02 apuntes prospeccion geofisica prof t teixido

PROSPECCIÓN GEOFÍSICA DE SUPERFICIE APLICADA A LA

HIDROLOGÍA

APUNTES PARA EL CURSO PRESENCIAL

En colaboración con:

Área de Geofísica Aplicada Instituto Andaluz de Geofísica (IAG) Universidad de Granda (UGR)

LOS PRESENTES APUNTES HAN SIDO CONFECCIONADOS

POR EL ÁREA DE GEOFÍSICA APLICADA DEL INSTITUTO

ANDALUZ DE GEOFÍSICA DE LA UNIVERSIDAD DE GRANADA

PARA EL CURSO INTERNACIONAL DE HIDROLOGÍA

SUBTERRÁNEA DE LA FCIHS. CUALQUIER COPIA PARCIAL O

TOTAL DE ESTE DOCUMENTO SIN LA AUTORIZACIÓN

EXPRESA DE L AUTOR NO ESTÁ PERMITIDA.

Dra. Mª Teresa Teixidó i Ullod © Área de Prospección Geofísica, Instituto Andaluz de Geofísica (IAG) Campus Universitario de Cartuja sn 18071 Granada Tel. 958 248 913 Fax. 958 160 907 Móvil. 620 316 489 http://www.ugr.es/~geofisic

FUNDACIÓN CENTRO INTERNACIONAL DE HIDROLOGÍA SUBTERRÁNEA

ÁREA DE GEOFÍSICA APLICADA (IAG, UGR) - 3 -

SUMARIO

1. Prospección geofísica. Introducción

1.1 Métodos existentes........................................................................... 5

1.2 Principios básicos, adquisición y metodología................................. 6

1.3 Propiedades medibles de los materiales y órdenes de magnitud.... 8

2. Prospección geoeléctrica en corriente continua

2.1 Principios básicos del campo eléctrico............................................. 11

2.2 Comportamiento eléctrico de los materiales y contenido en agua intersticial.........................................................................................

12

2.3 Ideas básicas: Resistividad aparente, principio de equivalencia y problema inverso..............................................................................

14

2.4 Dispositivos eléctricos aplicados a la prospección hidrogeológica... 16

2.5 Ejemplos de aplicación..................................................................... 19

2.6 Ejercicios. Se entregan por separado

3. Métodos electromagnéticos

3.1 Generalidades sobre los métodos electromagnéticos........................ 24

3.2 Generalidades de los métodos EM activos......................................... 25

3.3 Prospección electromagnética en el dominio del tiempo (TDEM)...... 26

3.4 Prospección electromagnética en el dominio de la frecuencia (FDEM)......................................................................................................

29

3.5 Resonancia magnética protónica o nuclear (RMP o RMN)............... 31

3.4 Método VLF........................................................................................ 36

3.5 Rádar del subsuelo, georrádar (GPR)................................................ 40

4. Prospección sísmica

41 Principios básicos de la propagación sísmica..................................... 45

4.2 Comportamiento sísmico de los materiales....................................... 46

4.3 Métodos sísmicos y su aplicación en hidrología................................ 48

4.4 Ejemplos de aplicación....................................................................... 55

4.5 Ejercicios. Se entregan por separado

4. Consideraciones finales ........................................................................................ 60



5. ANEXO 1:

5.1 Bibliografía

5.2 Direcciones web especializadas

6. ANEXO 2:

2.1 Artículo sobre prospección eléctrica (intrusión marina)

2.2 Artículo sobre prospección TDEM

2.3 Artículo sobre la aplicación del método VLF

2.4 Artículo sobre l aplicación del GPR en hidrología

2.5 Artículo sobre detección del techo de un domo salino usando prospección sísmica (reflexión y refracción)

7. ANEXO 3:

3.1 Práctica de tomografía eléctrica, tomografía sísmica de primeras llegadas. Presentación PowerPoint.



TEMA 1. INTRODUCCIÓN

PRESENTACIÓN

Todo lo que se expone en estos apuntes de Geofísica Aplicada apunta en dos direcciones: 1) en el intento de mostrar la capacidad que tienen los métodos geofísicos de superficie para extraer información del subsuelo y, 2) en ver como se integra este tipo de información en estudios geológicos e hidrológicos. Solo si se tienen claros estos dos aspectos, la prospección geofísica se convierte en una herramienta útil y de soporte al conocimiento de la zona de estudio.

La prospección geofísica utiliza métodos no destructivos para investigar el terreno y sus resultados son modelos que constituyen una importante fuente de correlación, de extrapolación y/o de verificación de la información geológica e hidrológica. Así, por ejemplo, cuando se explora con el método sísmico de reflexión el resultado obtenido es una imagen del subsuelo llamada sección sísmica, caracterizada por diferentes “capas de reflectores”. Se hace preciso, por tanto, establecer la conexión entre la información que esta imagen-modelo aporta (reflectores sísmicos) y la geología de la zona (Figura 1.1). Este ejemplo ilustra los retos actuales de la prospección geofísica de superficie: la correcta aplicación de las numerosas técnicas existentes y la correlación de las propiedades físicas que se deducen de ellas con los materiales del subsuelo investigado.

Figura 1.1: Una sección sísmica de reflexión muestra la distribución de las capas reflectoras del terreno que posteriormente deben correlacionarse con la geología de la zona de estudio.

1.1 MÉTODOS EXISTENTES

La prospección geofísica es una rama de la física aplicada que consiste en emplear un conjunto de técnicas físicas y matemáticas, no destructivas, para la exploración del subsuelo. El ámbito de aplicación de estas técnicas es muy amplio ya que abarca desde el estudio de las regiones más profundas de la Tierra sólida hasta la detección de estructuras muy someras. Si bien el principio físico puede ser el mismo, las estrategias que se aplican en cada caso pueden variar, así por ejemplo, para el conocimiento de las capas profundas de la Tierra se utiliza la energía mecánica liberada por los grandes terremotos, mientras que para estudiar la disposición de materiales de los primeros metros del subsuelo es suficiente con la energía producida por un golpe de martillo.

Los diferentes métodos de prospección geofísica de superficie se generan adaptando las leyes físicas del Universo. En la Taba 1 se muestran los métodos de prospección geofísica más importantes y sus campos de aplicación.



Principio Físico Propiedad física

Métodos de prospección Utilización

Campo gravitatorio

Ley de la Gravitación Universal

Masa Gravimetría.............................................. Micro gravimetría......................................

Detección de grandes estructuras (macro geología) Detección de cavidades, muros, etc. (arqueología, geología superficial).

Campo electromagnético

Ecuaciones de Maxwell

Constante dieléctrica

conductividad resistividad

susceptibilidad

magnética

Radiación electromagnética

Magnetotelúrica...................................... Prospección magnética............................. Rádar de subsuelo...................................... Resonancia magnética protónica.......... VLF.......................................................... Prospección eléctrica y electromagnética.. etc.

Detección de grandes y medianas estructuras (macro - meso geología) Detección de estructuras de todo tamaño. Muy aplicado a arqueología (método del gradiente). Detección de estructuras superficiales (arqueología, contaminación, geología superficial,...) Contenido de agua en profundidad (hidrología) Detección de fracturas y contactos verticales Detección de estructuras del subsuelo a pequeña y mediana escala (hidrología, geología superficial, arqueología)

Energía mecánica

Ecuaciones de onda, Ecuaciones de medios

continuos

Densidad y estructura

interna

Sismología.............................................. Prospección sísmica, cross-hole, down-hole, etc...................................................

Estudio del interior de la Tierra, placas, etc. (macro-meso geología) Detección de estructuras de tamaño mediano y superficiales (geología, geotecnia, arqueología, hidrología)

Energía calorífica

Ecuación de difusión del flujo térmico

Conducción térmica

temperatura

Flujo térmico terrestre, gradiente térmico, etc.

Detección de anomalías térmicas de tamaño grande (geología) y superficiales (hidrología)

Tabla 1.1: Cuadro de los métodos de prospección geofísica de superficie más importantes. La gran variedad de técnicas de prospección que hay

actualmente pueden incluirse en alguno de estos grandes grupos. En azul se destacan los métodos más aplicados en hidrogeología. Se han omitido los métodos relacionados con el parámetro de radiación electromagnética de los materiales (prospección radón, gamma natural, etc.).



Los métodos de prospección pueden clasificarse en:

1) Pasivos: No introducen perturbación en el terreno (prospección gravimétrica, magnética) 2) Activos: Miden la respuesta del terreno a la introducción de una perturbación (sísmica, rádar)

1.2. PRINCIPIOS BÁSICOS, ADQUISICIÓN Y METODOLOGÍA

En todas las investigaciones geofísicas tiene que cumplirse una condición básica: El objeto de estudio (cuerpo, estructura, etc.) tiene que presentar contraste de algunas de sus propiedades físicas respecto al medio encajante para permitir su delimitación. - Es muy difícil, por ejemplo, detectar mediante prospección eléctrica una esfera de acero dentro de un medio encajante de aluminio porque ambos medios son conductores. En cambio, la misma esfera puede detectarse usando gravimetría porque el acero y el aluminio tienen diferentes densidades-. Otro concepto importante al aplicar cualquier técnica prospectiva es tener claro la resolución total de la investigación: no se puede "ver" el objeto de estudio con más detalle que el rango que impone el experimento. La resolución total de la investigación viene dada por la precisión experimental, por los errores de medida de los datos (sistemáticos, aleatorios y de ruido de fondo) y por la transmisión de estos errores a través las fórmulas que se utilizan (Figura 1.2).

R2

R1

t

t

-0.2 0.20Font Receptor

V = 25001

V = 30002

V = 25003

M1

M2

a) b) c) d) e)

Paràmetres físics

(a)

(b)

(c) Figura 1.2: Ejemplo de la limitación resolutiva de la prospección sísmica. La sísmica "ve" la realidad

como una respuesta extensa/deformada y desplazada en el tiempo.

(1) Esquema de las limitaciones del método que muestra como los dos contactos litológicos son vistos por la sísmica de reflexión en forma de dos lóbulos: a) Columna litológica con las velocidades (m/s) y densidades asociadas (g/cm3). (b) La traducción a impedancia acústica (contraste mecánico entre los materiales, gobierna las reflexiones entre el techo y base de las capas. (c) Dispositivo de adquisición consistente en una fuente y un receptor. (d) La serie de reflectividad marca los contactos en el caso ideal de que la fuente sea un impulso (Delta de Dirac). (b) Sismograma que se obtiene para una fuente de banda limitada (donde no se ha incluido el ruido ambiental, respuesta instrumental, atenuación, etc.). (2) Esquema de las limitaciones instrumentales. También hay que tener en cuenta las limitaciones instrumentales: (a) La traza sísmica (sismograma) está limitada por el muestreo temporal del equipo t (b) que después debe reconstruirse analógicamente (c).

Existen más tipos de limitaciones instrumentales y metodológicas; y todas ellas afectan a la resolución final de la prospección, se muestran solo estas dos a modo de ejemplo. Los dos puntos anteriores conllevan una rutina de actuación genérica en cualquier prospección geofísica (Tabla 1.2).

(1) (2)



1. Definir el objeto de estudio. Tamaño, composición, profundidad, medio encajante, etc.

2. Establecer el método(s) que se utilizará para su detección teniendo en cuenta el contraste de las propiedades físicas y la resolución.

Sísmica, eléctrica, etc.

3. Planificar el trabajo de campo. Dispositivo experimental, equipos, hojas de campo, días de trabajo, climatología, permisos de acceso, etc.

4. Recolección de les datos de campo. Control de producción, almacenamiento,.....

5. Procesado de los datos. Teoría física, programas de tratamiento, etc.

6. Interpretación de los resultados con la ayuda de toda la información circundante disponible.

Geología, hidrología, datos geotécnicos, mapas, etc.

Tabla 1.2: Pasos que se siguen en cualquier trabajo de prospección geofísica

1.3 PROPIEDADES MEDIBLES DE LOS MATERIALES Y ÓRDENES DE

MAGNITUD En la segunda columna de la Tabla 2.1 (Propiedad) se han descrito las propiedades físicas básicas que actualmente podemos medir en los cuerpos materiales y las distintas formas de energía (resaltadas en rojo). En las dos tablas siguientes se presentan respectivamente las unidades y los órdenes de magnitud de dichas propiedades físicas (Tabla 2.1) y las magnitudes y los órdenes de las medidas energéticas (Tabla 3.1). La inspección de ambas tablas proporciona una visión de los órdenes de magnitud en que deben operar (medición y resolución) los distintos instrumentos de medida. Así, los gravímetros operan en un “mundo” de 0-10 unidades, mientras que la conductividad (o resistividad) eléctrica debe abarcar los 10-6 hasta los 108 órdenes.



Tabla 2.1 Gráfico donde se presentan las principales propiedades físicas medibles de los cuerpos materiales y sus órdenes de magnitud. - De ellas se derivan

todas las demás-. Modificado de ‘The Berkeley Course in Applied Geophysics.



ESPECTRO ELECTROMAGNÉTICO

1 km1 m1 mm1 μm1 nm

Longitud de onda (en el vacío)

1 MHz1 GHz1 THz1 PHz 1 KHz1 EHz

Frecuencia

1 km1 m1 mm1 μm1 nm

Longitud de onda (en el vacío)

1 MHz1 GHz1 THz1 PHz 1 KHz1 EHz

Frecuencia

radiomicroondasinfrarrojo

visible

ultravioletarayos Xrayos γ10-12 10-10 10-8 0.5 10-6 10-5 10-2 103

radiomicroondasinfrarrojo

visible

ultravioletarayos Xrayos γ10-12 10-10 10-8 0.5 10-6 10-5 10-2 103

ENERGÍA MECÁNICA: Newton → 1 N = kg m/s2 Julio → J = N m ENERGÍA CALORÍFICA → Cal = 4.1855 j

Tabla 3.1 Espectro electromagnético y unidades de energía mecánica y calorífica. Los julios son unidades de energía mecánica y las calorías de energía calorífica,

ambas están estrechamente ligadas según la definición: una caloría es la cantidad de energía necesaria para incrementar en 1º (centígrado) un gramo de

agua (sin cambios de estado). Un Megatón es una unidad de masa y equivale a 106 toneladas; la energía liberada por la explosión de un megatón de TNT

es de 4.18x105 j.



TEMA 2. PROSPECCIÓN ELÉCTRICA EN CORRIENTE CONTINUA

2.1 PRINCIPIOS BÁSICOS DEL CAMPO ELÉCTRICO

Los métodos de prospección eléctrica en corriente continua se fundamentan en la teoría general del campo eléctrico estacionario1 y se basan en detectar los efectos superficiales que produce el flujo de una corriente eléctrica, natural o inducida, por el subsuelo.

En 1829, el inglés Robert Were Fox descubrió que ciertos minerales producen débiles corrientes

eléctricas apreciables desde la superficie (polarización espontánea) y sugirió su uso para la prospección de yacimientos. A partir de esa fecha los métodos prospectivos fueron evolucionando hasta que en 1913 Conrad Schlumberguer introduce una fuente artificial (inyección del corriente al suelo) para estudiar la cuenca silúrica de Calvados (Francia) y, alrededor de 1925, él y Frank Wenner idean el dispositivo tetraelectródico base de la prospección actual.

Los parámetros que se suelen medir en prospección geoeléctrica son: la diferencia de potencial y la

intensidad de corriente (Figura 2.1-a). Pero el parámetro físico básico que se obtiene es la resistividad del subsuelo, es decir, la resistencia específica de los diferentes terrenos (Figura 1-b). La unidad de resistividad o resistencia específica es el ohmio-metro (.m2/m o .m), que corresponde a la intensidad de 1 amperio que permite pasar un conductor de sección de 1 m2 y longitud de 1 m cuando se le aplica en sus caras opuestas una diferencia de potencial de 1 V. En ocasiones, en lugar de la resistividad se emplea la conductividad (), que es su inverso.

(a)

(b)

Figura 2.1. Concepto de medida y definición de la resistividad de un material. Si se aplica la ley de Ohm

directamente el parámetro que se obtiene es la resistencia total del circuito (R), lo cual no es un buen indicador del tipo de material ya que depende del área y de su longitud. Se necesita, por tanto un parámetro específico de cada material e independiente de sus dimensiones. Surge así el concepto de resistividad de un material (). En prospección geoeléctrica las resistividades se calculan porque se conoce I,V y L (distancia entre electrodos). – El área A se estima unitaria-. Al cociente A/L se le suele llamar “constante geométrica” y depende, en cada caso, de la posición donde se clavan los electrodos.

1 Regido por las ecuaciones de Maxwell para campos no dependientes del tiempo: xE = 0 y xH = J.

RV

IR

L

AR

A

L ;

R: resistencia eléctrica () V: diferencia de potencial entre los bornes (V) I: intensidad de corriente que circula por la muestra (A) : resistividad del medio (m) L: longitud de la muestra (m) A: área de la muestra (m2)

L

A

Los métodos eléctricos se basan en la Ley de Ohm (R=V/I). A grandes rasgos consisten en calcular la resistividad del terreno inyectando una corriente eléctrica conocida (I) mediante electrodos clavados al suelo y medir la diferencia de potencial en dos electrodos (V) intermedios.



Existen una gran variedad de métodos y dispositivos para llevar a cabo una prospección eléctrica y cada uno de ellos es más o menos adecuado según sea el objetivo del estudio, el tipo de terreno, la zona de trabajo (topografía y escala) y las características eléctricas de las rocas y los suelos (que varían enormemente). Pero todas las configuraciones electródicas se basan en medir las diferencias de potencial en el subsuelo (natural o generado mediante inyección artificial de corriente). Esquemáticamente, un equipo habitual de trabajo consiste en: 1) un conjunto de electrodos (inpolarizables) que se clavan en el suelo y que actúan como puntos de inyección/medición, 2) una batería para inyectar la corriente y que está regulada por 3) un amperímetro, 4) un microvoltímetro para medir la diferencia de potencial, y los cables eléctricos necesarios para las conexiones (Figura 2.2).

Figura 2.2. Elementos de un equipo básico de prospección eléctrica. Normalmente Los equipos

modernos llevan el milivoltímetro y el amperímetro integrado en un mismo registrador llamado resistivímetro. En él también residen los programas de control “geométrico” de los electrodos para regular los distintos dispositivos de adquisición de los datos. Normalmente, el intercambio de las funciones de potencial/corriente de los electrodos está controlado por un dispositivo externo de relés.

Los métodos eléctricos proporcionan imágenes del subsuelo (modelos) en términos de resistividades. En estudios hidrogeológicos este resultado es muy útil puesto normalmente existe buena correlación entre este parámetro (resistividad) y las diferentes litologías; especialmente en la detección de los tramos arcillosos. En general son métodos económicos y de, relativamente, fácil aplicación en comparación con otras técnicas. Esto supone que se apliquen mucho, tanto a modo de campañas de campo individuales o como complemento de otros métodos. 2.2 COMPORTAMIENTO ELÉCTRICO DE LOS MATERIALES Y CONTENIDO EN

AGUA INTERSTICIAL

La mayor parte de las rocas y de los suelos pueden ser considerados como materiales aislantes o de muy elevada resistividad; y sólo los minerales metálicos y algunas de sus sales son conductores (conducción electrónica). Así, únicamente algunas arcillas, no desecadas, y unos pocos minerales, magnetita, hematita especular, carbón, piritas y sulfuros metálicos (cuando se encuentran en suficiente

Electrodos alineados y conectados al cable eléctrico

Sistema de control de los electrodos

Batería

Resistivímetro

Cables eléctricos



concentración) pueden presentar conducción electrónica. Sin embargo, cualquiera de los materiales terrestres poseen poros que pueden estar saturados de agua (o de otro fluido), pero casi siempre tienen cierto grado de humedad. De modo que en el caso de suelos y rocas no conductores la conducción de la corriente eléctrica se realiza exclusivamente por conducción iónica; debido a la presencia de agua (o fluido) contenida en los poros y/o en las fisuras. -Cabe señalar que, para que sea efectiva macroscópicamente la conducción de la corriente eléctrica en un medio, los poros deben estar conectados-.

Si bien el agua pura es prácticamente aislante, las aguas de la naturaleza vienen acompañadas de sales

disueltas en forma iónica y por tanto, la conductividad del agua es directamente proporcional a su grado de salinidad (Tabla 2.1).

Tipo Resistividad (m)

Agua de lagos y arroyos de alta montaña. 103 a 3.103

Aguas dulces superficiales 10 a 103

Aguas salobres superficiales 2 a 10

Aguas subterráneas 1 a 20

Aguas de lagos salados 0.1 a 1

Aguas marinas ~0.2

Aguas de impregnación de rocas 0.03 a 10

Tabla 2.1. Resistividades características de las aguas. Estos datos se refieren a los márgenes de

variación usuales. Excepcionalmente se encuentran resistividades que exceden a los indicados. Así la resistividad de las aguas del Mar Muerto es de 0.05 m, y las aguas saladas de algunos yacimientos petrolíferos pueden llegar a valores análogos.

La cantidad y clase de estas sales depende de la naturaleza de las rocas con las que las aguas hayan entrado en contacto durante su recorrido (generalmente suele predominar el ClNa). Así, La cantidad de sales disueltas puede oscilar entre los 0.1 g/l que corresponden aguas puras muy poco mineralizadas, y los 35 g/l del agua marina; cifra que es superada por algunas aguas salobres de mina y por lagos salados (el Mar Muerto tiene 250 g/l).

Por lo expuesto anteriormente, la resistividad de las rocas depende de demasiados factores

(composición, porosidad conectada, tipo de fluido, fisuración, metamorfismo etc.) para que se pueda atribuir un solo valor a cada tipo de roca. Pero dado que una campaña geofísica siempre va acompañada de cierta información geológica, normalmente se reduce el margen interpretativo y pueden identificarse los materiales. En la Tabla 2.2 se presentan los rangos de variación de resistividad para las litologías más usuales. Como se desprende de su análisis, los materiales más conductores que hay en la naturaleza son los metales y los más resistivos son los agregados cristalinos. En la banda media, entre los 1m y 10.000 m, se sitúan la mayoría de las litologías implicadas en los estudios hidrogeológicos. Así, las arcillas que forman la mayoría de los tramos acuitardos se distinguen por tener bajas resistividades (entre 2 y 50 m).



Conductores Intermedios Aislantes (resistivos, dieléctricos) Tabla 2.2. Gráfico de los márgenes de variación de las resistividades más comunes de algunas rocas y

minerales. La fisuración, la impregnación de agua salada, etc. extienden estos límites. 2.3. IDEAS BÁSICAS: RESISTIVIDAD APARENTE, PRINCIPIO DE EQUIVALENCIA

Y “PROBLEMA INVERSO”

A continuación se exponen tres nociones fundamentales en prospección eléctrica. Evidentemente, existe toda una formulación fisico-matemática que las justifican pero cae fuera del alcance de este curso2. En este apartado sólo se pretende que queden claros los tres conceptos porque constituyen las claves para poder apreciar la calidad de un informe geofísico. - RESISTIVIDAD APARENTE

Es un concepto de importancia fundamental en prospección y surge cuando se realizan mediciones sobre un subsuelo heterogéneo (Figura 2.3) donde la resistividad medida llamada resistividad aparente (a) es ficticia ya que es un “promedio” de las resistividades bajo cada uno de los electrodos; ni tan sólo puede considerarse media ponderada. Esta resistividad aparente (a) es la variable experimental con que expresan los datos de campo de la mayoría de métodos geoeléctricos y se toma como base de su interpretación (ver próximo apartado). Su unidad también es el .m

Figura 2.3. El concepto de resistividad aparente surge en medios heterogéneos. Es la resistividad que tendría un medio homogéneo si al introducir una determinada intensidad I midiésemos un voltaje V.

2 En el apartado de bibliografía se citan libros en donde estos conceptos están desarrollados.

1

2

3



- PRINCIPIO DE EQUIVALENCIA

El principio de equivalencia se presenta en dos casos:

1- Cuando una capa es mucho más resistiva que las suprayacentes y su espesor no es muy grande

(menor conductancia S). Entonces, puede dividirse su espesor y multiplicarse su resistividad por un mismo número (>1) sin que el corte se modifique apreciablemente (equivalencia en T).

2- Cuando una capa es mucho menos resistiva que la de las capas suprayacentes, pueden multiplicarse su espesor y su resistividad por un mismo número (>1) sin que el corte se modifique apreciablemente (equivalencia en S)

HHR

2R H/2

Equivalencia en T

R HR H

2R 2H

Equivalencia en S

Figura 2.4. Esquema del principio de equivalencia S y T en prospección eléctrica. A partir de las curvas de campo no pueden discriminarse estas dos situaciones.

La consecuencia principal del principio de equivalencia es que a diferentes cortes geoéléctricos le

pueden corresponder curvas experimentales muy semejantes entre sí; y aunque no sean exactamente iguales pueden considerarse como equivalentes dentro de la precisión alcanzable en la práctica.

- PROBLEMA INVERSO

Este concepto constituye una técnica matemática muy usada en el tratamiento de la mayoría de los datos geofísicos. Consiste en calcular el modelo geofísico del subsuelo a partir de los datos experimentales realizando un proceso de cálculo iterativo hasta encontrar el modelo que mejor ajusta.

En el esquema siguiente se explica a modo general en que consiste y en la Figura 11 se presenta un

ejemplo del cálculo por inversión. - Este concepto, el cálculo del modelo inverso, irá apareciendo a lo largo de todos los apuntes -.

2

Datos experimentales

PROBLEMA DIRECTO

Teoría física +

métodos

PROBLEMA INVERSO

Modelo del subsuelo

D

Datos teóricos

Modelo final del subsuelo (el más ajustado)

1 3

n+1 n (proceso iterativo)

4 nf



Esquema de resolución del problema inverso para datos geofísicos. A grandes rasgos consiste en calcular el modelo teórico del subsuelo que mejor ajusta los datos experimentales. Se parte (1) por generar un primer modelo teórico muy simple y calcular (a partir de la teoría física) los datos de campo que este modelo generaría (2). A continuación (3) se comparan estos “datos teóricos” con los datos experimentales y si la diferencia entre ellos (RMS) es mayor que un umbral preestablecido, se pasa a modificar el modelo inicial (4) y vuelven a calcularse otros datos teóricos que son nuevamente comparados con los experimentales. Este proceso iterativo (comparación-modificación del modelo) va repitiéndose hasta que la diferencia entre los datos teóricos y los experimentales sea menor que el umbral establecido. Entonces se valida el último modelo calculado ya que es el que ajusta mejor los datos de campo. Nota: el proceso por el cual se calculan los datos teóricos a partir de un modelo del subsuelo se llama problema directo.

En el caso de una prospección eléctrica el problema directo consiste en (1) aplicar las leyes del campo eléctrico y un determinado dispositivo electródico (teoría física) a un determinado modelo del terreno que tiene una distribución de resistividades reales para obtener (2) las resistividades aparentes del subsuelo (datos teóricos). Estos datos teóricos son la solución del problema directo. Entonces se empieza a proceder con el problema inverso (o inversión): (3) se comparan los datos teóricos con las resistividades aparentes obtenidas en el campo (datos experimentales) y si las diferencias entre estos dos conjuntos son significativas, (4) se pasa a modificar ligeramente el modelo del subsuelo a fin de obtener una nueva curva de resistividades aparentes, que a su vez volverá a compararse con los datos experimentales. El proceso, llamado proceso iterativo, finaliza cuando la diferencia entre los puntos experimentales y los teóricos es menor que un valor fijado como el valor mínimo aceptable. O sea, que al final de todo el cálculo puede afirmarse que el modelo de resistividades calculado es el que ajusta mejor los datos teóricos con los experimentales y, por tanto la solución obtenida es, de entre las posibles, la más fiable.

2.4 DISPOSITIVOS ELÉCTRICOS APLICADOS A LA PROSPECCIÓN HIDROGEOLÓGICA

En hidrología los dispositivos más utilizados son dos: 1) El clásico sondeo eléctrico vertical (SEV) simétrico Schlumberger que se utiliza para inspeccionar el subsuelo más profundo (Figura 2.5).

BAM N

O

VI

A B

RR

1 12 2

2

1

A

0.1 1 10 100

10

100

1000

4

10

SEV-15B

AB/2 (m) (a) (b)

Figura 2.5. (a) Configuración electródica de un Sondeo Eléctrico Vertical de dispositivo Shulmberger

simétrico. (b) Curva de resistividad aparente del terreno, modelo 1D calculado (electro capas del subsuelo) y curva teórica genrada por el modelo. En este caso, el modelo del subuelo bajo el punto O (en rojo) está formado por 4 electrocapas de resistividades y profunidades: 45 .m- 1m / 1300 .m-8 m / 700 .m-22 m / 1400 .m - 33 m/ que se asientan sobre un medio semi-infito conductor de 18 .m (última capa detectada).

Puntos del campo

Curva teórica de resistividad aparente

Electrocapa



Un Sondeo Eléctrico Vertical (SEV)3 de dispositivo Schulmberger simétrico, consiste en emplazar los eléctrodos M N de medida del potencial eléctrico (V) a una distancia de un punto central O (origen) al que se van a referir todas las medidas. A continuación se emplazan los electródos AB por donde se inyecta la corriente. Para cada posición AB se mide la corriente inyectada, el potencial recibido en MN y se calcula la resistividad aparente. A continuación se desplazan simétricamente los electródos AB a otra posición y se realiza una nueva medición (Figura 5a).

El resultado es una gráfica de puntos experimentales (Figura 2.5b) llamada curva de resistividad

aparente del terreno, donde la profundidad de investigación depende de la distancia entre los puntos A B (en la nomenclatura apertura de ala), de modo que las líneas de corriente penetran más en el subsuelo cuanto mayor sea el ala AB. Dado que es un dispositivo simétrico los datos se representan un gráfico cuyo eje de las abcisas es la distancia de semi-ala (AB/2, en m) y el de las ordenadas las resistividades (en .m). -Normalmente se grafica en escala bilogarítmica-. Los datos se procesan aplicando el método inverso y el resultado es un modelo del terreno (1D) formado por una serie de electrocapas horizontales bajo el punto O. Cada electrocapa está definida por un valor de resistividad y una profundidad que suele presentarse en el mismo gráfico (véase recta quebrada roja en la Figura 2.5b); juntas producen la curva de resistividad aparente teórica (Figura 2.5b). Cuanto más se adapte esta curva a los puntos de resistividad aparente del campo, más fiable es el modelo.

Cuando en una misma zona se realizan varios SEV, éstos se correlacionan entre sí para obtener el

llamado “corte geo-eléctrico del subsuelo” (Figura 2.6).

478

E

1172

135

20

W

SEV-16SEV-1SEV-26 SEV-2

1017 107

929

254

10

5856393

374

12861300

1769

0

100

200

300

400

500

600 Escala H: 1/25000 V: 1/10000

0 25 50 75 100 125 150 175 200 225 250 275 300 325 350 375 400 425 450 475 500-20

-15

-10

-5

0

-20

-15

-10

-5

01364517

4.8

166

4624325010

187

97

390

90

4

4295

17

SEV-4 SEV-3 SEV-1

SEV-10

SONDE0-20(projectado 10 m/Sur perpendicularment)

Longitud (m)

Pro

fun

did

ad (

m)

Arenas y gravas saturadas

Arcillas

Material saturado con agua salobre

Marguas yesíferas

Margas

Figura 2.6. (a) El corte geoeléctrico proporciona una imagen del subsuelo en términos de electrocapas, a

partir de éstas y con la información geológica de la zona se puede realizar su interpretación litológica (b). Nota: El corte interpretado (b) no tiene nada que ver con el corte geoeléctrico (a).

3 En nomenclatura anglosajona EVS (Electric Vertical Sounding).

(a)

(b)



Existen otro tipo de configuraciones de electrodos (dispositivo wenner, dipolares, etc.) que se utilizan según sea el objetivo y las condiciones de la prospección. En todas ellas la variación del espaciado y la geometría de los electrodos conllevan a reformular el cálculo de la resistividad ya que se varía la constante geométrica del dispositivo. En el Anexo 2 (&2.1) se incorpora un artículo de detección de la cuña de intrusión salina utilizando SEV 2) Los perfiles de tomografía eléctrica. Técnica de reciente implantación que se aplica mayoritariamente para inspeccionar las capas más superficiales; se suele llegar a un máximo de 120 m de profundidad.

La tomografía eléctrica aunque utiliza el mismo principio físico que el SEV, proporciona una imagen muy detallada del subsuelo, ya que los electrodos suelen colocarse más juntos. Los datos de campo obtenidos son resistividades aparentes del terreno situadas en una malla geométrica, las cuales deben invertirse para obtener el perfil de resistividad real del terreno (Figura 2.7). Como ejemplo de la técnica (Anejo3) se realizará una práctica de tomografía eléctrica.

Figura 2.7. Configuración multielectródica para la tomografía eléctrica. Se van tomando medidas para

diferentes combinaciones entre electrodos de corriente y de potencial proporcionando una distribución de resistividades aparentes en los diferentes puntos del subsuelo. (a) Secuencia de medidas para obtener una pseudosección de tomografía eléctrica. (b) Geometría de la distribución de resistividades aparentes (cruces) y división en bloques (rectángulos) del subsuelo donde se van asignando los valores de resistividad para el cálculo del modelo inverso.

(a)

(b)



Figura 2.8. Resultado de un perfil de tomografía eléctrica superficial en donde se detecta una cavidad caracterizada por su elevada resistividad (aire).

3) Otros equipos. En la actualidad la mayoría de los equipos de prospección eléctrica (Figura 2.9) que se están diseñando están orientados a optimizar la obtención de datos. Sobre todo en el aspecto de la rapidez para poder así prospectar grandes áreas, y en tiempo real para tener una imagen inmediata del subsuelo. Pero, de momento, los equipos “rápidos” poseen poca penetración (máximo de 20 m de profundidad) de forma que pueden ser muy útiles en arqueología, en edafología y para contaminación superficial, pero son de escasa aplicación a la hidrología más profunda (detección de zonas superficiales contaminadas, direcciones de escorrentía, etc.).

Figura 2.9. El Ohm-maper es un dispositivo que permite adquirir rápidamente perfiles eléctricos y así

facilitar la obtención de imágenes tridimensionales (3D). 2.5 EJEMPLOS DE APLICACIÓN



1) Prospección con potencial espontáneo.

Es un método que se utiliza des de hace tiempo, principalmente para detectar fugas de flujo superficial y consiste en ir midiendo el potencial natural del terreno. En la mayoría de los casos las variaciones de potencial que se generan de forma natural son debidas a fenómenos de polarización electroquímica: se genera una diferencia de potencial como consecuencia de la circulación de un fluido (por ejemplo el agua, con unas determinadas características eléctricas) a través de los poros (fisuras, contactos, oquedades, etc.) de un determinado material.

Los lugares donde suelen detectarse bien variaciones de potencial espontáneo suelen ser: manantiales

de agua caliente, presas con rocas fisuradas, alrededores de pozos con bombeo de agua, zonas de relieve topográfico importante. La variación del voltaje registrado es como máximo de centenares de milivoltios. En este caso el equipo de trabajo consiste únicamente de dos electrodos inpolarizables, un microvoltímetro, y los necesarios cables eléctricos de conexión. Y hay que tener en cuenta que al planificar las mediciones es necesario que se efectúen alejadas de líneas de conducción de corriente, vallas metálicas, pozos entubados y objetos artificiales enterrados (hormigón, bidones…), ya que suelen generar grandes anomalías negativas.

Generalmente, la interpretación del método del potencial espontáneo es únicamente cualitativa; si bien últimamente se están desarrollando técnicas de interpretación semicuantitativa y/o cuantitativa. Habitualmente, la interpretación cualitativa se lleva a cabo mediante un mapa de contorno de líneas de equipotencial eléctrico.

V

Electrodo fijo Electrodos

móviles

1 2 3 4 5

(a)

V V V V V

(b)

Figura 2.10. Para el trabajo con el potencial espontáneo pueden configurarse dos tipos de dispositivo: a) Dispositivo de base fija. El dispositivo consiste en la colocación de un electrodo en un punto fijo y variar la colocación del otro a lo largo de un de perfil. En cada punto se efectúa una medición de la diferencia de potencial. b) Dispositivo dipolar o de gradiente. El dispositivo consiste en ir desplazando los dos electrodos a lo largo de un perfil de tal manera que la posición del borne negativo de la medida anterior coincida con la siguiente posición del borne positivo. El primer dispositivo tiene la ventaja de producir menor error en la lectura ya que no es acumulativo como en el caso del segundo dispositivo. Sin embargo, tiene la desventaja que es necesario acarrear un cable de conexión entre los electrodos, lo que puede ser harto engorroso especialmente en grandes superficies o de difícil accesibilidad.

Ejemplo 1. Detección de fugas de agua con potencial espóntáneo

En una presa de Armenia se detectaron pérdidas de agua debido a la fisuración de los materiales, a fin de localizarlas se midió el potencial espontáneo provocado por estas corrientes. En la Figura 2.11 se muestra un perfil realizado longitudinalmente a la presa y su interpretación.



V (mV) U (mm/s)

T (ºC)

TU

V

(m)0

10

-10

20

10

20

10

1112

0 10 20 30 40

Ejemplo de perfil de potencial espontáneo (V), medido junto con un perfil de temperatura (T) y de flujo de agua (U), medidos en un pantano en Armenia

V (mV)

0

10

-10

20

0 10 20 30 40

2.2

32.1

x1 / 2

Figura 2.11 Una estimación rápida de la profundidad de la zona consiste en ajustar, visual o

matemáticamente, una parábola. Se puede suponer que la profundidad (d) cumple: dx

1 2

3/

Ejemplo 2. Interpretación cualitativa de un SEV

Los SEV se emplean mucho para caracterizar las capas potencialmente acuíferas (potencias de gravas en cuaternarios, tramos de calizas, etc.). La curva experimental obtenida en un SEV está constituida por las diferentes resistividades aparentes medidas en el terreno para cada distancia AB/2. Cualitativamente, la variación de los puntos de inflexión de una curva experimental indica el número de electrocapas que pueden interpretarse y el trazo de una curva imaginaria con “tendencia asintótica” la resistividad real (aproximada); también la proyección de estos puntos de inflexión sobre el eje X (AB/2) proporciona una estima (poco fiable) de la profundidad de la electrocapa en cuestión. – En el libro de Orellana (ver bibliografía) se expone con todo detalle el porqué de esta burda aproximación y se presentan los ábacos correspondientes para el cálculo cuantitativo-.

85º

Capa 1

Capa 2

Capa 3

Capa 4

AB/2 (m)RESISTIVIDAD REAL (ohm-m)

1000

1000

100

100

1 10

10

100010

1

100

0.1

100

10

SEV-30

TÉRMINO MUNICIPAL:

INSTITUT CARTOGRÀFIC DE CATALUNYASondeo:

CLIENTE:

Trabajo: Fecha:

Azimut: En la curva experimental de este SEV pueden interpretarse de forma intuitiva 4 capas, dos de ellas

(capas 2 y 4) bastante resistivas y una intermedia (capa 3) conductora. A la izquierda se presenta el modelo calculado con la aplicación del método inverso y en punteado los posibles modelos equivalentes.



Ejemplo 3. Tomografía eléctrica

Se propuso una tomografía eléctrica para caracterizar el contacto entre el acuífero superficial de una terraza fluvial compuesta por gravas y arenas, y los materiales terciarios subyacentes compuestos por limos y arcillas que actúan como un acuitardo. Para su realización se utilizó una de 3 m entre electrodos y un dispositivo simétrico Schlumberger. Con los datos obtenidos se llevó a cabo el proceso de inversión para obtener el modelo de resistividades reales del subsuelo.

La imagen obtenida (Figura 2.12) muestra la geometría de un paleocanal con “eje” a los 55 m de

longitud, caracterizado por una morfología cóncava. El acuífero superficial está representado por resistividades superiores a 100 .m, donde los máximos se refieren a zonas secas y con mayor acumulación de gravas (lentejas); mientras que las bajas resistividades se asimilarían a las arcillas triásicas. En el contacto entre el permeable y el acuitardo se distingue un tramo que es más potente bajo el paleocanal donde la resistividad es ligeramente inferior a su entorno (azul claro), este hecho se ha interpretado como la parte de material que está saturada (nivel freático) por el agua contaminada. Si bien a igual de otros factores, la resistividad aumenta con el tamaño del grano; a igualdad de los otros parámetros, la resistividad disminuye con la salinidad del agua. En este caso, el agua salinizada embasada en el paleocanal hace descender la resistividad.

Datos procedentes de un estudio del Dpto. de Geología de Universidad de Alcalá de Henares. Miguel

Martín -Loeches y T. Teixidó 2009.



Longitud (m)

Pro

fun

did

ad (

m)

Resistividad (Ohm.m)

A igualdad de otros factores, en depósitos cuaternariosla resistividad aumenta con el tamaño de grano

Lutitas

Co

ng

lom

erado

s

Aum

ento del tamaño de grano

0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60 65 70 75 80 85 90 95 100 105 110 115 120

-24-22-20-18-16-14-12-10-8-6-4-20

S N

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

1000

1100

1200

1300

1400

1500

1600

1700

1800

1900

2000

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120

-20

-15

-10

-5

0

Pse

ud

o-P

rofu

nd

idad

(m

)

Longitud (m)

MODELO TEÓRICO - RESISTIVIDADES REALES DEL TERRENO

RESISTIVIDAD APARENTE OBTENIDA EN CAMPO

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120

-20

-15

-10

-5

0

Pse

ud

o-P

rofu

nd

idad

(m

)

Longitud (m)

RESISTIVIDAD APARENTE OBTENIDA POR EL MODELO TEÓRICO

Modelo resultante de la iteración número 7Bondad del ajuste netre resistividades aparentes de campo y las calculadas a partir del modelo: 2.4%

Figura 2.12 Ejemplo de cálculo del problema inverso cuando se aplica a la tomografía eléctrica.



CAPÍTULO 3. MÉTODOS ELECTROMAGNÉTICOS

3.1 GENERALIDADES SOBRE LOS MÉTODOS ELECTROMAGNÉTICOS

Los métodos electromagnéticos constituyen el grupo de mayor diversidad en prospección geofísica,

tanto a nivel metodológico como instrumental, de modo que su ámbito de aplicación es muy amplio: evaluación de recursos minerales, exploración de aguas subterráneas, cartografía de plumas contaminantes, investigación de recursos geotérmicos, cartografía de contaminación de suelos, detección de cavidades naturales o artificiales, localización de fallas geológicas, etc.

La ventaja que ofrecen los métodos electromagnéticos (abreviaremos EM) es se basan en procesos de inducción y no requieren un contacto directo con el suelo como en el caso de los métodos eléctricos en los que los electrodos deben clavarse al terreno. De forma que el tiempo que se emplea para llevar a cabo una campaña de exploración con métodos EM es, en general, mucho menor que el empleado para llevar a cabo una campaña de exploración equivalente empleando la resistividad de contacto. Por ello, alguno de los métodos EM se utilizan desde un avión o desde un barco, así como en perforaciones. Surgieron a partir de los años 80 del pasado siglo.

Ondas electromagnéticas

Los métodos EM utilizan las respuestas del terreno frente a la propagación de las ondas electromagnéticas. Dicha propagación está regulada por las ecuaciones de Maxwell, que describen los campos magnético y eléctrico de una onda en función de las propiedades EM del terreno por el que viaja; es decir por la constante dieléctrica (F/m), la permeabilidad magnética (H/m) y la conductividad eléctrica σ (ρ = 1/σ en Ωm) de los materiales.

Cuando estas ondas se propagan y encuentran un cambio en el medio debido, por ejemplo a un cambio litológico dentro del suelo o un cambio de humedad. Se producen diversos efectos:

1) Generación de nuevos campos electromagnéticos. La componente magnética de la onda incidente (campo primario) induce corrientes alternativas en el subsuelo (litologías conductoras) que generan por sí solas un campo EM secundario. La mayoría de los métodos EM estudian las distintas relaciones entre los campos primarios y secundarios: amplitudes, retrasos de fases, decaimiento, etc.

Estas ondas están compuestas por dos campos ortogonales: el de intensidad eléctrica (E) y el del campo magnético (H) que transcurren en planos perpendiculares a la dirección de propagación X.



2) Propagación (ondulatoria). La propagación de ondas electromagnéticas en medios heterogéneos genera también ondas en las interfases EM con geometrías y modos de propagación regidas por los principios de la óptica ondulatoria.

El método más representativo del segundo grupo es el rádar del subsuelo (Ground Penetrating Radar, GPR) como método de prospección que utiliza el segundo punto presentado. El quipo consta de una antena emisora de ondas electromagnéticas pulsadas y una antena receptora de las reflexiones y otros trenes ondulatorios que se producen cuando una onda incidente cambia de medio.

Los métodos pertenecientes al primer punto disponen de equipos diseñados para medir el efecto resultante de ambos campos (primario y secundario). En general, los retrasos de fase dependen de las propiedades eléctricas del medio (en medios conductores como la arcilla este retraso es pequeño) y el grado en el que difieren las dos componentes (amplitud y decaimiento) revela información sobre la geometría, el tamaño y las propiedades eléctricas de las capas.

Los métodos pertenecientes a este segundo grupo se pueden clasificar en base a dos aspectos:

a) La naturaleza del campo electromagnético primario; distinguiendo entre los de campo natural (pasivos, como por ejemplo los métodos magnetotelúricos y el método VLF) y los de campo artificial (activos, el hombre quien los genera).

b) La distancia a la que se encuentre el receptor con respecto al origen del campo primario: campo próximo o campo lejano.

3.2 GENERALIDADES DE LOS MÉTODOS EM ACTIVOS

Estos métodos son sistemas que trabajan con un transmisor y un receptor de ondas electromagnéticas. El transmisor es una bobina por la que circula una corriente alterna sinusoidal a una frecuencia determinada f que genera un campo electromagnético primario que se propaga libremente tanto por la superficie como por el interior del terreno. Este campo está formado por una componente magnética y otra eléctrica ortogonales entre si, y a su vez perpendicular a la dirección de propagación de la onda. La parada súbita del campo EM induce corrientes electromagnéticas parásitas (Ley de Faraday, Halliday y Resnick, 1974)) en el subsuelo. Estas corrientes, fluyen en trayectorias cerradas y migran en profundidad y lateralmente, mientras que su intensidad disminuye con el tiempo, lo que genera un campo genera un campo magnético secundario transitorio decreciente en la superficie.

Figura 3.1 Propagación de las corrientes del campo primario en el subsuelo. (Nabighian and Macnae, 1991)

1.- En la bobina emisora se crea un flujo potente de corriente en la superficie del terreno y aparece un campo EM primario. Después de un tiempo muy corto (por ejemplo 10 ms) se corta súbitamente.

2.- El corte súbito induce corrientes secundarias que inicialmente sólo están en superficie (estadio temprano del proceso transitorio).

3.- Estas corrientes se disipan según pérdidas ohmicas y en la zona justo dentro de la espira se induce un campo EM decreciente con un consecuente flujo de corriente secundaria a través de él. Esto constituye el principio de difusión de las corrientes hacia el interior y el exterior; y se conoce como el estadio intermedio del proceso transitorio.

4.- El estadio final del proceso transitorio se consigue

cuando la distribución de la corriente inducida es invariante respecto al tiempo (se estabiliza).



Este campo secundario, junto con el campo primario que circula libremente por la superficie del terreno, se detecta en una bobina receptora dando lugar a un campo resultante, que diferirá tanto en fase como en amplitud con respecto al campo primario, aspecto que nos proporcionará información acerca del tamaño y conductividad eléctrica del elemento conductor.

Figura 3.2 (a) Líneas de campo para una fuente dipolar (modificado de Nabighian und Macnae, 1991). Ejemplo de la propagación del campo eléctrico (líneas de corriente) en el subsuelo después de parar la corriente que general el campo primario

3.3 PROSPECCIÓN ELECTROMAGNÉTICA EN EL DOMINIO DEL TIEMPO (Time

Domain ElectroMagnetic, TDEM)

Estas técnicas también se llaman “Transient or time-domain electromagnetics”(TEM) y todas ellas tienen por objetivo medir la resistividad (o conductividad) del terreno. Los equipos básicos consisten en dos bobinas, una emisora y otra receptora.

Las corrientes típicas usadas son alrededor de 5 A para las bobinas normales (loop), pero puede llegarse hasta los 50 A en casos especiales. Se inyecta en períodos iguales de tiempo y escucha (off time), con frecuencias que van des de 3 Hz a 75 Hz produciendo un campo electromagnético (primario) que penetra en el subsuelo.

La medición consiste en anotar la amplitud (voltaje), el desfase y los sucesivos intervalos de tiempo (t1, t2,…) hasta que se observa que la disminución de la amplitud con el tiempo cae por completo. Dicho proceso suele repetirse varias veces. Estas mediciones de las corrientes secundarias hacia el exterior se realizan sólo durante el período de tiempo que la antena emisora del campo primario ha quedado parada. Los voltajes inducidos que se miden en superficie proceden de las componentes horizontales del campo



eléctrico secundario Ex, Ey. Los voltajes medidos se convierten en resistividades aparentes (Fitterman and Steward 1986) y se interpretan como en el caso de los SEV.

En este método la profundidad de la exploración se controla por el tamaño del bucle de transmisión. Las unidades son: voltaje - milisegundos para los gráficos de Amplitud- decaimiento temporal y ohmios-metro para resistividades calculadas.

PROCESO DE MEDICIÓN

La corriente que circula por la espira transmisora crea un campo magnético primario, variable con el tiempo (time on en la Figura 3.3) . Según la ley de Faraday, una disminución rápida de la corriente transmitida, induce una fuerza electromotriz (emf en la Figura 3.3) en el subsuelo. Estas corrientes generan a su vez un campo secundario que decrece con el tiempo (time off en la Figura 3.3).

(a) (b)

Figura 3.3 (a) Medición la señal TDEM en función de tiempo. (b) Salida de un dato de campo. Gráficas de voltaje y resistividad aparente en función del tiempo

A partir del decaimiento del voltaje inducido (Figura 3.3a) se puede calcular una resistividad aparente a una determinada profundidad que es función del tiempo transcurrido después de apagar el pulso primario. Cuantos mayores son los tiempos de decaimiento, más profunda es la penetración del sistema. Una gran ventaja del método es la separación temporal entre el fuerte campo primario y el débil campo secundario, lo que permite la amplificación de este último.

La profundidad de investigación depende del intervalo de tiempo que se mide después del apagado de la corriente primaria, ya que al aumentar el tiempo de escucha el receptor es sensible a las corrientes de Foucault para profundidades cada vez mayores. La intensidad de las corrientes de Foucault para los tiempos concretos y la profundidad depende de la resistividad de las electrocapas del subsuelo y los fluidos que contienen (Stewart y Gay, 1986; Mills et al., 1988; Goldman et al., 1991; McNeill, 1994). A partir de la gráfica de potencial se calcula la gráfica de la resistividad aparente según la ecuación anterior. Los valores se representan en escala bilogarítmica. Siendo la ecuación del cálculo de la resistividad aparente:

3/2200

5

2

4

tV

ISa

tr

a

Donde Mo = es la permeabilidad magnética, a = es el radio de la antena transmisora Sr = Es el área de la bobina receptora

I = La corriente transmitida t = es el tiempo de decaimiento V = es el voltaje inducido en la bobina receptora



En la Figura 2.3b se muestra la amplia gama dinámica del voltaje (azul) que es de seis décadas. La pendiente de la curva cambia claramente entre 10-4 y 10-3 seg. La resistividad aparente aumenta, en primer lugar, de 100 Ωm hasta casi 500 Ωm y luego desciende hasta ~ 50 Ωm; y al parecer la tendencia es continuar bajando. La interpretación cualitativa se parecea mucho a la de los SEV, dando una capa de menor resistividad seguida por una de mayor resistividad y por debajo de una capa de resistividad más baja que la primera. Evidentemente, esta interpretación cualitativa necesita de un cálculo de inversión (como en los SEV) para establecer el modelo de resistividades reales. En el caso de los sondeos TDEM profundos (hasta 2 km) la estimación de la profundidad de la base-techo de las electrocapas suele ser más precisa que en los SEV cuando el cálculo entre los datos experimentales y las respuestas modelo se realiza utilizando métodos de inversión.

En la Figura 3.5, la curva de resistividades aparente (puntos) es la misma que la de la Figura 3.4b pero a su lado se presenta el modelo de resistividades reales calculado. Es un modelo simple de tres capas: una primera muy delgada, de pocos metros de espesor con una resistividad de ~ 100 Ωm, otra segunda más gruesa de alta resistividad (1000 Ωm) que llega hasta los 300 m de profundidad, y la tercera de baja resistividad con 8 Ωm donde solo se ha detectado el techo y la parte superior. Este sondeo se realizó en el sur de Chile y muestra un acuífero de agua caliente muy mineralizada por debajo de 300 m de espesor de rocas volcánicas resistivas.

Figura 3.5 Sondeo TDEM e interpretación. Modelo estratificado horizontalmente. Los puntos representan los valores calculados de resistividad aparente, la curva continua es la respuesta del modelo de la parte derecha. Los datos de campo son los mismos que los de la Figura 3.3.

DISPOSITIVOS DE MEDICIÓN Hay dos tipos de dispositivos:

1) El dipolo horizontal eléctrico. Que produce un acoplamiento galvánico. Esto significa que una corriente constante se inyecta en el suelo mediante dos electrodos, lo que genera un campo eléctrico en el subsuelo. Este tipo de emisores se suelen utilizar para prospección profunda (LOTEM; transitorios electromagnéticos de Long-Offset)

2) El dipolo magnético vertical. Que produce un acoplamiento inductivo. Es una gran bobina

horizontal una corriente que fluye e induce un campo magnético constante temporal en el subsuelo, lo que puede ser descrito como un dipolo magnético vertical. Este método se utiliza en mediciones más superficiales.

También hay distintas configuraciones:

a) Configuración con bobina central (Central Loop). Es un emisor que crea un dipolo magnético vertical. En este caso es una bobina rectangular de 100 m × 100 m. Y hay una bobina receptora que se coloca en el centro de la bobina transmisora.



b) Configuración simple. El mismo cable se utiliza para transmitir y recibir, lo cual es posible debido a la separación temporal de ambos procesos.

c) Bobina coincidente. La bobina de transmisión y la bobina de recepción son paralelas entre sí, como

un cable bifilar. d) Bobinas separadas. La bobina receptora se encuentra fuera del circuito transmisor a una cierta

distancia.

Al medir el campo secundario en ausencia del campo primario, el método TDEM puede operar con una separación T-R menor que la profundidad de la estructura buscada.

Profundidad a investigar

Tamaño del bucle Intensidad de los pulsos de corriente

tiempo de corte de los pulsos

Observaciones

< 50 m 10x10 m → 20x20 m 5 A 1.5 s Alta resolución superficial

< 200 m 50x50 m → 100x100 m 15 - 20 A 40 - 50 s Sin resolver los 10-15 primeros m

hasta 1500 m 200x200 m → 500x500 m

20-50 A 130 - 500 1.5 s Sin resolver los primeros 20-60 m

3.4 PROSPECCIÓN ELECTROMAGNÉTICA EN EL DOMINIO DE LA FRECUENCIA

(Frecuency Domain ElectroMagnetic, FDEM)

Los FEDM, también conocidos cono conductímetros, son sistemas que trabajan con una bobina transmisora y una receptora móviles y se utilizan para prospección superficial; máximo 60 m. Fijada una distancia S entre bobinas, la frecuencia de emisión es muy pequeña de forma que la profundidad efectiva (δ, skin) es siempre significativamente mayor que dicha distancia (N << 1).

N = S / δ

N se conoce como número de inducción y cuando se cumple que N << 1 se dice que se opera a bajo

número de inducción. Los equipos FEDM miden la amplitud del campo magnético primario (Hp) y secundario (Hs), pero al operar a bajo número de inducción hay una proporcionalidad entre el cociente Hs/Hp y la conductividad eléctrica aparente σa medida en mS/ m.

p

sa H

H

S 20

4

Fijada la frecuencia de la onda primaria (), el espaciado entre las bobinas S y considerando la susceptibilidad magnética del aire igual a la unidad, entonces se obtiene directamente la conductividad aparente. Destacar que para terrenos de elevada conductividad no se puede operar a bajo número de inducción y deben hacerse correcciones.

A la hora de medir la conductividad del terreno, se distinguen dos formas de operar en función de la orientación de las bobinas con respecto a la superficie del terreno:

• Modo dipolo vertical consiste en disponer horizontalmente con respecto a la superficie del terreno, tanto la bobina transmisora como la receptora (el momento del dipolo magnético será vertical)



• Modo dipolo horizontal dispondremos ambas bobinas de forma vertical, con lo que el momento del dipolo magnético será horizontal

La diferencia fundamental entre ambos modos de operar reside en la sensibilidad a la hora de captar la

respuesta de un cuerpo conductor frente la acción de un campo electromagnético. En este sentido, se comprueba que la profundidad efectiva de investigación del dipolo vertical es superior al del dipolo horizontal. Como valor aproximado, el dipolo vertical presenta una profundidad efectiva de investigación de 1.5 veces la separación entre bobinas, mientras que para el dipolo horizontal es de 0.75

Los dos aspectos principales que caracterizan a este método son: una limitada resolución vertical y una gran celeridad en la toma de datos; lo que conlleva a que sea más idóneo en estudios preliminares a gran escala, donde a través del análisis de mapas de isoconducitividad, se detecten las zonas susceptibles de albergar el objeto de estudio, para posteriormente mediante métodos con mayor resolución vertical caracterizar con más detalle el problema.

LIMITACIONES Y VENTAJAS DE LOS MÉTODOS TDEM Y FDEM

Estos métodos, al operar con campos EM están limitados por una serie de fuentes de ruido. Por ejemplo de origen natural como los episodios de tormentas y relámpagos; por ruidos culturales como son los cables de alta tensión, tomas a tierras, etc. Y finalmente en determinadas situaciones geológicas: existencia de fuertes anisotropías en el terreno, muchas heterogeneidades en superficie, etc.

Diferencias entre los SEV y los métodos TDEM

MÉTODOS ELÉCTRICOS MÉTODOS ELECTROMAGNÉTICOS

La corriente eléctrica se aplica directamente al suelo. Contacto galvánico de los electrodos

La corriente eléctrica se aplica directamente al suelo. Contacto galvánico de los electrodos

Más sensibles a las condiciones geológicas Más sensibles a las condiciones ambientales

La extensión del dispositivo debe superar el doble de la profundidad de investigación.

La extensión del dispositivo es aproximadamente igual a la profundidad de investigación.

Procesado de datos más fácil Procesado de datos más complejo

Corriente eléctrica invariante en el tiempo Campos EM variantes en el tiempo

No penetran en capas muy conductoras Capacidad de penetrar en capas conductoras

Afectado por la presencia de capas resistivas superficiales donde el contacto galvánico es muy alto

No están afectados por capas resistivas superficiales ya que el fenómeno es por inducción.

No es crucial tener una idea previa de la profundidad de la capa objetivo

Es crucial tener una idea previa de la profundidad de la capa objetivo.



Algunas marcas de equipos

GEONICS PROTEM with transmitter TEM47 ZONGE GDP32 with transmitter NT-20 MONASH GeoScope terraTEM SIROTEM Mark III AEMR TEM-Fast

ARTÍCULOS Y BIBLIOGRAFÍA - En el anejo 3 se incorpora un artículo donde se aplica este método

- En la dirección www.geonics.com se halla un catálogo y los manuales de distintos equipos comerciales que operan con éste método.

- En esta dirección http://www.eltageo.com/mag/software/trans.htm se halla un software libre.

- En el libro general: Thelford W.M. Applied Geophysics. London Cambridge University. 1986. Hay un capítulo destinado a este tema

3.5 RESONANCIA MAGNÉTICA PROTÓNICA (RPM)

La Resonancia Magnética Protónica (o Nuclear) es un método no invasivo que permite estudiar directamente los acuíferos más superficiales hasta una profundidad teórica de investigación en torno los 150 m. Los parámetros que se obtienen son: 1) La profundidad y espesor de las capas; 2) el contenido en agua (%) y el tamaño de los poros (tipo de acuífero).

Este método es de reciente implantación y dado que mide campos magnéticos muy débiles, es muy sensible al ruido ambiental, sobre todo en lo referente a las fuentes de perturbación de campos magnéticos (generadores, tendido eléctrico, tuberías, vías de tren, etc.). Equipo de medición En laS figuras que siguen se muestran las partes básicas de un equipo RMP

Convertidores alimentados por 2 baterías de 12 V

Espira de alambre utilizada como antena de transmisión y

recepción

Sintonizadores para la optimización de la energía de excitación

Transistor/ receptor para la transmisión

del pulso y la recepción de la señal

Un PC para el control del sistema, el procesado y la interpretación de los datos

Convertidores alimentados por 2 baterías de 12 V


recepción


recepción











La Sin ruido Dirección preferente del ruidoSin ruido Dirección preferente del ruido

Procedimiento de medición

La corriente de excitación en la espira tiene que llegar a ser de 300-400 A durante pulsos de algunas decenas de ms

El campo de relajación de los protones es medido por la misma espira, un tiempo después de haber apagado la corriente de inyección

La antena transmisora consiste en una espira cuadrada sobre la superficie del terreno; (de hasta 150 m de lado para una investigación de 150 m)

Los voltajes medidos en la espira son del orden de décimas de nanovoltios. Se utiliza apilamiento para recuperar una buena señal (en condiciones favorables se realiza unas 70 veces la misma medición)

El campo magnético de la espira se superpone al de los protones de hidrógeno (agua) excitándolos

La corriente de excitación en la espira tiene que llegar a ser de 300-400 A durante pulsos de algunas decenas de msLa corriente de excitación en la espira tiene que llegar a ser de 300-400 A durante pulsos de algunas decenas de ms

El campo de relajación de los protones es medido por la misma espira, un tiempo después de haber apagado la corriente de inyección



Los voltajes medidos en la espira son del orden de décimas de nanovoltios. Se utiliza apilamiento para recuperar una buena señal (en condiciones favorables se realiza unas 70 veces la misma medición)

El campo magnético de la espira se superpone al de los protones de hidrógeno (agua) excitándolos

La adquisición de datos para un sondeo completo con varios momentos de pulso toma generalmente unas 2-3 horas

La unidad de generación y toma de datos suele ir montada en una furgoneta.

Colocación de las espiras (carretes). La dimensión y la forma de la espira se elige en función de la profundidad a investigar y del ruido ambiental.

Al operar con campos magnéticos, todas las conexiones deben aislarse.



Principio físico del método

Los núcleos atómicos que poseen un número impar de nucleidos (protones o neutrones) generan, debido a su revolución un campo magnético cuya intensidad y dirección se expresa mediante el momento magnético nuclear (Mo; Figura 1-a). En presencia de un campo magnético estático externo (terrestre) los Mo están orientados (polarizados) en dirección a las líneas de fuerza del campo externo Bo (Figura 3.5-b). Si se añade el campo artificial dinámico generado por la espira B1 (Figura 3.5-c), se produce la nutación del momento magnético Mo de los protones que se inclinan con respecto del campo terrestre un ángulo , manteniendo su precesión a la frecuencia de Larmor (Figura 3.5-d).

MoMoMo

MoBo

MoMoBoBoBo

Mo

B1

MoMo

B1 B1

Bo Mo

B1

BoBo Mo

(a) (b) (c) (d) Figura 3.5. La excitación de los núcleos atómicos mediante un campo magnético artificial les produce un

movimiento de precesión.

Cuando el campo artificial B1 se corta, los protones vuelven a su posición de equilibrio (Mo alineado con Bo) con una relajación caracterizada por una amplitud inicial Eo y un tiempo de decaimiento T*2 (Figura 3.6-a). El campo magnético terrestre Bo (estático) determina la frecuencia de Larmor de los protones de la molécula de agua (Figura 3.6-b).

Eo

T*

Pulso: q = I.t

Señal de los protones

o es el desfase entre la corriente emitida y el voltaje recibido (depende de la conductividad del medio)

campo artificial B1

EoEo

T*

Pulso: q = I.t

Señal de los protones

o es el desfase entre la corriente emitida y el voltaje recibido (depende de la conductividad del medio)

campo artificial B1

F(Hz)=0.04258*Bo (nT)

= 2 Flarmor

F(Hz)=0.04258*Bo (nT)

= 2 Flarmor Figura 3.6. Se van midiendo los campos magnéticos producidos por los protones (H), para diferentes

momentos de pulso q (intensidad x duración). Información obtenida

El contenido de agua (porosidad) es proporcional a la amplitud de la señal permite hacer una estimación del contenido porcentual de agua en profundidad y La constante de tiempo de decaimiento de la señal permite calcular el tamaño de los poros del medio (permeabilidad); Figura 3.

Parámetro medido Amplitud de la señal Eo Tiempo de decaimiento T*2 Fase de la señal o Momento del pulso q

Parámetro hidrológico Contenido de agua (porosidad) Tamaño de los poros (permeabilidad) Resistividad de la roca Profundidad de investigación



Interpretación de los datos

A partir de la colección de mediciones de los distintos pulsos qi (Figura 3.7a) se construyen las gráficas (qi,Ei) y (qi, T*2) (Figura 3.7-b) que permiten obtener una distribución en profundidad del contenido en agua y del tamaño del poro (Figura 3.7-c).

A modo intuitivo, la interpretación de un sondeo RMP se realiza aplicando el método inverso. Para

ello se supone un medio estratificado (de escala y dimensiones a la de la espira utilizada) representado por una matriz que incluye las respuestas teóricas de una serie de capas delgadas ubicadas a diferentes profundidades. Esta matriz tiene en cuenta las condiciones locales: dimensión de la espira, inclinación del campo magnético terrestre, resistividad, etc. Su cálculo tarda unas horas, pero luego sirve para todos los sondeos efectuados en una misma zona. Una vez construida esta matriz se van modificando las capas hasta que el modelo de distribución del agua coincida, lo más posible con las gráficas obtenidas.

Nota: Hay veces (sobre todo cuando hay ruido de fondo) que es muy difícil obtener las curvas de

decaimiento temporal (qi, T*2) y no puede obtenerse la distribución del tamaño del poro

ms

qi

Eo

T*2

Eo

qi

Contenido en agua (%)

(Porosidad)

Tamaño del poro

Eo

T*2

qi+1

qi+2

……...

qi

T*2

msmsms

qi

Eo

T*2

qi

Eo

T*2

Eo

qi

Contenido en agua (%)

(Porosidad)

Tamaño del poro

Eo

T*2

qi+1

Eo

T*2

qi+1

qi+2

……...

qi

T*2

(a) (b) (c)

Figura 3.7. Pasos a seguir para llegar al resultado final.

Señal de una capa de 10 m de espesor con un 20% de agua para una espira circular de 150 m de diámetroSeñal de una capa de 10 m de espesor con un 20% de agua para una espira circular de 150 m de diámetro

Valoración del método

Es un método directo de detección de aguas subterráneas, puesto que mide directamente la respuesta del agua misma (protones de H2)

Figura 3.8 Variación de las curvas (qi,Ei) según sea la profundidad del acuífero.



Las profundidades determinadas por este método están influenciadas por las reglas de equivalencia (ídem SEV), puesto que es un método integrante. En RMP el parámetro que queda constante para todas las soluciones equivalentes encontradas es el producto del contenido en agua x el espesor de la capa. O sea, el volumen total de agua queda bien determinado

Existe una relación no lineal entre la señal medida y la intensidad del pulso del campo magnético, lo que significa que doblar la intensidad de la corriente no comporta doblar la amplitud de la señal, solo se profundiza más

La señal de RMP tiene una relación lineal con el contenido en agua, lo que significa que después del cálculo de la matriz inicial la inversión es rápida.

Ejemplos de aplicación

Ejemplo 1. Sondeos RMP obtenidos en Andalucía.

A partir de las curvas de campo se calcularon para cuatro emplazamientos los modelos de profundidad y porcentaje de agua. Luego se compararon estos datos con las columnas litológicas de sondeos mecánicos realizados en los puntos de medición. En este ejemplo no se presentan las curvas de decaimiento temporal (qi, T*2) y, por tanto, no ha sido posible obtener la distribución en profundidad del tamaño de los poros. Las cuatro curvas de campo correspondientes a los cuatro emplazamientos de medición fueron obtenidas con una espira en forma de 8

0

20

40

60

80

100

0 10 20 % 0 10 20 % 0 10 20 % 0 10 20 %

S09 S25 S32 S41

ArenasArenas y arcillas

Arcillas

Ejemplo 2. Sondeo RMP realizado en calizas carstificadas (Francia)

Al no disponer de las curvas de decaimiento temporal, no puede hacerse una estima de la porosidad.

0 5 10 15 20

Profundidad (m)

100

75

50

25

0Contenido en agua (%)

EQUIPOS

El método RMP es de los más recientes aparecidos en el mercado y hay, prácticamente, una sola empresa en Europa que lo fabrica comercialmente: Iris instruments (http://www.iris-instruments.com); en concreto se llaman NUMIS. Además de su fabricación, podéis bajaros información y manuales. También realizan cursos de iniciación al método que son muy completos.



ARTÍCULOS Y BIBLIOGRAFÍA

- En el anejo 3 se ha incorporado un artículo donde se aplica este método

- En España, el IGME es la institución que ha desarrollado e introducido esta técnica. - Desarrollo de la integración de métodos geofísicos en estudios hidrogeológicos: el método de sondeos de resonancia magnética (SRM). Tesis doctoral. Félix Manuel Rubio Sánchez-Aguililla. Universidad Politécnica de Madrid -ETS de Ingenieros de Minas de Madrid. 2007.

3.4 MÉTODO VERY LOW FREQUENCY (VLF)

Es un método EM pasivo que opera bien en la detección estructuras geológicas que pueden contener agua subterránea: rocas fracturadas, cavidades, contactos, etc. Suele utilizarse en estudios de contaminación. También detecta otro tipo anomalías basadas en el campo eléctrico (conductores): cables eléctricos, tuberías metálicas, arcillas de relleno. Resulta un sistema adecuado para emplazar sondeos dentro de una zona de interés.

Modelo conceptual de la presencia de agua en fracturas.

Principio físico del método

El método VLF utiliza las componentes del campo electromagnético (EM) generado por las

transmisiones de radio de larga distancia. Estas emisoras operan en la banda VLF: de 10-30 kHz. Los mayores transmisores VLF están distribuidos por todo el mundo y se utilizan para las comunicaciones militares; principalmente entre submarinos (Figura 3.9).

Estos transmisores proporcionan ondas EM muy potentes que, cuando se detectan a distancias

mayores de algunas decenas de kilómetros, se comportan como ondas planas que se propagan horizontalmente. Las estructuras conductoras del terreno más superficial afectan localmente a la dirección y al módulo del campo electromagnético secundario generado por estas señales de radio. El método VLF mide esta distorsión.



Figura 3.9

Las señales generadas por las antenas emisoras están formadas por un campo eléctrico y un campo magnético que oscila en la frecuencia de la antena elegida, los cuales se representan por vectores. Cuando el suelo es homogéneo o está formado por capas horizontales, estas ondas EM transmitidas poseen un campo magnético (Hp) y eléctrico (Ep) perpendiculares a su dirección de propagación (Figura 3.10). Cuando hay una estructura conductora, el campo magnético primario (Hp) interacciona con esta porción de terreno e induce corrientes circulares que a su vez crean un campo electromagnético secundario (Es-Hs)

Para cada punto del espacio éste estará orientado en una determinada dirección y tendrá un determinado desfase con respecto al campo primario. Debido a que ambas componentes del campo magnético difieren tanto en fase como en dirección, el campo magnético resultante cambia continuamente de dirección, realizando una evolución completa para cada ciclo. La resultante de dichos vectores (Hp y Hs) traza una elipse cuyo extremo estará muy alargado en la dirección del campo primario y se dice que el campo está elípticamente polarizado.

Los parámetros medidos en VLF son la inclinación del eje mayor de dicha elipse de polarización (α) y la elipticidad (ε), esto es, la relación entre su eje mayor y menor. Matemáticamente se demuestra que α es aproximadamente igual a la parte en fase (componente real, in-phase) de la componente vertical (Re Hzs), mientras que la elipticidad es aproximadamente igual a la parte imaginaria (componente en cuadratura, out-phase) de la componente vertical (Hzi).

Ambos parámetros suelen medirse en porcentajes del campo primario horizontal del siguiente modo: Componente Real (%)=100 α (α en radianes) y Componente Imaginaria (%)= 100 ε

Figura 3.10. Principales maneras de medición del método VLF



Equipo y medición

Hay dos tipos de equipos de medición comerciales: 1- Los que miden las componentes en fase y en cuadratura del campo magnético secundario como

porcentaje del campo primario. 2- Los que miden la resistividad aparente (en Ωm) y el ángulo de fase entre Ex y Hy. En este caso los

sensores para el campo eléctrico son electrodos separados unos 10 m.

Una de las ventajas de este método es que solo se requiere un receptor de ondas de radio de baja frecuencia.

Batería y unidad dealmacenamiento

Unidad decontrol

Antena

Batería y unidad dealmacenamiento

Unidad decontrol

Antena

La toma de datos se suele realizar mediante perfiles con un espaciado entre ellos de 25-50-100 m y de unos 10-20 m entre estaciones de medida. - Puede reducirse un poco más cuando quiere delinearse la forma de una estructura ya detectada, o realizar un perfil de prueba -. Antes de empezar a tomar medidas, se debe seleccionar la antena emisora que se va ha usar.

Lo ideal es elegir aquella que esté en dirección perpendicular a los perfiles planteados; o sea paralela a la estructura, pero se aceptan variaciones de ± 30º.

Hay dos modos de usar el VLF, dependiendo de lo que se quiera medir:

1) El modo variación angular (tilt angle mode) que se emplea cuando se quieren prospectar estructuras conductoras inclinadas y contactos geológicos; como zonas de alteración, fallas y diques conductivos. En este caso se usa la polarización de los dos campos magnéticos y se miden las amplitudes (en A/m) de las componentes vertical (z) y horizontal (y) del campo magnético resultante, para calcular la elipticidad y el ángulo de polarización.

Hz = B Hy ; con esta expresión se determina B (llamado tipper) que es un

número complejo de modo que la parte imaginaria proporciona el desfase y la real la amplitud.

Para un modelo de tierra similar al de la figura 11.2 se produce un máximo de B (de anomalía)

cuando se cruza por medio de la estructura. Para tener mayor precisión entre la estructura y la anomalía se calcula la derivada (derivada de Fraser). Las máximas anomalías se dan entre los contactos de diferente resistividad.

El segundo parámetro (la elipticidad) se usa para distinguir las anomalías debidas a estructuras conductoras, donde el ángulo de inclinación y la curva de elipticidad están aproximadamente en cuadratura, de las estructuras resistivas donde las curvas están en fase.

A partir de las gráficas de fase y cuadratura se puede calcular la "densidad equivalente de corriente versus la profundidad" aplicando el problema inverso. Es decir, generando un campo de densidad de corriente que pueda causar las medidas magnéticas (Karous-Hjelt; 1983). El resultado es un corte 2D donde las zonas con mayor densidad se asimilan a cuerpos conductores y las de menor densidad a sectores resistivos.



2) El modo resistividad se usa cuando se quiere detectar un dique resistivo o cuando se quieren delinear unidades geológicas mediante un mapa de superficie. Los perfiles deben realizarse en dirección perpendicular a la estructura que se quiere delinear dado que las variaciones de amplitud del campo eléctrico (Ex) son mayores a lo largo de ella. En este caso se utiliza la polarización de los campos modo se mide la componente del campo eléctrico horizontal (Ex) y la componente del campo magnético horizontal (Hy), para determinar la resistividad aparente y el desfase.

yx

yx

y

xa HE

HEg

H

E

Re

Imarctan

12

Donde es la frecuencia angular del campo primario y la susceptibilidad magnética del suelo; que normalmente se toma = 1 (la del vacío).

A partir de la resistividad aparente se generan mapas de isoresistividad aparente superficial que se interpretan cualitativamente detectando, en primera aproximación, las anomalías centradas sobre los correspondientes cuerpos productores. Y con las medidas del desfase se obtienen indicaciones de como varia la resistividad verticalmente: cuando los ángulos > 45º entonces la resistividad decrece con la profundidad y cuando son < 45º aumenta.

La producción diaria suele ser de unas 200 estaciones en condiciones topográficas buenas. Cuando se detecta una zona resistiva o cuando se quiere realizar un mapa de isorrestividades, se pasa al modo resistividad y el receptor se coloca en dirección perpendicular a la supuesta estructura (± 45º de precisión). La producción diaria suele ser de unas 100 estaciones en condiciones topográficas buenas.

La capacidad del método abarca hasta los 50-60 m de profundidad, pero la profundidad de investigación depende del tamaño y de la resistividad de las estructuras. Aunque no hay una regla específica, puede estimarse en unos 50 m de profundidad para cuerpos resistivos de 1000 Ωm, de 20 m para 100 Ωm, y de 5 m para 10 Ωm. Ejemplo de aplicación En el anejo de bibliografía hay un artículo que ejemplifica este método



3.5 RÁDAR DEL SUBSUELO (GPR)

Conceptos básicos

El georrádar (rádar del subsuelo o Ground Penetrating Radar-GPR) es una técnica de prospección basada en la emisión, hacia el interior del terreno, de pulsos electromagnéticos de corta duración y en la recogida de las reflexiones que se producen en las discontinuidades electromagnéticas entre los materiales atravesados (Figura 3.11).

(a)

(b) (c) Escala de color-amplitud

Figura 3.11. Esquema simplificado de prospección con rádar de subsuelo. (a) La realización del perfil de reflexión con rádar consiste en ir desplazando el conjunto transmisor/receptor a lo largo del terreno. (b) Las ondas electromagnéticas reflejadas son captadas y representadas en trazas, donde la distancia se sitúa en el eje de las abscisas y el tiempo doble en el eje de las ordenadas. (c) La sección obtenida acostumbra a representarse en gama de amplitud-color para un mejor análisis del radargrama.

La propagación de las ondas electromagnéticas está regulada por las ecuaciones de Maxwell, que describen los campos magnético y eléctrico de una onda en función de las propiedades eléctricas y magnéticas del terreno por el que viaja. Los parámetros que más influyen en la transmisión de ondas son la constante dieléctrica del terreno (K) y la conductividad (mS/m). De ellos obtendremos parámetros como la velocidad (m/ns), la atenuación (dB/m), el coeficiente de reflexión, la resolución y la profundidad de penetración. Características de la medición

Los pulsos electromagnéticos tienen una duración de entre 1 y 10 nanosegundos, la frecuencia propia de las ondas emitidas está entre 10 MHz y 1 GHz, La frecuencia de pulsación es del orden de 60 KHz, de modo que en los espacios de tiempo entre pulsos se produce la escucha de las ondas rebotadas por el terreno.



Tanto la profundidad de penetración como la resolución del perfil dependen de las características del terreno y de la frecuencia utilizada. Siendo la regla que a mayor frecuencia mayor resolución, pero al mismo tiempo menor penetración, y viceversa. Así, para cada caso concreto se utilizan diferentes sistemas de antenas. Otra característica a tener en cuenta en este tipo de reconocimientos es que ciertos materiales secos y porosos como las arenas son muy transparentes al radar; mientras que les arcillas, y en general los materiales saturados en agua, son más opacos al paso de las ondas electromagnéticas. Así, la detección de cuerpos enterrados será mejor cuanto más contraste dieléctrico exista entre el objeto y el medio encajante; por ejemplo el caso de un muro de travertinos rodeado por arenas secas. También puede darse el caso de tener dos materiales de litologías diferentes y con constantes dieléctricas parecidas, entonces la detección es prácticamente imposible; por ejemplo un muro de cemento rodeado de conglomerados y arenas. Los inconvenientes principales de este método son: 1) No proporciona parámetros cuantitativos fiables y los radargramas son fundamentalmente cualitativos. 2) Su escasa penetración; son raros los radagramas que lleguen a los 40 m de profundidad.

Equipos que se utilizan

En general un georádar está formado por una unidad central que reposa bajo el PC portátil y que actúa como unidad de representación y registro. Las unidades emisoras y receptoras se denominan antenas.

Teniendo en cuenta que a mayor frecuencia mayor resolución y menor penetración; y viceversa. En el mercado hay antenas de varias frecuencias, desde 10 MHz hasta 1.5 GHz, dependiendo del tipo de prospección que se vaya a realizar. Es importante tener algún conocimiento previo de las estructuras buscadas para elegir la frecuencia más adecuada.

Antena de 400 MHz

Con una penetración de hasta 3-4 m y buena resolución, es una antena monostática, muy bien apantallada. La de ilustración aparece provista de una rueda marcadora. En la foto inferior se aprecian los elementos emisor y receptor de la misma.



Ejemplos de aplicación

Si el terreno tiene una superficie regular, el contraste dieléctrico entre los materiales es bueno y no hay fenómenos de interferencia, este método es el que proporciona las imágenes del subsuelo más detalladas. Además la adquisición de datos es rápida lo cual hace que se utilice cuando se necesita reconocer con detalle zonas extensas (arqueología, por ejemplo; Ejemplo1). Se utiliza también para la detección de cavidades, en la evaluación del estado constructivo de estructuras (zapatas, cimentaciones, etc.), en la delimitación de contaminantes (Ejemplo 2). En el Anejo 2 se incorpora un artículo de GPR aplicado a la hidrología.

Ejemplo 1. Adquisición con metodología 3D

Antena de 900 MHz Tiene una penetración inferior a 1 m, es de alta resolución y útil en arqueología. Pesa 2.3 Kg y cuesta algo menos de 12.000,00 €

Antena de 200 MHz Tiene una penetración de hasta 7 m, lo que la hace útil en yacimientos arqueológicos de gran tamaño, y para aplicaciones hidrogeológicas superficiales.

Antena de 100 MHz Está diseñada para penetrar a mayor profundidad (en torno a 10 – 15 m). Este modelo es separable en dos cuerpos (puede funcionar como monostática y biestática) lo que permite emplearla también para cálculo de velocidades de las ondas electromagnéticas en el terreno y posterior conversión de los tiempos dobles de los radargramas a profundidades.

Con la antena multi-frecuencia se pueden alcanzar las máximas profundidades obtenibles con el georrádar. Consta de varios elementos intercambiables, lo que permite obtener frecuencias de 16, 20, 32, 40 y 80 MHz. Son adecuadas en Geología (permiten alcanzar hasta 40 m de profundidad). Se trata de antenas biestáticas, no apantalladas que se conectan entre sí mediante conectores de fibra óptica, a fin de evitar las interferencias con las frecuencias emitidas.



La adquisición con metodología 3D se realiza a partir de perfiles paralelos situados a corta distancia entre sí que posteriormente se integran e interpolan formando un volumen da datos.

Localización de estructuras arqueológicas en vistas a la futura urbanización del solar. En la parte superior adquisición de datos y un radargrama característico de la zona de estudio (a). En (b) corte horizontal (x,y) a 0.20 m de profundidad construido a partir de radargramas paralelos y volumen de datos. Solo se resaltan las anomalías más significativas. (c) Estructura principal resultante de la excavación.

(a)

(b)

(c)

X en m

E = 0.25 m, P = 0.75 m

0

4

8

12

16

0102030405060708090100

110

120

130

Intensidad de las reflexiones

-4 0 4 8 12 16 20 24 28 32 36

(a) Se ordenan los perfiles

(b) Se construye el volumen de datos 3D

Reflexiones de interés arqueológico



Ejemplo 2 El rádar del subsuelo es una técnica no destructiva de alta resolución que tiene muchos ámbitos de aplicación: (a) En el reconocimiento del estado de les carreteras, (b) la detección de humedades, (c) Delimitación de zonas contaminadas En una gasolinera.

(c)

Ejemplo 3

Nivel piezométrico

Tanque nº 4 (a 0.93 m) Forjado de la solera

Tapa metálica

Desagüe Tubería a 0.34 m

(a) (b)

Zona contaminada

El perfil tiene unos 5 m de espesor, la reflexión fuerte corresponde a agua sobre arcillas. En la parte derecha se aprecia desorden debido a un vertido de petróleo.

5 depósitos de combustible enterrados a 1 m de profundidad. Profundidad total del perfil 3 m5 depósitos de combustible enterrados a 1 m de profundidad. Profundidad total del perfil 3 m. Antena de 400 MHz



TEMA 4. PROSPECCIÓN SÍSMICA 4.1 GENERALIDADES

Los métodos de prospección sísmica estudian el subsuelo a partir de la propagación de las ondas mecánicas que se producen artificialmente en el terreno con la caída de un peso o mediante un explosivo. Como en el caso de los terremotos pero con mucha menos intensidad, las partículas del suelo se van moviendo al paso de estas ondas (frente de ondas) y las diferentes vibraciones producidas se registran y se estudian, porque según sea el subsuelo las partículas se mueven de una determinada manera. La velocidad de propagación de las diferentes ondas sísmicas es un buen indicador de las características geotécnicas de los materiales (composición litológica, compactación, fisuración, etc.); por regla general se tiene que cuanto más compacta sea una roca, con más velocidad viajan. Esta característica comporta que las diferentes técnicas sísmicas se utilicen mucho en obra civil dado que a además de proporcionar imágenes de la estructura del subsuelo, también aportan información cuantificada sobre el estado mecánico de los diferentes materiales. - Equipo de prospección sísmica

En líneas generales, un equipo de prospección sísmica (Figura 4.1) está compuesto principalmente por una fuente de energía que genera las ondas sísmicas incidentes, unas estaciones sensoras (geófonos o acelerógrafos) que son los puntos de escucha de las vibraciones del terreno y (normalmente) se distribuyen en línea recta a distancias conocidas del punto de impacto; y un sismógrafo que es donde se registran estas vibraciones.

(a) (b)

(c) (d)

Figura 4.1: Partes básicas de un equipo de prospección sísmica superficial. (a) El frente de ondas incidente se genera produciendo un impacto al terreno (explosivo enterrado, martillo golpeando sobre placa metálica, etc.). (b) Los geófonos captan el paso de las ondas y se colocan con una geometría regular (c). Las vibraciones captadas quedan almacenadas en el sismógrafo (d) para su posterior análisis.



4.2 COMPORTAMIENTO SÍSMICO DE LOS MATERIALES

Tipos de ondas: ondas internas y superficiales

La energía sísmica cuando se propaga a través de los medios radia en dos grandes grupos de ondas sísmicas: las ondas internas y las superficiales. Las primeras viajan por el interior de la tierra, mientras que les superficiales lo hacen por la superficie terrestre al igual que las ondas del mar (Tabla 4.1).

Las ondas P (o de compresión) son ondas internas que se producen cuando la energía pasa a través de las partículas moviéndolas en la dirección de su propagación. Son las que viajan con más velocidad y lo pueden hacer a través de medios sólidos o fluidos.

Las ondas S (o de cizalla) son ondas internas que se producen cuando l’energia pasa a través del medio moviendo las partículas en direcciones perpendiculares (SH y Sv) a la propagación. Son menos rápidas y este movimiento solo puede darse en los sólidos.

Las ondas Love Son ondas superficiales que hacen moverse a las partículas transversalmente a la dirección de la propagación. Son las más rápidas de las superficiales.

Las ondas Rayleigh son ondas superficiales que hace moverse a las partículas con un movimiento retrógrado en dirección a la propagación; similar a les ondas marinas. Las ondas Rayleigh generadas por los grandes terremotos son las que causan daños ya que, a parte de les características del movimiento del subsuelo, suelen ser las ondas de mayor amplitud.

Tabla 4.1. Subgrupos en que se dividen estas ondas, cada una de ellas responde a un determinado tipo

de movimiento de las partículas del terreno cuando pasa la perturbación mecánica. La flecha indica la dirección de la propagación



Relaciones entre las rocas y la velocidad de las ondas sísmicas

Material Vp

km/s y porosidad en % Vs

km/s

Aire 0.33 --

Petróleo 1,20 – 1,40 --

Agua 1,50 --

Lodo 1,50 –1,80

Lutita 1,60 (40%) - 4,10 (5%)

Arenisca 1,90 (40%) - 4,90 (5%) 2,15

Caliza 1,90 – 3,50 1,35

Carbón 3,90 (20%) - 6,10 (0%)

Sal 4,50 2 – 3

Dolomía 4,90(20%) - 7,10 (0%) 1.8 – 3.8

Yeso y anhidrita 5,70 – 6,20 2 – 3

Granito 5,20 3,00

Basalto 6,40

Arenas 0.3 – 0.8 0.1 – 0.5

Morrenas glaciares 1.5 – 2.7 0.9 – 1.3

Tabla 4.2. Las velocidades de las ondas sísmicas vienen caracterizadas por la cualidad mecánica de las

rocas. Se ha comprobado que las ondas S (transversales) son más sensibles que las ondas P (longitudinales) al aumento de la fisuración interna y al grado de alteración de la roca.

- Escarificación

La escarificación (ripabilidad o desgarre) es la facilidad que presenta una determinada litología a ser excavada mecánicamente. Este parámetro depende tanto de las características litológicas de terreno como de la maquinaria que se utiliza (potencia y accesorios). Las tablas de escarificación y de producción del terreno (Figura 2) son de carácter empírico ya que los criterios en que se basan se han determinado a partir de numerosos estudios y ensayos en diferentes excavaciones.

2500

2250

2000

1750

1500

1250

1000

750

500

250

1000 20001500 2500

PRO

DU

CC

IÓN

(m/h

ora)

3

VELOCIDAD DE LAS ONDAS SÍSMICAS(m/s)

A

B

(a)



0 1000 2000 3000 4000500 1500 2500 3500VELOCIDAD SÍSMICA(m/s)

DESGARRABLE MARGINAL NO DESGARRABLE

Figura 4.2. (a) Gráfica de producción de un “Desgarrador D9N de un vástago” y para toda clase de

materiales. El límite superior representa la escarificación en condiciones totalmente favorables. Si existiesen en la obra capas gruesas laminadas horizontales, capas verticales o cualquiera otra característica que redujese la producción, se ha de utilizar el límite inferior. (b) Tabla de escarificación (ripabilidad, desgarre) suministrada por CATERPILLAR S.A., donde se muestra el grado de excavación de los materiales dependiendo de tres factores: i) la litología, ii) las velocidades sísmicas de las ondas de compresión (Vp) y, iii) el tipos de maquinaria que se prevé utilizar. Esta tabla proporciona una idea del estado de consolidación de los materiales. De la tabla se desprende que cuando el terreno no es desgarrable los materiales presentan velocidades sísmicas altas y para excavar la roca se ha de trabajar con voladura. En concreto, la tabla está referida al “desgarrador D9N” que es una máquina representativa de las de baja-mediana potencia.

3.1 PRINCIPIOS BÁSICOS Y MÉTODOS SÍSMICOS MÁS APLICADOS A LA

PROSPECCIÓN HIDROGEOLÓGICA

PRINCIPIOS BÁSICOS

Cuando una onda sísmica interna encuentra un cambio en las propiedades elásticas del material, como es le caso de una superficie que separa dos capas geológicas; parte de la energía continua en el mismo medio (onda incidente), parte se refleja (ondas reflejadas) y el resto se transmite al otro medio (ondas refractadas) con cambios de dirección de propagación, de velocidad y de modo de vibración (Figura 3).



i2

i’2

S trasmitida

P trasmitida

i0 i1

I’1

P incidente

P reflejada

S reflejada

medio 1

medio 2

p1 p1 s1 , v , v

p2 , v , vp2 s2

sen i v

o

p1=

sen i v

1

p1=

sen i' v

1

s1=

sen i v

2

p2=

sen i' v

2

s1

P crítica

ic

(a) (b)

Figura 4.3. (a) Las ondas sísmicas que viajan por subsuelo se reflejan y se refractan siguiendo la ley de Snell. La cantidad de energía de las ondas incidentes se reparte entre las ondas reflejadas, las refractadas y la absorción natural del terreno. (b) Registro sísmico en donde se pueden ver todas las ondas procedentes del contacto entre dos capas: onda directa (1754 m/s), onda refractada (3500 m/s) y las ondas reflejadas P (1630 m/s primera capa, y 4000 m/s segunda capa). También se detecta la onda reflejada SV (2858 m/s). A la izquierda se muestra el mismo registro filtrado en donde se ven mejor los diferentes trenes de ondas (filtro pasa-banda de 50-180 Hz).

Las trayectorias internas más importantes que se generan a partir de un frente de ondas incidente quedan descritas en la Figura 4.4

v1

tiro geófonos

onda directa t = x / v1

v1v2

icic

onda refractada t = x/ v2 sen i = V1 / V2c

v1v2

tiro

s'

onda reflejada t = t + x / V12 2 2 2

o

geófonostir

geófonos

Figura 4.4 Los geófonos, situados a distancias conocidas (xi), registran los diferentes tiempos de

llegada de cada tipo de onda (tj) que está caracterizada para una determinada trayectoria. Con estos tiempos (tj), la geometría del dispositivo experimental (xi) y las ecuaciones de las trayectorias de los rayos se calcula la distribución de velocidades del subsuelo (V1, V2;....). Cuando hay refracción, la segunda capa es más rápida que la primera (V2 > V1) y de las ecuaciones se deduce que, a partir de una determinada distancia, los rayos refractados críticamente son siempre los primeros en llegar. - En sísmica superficial las distancias se acostumbran a medir en metros (m) y los tiempos en milisegundos (ms) -.

Rayo directo que viaja por la parte superior de la primera capa a una velocidad V1.

Rayo refractado (o trasmitido), que se origina para ángulos de incidencia (i0) mayores y cuando la velocidad de la segunda capa es superior a la de la primera (V2 > V1). Dependiendo de las velocidades, hay un ángulo de incidencia crítica (Ic) para el cual el ángulo de refracción es de 90º, entonces el rayo viaja a través del contacto entre las dos capas y vuelve a subir con el mismo ángulo que ha incidido, este rayo se denomina rayo crítico y es el único que se registra en superficie.

Rayo reflejado que se origina para ángulos de incidencia (i0) pequeños. Las ondas rebotan sobre el techo de la segunda capa.



4.3 MÉTODOS SÍSMICOS Y SU APLICACIÓN EN HIDROGEOLOGÍA

- Sísmica de refracción La sísmica de refracción se basa en los rayos refractados críticamente. La lectura de los tiempos de primeras llegadas y el espaciado entre los geófonos proporcionan los datos necesarios para aplicar las ecuaciones de las trayectorias de los rayos críticos y calcular las velocidades de propagación de las ondas en cada capa que pueda existir por debajo del dispositivo experimental, así como sus profundidades o potencias (Figura 4.5).

Onda incidente P Geófonos

Rayos críticos

Tie

mpo

(t)

1

2

2

1 =

1

1 =

H

00

Distancia (x)

PRIMERAS LLEGADAS

Velocidad Capa 2

Velocidad Capa 1

V1

V2 (a) (b)

Figura 4.5. (a) Registro sísmico en el que se han leído los tiempos de las primeras llegadas correspondientes a los rayos críticos. (b) Esquema de interpretación del método de sísmica de refracción. Los tiempos críticos definen rectas (x,t); cada una de ellas representa una capa que tiene una velocidad igual al inverso de la tangente y su punto de corte con el eje de los tiempos proporciona su profundidad. En la parte inferior se muestra el dispositivo experimental de sísmica de refracción: cable sísmico, geófonos y fuente de energía.

El método de refracción proporciona como resultados los perfiles sísmicos de refracción (Figura 4.6) que muestran, como en un corte del subsuelo se distribuyen las velocidades en longitud y en profundidad (campo de velocidades, V(x,z)). A partir de estas imágenes sísmicas se deducen las capas geológicas del terreno y las propiedades mecánicas de los materiales subyacentes al perfil. En general se acostumbra a trabajar con ondas P, pero en estudios de detalle se montan dispositivos experimentales para registrar ondas S. La refracción tiene una gran aplicación en prospección superficial (hidrología, obra civil, etc) ya que es capaz de distinguir los distintos materiales y cuantificar sus parámetros geotécnicos (ripabilidad y los módulos elásticos de los materiales). Aunque siguen manteniéndose los métodos clásicos1 para el cálculo de las capas refractoras; todos ellos enfocados a la resolución del problema directo; actualmente empiezan a aplicarse algoritmos para resolver el problema inverso (Tomogafía de primeras llegadas): 1) Se leen los tiempos de primeras llegadas, 2) se resuelve el problema directo (cálculo de un campo de velocidades inicial), 3) Se trazan los rayos críticos (ray tracing) sobre este campo de velocidades inicial y se calculan correspondientes tiempos teóricos de primeras llegadas. 4) Se comparan estos tiempos con los obtenidos experimentalmente y a partir de las diferencias 5) se modifica el campo de velocidades inicial..... El proceso sigue hasta que la diferencia entre los tiempos teóricos y los experimentales se hace mínima (sistema iterativo). – Ver ejemplo 2-.

1 Método del tiempo de retraso, método recíproco general de Palmer, etc. Ver bibliografía


- 51 -

-10 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120

420

425

430

435

440

445

450

455

460

465

470

420

425

430

435

440

445

450

455

460

465

470

g1 g2 g3 g4 g5 g6 g7 g8 g9

g1

0

g11 g1

2

g13 g14 g15 g

16 g1

7

g18 g19 g20 g2

1

g22 g23 g24

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 2000

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

110

120

130

140

150

160

g1

g2

g3

g4

g5

g6

g7

g8

g9

g10

g1

1g

12g

13

g14

g15

g1

6g

17g

18g

19g

20g

21

g22

g2

3g

24

PS-2

N

0 m

115 m S-6

S-7

S-3

S-1

S-2

S-4

S-5

PTM

PTM

PTM

Pro

fun

ida

d

(m)

Longitud (m)PS-2

(c)

65 ºN

Aumento del grado de compactación

Material desgarrableMarginal Material no desgarrable

(Para una litología de pizarras yun desgarrador D9N de un vástago)

Suelo de cultivo

Nivel H

Pizarra muy alterada ysedimetos cuaternarios

Nivel A

Pizarra alterada y Niveles deconglomerados

Niveles B y C

Resistencia al desgarre

Vp (m/s)

Litologia

Pizarra sana

Nivel D

S-3

S-6

Esquema simplificado del sondeo TC-6

Tierras de cultivoLimos y arcillas

Arenas y gravas de pizarra

Limo y arenas

Pizarras/esquistos alterados

0.72 m

8.54 m

14.4 m

17.4 m

(compacidad densa)

Arcilla arenosa

2.4 m

Arcilla y arenas

Arenas y gravas de pizarra

3.6 m4.8 m

10.8 mGravas y arenas de pizarra

21.5 m

Esquema simplificado del sondeo TC-3

Tierras de cultivo

Arcilla

(pasadas de limos)

Gravas depizarra alterada

Arenas-gravas ypizarras alteradas

0.4 m

6.27 m

11.4 m

14 m

(compacidad densa)

Arcilla

400800100012001400180021002350260030003500

Figura 4.6. El perfil de refracción muestra una imagen del subsuelo en términos de velocidades sísmicas (a). Las velocidades de las ondas refractadas P establecen los límites de compactación de las rocas. (c) Ajuste entre el tiempo de primeras llegadas leídas de los datos de campo y los tiempos teóricos cálculos por trazado de rayos a partir del modelo (b).

(a)


- 52 -

- Sísmica de reflexión

Este método de prospección geofísica se desarrolló para la localización de reservorios de petróleo y hacia los años 70 empezó a aplicarse al reconocimiento de estructuras geológicas más superficiales. En la Figura 4.7 se representa un esquema del principio básico de la sísmica de reflexión que consiste en registrar sobre la superficie del terreno el frente de ondas producido por una explosión controlada (tiro). De entre las diferentes trayectorias que se producen solo se consideran las debidas a les reflexiones de las capas presentes en el subsuelo.

Puntos de reflexión

Capa 3

Capa 2

Capa 1Capa 1

Capa 2

Capa 3

Tiro Geófonos .... ......Registro Sísmico

Reflexiones en las capas

Puntos de reflexión

Figura 4.7. Esquema del recorrido de los rayos reflejados en tres capas para una posición de tiro y dos estaciones receptoras (geófonos). Debido a la ecuación de propagación, las reflexiones quedan marcadas en el registro sísmico como trayectorias hiperbólicas.

Con el fin de tener una buena inspección de la zona de estudio, se aumenta el número de geófonos y de disparos en comparación con un perfil de refracción de longitud equivalente. El resultado es un grupo de trazas sísmicas procedentes de todos los tiros que se analizan, se procesan y luego se reordenan en conjuntos de “puntos reflectores comunes” (CDP), los cuales contienen la información de todas las reflexiones halladas (Figura 4.8-a). Una vez todas las trazas de un mismo CDP se han agrupado, se suman y se obtiene una traza CDP. El conjunto de todas las trazas CDP constituye la denominada sección sísmica de reflexión que es el resultado final de este método. Una sección sísmica es una imagen del subsuelo en donde las reflexiones se ven en forma de lóbulos negros de mayor amplitud y definen las capas reflectoras que después se asociarán a las estructuras geológicas (Figura 4.8-b).

Tra

cza

s C

DP

Reflecto

res

Geófonos ..........Tiro 1 Tiro 2

Puntos reflectores Comunes (CDP)

Figura 4.8. Los puntos reflectores comunes (CDP) son los puntos del subsuelo a los que les corresponden las mismas reflexiones. Una vez todas las reflexiones de un mismo CDP se han agrupado, se suman y se obtiene una traza CDP. (b) Las trazas CDP proporcionan la imagen sísmica del terreno.


- 53 -

El tratamiento de los datos en sísmica de reflexión es más laborioso y delicado que el procesado de refracción2; donde uno de los retos más importantes es conseguir aislar de los registros las reflexiones, eliminando las otras ondas (onda directa, refracciones, ruido, etc.). Esta tarea comporta la aplicación de tratamientos multiseñal (filtros, deconvoluciones, etc.) que, si no se hacen cuidadosamente, pueden crear artefactos y confundirse con falsos reflectores. Otro punto conflictivo del procesado es que en las secciones sísmicas de reflexión las capas reflectoras están en modo tiempo doble debido a que cada rayo reflejado ha hecho el viaje de ida (incidencia) y vuelta (rebote). A los geólogos que están acostumbrados a trabajar con secciones sísmicas les es fácil pasar mentalmente del tiempo doble en donde se detecta un reflector a la profundidad que le tocaría (profundidad equivalente), pero en muchos casos se facilita esta tarea automáticamente y se presentan las secciones sísmicas de reflexión convertidas a una profundidad aproximada. Las secciones sísmicas de reflexión (Figura 4.9) contienen una información aproximada de las velocidades de los materiales, pero su objetivo fundamental es que describen la estratigrafía del subsuelo estudiado. En general se acostumbra a trabajar solo con ondas P, pero en estudios donde la geología es compleja se procede también con ondas S.

2 Consultar el apartado de bibliografía si se quiere profundizar más en el tema.


- 54 -

Figura 4.9. Ejemplo de sección sísmica de reflexión (modo tiempo doble) con su interpretación estratigráfica. T. Teixidó (2001)

Cuerpos Descripción 5.1 5.2

Detectados en la vertical del sondeo B2-b (proyectado unos 130 m) consiste en: gravas y arenas (de 62 m hasta 74 m de profundidad) y arenas de grano fino con limos grises (de 62 m hasta 42 m).

4.1 4.2 4.3

El segundo grupo es cortado por los dos sondeos. El B2-b atraviesa los tres cuerpos, mientras que el S-21 solo el 4.3. La composición litológica, atendidas las circunstancias sedimentológicas, varía lateralmente y en la vertical. Son de esperar materiales detríticos gruesos (gravas y arenas predominantes) en las zonas de valle, mientras que en las zonas altas probablemente el contenido en lutitas (en capas o formando la matriz) sea mucho más elevado. Este grupo se observa que está lateralmente encajado con el anterior.

3.1 3.2 3.3

El tercer grupo de cuerpos sedimentarios se encuentra encajado con el segundo si bien la incisión de la base no es tan violenta como el anterior. El sondeo B2-b atraviesa probablemente el cuerpo 3.1 y puede ser que el 3.2 (la sísmica no da respuesta entre los 0 y 10-12 m). El sondeo S-21 cruza el cuerpo 3.3 y desde el punto de vista sedimentológico, el conjunto responde a la migración lateral de un canal. Al contrario que los dos conjuntos anteriores (5 y 4), que son agradacionales y probablemente se sedimentaron en un ambiente aluvial tipo abanico con sistemas de canales trenzados; el conjunto 3 denota un cambio de régimen sedimentario, progradándose a un medio fluvial de tipo meandriforme. El cuerpo 3.3 representa el último estadio de la migración del canal, de manera que los detríticos más gruesos se podrían localizar en la zona más profunda y hacia arriba habría niveles de lutitas que podrían contener restos orgánicos. La disposición de las reflexiones sugiere que el canal se rellenó por decantación.

2

Finalmente, el cuarto cuerpo sedimentario que puede observarse es expansivo sobre los demás y probablemente corresponda a la llanura deltáica sub-actual.



4.4 EJEMPLOS DE APLICACIÓN

Ejemplo 1. A continuación se presenta de forma esquemática el proceso de cálculo que siguen los datos de campo de refracción en un tratamiento de inversión.

Visualización de cada tiro y lectura de los tiempos de primeras llegadas a los correspondientes geófonos.

Implantación de la geometría (coordenadas (x,y,z) para cada geófono) y análisis de las velocidades aparentes (curvas domocronas).

Deducción del modelo de velocidades sísmicas reales y obtención de la primera solución (método directo).

Inversión mediante el método Delta T-V (Lecome et al., 20003), del modelo inicial y ajuste de los tiempos teóricos con los tiempos experimentales (vía 10

iteraciones).

(a)

(b)

Con las lecturas de los tiempos de llegadas se construyen las gráficas (x,t) . A partir de las dromocronas se calcula el modelo de velocidades inicial del subsuelo

3 I. Lecome, H. Gjoystdal, A. Dalhe and O.C. Pedersen, 2000. Improving modeling and inversion in refraction seismics with a firts order Eifonal solver. Geophysical Prospecting, V.48, pp 437-454.

Primeras llegadas



(c) El campo de velocidades final proporciona el mejor ajuste entre los tiempos experimentales y los

del modelo

(d) Pasos para el procesado de los registros de campo. (a) Visualización y lectura de los tiempos de primeras llegadas. (b) Curvas espacio- tiempo (x,t) (dromocronas) mostrando las velocidades aparentes experimentales, de donde se obtiene el primer modelo de velocidades del subsuelo (c). El modelo inicial se invierte (10 iteraciones) para obtener el modelo final que representa la imagen sísmica del subsuelo que ajusta mejor los tiempos teóricos y los experimentales. Tanto el cálculo de los tiempos de recorrido de las ondas refractadas del modelo inicial como de los demás modelos intermedios del problema inverso se realizan mediante la técnica de trazado de rayos (ray tracing). En la siguiente figura se muestra un ejemplo de trazado de los rayos de refracción en un campo de velocidades (m/s) descrito por las isopacas. La escala de colores corresponde al número de rayos que atraviesan un sector; es decir, a la “cobertura” de una zona: a mayor cobertura, mayor fiabilidad.

-5 0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60

-10

-5

0

-10

-5

0G1 G2 G3 G4 G5 G6 G7 G8 G9 G10 G11 G12 G13 G14 G15 G16 G17 G18 G19 G20 G21 G22 G23 G24

T1 T2T3 T4 T5

Trazado de rayos para un perfil realizado con 5 tiros y 24 geófonos.

En el anexo 3 se halla un artículo donde se ejemplifica el uso de la prospección sísmica (reflexión y refracción),



TEMA 4. CONSIDERACIONES FINALES

1) Existe un gran número de técnicas geofísicas aplicadas al reconocimiento de

subsuelo

El gran desarrollo electrónico e informático iniciado en la década de los 80 ha traído consigo la creación de numerosos dispositivos experimentales y métodos de prospección geofísica superficial. Como ya se comentó en la introducción, todos ellos están basados en los principios básicos y en las diferentes metodologías de la física aplicada, pero las obvias limitaciones de esta introducción al tema solo ha permitido reseñar los métodos más usuales utilizados en el reconocimiento del subsuelo1; de manera que si se quiere profundizar en el tema habrá que dirigirse a la bibliografía que se adjunta o contactar con el profesor del curso. El cuadro adjunto es una comparación entre algunos de los métodos presentados y su aplicabilidad.

CALIFACIÓN: 4- excelente, 3- de muy bueno a escelente, 2- regular, 1-pobre, 0-no utilitzarlo

MÉTODO

APLICACIONES Ondas superficiales

Refracción sísmica

Reflexión sísmica

SEV Tomografía

eléctrica (superficial)

Georrádar (superficial)

Profundidad de la roca dura

4 4 2 4 2 2

Estratigrafía 0 4 4 3 3 3

Fallas 0 3 2 2 4 2

Parámetros elásticos

4 3 0 0 0 0

Escarificación 4 4 0 1 0 0

Detección de cavidades

3 1 2 0 4 3

Objetos enterrados someros

0 1 1 0 4 4

Hidrogeología 0 2 2 3 3 2

Cabe destacar el hecho de que un método que es aplicable en una determinada situación, puede dejar de serlo en la medida en que dicho método sea sensible a otra característica más superficial, no deseada en este caso; dificultándose la detección del efecto buscado como consecuencia de un fenómeno de apantallamiento parcial. 2) Aspectos que se deben considerar ante un estudio geofísico

Uno de los objetivos de estas clases ha sido el presentar los distintos métodos de prospección geofísica (de superficie) más utilizados en hidrogeología, pero otro objetivo docente ha sido el intento de trasmitir la gran información que puede aportar un estudio geofísico en el marco de un trabajo hidrogeológico.

1 Se ha omito, por ejemplo el método magnetotelúrico (MT) que es muy útil en prospección media-profunda. En la bibliografía se incluyen reseñas y direcciones para obtener información más detallada sobre este método.



En este segundo contexto, se hace necesario comentar una serie de consideraciones finales.

Modelo geofísico

Los métodos geofísicos no suelen proporcionar directamente el valor de la característica o parámetro deseado, sino que miden propiedades físicas, tales como la velocidad de propagación del sonido, la resistividad, la impedancia… Correlacionando estas propiedades físicas (modelo geofísico obtenido) con las características conocidas por otros métodos (sondeos, geología superficial, etc.), nos van a permitir inferir o calcular la característica o el parámetros deseados.

La resolución que es posible conseguir por los métodos de prospección geofísica varía

sensiblemente según el método usado. Y en todo estudio se debe valorar este aspecto. La mayoría de las prospecciones geofísicas se basan en la medida del contraste de la

propiedad física característica del método, por lo que en cada caso el método proporciona más información al aplicarlo en zonas que presenten un gran contraste para una determinada propiedad, que en zonas que presenten un contraste menor para dicha propiedad.

Ambigüedad del modelo

Lógicamente, la aplicabilidad de cada uno de los métodos geofísicos depende de las características locales de la zona. Es pues importante tener un conocimiento previo de la zona para escoger el método geofísico más apropiado al problema, así como para planificar lo más correctamente posible el procedimiento a seguir.

En geofísica, generalmente, se obtienen datos superficiales a partir de los cuales

inferimos los parámetros a una determinada profundidad; es el denominado problema inverso o inversión de los datos. Sin embargo, este proceso suele no ser unívoco, puesto que diferentes estructuras pueden producir el mismo o muy parecido efecto. Así pues, en estos casos resultará necesario evocar otros conocimientos que se tengan de la zona.

Las ambigüedades que algunos métodos geofísicos plantean al aplicarlos en

determinadas situaciones, pueden ser resueltas mediante el uso complementario de otra técnica geofísica.

Escala del modelo

En principio, la calidad de un estudio va a depender del tiempo y el esfuerzo empleado. Luego, deben planearse el nivel de calidad mínima exigible, el cual deberá corresponderse con el compromiso que se adquiera entre el esfuerzo y la naturaleza del problema a resolver.

La escala del trabajo a realizar suele ser un factor determinante al escoger la resolución

de un determinado trabajo. 3) Cuestiones prácticas en un estudio geofísico

Previo a empezar cualquier trabajo de geofísica es importante tener en cuenta:

1. Delimitar los objetivos que se quieren alcanzar y ponerlos por escrito. Es decir, ¿qué se busca?, ¿dónde se busca?, ¿entre qué profundidades se busca?, ¿qué resolución es la necesaria?…

2. A continuación, decidir cuáles son el método o los métodos adecuados; y de entre todos ellos,



cuáles los que se van a usar, así como la extensión y la intensidad o resolución con que se usarán. Además, se deben preparar, en su caso, que métodos alternativos se usarán o la extensión e intensidad de los métodos usados en caso de que los primeros no sean suficientemente concluyentes.

3. Es necesario prever la climatología; así como acotar el tiempo de realización, los derechos de

entrada a la zona y la accesibilidad de la zona.

4. En la medida de lo posible, se debe tener acceso a toda la información relevante sobre la zona: mapas de situación y topográficos, información geológica e hidrológica (en su caso), fuentes y tipos de contaminantes conocidos o supuestos, posibles riesgos de la zona, presencia de conducciones u objetos enterrados conocidos o supuestos… Lógicamente, el desarrollo del trabajo de campo y la interpretación de los datos obtenidos dependen en gran medida de la validación de los datos conocidos.

5. Cabe indicar que, en aquellos casos en los que las condiciones de campo puedan ser difíciles

de evaluar por personal no especializado, será necesaria la visita de campo o la observación de fotografías de la zona de estudio por parte de personal especializado antes de decidir el método y la metodología a usar.

6. Por último, existe la posibilidad de plantear la necesidad de efectuar estudios geológicos,

hidrológicos…, previos al estudio geofísico.

7. Como todo trabajo en equipo, es muy importante un buen entendimiento entre el equipo geofísico y el solicitante del trabajo. Luego, es necesario conseguir redactar de forma clara y concisa, para el solicitante, las conclusiones del trabajo, y en su caso, las posibles ampliaciones.

8. No debe olvidarse que la principal responsabilidad del equipo de geofísica es conseguir el/los

objetivo/s propuesto/s con los medios solicitados.

9. Cabe destacar que la mayoría de los trabajos geofísicos realizados forman parte de un estudio geológico, hidrológico…, más amplio. Así pues, en dicho contexto, el trabajo geofísico debe plantearse de una forma interactiva con los otros métodos de exploración. Es decir, cada una de las fases de un estudio se secuencian de tal forma que esté previsto que un trabajo a realizar en una fase pueda modificar los métodos y las características de la fase siguiente o de una fase posterior.

02 apuntes prospeccion geofisica prof t teixido

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