Apuntes Geología
S. Griem-Klee (2016)

Apuntes Exploraciones Mineras

Gravimetría: Determinación de la densidad

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Métodos de Exploración y Prospección

Capitulo
6.2.

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Contenido página
6.5. Densidad
6.5.1 Determinación densidad
6.5.2 Densidades rocas, minerales
6.5.3 Isostasia

 





 








Gravimetría: Determinación de la densidad


6.5. Densidad
6. 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:

Texto gravimetría

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.


6.5.2 Densidades de rocas y minerales

Tabla de las densidades

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.



6. 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.

Equilibrio y isostasía
En la figura 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 de área es mayor debajo de las montañas. Las montañas se derrumbarían rápidamente.

2) A lo largo del límite entre 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.


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.

Isostasia
Figura: Los modelos de la isostasia

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