Download Tema: Geofisica Aplicada en Mineria

Geofísica
Aplicada a Minería
Programación de una campaña de
Prospección-Geofísica
Sub-etapa III
Los métodos geofísicos son métodos indirectos de prospección
o exploración por medio de los cuales 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 apreciablemente
con respecto a su valor común o normal correspondiente a esa
región o tipo de roca.
En un caso favorable una anomalía geofísica corresponde a un
depósito mineral.
• Consideraciones Generales para emplear MG:
 Minerales de la mena posean alguna propiedad física
registrable por algún MG.
 Que la mena difiera >>, en la propiedad Física, de la
roca hospedante.
 Las propiedades + importantes son:
Conductibilidad eléctrica
Susceptibilidad Magnética
Densidad
Clasificación de Métodos Geofísicos
 Estáticos: miden distorsiones que se producen en algún
campo de fuerza que no varía con el tiempo.( Mag. Grav).
 Dinámicos : los campos que se miden varían con el tiempo
(electromagnético, sísmico).
 Relajación : son intermedios por ej: IP o sobretensión.
 Los métodos magnéticos y electromagnéticos pueden ser
adaptados para su aplicación desde el aire y todos salvo el
gravímetro pueden emplearse en el interior de perforaciones.
Pasos a seguir en una exploración geofísica





Recoger información preliminar.
Realizar una prospección de prueba.
Estacado de la zona, con mapa topográfico.
Mediciones de campo (hay que registrarlas en libretas).
Confeccionan mapas geofísicos ( datos y su ubicación) en
una planta, referida a una profundidad o a la superficie).
 Curvas iso anómalas: los intervalos deben poner de
manifiesto los rasgos principales de las anomalías.
 Trazado de perfiles
 Interpretación: a partir de las curvas de isoanomalías, o
los perfiles de las anomalías. Siempre teniendo en
cuenta la geología.
Métodos Geofísicos usados en Minería
Método
Parámetro de Medición
Aplicación;.
Eléctricos
Resistividad-Potencial
(Inducido y espontaneo)
Contrastes litológicos
resistividades - fallasdiscordancias, zonas de
alteración Detección de
sulfuros
Magnéticos
Magnetismo
Detección menas de hierro
Fallas, zonas
demagnetizadas.
Gravimétricos
Diferencias de
densidades
Domos de sal; intrusiones
igneas.
Electromagnéticos
Contrastes en
resistividades
Silicificaciones. Sulfuros
masivos
(TEM) Magnetotelúricos
Contrastes en
resistividades
Silicificaciones, zonas de
falla y brechas.
(CSAMT) Radimétricos
Emisión radioactiva
partículas alfa ,beta y
gamma.
Detección de menas de
uranio
Métodos Eléctricos
• Los métodos geoeléctricos se dividen en dos tipos
principales, pasivo y activo.
•
En el primero se miden los potenciales eléctricos
espontáneos existentes en el subsuelo producto de
corrientes naturales provocadas por reacciones
electroquímicas,
gradientes
de
temperatura
o
fenómenos relacionados al movimiento de aguas
subterráneas.
•
El método activo consiste en inyectar corriente en el
subsuelo y medir luego la respuesta de éste a ese
estímulo externo que estará condicionado por las
propiedades geoeléctricas de las rocas investigadas.
Potencial Espontáneo (SP)
Método geoeléctrico activo,
 El método activo consiste en la inyección de corriente
continua o de baja frecuencia en el terreno mediante un
par de electrodos y la determinación, mediante otro par
de electrodos, de la diferencia de potencial (A, B y M, N
respectivamente).
 La magnitud de esta medida depende, entre otras
variables, de la distribución de resistividades en el
subsuelo, de la presencia de minerales polarizables, de
las distancias entre los electrodos y de la corriente
inyectada.
Potencial Inducido
Los métodos geoeléctricos activos se basan en tres
fenómenos y propiedades asociadas con rocas:
 Resistividad: determina la cantidad de corriente que pasa
por una roca al aplicar una diferencia de potencial
específica.
 La actividad electroquímica: causada por los electrolitos
que circulan en el subsuelo. Depende de la composición
química de las rocas, y de la composición y concentración
de los electrolitos disueltos en el agua subterránea que está
en contacto con las rocas.
 La constante dieléctrica: indica la capacidad del material
rocoso de guardar carga eléctrica. Mide la capacidad de un
material situado en un campo eléctrico de ser polarizado.
Las dos propiedades eléctricas que se pueden
medir a partir del método geoeléctrico activo son
la resistividad y la polarización inducida.
• Configuración Dipolo-Dipolo
• Configuración Gradiente
• Configuración Polo-Dipolo
Configuración Polo-Dipolo
Modificado
• Que arreglo debe usarse?.
Metodología
• El levantamiento de perfiles en el terreno se ejecuta según un
arreglo multielectródico lineal para registrar datos en la modalidad
dipolo-dipolo.
GEOELÉCTRICA
(Resistividad y Polarización Inducida)
Resultados.
Modelo 3 D
.
(Representado en Rockwork)
Magnetometría
 El método magnético es el método geofísico de prospección
más antiguo aplicable en las exploraciones mineras.
 Es utilizado en la búsqueda de minerales magnéticos y de
minerales no magnéticos asociados con aquellos que
ejercen un efecto magnético mensurable en la superficie
terrestre.
 La mayoría de las variaciones de la intensidad magnética
medidas en la superficie terrestre resulta de cambios
litológicos, asociados con rocas ígneas o con rocas del
basamento.
Fundamentos y consideraciones del método
magnetométrico.
 Campo Magnético Terrestre: se describe como un dipolo magnético
ubicado en el centro de la tierra, cuyo eje está inclinado con
respecto al eje de rotación de la tierra.
 En la magnetometría se emplean varias unidades: 1Oersted (Oe) =
1Gauss = 105 gamma = 105 nT (T = Tesla) (nT = nanotesla) .
1gamma = 10-9T = 1nT.
 El campo magnético terrestre es bastante débil, del orden de 30.000
nT en las proximidades del ecuador y de 70.000 nT en las regiones
polares.
 La intensidad total del campo magnético para un punto cualquiera
sobre la superficie de la tierra será un vector F con dirección
paralela a las líneas de fuerza del campo magnético, resultante de
una componente vertical y una componente horizontal .
a): Campo magnético terrestre. b) Intensidad F del campo magnético en un
punto de la superficie de la tierra resultante de una componente vertical y
una componente horizontal
Variaciones del CMT
Tipo
Variación
Origen
Variación en el
Tiempo
Forma
Espacial
Amplitud
Típica
Dipolar
Interior tierra
Desciende
lentamente
Aprox. dipolar
25.000 a
70.000 nT.
Secular
Núcleo tierra
1-100 años
Irregular migra
hacia el W
+/- 10100nT/a
Diurna
Relacionado con
manchas solares
24 hrs
Depende de
manchas
solares
10-100 nT
Susceptibilidad magnética
• La susceptibilidad magnética de una sustancia o cuerpo rocoso es la
medida en la que puede ser magnetizada/o por inducción del campo
geomagnético terrestre.
Tipo de Roca
Susceptibilidad Magnética en
C.G.S
Ultrabásicas
-10-4 a 10-2
Basalto
-10-4 a 10-3
Gabro
-10-4
Granito
-10-5 a 10-3
Andesita
-10-4
Riolita
-10-5 a 10-4
Pizarra
-10-5 a 10-4
La detección mediante métodos magnetométricos de un cuerpo dado,
alojado en el interior de otro, será tanto más probable cuanto mayor
sea el contraste de susceptibilidades entre la roca buscada y las que la
circundan
Representación de los datos
•
Los datos se pueden representar a modo de perfiles y
como un diseño de mapa de isolíneas. La amplitud y
forma de las anomalías magnéticas están compuestas
en función de:
–
–
–
–
Magnitud y orientación del campo magnético
terrestre para ese lugar geográfico.
La geometría del cuerpo rocoso anómalo y su
orientación respecto al campo magnético terrestre.
La cantidad de minerales ferromagnéticos, su
susceptibilidad y el contraste con las rocas
adyacentes.
La distancia de la fuente anómala y el sensor.
Campo Total
Presentación de anomalías
Procedimientos adicionales en el tratamiento de los datos
•
Reducción al Polo: La operación de reducción al polo es una técnica de
procesamiento de datos que recalcula los datos de intensidad magnética
total como si el campo magnético inducido tuviera una inclinación de 90,
es decir, las anomalías toman aproximadamente la misma forma que sería
observada en el polo magnético .
Reducción al Polo
Campo Total
S
N
Cuerpo Magnético
Reducción al Polo
• Inclinación del Campo Potencial (Tilt Derivative): Se emplea la
arcotangente de la raíz cuadrada de la suma de las derivadas
verticales (dx y dy) al cuadrado, dividida por el cuadrado de la
derivada horizontal (dz), de acuerdo con la fórmula siguiente:
• ICP=arctan(dz/sqrt(dx2+dy2))
Interpretación
Aplicaciones
• La búsqueda de minerales magnéticos como magnetita, ilmenita o
pirrotina.
•
• La localización de minerales magnéticos asociados con minerales
no magnéticos, de interés económico (Au, Ag ect).
• La determinación de las dimensiones (tamaño, contorno,
profundidad) de estructuras de zonas mineralizadas cubiertas por
capas aluviales o vegetales.
• 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.
• Frecuentemente se emplea el método magnético en la exploración
para diamantes, que ocurren en chimeneas volcánicas de
kimberlitas o lamprófidos. en los Estados Unidos, en la ex Unión
Soviética y en Africa del Sur, Este y Oeste.
Métodos Electromagnéticos (EM)
• Los métodos electromagnéticos son usados para medir la
conductibilidad eléctrica de los materiales del subsuelo.
• Se fundamentan en el supuesto de que en el subsuelo existe un
cuerpo conductor de la electricidad que sometido a un campo
magnético genera una corriente que a su vez crea un campo
magnético secundario que permite su localización.
• En función del equipamiento utilizado, existen dos categorías:
método electromagnético en el dominio del tiempo (TDEM) o de
transmisor fijo (TF) y método electromagnético en el dominio de la
frecuencia (FDEM) con transmisor móvil (TM).
• El Método de Turam (TF).
• Cuando se corta la corriente que circula por esta bobina transmisora,
se produce una inducción electromagnética de corrientes eléctricas
parásitas en el subsuelo (corrientes de Foucault), cuya intensidad
decrece en función del tiempo y que generan a su vez un campo
magnético secundario.
• Cuanto mayor sea la conductibilidad del material del
subsuelo, mayores serán las corrientes parásitas
inducidas por la bobina primaria, mayor será el
campo magnético secundario y mayor será la
inducción de corriente registrada por la bobina
secundaria (receptor).
Dominio Frecuencia (TM)
• En el método electromagnético en el dominio de la frecuencia se
usan dos pequeñas bobinas, una como transmisor y la otra como
receptor de ondas electromagnéticas de diferentes frecuencias.
•
Aplicaciones
 Detección de fallas.
 Contactos y buzamientos entre capas de distinta
conductibilidad eléctrica, determinación de profundidad y
espesor de rellenos.
 Detección de cuerpos conductivos (sulfuros masivos).
 Detección de intrusiones salinas en acuíferos..
MÉTODO GRAVIMÉTRICO
 El método gravimétrico de prospección es un método pasivo (mide
potenciales naturales) que permite detectar anomalías de gravedad
producidas por los cambios laterales en la densidad de las rocas.
 El método se fundamenta en la segunda Ley de Newton que dice que dos
cuerpos de masa m1 y m2 separados por una distancia r se atraen
mutuamente con una fuerza F:
•
F = G m1 m2 / r2 (1)
• G es la constante de gravitación universal
• Como
F=ma
(2)
• La aceleración a ejercida por un cuerpo de masa m1 sobre un cuerpo de
masa m2, separados por una distancia r se obtiene de reemplazar (2) en (1)
•
a = G m2 / r2
 La unidad usada en gravimetría es la unidad de aceleración Gal (de Galileo)
= cm / seg2 = 1000 mgal (miligal)
Correcciones que se aplican en el método
gravimétrico
Corrección por Latitud
 Al momento de analizar los resultados de valores de gravedad
obtenidos a partir de una prospección gravimétrica en un sector de
la superficie terrestre, se debe primero considerar el valor de
referencia o “gravedad normal” o gravedad cero para ese lugar.
 La gravedad normal para el ecuador es de 978031,8456 mgal,
mientras que en los polos es de 983217,7279 mgal, es decir existe
una diferencia de ~ 5,2 Gal o 5200 mgal entre el ecuador y los
polos.
 El valor de gravedad medido en el terreno debe ser corregido,
restándole el valor de la gravedad normal calculado para ese lugar
(basado en modelo terrestre elegido), obteniéndose el “valor
reducido”
Otras Correcciones
• (a) Reducción por las mareas: la atracción del sol y la luna deforman la
superficie terrestre, originando cambios en la gravedad.
• (b) Reducción por la altura: como la fuerza de gravedad es inversamente
proporcional al cuadrado de la distancia entre el centro de la tierra y el
punto de observación, si este está por encima o debajo del nivel de
referencia la corrección por altura tendrá signo positivo o negativo
respectivamente.
•
• (c) Reducción topográfica: debida a accidentes topográficos (colinas o
valles) cercanos a la estación de observación.
• (d) Reducción de Bouguer: esta corrección elimina el efecto de la masa de
roca ubicada entre el nivel de referencia y la estación de observación.
• Una vez realizadas estas correcciones, el valor resultante de la
diferencia entre el valor medido y el valor normal, tanto positivo como
negativo, dará la dimensión de la anomalía.
Interpretación
 Las diferencias locales de la gravedad están relacionadas
directamente con la densidad de las rocas infrayacentes.
 Los domos de sal, los cuerpos de sulfuros masivos o cuerpos de
cromita, las fallas, los anticlinales y las intrusiones ígneas son
señalados generalmente por cambios en la gravedad.
 Es necesario conocer el “contraste de densidad”, es decir la
diferencia de densidad entre las rocas que provocan la anomalía y
las rocas circundantes.
 Las formas de las anomalías son comparadas con curvas teóricas
originadas por masas de distintas formas, densidad y profundidad.
Bibliografía
• Dobrin, M.B. y Savit, C.H., 1988. Intoduction to Geophysical Prospecting.
McGraw-Hill Book Company. Chapter 18: 189. New York.
• Susanne Griem-Klee Universidad de Atacama
• Griem W & Griem –Klee S., 1999. Apuntes de Geología General.
Universidad Atacama, Dpto. Minas, Area de Geología. Copiapó. Chile.
www.uda.ch.
• Kleim J., Lajoie J., 1992. Electromagnetic Prospecting for Minerals, en:
Cap. 6 Practical Geophysics II. Editor Van Blaricon
• .
• Tessone, M.O.; Echeveste, H.J.; Moreira, P.; Fernández, R.R.; Schalamuk,
I.B. y Albornoz, S., 2005. Exploración geoleléctrica del sector central del
área La Josefina, Macizo del Deseado, provincia de Santa Cruz. XVI
Congreso Geológico Argentino, Actas II: 799-806.
• Tykajlo R., Donohue J., 2007. Geophysics for Everyone, Workshop Notes.
Editores y Organizadores, Canadian Exploration Geophisical Society
(Kegs) y Prospectors and Developers Association of Canada.
• Parasnis D.S. Geofísica Minera. 1971, Madrid.