MÉTODO DE POLARIZACIÓN INDUCIDA
Métodos Eléctricos II Mayo 2016
Método de Polarización Inducida
El Método de Polarización Inducida (IP) Introducción: En los últimos años ha experimentado un gran desarrollo del método llamado de polarización inducida, hasta el punto de que las prospecciones realizadas con este método, según afirman algunos, supera como inversión al total de los restantes métodos de prospección geofísica minera. Descripción del fenómeno de polarización inducida: Si tenemos un dispositivo, Wenner o Schumberger, de 4 electrodos situados sobre el terreno y conectamos los electrodos de corriente a una batería sabemos que al cabo de un cierto tiempo puede medirse un voltaje máximo en los electrodos de potencial, inversamente, si interrumpimos bruscamente la corriente aplicada, el voltaje de los electrodos de potencial no cae bruscamente a cero si no que tarda cierto tiempo en desaparecer. Historia del método: El primero que se refirió al fenómeno de polarización inducida fue Schumberger, el padre de los métodos eléctricos, en 1920, cuando realizando un estudio de resistividad sobre una masa de piritas pi ritas encontró que al aplicar una diferencia de potencial a los electrodos AB de corriente de un dispositivo di spositivo AMNB y de efectuar la medida en los electrodos MN, el potencial detectado en ellos no caía bruscamente al interrumpir el circuito, si no que tardaba cierto tiempo en desaparecer, siguiendo una curva exponencial parecida a una hipérbola equilátera.
Schumberger atribuyo atribuyo este fenómeno a la polarización polarización del volumen que afectaba a toda la masa de electrolito alrededor de las tomas de tierra.
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A partir de 1930 tanto USA como la URSS se s e realizaron numerosos trabajos sobre la polarización inducia. En la USA se deben citar ensayos de Muller Mu ller (1932, 1934, 1940) y de Weis (1933) que se pretendían pretendían obtener obtener indicaciones de polarización inducida a profundidades de 1000 y 2000 m. Posteriormente, Belluigi (1935, 1941) concluyo que el método no era aplicable más que a profundidades muy pequeñas. En 1940 Potapenko y Peterson desarrollaron, independientemente, un aparato para la prospección petrolífera por el método de polarización inducida. El principio del método residia en las diferencias de polarización obtenidas en las rocas encajantes, por un lado, y en el petróleo, por otro. Probablemente los primeros en desarrollar un aparato y una técnica operatoria para la práctica el método en la investigación de sulfuros de baja ley fueron D.F Bleil y A.A. Brant en 1952. Por parte rusa lo único que se conoce es que de 1932 a 1934 obtuvieron resultados interesantes de polarización inducida en un campo prolifero, que en 1946 Zeleznak demostró la utilidad del método para para localizar en los sondeos horizontes horizontes de minerales metálicos y que, desde entonces, el método se ha utilizado ampliamente en la industria minera. Asimismo, el la literatura geofísica rusa se habla de un aparato de testificación testifi cación eléctrica en sondeos que registra registra simultáneamente simultáneamente la polarización polarización inducida y el potencial espontaneo.
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Aplicaciones del método:
Caracterización litológica del subsuelo (Geotécnica, Exploración Minera y Agua). Delimitación de zonas de alteración (hidrotermal, silícea). Detección de zonas mineralizadas (sulfuros). Localización de (sistemas de) fracturas y fallas geológicas. Estudio de acuíferos: profundidad, espesor, propiedades (salinidad). Monitoreo de acuíferos (contaminación).
Breve explicación del funcionamiento. 1.
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4.
Se miden en la superficie la magnitud (voltaje) y desfase (expresión del efecto IP) del campo eléctrico el éctrico creado en el subsuelo por una inyección de corriente eléctrica (mediante electrodos metálicos, acoplamiento galvánico). Estas cantidades dependen de la distribución intrínseca de resistividad y polarización inducida del subsuelo, las que pueden ser inferidas mediante el análisis numérico de los datos (modelamiento e inversión). Para la inyección de corriente y la medición me dición del voltaje se usan dipolos de electrodos, en arreglos geométricos según el objetivo del estudio. Arreglos usuales: Sondaje Eléctrico Vertical (SEV) – Schlumberger, Wenner – Gradiente, Gradiente, Dipolo-Dipolo, Polo-Dipolo.
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Inversion 2D Resistividad.
Perspectiva de Resistividad 3D, corte a 100m de
Monitoreo por Resistividad (Contaminación)
Inversion 2D Polarizacion
Profundidad
A continuación se describen las dos propiedades eléctricas del subsuelo que el método IP permite caracterizar: la resistividad eléctrica y efecto de polarización inducida. Finalmente se describen la metodología de medición IP en terreno y el proceso de interpretación.
Resistividad
La resistividad eléctrica de un material se relaciona a la capacidad que tiene éste para conducir la corriente eléctrica. eléctri ca. En términos físicos, la resistencia es definida a través de la ley de Ohm:
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= A partir de la resistencia medida se obtiene la resistividad del medio al multiplicar la resistencia R por un factor “k”, tal que:
= El factor “k” corresponde al factor geométrico del arreglo empleado
en la medición, y tiene unidades de longitud. Por ejemplo, eje mplo, para un cable de sección A y largo L, se tiene:
= Las unidades de resistividad en el sistema internacional SI son:
Volt ∗ metro = Ohm − metro Resist Resistivi ividad dad = Amper Para un electrodo que inyecta una corriente I en la l a superficie de un medio homogéneo de resistividad ρ, se tiene (Figura II -1):
= 2
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Donde r es la distancia al punto de inyección inyección (el Voltaje es nulo en el infinito).
La resistividad eléctrica de un volumen de roca depende de las características de cada mineral, de su porosidad, la composición de los fluidos presentes en ella, su grado de saturación, entre otros. Por lo general, los minerales formadores de roca se consideran como aislantes efectivos, y por tanto no conducirían corriente. No obstante, variables como las antes mencionadas podrían variar ésta situación (Telford et al, 1990). La Figura II-2, muestra la variación de la resistividad resisti vidad según: tipo de roca, contenido de agua, fracturamiento o alteración, y presencia de minerales de lustre metálico, en su mayoría sulfuros, los cuales son buenos conductores.
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Se distinguen 4 tipos de conductores:
a. Metales b. Semiconductores, cuya conductividad es electrónica c. Dieléctricos d. Electrolitos, con conductividad iónica. Los tipos de conductores y sus minerales asociados más comunes son: (a) Metales (Au, Ag, Cu, Sn, grafito): Presentan resistividades muy bajas, del orden de 10-8-10-7 [Ω m].
⋅
Los electrones tienen gran movilidad producto del enlace metálico. A escala macroscópica, la conductividad no es tan significativa, debido a la presencia de impurezas que en general se encuentran en una mayor proporción. (b) Semiconductores (calcopirita, bornita, pirita, pi rita, magnetita, pirrotina): Se necesita de la presencia de campos eléctricos fuertes fu ertes para producir conducción.
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La conductividad aumenta en el material con la temperatura y con la presencia de impurezas. (c) Dieléctricos (micas, feldespatos, cuarzo, calcita, silicatos en general): Presentan resistividades del orden de 107 [Ω m].
⋅
Los enlaces iónicos y/o covalentes son predominantes manteniendo los electrones fuertemente ligados. (d) Electrolitos (soluciones salinas): La corriente eléctrica eléctri ca se sustenta en los cationes y aniones presentes en la solución s olución acuosa. La resistividad de un electrolito queda definido como: la resistencia eléctrica presentada por un volumen de electrolitos de forma cúbica y un metro de lado cuando se establece es tablece una diferencia de potencial de un volt entre dos caras opuestas.
Base Teórica y Medición en Terreno. La medición en terreno, se basa en establecer es tablecer un campo eléctrico en un medio de resistividad resi stividad ρ. Para ello es necesario la inyección de
corriente eléctrica al medio (corteza terrestre), mediante dos electrodos de corriente. El efecto producido en el medio producto de la inyección de corriente, es explicado a través de las Leyes de Maxwell:
∇= − ∇=+
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Donde: J: Densidad de corriente [A/m2] E: Intensidad del campo eléctrico [V m/] B: flujo de densidad magnética [Teslas] H: Intensidad de campo magnético [A/m] D: Desplazamiento eléctrico [C/m2]. En el caso de la aplicación de corriente continua no existe dependencia temporal, y las ecuaciones mencionadas anteriormente se reducen:
∇ ×⃗ = 0 ∇ × ⃗ = Donde la primera de ellas implica que el campo eléctrico es conservativo, y se puede derivar de un potencial escalar, en definitiva:
⃗E = − ∇V Asumiendo que el medio no acumula cargas y permanece por lo tanto eléctricamente neutro, la ecuación de continuidad para la corriente implica que
∇ ∇ ⋅ J = 0.
Utilizando además la ley de Ohm,
⃗ = ⃗ , = 1/ , se obtiene:
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⋅ ⃗ = ⋅ ( ⃗ ) → ⋅⃗ + ⃗ ⋅ = 0 ⃗E = − ∇V
Si se considera, la ecuación de potencial escalar en , la ecuación ecuación se reduce a:
⋅ ⃗ = ⋅ ( ⃗ ) → ⋅⃗ + ⃗ ⋅ = 0
σ ∇V + ∇V ⋅ ∇σ = 0 Luego, considerando un medio uniforme el gradiente de la conductividad es cero y el voltaje cumple la ecuación de la Laplace:
∇V=0 En un medio homogéneo ilimitado con una fuente de corriente I en el origen, la soluciones adecuada de es:
∇ V=0
1 V = 4 Considerando la interfaz tierra-aire, las condiciones de borde condicionan un flujo nulo de corriente perpendicular a la l a superficie, por lo que el potencial eléctrico es incrementado en un factor 2:
1 V = 2
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Obteniendo la ecuación enunciada en
= En cuanto al método método
convencional de medición, éste estima la resistividad aparente del subsuelo, mediante el uso de cuatro cua tro electrodos, dos de corriente y
dos de potencial (Figura II-3).
En un medio homogéneo, utilizando los electrodos M y N es:
= , el voltaje medido entre
De donde es inmediato obtener el factor geométrico:
Existen varias configuraciones para distribuir los electrodos en terreno (Figuras II- 4, II-5, II-6 y II-7). Cada uno presenta sus ventajas y desventajas, dentro de éstos el que usualmente ofrece una mayor sensibilidad ante variaciones en profundidad, es el arreglo Polo-
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Dipolo (Figura II-4), sin embargo, su pseudo-sección a menudo es difícil de interpretar, por lo que usualmente se utiliza u tiliza el arreglo DipoloDipolo el cual también cuenta con una buena señal (Figura II-5). II -5). Los datos de potencial medidos y la corriente inyectada deben ser corregidos por el factor geométrico específico según el tipo configuración utilizada, obteniendo de esta manera la resistividad aparente ρ.
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El Efecto de Polarización Inducida.
El método de polarización inducida mide el decaimiento de voltaje en materiales terrestres, en respuesta a una corriente que es inducida en el subsuelo, el cual c ual genera el efecto IP. I P. Tal efecto corresponde a un fenómeno complejo que se produce cuando fluidos flui dos en espacios porosos de la roca entran en contacto con: minerales de lustre metálico, grafito, arcillas u otros minerales producto de alteración (Zonge, 2005), desencadenando una transferencia electrónica entre éstos materiales y electrolitos iónicos del medio medi o que los contiene (roca caja). Por tanto, el efecto IP refleja la habilidad de minerales, rocas o litologías de actuar como un capacitor eléctrico. La corriente que es inyectada al subsuelo, permite en primera instancia medir la resistividad aparente ρ a través de un diferencial de voltaje Vc medido (Figura IIII - 8). Una vez suprimida la corriente el voltaje medido a través de los electrodos no decae a cero instantáneamente, instantáneamente, sino que lo hace en el orden de mili-segundos mili -segundos a segundos. La Figura II-8 ilustra la curva de caída de potencial de retorno al estado original de un material al cual se le aplicó una corriente.
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Éste fenómeno ha sido atribuido a un tipo de energía almacenada en el material mientras que el flujo flu jo de corriente es aplicado. Esta energía almacenada podría ser de origen mecánico, químico etc., sin embargo, la energía de origen químico es el tipo de energía más relevante en este proceso, y sería producto de (a) variaciones en la movilidad de iones de los fluidos presentes en la estructuras de la roca, o (b) producto de la variaciones en la conductividad iónica y electrolítica en presencia de minerales metálicos. El primer fenómeno se conoce como polarización electrolítica o de membrana (Figuras II-9 y II-10), el cual podría ocurrir o no en presencia de minerales metálicos, mientras que el segundo es conocido como polarización electródica o de sobre-voltaje (Figuras II-11 y II-12), el cual depende de la presencia de minerales metálicos.
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Tipos de Medición. Existen dos formas de medir la caída de voltaje, una medida en función del tiempo en varias ondas, conocido como “IP timedomain” , y otro basado en el hecho que la resistividad aparente debe variar con la frecuencia, conocido como “IP frecuency domain” .
Mediciones Time-Domain Milivolt por Volt. Mediciones Time-Domain Milivolt por Volt se trata de la manera más simple de medir el efecto IP en el “time domain”, y consiste en
comparar el voltaje residual V (t) existente después de suprimir la
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corriente, versus voltaje estable Vc medido medi do mientras la corriente es aplicada. Cargabilidad: viene definido por la fórmula:
La cargabilidad corresponde a la medida más utilizada dentro de mediciones del tipo “time- domain” y consiste en el cálculo de la integral de la caída de voltaje entre un tiempo tie mpo t1 y t2, en varios puntos de la curva (Figura II-8). En el caso en que V (t) y Vc tienen las mismas unidades, la cargabilidad M se expresa en milisegundos (ms). El intervalo de medición entre t1 y t2 viene definido por el número de ventanas de cargabilidad medidos a través de la curva de caída de potencial. En términos generales se utiliza un estándar que emplea 13 ventanas de cargabilidad iniciando a un tiempo de -53.3 ms, con una ventana de ancho 148.4 ms (Desde 53.3 ms hasta 1876 ms). Donde la cargabilidad reportada corresponde corresponde a la integración de V (t)/Vc entre el tiempo 449,2 y 1098 ms multiplicado por una constante conocida de Swift (1,87) en unidades de mili-segundos. mili -segundos. La tabla II-1 muestra la Cargabilidad medida en algunos minerales de interés.
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Mediciones frecuency-domain. Efecto frecuencia: Consiste en medir la resistividad aparente en dos o más frecuencias, y es definido como:
El porcentaje efecto frecuencia, viene dado por:
Donde: Pdc, Pac son resistividades aparentes medidas en dc y muy alta frecuencia, respectivamente. Algunos autores (Pittard y Bourne, 2007) basados en la comparación de datos tipo time-domain y frecuency-domain obtenidos sobre una misma línea de medición para un sector en particular, han propuesto una equivalencia entre ambas mediciones mediante un factor empírico adimensional de valor 1,6 [mili-rad/miliseg] para convertir cargabilidades desde mili-seg a mili-rad y viceversa. Este factor no es único y varía de una región a otra, según las l as características geológicas del lugar y de la medición. Para efecto de éste estudio se propone un factor de 1,4 como factor de conversión basado sobre una línea del prospecto Inca de Oro, la la cual fue medida en ambos dominios y que permite convertir cargabilidades desde el dominio de frecuencias (mili-rad) (mili -rad) al dominio del tiempo (mili-seg) como una forma de normalizar todos los prospectos estudiados bajo un mismo criterio de comparación.
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Proceso e Interpretación de datos IP. Para la obtención de datos de Polarización inducida en terreno, al igual que para la medición de resistividad, resi stividad, se requiere del uso de 4 electrodos, 2 de los cuales son usados para introducir corriente al subsuelo y otros 2 para medir el voltaje inducido en el subsuelo. su bsuelo.
Existen varias configuraciones y formas de desplegar los electrodos de medición en terreno, dependiendo del tipo y de las características físicas del cuerpo que se quiera medir. Dentro de los arreglos convencionales más utilizados se encuentran el IP gradiente, y el IP Dipolo- Dipolo (Figuras II-13 y II-14). II -14). Con el primero de ellos se puede obtener una interpretación relativamente directa de la información a partir de una representación en planta, obteniendo buenos resultados para variaciones laterales de los parámetros de resistividad-cargabilidad medidos. Por otra parte, para información distribuida verticalmente en profundidad, se recomienda el uso de IP Dipolo-Dipolo, Dipolo -Dipolo, ya que la información en la componente vertical es más directa de interpretar i nterpretar que en IP-Gradiente.
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Para cualquier tipo de medición IP/Resistividad, el parámetro de polarización es sensible ante la presencia de sulfuros sul furos metálicos diseminados en el subsuelo. En este contexto, las respuestas altas de polarización responden por lo general a tres fuentes:
Pineralización metálica diseminada Presencia de grafito Presencia de algunos tipos de arcillas y/o de un conjunto de minerales de silicatos alumínicos hidratados, hidratados, tales como las zeolitas.
En general, la calidad de los datos es medida en base a una evaluación cuantitativa de los errores, esto en base a la totalidad de los datos adquiridos, su calidad y grado de repetición. Los errores pueden ser examinados mediante los errores tipo “intra -stack” e “inter -stack”. El primero de ellos representa el nivel del ruido de la medición mediante un “standard error of the mean” (SEM), mientras que el
segundo contempla un cálculo del error final en la l a cargabilidad y resistividad aparente, en el procesamiento de datos. Otra fuente de error, corresponde a los errores sistemáticos si stemáticos entre los que se incluyen: 19
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Errores del instrumento Metodología, ubicación y conexiones de los equipos monitoreados Calibración del receptor y revisiones de esta calibración cali bración y del sistema durante el estudio Revisión en forma periódica de sincronización Revisión de onda transmitida Acoplamiento Electromagnético
Toma de datos y Modelación.
Para obtener una tomografía/imagen tomografía/imagen en 2-D de las mediciones eléctricas IP/Resistividad en áreas geológicamente complejas, se despliegan varios electrodos todos conectados a un cable múltiple enlazado directamente a un ordenador laptop. La Figura II-15 muestra una medición típica 2-D, 2 -D, usando normalmente un espaciamiento constante entre cada electrodo. Tal caso c aso (Figura 15) representa el arreglo de Wenner, donde se toma inicialmente una línea de datos con espaciamiento “a” recorriendo sucesivamente los
electrodos a lo largo de la línea desde la posición número 1 hasta la 20, completando un total de 17 datos (20 - 3). Para alcanzar mayores profundidades, se deben separar los electrodos, tal como lo indica la Figura II-15 (estación 18 y 32), y por lo tanto a mayor profundidad menor es el número de datos obtenidos.
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Para un arreglo tipo Dipolo-Dipolo, Dipolo -Dipolo, la medición varía ligeramente, definiéndose el factor “n” como la razón entre la distancia di stancia de los
electrodos C1-P1 y el espaciamiento entre los dipolos C1-C2. De tal manera que si “n=2” la distancia entre C1 y P1 es dos veces el espaciamiento entre los dipolos C1-C2 (Figuras II- 14 y II-15). Posteriormente, para el ploteo de los datos existe el método de la pseudo-sección, el cual da una imagen aproximada de las anomalías. El dato es ubicado a una distancia proporcional a la distancia entre los electrodos, mientras que la profundidad máxima de investigación, en términos generales, es proporcional a la mitad de la longitud dipolar. Una limitante importante del método es que da una imagen distorsionada de la sub-superficie, debido a que la forma del contorno de los cuerpos en sub-superficie está
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determinada por tipo de arreglo utilizado y por el parámetro físico real medido en sub-superficie. Para solucionar tal inconveniente se utiliza la modelación inversa. Este ejercicio, permite calcular la cargabilidad aparente de una pseudoseccion 2-D, dividiendo la subsuperficie en un gran número de pequeñas celdas rectangulares bajo el método de elementos elemen tos finitos o el de diferencia finita, según se escoja. Con esta modelación es posible obtener contornos más definidos para posteriormente comparar las pseudo-secciones previamente obtenidas para una mejor interpretación de los datos.
Método de Inversión. El método de inversión intenta encontrar un modelo de la subsub superficie terrestre que responda a datos medidos en terreno. En la aplicación del método es bien conocido el problema de la no unicidad, es decir, la existencia de un amplio rango de modelos capaces de responder a los mismos datos de IP/Resistividad I P/Resistividad aparente. Para reducir el rango de modelos posibles se utilizan supuestos sobre la naturaleza de la sub-superficie, junto j unto a datos previos de la geología (intrusivos ígneos en rocas sedimentarias, sedi mentarias, depósitos de cuerpos masivos, etc.) que permitan establecer el modelo de inversión más apropiado.
Los programas de inversión, emplean un método iterativo a partir de un modelo inicial en la búsqueda de un modelo mejorado en cada iteración, que se aproxime de mejor forma al set de datos con los que se cuenta inicialmente. En casi todos los casos existe conocimiento previo acerca de la geología en subsuperficie, así por ejemplo la sub-superficie de interés
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puede tener bordes gradacionales, para los cuales el método mé todo de inversión “constrained -smoothess” sería el más apropiado. apropi ado. Mientras que para cuerpos geológicos discretos con límites marcados el método de inversión robusta sería el más recomendado. Cierta información puede ser ingresada dentro del proceso de inversión inversi ón en lo que constituye “filtros” que den peso relativo a la existencia de
cuerpos con orientación horizontal (capas sedimentarias) y/o verticales (existencia de diques y/o fallas) conocidos previamente. El método de inversión “constrained -smoothess” viene representado
por la siguiente ecuación (Loke, 1999):
Donde: F =Una matriz suavizadora J = Una matriz jacobiana de derivadas parciales r = Vector que contiene el logaritmo de los valores del modelo u = Factor de amortiguación d =Vector de perturbación del modelo g = Vector de discrepancia
El vector “g” contiene la diferencia entre los valores aparentes
medidos y calculados, su valor se expresa en e n RMS (root-meansquared), y es justamente este valor el cual el método de inversión i nversión busca reducir en un intento i ntento por mejorar el modelo en cada iteración. El vector de perturbación del modelo “d” registra el cambio en los
valores calculados y los valores aparentes medidos tales como: la rugosidad.
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Método de Polarización Inducida Por otra parte el factor de amortiguación “u”, control a el peso del
modelo en cada iteración del proceso de inversión. La ecuación e cuación (2.9) intenta minimizar el cuadrado de los cambios espaciales o la la rugosidad de los valores entregados, generando un modelo con variaciones y contornos suaves.
Observaciones del método.
Mediante sistemas numéricos (algoritmos) de modelamiento e inversión se pueden obtener imágenes 1D, 2D y hasta 3D de la estructura geoeléctrica del subsuelo, de acuerdo al tipo de medición. La Resistividad eléctrica es una de las l as propiedades físicas de mayor variación, abarcando en los materiales terrestres geológico-mineros unos cinco órdenes de magnitud, aproximadamente desde 0.1 a 10000 Ohm-m. El método de Polarización Inducida es la técnica más utilizada para detectar la presencia de sulfuros metálicos. La profundidad de investigación y la resolución dependen de la geometría del arreglo de electrodos. Por ejemplo, para el arreglo Dipolo-Dipolo, longitud dipolar 100 m y 6 niveles de medición, se alcanza una profundidad de aproximadamente 250 m, con una resolución lateral de alrededor de 50 m.
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Limitaciones del método.
La inyección de corriente eléctrica directa al subsuelo mediante electrodos (métodos galvánicos) es difícil en la la presencia de costras superficiales muy resistivas (caliche, material seco suelto). En estos casos se puede recurrir a la construcción de pozos, el uso de láminas conductoras (aumento de la superficie de contacto) y la impregnación i mpregnación con agua salada (disminución de la resistencia de contacto). También se pueden usar sondajes de varios metros de penetración. La detección de sulfuros metálicos de interés económicos (calcopirita, bornita) mediante Polarización Inducida puede ser confundida por la presencia de pirita (no económico), arcillas o grafito. El IP Espectral puede ser de ayuda en la discriminación di scriminación de tipos de mineralizaciones.
Fuentes consultadas:
http://repositorio.uchile. http://repositorio.uchile.cl/bitstream/h cl/bitstream/handle/2250/112318/cf andle/2250/112318/cfaguilef_sc.p aguilef_sc.pdf? df? sequence=1&isAllowed=y http://www.geodatos.cl/ip.php
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