenner la resistividad aparente a es a = 2 a (V/I).

Cuando se determina la resistividad aparente a variando los valores de a, las cantidades no conocidas h y k se puede encontrar comparando las curvas observadas de a versus a con repuestas teóricas basadas en varias condiciones asumidas para una secuencia de estratos.

 

Interpretaciones de casos unidimensionales soportados por curvas de patrón (master curves)

Históricamente el procedimiento más común de interpretación de los datos de resistividad correspondientes a una cantidad pequeña de estratos horizontales es un grupo de curvas de patrón. Cada una de estas curvas es una delineación de la resistividad aparente versus el espaciamiento de los electrodos para la configuración de electrodos aplicada en terreno y para una secuencia específica de estratos. Para los estratos de la secuencia específica se asume distintas potencias y distintas razones (relaciones) de resistividad. En lo siguiente se explica el uso de las curvas de patrón para el caso de dos estratos horizontales.

 

Caso de dos estratos horizontales

El caso de dos estratos se caracteriza por un substrato homogéneo de potencia infinita, que subyace un estrato de potencia e definida. Para este caso se delinea una familia de curvas de patrón para distintos valores de la potencia h y de la reflectividad de resistividad k para las configuraciones, que emplean la corriente directa (resistivity reflectivity k = (2 - 1)/(2 + 1) ). La resistividad aparente (calculada a partir de la formula valida para la configuración electrodos de Wenner a = 2 a (V/I) se delinea versus el parámetro del espaciamiento a en la misma escala que la de las curvas de patrón. La curva de los datos observados se compara con las curvas teóricas de patrón. Los valores correctos de h y k se deducen de las características de la curva de patrón, que semeja en mayor grado a la curva de los valores observados. (véase curvas de patrón correspondientes a la configuración de Wenner, en prep.).

Las curvas de patrón comúnmente se delinean a escala logarítmica como ilustra el diagrama con las curvas de patrón para la configuración de Schlumberger (en prep.). La abscisa es el logaritmo de s/h, donde s = mitad del espaciamiento de los electrodos de corriente y h = potencia del estrato superior. La ordenada es el logaritmo de la razón de la resistividad aparente y su valor limitea1: a/1. Si la condición de dos estratos con una interfase horizontal entre sí está cumplida, los únicos parámetros no conocidos son la resistividad correspondiente al estrato inferior 2: y la potencia h. En tales diagramas logarítmicos la curva experimental de resistividad, que se ajusta en la mejor manera a las mediciones realizadas en el terreno será paralela a la curva de patrón aplicable. Si la potencia h del estrato superior no está conocida, lo

que generalmente es así, solo se necesita asumir un valor arbitrario para la profundidad para delinear los datos experimentales. El valor de s/h de la curva de patrón que sigue lo más estrechamente la curva basada en los datos observados permite determinar la potencia del estrato superior.

Hoy día la interpretación de casos unidimensionales de mediciones de resistividad con corriente directa por medio de curvas de patrón tiene una importancia didáctica e histórica y está reemplazada por algoritmos rápidos y eficientes disponibles para incluso computadores pequeños.

 

7.4 Polarización inducida

El método de la polarización inducida aplicado la primera vez el fin de la década 1940 ha sido utilizado frecuentemente en la búsqueda de depósitos de sulfuros diseminados. Durante la década 1960 se volvió el método más empleado de todas las técnicas geofísicas superficiales en la exploración minera.

Fundamentos

Algunas rocas y depósitos minerales no exhiben un potencial propio. Solo al dejar pasar una corriente por las rocas a través de un par de electrodos de corriente se genera una polarización inducida en ellos, un proceso comparable a la carga de un acumulador. Después de la interrupción de la corriente el potencial generado se puede medir un cierto intervalo de tiempo todavía, mientras que se disminuye lentamente. Se puede demostrar el voltaje inducido midiendo la diferencia de potencial entre dos electrodos colocados en la superficie un intervalo de tiempo definido después de la interrupción de la corriente.

 Más detalles acerca del método de la polarización inducida

Cuando una corriente pasa por material terrestre, que no lleva minerales metálicos la cantidad de la corriente se relaciona con el potencial solo por la resistencia óhmica de las formaciones rocosas penetradas. Si las formaciones albergan minerales metálicas las corrientes provocan un intercambio de iones, que ocurre en la superficie de contacto entre los minerales y los electrolitos disueltos en los fluidos, que llenan los espacios de poros situados entre los granos. Tal intercambio electroquímico genera un voltaje opuesto al flujo de corriente, que pasa por el material. Un voltaje adicional es necesario para superar esta barrera creada por el intercambio electroquímico. Este voltaje adicional necesario para dejar pasar la corriente por la barrera se denomina sobrevoltaje. Al apagar la corriente introducida en el subsuelo los voltajes electroquímicos se diseminan paulatinamente. Los voltajes desintegrándose paulatinamente se pueden medir un cierto intervalo de tiempo después de haber apagado la corriente introducida en el subsuelo. El voltaje varía con el tiempo disminuyéndose paulatinamente como ilustra la figura 18-52.  La razón entre la amplitud del sobrevoltaje establecido inmediatamente después de la interrupción de la corriente y la amplitud del sobrevoltaje establecido brevemente antes de la interrupción de la corriente es una medida para la concentración de los minerales metálicos en las formaciones rocosas, que han sido penetradas por la corriente.

Introduciendo una corriente alterna en el subsuelo, el sobrevoltaje observado en la superficie metálica se disminuirá con la frecuencia aumentándose, pues que el crecimiento del voltaje opuesto hasta su valor final requiere un intervalo de tiempo más largo en comparación con el periodo de tiempo que demoran los cambios de dirección de la corriente aplicada. Con la frecuencia de la corriente alterna incrementándose el sobrevoltaje alcanza un valor máximo que representa una proporción disminuyéndose de la amplitud de la corriente alterna. La razón del potencial de la polarización alterna inducida a dos distintas frecuencias está relacionada con la concentración de los minerales metálicos situados a lo largo del corrido de la corriente. Lo mismo vale para la razón entre la corriente alterna y la corriente directa.

Procedimiento en el terreno

Las técnicas empleadas en el terreno para medir la polarización inducida semejan en muchos aspectos a las empleadas para las mediciones de la resistividad. La corriente se introduce en el

subsuelo con dos electrodos. Para la transmisión de la corriente en el subsuelo se emplean transmisores. Por ejemplo el 'Induced Polarization Transmitter' (N250 I.P. Transmitter) de Crone se caracteriza por una potencia de 250W y un rango de voltaje de -120V, 212V (intensidad de corriente correspondiente I = 1,18A), 300V, 425, 600V y 850V (I = 0,3A). El potencial se mide entre dos otros electrodos después de haber interrumpido la corriente. Generalmente se mantiene la configuración de los electrodos uniforme y solo se varía la posición de la configuración lateralmente a lo largo de un perfil. Esta técnica es muy bien adecuada para el reconocimiento de áreas todavía no conocidas.

La corriente introducida en el subsuelo puede ser de

de forma de pulsos, generalmente formados como ondas cuadráticas o de forma de corrientes alternas de frecuencias muy bajas (1Hz o menos).

Los datos provenientes de las corrientes alternas de frecuencias muy bajas usualmente se comparan a una variedad de frecuencias.

Dos técnicas de introducir los pulsos de corriente en el subsuelo se emplean comúnmente.

Una técnica consiste en una sola interrupción repentina de la corriente directa pasando por el subsuelo y en mediciones subsecuentes de las características de disminución del voltaje. La corriente pasa por el subsuelo un intervalo de tiempo de 1 a 5 min. antes de interrumpirla. La duración del pulso debe ser registrada precisamente. El voltaje transitorio se registra en intervalos poco espaciados después de la interrupción de la corriente o se lo registra continuamente. Comúnmente se mide el área situado debajo de la curva voltaje-tiempo (hasta el tiempo para que el voltaje no se puede registrar más) para determinar el sobrevoltaje generado durante el corrido de la corriente.

La otra técnica hace uso de una serie de pulsos idénticos repetidos en intervalos cortos y uniformes. La forma de la señal puede ser distinta en comparación con la señal generada por un solo pulso también si el intervalo entre los pulsos repetidos es largo, pues que la señal disminuyéndose del primero pulso puede superponer la señal correspondiente al siguiente pulso. El voltaje observado durante el periodo entre dos pulsos se promedia y este promedio se usa para la interpretación de los datos.

 

Método de frecuencia variable

Este método se aplica para medir las variaciones de la resistividad aparente en función de cambios de frecuencia. La polarización que se opone a la disminución del potencial externamente aplicado tendría el mismo efecto como una resistencia conectada en serie con la resistencia actual de las formaciones excepto el caso que el efecto variaría con la frecuencia. En las rocas, que no llevan minerales que responden a la polarización inducida se producirá una disminución muy pequeña de la resistividad cuando se aumenta la frecuencia, usualmente la disminución es menor a 1%. En el caso de rocas, que responden a la polarización inducida la disminución de la resistividad será mucho mayor, de vez en cuando puede llegar a 10 o 20% para un incremento de la frecuencia de 10veces. El porcentaje P de la disminución se puede expresar por la formula siguiente:

P = ((2 - 1)/(2 1))/100%,

donde  2 = resistividad medida a una frecuencia determinada,

           1 = resistividad medida a una frecuencia 10 veces mayor.

Valores de para algunas rocas son según MARSHALL & MADDEN (1959 en DOBRIN & SAVIT, 1988):

Tipo de roca Porcentaje de disminución de la resistividad

Rocas con sulfuros concentrados > 10Menas de pórfidos cupríferos con un contenido de 2 a 10% en sulfuros

5 - 10

Rocas con trazas de una mineralización con sulfuros

2 - 5

Areniscas y rocas de silt 1 - 3Basaltos 1 - 2Granitos 0,1 – 0,5

 

Aplicaciones

Exploración de sulfuros diseminados: según ROGERS (1966, en DOBRIN & SAVIT, 1988) tomando en cuenta ciertas limitaciones en lo que concierne las dimensiones, la profundidad y la concentración de los sulfuros a través de la polarización inducida se puede detectar la presencia o ausencia de un depósito de sulfuros diseminados en 80% de los casos solo aplicando este método y con un porcentaje mayor en combinación con otros métodos de exploración.

Exploración de agua subterránea: localización del nivel freático. Experimentos de VACQUIER et al. (1957 en DOBRIN y SAVIT, 1988)) con mezclas de arena y arcilla han mostrado, que las partículas de arcillas pueden causar una polarización formando una barrera para el flujo de fluidos, que llevan electrolitos y que pasan por el espacio poroso de la roca. Los intercambios iónicos en las moléculas de las arcillas pueden provocar que la mezcla de arena y arcilla actúe como una membrana electronegativa. Una interpretación adecuada de los datos de la polarización inducida puede resultar en la determinación de la profundidad, en que ocurren tales efectos y la cual coincide con el nivel freático.

  

7.5 Método de potencial propio o espontáneo respectivamente

Principio del método de potencial propio

Los depósitos minerales a menudo se encuentran en distintos niveles freáticos (de acuíferos respectivamente), especialmente si se extienden desde niveles cercanos de la superficie terrestre hasta profundidades mayores. Debido a la alta conductividad de algunos depósitos minerales se genera en ellos un elemento eléctrico, cuyo efecto se puede registrar en la superficie terrestre en forma de una diferencia de potencial. El modelo de la figura (en prep.) se puede interpretar aproximadamente como un dipolo vertical, el diagrama correspondiente (en prep.) delinea la distribución del potencial.

 Procedimiento de medición

El potencial se mide entre dos electrodos de potencial. Uno de ellos se instala en forma fija afuera del área perturbada (matemáticamente se lo coloca en el infinito). Con el otro electrodo

se establece una red de estaciones de observación dentro del área perturbada. Los valores medidos se presentan en un mapa de líneas equipotenciales.

 11. Índice

12. Bibliografía

 

BISCHOFF, L. & HOFHERRTURN, G. (no publicado): Fotogeología - Evaluación geológica de fotografías aéreas.

DOBRIN, M.B. (1969): Introducción a la Prospección Geofísica. - Ediciones Omega (Barcelona).

DOBRIN, M.B. & SAVIT, C.H. (1988): Introduction to Geophysical Prospecting. - 4th

ed., 867p; McGraw-Hill.

EVANS, A.M. (1992): Erzlagerstättenkunde. - 356p.; Enke (Stuttgart).

HARTMAN, H.L. (1987): Introductury Mining Engineering. - 633p.; John Wiley & Sons (New York).

HARTMAN, H.L. (ed.) (1992): SME Mining Engineering Handbook. - 2.Edition, Vol.1; SME Portcity Press (USA).

INSTITUTO DE INGENIEROS DE MINAS DE CHILE (1980): Minería de Cobres Porfídicos. - Anales del congreso cincuentenario, 23-29.Nov.1980, Vol.I, II, III (SCL).

KERTZ, W. (1986): Einführung in die Geophysik, Bd.1, Erdkörper. - 232p.; B.I.-Hochschulbücher, Bd.275.

MIGUEL, L. de (1980): Geomagnetismo. - 3ª ed., 189p., Inst. Geográfico Nacional (Madrid).

MIRÓNOV, V.S. (1977): Curso de prospección gravimétrica. - 525p.,Reverté (Barcelona).

PARASNIS, D.S. (1970): Principios de Geofísica Aplicada. - 208p.; Paraninfo (Madrid).

PARASNIS, D.S. (1975): Mining Geophysics. - In serie: Methods in Geochemistry and Geophysics, 395p.; Elsevier Scientific Publishing Company (Amsterdam, Oxford, New York).

PETERS, W.C. (1987): Exploration and Mining Geology. - 685p.; John Wiley & Sons (New York).

ROSE, A.W., HAWKES, H.E. & WEBB, J.S. (1979): Geochemistry in Mineral Exploration. - 2ª edición, 656p., Academic Press (New York).

RUIZ FULLER, C. & PEEBLES, F. (1988): Geología, distribución y génesis de los yacimientos metalíferos chilenos. - 333p.; Editorial Universitaria (Chile).

SABINS, F.F. (1997): Remote Sensing. Principles and Interpretation. - 3th Edition : 494 p., Freeman (New York).

SHERIFF, R.E. & GELDART, L.P. (1991): Exploración sismológica. - Vol.I: Historia, teoría y obtención de datos; Noriega Limusa (Mexico).

SHERIFF, R.E. & GELDART, L.P. (1991): Exploración sismológica. - Vol.II: Procesamiento e interpretación de datos; Noriega Limusa (Mexico).

SILLITOE, R.H. (1995): Exploration and discovery of base- and precious-metal deposits in the circum-pacific region during the last 25 years. - Resource Geol. Spec. Issue No.19: 119p., Soc. of Resource Geol..

 

 

 

 

 

 

http://plata.uda.cl/minas/apuntes/Geologia/EXPLORAC/TEXT/11000índice.htm#Índice