Geofísica Aplicada a Minería

Presentación del tema: "Geofísica Aplicada a Minería"— Transcripción de la presentación:

1 Geofísica Aplicada a Minería

2 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.

3 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

4 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.

5 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.

6 Métodos Geofísicos usados en Minería
Parámetro de Medición Aplicación;. Eléctricos Resistividad-Potencial (Inducido y espontaneo) Contrastes litológicos resistividades - fallas-discordancias, 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 Silicificaciones, zonas de falla y brechas. (CSAMT) Radimétricos Emisión radioactiva partículas alfa ,beta y gamma. Detección de menas de uranio

7 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.

8 Potencial Espontáneo (SP)

9 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.

10 Potencial Inducido

11 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.

12 Las dos propiedades eléctricas que se pueden medir a partir del método geoeléctrico activo son la resistividad y la polarización inducida.

13 Configuración Dipolo-Dipolo
Configuración Polo-Dipolo Configuración Gradiente Configuración Polo-Dipolo Modificado

14 Que arreglo debe usarse?.

15 Metodología El levantamiento de perfiles en el terreno se ejecuta según un arreglo multielectródico lineal para registrar datos en la modalidad dipolo-dipolo.

16 GEOELÉCTRICA (Resistividad y Polarización Inducida)

17 Resultados.

18 Modelo 3 D. (Representado en Rockwork)

19 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.

20 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 nT en las proximidades del ecuador y de 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 .

21 a): Campo magnético terrestre
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

22 Variaciones del CMT Tipo Variación Origen Variación en el Tiempo
Forma Espacial Amplitud Típica Dipolar Interior tierra Desciende lentamente Aprox. dipolar a nT. Secular Núcleo tierra 1-100 años Irregular migra hacia el W +/ nT/a Diurna Relacionado con manchas solares 24 hrs Depende de manchas solares nT

23 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 Riolita -10-5 a 10-4 Pizarra

24 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

25 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.

26 Campo Total

27 Presentación de anomalías

28 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

29 Reducción al Polo

30 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))

31 Interpretación

32 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.

33 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).

34 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.

35 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).

36 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.

37 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..

38 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 = m a (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)

39 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 ,8456 mgal, mientras que en los polos es de ,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”

40 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.

41 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.

42 Bibliografía Dobrin, M.B. y Savit, C.H., Intoduction to Geophysical Prospecting. McGraw-Hill Book Company. Chapter 18: 189. New York. Susanne Griem-Klee Universidad de Atacama Griem W & Griem –Klee S., Apuntes de Geología General. Universidad Atacama, Dpto. Minas, Area de Geología. Copiapó. Chile. Kleim J., Lajoie J., 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., Exploración geoleléctrica del sector central del área La Josefina, Macizo del Deseado, provincia de Santa Cruz. XVI Congreso Geológico Argentino, Actas II: Tykajlo R., Donohue J., 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.