Capitulo
7.3.1
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Métodos eléctricos: resistividad basándose en la transmisión de corriente directa
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.
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 ΔV 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 ΔV.
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 ƥ(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) ra
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 r. 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.
Con esta configuración se determina la resistividad aparente
de un medio homogéneo, semi-infinito. La resistividad aparente se calcula
conociendo la diferencia de potencial DV, la
corriente I introducida en el subsuelo y los factores geométricos característicos
para esta configuración r1, r2,
R1y R2. La diferencia de potencial
DV 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 ra se aplica
la formula siguiente, la cual se ha deducido en la pagina anterior, que
lleva el bosquejo de la configuración:
ƥa = ((2p x ∆V)/I) x
1/((1/r1) – (1/r2) – (1/R1) – (1/R2)).
El valor de la resistividad aparente ra 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.
E En lo siguiente se considera un caso de dos estratos limitados por una
interfase horizontal. El estrato superior posee la resistividad ƥ1, el estrato
inferior tiene una resistividad ƥ2 < ƥ1. 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 ƥ2 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.
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 ra
sería igual a la resistividad ƥ1 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
ra se acerca a la resistividad ƥ2 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.
Apuntes
- Geología
Contenidos Exploración Minera
1. Introducción
2. Remote Sensing
3. Geoquímica en prospección
4. Métodos sísmicos
5. Método magnético
6. Método gravimétrico
7. Métodos eléctrico
Los
métodos
●
Resistividad
Configuración Electrodos
Polarización Inducida
Páginas de Geología
Apuntes Geología General
Apuntes Geología Estructural
Apuntes
Depósitos Minerales
Colección de Minerales
Periodos y épocas
Figuras históricas
Citas geológicas
Exploración - Prospección
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Depósitos en Chile
Depósitos en Atacama
Bibliografía Depósitos Minerales
