PROPIEDADES MASIVAS        

Susceptibilidad magnética Variaciones de gravedad Propiedades magnéticas Transmisión de sonido y ondas sísmicas Porosidad Permeabilidad Resistividad Fotometría

Homogéneo: sus constituyentes son de la misma naturaleza y están distribuidos de manera que los especímenes pequeños representan un todo. Heterogéneo: sus constituyentes son de diferente naturaleza, de manera que los especímenes pequeños no representan el todo. Isotrópico: despliega las mismas propiedades físicas en cualquier dirección; si las partículas, cristales, poros o microfracturas tienen una orientación aleatoria, una sección del material deberá mostrar un arreglo similar independiente a la dirección. Anisotrópico: contiene orientación preferencial de sus componentes, causada por procesos geológicos de sedimentación o metamorfismo; las propiedades físicas mostradas por tales rocas son variables dependiendo de la dirección de las mediciones.

VECTORES, TENSORES Y ELIPSOIDES DE ESFUERZO Estado de esfuerzo es el conjunto de los infinitos vectores esfuerzo que actúan sobre los infinitos planos que pasan por un punto, en un instante dado. Tensores de 2º orden Consideremos una arenisca maciza, sus propiedades masivas dependen del entramado que controla la anisotropía de éstas. Estas propiedades pueden ser representadas como un elipsoide de tres ejes. Los ejes a, b y c son los del entramado y los ejes α (máximo), β (intermedio) y γ (mínimo), corresponden a los de la propiedad masiva en cuestión, que suele estar inclinado aguas arriba un ángulo θ. Cualquier punto del interior de la Tierra está sometido a un complejo sistema de esfuerzos. Esto es debido a que sobre él actúa el peso de las rocas que tiene encima, que no sólo se aplica en dirección vertical sino que es en cierto modo transmitido en todas la direcciones, aunque no siempre con el mismo valor. Además, las rocas adyacentes pueden

transmitirle fuerzas que pueden provenir de causas diversas. El conjunto de fuerzas que actúan dan, a su vez, esfuerzos sobre todos y cada uno de los planos que pasan por el punto. Puede considerarse que los esfuerzos que actúan sobre cada plano se componen dando un único esfuerzo resultante. No obstante, dado que por un punto pasan infinitos planos, habrá infinitos vectores esfuerzo actuando. Además, la configuración de los esfuerzos puede variar de un instante a otro. Se define estado de esfuerzo como el conjunto de los infinitos vectores esfuerzo que actúan sobre los infinitos planos que pasan por un punto, en un instante dado. Esto no es ya una magnitud vectorial, sino una cantidad física compuesta de infinitos vectores, que se denomina un tensor de segundo orden. Los tensores son cantidades físicas que expresan diferentes cosas. Los tensores de orden cero son los llamados escalares, cantidades físicas que se expresan por un simple número, p. ej. La temperatura en la habitación: T = 25 °C. Los tensores de primer orden son los vectores, cantidades físicas que representan una intensidad, pero también una dirección en el espacio y un sentido. Pueden ser expresados por un módulo y dos argumentos: el módulo expresa la intensidad y los argumentos los ángulos que forma con dos de los ejes de coordenadas en el espacio. Una forma más habitual de expresar un vector es por tres números que representan las coordenadas de sus extremos respecto a un sistema de ejes cartesianos. Las tres cantidades que definen el vector se denominan sus componentes. Los tensores de segundo orden son cantidades físicas que representan, en general, infinitos vectores o que expresan una propiedad que permite establecer una relación entre dos vectores. El tensor de esfuerzo se encuentra entre los del primer tipo. Normalmente, un tensor de segundo orden necesita 9 cantidades o componentes para ser definido. En el caso del tensor de esfuerzo, se eligen los tres planos, perpendiculares a cada uno de los tres ejes cartesianos de coordenadas y se escogen, en cada plano, tres componentes del vector esfuerzo que actúa sobre él: la componente normal y las dos componentes de cizalla que actúan según las direcciones paralelas a los ejes de coordenadas paralelas al plano. PROPIEDADES QUE AFECTAN AL ELIPSOIDE  Laminación cruzada (Plano Sf) o paralela a la estratificación.  Imbricación en granos de arena.  La elongación de los clastos mayores no siempre coincide con la propiedad que estamos estudiando: p.ej.: la dirección de máxima permeabilidad

SUSCEPTIBILIDAD MAGNÉTICA Las propiedades magnéticas en las rocas sedimentarias pueden expresarse mediante el momento magnético (M) que consiste en dos partes: Mi, o momento magnético inducido por el campo magnético terrestre actual que depende de las propiedades magnéticas del material y Mr: magnetismo residual. El Mr es un relicto de condiciones pasadas y no depende del campo magnético actual. La magnetita y la hematita son los principales responsables de las propiedades magnéticas del material. La posición del vector que define Mr, se expresa mediante una declinación (azimut con el norte) e inclinación. MAGNETISMO REMANENTE Los materiales tamaño arena suelen presentar un valor Mr que proviene de la constitución del material en la roca madre. Los granos son orientados por las condiciones hidrodinámicas con su eje mayor paralelo a la corriente. En los materiales finos, las partículas magnéticas son orientadas con su eje de máxima susceptibilidad paralelo al magnetismo terrestre. Una vez litificado el material, esta dirección queda congelada.

La posición de este vector en sedimentos finos antiguos permite situar la posición del polo magnético a lo largo del tiempo geológico. El magnetismo remanente puede ser modificado por metamorfismo intenso y (o) intrusiones ígneas o deformación intensa.

ANISOTROPÍA DE LA SUSCEPTIBILIDAD MAGNÉTICA EN PELITAS Los materiales finos suelen reorientarse en el sedimento en el momento de la sedimentación. En varves glaciales y sedimentos finos del fondo oceánico, la máxima susceptibilidad magnética yace en el plano a-b, de manera que su orientación (declinación e inclinación) pueden determinarse. En sedimentos finos del fondo marino actual se ha medido el vector de máxima susceptibilidad como indicador de paleocorrientes. McIver (1961), Rees (1966), Rees y Frederick (1974) Hailwood y Sayre (1979) Ellwood (1979), Forami(1987), etc. Potter y Pettijohn (1963) utilizaron para medir paleocorrientes mediciones de resistividad; Brinkmann y otros (1961) de conductividad térmica. PALEOCORRIENTES Y SUSCEPTIBILIDAD  El eje de menor susceptibilidad se ubica por lo general perpendicular a la estratificación. Los otros dos, paralelos.  En pelitas el eje máximo coincide con la dirección de paleocorrientes medida en estructuras direccionales (tales como turboglifos) (Taira y Lienert, 1979) pudiendo apartarse hasta 30º de la misma.

LA SUSCEPTIBILIDAD Y LA CORRELACIÓN GEOLÓGICA En perfiles estratigráficos como la susceptibilidad depende mucho del tamaño de grano. Los sedimentos deben contener entre 0,01 y 1% de magnetita pero no más para que la proximidad entre estos granos no interfiera entre sí.

GRAVIMETRÍA

GRAVIMETRÍA Y MAGNETOMETRÍA DEL SUBSUELO • La magnetometría combinada con gravimetría nos permite establecer modelos alternativos del subsuelo con capas de la densidad adecuada. • Las anomalías gravimétricas son valores menores o mayores que los normales para la región. • Las anomalías positivas se deben a la presencia de rocas más densas, concentraciones de minerales ferríferos, sulfuros, etc. • Las negativas, suelen deberse a la presencia de cuerpos de sal o arcillas sobrepresurizadas con densidades menores a la media de las rocas silíceas (2,65).

SÍSMICA DE REFLEXIÓN Esta herramienta permite obtener mediante la reflexión de ondas sísmicas (o sonoras) en el subsuelo, la disposición de las capas, y la macrogeometría. Es la herramienta más potente que los geólogos disponen para estudiar el subsuelo. Las ondas sísmicas se propagan en el subsuelo y cuando encuentran un cambio (contacto sísmico) donde hay una variación de impedancia (resistencia al paso de las ondas o dureza sísmica) parte de la onda es reflejada y vuelve a superficie donde es captada por un geófono que registra el tiempo de arribo de cada onda. Cada geófono produce una imagen de forma cónica de los planos reflectores captados, que luego es correlacionada por un programa de computo que aplica filtros para eliminar ruido y genera una imagen sísmica del subsuelo que muestra muchos detalles de macrogeometría de los cuerpos sedimentarios, discordancias, pliegues y fallas. IMPEDANCIA ACÚSTICA  La impedancia acústica es el producto de la densidad por la velocidad (ρ · V) y es una forma de dureza acústica del estrato. La diferencia de impedancia acústica entre dos capas puede expresarse como coeficiente de reflexión, cuya amplitud y polaridad define la resolución sísmica del contacto.  La energía de las ondas sísmicas es absorbida progresivamente en profundidad de manera que la señal que emerge de los planos más profundos es cada vez más débil  Los subíndice indican : 1 = inferior, 2 = superior EJEMPLOS DE CONTACTOS SÍSMICOS  Si el valor de R es cercano a cero el contacto es sísmicamente invisible.  Si el valor es cercano a 1 o -1 es sísmicamente marcado y suele verse claramente en los diseños sísmicos  La línea sísmica es un conjunto de perfiles sinusoidales verticales de variación del coeficiente R. colocados uno junto a otro.  Para hacer visible los picos intensos (+) o (-) se suelen llenar con negro.  El diseño no siempre define un único contacto, sino una serie de contactos promediados.

UN PERFIL SÍSMICO TÍPICO CON INFORMACIÓN GRAVIMÉTRICA Y MAGNETOMÉTRICA

VELOCIDAD DE LAS ONDAS SÍMICAS EN DISTINTOS TIPOS ROCOSOS  Como cada plano reflector está ligado al tiempo que demoró la onda desde su salida de la fuente hasta la llegada al geófono que captó su reflexión. La escala de profundidad está definida por valores en segundos de TWT (two way travel time).  Si conocemos las rocas en subsuelo y las velocidades de propagación de las ondas sísmicas en ellas, podemos transformar estos valores en profundidad en metros.  Obviamente es mejor disponer de perforaciones con perfiles sónicos cuyos picos pueden ser correlacionados con los de la línea sísmica.

POROSIDAD  La porosidad es la relación entre el volumen de poros y el volumen total de la roca.  La porosidad (N) es expresada mediante un porcentaje, calculado mediante: (Vp/Vt) * 100.  La porosidad varía con el tipo de roca y la profundidad de soterramiento.

POROSIDAD SECUNDARIA - SU VARIACIÓN CON LA PROFUNDIDAD

LA RELACIÓN ENTRE LA POROSIDAD Y EL TT ESTÁ RELACIONADA CON LA LITOLOGÍA DOMINANTE EN EL SUBSUELO

VARIACIÓN DE LA POROSIDAD CON LA PROFUNDIDAD Y EL PALEOAMBIENTE DOMINANTE

MEDICIÓN DE LA POROSIDAD MEDIANTE INYECCIÓN DE MERCURIO

PERMEABILIDAD  Es la propiedad de las rocas porosas de permitir el flujo de un fluido (líquido o gaseoso).  La unidad de medida es el Darcy, que en general es demasiado grande para los reservorios de agua y petróleo.

LA RELACIÓN ENTRE LA PERMEABILIDAD Y LA TEXTURA

RELACIÓN ENTRE PERMEABILIDAD Y POROSIDAD

RELACIONES APLICABLES A CALIZAS Y ARENISCAS

POROSIDAD VS PERMEABILIDAD EN CAPAS DE EDADES VARIABLES Y RELACIÓN CON LA GRANULACIÓN DEL CUARZO

POROSIDAD, PERMEABILIDAD Y SUPERFICIE ESPECÍFICA

EL PERMEABILÍMETRO DE CAMPO

RESISTIVIDAD • La resistividad al paso de la corriente, es una propiedad masiva medida con frecuencia mediante sondas en los pozos de agua y petroleros. • Permite conocer la calidad del agua (dulce o salada) y otras propiedades del subsuelo. • Existen herramientas que combinan perfiles de resistividad en cuatro o más direcciones relacionadas con el norte geográfico y orientación del pozo que suelen brindar detalles de las estructuras sedimentarias presentes en las capas del subsuelo.

AMBIENTE DE MEDICIÓN DE LA RESISTIVIDAD EN UN POZO

CORTE DE LA DISTRIBUCIÓN DE RESISTIVIDAD ENTRE LA ZONA INVADIDA, ANULUS Y ZONA NO INVADIDA Rf = resistividad de la zona no invadida Rw = resistividad de la formación saturada de agua Rxo= resistividad de la zona lavada Rmf =resistividad de fango infiltrado Rm =resistividad del lodo de perforación Ran= resistividad del anulus

RELACIONES ENTRE RESISTIVIDAD Y CONDUCTIVIDAD

RESISTIVIDAD (ohms-m) y TT (en segundos)  La resistividad puede ser asociada al tiempo de tránsito en las formaciones del subsuelo y de esa manera producir perfiles de velocidad de tránsito sintéticos que pueden compararse con el comportamiento de las líneas sísmicas

VEAMOS UN EJEMPLO

APLICACIONES DE LA RESISTIVIDAD: EL DIP-METER

PERFILES DE DIP-METER EN LA FORMACIÓN ICHOA (CRETÁCICO SUPERIOR) EN EL SUBSUELO DE SANTA CRUZ DE LA SIERRA (BOLIVIA) PALEODESIERTO EÓLICO

CABEZAL DE RESISTIVDAD MULTIPLE (ENP)  Este cabezal genera imágenes de las capas atravesadas que muestran estructuras primarias (estratificaciones cruzadas) siempre que las mismas tengan espesores que entren dentro del rango de sensibilidad del instrumento.

FOTOMETRÍA  En cortes delgados de areniscas macizas y limolitas es posible determinar la orientación preferencial de los granos de cuarzo mediante sus propiedades ópticas dilucidadas por el microscopio petrográfico.  Se necesita para eso cortes delgados orientados paralelos a la estratificación con indicación del norte sobre su superficie.  Medimos con un fotómetro la posición de la dirección de máxima iluminación del conjunto.  Esta dirección la relacionamos con la marca del norte y establecemos el azimut de la misma. VEAMOS EJEMPLOS DE APLICACIÓN

OTRO EJEMPLO YA MENCIONADO CON SUSCEPTIBILIDAD

BIBLIOGRAFÍA Archie 1942 Brinkmain y otros 1961 Chandler y otros 1989 Dixon y otros 1989 Ellwood 1979 Foramil 1987 Hailwood y Sayre 1979 Jennings, J.B. 1987 AAPG Bull, 71 (10) Krumbein y Monk 1943 Mclver 1961 Pitman 1981 Potter y Pettijohn 1963 Rees 1966 Rees y Frederick 1974 Rudman y Whaley 1976 Schieber y Ellwood 1988 Selley 1978 Taira y Lienert 1979 Taira y Scholle 1979