potencial espontáneo

MÉTODOS ELÉCTRICOS DE PROSPECCIÓN POTENCIAL ESPONTÁNEO

121

MÉTODO DEL POTENCIAL ESPONTÁNEOMÉTODO DEL POTENCIAL ESPONTÁNEOMÉTODO DEL POTENCIAL ESPONTÁNEOMÉTODO DEL POTENCIAL ESPONTÁNEO

Anomalías de potencial espontáneo (PE), que pueden ser de interés para la aplicación de un método prospectivo, han sido observadas en relación con la existencia de depósitos minerales semiconductores, actividad geotermal y flujo de agua subterránea, aunque los mecanismos de generación de estas anomalías no son del todo bien conocidos.

Además, existen potenciales naturales debidos a otras causas, que son variables con el tiempo y que constituyen ruidos de fondo que deben ser minimizados, en lo posible, en los procedimientos de medición; entre estos están los debidos a las corrientes telúricas, las variaciones de temperatura y los potenciales de difusión, a los que se debe agregar el ruido debido a la polarización de los electrodos de medición.

PE ASOCIADO A DEPÓSITOS DE MINERALES SEMICONDUCTORESPE ASOCIADO A DEPÓSITOS DE MINERALES SEMICONDUCTORESPE ASOCIADO A DEPÓSITOS DE MINERALES SEMICONDUCTORESPE ASOCIADO A DEPÓSITOS DE MINERALES SEMICONDUCTORES

Depósitos de sulfuros como Pirita (FeS2); Pirrotita (Fe7S8); Calcopirita (CuFeS2); Calcosina (Cu2S); Covellina (CuS) y de algunos óxidos como Magnetita (Fe3O4); Pirolusita (MnO2), a los que hay que añadir algunas rocas carbonosas como el Grafito y la Antracita, producen anomalías de potencial espontáneo que casi invariablemente se manifiestan en superficie con polaridad negativa, amplitudes superiores a los 100 mV y que rara vez exceden algunos cientos de metros de extensión (ver figs. 182 y 183).

Es decir, cuerpos o depósitos constituidos por semiconductores se polarizan en determinadas condiciones y producen el efecto de pilas enterradas, originando corrientes eléctricas cuyos potenciales pueden medirse, delatando la presencia del cuerpo (fig. 170).

X

Po

ten

cial

__

++

Cuerpopolarizado

Fig. 170: Efecto observable de un cuerpo polarizado a poca profundidad

Sato y Mooney (1960) analizaron el fenómeno y sus conclusiones, que se exponen brevemente, aun tienen vigencia.

Características del PE

a) Los cuerpos minerales productores de PE son siempre buenos conductores electrónicos.

b) Las anomalías de la PE, estables en el tiempo, son negativas sobre la parte superior del cuerpo polarizado, que yace en zona de oxidación activa.

c) Los valores de ∆V observados pueden llegar hasta algunas centenas de mV (máximo observado < 2 V)

d) Sobre el nivel freático: PH < 5 y mucho O2 libre.

e) Bajo el nivel freático: PH > 7 y no hay O2 libre.

Sustancias reducidas

ionesnegativos

iones

posit

ivos

elec

tron

es

Sustancias oxidadasabundantes

Sustancias reducidasabundantes

Sustanciasoxidadas

PH < 5

PH > 5

Fig. 171: Trayectoria de las cargas eléctricas


122

Causas del PE asociado a depósitos minerales

Las causa que producen PE serían reacciones electroquímicas en dos niveles del subsuelo, por encima y por debajo del nivel freático, con el cuerpo polarizado, que se mantendría dentro de su dominio de inmunidad, sirviendo de enlace eléctrico.

Las sustancias disueltas de la parte superior (sobre el nivel freático) serían reducidas, tomando electrones del cuerpo. En la parte inferior las sustancias se oxidarían, cediendo electrones al cuerpo, que actuaría sólo como conductor electrónico para que las reacciones se mantengan, por lo que permanecería inalterable. De no ser así, se descompondría hasta desaparecer

Origen de las reacciones

El origen de las reacciones está en el potencial de oxidación Eh (o potencial Redox) entre las soluciones superiores, parcialmente oxidadas y las soluciones inferiores parcialmente reducidas.

La energía necesaria para mantener el proceso sería suministrada por el oxígeno atmosférico que penetra en el suelo disuelto en el agua de lluvia.

elec

tron

es

02

H20

O H e H O2 24 4 2+ + =+ − Fe e Fe+++ −++

+ =

Fe H O Fe OH H e++ + −+ = + +3 32 3( )Fe OH H O Fe OH H e( ) ( )2 2 3+ = + ++ −

Fe++

Fe+++

OH −

H 2

Fe++Fe OH( )3

Fe OH( )2

H +

O2

NF

Fig. 172: Reacciones probables Aunque es muy favorable, no es necesario que el cuerpo forme una faja continua de

mineralización entre la zona saturada y la no saturada, por lo que minerales diseminados con pequeña separación entre partículas podrían producir PE.

La roca que rodea al cuerpo debe estar meteorizada para que los iones puedan desplazarse adecuadamente. Ello implica que en zonas muy frías (por congelamiento) y desérticas (por escasa humedad) puede no observarse el fenómeno

EL PE EN LA ACTIVIDAD GEOTERMEL PE EN LA ACTIVIDAD GEOTERMEL PE EN LA ACTIVIDAD GEOTERMEL PE EN LA ACTIVIDAD GEOTERMALALALAL

Anomalías de PE entre 50 mV y 2 V y polaridad variable han sido observadas en un número considerable de áreas geotermales, en distancias que van de los 100 m a los 10 km, que parecen estar relacionadas con actividad geotermal (Corwin y Hoover, 1979), las que pueden explicarse por acoplamiento de procesos termodinámicos (cupla termodinámica) y electrocinéticos (cupla electrocinética)

Cupla termoeléctrica.

Si a través de una muestra de roca se mantiene un gradiente de temperatura, simultáneamente aparecerá un correspondiente gradiente de potencial. Este fenómeno es conocido como cupla termoeléctrica y el cociente, ∆V/∆T, denominado "coeficiente de la cupla termoeléctrica".

Nourbehecht (1963) propone un modelo que relaciona el PE en superficie con una esfera uniforme de elevada temperatura, enterrada a una profundidad igual a su diámetro e interceptada a través de su centro por un borde horizontal que separa una capa superior de conductividad σ1 de una capa inferior de espesor infinito y conductividad 3σ1 (fig. 173)

En tal caso, el potencial superficial máximo sería:

( ) tCC15.0V 21máx ∆−=∆ (en mV) (191)


123

donde C1 y C2 son los coeficientes de las cuplas termoeléctricas, en mV/ºC, de las capas superior e inferior, respectivamente, y ∆t es la diferencia de temperatura entre la esfera y su entorno.

Para un valor grande de (C1-C2) = 1 mV/oC y un ∆t de 100oC el potencial máximo es de 15 mV, mientras que para un valor más real de (C1-C2) = 0,2 mV/oC el potencial máximo es de 3 mV.

La polaridad de la anomalía puede ser positiva o negativa, ya que depende del signo de (C1-C2)

-30

-20

-10

0-4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4

r/d

Ano

ma

lía d

e P

E (

mV

)

Superficier

t = toσσσσ1

σσσσ2 = 3σσσσ1

d

t = to+100ºC

(C1-C2) = 0,2mV/ºC

(C1-C2) = 1,0mV/ºC

d/2

Coef. de cupla = C2

Coef. de cupla = C1

t = to

∆∆∆∆Vmáx= 0,15[(C1-C2)∆∆∆∆t] en mV

Fig. 173: Modelo esférico de generación de potencial termoeléctrico

Comparadas con las anomalías observadas en áreas geotermales, de gran longitud de onda (algunos km) y amplitud superior a los 50 mV, las generadas por este modelo son de pequeña amplitud, y serían difíciles de distinguir sobre el ruido de fondo típico, por lo que si las anomalías en áreas geotermales son generadas por cuplas termoeléctricas: o las diferencias entre coeficientes de las cuplas termoeléctricas in situ son mayores que las medidas en laboratorio, o las fuentes son de diferente geometría que el modelo esférico considerado. No obstante, zonas con mayor concentración de altas temperaturas a poca profundidad, tales como fluidos termales en una zona de falla, generan anomalías de corta longitud de onda y gran amplitud, fácilmente detectables.

Cupla Electrocinética

El desplazamiento de un fluido a través de un medio poroso, causado por un gradiente hidráulico ∆∆∆∆P (dado por la ley de Darcy para fluidos viscosos), genera un gradiente de potencial eléctrico (potencial de electrofiltración) debido a la interacción del movimiento del fluido en los poros con la doble capa de Helmholtz de las paredes porales (ver pág. 132). Proceso conocido como “cupla electrocinética” (MacInnes, 1961) y dada por:

πηρεζ=

∆∆

4P

V (192)

donde: ρρρρ, εεεε y ηηηη son, respectivamente, la resistividad eléctrica, la constante dieléctrica y la viscosidad del fluido poroso, y ζζζζ (el potencial zeta) el potencial entre el punto donde se unen la capa de Stern y la capa difusa respecto de la zona de equilibrio (fuera de la capa difusa). Como ζζζζ puede ser positivo o negativo, la anomalía electrocinética también puede ser positiva o negativa.

Nourbehecht (1963), describe el modelo de una fuente de presión esférica enterrada en un medio de capas horizontales con la misma geometría y distribución de conductividades utilizadas para el caso termoeléctrico. En tal caso, el máximo potencial superficial sobre el centro de la esfera es próximo a:

( ) PCC6.0V !2

!1máx ∆−=∆ (en mV) (193)

donde C’1 y C’2 son los coeficientes de la cupla electrocinética, en mV/atm, de las capas superior e inferior, respectivamente, y ∆P es la diferencia de presión a través del bucle de la esfera.


124

Para un razonable valor de (C’1 - C’2) de 10 mV/atm y un ∆P de 5 atm, el máximo potencial sobre el centro de la esfera es próximo a 30 mV (fig. 174).

La polaridad de la anomalía depende del signo de (C’1 - C’2) y de la dirección del gradiente de presión, por tanto las anomalías pueden ser de cualquier polaridad.

Aunque una fuente esférica no sea representativa del desplazamiento de fluido, el modelo es instructivo para comparar los potenciales superficiales generados por ambos tipos de acoplamiento.

-30

-20

-10

0-4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4

r/d

Ano

ma

lía d

e P

E (

mV

)

(C’1-C’2) = 10mV/atm

∆∆∆∆Vmáx=0,6 [(C’1-C’ 2)∆∆∆∆P] en mV

Superficier

P = Po

σσσσ1

σσσσ2 = 3σσσσ1

dP = Po+5atm

d/2

Coef. de cupla = C´2

Coef. de cupla = C´1

P = Po

Fig. 174: Modelo esférico de generación de potencial

electrocinético

Obteniéndose que para una geometría similar, las anomalías de PE generadas por acoplamiento electrocinético serían superiores en amplitud que aquellas generadas por acoplamiento termoeléctrico.

Un importante punto de esta cuestión es que la magnitud y polaridad de las anomalías de PE generadas por acoplamiento termoeléctrico y electrocinético dependen no sólo de la geometría y parámetros de las fuentes, tales como temperatura y presión, sino también de las magnitudes y diferencias de los coeficientes del acoplamiento. O sea, pueden existir sustanciales gradientes de presión y temperatura en el subsuelo sin que generen una anomalía mensurable de PE, a no ser que los coeficientes de acoplamiento y sus diferencias a través de sus bordes sean suficientemente grandes. Es más, aun cuando la conjunción de ambas fuerzas (temperatura y presión) esté presente, la contribución de cada una al total de la anomalía depende de la magnitud relativa de los coeficientes de acoplamiento y de sus diferencias. Magnitudes que pueden variar no solo de una fuente geotermal a otra, sino también punto a punto en una misma área.

Por tanto, es necesario el conocimiento in-situ de los coeficientes de acoplamiento antes que pueda ser hecha una comparación cuantitativa entre contribuciones termoeléctrica y electrocinética a una anomalía dada de PE, cuyo estudio debe ser más cuidadoso que los de relativamente menor escala de la exploración de minerales semiconductores.

Potenciales de electrofiltración Por otra parte, cuando se realiza

prospección geotermal, debe considerarse que los potenciales generados por el flujo de agua subterránea no termal pueden constituir una fuente de ruido importante y constituir la mayor causa de las variaciones relacionadas con los efectos topográficos.

U+

_

Fig. 175: Electrofiltración “per descensum”


125

Un ejemplo extremo es el de un estudio en Adak Island, Alaska orientado a evaluar el potencial geotermal alrededor del volcán Adagdak de 645m. (Corwin y Hoover, 1979)

La fuerte correlación entre el perfil de PE y la altura topográfica se observa en la figura 176.

El PE medido sobre el pico del volcán fue de 2639 mV negativos con respecto a la referencia ubicada a 15 m sobre el nivel del mar.

0

100

200

300

400

500

600

700

-3-2,5-2-1,5-1-0,50

Potencial Espontáneo (V)

Altu

ra s

.n.m

. (m

)

Fig. 176: Efecto topográfico probablemente debido a potenciales de electrofiltración

La gran precipitación en Adak proporciona una explicación razonable para la correlación observada entre el PE y la altura. Adagdak está normalmente cubierto de nubes a partir de los 300 m, con campos de nieve aun presentes en agosto, cuando fue realizado el trabajo, que constituyen una abundante reserva disponible de agua. Asumiendo que el referido potencial topográfico obedece a las diferencias de elevación del nivel del agua subterránea, el desconocimiento detallado de la superficie hidrológica y de los coeficientes de la cupla electrocinética in-situ, hacen difícil la corrección cuantitativa de este elevado potencial, que oculta completamente cualquier posible anomalía causada por actividad geotermal.

OTRAS CAUSAS DE POLARIZACIÓNOTRAS CAUSAS DE POLARIZACIÓNOTRAS CAUSAS DE POLARIZACIÓNOTRAS CAUSAS DE POLARIZACIÓN

Las mediciones de PE efectuadas en exploración de mineral semiconductor están frecuentemente plagadas de altos niveles de ruido y pobre reproductibilidad de los datos, problemas causantes de cierta baja reputación del método.

Estos problemas se agravan en estudios geotermales, donde la longitud de la onda espacial de las anomalías tiende a ser muy larga, y su amplitud mucho menor que la típicamente obtenida en depósitos someros de mineral semiconductor. Las largas líneas de medición necesarias en los perfiles de áreas geotermales incrementan los errores causados por las variaciones debidas a las corrientes telúricas, la deriva de los electrodos (drift), y el típico nivel de ruido geológico del subsuelo (± 5mV a ± 10mV), haciendo difícil la detección de anomalías de magnitud equivalente.

Por otra parte, la medición por el método de gradientes (se verá luego) y el riego bajo los electrodos para mejorar el contacto, práctica habitual en las mediciones para la detección de anomalías de corta longitud de onda y gran amplitud típicas de los depósitos someros de minerales semiconductores (Sato y Mooney, 1960), son causa de acumulación de errores cuando se emplean sobre largas líneas de medición. Por ello, para obtener datos confiables en mediciones de PE en gran escala deben tomarse las precauciones necesarias por lo que se exponen brevemente las posibles fuentes de ruido y error en tales mediciones.

Corrientes telúricas

Las corrientes telúricas son generadas por variaciones temporales del campo magnético terrestre y sus gradientes de potencial pueden ser, como mucho, de algunos cientos de mV/km sobre terreno resistivo (Keller y Friscknecht, 1966). Mucha de esta actividad está entre 10 y 40 segundos de período, pero hay también considerable energía de período más largo. Si variaciones significativas de unos 10 a 40 segundos de periodo ocurren mientras se realiza una medición de PE, varios picos y valles serán promediados para obtener una razonable aproximación del “valor verdadero”. Variaciones con periodos mayores que un


126

minuto, son mucho más difíciles de reconocer durante una típica medición de período menor a un minuto, y pueden ser erróneamente asumidas como una variación espacial. Una estimación del nivel de actividad telúrica de largo período se puede obtener registrando sus variaciones con un dipolo estacionario en el área de investigación.

Por lo general las variaciones telúricas no son un problema serio en valles relativamente conductivos como sí lo son en áreas montañosas, donde la resistividad es habitualmente elevada; además, pronunciadas variaciones laterales de la resistividad pueden alterar considerablemente la dirección de tales corrientes.

Aun bajo condiciones geológicas ideales, las mediciones de PE realizadas durante tormentas magnéticas pueden presentar niveles de ruido muy elevados.

Efectos electroquímicos

Variaciones químicas (entre ellas, los potenciales de difusión), de temperatura, o del contenido de humedad del suelo probablemente justifican gran parte del ruido observado en las mediciones de PE. El perfil en Grass Valley (fig. 184) muestra un típico ruido de fondo del orden de los ± 10mV; este ruido puede tener una longitud de onda espacial tan pequeña como algunos cm, y su amplitud ser habitualmente pequeña en áreas de suelo más o menos uniforme.

Los potenciales de difusión aparecen cuando se ponen en contacto electrolitos diferentes o de distinta concentración. Los iones de mayor movilidad se difunden más rápidamente, por lo que se forman dos zonas con predominio de distinto signo estableciéndose entre ellas una diferencia de potencial:

2

1

C

Cln

nF

RT

vu

vuV

+−=∆ (194)

u,v, movilidad de anión y catión; C1,C2, concentración de los electrolitos; n, valencia; R = 8.314 julios/°C (cte. gases) F = 96.487 culombios (Faraday) T = temperatura absoluta

Por otra parte, están los potenciales generados por pilas o celdas de concentración electroquímica que pueden alcanzar varios cientos de mV (MacInnes, 1961), aunque Nourbehecht (1963) estima que el máximo valor esperado para las celdas de mayor concentración geoquímica es de alrededor de 20 mV. En muchos casos el uso de electrodos impolarizables reduce su efecto a sólo algunas decenas de mV (Corwin y Hoover, 1979).

Anomalías muy grandes, de –1800 mV (Gay, 1967) y –700 mV (Kruger y Lacy, 1949), han sido atribuidas a un efecto de celda de concentración causada por la alteración de alunita con ácido sulfúrico. No obstante, la mayoría de los potenciales electroquímicos están limitados a unas pocas decenas de milivoltios y tienden a pequeñas e imperceptibles anomalías de larga longitud de onda y su efecto puede ser minimizado por:

a) cuidadosa ubicación de los electrodos en sitios con suelos uniformes; b) filtrado de los datos de campo para reducir las variaciones de corta longitud de onda; c) por medición de las propiedades químicas del suelo en cada ubicación de los electrodos

para futura corrección de los datos.

Quizá mejores electrodos, tales como los de doble cámara que aíslan químicamente el elemento del suelo, pueden ayudar también a reducir los efectos electroquímicos.

Variaciones de la resistividad y topografía irregular

Los procesos descritos previamente actúan esencialmente como fuentes subterráneas de corriente, pero los campos potenciales superficiales generados por estas fuentes pueden ser


127

influenciados por la distribución de la resistividad en el subsuelo, que como se mencionó también influyen sobre las corrientes telúricas. En algunos casos estas variaciones de PE podrían ser utilizadas en cartografía geológica (Iakubovskii y Liajov, 1980), siempre que se tenga la seguridad de que no tienen otro origen.

Las irregularidades topográficas también pueden afectar el potencial superficial por distorsionar el patrón de flujo de corriente (fig. 162), y aunque no siempre es fácil separar sus efectos, deben ser tenidos en cuenta (Grant y West, 1965).

Actividad cultural

Uno de los mayores problemas en áreas pobladas (y en algunas despobladas) son las fugas de corriente debidas a la actividad cultural. Tales corrientes pueden ser generadas por líneas de transmisión, puestas a tierra, corrosión de cañerías o elementos metálicos varios enterrados, sistemas de protección catódica, tuberías de pozos e inclusive, otras actividades geofísicas en el área de estudio. Las corrientes pueden ser continuas, sinusoidales o de onda cuadrada, tener la forma de picos individuales o pulsos con variación irregular y pueden alcanzar amplitudes de decenas o centenas de mV/km, a distancias de más de 5 km de la fuente (Hoogervoorst, 1975). El uso de un dipolo registrador, como el mencionado para corrientes telúricas, es esencial para evitar la interpretación de voltajes generados por tales corrientes como PE natural.

Inestabilidad de los electrodos

Las variaciones ambientales, químicas y de temperatura y humedad, afectan la polarización de los electrodos usados para las mediciones de campo y pueden resultar en irreproducible polarización y deriva. Mediciones previas de laboratorio y campo indican que diferentes tipos de electrodos (ej: Cu-SO4Cu; Ag-ClAg; calomel) pueden responder distintamente a cambios en la química, temperatura y contenido de humedad de los suelos, por tanto, es aconsejable que con los resultados del estudio se especifique el tipo de electrodos utilizados.

tapón de madera

tapón de goma

barra de cobre

cristales de CuSO4

solución saturadade CuSO4

hilo de cobre

Fig. 177: Electrodo de cobre/sulfato de cobre

Humedad del suelo y riego de electrodos

Variaciones en el contenido de humedad del suelo a menudo ocasionan variaciones en el PE, siendo el electrodo en el suelo mojado usualmente más positivo. Similares variaciones son causadas por la práctica común de humedecer los electrodos para mejorar el contacto eléctrico con el suelo, si bien estas variaciones del potencial no causan efectos desfavorables cuando se realizan lecturas de resistividad, pueden degradar muy seriamente datos de PE.

0

10

20

30

0:00 1:00 2:00 3:00 4:00Tiempo (horas)

PE

(m

V)

Fig. 178: Efecto del riego de electrodos


128

La figura 178 muestra el efecto de regar electrodos de Cu-SO4Cu (Corwin y Hoover, 1979) Los electrodos se ubicaron en un suelo arcilloso ácido y se permitió su estabilización por alrededor de 15 minutos (durante este período el potencial disminuyó poco más de 3 mV). Entonces, alrededor de uno de los electrodos fueron vertidos 250 ml de agua, causa de un salto de 14 mV positivos con respecto al electrodo seco.

Durante los 25 minutos requeridos por la absorción del agua por el suelo, el potencial del electrodo mojado disminuye, posiblemente debido a una variación del potencial generado por el flujo del agua en el suelo. Cuando la absorción fue completada, el potencial subió a un máximo de 18 mV en un período de aproximadamente hora y media. Este potencial positivo asociado con el electrodo mojado ha sido atribuido por Hoover a potenciales de contacto relacionados a efectos de capilaridad. A las dos horas y media y a las tres horas y tres cuartos se vuelve a mojar el electrodo, lo que produce pequeños y menos consistentes cambios en el potencial, probablemente porque el suelo está ya saturado.

Cuando se utilizan electrodos impolarizables de gran diámetro (>2cm), las resistencias de contacto raramente exceden los 30 kΩ, lo habitual es que si los electrodos se apoyan firmemente en el terreno, en un pequeño hoyo que penetre la superficie seca de la capa de suelo (usualmente no más de 10-20 cm de profundidad, aun en suelos desérticos), varíe entre 1 y 10 kΩ, en estas condiciones, milivoltímetros de 10 MΩ (o más) de impedancia de entrada no toman corriente apreciable de los electrodos.

Cuando se usan electrodos de muy pequeño diámetro (<5 mm) las resistencias de contacto aumentan pero rara vez exceden 500 kΩ, y milivoltímetros que tengan 103 MΩ de impedancia de entrada son probadamente satisfactorios.

En consecuencia, utilizando el instrumental adecuado, no es necesario mojar los electrodos para reducir las resistencias de contacto y siendo que electrodos mojados conducen a persistentes cambios del potencial, la eliminación de esta práctica resulta en una consistente mejoría y reproductibilidad de las lecturas de PE. Esto es particularmente cierto en mediciones por el método de gradientes que están sujetas a errores positivos acumulados en la dirección de avance, causados por el riego reciente del electrodo delantero. Por otra parte, variaciones naturales de la humedad del suelo deben ser cuidadosamente registradas en el campo, desde que ellas pueden ser la causa de variaciones en el PE en unas pocas decenas de milivoltios.

Polarización y deriva de los electrodos

Pese a su denominación de impolarizables, entre un par de electrodos en uso suele aparecer un potencial espurio (polarización de electrodos) el que puede obedecer a la contaminación de la parte porosa de uno o de ambos electrodos con substancias químicas no presentes de ordinario en el electrolito, o a variaciones de temperatura de la humedad contenida en sus poros. Tal polarización puede aparecer repentinamente después del contacto del electrodo de medición con una solución de agua subterránea de alta concentración; o puede manifestarse como una deriva (drift), conforme los poros se van secando o absorbiendo iones del agua subterránea en un período de tiempo. Puede igualmente aparecer una diferencia de potencial por diferencias de temperatura entre los electrolitos de uno y otro electrodo.

Puede inclusive observarse deriva durante el curso de una simple lectura, mientras la temperatura, humedad, y contenido químico del electrodo se va ajustando a los valores en el suelo, por lo que minimizando la cantidad de tiempo que un electrodo queda en el suelo se reduce su contaminación, razón por lo que las lecturas deben ser hechas lo más rápido posible. Junto con las variaciones telúricas y las corrientes errantes, variables con el tiempo, la polarización y la deriva constituyen la mayor causa de no-reproductibilidad en muchas mediciones de PE.


129

Estos efectos de polarización y deriva pueden controlarse comparando periódicamente el potencial del electrodo de trabajo (el electrodo móvil) con un electrodo de referencia mantenido en un baño de solución electrolítica a temperatura constante. Este procedimiento permite realizar correcciones de la polarización y deriva en los datos. Como esta corrección puede llegar a veces a unos 20 mV, olvidarse de ella puede conducir a errores significativos. Un ejemplo del mejoramiento en las observaciones se encuentra en la comparación de los datos obtenidos en la investigación en Leach Hot Springs (fig. 184).

TRABAJO DE CAMPOTRABAJO DE CAMPOTRABAJO DE CAMPOTRABAJO DE CAMPO

El trabajo de campo se reduce a la medición de las diferencias de potencial de una serie de estaciones respecto un punto de referencia, el que puede hacerse de dos maneras denominadas:

•Método de potenciales •Método de gradientes

Como se mide un campo natural, el método no requiere de circuito de energización, por lo que el instrumental necesario se reduce a:

- un milivoltímetro (0 - 1999 mV) con distinción de polaridad y alta impedancia de entrada, - dos electrodos impolarizables con mango, y - un carrete con el cable necesario.

MÉTODO DE POTENCIALESMÉTODO DE POTENCIALESMÉTODO DE POTENCIALESMÉTODO DE POTENCIALES

Se disponen las estaciones en perfiles, cuando se trata de minerales semiconductores se prefiere que sean paralelos y separados entre 20 y 50 m con origen en un perfil perpendicular a ellos. En mediciones en áreas geotermales los perfiles no necesariamente tienen que ser paralelos y las distancias entre puntos sucesivos son mucho mayores que en el caso anterior.

Uno de los electrodos (N) queda fijo en el origen de cada perfil (junto al instrumento de medida y al operador) mientras el segundo (M) es desplazado por un auxiliar a las estaciones programadas, el operador anotará las diferencias de potencial (∆V) con su signo.

Las mediciones deben ser hechas con el cuidado necesario para obtener datos significativos y reproducibles. Las lecturas de potencial son afectadas por el contacto de los electrodos con el suelo, por lo que la calidad de éstos debe ser controlada, manteniendo el circuito de resistencia tan uniforme como sea posible de estación en estación

mVM N

1 2

mVM N

2 1

PUeeUV 211 ++++∆∆∆∆====−−−−++++∆∆∆∆====∆∆∆∆

PUeeUV 212 −−−−∆∆∆∆====++++−−−−∆∆∆∆====∆∆∆∆

∆∆∆∆U

∆∆∆∆U

Fig. 179 Procedimiento para el cálculo de P

Las lecturas de las diferencias de potencial están afectadas de errores por la polarización de los electrodos:

2

VVP 21 ∆−∆

= (195)

cuya influencia podría eliminarse por el procedimiento sugerido en la fig. 179 y calculando en cada estación el valor de

2

VVU 21 ∆+∆

= (196)

pero, como el procedimiento es poco práctico, generalmente no se lo utiliza.


130

No obstante, aun en las mediciones de PE para detección de minerales semiconductores, es conveniente efectuar controles frecuentes de la polarización y deriva de los electrodos, así como monitorear los potenciales generados por las corrientes telúricas.

LÍNEABASEN

M

mV

-1-2

-3

-4

1

2

3

0

1

2

3

4

-1

-2

-3

-4

BA C Fig. 180 Procedimiento habitual para determinación

de potenciales en prospección minera.

Un procedimiento habitual para la medición de potenciales en prospección de minerales semiconductores es el sugerido en la fig. 180: Se coloca N a poca distancia del origen del primer perfil y M en este último, el valor leído sería P. Luego, M se desplaza a los puntos del primer perfil y a los puntos origen de los otros perfiles, se les resta la primera lectura y se tiene en cada caso su potencial respecto de 0.

Se traslada N al origen del segundo perfil y M se desplaza por los puntos de éste a los que se suma la d.d.p. de su origen, y continuando así con los siguientes perfiles.

MÉTODO DE GRADIENTESMÉTODO DE GRADIENTESMÉTODO DE GRADIENTESMÉTODO DE GRADIENTES

En este caso, los valores del potencial en cada punto se calculan por la adición progresiva de lecturas de potencial entre estaciones. Es más lento que el anterior y requiere mediciones más cuidadosas (por el arrastre de errores), siendo preferible en zonas de grandes contrastes, por lo que es casi exclusivamente utilizado en la prospección de minerales semiconductores.

12

34

5

6

8

7

9

10

1112

1314

15

Perfil 1

Perfil 2

Perfil 3

Perfil 4

comienzo Fig. 181 Itinerario posible en el método de gradientes para

compensar errores de cierre.

Para su aplicación se estaquilla la zona en estaciones separadas 20-25 m de modo que las mediciones se hagan en itinerarios cerrados (fig. 181) para tener un control de los errores y compensarlos.

El valor de P tiene mayor significación porque es del mismo orden que las diferencias de potencial, pero en este caso es posible eliminarlo por inversión de los electrodos entre una estación y la siguiente.

Compensación del error de cierre

En cada polígono cerrado, al coincidir primer y último punto, debería cumplirse que

∑ =∆ 0)( iV , lo que por lo general no ocurre, apareciendo un error ∑ ∆= iVe )( cuyo valor

porcentual debe ser menor que 5 %:

%5100*V

ep <

∆=∑

(197)

en cuyo caso, se efectúa una compensación según:

n

e)V()V( i

'í −∆=∆ (198)


131

donde n es el número de estaciones.

No obstante, como la polarización de un par de electrodos puede cambiar de magnitud y polaridad entre lectura y lectura, efectuar tales mediciones en circuitos cerrados no asegura un control absoluto sobre el posible error acumulativo, por lo que son igualmente aconsejables los controles frecuentes de la polarización de electrodos y de la deriva.

Si las mediciones de campo se hacen cuidadosamente y los efectos de polarización, deriva, corrientes telúricas y transitorias son acotados, las mediciones de PE son reproducibles con ± 5 mV (si se miden en los mismos lugares), igual sean efectuadas muchos años después

No obstante, no es suficiente con que los datos sean reproducibles, puesto que lo que debe buscarse es que sean significativos en términos del propósito de las mediciones efectuadas, puesto que lo que es señal en un caso puede ser ruido en otro. Independientemente de que efectos culturales (como campos arados, cultivos, irrigación, agroquímicos), humedad del suelo y variaciones químicas deben ser cuidadosamente considerados. Efectos que pueden ser minimizados mediante una juiciosa selección de las líneas y los sitios de los electrodos de medición. Debiendo además llevarse un registro cuidadoso del tipo y condición del suelo, geología local, vegetación, topografía y manifestaciones culturales.

REPRESENTACIÓN DE LAS OBSERVACIONESREPRESENTACIÓN DE LAS OBSERVACIONESREPRESENTACIÓN DE LAS OBSERVACIONESREPRESENTACIÓN DE LAS OBSERVACIONES

Los valores de potencial obtenidos en el campo, y eventualmente corregidos en gabinete, se representan en forma de mapas de líneas equipotenciales (fig. 182), perfiles de potencial (fig. 183) y mapas de perfiles de potencial.

Referencias

0 200 400 600 800 1000 m

0 mV

-50 mV

-100 mV

-200 mV

-300 mV

-400 mV

Filón

Impregnación

Fig. 182 Mapa de PE en un yacimiento de pirita de Kimheden, Norte de Suecia

(adaptado de Parasnis, 1971) La densidad o separación de las isolíneas depende de la intensidad del campo

observado, de modo que reflejen claramente las particularidades de la distribución del potencial.


132

En la confección de los perfiles de potencial, la escala horizontal debe coincidir con la del mapa del informe y la escala vertical elegirse acorde con los valores a representar (fig. 183), conviene dibujarlos con línea quebrada y sin alisamientos Debajo de ellas es muy útil trazar el relieve del terreno y bosquejar el corte geológico.

Finalmente, es muy conveniente volcar todos los perfiles en un sólo mapa, lo que facilita la comparación entre ellos y por tanto su interpretación.

-400

-300

-200

-100

0

100

200

300

400

0 100 200 300 400 500 600

Progresiva (m)m

V

PE (mV)Grad. PE (mV/m)Mineralización

Fig. 183 PE y su gradiente sobre un perfil que cruza un yacimiento

de pirita (Parasnis, 1971)

INTERPRETACIÓNINTERPRETACIÓNINTERPRETACIÓNINTERPRETACIÓN

La interpretación de mapas y perfiles se hace considerando minuciosamente los antecedentes de la zona de trabajo. Por lo general es de carácter cualitativo y atendiendo a las formas de las isolíneas y a las variaciones que muestran los perfiles, cuya correlación entre sí es favorecida por los mapas de perfiles.

Un ejemplo de perfil es el de la fig. 184 que corresponde a una investigación geotermal en Grass Valley, Nevada (Corwin, 1976). Muestra una extendida anomalía negativa cuyo mínimo coincide aproximadamente con el área de Leach Hot Springs y con la traza de la falla que actúa como un conductor de agua termal.

Para el relevamiento del primer perfil (agosto de 1974) se utilizaron carretes de cable de sólo 500 m, por lo que hubo que establecer puntos base cada kilómetro, las lecturas se efectuaron separadas entre 50 y 100 m hacia norte y sur de cada base, y los empalmes entre tramos efectuadas en las estaciones anteriores a los 500 m de la base. La polarización y deriva de los electrodos de Cu-SO4Cu no fueron monitoreados, de modo que los datos no fueron corregidos por estos efectos.

Las mediciones fueron repetidas en septiembre de 1975, utilizando un electrodo base localizado en el km 3,2 norte de la línea y utilizando un carrete con capacidad para 5 km de cable, permitiendo al electrodo base permanecer en el mismo lugar hasta completar todo el estudio (incluyendo las restantes líneas que integran el trabajo).

Las variaciones en la polarización del electrodo de estudio fueron determinadas por mediciones periódicas del potencial entre éste y un electrodo de referencia portátil, trasladado en una batea con solución de SO4Cu y, las lecturas corregidas por interpolación lineal entre mediciones consecutivas de la polarización.

Las estaciones de este segundo perfil se localizaron a pocos metros de estaciones de la medición de 1974, y efectuando lecturas a no menos de 100 m (algo más espaciadas que el promedio del relevamiento de 1974). La diferencia más importante entre ambos perfiles es que los potenciales de los datos de 1975 muestran un mismo nivel en ambos lados de la anomalía coincidente con el Hot Springs Area.


133

Aunque muchas de las variaciones de longitud de onda corta (mayores de 1 o 2 km) son similares en los dos relevamientos, el error acumulativo en el primer estudio, causado por los repetidos movimientos del electrodo base y la falta de corrección por polarización de los electrodos, resulta en un corrimiento del orden de los 30 mV entre los extremos norte y sur de la línea y oscurece la verdadera naturaleza de la anomalía negativa alrededor del área de los manantiales termales.

El PE del área de Leach Hot Springs refleja fuertemente un patrón de flujo de agua cercano a la superficie, aunque los bordes de las anomalías parecen estar relacionados con los límites de las áreas conocidas de flujo anómalo de calor, permitiendo la posibilidad de que una pequeña porción de esa anomalía es generada por cupla termoeléctrica.

-80

-60

-40

-20

0

20

8 6 4 2 0 2

kilómetros

PE

(m

V)

-80

-60

-40

-20

0

20

8 6 4 2 0 2

kilómetros

PE

(m

V)

Agosto 1974

Septiembre 1975Leach Hot Springs

Fig. 184 Ejemplos de perfiles de PE en área geotermal

(Corwin, 1976)

En el caso de minerales semiconductores, si las equipotenciales son líneas alargadas, debe suponerse que los cuerpos tienen cierto buzamiento, con rumbos dados por los alargamientos. En cambio, si las equipotenciales alrededor de los mínimos son aproximadamente circulares, debe interpretarse que los cuerpos causantes de las anomalías son isométricos, de eje aproximadamente vertical y asimilables a dipolos con el polo negativo en posición superior.

En estos casos puede intentarse una cuantificación de las anomalías y estimarse la profundidad de los cuerpos productores de PE, asumiendo generalmente que son de forma regular y el medio encajante es homogéneo.

Estas estimaciones requieren perfiles de cálculo especiales, que pasen por los centros de las anomalías (tal el caso de la fig. 180, y que suelen requerir mediciones de mayor detalle.

EJEMPLO: Estimación de la profundidad de un cuerpo polarizado asimilable a un dipolo

C Px

rz0 θ

M=momentodel dipolo

Fig. 185 Dipolo vertical

El valor del potencial en un punto P ubicado a una distancia r del centro de un dipolo vertical ubicado a profundidad z0 (fig. 185) vendrá dado por:

θ= cosr

M2U

2 (199)

dado que el efecto de la interfase es el de duplicar el valor del potencial, dado por la ec. 136.


134

Escribiendo esta ecuación en función de las coordenadas cartesianas identificadas en el gráfico, tendremos:

2320

20

2120

20

20

22 )zx(

zM2

)zx(

z

)zx(

M2cos

r

M2U

+=

++=θ= (200)

Denominando (UM) al potencial máximo dado en el punto C donde x = 0, se tendrá

20

Mz

M2U = , y si además se hace

0z

x=ζ , se puede escribir:

232

M

2320

2

30

M)1(

U

)zx(

zUU

ζ+=

+= (201)

que cuando 1z

x

0

==ζ , es:

3

1353,0

2

1

U

U23

M

≅== (202)

Es decir, la profundidad del dipolo es aproximadamente igual al valor de la abscisa para la que el potencial cae al tercio de su valor máximo.

Se han hecho cálculos similares para distintos casos de cuerpos regulares y de modelos teóricos como dipolos polarizados de diferente ubicación (Orellana, 1982; Iakubovskii y Liajov, 1980; Fitterman, 1979).

LOS ESTIMADORES DE PETROWSKYLOS ESTIMADORES DE PETROWSKYLOS ESTIMADORES DE PETROWSKYLOS ESTIMADORES DE PETROWSKY

Se pueden obtener valores aproximados de la profundidad de los cuerpos anómalos mediante los "estimadores de Petrowsky" (q y t, en la fig. 186) basados en anomalías calculadas para diferentes modelos teóricos (Orellana, 1982). Con base en ellos pueden obtenerse independientemente la profundidad del centro de simetría del cuerpo (zo) o de su borde superior (z1) como se indica en el cuadro para algunos casos especiales.

U0

UM

UM/ 2q

t

Fig. 186 Estimadores de Petrowsky

PEQUEÑO DIPOLO VERTICAL

t86.0q65.0z0 ≅≅

DIPOLO VERTICAL (de cualquier longitud)

q65.0zq29.0 1 <<

t86.0zt38.0 1 <<

CILINDRO HORIZONTAL LARGO (polarizado verticalmente)

t6.0q5.0z0 ≅≅

LÁMINA POLARIZADA

q5.0zq3.0 1 <<

t7.0zt4.0 1 <<

potencial espontáneo

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