TEXTO DE

GEOFÍSICA APLICADA

La Paz - Bolivia

TEMA 1: INTRODUCCIÓN

La geofísica estudia la tierra en su composición y dinámica, sobre la base de medidas de tipo físico que normalmente se realizan desde la superficie del planeta. Cuando este estudio tiene que ver con áreas relativamente pequeñas y profundidades que no sobrepasen máximo unos pocos kilómetros, para obtener un fin económico inmediato, se habla de geofísica aplicada, y el conjunto de métodos para obtener ese fin constituyen la prospección geofísica. Se pueden inferir informaciones sobre la composición del subsuelo mediante algún parámetro físico medido en superficie, que puede ser la velocidad de una onda mecánica, o variaciones de un campo gravitacional producidas por diferencias de densidad, o la intensidad de una corriente asociada a la mayor o menor facilidad de propagación de las cargas eléctricas. Los métodos ofrecen una forma de obtener información detallada acerca de las condiciones del suelo y rocas del subsuelo. Esta capacidad de caracterizar rápidamente las condiciones del subsuelo sin perturbar el sitio ofrece el beneficio de costos más bajos y menos riesgo, dando mejor entendimiento general de las condiciones complejas del sitio. Es necesario a menudo utilizar más de un método para lograr obtener la información deseada. Para poder aplicar un método geofísico en una prospección, es necesario que se presente dos condiciones importantes:

- que existan contrastes significativos, anomalías que se pueden detectar y medir. - que estos contrastes se puedan correlacionar con la geología del subsuelo.

Métodos de Prospección desde la Superficie: Prospección Gravimétrica.- El método está basado en el estudio la variación del componente vertical del campo gravitatorio terrestre. Se realiza mediciones relativas o es decir se mide las variaciones laterales de la atracción gravitatoria de un lugar al otro puesto que en estas mediciones se pueden lograr una precisión satisfactoria más fácilmente en comparación con las mediciones del campo gravitatorio absoluto. El método gravimétrico se emplea como un método de reconocimiento general en hidrología subterránea para definir los límites de los acuíferos (profundidad de las formaciones impermeables, extensión de la formación acuífera, naturaleza y estructura de las formaciones del subsuelo). Métodos Magnéticos.- La tierra es un imán natural que da lugar al campo magnético terrestre. Las pequeñas variaciones de este campo, pueden indicar la presencia en profundidad de sustancias magnéticas. El método magnético sirve para dar información sobre el basamento y su profundidad particularmente para entornos cristalinos y metamórficos. De igual manera ayudará a estudiar la geología regional y estructural. Métodos Electromagnéticos.- Los dos métodos más utilizados en estudios hidrogeológicos son:

• Very Low Frequency (VLF): Medidas electromagnéticas que permiten delimitar las fracturas o fallas de un acuífero. Particularmente útil en caso de estudio de acuíferos fracturados como los sistemas karticos. • Sondeos Electromagnéticos en el dominio temporal (SEDT o TDEM en ingles): El método tiene ventajas sobre métodos electromagnéticos entre otras por su capacidad de mayor poder de penetración que permite obtener información hasta profundidad más altas y a través de recubrimientos conductores.

Sísmica.- Produciendo artificialmente un pequeño terremoto y detectando los tiempos de llegada de las ondas producidas, una vez reflejadas o refractadas en las distintas formaciones geológicas, se puede obtener una imagen muy aproximada de las discontinuidades sísmicas. Estas discontinuidades coinciden generalmente con las discontinuidades estratigráficas. Los métodos sísmicos se dividen en dos clases:

• El método sísmico de reflexión es el más empleado en prospección petrolífera ya que permite obtener información de capas muy profundas. Permite definir los límites del acuífero hasta una profundidad de 100 metros, su saturación (contenido de agua), su porosidad. Permite también la localización de los saltos de falla. • El método sísmico de refracción es un método de reconocimiento general especialmente adaptados para trabajos de ingeniería civil, prospección petrolera, y estudio hidrogeológicos. Permite la localización de los acuíferos (profundidad del sustrato) y la posición y potencia del acuífero bajo ciertas condiciones.

Métodos Eléctricos.- Estos métodos utilizan las variaciones de las propiedades eléctricas, de las rocas y minerales, y más especialmente su resistividad. Generalmente, emplean un campo artificial eléctrico creado en la superficie por el paso de una corriente en el subsuelo. Se emplean como métodos de reconocimiento y de detalle, sobre todo en prospección de aguas subterráneas. Los mapas de isoresistividad permiten definir los límites del acuífero, el nivel del agua en los acuíferos, la presencia de agua salada y permite la cartografía de las unidades litológicas. Los métodos geoeléctricos pueden clasificarse en dos grandes grupos:

• En los métodos inductivos se trabajan con corrientes inducidas en el subsuelo a partir de frecuencias relativamente altas (entre 100 Hz y 1MHz). • En el caso de los métodos conductivos, se introduce en el subsuelo una corriente continua o de baja frecuencia (hasta unos 15 Hz), mediante electrodos.

Los métodos eléctricos de prospección geofísica comprenden variedad de técnicas que emplean tanto fuentes naturales como artificiales, de las cuales son de aplicación más amplia. Resistividades.- El método llamado de resistividades es, sin duda, en todas sus modalidades el más importante de todos los métodos eléctricos. El 70% de los estudios de geofísica realizados para estudios hidrogeológicos utilizaron los métodos eléctricos. Este método permite suministrar una información cuantitativa de las propiedades conductoras del subsuelo y se puede determinar aproximadamente la distribución vertical de su resistividad. El método de resistividades permite no sólo el estudio de formaciones subhorizontales, sino también la determinación de formaciones subverticales (fallas, filones, zonas de contacto, etc.). Sondaje Eléctrico Vertical.- El más importante de los métodos que utilizan corriente continua producida por generadores artificiales es el Sondaje Eléctrico Vertical (SEV). Encuentra su aplicación principal en regiones cuya estructura geológica puede considerarse formada por estratos horizontales. La finalidad del S.E.V. es la determinación de las profundidades de las capas del subsuelo y las resistividades o conductividades eléctricas de las mismas, mediante mediciones efectuadas en la superficie. Calicata Eléctrica La calicata eléctrica constituye una aplicación menos importante de estos métodos, en la que se trabaja con distancia interelectródica constante. La calicata se emplea principalmente para detectar y delimitar cambios laterales en la resistividad.

Tomografía Eléctrica Con tomografía eléctrica se entiende la visualización de alguna propiedad eléctrica del subsuelo (resistividad o impedancia general), mediante secciones continuas, generalmente verticales, pero ya se trabaja en tres dimensiones. Esta metodología es intensiva y de alto detalle o resolución y permite no solamente la prospección de los acuíferos, sino que mediante su observación en el tiempo (4 O), se puede ver la dinámica hídrica. Se está usando, por ejemplo en controles de contaminantes. En el caso de la Tomografía de Resistividad Eléctrica (ERT, electrical resistivity tomography), el subsuelo se considera compuesto por una serie de elementos finitos de la misma forma, aun cuando no del mismo tamaño, cada uno de ellos con la posibilidad de tener diferente resistividad. Otros Métodos

• Resonancia Magnética Protónica (Magnetic Resonance Sounding - MRS).- sirve para medir de manera directa la presencia de agua en las zonas saturadas y/o no saturadas de los acuíferos. El MRS permite estimar las propiedades del acuífero como cantidad de agua, porosidad o permeabilidad hidráulica. • Geo-Radar o GRP (Ground Penetrating Radar).- es un método eléctrico particular utilizando fuentes de corriente alterna donde se usa la reflexión de ondas electromagnéticas de muy alta frecuencia (80 a 500 MHz). Permite, de manera versátil y rápida, la investigación a poca profundidad del subsuelo. • Tomografía Electromagnética por Radio-Ondas.- este método se utiliza para investigar la estructura geológica. • Métodos Magnetotelúrico.- permiten definir los límites de acuíferos, zonas de alta transmisividad, variaciones de permeabilidad y la localización de sistemas de fracturas. • Polarización Inducida.- este método está basado en el estudio de la cargabilidad del subsuelo. Permite la localización de contaminación por hidrocarburos. • Natural Gamma Ray Log o Diagrafía de Rayos Naturales de Gamma.- es el método más importante en hidrogeología. Permite obtener información sobre los límites de capas y el contenido de arcillas. • Potencial Espontáneo.- este método se utiliza de manera puntual para resolver los problemas de límites del acuífero o movimiento del agua. Da la conductividad de las formaciones y permite definir la velocidad y dirección del flujo. • Resistividad Corta y Larga.- da la conductividad del agua de formación y limites de capas. • Resistividad Lateral.- resistividad de las formaciones. • Conductividad de Fluido.- • Verticalidad.- yacimiento del sondeo • Gamma Gamma Log o Diagrafía de Densidad.- detecta la retrodispersión o retrodifusión (backscattered rays) de rayos gamma emitidos por una sonda en el pozo. • Neutron Log o Diagrafía de Neutrones.- emplea una fuente, que emite neutrones y un detector correspondiente permite obtener la porosidad neutrónica.

• Sondeos de Resonancia Magnética.- da la porosidad y permeabilidad de las formaciones geológicas. • Sónico (de velocidad acústica).- informa sobre fracturación y litologías, especialmente en acuíferos carbonatados, rocas ígneas o metamórficas. • Temperatura.- permite la identificación de acuíferos, aportes de aguas de diferentes temperaturas, gradiente térmico.

La geofísica puede ser ejecutada de diversas maneras y en diferentes sitios, dependiendo de los objetivos que se persiguen y el método aplicado. Es así, que se puede realizar en:

• La Tierra en su conjunto (geofísica global) • Investigación de regiones localizadas de la corteza • Zona próxima de la corteza bien para útiles para la localización de substancias, bien para apoyar estructuras útiles para el hombre • Primeros metros del subsuelo afectados por la actividad humana

Los parámetros físicos que medimos son:

1. Densidad Gravimetría 2. Susceptibilidad Magnética Magnetometría 3. Resistividad/Conductividad Eléctrica Eléctricos/Electromagnéticos 4. Velocidad de transmisión de Ondas Sísmicas Sísmicos

Existen algunos métodos que son utilizados para situaciones muy limitadas, tal es el caso del método radiométrico. Aplicación de técnicas Geofísicas:

• Identificación del fenómeno • Parámetros físicos que pueden identificarlo • Métodos a utilizar

Problema inverso:

• Un efecto genera una señal • Una señal de múltiples efectos

COMPARACIÓN DE LOS MÉTODOS GEOFÍSICOS DE PROSPECCIÓN

MÉTODO GEOFISICO

SUB-CLASIFICACIÓN

APLICACIÓN PARÁMETRO MEDIDO

INFORMACIÓN OBTENIDA

Métodos Sísmicos Refracción Sísmica Geotecnia Minería Geología regional

Tiempo de llegada del primer evento sísmico

Profundidad de la capa Velocidad de propagación por intervalo

Reflexión Sísmica Exploración petrolera Geotecnia marina Evaluación minera

Tiempo de llegadas Amplitud de onda Forma de los eventos

Modelo del subsuelo Velocidad de propagación Velocidad por intervalo reflejado

Métodos Gravimétricos

Exploración petrolera Geología regional Geodinámica

Variaciones del campo gravitacional terrestre

Distribución areal y en profundidad de contrastes de densidad o masas

Métodos Magnetométricos

Exploración minera Exploración petrolera Geología regional

Variaciones del campo magnético terrestre

Distribución areal y en profundidad de contrastes de susceptibilidad magnética

Métodos Radiometricos

Exploración de minerales radioactivos

Radioactividad natural de los materiales terrestres

Contenido de uranio, etc. en las rocas

Métodos Eléctricos Campo natural

Telúricas Magneto-telúricas Potencial espontáneo AFMAG

Exploración minera Exploración Petrolera Estructura de la tierra Geotermia

Intensidad de campo magnético terrestre Potencial natural del terreno

Contrastes de resistividad con el basamento Zonas de potenciales naturales

Campo artificial

Baja frecuencia

Equipotencial SEV Calicatas Bipolar

Aguas subterráneas Exploración minera Geotecnia Geotermia

Voltaje y corriente eléctrica entre electrodos

Modelo del subsuelo por resistividad Distribución de resistividades Variación de la resistividad con la profundidad

Alta frecuencia

Electro-magnéticas

Exploración minera Exploración petrolera

Campo eléctrico inducido

IP Exploración minera Caída de potencial Zonas con efectos de polarizacion

Petrofísica (Perfiles de pozos)

Exploración Evaluación de yacimientos Producción petrolera

Exploración de hidrocarburos Control de producción Estratigrafía Procesamiento sísmico

Velocidad Resistividad Diferencia de potencial

Distribución en profundidad de velocidad Densidad

TEMA Nº 2: METODOS GEOELECTRICOS

Resistividad Eléctrica del Subsuelo

Las medidas de resistividad eléctrica del subsuelo son habituales en las prospecciones geofísicas. Su finalidad es detectar y localizar cuerpos y estructuras geológicas basándose en su contraste resistivo. El método consiste en la inyección de corriente continua o de baja frecuencia en el terreno mediante un par de electrodos y la determinación, mediante otro par de electrodos, de la diferencia de potencial. La magnitud de esta medida depende, entre otras variables, de la distribución de resistividades de las estructuras del subsuelo, de las distancias entre los electrodos y de la corriente inyectada.

Resistividad Eléctrica de Suelos

La resistividad eléctrica ρ de un material describe la dificultad que encuentra la corriente a su paso por él. De igual manera se puede definir la conductividad σ como la facilidad que encuentra la corriente eléctrica al atravesar el material. La resistencia eléctrica que presenta un conductor homogéneo viene determinada por la resistividad del material que lo constituye y la geometría del conductor. Para un conductor rectilíneo y homogéneo de sección s y longitud l la resistencia eléctrica es:

R = ρ l/ s (2.1) A partir de esta ecuación podemos despejar la resistividad:

ρ = R . s / l (2.2) La unidad de Resistividad en el Sistema Internacional es el Ohm-m. La Conductividad se define como el inverso de la Resistividad.

σ = l / ρ (2.3)

La unidad de conductividad en el Sistema Internacional es el siemens (S). La Resistividad es una de las magnitudes físicas con mayor amplitud de variación para diversos materiales. Además, su valor depende de diversos factores como la temperatura, humedad o presión.

Estrictamente hablando todos los cuerpos son eléctricamente conductores dado que permiten, en mayor o menor medida, el paso de portadores de cargas eléctricas. Estos portadores pueden ser electrones o iones, hecho que permite distinguir entre dos tipos de conductividad: electrónica e iónica. Los cuerpos con Conductividad electrónica se clasifican en metales y semiconductores. Los cuerpos con Conductividad iónica se conocen como electrolitos si no presentan forma gaseosa.

El mecanismo de la Conductividad de los metales puede imaginarse como debido a que los electrones de valencia de sus átomos pueden moverse libremente entre la red cristalina que éstos forman, sin vinculación a ninguno determinado. La facilidad de movimiento de los electrones y su gran número redundan en una conductividad muy elevada. Su resistencia aumenta con la temperatura y con el contenido de impurezas. La resistividad de los metales a temperatura normal varía entre 10-8 y 10-7 Ω m. Son pocos y

muy escasos los componentes de la corteza terrestre que posean conductividad metálica. Entre ellos se cuentan los metales nativos (oro, plata, cobre, estaño) y quizá algún mineral poco abundante como la Ullmanita (NiSbS).

Los minerales semiconductores son muchos y de gran importancia práctica. Su resistividad depende de su contenido en impurezas, a veces en grado extremo. Además su conductividad aumenta con la temperatura. Por ello, no cabe esperar que la resistividad de una especie mineralógica determinada pueda representarse por un dato único, sino que puede variar dentro de límites amplios. En general los teluros y los arseniuros son conductores muy buenos. Los sulfuros suelen entrar también entre los conductores buenos, con excepciones como la blenda y el cinabrio. Los óxidos, y los compuestos de antimonio suelen ser malos conductores, con la excepción de la magnetita. Ahora bien, estos minerales no suelen aparecer en la naturaleza de forma individual, sino en asociaciones, y junto con una ganga frecuentemente aislante (cuarzo, calcita, etc.), por lo que la resistividad conjunta del filón puede variar mucho de unos casos a otros.

En los cuerpos dieléctricos o aisladores, los electrones están fuertemente ligados a los átomos. Esto puede deberse a que existan enlaces covalentes o iónicos. En este último caso la red cristalina forma un electrólito sólido. La mayoría de los minerales pertenecen a este grupo. A temperaturas normales las resistividades son muy altas, generalmente superiores a 107 Ω m. Son minerales dieléctricos el azufre, la blenda, la calcita, el cinabrio, el cuarzo, las micas y el petróleo entre otros. Entre estos minerales, además, figuran los más importantes constituyentes de las rocas, las cuales se comportarían como aisladoras si no fuera por la presencia de electrolitos.

El agua pura es muy poco conductora a causa de su muy reducida disociación. La Resistividad del agua destilada es de unos 105 Ω m por lo que puede considerarse como aislante. Las aguas que se encuentran en la naturaleza presentan, sin embargo, conductividad apreciable, pues siempre tienen disuelta alguna sal, generalmente NaCl. Así las aguas de lagos y arroyos de alta montaña varían entre 103 Ω m y 3 x 103 Ω m, las aguas subterráneas tienen resistividades de 1 a 20 Ω m, y las aguas marinas tienen una Resistividad de unos 0,2 Ω m.

Si la resistividad de las rocas dependiese únicamente de los minerales constituyentes, habrían de considerarse como aislantes en la inmensa mayoría de los casos, puesto que el cuarzo, los silicatos, la calcita, las sales, etc., lo son prácticamente. Sólo en el caso de que la roca contuviese minerales semiconductores en cantidad apreciable, podría considerarse como conductora, es decir, sólo lo serían las menas metálicas. Afortunadamente, todas las rocas tienen poros en proporción mayor o menor, los cuales suelen estar ocupados total o

parcialmente por electrolitos, de lo que resulta que, en conjunto, las rocas se comportan como conductores iónicos, de resistividad muy variable según los casos. La resistividad de las rocas puede variar en margen amplísimo en función del contenido en agua, de la salinidad de ésta y del modo de distribución de los poros. La Figura 2.1 presenta un gráfico de los márgenes de variación más comunes en algunas rocas y minerales. La fisuración, impregnación en agua salada, etc., pueden extender estos límites.

La Resistividad de las rocas también depende de la temperatura a la que se encuentre, ya

que la temperatura influye notablemente en la resistividad de los fluidos que hay en los poros. En concreto, un descenso de la temperatura provoca un aumento de la resistividad y en el

punto de congelación el agua pasa a ser un dieléctrico mal conductor. Por último, cabe mencionar que la resistividad de algunos minerales, y como consecuencia de las rocas que estos forman, varía según la dirección de medida que se toma, es decir, que presentan anisotropía. La formación de estratos puede producir anisotropía. Tal es el caso de las rocas sedimentarias. En general este efecto será débil dada la aleatoriedad de las orientaciones de los minerales en la roca.

El suelo es una mezcla de rocas, gases, agua y otros materiales orgánicos e inorgánicos.

Esta mezcla hace que la resistividad del suelo aparte de depender de su composición intrínseca, dependa de otros factores externos como la temperatura, la humedad, presión, etc. que pueden provocar que un mismo suelo presente resistividades diferentes con el tiempo. De entre todos los factores, la humedad es el más importante; además, es el que se puede alterar más fácilmente mediante la lluvia o el riego del suelo. Diferentes grados de humedad para un mismo terreno darían lugar a resistividades diferentes que podrían llevarnos a interpretaciones erróneas de los materiales constituyentes del suelo.

Una limitación del método resistivo es su alta sensibilidad a pequeñas variaciones de la conductividad cerca de la superficie, debido por ejemplo al contenido de humedad. Hablando en términos electrónicos, el nivel de ruido es alto. Una topografía accidentada puede tener un efecto similar, ya que el flujo de corriente se concentra en los valles y se dispersa en las colinas. Como resultado se distorsionan las superficies equipotenciales produciendo falsas anomalías debido solo a la topografía.

Medida de la Resistividad Eléctrica

La Figura 2.2 muestra el principio de medida de la resistividad del suelo: se inyecta una corriente I entre el par de electrodos AB y se mide la tensión ∆V entre el par de electrodos MN. Si el medio es homogéneo de resistividad ρ, la diferencia de tensión es

I ρ 1 1 1 1

∆V = -------- (----- - ----- - ----- + -----_) ________(2.4) 2 π AM AN BM BN

donde AM, AN, BM, BN son las distancias entre electrodos. La resistividad viene dada por la expresión:

ρ = g ∆V / I (2.5)

Donde:

1 1 1 1 - 1

g = 2 π (----- - ----- - ----- + -----_) ________ AM AN BM BN

Es un factor geométrico que depende exclusivamente de la disposición de los electrodos. De hecho, es equivalente a pero con un factor geométrico diferente

A +I -I

D V A M N B

r

P

Figura 2.2. Dispositivo tetraelectródico para la medida de la resistividad del suelo

Dos dispositivos tetraelectródicos lineales (los cuatro electrodos están en línea) en los que intercambiamos los electrodos de inyección y detección presentan unos coeficientes de dispositivo:

1 1 1 1 - 1

g1 = 2 π (----- - ----- - ----- + -----_) ________ AM AN BM BN

1 1 1 1 - 1

g2 = 2 π (----- - ----- - ----- + -----_) ________ AM AN BM BN Dado que las distancias cumplen AM = MA, AN = NA, etc., se obtiene que g1 = g2. Luego si el medio es homogéneo, para una misma corriente de inyección las diferencias de potencial leídas ∆V1 y ∆V2, serán iguales. Por tanto la resistividad medida r será independiente de la posición de los electrodos de inyección y detección cuando estos se intercambian. Esta propiedad se conoce con el nombre de principio de reciprocidad, que se cumple también para medios heterogéneos (Orellana, 1982). No obstante, en la práctica no es conveniente colocar los electrodos M y N tan separados como suelen estar los A y B, pues al ser grande la distancia entre los primeros, la medida se vería afectada por la corrientes telúricas, parásitos industriales, etc., cuyo efecto aumenta proporcionalmente con la distancia entre M y N.

Los cálculos anteriores se basan en la consideración de que el suelo es homogéneo e isótropo. Cuando el medio no es homogéneo, da la resistividad aparente , ρa, y su valor depende, además del factor geométrico g, de las resistividades de los diferentes materiales. A partir de la interpretación de las resistividades aparentes medidas en un terreno se podrán extraer conclusiones sobre la composición estructural del subsuelo.

Dispositivos Tetraelectródicos Lineales Básicos

En cualquier dispositivo electródico, si conocemos el factor geométrico g, la corriente eléctrica I inyectada por los electrodos A y B, y la diferencia de potencial entre los electrodos M y N, podemos calcular la resistividad aparente mediante (2.5). Los dispositivos tetraelectródicos lineales más utilizados son los siguientes:

Dispositivo Wenner: Los electrodos se disponen equidistantes sobre una línea en el orden AMNB (Figura 2.3)

A M N B

a a a

Figura 2.3. Dispositivo Wenner

El factor geométrico del dispositivo se deduce de (2.6):

g = 2πa (2.9)

Dispositivo Schlumberger: Se trata de una composición simétrica de los electrodos AMNB dispuestos en línea,

donde la distancia de los electrodos detectores MN es mucho menor que la de los inyectores AB (Figura 2.4). En la práctica, AB > 5MN.

A M N B

b a b

Figura 2.4. Dispositivo Schlumberger

El coeficiente del dispositivo en este caso es: b (b + a)

g = π --------------------

a

(2.10)

Si definimos L = b + a/2 , el factor geométrico se puede expresar como:

L2 a g = π (---------- - -----------)

a 4

Si la distancia a que separa los electrodos M y N tiende a cero el factor geométrico queda:

L2

g = π (----------) a

Que tiende a infinito. Sin embargo la resistividad aparente es finita ya que ∆V en (2.5) decrece al mismo tiempo que a. Tendremos:

L2 ∆V L2 ∆V L2

ρ = lim π --------- ---------- = π -------- lim -------- = --------- E a→0 a I I a→0 a I

Donde E es el campo eléctrico. La idea del dispositivo Schlumberger consiste, pues, en utilizar una distancia MN = a muy corta, de tal modo que pueda tomarse como válida la ecuación anterior. Los desarrollos teóricos se establecen suponiendo que lo que medimos realmente es el campo E, el cual en la práctica se toma igual a ∆V/a. Trabajar con el campo eléctrico comporta ventajas teóricas a la hora de trabajar con expresiones analíticas, como veremos en el próximo capítulo. El inconveniente es que la tensión diferencial medida disminuye linealmente con la separación a y es inversamente proporcional al cuadrado de la distancia L. Además, la precisión de las mediciones geoeléctricas de campo está muy limitada por heterogeneidades irrelevantes del terreno (ruido geológico).

En ciertos casos, el electrodo B se lleva a gran distancia de los demás de modo que no influya sobre el valor de DV observado. Se tiene entonces el dispositivo denominado Schlumberger asimétrico, o semi-Schlumberger.

Dispositivo Polo-Dipolo: En este dispositivo él electrodo B se lleva a una gran distancia (teóricamente en el infinito)

de los otros tres (Figura 2.5)

A M N

b a

Figura 2.5. Dispositivo polo-dipolo

El factor geométrico del dispositivo en este caso es:

b (b + a)g = 2π --------------------

a

(2.14)

Cuando a << b este dispositivo es equivalente al semi-Schlumberger. Una variación del dispositivo polo-dipolo se obtiene moviendo uno de los electrodos de potencial, por ejemplo N, a un punto distante (teóricamente al infinito). En este caso el factor geométrico es:

K = 2πb (2.15)

Que coincide con la expresión del dispositivo Wenner, por lo que también recibe el nombre de dispositivo half-Wenner (Telford, Geldart y Sheriff, 1990).

Dispositivo Doble Dipolo (axil): En este dispositivo los electrodos se disponen sobre una línea en el orden ABMN formando así un doble dipolo (Figura 2.6). En América del Norte este dispositivo se denomina a veces dispositivo dipolo-dipolo . Realmente el dispositivo doble dipolo tiene diversas variantes (Orellana, 1982), pero en este trabajo solo se utilizará la que se ha descrito.

A B M N

a na a

Figura 2.6. Dispositivo doble dipolo

El factor geométrico del dispositivo es en este caso:

g = πn (n + i) (n + 2)a (2.16)

Este dispositivo se implementa normalmente con n >> 1 (entonces AB y MN se comportan como un dipolo de corriente y de tensión respectivamente), aunque muchos autores utilizan este dispositivo incluso con n = 1. El factor geométrico cuando n >> 1 se puede expresar como:

g = πn3 a (2.17)

El inconveniente es que el campo dipolar decrece con el cubo de la distancia entre los dipolos de corriente y tensión, por lo que necesita detectores más sensibles que los otros dispositivos.

Dispositivos Wenner α, β:

La Figura 2.7 muestra la disposición de electrodos en los dispositivos Wenner α y β, donde m es un número real positivo (Roy, 1972). Un caso particular del dispositivo α-Wenner son los dispositivos Wenner (m = 1) y Schlumberger (m << 1). El dispositivo doble dipolo es un caso particular del β-Wenner cuando m >> 1.

A M N B

a m a a

A B M N

a ma a

Figura 2.7. Dispositivos α -Wenner (izquierda) y β -Wenner (derecha).

Tipos de Prospecciones Geoeléctricas

La finalidad de una prospección geoeléctrica es conocer la forma, composición y dimensiones de estructuras o cuerpos inmersos en el subsuelo a partir de medidas en la superficie. Mediante la prospección geoeléctrica conseguimos trazar una cartografía de resistividades aparentes del subsuelo que nos darán información sobre las estructuras que subyacen en él. Las prospecciones geoeléctricas que se realizan se dividen generalmente en dos tipos:

- Sondeo eléctrico vertical (S.E.V). - Calicatas eléctricas (C.E).

Sondeo Eléctrico Vertical.

La finalidad del sondeo eléctrico vertical (SEV) es averiguar la distribución vertical en profundidad de las resistividades aparentes bajo el punto sondeado a partir de medidas de la diferencia de potencial en la superficie. Se utiliza sobre todo para detectar y establecer los límites de capas horizontales de suelo estratificado (Figura 2.8).

Figura 2.8. Principio del SEV. A medida que A y B se separan, la corriente va penetrando en las capas más profundas

La profundidad de penetración de la corriente eléctrica depende de la separación de los electrodos inyectores AB. Si la distancia entre los electrodos AB aumenta, la corriente circula a mayor profundidad pero su densidad disminuye. Para un medio isótropo y homogéneo, el 50% de la corriente circula por encima de la profundidad AB/2 y el 70.6% por encima de una profundidad AB (Orellana, 1982). Sin embargo, no es posible fijar una profundidad límite por debajo de la cual el subsuelo no influye en el SEV, ya que la densidad de corriente disminuye de modo suave y gradual, sin anularse nunca. Podría pensarse que la penetración es proporcional a AB. Sin embargo esto no es cierto en general puesto que lo dicho sólo es válido para un subsuelo homogéneo.

Durante mucho tiempo, en prospección geoeléctrica en corriente continua, la

profundidad de investigación ha sido considerada sinónimo de la profundidad de penetración de la corriente. Sin embargo, el efecto de una capa en los potenciales o campos observados en superficie no depende únicamente de la densidad de corriente que la atraviesa. Roy y Apparao (1971) definen la profundidad de investigación

característica como la profundidad a la que una capa delgada de terreno (paralela a la superficie) contribuye con participación máxima a la señal total medida en la superficie del terreno. Los autores indican que la profundidad de investigación viene determinada por la posición de los electrodos inyectores y detectores, y no sólo por la penetración o distribución de la corriente. Esto queda claro con un ejemplo: si se intercambian entre sí las posiciones de los electrodos de potencial con los de corriente, la distribución de las líneas de corriente cambia. Sin embargo, en virtud del principio de reciprocidad visto anteriormente, la resistividad aparente y por tanto la profundidad de investigación no cambia. Definiendo L como la distancia entre los dos electrodos extremos (sin considerar los situados en el infinito), los mismos autores determinan la profundidad de investigación de diversos dispositivos electródicos en un suelo homogéneo, siendo para el dispositivo polo-polo de 0,35L, para Schlumberger de 0,125L y para Wenner de 0,11L. Edwards (1977) sugiere que un valor más útil puede ser la profundidad a la cual la mitad de la señal medida en la superficie es debida a la porción de suelo superior a esa profundidad y la otra mitad de la señal a la porción de suelo inferior. Barker (1989) la define como la profundidad de investigación efectiva, y muestra con ejemplos la mayor utilidad de ésta sobre la utilizada por Roy y Apparao (1971). Las profundidades de investigación efectiva para los dispositivos Wenner, Schlumberger y doble dipolo son respectivamente de 0,17L, 0,19L y 0,25L (para este último la profundidad de investigación característica es de 0,195L), es decir ligeramente mayores que utilizando la definición de profundidad de investigación característica.

Experimentalmente, a partir de los dispositivos vistos en el apartado 2.3, el SEV consiste en aumentar progresivamente la distancia entre los electrodos manteniendo un punto central fijo (punto de sondeo P). Ahora veremos cómo se aplica a los diferentes dispositivos.

Sondeo Wenner:

Dado el dispositivo Wenner AMNB con separación interelectródica a, el sondeo consiste en el aumento progresivo del valor de a manteniendo un punto central fijo P (Figura 2.9). Para la representación de los datos se muestra en ordenadas el valor de la resistividad aparente medida, ρa, en Ohms·m, y en abscisas el valor de a en metros para cada paso.

A M N B

A’ M’ N’ B’

P

a a a

n·a n·a n·a

Figura 2.9. Sondeo Wenner. La distancia interelectródica pasa de a (AMNB) a na (A’M’N’B’).

Sondeo Schlumberger:

Dado el dispositivo Schlumberger AMNB con AB>>MN, el sondeo consiste en separar progresivamente los electrodos inyectores A y B dejando los electrodos detectores M y N fijos en torno a un punto central fijo P.(Figura 2.10). La representación de este sondeo muestra en ordenadas ρa (Ω·m) y en abscisas la distancia AB/2 (m). En este sondeo el efecto de las heterogeneidades irrelevantes es menor pues sólo se mueven el par de electrodos inyectores A y B.

A’ A M N B B’

a b a n·a b n·a

Figura 2.10. Sondeo Schlumberger. Los electrodos A y B se abren progresivamente mientras M y N están

fijos.

Sondeo Dipolar: Dado el dispositivo doble dipolo ABMN, el sondeo consiste en la separación

creciente de los centros de los dipolos respecto a un punto fijo origen P (Figura 2.11). La representación de este sondeo muestra en ordenadas ρa (Ω·m) y en abscisas la separación de los centros de los dipolos en metros.

Figura 2.11. Sondeo dipolar. Los dipolos se mantienen, aumentando la separación entre ellos.

Efectos Laterales en el SEV y Ambigüedades en su Interpretación

Si el dispositivo electródico está próximo a un contacto vertical, las líneas de corriente serán distorsionadas por lo que ∆VMN se verá afectado por el otro medio, tanto más cuanto mayor sea la separación de los electrodos AB. Por lo tanto, la medida de la resistividad aparente en un SEV está influida por la distribución de resistividades en un cierto volumen de terreno. Esto implica que para distancias AB grandes no se sabrá si la resistividad aparente es debida a cambios de estructuras en la profundidad o a las heterogeneidades laterales por contraste de resistividades (Orellana, 1982).

Puede ocurrir que las curvas de resistividad aparente para dos casos diferentes de

SEV sean idénticas si la relación entre profundidad a la que se encuentra un estrato y su resistividad permanece constante, lo que provoca una ambigüedad en la deducción del grosor de la capa y su resistividad.

Aplicaciones en la Prospección de Hidrocarburos Los principales ejemplos de aplicación tienen que ver en la exploración de nuevas Cuencas potencialmente hidrocarburíferas, especialmente en los países de la ex Unión Soviética. Otras aplicaciones someras modernas se vinculan a condiciones de suelo alterado por eventuales microfugas de hidrocarburos, configurando una herramienta prospectiva que en algunas áreas ha dado interesantes resultados. Los suelos pueden tener cementación carbonática subsuperficial (que da anomalías de alta resistividad) y también zonas más profundas de baja resistividad asociada a la presencia de pirita, magnetita y otros minerales conductivos generados por acción de las bacterias que biodegradan los hidrocarburos. El ejemplo de la figura siguiente corresponde a una TE donde las capas subsuperficiales muestran aumento de resistividad, donde existen pequeñas acumulaciones de hidrocarburos provienen de trampas profundas. Además del perfilaje de pozos que se verá más adelante‐ los métodos geoeléctricos de corriente contínua desde superficie han sido utilizados en algún grado en la prospección e incluso desarrollo de yacimientos de hidrocarburos.

Otras Aplicaciones El SEV también es aplicable cuando el objetivo tiene una posición horizontal y una extensión mayor que su profundidad. Tal es el caso del estudio de capas tectónicas, hidrológicas, etc. También es adecuado para trabajar a poca profundidad sobre topografías suaves como complemento de las calicatas eléctricas, con el objetivo de decidir la profundidad a la cual realizar el perfil de resistividades, como ocurre por ejemplo en Arqueología. El SEV no es adecuado para contactos verticales, fallas, diques, etc.

Calicatas Eléctricas La finalidad de las calicatas eléctricas (CE) es obtener un perfil de las variaciones

laterales de resistividad del subsuelo fijada una profundidad de investigación. Esto lo hace adecuado para la detección de contactos verticales, cuerpos y estructuras que se presentan como heterogeneidades laterales de resistividad. Orellana (1982) resalta que la zona explorada en el calicateo eléctrico se extiende desde la superficie hasta una profundidad más o menos constante, que es función tanto de la separación entre electrodos como de la distribución de resistividades bajo ellos.

Experimentalmente, la CE consiste en trasladar los cuatro electrodos del dispositivo a lo largo de un recorrido, manteniendo su separación, obteniéndose un perfil de resistividades aparentes a lo largo de aquél.

Calicata Wenner:

Partiendo de sus respectivos dispositivos base, esta calicata consiste en desplazar los cuatro electrodos AMNB a la vez manteniendo sus separaciones interelectródicas a lo largo de un recorrido (Figura 2.12). Se representa la distancia del origen, O, al centro de los electrodos MN en abscisas y en ordenadas el valor de ra ( m) para cada distancia x.

A M N B A’ M’ N’ B’

O

x

Figura 2.12. Calicata Wenner. Los cuatro electrodos se desplazan a la vez manteniendo sus separaciones.

Calicata Schlumberger: En este tipo de calicata podemos citar dos variantes. La primera sería similar a la

calicata Wenner, desplazando lateralmente los cuatros electrodos del dispositivo Schlumberger a la vez. La segunda consiste en desplazar los electrodos detectores M y N entre A y B, los cuales están fijos y a una gran distancia de los electrodos detectores (Figura 2.13). La profundidad de penetración de la medida no es constante puesto que no es una verdadera calicata, siendo máxima cuando los electrodos MN se hallan en el centro del segmento AB.

Figura 2.13. Calicata Schlumberger (segunda variante). Los electrodos M y N se mueven de A hasta B manteniendo su separación.

La Figura 2.14 muestra las distancias entre electrodos, donde se escoge el origen en el punto medio entre los electrodos inyectores.

Calicata Polo-Dipolo:

La calicata polo-dipolo consiste en desplazar los tres electrodos AMN a la vez, manteniendo sus separaciones interelectródicas, a lo largo de un recorrido. Se representa la distancia de un origen escogido al centro de los electrodos MN en abscisas y el valor de la resistividad aparente medida (Ω·m) para cada distancia x en ordenadas. En la calicata polo-polo se desplazan los electrodos AM y la resistividad aparente se representa respecto al punto medio entre A y M.

Calicata Dipolar: Esta calicata basada en el dispositivo dipolar consiste en desplazar los cuatro electrodos ABMN a la vez, manteniendo sus separaciones interelectródicas, a lo largo de un recorrido (Figura 2.15). Se representa la distancia del origen, O, al punto medio entre los dos dipolos en abscisas y en ordenadas el valor de la resistividad aparente medida (Ω·m) para cada distancia x (m).

A B M N A’B’ M’N’

O

x

Figura 2.15. Calicata dipolar. Se desplaza el dispositivo dipolar manteniendo las separaciones.

Cada tipo de calicata responde a las heterogeneidades laterales con diferente resolución e intensidad de cambio, por lo que a la hora de interpretar las curvas de resistividad aparente hay que tener en cuenta el dispositivo electródico utilizado.

Elección del Tipo de Calicata más Adecuado - Factores a Considerar En general no puede afirmarse que tal o cual tipo de calicata eléctrica sea superior a

los demás. Para cada problema concreto, cada uno de estos tipos presenta ventajas e inconvenientes. La elección debe tener en cuenta muchos factores, tales como el corte geoeléctrico esperado, las características de la zona de trabajo, la clase de prospección, así como factores económicos.

En una curva de resistividad aparente se produce una discontinuidad cada vez que un electrodo pasa sobre un cambio lateral de resistividad, por lo que resulta que cuanto mayor sea el número de electrodos movidos más ancha y complicada se hace la anomalía en la curva de resistividad aparente, lo cual hace más difícil la interpretación. Por esta razón se recomienda la calicata Schlumberger con los electrodos A y B fijos o la dipolar con los dipolos bien separados (equivalente a mover solo dos electrodos).

La diferencia de potencial VMN representa la integral del gradiente de potencial

entre los electrodos M y N. Por tanto, cuanto más separados estén los electrodos M y N tanto más suavizada será la curva de la resistividad aparente, lo que provocará que objetos pequeños y cercanos se confundan en uno solo. Cuanto más pequeña sea la distancia MN se tiene mayor resolución y amplitud de cambio de resistividad aparente debido a un objeto (Figura 2.16), por lo que la calicata Schlumberger tiene mayor resolución que la Wenner.

a

x

s 1 s 2

Figura 2.16. Efecto del aumento de la distancia MN en la resistividad anómala de dos cuerpos pequeños s1 y s2, a) MN pequeña (línea continua), b) MN grande (línea a trazos)

El paso por el que se avanzará en la trayectoria depende del tamaño del objeto buscado. Este debe ser en principio menor que las dimensiones del objeto buscado para tener mayor resolución, aunque también se verá afectado por mayor ruido geológico. En el caso de cuerpos de extensión limitada es necesario que el perfil pase sobre él, puesto que la amplitud de la anomalía varía poco si el perfil en vez de pasar por su centro pasa por su borde y es casi inapreciable a distancias del borde superiores a la longitud del

dispositivo (Orellana, 1982). Aplicaciones

Las aplicaciones de la calicata eléctrica están en la detección de fisuras, fallas, contactos verticales en general y objetos o estructuras enterradas. La realización de calicatas en trayectorias paralelas permite trazar la cartografía de resistividades aparentes de un terreno a profundidad constante representada por curvas de isoresistividad. Estos mapas de resistividad se aplican en arqueología para decidir sobre la estrategia a seguir en las excavaciones.

Sistema de Medida y Configuraciones Electródicas Utilizadas

Cuando se necesita una exploración detallada y con gran resolución espacial se requiere un gran número de medidas. El cambio manual de los electrodos inyectores y detectores a cada medida es un proceso laborioso y lento. Los sistemas automáticos aceleran los procesos de medida e interpretación (Griffiths, Turnbull y Olayinka, 1990). Sin embargo, los equipos comerciales (e.g., Terrameter) son sistemas cerrados que no permiten mucha flexibilidad en la elección de parámetros como la frecuencia o la forma de onda de la corriente inyectada. Además, tampoco están pensados para trabajar con modelos a escala (modelos analógicos) en el laboratorio.

La Figura 2.17 muestra el sistema PROGEO desarrollado para realizar medidas automáticas en el laboratorio (Alberto, 1997), que será descrito con detalle en el capítulo 4. El sistema usa instrumentos comerciales. El generador de funciones (HP3245A) inyecta una señal sinusoidal o cuadrada de frecuencia 10 Hz a 10 kHz y de amplitud máxima 20 V (pico a pico). El programa de aplicación selecciona estos parámetros vía el bus GPIB. El generador de funciones también proporciona una señal de referencia para disparar el osciloscopio digital (TDS420), el cual digitaliza la tensión amplificada por la sonda diferencial (ADA400A). El osciloscopio digitaliza simultáneamente la tensión diferencial de la sonda (canal 2) y la tensión que cae en la resistencia Ro (canal 1) que se utiliza para realizar una medida indirecta de la corriente inyectada. Se han configurado dos tarjetas con 32 relés SPST cada una (MEM32A, Keithley) para implementar una matriz de conmutación 4x16. Esto permite escoger, en una ristra de 16 electrodos, cualquier par de electrodos para la inyección y cualquier otro par para la detección. El programa de aplicación está implementado en LabWindows versión 2.3 para DOS (National Instruments). Las principales funciones son: selección de parámetros para la señales inyectada y detectada, configuración electródica, adquisición de la señal y demodulación software, y representación de la resistividad aparente.

Figura 2.17. Sistema automático de medida PROGEO

Las medidas se realizan en un modelo analógico constituido por una cubeta de plástico de dimensiones 40 cm x 35 cm x 20 cm llena de agua hasta un nivel de unos 16 cm, en la que se introducen diferentes objetos a fin de simular la presencia de objetos locales. Se utilizan 16 electrodos equiespaciados 1 cm o 2 cm. Debido a las reducidas dimensiones de la cubeta, no se han implementado los dispositivos electródicos que tienen uno o más electrodos en el infinito, como son el dispositivo doble dipolo y el dispositivo polo-polo. El apéndice E muestra imágenes del sistema de medida PROGEO y del modelo analógico para realizar las medidas.

Figura 2.18. Dimensiones de la cubeta utilizada para realizar las medidas experimentales en el laboratorio

Con un sistema de medida automático es interesante plantearse la posibilidad de adquirir un mayor número de valores de resistividad aparente con la idea de mejorar la interpretación de las estructuras del subsuelo. Noel y Xu (1991) afirman que con un vector de N electrodos, el número máximo de medidas independientes, SN, es N(N – 3)

SN = ------------------- (2.22) 2

Los autores ilustran esta afirmación con ejemplos y muestran cómo muchas medidas se pueden obtener como superposición de otras. Con 16 electrodos tendremos 104 medidas independientes. En lo que sigue describimos cómo utilizar los dispositivos electródicos vistos para obtener el máximo número de medidas independientes. Una medida nueva será independiente si no se puede obtener como combinación de las anteriores. De aquí en adelante entenderemos el término configuración como un conjunto de medidas utilizando uno o varios dispositivos electródicos. Normalmente estas configuraciones serán combinaciones de calicatas y sondeos, ya que nuestro interés radica en la obtención del cambio de la resistividad en las tres direcciones del espacio. Las configuraciones basadas en los dispositivos polo-dipolo y polo-polo no serán implementables en el laboratorio, debido a las reducidas dimensiones de la cubeta

Configuración Doble Dipolo Es una combinación del sondeo y de la calicata doble dipolo. Para cada inyección

desplazamos los electrodos MN desde el par de electrodos adyacentes a los electrodos AB hasta el extremo derecho. A cada nueva inyección desplazamos los electrodos AB una unidad (espaciado interelectródico) hacia la derecha. La Figura 2.19 muestra el proceso.

Figura 2.19. Configuración doble dipolo. Es una combinación del sondeo y la calicata con el dispositivo doble dipolo.

El número de total de medidas son 91 y todas son independientes. Para conseguir 13 medidas independientes adicionales podemos utilizar una calicata Schlumberger con los electrodos A y B fijos en los extremos de la agrupación de 16 electrodos (Figura 2.20). Esta configuración con 104 medidas independientes recibirá el nombre de configuración doble dipolo y es la misma utilizada por Kotre (1996a).

Figura 2.20. Medidas adicionales en la configuración doble dipolo para conseguir las 104 medidas independientes.

Un problema de esta configuración es la elevada relación entre las medidas mayor y menor (en un suelo homogéneo). La diferencia de potencial mayor se produce cuando inyectamos por los electrodos 1 (extremo izquierdo) y 16 (extremo derecho) y medimos bien entre los electrodos 2 y 3 o bien entre los electrodos 14 y 15. La diferencia de potencial es mínima cuando la inyección se produce entre los electrodos 1 y 2 y la detección entre los electrodos 15 y 16. De (2.4) se obtiene que la relación es de 690. Si se quisiera tener una resolución del 1% en la medida menor, el margen dinámico del detector habría de ser de 69000 (casi 100 dB).

Configuración Schlumberger.

Se basa en la calicata Schlumberger y en el dispositivo α-Wenner. Para cada inyección desplazamos los electrodos MN desde el electrodo A hasta el electrodo B. En cada nueva inyección el electrodo A se va desplazando una unidad hacia la izquierda quedando fijo el electrodo B (Figura 2.21). Esto produce 91 medidas independientes.

Si inyectamos corriente entre los electrodos 1 y 15 y medimos la tensión diferencial entre los pares adyacentes restantes obtenemos 12 medidas independientes más. La última medida la podemos obtener, por ejemplo, inyectando corriente entre los electrodos 3 y 16, y midiendo la tensión diferencial entre los electrodos 1 y 2. Esta configuración (con las 104 medidas independientes) recibirá el nombre de Schlumberger. La relación entre las medidas mayor (AB = 13-16, MN = 14-15) y menor (AB = 1-16, MN = 8-9) es en este caso de 28, mucho menor que en la configuración doble dipolo .

Figura 2.21. Configuración Schlumberger. Está basado en la calicata Schlumberger con los electrodos de corriente fijos. En cada nueva inyección el electrodo A se desplaza una unidad hacia la derecha.

Configuración Polo-Dipolo El procedimiento es análogo al de la configuración Schlumberger pero con el electrodo

B en el infinito. La Figura 2.22 muestra el proceso para las dos primeras inyecciones. El electrodo A se desplaza desde el electrodo 1 hasta el electrodo 14. En total resultan 105 medidas independientes.

Figura 2.22. Configuración polo-dipolo. El procedimiento es análogo a la configuración Schlumberger por ahora el electrodo B está en el infinito.

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El número de medidas independientes se puede incrementar situando el electrodo A en la posición 16 y midiendo entre los electrodos adyacentes restantes. En total tendremos 119 medidas independientes. Esto no es una contradicción, ya que ahora el número real de electrodos es 17 contando el electrodo en el infinito. Esta configuración recibirá el nombre de polo-dipolo. La relación entre las medidas mayor y menor es ahora de 104.

Configuración Polo-Polo La Figura 2.23 muestra la secuencia de medida. Los electrodos B y N están

situados en el infinito. El potencial se mide en los electrodos a la derecha del electrodo inyector A. En cada nueva inyección el electrodo A se desplaza una unidad hacia la derecha. El total de medidas independientes es de 120 cuando el máximo teórico es de 119 (con 17 electrodos). Esto es debido a que la coincidencia de los electrodos N y B permite una medida independiente más. La relación entre las medidas mayor (electrodos A y M contiguos) y menor (electrodos A y M en los extremos) es de 15.

Figura 2.23. Configuración polo-polo. Los electrodos N y B están en el infinito. El electrodo A se desplaza de izquierda a derecha. Las medidas de tensión se realizan a la derecha del electrodo A.

De las configuraciones utilizadas la polo-polo y la polo-dipolo presentan un mayor número de medidas independientes pero esto se debe a que en realidad ha utilizado un electrodo más. Si bien teóricamente este electrodo está en el infinito, en la práctica suele considerarse suficiente una distancia 10 veces mayor que la máxima separación entre los electrodos activos (los no situados en el infinito), lo que no siempre es posible. Las configuraciones que requieren menor margen dinámico son la polo-polo y la Schlumberger. En cambio el margen dinámico requerido por la configuración doble dipolo puede resultar demasiado exigente. Para obtener imágenes tridimensionales de la distribución de resistividad del subsuelo necesitamos incrementar el número de medidas (con cualquiera de las configuraciones anteriores).

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El procedimiento adoptado será repetir las configuraciones anteriores a lo largo del eje y (Figura 2.24), como veremos en los capítulos 5 y 6.

Figura 2.24. Las configuraciones se repiten a lo largo del eje perpendicular al vector de electrodos con el fin de obtener imágenes tridimensionales de la distribución de resistividad en el subsuelo.

Resumen

La resistividad de los suelos tiene un margen de variación muy amplio. Incluso un mismo suelo puede presentar diferentes resistividades con el tiempo dependiendo de factores como la temperatura o la humedad, siendo éste el más determinante. Por lo tanto es difícil estimar la composición del subsuelo solamente a partir de la medida de resistividad.

La medida de la resistividad aparente se realiza normalmente mediante cuatro electrodos, dos para inyectar la corriente y otros dos para medir la diferencia de potencial. Los dispositivos lineales más utilizados son: Wenner, Schlumberger, doble dipolo, polo-dipolo y polo-polo.

Las prospecciones geoeléctricas se dividen normalmente en dos tipos: SEV y CE. El SEV tiene como objetivo determinar la variación de la resistividad con la profundidad, lo que es adecuado, por ejemplo, en la determinación de las diferentes capas o estratos de un suelo. La CE trata de determinar la variación de la resistividad a una profundidad determinada y se utiliza por ejemplo en prospecciones arqueológicas.

Cuando se pretende obtener imágenes en dos o tres dimensiones de la distribución de resistividad del subsuelo es más adecuado utilizar una combinación de calicatas y SEV. Se proponen configuraciones multielectródicas basadas en dispositivos clásicos. Con 16 electrodos el número máximo de medidas independientes es de 104. El número de medidas se puede incrementar desplazando la agrupación de

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electrodos perpendicularmente. Para acelerar el proceso de medida se utiliza un sistema de medida automático (Alberto, 1997) que permite cualquier combinación de electrodos inyectores y detectores. Debido a las reducidas dimensiones de la cubeta utilizada para realizar medidas en el laboratorio, sólo es posible implementar las configuraciones Schlumberger y doble dipolo. Esta última necesita un gran margen dinámico en el detector.

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TEMA 3: TOMOGRAFIA ELECTRICA

Durante la última década, se ha producido una notable adecuación en la aplicación de técnicas geofísicas en la resolución de conflictos geotécnicos o medioambientales. Concretamente, la prospección eléctrica de resistividades mediante corriente continua ha experimentado un notable avance con la aparición de sistemas automáticos de adquisición de datos y programas informáticos para la obtención de imágenes del subsuelo con estimación de la distribución real de la resistividad en una sección del terreno. La implantación de dispositivos eléctrico-resistivos para la localización de contactos entre materiales del subsuelo se han venido utilizando con éxito desde 1950 (Beresnev, I.A. et al., 2002), si bien las técnicas modernas permiten establecer una cada vez mayor aproximación entre los resultados obtenidos y la verdadera disposición de los materiales en el subsuelo. Con todo, el éxito de una campaña de investigación geofísica de resistividad mediante Tomografía Eléctrica depende en gran medida de múltiples factores, tales como la selección de la configuración tetraelectródica más sensible para nuestro propósito, la determinación de un espaciado interelectródico adecuado para el objetivo a localizar, la densidad y número de medidas o, por supuesto, la interpretación de los resultados por un técnico geofísico con suficiente experiencia en la materia. De este modo, se puede decir que la investigación mediante Tomografía Eléctrica dará buenos resultados o fracasará estrepitosamente en función de diversas decisiones que han de tomarse desde el inicio de una campaña de prospección (Porres, J.A., 2003).

Tomografía Eléctrica Multielectrodo

Estos métodos eléctricos de prospección se basan en la existencia de variaciones de las propiedades eléctricas, en especial la resistividad de las distintas formaciones del subsuelo, teniendo como objetivo determinar la distribución en profundidad (resistividades y espesores) de los niveles geoeléctricos presentes.

Esta técnica, proporciona conjuntamente información lateral y en profundidad. El sistema consta de un resistivímetro o unidad básica, un selector de electrodos y un juego de cables multiconectores que permiten utilizar hasta 64 electrodos conmutables de forma totalmente automática a través del selector de electrodos y controlado por la unidad básica de control. Estos equipos también permiten realizar medias de la resistividad utilizando dispositivos más simples, como los sondeos eléctricos verticales (S.E.V. o en inglés Vertical Electrical Sounding V.E.S.) o las calicatas eléctricas (en inglés resistivity profiling).

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La prospección geofísica de resistividades clásica combina en cada medición dos pares de electrodos. Se denominan A-B los electrodos que introducen corriente en el terreno y M-N los que detectan superficies de diferente potencial. Estas técnicas, exigían un cambio manual de los electrodos (tanto A-B como M-N) en cada nueva medida. Llevar a cabo una investigación 2D con suficiente calidad en estas condiciones requería de un proceso lento y costoso. La Tomografía Eléctrica resuelve este problema de adquisición de datos ya que combina automáticamente un gran número de electrodos previamente clavados en el terreno con separación equidistante (Griffiths D.H. et al., 1990). Todos estos electrodos se conectan simultáneamente al equipo de medida y, mediante un programa secuencial específico para cada trabajo, el aparato “ordena” cuáles deben ser los conjuntos de cuatro electrodos que funcionan en cada momento y con qué disposición.

Figura 1. Disposición de electrodos y equipo de Tomografía Eléctrica

El objetivo específico de esta técnica es determinar el valor de la resistividad eléctrica real y su distribución en el subsuelo a partir de mediciones realizadas en superficie o, en el ámbito comprendido entre dos sondeos. Posteriormente los datos son procesados con algoritmos mediante herramientas informáticas que tras un proceso de iteraciones aproximan la sección medida a un modelo teórico real (Loke, M.H., 1994). El resultado final es una sección distancia-profundidad con la distribución de la resistividad eléctrica real del subsuelo, fácilmente comprensible en térmicos geológica o geotécnica (Figura 2).

Figura 2. Sección de Resistividad Eléctrica real para la identificación de fracturas y rocas alteradas.

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Combinando adecuadamente resolución lateral y profundidad de investigación la Tomografía eléctrica es sin duda un de las herramientas de carácter no destructivo más eficaz para el estudio y caracterización del terreno en un amplio rango de profundidades. Ámbitos de Aplicación Por su capacidad resolutiva al investigar hasta profundidades que pueden llegar a centenares de metros, la Tomografía eléctrica es aplicable a cualquier estudio del subsuelo donde interese identificar todo tipo de accidentes o discontinuidades que representen un contraste suficiente en la distribución de resistividad del medio rocoso. Entre los objetivos más habituales a resolver mediante esta técnica cabe mencionar los siguientes:

- Detección y caracterización de fallas determinando su zona de influencia, rumbo, buzamiento y extensión en profundidad. - Detección de contactos entre unidades litológicas de diferente naturaleza, determinando la morfología y localización precisa de tales discontinuidades. - Detección de gaseoductos y otros materiales enterrados en el subsuelo. - Detección y caracterización de cavidades y huecos, tales como accidentes kársticos, canalizaciones, depósitos, rellenos arcillosos, etc.

La capacidad resolutiva de la Tomografía Eléctrica ofrece enormes posibilidades de aplicación en el ámbito de la prospección geológica, la geotecnia, la hidrogeología, la industria de los hidrocarburos y medio ambiente. Tomografía Eléctrica sin Electrodos

El método de prospección eléctrica del terreno mediante Acoplamiento Capacitivo (CCR-del inglés, Capacitively Coupled Resistivity), permite medir las propiedades eléctricas de suelos y rocas, sin necesidad de clavar electrodo alguno en el suelo, tal como requieren las técnicas convencionales.

Esta técnica de prospección permite realizar los trabajos en mucho menor tiempo que la técnica convencional con electrodos, ya que las medidas se llevan a cabo de modo continuo, sobre la marcha, a medida que el dispositivo lineal formado por el conjunto de antena transmisora y receptora, va siendo arrastrado por el operador. En la fotografía adjunta, se ilustra claramente la cómoda forma de trabajo. Este modo de medir la resistividad del terreno está limitado a estudios relativamente superficiales, aunque se puede aumentar la profundidad de investigación, haciendo mayor la separación entre la antena trasmisora y la receptora, e incluso duplicando dicho juego de antenas, formando todo siempre un único dispositivo de arrastre.

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TEMA 4: GEO-RADAR

Introducción: El geo-radar es una técnica no destructiva orientada al estudio del subsuelo superficial y que se fundamenta en la capacidad de las ondas de radar de baja frecuencia (10 MHz - 2,5 GHz) para propagarse a través de medios poco conductivos. El método emplea una antena emisora para dirigir pulsos electromagnéticos de 1-20 ns de duración hacia el interior del terreno. Este frente de ondas es parcialmente reflejado al encontrar una discontinuidad o un cambio de material en el subsuelo, pudiendo ser detectado en la superficie mediante una antena receptora dispuesta a tal efecto. Al ir desplazando el sistema sobre la superficie del terreno será posible registrar la historia de reflexiones detectadas en el subsuelo bajo la línea de desplazamiento del equipo. De esta forma se obtienen los llamados radargramas, similares a los registros clásicos de sísmica de reflexión, pero con la gran diferencia de que, en el caso del radar, la propagación de las ondas está condicionada por las características electromagnéticas del medio de propagación. El empleo del GPR se ha ido popularizando con el paso de los años desde que en la década de los 70 aparecen publicados los primeros trabajos centrados en el ámbito geológico, hidrocarburífero y minero (Unterberger, 1974; Annan y Davis, 1976; Rubin y Fowler, 1977), cuyo objetivo principal perseguía estimar la capacidad de penetración máxima de las ondas en el subsuelo empleando antenas de 50-100 MHz. Posteriormente, en los años 80, el método comienza a ser aplicado para estudios más superficiales, y cobran protagonismo las antenas de 200-500 MHz, de penetración somera pero resolución submétrica, siendo posible destacar los trabajos doctorales de Ulriksen (1982) y Glover (1987), con aportaciones novedosas en estudios medioambientales y el campo de la geotecnia. A partir de los años 90, las antenas de 500 MHz - 1,5 GHz son prolíficamente utilizadas para el análisis de construcciones y estructuras en ingeniería civil tales como carreteras o puentes (Chung et al. 1994; Saarenko y Roimela, 1998; Lorenzo et al. 2001) y también en estudios arqueológicos (Goodman, 1994; Carcione, 1996; Pérez-Gracia et al. 2000). También ha sido en estos últimos 15 años cuando se ha multiplicado el empleo del sistema para investigaciones en entornos costeros sedimentarios (Bristow, 1995; Jol et al. 1996; Harari, 1996; Fitzgerald y Van Heteren, 1999; Bristow et al. 2000; Van Dam et al. 2000; Jol et al. 2002). De singular interés en este ámbito es la selección de artículos resultado del congreso “Ground Penetrating Radar (GPR) in Sediments: Applications and Interpretation” editada por Bristow y Jol (2003), donde se pone de manifiesto el potencial del GPR para obtener información 2D y 3D de alta resolución en estructuras sedimentarias. Una completísima y actualizada revisión del estado del arte sobre el tema puede ser consultada en Neal (2004). Fundamentos del Método Las antenas GPR han sido diseñadas para emitir un pulso de muy corta duración con el fin de mejorar la resolución vertical del método. Habitualmente este pulso está constituido por 1½ - 2 períodos de la frecuencia nominal que caracteriza la antena. Su corta duración en el dominio de los tiempos (Δt) lleva asociado un aumento inversamente proporcional de la aportación de sus componentes frecuenciales (Δf) según la relación Δt = 1/Δf. Así, la mayor parte de las antenas GPR han sido diseñadas para operar con un ancho de banda similar a su frecuencia central y una duración inversamente proporcional a su centro de frecuencias.

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Fig. 1. Forma de la señal (arriba) y espectro (abajo) del impulso generado por una antena de geo-radar de 900 MHz.

La adquisición de datos con el geo-radar suele realizarse orientando la antena hacia el subsuelo y registrando las reflexiones detectadas tras la emisión del impulso electromagnético, obteniendo así una traza. Al desplazar la antena sobre la superficie del terreno se irán detectando y almacenando el conjunto de reflexiones existentes bajo la línea de desplazamiento de la antena. De esta forma, el eje de abscisas de los radargramas, o registros de geo-radar, representará el movimiento de la antena en una determinada dirección, mientras que el eje de ordenadas muestra el tiempo de retardo entre la emisión del pulso y la detección de las reflexiones en la superficie por parte de una antena receptora, siendo éste, por lo tanto, un viaje de ida y vuelta, tal y como se escenifica en la Fig. 2a.

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Fig. 2. Proceso de adquisición (a), radargrama en formato wiggle (b) y radargrama en formato line scan (c). Si la velocidad (v) de propagación de las ondas en el medio es conocida, el eje temporal de ordenadas puede ser trasformado a profundidades (z) a través de la simple relación z = v·twt/2. Por su parte, la velocidad puede ser deducida a partir de la siguiente ecuación:

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Donde ε es la constante dieléctrica del material, σ su conductividad, μ la permeabilidad magnética y ω es la frecuencia angular central del pulso emitido. En medios poco conductivos, aquellos en los que se pueda aceptar que σ<<ωε, la ecuación (1) admite una simplificación, pudiendo aproximarse la velocidad a través de la siguiente expresión:

Donde c es la velocidad de propagación de las ondas en el vacío y εr es la constante dieléctrica relativa del material (variando entre 1-81). En la mayor parte de medios susceptibles de estudio con geo-radar la velocidad oscila entre los 0.3 m/ns (aire) y los 0.03 m/ns (agua dulce). Como se ha comentado, la antena emisora genera un impulso de corta duración que es transmitido al terreno; mientras tanto, la antena receptora permanece activa tratando de detectar la energía reflejada en los elementos presentes en el subsuelo. La técnica es, en principio, similar a la del sonar o a los métodos de sísmica de reflexión -salvo el empleo de ondas electromagnéticas-, y en ocasiones los usuarios prefieren interpretar los radargramas con la misma apariencia de los perfiles sísmicos (wiggle plot, Fig. 2b). La velocidad de procesamiento de los sistemas radar permiten almacenar muchos más datos que los métodos sísmicos, que deben ser considerados puntuales. Los equipos de geo-radar disponen de relojes internos de 50-100 KHz que les permiten procesar gran cantidad de pulsos con los cuales generan varias trazas por segundo. Por este motivo, si la antena se desplaza a baja velocidad es preferible trasformar las trazas individuales en un formato de áreas de barrido (line scan, Fig. 2c), el cual ofrece una sensación de continuidad que facilita la interpretación. Cuando el pulso emitido detecta una discontinuidad electromagnética (por ejemplo un cambio en las propiedades del medio de propagación o una capa de material diferente), parte de la energía es reflejada de vuelta mientras que el resto continúa su camino a través del nuevo medio. La energía reflejada en la interface de dos medios depende del contraste entre sus impedancias (η) que se manifiesta en el llamado coeficiente de reflexión (r), que puede expresarse según la siguiente ecuación, siempre y cuando pueda aceptarse incidencia normal:

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La ecuación (3) admite una expresión simplificada cuando se trate de medios poco conductivos, tal y como sucedía en la simplificación de la ecuación (1), obteniendo r en función del contraste entre constantes dieléctricas relativas de ambos materiales:

Así pues, para garantizar la obtención de buenos resultados al aplicar la técnica en un determinado entorno, será necesario que se den, de forma simultánea, dos factores externos e independientes del sistema y del equipo humano que lo maneje: que exista suficiente contraste electromagnético entre ambos medios y, sobre todo, que el medio de propagación sea suficientemente resistivo para no atenuar dramáticamente la señal emitida. Estos medios poco conductivos, aquellos donde σ << ωε, son los susceptibles de ser estudiados mediante la técnica del georadar. Equipos y Formas de Trabajo Un sistema de geo-radar está constituido, esencialmente, por los componentes que pueden observarse en la Fig. 3.

Fig. 3. Componentes habituales en un sistema de geo-radar, donde se muestra un par de antenas no apantalladas de 200 MHz.

Las antenas, que pueden operar en modo biestático (una antena emite y la otra recibe) o en modo monoestático (una sola antena hace de emisor y receptor), pueden estar situadas dentro de una estructura apantallada o bien carecer de la misma, tal es el caso de las antenas de 200

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MHz mostradas en la Fig. 3. En cada antena está situado un transductor que es el encargado de interpretar las órdenes de emisión-recepción que le llegan de la unidad central a través de un cable coaxial o, en los equipos más modernos, a través de fibra óptica. Las antenas de un sistema son intercambiables y deben seleccionarse en función de la profundidad deseada para la prospección y de la resolución demandada. Para alta penetración (10-30 m) se utilizan antenas de 50-200 MHz; para estudios de los primeros 3-5 m del subsuelo se emplean antenas de 500 MHz, que proporcionan un buen compromiso entre penetración y resolución; en estudios de alta resolución se emplean antenas de alta frecuencia (800 MHz - 1.5 GHz) que difícilmente penetran más allá de 1 m pero permiten localizar elementos centimétricos. La unidad central es el corazón del sistema, desde el cual se configura la adquisición de datos, se gestionan las antenas y se da salida a los datos adquiridos. Por regla general, la unidad central se configura mediante un software instalado en un ordenador portátil; este ordenador sirve, además, para almacenar la información y para visualizarla en tiempo real, si bien también existen en el mercado equipos que integran un ordenador con un pequeño monitor a bordo de la unidad central. Respecto a las formas de operación con un sistema georadar, las más habituales son las conocida como commonoffset y common-midpoint (Zhou y Sato, 2001). La primera es aquella donde la distancia entre las antenas emisora y receptora permanece constante a lo largo de los perfiles estudiados, tal y como se esquematizó en la Fig. 2, mientras que la segunda es una adaptación del método habitualmente empleado en sísmica y cuyo objetivo final no es la obtención de un radargrama sino conseguir una estimación fiable de la velocidad de propagación de las ondas en el medio. Aplicabilidad En este apartado se resumen algunos de los campos de aplicación donde el geo-radar ha demostrado ser una técnica de gran utilidad de forma, junto con las ventajas y limitaciones del método frente a otras alternativas en prospección del subsuelo. Aplicaciones medioambientales: detección de plumas de contaminación, delimitación de vertederos, localización de bidones y/o depósitos enterrados Geología y geotecnia: estratigrafía del subsuelo, profundidad de la roca, localización del nivel freático, detección de cavidades, fracturas y fallas. Obra civil: localización de servicios enterrados (metálicos y no metálicos), evaluación de estructuras de hormigón, control del pavimento en firmes de carreteras, patologías en la construcción. Arqueología: localización de estructuras enterradas, posicionamiento de túneles y/o galerías ancestrales, estudios in-situ en edificios históricos. Cartografía: batimetrías en agua dulce (y espesor de la capa de sedimentos depositados), mapeado de glaciares. Desde una perspectiva numérica, es posible destacar como del análisis espectral de los impulsos reflejados es posible extraer información cuantitativa adicional acerca de los materiales atravesados, tal es el caso de la evaluación de la porosidad en materiales de construcción o la estimación del contenido de humedad en suelos. Ventajas El geo-radar genera una imagen del subsuelo que supera en resolución a cualquier otro método de prospección, permitiendo tanto la identificación de elementos singulares como la

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caracterización del entorno. En un método no destructivo y no invasivo, por lo que no produce ningún efecto secundario sobre el medio estudiado. Es una técnica rápida en su ejecución y aplicable en la mayoría de situaciones, destacando en especial su aplicabilidad en entornos urbanos. Por último, destacar la posibilidad de interpretación en tiempo real, pues los radargramas se generan a la vez que se adquieren los datos, lo que permite aportar información instantánea sobre el propio terreno. Limitaciones El principal condicionante del geo-radar se refiere a su penetración limitada en el subsuelo. Por una parte los equipos han sido diseñados para ser ligeros y poder ser manejados por 1-2 personas, lo que implica una reducción del tamaño de las fuentes de alimentación y que redunda en una potencia limitada en cuanto al impulso emitido y, por lo tanto, su penetración en el medio. Por otra parte, la naturaleza del suelo juega un factor decisivo en ese aspecto, ya que los medios conductivos (por ejemplo, arcillas húmedas) pueden llegar a atenuar totalmente la señal, haciendo inútil la aplicación del método. Por otra parte el método presenta cierta dependencia de las condiciones superficiales, que pueden llegar a enmascarar los registros provocando interpretaciones erróneas; esto suele suceder cuando el contacto entre las antenas y el suelo no es el idóneo (provocando reflexiones adicionales relacionadas con la variación del contraste de impedancias antena-suelo), o cuando en la superficie estén presentes elementos metálicos que enmascaran parcialmente las reflexiones del subsuelo (por ejemplo las armaduras en un forjado de hormigón). Otros factores que pueden originar distorsiones y/o interpretaciones erróneas se relacionan con la presencia cercana de fuentes emisoras de campos electromagnéticos intensos (líneas de alta tensión) y el empleo de teléfonos móviles o, especialmente, radiocomunicadores tipo walkietalkie por parte de los operarios. Con todo, el principal inconveniente del geo-radar no se deriva de las razones anteriores, sino de su empleo inadecuado; su uso sin el conocimiento adecuado de sus capacidades impide el aprovechamiento óptimo de sus ventajas y puede llevar a incurrir en errores que perjudican el prestigio de la técnica al presentar resultados no acordes con el alcance real de la técnica. Ejemplos de Aplicación En este último apartado se presentan un de ejemplo de aplicación de las técnicas de geo-radar, orientados al estudio de Hidrocarburos enterrados, y más concretamente a resultados obtenidos en diversos estudios e investigaciones llevadas a cabo. Hidrocarburos Enterrados Con motivo del hundimiento del buque Prestige en noviembre de 2002 varias mareas negras cubrieron de fuel la costa de Galicia. Uno de los principales problemas relacionados con las tareas de limpieza residía en la localización de las placas de fuel enterradas que, tras ser depositadas en la orilla, eran tapadas por la arena limpia de mareas posteriores. Estas capas permanecían ocultas a una profundidad que oscilaba entre unos pocos centímetros hasta, en ocasiones, 1-2 metros, mientras que su espesor podía ser también muy variable, desde 1 cm hasta cerca de 1 metro. Desde el punto de vista del GPR el problema puede ser planteado como el de las posibilidades de detección del contraste entre las propiedades electromagnéticas del fuel y la arena que lo cubre, pero teniendo en cuenta que la prospección sólo puede tener éxito siempre y cuando se efectúe en zonas suficientemente alejadas de la influencia de las mareas, ya que

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la presencia de agua salada en el medio imposibilita totalmente la aplicabilidad del método, tal y como se ha comentado en apartados anteriores. Si bien las características electromagnéticas de la arena están perfectamente documentadas en la bibliografía especializada (Annan, 2003; Daniels, 2004), apenas existe información sobre las características de este tipo de fuel pesado, conocido como de tipo 6 en la escala internacional. Aun así, todas las referencias consultadas coinciden en señalar a los hidrocarburos como materiales muy dieléctricos y con una conductividad muy baja (Daniels et al. 1995; Carcione et al. 2003), por lo que el contraste entre ambos medios parecía garantizado. Sin embargo, el modelo de contraste entre ambos medios se complica debido al hecho de que el fuel emulsiona al contacto con el agua, llegando a duplicar su volumen y variando drásticamente sus propiedades electromagnéticas. Esta situación recomendó realizar una serie de pruebas en las playas con el fin de analizar in-situ las posibilidades de empleo del equipo. A tal efecto se realizaron un conjunto de enterramientos controlados de fuel en una zona de pruebas en la que se ensayaron registros con diversas antenas. En la Fig. 9 se muestra el radargrama obtenido con una antena de 800 MHz, donde se aprecia una placa de fuel menor de 1 m de extensión centrada en el metro 3 del perfil y enterrada ex profeso a medio metro de profundidad.

Fig. 9. Radargrama obtenido en una zona de pruebas donde se aprecia la presencia de un pequeña placa de fuel enterrada a 0,5 m de Profundidad.

Los buenos resultados obtenidos permitieron ser optimistas en cuanto al empleo exitoso de la técnica para detectar el fuel enterrado. Para la toma de datos en condiciones reales de campo fue necesario efectuar diversas adaptaciones al equipo. Se incorporó un patín de ruedas anchas para el desplazamiento de las antenas por la arena; se empleo un ordenador robusto dotado de pantalla transflectiva para mejorar la visualización e interpretación de los registros en tiempo real; finalmente, para facilitar el posicionamiento del sistema, se incorporó un equipo GPS sincronizado con el radar, de forma que aquellas capas que no pudiesen ser detectadas en tiempo real quedasen localizadas tras su identificación como tales durante las tareas de postproceso en laboratorio.

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Fig. 10. Registro de 12 m obtenido con una antena de 800 MHz donde se detecta la presencia de una capa de fuel oculta bajo la arena

Con esta configuración se rastrearon diversas playas en las cuales fue posible detectar varias placas de fuel como la que se muestra en la Fig. 10, obtenida en los canales interdunales de la playa de Carnota (A Coruña). El radargrama fue obtenido con una antena de 800 MHz y en él es posible apreciar un reflector entre los metros 28 y 35 que se identificó, en tiempo real, como una placa de fuel enterrada dentro del primer medio metro del subsuelo. La ejecución de una malla de perfiles de detalle en esa zona permitió delimitar la zona contaminada, la cual abarcaba una superficie aproximada de unos 40 m2. La precisión en el posicionamiento de la placa fue confirmada sobre el terreno mediante la excavación de catas puntuales como la que se muestra en la Fig. 11, coincidiendo con el metro 28 del radargrama de la Fig. 10.

Fig. 11. Cata realizada en el metro 28 del perfil de la Fig. 10 donde se aprecian la profundidad y los límites de la placa de fuel detectada.

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PRINCIPIO DEL METODO

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TEMA 5: PROSPECCIÓN GEOQUIMICA

La exploración geoquímica de superficie investiga la presencia de hidrocarburos químicamente identificables que se encuentren en superficie o cerca de la misma o los cambios inducidos por la presencia de esos hidrocarburos en el suelo, con la finalidad de localizar las acumulaciones en el subsuelo que le dieron origen. Su rango de observación se extiende desde aquellos afloramientos de petróleo y/o gas de escala macroscópica (fácilmente visibles), hasta los de escala microscópica en los que es necesaria la identificación de huellas o rastros de hidrocarburos no visibles o inferirlos a través de la identificación de cambios en el suelo o en la superficie del terreno producidos por la presencia de hidrocarburos. Los métodos de prospección geoquímica de superficie se han usado desde la década de 1930, pero es en esta última década que se ha visto un renovado interés en la exploración geoquímica, especialmente por el desarrollo de nuevos métodos analíticos e interpretativos, que han generado un nuevo conjunto de datos que han activado la exploración geoquímica. Muchos de estos nuevos desarrollos tecnológicos están sumariados en la Memoria 66 publicada por la AAPG, “Hydrocarbon Migration and Its Near- Surface Expression”. Relevamientos geoquímicos y otras investigaciones documentan el hecho de que las microfugas de hidrocarburos, ya sean líquidos o gaseosos, desde una acumulación son:

1) comunes y de amplia distribución, 2) predominantemente verticales (con obvias excepciones en algunos ambientes geológicos) 3) dinámicas (responden rápidamente a los cambios en las condiciones de los reservorios).

Objetivos de la Exploración Geoquímica El principal objetivo de un programa de exploración geoquímica es establecer la presencia y distribución de hidrocarburos en el área y, sobre todo, lo más importante es determinar la probable carga de hidrocarburos de un play o prospecto. En programas de reconocimiento o regionales, la presencia de micro o macro afloramientos de hidrocarburos proveen una evidencia directa de la generación de hidrocarburos. Es decir que se pone en evidencia la presencia de un sistema petrolero activo y se identifican los sectores de la cuenca que son más atractivos. Adicionalmente, la composición química de estos afloramientos puede indicar si es una cuenca o play más propensa para la generación de gas o petróleo. Si el objetivo es evaluar el potencial exploratorio de un lead o prospecto, los resultados de un programa geoquímico pueden llevarnos a evaluar mejor el riesgo, identificando aquellos prospectos asociados con fuertes anomalías geoquímicas y resaltando los prospectos en base a su posible carga de hidrocarburos. Para el estudio de proyectos de desarrollo, los trabajos detallados de reconocimiento de anomalías superficiales de hidrocarburos pueden servir para:

1) ayudar a decidir la ubicación de pozos de avanzada o de desarrollo. 2) delinear los límites productivos de un yacimiento. 3) identificar compartimentalizaciones del reservorio. 4) monitorear el drenaje de los hidrocarburos a través del tiempo, repitiendo los estudios geoquímicos cada cierto período de tiempo.

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Los programas geoquímicos de superficie pueden a su vez añadir valor a la información sísmica 2-D y 3-D a través de la identificación de ciertas características particulares o compartimentalizaciones del reservorio cargados con hidrocarburos. Asunciones La asunción subyacente de toda exploración geoquímica de superficie es que los hidrocarburos son generados y/o entrampados en profundidad y migran hacia la superficie en cantidades variables pero detectables. Éste es un hecho largamente comprobado y la asociación directa entre anomalías superficiales con reservorios productivos, algunos prospectos específicos, así como con fallas u otras vías de migración, es bien conocida. Por lo tanto, se asume o al menos queda implícito que la anomalía en la superficie puede ser relacionada con una acumulación de petróleo en profundidad. El éxito con el cual esta asunción puede ser hecha es mayor en áreas de geología relativamente simple y se vuelve más complicado cuanto más compleja sea la conformación geológica del área. La anomalía geoquímica en superficie representa el final del camino de migración, una migración que pudo ser corta y vertical o larga y lateral. Un ejemplo de estos estilos contrastantes se ilustra en la figura 1.

Figura 1 • Espectro de distintos estilos de microfugas y sistemas de migración

Microfugas de Hidrocarburos desde el Reservorio La actividad de las microfugas de hidrocarburos se refiere a la tasa relativa de hidrocarburos que escapan del reservorio. Las microfugas activas se relacionan con áreas donde los hidrocarburos se escapan desde el reservorio en el subsuelo en concentraciones grandes, hasta alcanzar los sedimentos poco

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profundos o la columna de agua en el mar o la atmósfera. Los escapes activos muchas veces se detectan como anomalías acústicas en los perfiles sísmicos convencionales y en los de alta resolución. Este tipo de escapes se produce en cuencas sedimentarias que actualmente generan hidrocarburos y que tienen excelentes sistemas de migración. Los escapes activos son fácilmente detectados por la mayoría de los métodos de muestreo geoquímico. Las áreas donde los hidrocarburos que se encuentran en subsuelo no presentan microfugas activas se clasifican como áreas con microfugas pasivas. Los microafloramientos asociados a estas áreas usualmente contienen hidrocarburos livianos de bajo peso molecular y volátil de alto peso molecular, por encima de la concentración de “fondo”. Las anomalías acústicas pueden estar presentes, pero anomalías en columnas de agua son muy raras. Niveles anómalos de escapes de hidrocarburos pueden ser detectables solamente cerca de puntos de goteo mayores o a profundidades mayores a las normales del muestreo. Microfugas pasivas se producen en las cuencas donde la generación de hidrocarburos es relíctica o la migración es esporádica o inhibida por barreras de migración.

Figura 2 • Línea sísmica del yacimiento Ekofisk, Mar del Norte, ilustrando una chimenea de gas bien desarrollada, causada por las condiciones de baja velocidad debidas a los sedimentos cargados de gas (de “Ekofisk: First of the Giant Oil Fields in Western Europe” por Van den Bark and Thomas, AAPG Memoir 30, 1990). Hovland and Sommerville (1985) estimaron la fuga de gas en 1000 litros por hora. Extrapolando este stimado para el total del área de escape de gas, estimada en 100.000 m2 conteniendo 140 afloramientos, da un flujo neto de 890 litros/m2/año. Microfugas y Macrofugas Como se ha indicado anteriormente, existe en los reservorios un continuo escape de hidrocarburos que va desde los más bajos niveles detectables en un extremo, hasta afloramientos visibles de hidrocarburos en superficie en el otro. Las macrofugas están relacionadas generalmente con afloramientos visibles de petróleo y gas, mientras que las microfugas se han definido como elevadas concentraciones, analíticamente detectables, de hidrocarburos volátiles y semivolátiles o los cambios inducidos por los hidrocarburos en el suelo y en los sedimentos. La existencia de microfugas, si bien no son visibles, está demostrada por un gran número de evidencias empíricas, incluyendo:

1) elevadas concentraciones de hidrocarburos livianos y de poblaciones de microbios que oxidan hidrocarburos en el suelo y sedimentos que se encuentran por encima del reservorio; 2) un incremento de la relación de ciertos gases en el suelo, con respecto a la relación de gas y petróleo que se encuentra en el reservorio;

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3) rápidos cambios laterales en esas concentraciones y relaciones hacia los bordes de la proyección del Reservorio en superficie; 4) similitudes con relaciones isotópicas de carbono estables, para el metano y otros hidrocarburos livianos, entre los gases del suelo y los del reservorio; 5) la desaparición y reaparición de gases y microbios en el suelo debido a la depletación o represurización de los reservorios.

Variaciones de las Microfugas con el Tiempo La actividad de las microfugas y la consecuente concentración de hidrocarburos en la superficie pueden variar significativamente con el tiempo. Está empíricamente comprobado que los microafloramientos de hidrocarburos y las anomalías geoquímicas asociadas pueden aparecer y desaparecer en un tiempo relativamente corto, semanas, meses, años. Los resultados de los estudios de geoquímica de superficie realizados sobre reservorios de almacenamiento de gas y sobre yacimientos y repetidas con cierta periodicidad, han demostrado que la tasa de migración y de microfugas de hidrocarburos varía desde menos de un metro por día a decenas de metros por día. Observaciones empíricas y simulaciones desarrolladas en computadora sugieren que el mecanismo de microfuga es por empuje de flotabilidad, en un flujo gaseoso de fase continua a través de poros y fracturas “húmedas” o impregnadas de fluidos. Evidencias de Migración Vertical Casi todos los métodos de exploración geoquímica de superficie se basan en la suposición que los hidrocarburos migran predominantemente en dirección vertical desde las rocas que los originan y desde los reservorios donde se almacenan hasta la superficie. Evidencias de esta migración vertical de hidrocarburos se observan repetidamente en secciones sísmicas convencionales y secciones sísmicas de alta resolución. La figura 2 ilustra un ejemplo de una chimenea asociada al escape vertical de gases en el yacimiento de Ekofisk en el Mar del Norte. Existen numerosos artículos publicados que demuestran una relación directa entre anomalías geoquímicas de superficie y los yacimientos o almacenamientos subterráneos de petróleo ubicados por debajo. Un estudio reciente realizado sobre más de 850 pozos ubicados en los EE.UU. y en otras regiones del mundo, todos ellos perforados después de hacer relevamientos geoquímicos, demuestran que el 79% de los pozos perforados en anomalías geoquímicas positivas resultaron nuevos descubrimientos comerciales de petróleo y de gas; en contraste, el 87% de pozos perforados en áreas donde había ausencia de una anomalía geoquímica asociada, resultaron pozos secos. Este tipo de información representa una evidencia empírica fuerte y directa de migración vertical de hidrocarburos. Afloramientos de Hidrocarburos La expresión geoquímica de superficie de las microfugas de hidrocarburos puede tomar muchas formas, incluyendo:

1) concentraciones anómalas de hidrocarburos en sedimentos, suelo, agua, y también en la atmósfera; 2) anomalías microbiológicas, 3) formación de lutitas parafínicas,

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4) presencia de gases anómalos no relacionados con hidrocarburos, tales como el helio y el radón, 5) cambios mineralógicos en el suelo, como la formación de calcita, pirita, uranita, azufre elemental y ciertos sulfuros y óxidos de hierro, 6) alteraciones de minerales de arcilla, 7) anomalías de radiación, 8) anomalías geotermales e hidrológicas, 9) decoloración de las capas rojas, 11) alteraciones acústicas, eléctricas y magnéticas del suelo y los sedimentos.

La figura 3 representa un modelo general de microfuga de hidrocarburos y sus variados efectos geoquímicos y geofísicos en el suelo y en los sedimentos.

Figura 3 • Modelo generalizado de microfugas de hidrocarburos y los efectos producidos por los hidrocarburos en el suelo y en sedimentos

Diseño del Programa de Muestreo e Interpretación El diseño de muestreo y la densidad de muestras necesarias para el reconocimiento del objetivo deben ser equilibrados, ni sobredimensionada ni subdimensionada. Las microfugas de hidrocarburos generan un ruido inherente que requiere una densidad de muestreo adecuada para distinguir entre valores anómalos y de fondo. Las causas principales de ambigüedad e interpretaciones incorrectas de estudios geoquímicos de superficie, se deben muy probablemente a la recolección de una insuficiente cantidad de muestras y a la elección incorrecta del método de relevamiento. Para optimizar el reconocimiento de anomalías, el patrón de muestreo y la cantidad de muestras tiene que tener en cuenta los objetivos del relevamiento, la forma y el tamaño esperado de la anomalía (o el objetivo geológico), la variación natural esperada en las mediciones de superficie y la probable relación señal/ruido. Definir adecuadamente los valores de fondo es una parte esencial para efectuar el reconocimiento de anomalías y poder delinearlas. En evaluación de prospectos, alrededor del 70% de las muestras deberían ser recolectadas en la zona de fondo (background), es decir fuera de los límites inferidos del prospecto. Para diseñar apropiadamente un relevamiento y bajo condiciones geológicas ideales, es conveniente tener en cuenta que la extensión areal de una anomalía geoquímica de superficie debe aproximarse a los límites productivos del reservorio en profundidad.

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Cómo se Elige un Método Geoquímico para un Programa de Exploración La elección de un método(s) depende de la clase de preguntas que uno espera que el método conteste. En otras palabras, ¿cuáles son los objetivos del programa exploratorio? Demostrar la presencia de un sistema de petróleo activo en un área de frontera o resaltar o valorizar un play previamente definido o determinar el tipo de hidrocarburo (ej. petróleo versus gas) ¿qué es más probable encontrar? ¿Qué otro tipo de datos está actualmente disponible para definir el área de interés (imágenes de satélite, levantamientos aeromagnéticos, de gravedad, de sísmica, etc.)? ¿Qué métodos geoquímicos se han usado previamente en el área de interés o en áreas análogas? ¿Qué limitaciones existen en el área en donde se realizará la exploración (nieve, hielo, pantanos, montañas, jungla, desierto, cuenca madura, área remota, limitaciones de presupuesto o personal, etc.)? Como una generalización, los métodos de exploración directos tienen preferencia sobre métodos indirectos, porque pueden proveer evidencia de los hidrocarburos que se espera encontrar en las trampas y reservorios presentes en el subsuelo. Adicionalmente, análisis isotópicos y químicos de los hidrocarburos, especialmente en los hidrocarburos de alto peso molecular, pueden proveer más información respecto de la naturaleza y madurez de la roca madre que generó estos hidrocarburos. Si las condiciones de superficie, o las limitaciones presupuestarias, excluyen el uso de métodos directos de detección de hidrocarburos, la siguiente mejor opción es usar uno de los métodos indirectos que proporcionan información acerca de la presencia de hidrocarburos y acumulaciones comerciales de hidrocarburos. Cuando sea posible, es recomendable el uso de más de un método de exploración geoquímica, como por ejemplo, combinando un método directo con un método indirecto. El uso de métodos múltiples puede reducir las incertidumbres de interpretación, porque las fuertes anomalías relacionadas con afloramientos de hidrocarburos tienden a ser resaltadas, mientras que las aleatorias tienden a anularse entre sí.

Figura 4 • Expresión geoquímica de una trampa estratigráfica localizada a aproximadamente 1.700 metros (1,5 segundos) de profundidad en las Areniscas Escondido de edad Cretácica, La Salle County, Texas (en “Exploration Enhancement by Interpreting Near-Surface Geochemical and Seismic Methods” por Rice, Oil and Gas Journal, 1989). Se realizó un relevamiento geoquímico de superficie para identificar evidencias de la presencia de gases en suelo, asociada a una trampa definida por sísmica en el PE 1070. Se detectaron anomalías de propano en suelo asociadas a los PE 1070 y 1096. Un pozo exploratorio perforado en el PE 1070 fue descubridor de hidrocarburos. El lead ubicado sobre el PE 1096 fue reevaluado sísmicamente y luego de comprobarse un probable desarrollo de porosidad, se perforó un nuevo pozo que también resultó descubridor.

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Guía para la Interpretación La presencia de microafloramientos y macroafloramientos de hidrocarburos en el área de exploración geoquímica, es una evidencia directa de que se ha generado petróleo. La presencia de hidrocarburos en superficie representa el final de una vía de migración. Estos hidrocarburos pueden representar una fuga de hidrocarburos desde una acumulación en subsuelo o estar relacionados a otra vía de migración (falla, estrato). Las anomalías definidas por múltiples muestras de una o más líneas de muestreo pueden indicar la ubicación de trampas sutiles, estructurales o estratigráficas. Si la cuenca o play se caracteriza por una migración predominantemente vertical, entonces la correlación de una anomalía geoquímica fuerte en la superficie con una posible trampa en profundidad, sugiere que la trampa se encuentra cargada con hidrocarburos. En cambio, si la trampa o play no está asociada con una anomalía geoquímica positiva, la trampa probablemente no se encuentre cargada con hidrocarburos. Debido a que las relaciones entre anomalías geoquímicas de superficie y acumulaciones de hidrocarburos en el subsuelo pueden ser complicadas, una interpretación apropiada requiere la integración de datos geoquímicos de superficie con datos geológicos, geofísicos y también hidrológicos si los hubiera (figura 4).

Geoquímica del Gas Natural Actualmente existen escasas dudas que los hidrocarburos se iniciaron por una “generosa cocción” de materia orgánica proveniente de vegetación marina o remanente de animales marinos (Hunt, 1863) en un hábitat (georeactor) generado por rocas sedimentarias que contribuyeron a ocluir, compactar y profundizar la materia orgánica. Todo el petróleo y la mayoría del gas natural (un 80 %) actualmente encontrados en cuencas sedimentarias se formaron por un proceso de degradación térmica o cracking muy posiblemente catalizados por ciertos minerales arcillosos. Al gas de este origen se lo denomina gas térmico o termogénico. El 20 % restante del gas natural presente en los reservorios, proviene de actividad bacteriana en medios inicialmente abundantes en oxígeno y finalmente anóxicos y se denomina gas biogénico. A diferencia del gas térmico el biogénico es un gas seco (virtualmente metano puro). Geoquímica de los HCs La característica más notable de los compuestos orgánicos presentes en los hidrocarburos es la alta proporción de compuestos de bajo peso molecular (C1 a C4 un 50%) respecto de los compuestos complejos de alto peso molecular existentes en los organismos vivos. Si la materia orgánica sedimentaria (MOS) derivada de organismos vivos es la materia prima básica de los hidrocarburos, los efectos del material de origen diferente (aguas, rocas) como también los del ambiente de dispersión y deposición (oxidación, evaporación, cizallamiento) contribuyen sustancialmente a los cambios químicos acontecidos luego del enterramiento. El desarrollo de la cromatografía gaseosa (GC) en los años 50 permitió que muchos componentes de petróleo y gas y de bitumen extraído de rocas fueran separados e identificados. La GC permitió, con su contribución, fundamentar la contradicción acerca de la teoría de la acumulación directa de los HCs en los reservorios actuales.

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Parte de los componentes del gas natural, se sabe que están distribuidos de la siguiente manera:

a) C3 a C14 están ausentes en los organismos vivos. b) Los “hidrocarburos modernos” muestran preferentemente parafinas con número de átomos de carbono impar, sin embargo, en el petróleo la relación par-impar es casi igual.

Agentes como la temperatura contribuyeron significativamente, en tiempos geológicos, a la maduración de la materia orgánica sedimentaria y la generación de petróleos livianos e hidrocarburos gaseosos. Otro aspecto crítico para la geoquímica orgánica es explicar cómo los HCs generados en la roca madre migraron a trampas de acumulación (actuales reservorios). Existe hoy bastante acuerdo que la migración ocurrió en forma bifásica de flujo desde la roca madre (migración primaria) tanto como ducto dentro de los reservorios (migración secundaria). Es evidente que el agua y sus especies disueltas desempeñaron un rol muy importante en los procesos geoquímicos que tuvieron lugar tanto en la migración primaria como en la secundaria. La MOS es el Kerogeno que constituye la principal fuente de hidrocarburos del subsuelo (su materia prima). Luego de entrampado el Kerogeno resulta sujeto a sucesivas transformaciones descriptas por Tissot y Welter (1978) como:

• La “Diagénesis” es la etapa más superficial, se pierde oxígeno ocluido como ácido carbónico y agua. Se generan fósiles geoquímicos o moléculas sintetizadas por los organismos vivos al momento de la depositación que serán los HCs. Se genera metano biogénico. A una velocidad de sedimentación de 30 cm. en 1.000 años, valor en general razonable, la formación de metano en el sedimento llevaría 3.000 años. Durante ese breve (geológicamente hablando) lapso se suceden reacciones químicas que afectan a la materia orgánica según el hábitat, todas con liberación de energía.

• La “Catagénesis” sucede entre 50 y 120ºC, el kerógeno pierde hidrogeno como HCs livianos, se forman HCs líquidos algunos de los cuales craquean (descomponen térmicamente) a gaseosos (gas húmedo o gas saturado con HCs livianos (C5-C10)).

• La “Metagénesis” sucede a más de 120ºC y en ella se forman los HC gaseosos (gas seco).

Compuestos No Hidrocarburos Presentes en el Gas Natural

Azufre en el Gas Natural.

Las cuatro principales fuentes de compuestos de azufre en los hidrocarburos son: 1. La reducción termoquímica de los sulfatos inorgánicos o del azufre elemental (GN con más de 10% de H2S). 2. La descomposición térmica del azufre orgánico existente en kerógeno/petróleo bajo la forma de heterocompuestos.

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3. La reducción de sulfatos por bacterias (GN con menos de 5% de H2S y temperaturas inferiores a 80 ºC).

4. La hidrólisis acida de sulfuros metálicos, particularmente de hierro. Por estudios isotópicos se han comprobado que el H2S de los reservorios someros proviene de la reducción microbiológica de sulfatos del agua y biodegradación de la materia orgánica. En rocas evaporiticas profundas el origen del H2S es por reducción termoquímica.

El Nitrógeno en el Gas Natural

El He se encuentra usualmente asociado con depósitos de uranio, es un producto de desintegración radioactiva de las cadenas de uranio y thorio, dos precursores naturales. La presencia del N2/He en el GN está asociada a la carbonización (coalification) de los hidrocarburos.

El grado de carbonización puede expresarse como FCC (fixed carbón content) donde: FCC = 100 - materia volátil en %

El N2 parece liberarse en forma constante pero en pequeñas cantidades a través de un gran rango de carbonización. La generación de nitrógeno es inversa a la generación de metano. Al comienzo, los % de N2 del GN son relativamente insignificantes pero aumentan cuando FCC > 95, esto es cuando la generación de CH4 se reduce.

Además del carbono y la materia carbonosa desplazada en el medio sedimentario, el N2 parece también ser generado a partir de compuestos de nitrógeno y de inclusiones en rocas arcillosas durante la diagénesis tardía.

El CO2 en el Gas Natural

Uno de muchos de los factores responsables de generación de CO2 es la reacción química del ácido clorhídrico (HCl) procedente del magma con calizas paleozoicas. En reservorios poco profundos se ha propuesto que el CO2 es generado, al menos en parte por la oxidación bacteriana de la materia orgánica por iones tales como el sulfato como fuente de oxigeno.

Análisis Isotópico para el Estudio del Origen del Gas Natural

La medición de las concentraciones de isótopos estables ha permitido ajustar el análisis de los constituyentes del GN además de contribuir a la geoquímica del mismo. La principal ventaja del análisis de isótopos estables es que acompañan a los procesos de migración sin alterarse mayormente por reacciones químicas con el medio rocoso y los fluidos.

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TEMA 6: GRAVIMETRÍA Introducción La gravimetría es un método muy importante en la búsqueda de depósitos minerales. Este método aproveche las diferencias de la gravedad en distintos sectores. La gravitación es la aceleración (m/s2) de un objeto qué está cayendo a la superficie. La gravitación normal (promedia) en la tierra es 9,80665 m/s2. Grandes cuerpos mineralizados pueden aumentar la gravitación en una región determinada porque rocas de mayor densidad aumentan la aceleración.

El método gravimétrico hace uso de campos de potencial natural igual al método magnético y a algunos métodos eléctricos. El campo de potencial natural observado se compone de los contribuyentes de las formaciones geológicas, que construyen la corteza terrestre hasta cierta profundidad determinada por el alcance del método gravimétrico (o magnético respectivamente). Generalmente no se puede distinguir las contribuciones a este campo proveniente de una formación o una estructura geológica de aquellas de las otras formaciones o estructuras geológicas por el método gravimétrico, solo en casos especiales se puede lograr una separación de los efectos causados por una formación o estructura geológica individual. Se realiza mediciones relativas o es decir se mide las variaciones laterales de la atracción gravitatoria de un lugar al otro puesto que en estas mediciones se pueden lograr una precisión satisfactoria más fácilmente en comparación con las mediciones del campo gravitatorio absoluto. Los datos reducidos apropiadamente entregan las variaciones en la gravedad, que solo dependen de variaciones laterales en la densidad del material ubicado en la vecindad de la estación de observación.

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Efecto de las reducciones gravimétrica.

Corrección Topográfica

Un accidente de terreno elevado tal como una colina ejercerá una atracción directamente proporcional a su densidad. Su componente vertical estará dirigida hacia arriba y por consiguiente reducirá la gravedad correspondiente a una estación de observación cercana. Por esto se debe añadir el valor de su componente vertical al término de la gravedad observada en la estación de observación. Una depresión como un valle es una masa negativa, con su componente atractiva vertical dirigida hacia arriba. En este caso también se añadirá el valor de la componente atractiva vertical del valle al valor de gravedad observado en la estación de observación.

Determinación de la Densidad del Área

La densidad media del área en consideración entra en las formulas, que corrigen el efecto topográfico y el efecto de las masas ubicadas entre el nivel de referencia y el nivel de observación (corrección con la losa de Bouguer). Por consiguiente el conocimiento de la densidad media del área en consideración contribuye a la reducción o eliminación de dichos efectos, además el conocimiento de la distribución de la densidad en el área de interés es uno de los fundamentos de la interpretación de los perfiles o mapas gravimétricos resultantes de las mediciones. Los resultados de las mediciones gravimétricas pueden ser ambiguos como muestra el ejemplo siguiente.

La determinación directa de la densidad de muestras representativas provenientes de afloramientos, minas o sondeos se realiza en el laboratorio por medio de un picnómetro o una balanza.

Estas determinaciones de densidad carecen que las muestras de algunos afloramientos puntuales no necesariamente son representativas para toda el área. Además las muestras superficiales pueden variar apreciadamente en su humedad y en su grado de meteorización en comparación a las muestras ubicadas en una profundidad más alta, en el caso de rocas sueltas como arcillas, margas, depósitos de morrenas las rocas superficiales pueden ser menos compactadas en comparación a aquellas ubicadas en una profundidad más alta.

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Instrumentos para Medir la Gravedad

En la prospección por gravedad se han utilizado instrumentos como lo son la balanza de torsión y el gravímetro. El primero ideado hacia comienzos del presente siglo, fue ampliamente utilizado hasta 1.935 aproximadamente. El gravímetro viene siendo utilizado exclusivamente.

Durante un largo período el desarrollo y los perfeccionamientos en los instrumentos para medir la gravedad progresaron con una rapidez espectacular, progreso que continúo hasta 1.947-1.950, aproximadamente, cuando ya se había logrado una precisión suficiente para satisfacer todas las exigencias normales de la labor exploratoria.

Aunque hoy en día se usan casi universalmente en los Estados Unidos instrumentos para la medida directa de las diferencias de gravedad, la balanza de torsión, que mide gradientes y curvaturas en lugar de de aceleraciones gravitatorias, se utilizó extensamente en prospección hasta comienzos de 1.930.

Balanza de Torsión de EÖTVÖS

Para que este instrumento sea útil en prospección debe acusar distorsiones muy ligeras en las superficies equipotenciales terrestres causadas por estructuras internas de dimensiones no lejanas del kilómetro.

Principio de Construcción

Consta en esencia de dos pesos iguales situados a distintas alturas y unidos solidariamente; el conjunto está suspendido de un hilo de torsión de tal manera que pueda girar libremente en torno de un hilo en un plano horizontal. Su disposición más usual es utilizar como soporte una barra de poco peso, con una de las masas unida directamente a uno de los extremos, y la otra en suspensión del otro extremo.

Efecto de una masa subterránea sobre una balanza de torsión desplazada a un eje de la primera. Las líneas de trazo lleno son equipotenciales. Las líneas de rayas son de fuerza gravitatoria total que indican la dirección de la vertical. La diferencia de los componentes de la fuerza de gravedad en los dos extremos de la barra es la fuerza horizontal que da lugar al par rotatorio en torno del hilo de torsión. La barra de la balanza gira únicamente cuando actúa sobre los pesos una fuerza diferencial horizontal.

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Esto ocurre cuando el campo gravitatorio terrestre de las proximidades del instrumento está distorsionado de tal manera que la componente horizontal en uno de los extremos es diferente que en el otro. En un campo que pudiera representarse por superficies equipotenciales planas y paralelas, no habría rotación de la balanza, puesto que la fuerza horizontal sería la misma en los dos extremos.

Estado Actual de la Balanza de Torsión.

Aunque la precisión de una balanza de torsión en terrenos favorables es tan grande como la de los gravímetros más modernos, este instrumento ha sido completamente sustituido, por el gravímetro. Esto se debe a dos causas:

1. La rapidez operatoria mucho mayor de l gravímetro; la gran cantidad de tiempo que requiere situar en estación la balanza de torsión, nivelarla y esperar que las barras almacenen su posición de equilibrio, hace que sólo se puedan realizar con ella unas pocas estaciones al día, mientras con el gravímetro se pueden hacer 50 ó más estaciones al día.

2. Es la gran sensibilidad de la balanza de torsión a los efectos gravitatorios debidos a las irregularidades topográficas; es tan difícil corregir exactamente los efectos de los montículos y valles próximos, que tal precisión real que alcanza el instrumento solamente se logra en terrenos muy llanos.

El Gravímetro

El objetivo principal de los estudios de gravimetría es medir la atracción gravitacional que ejerce la Tierra sobre un cuerpo de masa determinada. Pero como la Tierra no es una esfera perfecta y no está en reposo ni es homogénea y tiene movimientos de rotación y de traslación, la fuerza de gravedad que ejerce no es constante.

Por tanto, las medidas gravimétrica en exploración son representación de anomalías en las que entran la densidad de los diferentes tipos de rocas: sedimentos no consolidados, areniscas, sal gema, calizas, granito, etc.

En representación esquemática, el instrumento consta de una masa metálica que, suspendida de un resorte supersensible, registra la elongación del resorte debido a la atracción producida por lo denso de la masa de las rocas subterráneas. Las medidas son anotadas y posteriormente se confeccionan mapas que representan la configuración lograda.

Aparatos como el gravímetro permiten estudiar las rocas que hay en el subsuelo. Este aparato mide las diferencias de la fuerza de la gravedad en las diferentes zonas de suelo, lo que permite determinar qué tipo de roca existe en el subsuelo.

Con los datos obtenidos se elabora un "mapa" del subsuelo que permitirá determinar en qué zonas es más probable que pueda existir petróleo.

También se emplea el magnetómetro, aparato que detecta la disposición interna de los estratos y de los tipos de roca gracias al estudio de los campos magnéticos que se crean. Igualmente se utilizan técnicas de prospección sísmica, que estudian las ondas de sonido, su reflexión y su refracción, datos éstos que permiten determinar la composición de

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las rocas del subsuelo. Así, mediante una explosión, se crea artificialmente una onda sísmica que atraviesa diversos terrenos, que es refractada (desviada) por algunos tipos de roca y que es reflejada (devuelta) por otros y todo ello a diversas velocidades.

Estas ondas son medidas en la superficie por sismógrafos.

Más recientemente, las técnicas sísmicas tridimensionales de alta resolución permiten obtener imágenes del subsuelo en su posición real, incluso en situaciones estructurales complejas. Pero, con todo, la presencia de petróleo no está demostrada hasta que no se procede a la perforación de un pozo.

La unidad gravimétrica terrestre, en honor a Galileo Galilei, es el GAL, y se expresa en cm/seg/seg o cm/seg . También puede ser expresado en submúltiplos como miligal (10GAL) o en microgal (10 GAL).

El gravímetro de los tipos de balanza de torsión y de péndulo se empezó a utilizar en la industria petrolera a principios del siglo XX para la detección de domos salinos, fallas, intrusiones, estructuras de tipo anticlinal, rumbo y continuidad de las estructuras.

Aprovechando la fuerza de atracción que tiene el campo magnético de la Tierra, es posible medir esa fuerza por medio de aparatos especialmente constituidos que portan magnetos o agujas magnéticas, magnetómetros, para detectar las propiedades magnéticas de las rocas.

La unidad de medida magnética es el Gauss, en honor al matemático alemán Karl Friedrich Gauss. En la práctica se usa la gamma, medida que es 100.000 veces menor que el Gauss. Un Gauss es equivalente a la fuerza necesaria de una DINA para mantener una unidad magnética polar en posición en un punto definido.

El levantamiento magnetométrico se hace tomando medidas de gammas en sitios dispuestos sobre el terreno. Luego las medidas son indicadas en un mapa y los puntos de igual intensidad son unidos por curvas isogamas que representan la configuración y detalles detectados. El magnetómetro se ha utilizado ventajosamente para detectar estructuras, fallas e intrusiones.

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Típico Levantamiento Gravimétrico: A) Fase de Terreno:

Definir una malla y en cada nodo medir la aceleración de gravedad. B) Correcciones:

i) Deriva del instrumento: el gravímetro no es perfecto, razón por la cual se utiliza una estación de amarre para cuantificar la deriva del cero (se asume lineal). ii) Corrección topográfica: un cerro incrementa la aceleración de gravedad, mientras que una cuenca la hace disminuir. Todos los datos deben llevarse a topografía plana iii) Otras correcciones: por latitud, de Faye, de Bouguer, etc.

B) Mapa Final: isoanómalas de gravedad: El mapa resultante muestra las variaciones sufridas por la aceleración de gravedad como resultado exclusivo de las diferentes densidades de las rocas. Puede ser conveniente realizar un análisis estadístico de la gravedad y mostrar las desviaciones respecto del background ("gravedad residual").

La interpretación de los datos de terreno hace uso de la expresión integral de la Ley de Gravitación Universal junto con la Ley de Gauss Gravitatoria:

Por ejemplo, se puede utilizar la Ley de Gauss Gravitatoria para comparar los datos de terreno con la gravedad generada por una distribución plana de masa de espesor h y densidad uniforme r, cuando las mediciones se realizan a una distancia r << h. En este caso, como el sistema equivale a un plano infinito, tendremos que g(r) será constante, análogo al resultado que aparece al utilizar la Ley de Gauss Eléctrica para un condensador de placas planas paralelas.

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En caso de estar en un terreno con topografía plana, tendremos que cualquier anomalía de gravedad se deberá a desviaciones de la densidad del subsuelo respecto de la "densidad base". En otras palabras, las anomalías gravitatorias son originadas por variaciones en la distribución de la densidad másica punto a punto (3D). Por otro lado, si la topografía es compleja, las anomalías de gravedad podrán estar relacionadas ya sea con la geometría del terreno y/o con la distribución de densidades, dado que g = g (densidad, posición). Las variaciones de g nos permiten conocer la densidad Campo Gravitatorio Terrestre: Potencial Gravitacional:

1. El potencial en un punto R de un campo gravitatorio es la energía necesaria para llevar m desde equilibrio a R.

2. Es un sistema cerrado Ec(R) + Ep(R) = k. Las sumas de las energías es constante 3. Es conservativo (T = k, T = 0) El trabajo es cte. y si vuelve al mismo punto es 0 4. U(xyz) potencial 5. El gradiente de U es la fuerza gravitacional.

Potencial Newtoniano: Una masa tridimensional con forma arbitraria genera un potencial y una aceleración gravitacional sobre una masa puntual situada a una distancia r que puede calcularse mediante la suma de pequeños elementos regulares. Ecuación de Campo Potencial: Teorema de la divergencia (Gauss). La divergencia es producto escalar de dos vectores.

∫vv·g·dv = ∫sgn·ds.

-Sin materia: no hay aceleración: v·g = 0, v·g = v·v·u = v2u = 0 satisface la ecuación de Laplace.

-Si hay materia: ∫sgn·ds = -(γm/r2)(4πr2) =- 4πγm ∫vvgdv = ∫sgnds = -4πγm

Los campos potenciales cumplen Laplace y Poisson. Si el vol. es puntual vg=-4πγσ V2u = -4πγσ ecuación de Poisson La Forma de la Tierra: Magallanes/Elcano (1522) Esfera Newton (1687) Elipsoide aplanado (esferoide). La Tierra es un fluido perfecto que sufre la fuerza de atracción (tiende a hacerla esférica) y una fuerza centrífuga (tiende a aplanarla).

R – c = 14,2 Km; a - R= 7,1 Km; R = (a2·c)1/3 ρ(Índice de aplanamiento) = (a - c-eje menor elipse / a-eje mayor) ρ = 1/298,257; este índice difiere del que calculó Newton (1/299,5) por una mayor v de rotación interior; por contrastes de densidades en el

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Manto por lentas corrientes de convección (distribución de masas no hidrostáticas). Elipsoide Internacional de Referencia A = 6378,136 Km; c = 6356,751 Km; R = 6371,000 Km. La gravedad normal (teórica) sobre el elipsoide es: gn =gecuador(1+β1sen2λ(=latitud)+β2sen22λ) ge=978,0318gales; β1=0,0053024; β2=-0,00000587.

• El elipsoide de referencia es un modelo teórico (cálculo matemático) • El geoide es el modelo real. Se aparta un poco del elipsoide de referencia por: zonas

más densas en el subsuelo, que produce una ondulación positiva; descenso de masa • En el océano, geoide ≈ elipsoide • El geoide tiene ondulaciones respecto al elipsoide. Esto se mide por satélites, que

hacen mapas del geoide. De estos mapas hay que quitar las interferencias (sobre todo en continentes) debidas al efecto regional, de gran λ (se mide en m). El efecto regional son anomalías en la g producida por el manto. Una vez quitado este efecto regional me quedo con los fenómenos superficiales.

En los mapas lo que se representa es la diferencia en m entre geoide y elipsoide. Es muy importante posicionar bien el satélite. Calculo de g Normal en Cualquier Punto del Elipsoide Vamos a calcular la g real y sus anomalías. Las redes fundamentales de los países desarrollados mantenidos por los institutos geográficos en los que se tienen medidas las gravedades (en valor absoluto). Gravímetros: Miden gravedad relativa, y midiendo de un sitio a otro te lo compara. La medición de g absoluta es compleja (aparatos enormes y caros). Es necesario el posicionamiento porque la g absoluta se calcula con referencia a la latitud → actualmente el problema está resuelto (distanciómetro, GPS). La cota es más difícil de saber con exactitud y también es necesaria. Los altímetros barométricos son bastante malos aunque sea bueno. Se puede solucionar con un equipo diferencial pero es muy pesado. A veces los gravímetros se utilizan como sismógrafos (calculan aceleraciones). Hay que calcular errores sistemáticos y tener en cuenta el grado de precisión que podemos obtener. Anomalía Gravimétrica: Diferencia entre lo que se mide y el cálculo teórico. Se les hace correcciones y según lo que se haga se le pone el apellido a la anomalía. Variaciones de densidad en el subsuelo. Anomalía de Aire Libre y de Bouguer:

• Aire libre G = KM/R2 → dg/dz = dg/dR = -2KM/R3 = -2g/R Con ϕ = 45º (latitud media): dg/dz = -0,3086mgal/m (gradiente en la vertical) • Bouguer Atracción de una lámina: g = 2πγσh → g = 0,04193 σh mgal/m.

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Interpretación de Anomalías Mediante: Mapas, Perfiles Hay programas que hacen los mapas pero hay gente que piensa que es mejor a mano. Sistema de Guidding: Interpolar en función de lo que tiene alrededor en una malla regular, también Red de Thiessen y Polígono de Delaucy. En los mapas de anomalías vemos mínimos como por ejemplo en una cuenca sedimentaria. La anomalía + es cuando estás sobre el océano (el material es mucho más denso) y la – es sobre el continente. En la cordillera Ibérica hay una anomalía – (de unos 1000 miligales → raíz del orógeno). El sistema Central es un + → ¿? → se llego a pensar que no tenia raíz. Además la cuenca del Tajo y la del Ebro son - → por eso se enmascara la anomalía de la cordillera. Otro sistema de filtrado (Davis). Ajuste por Mínimos Cuadrados: tengo una nube de puntos. La suma de todas las distancias (al cuadrado) de cada punto a la curva es mínima. Hay que ir aumentando el exponente → cada vez curvas más complejas. No se suele pasar del tercer grado. → Un mismo objeto produce siempre la misma anomalía pero una anomalía puede estar producida por cosas diferentes. Con las anomalías tenemos que aislarlas mediante filtrado. Hay que asimilar los cuerpos que detectamos a formas geométricas. El regional constituye el fondo y el residual son los ruidos. Técnicas de Filtrado:

• Filtrado lineal y de puntos: el problema es la separación adecuada para ver el regional y tener idea del residual.

• Filtrado espacial • Mínimos cuadrados: buscar una ecuación lineal o espacial que se ajuste.

Geoestadística (Davis). El problema está en elegir el orden de la ecuación para que se ajuste a la anomalía de Bouguer. Si se ajusta demasiado no existe residual. El residual es la diferencia entre lo observado y la ecuación que encontramos.

• Prolongación analítica: el círculo de Grifit hace una suma. Separación regional/residual por cálculo de derivadas.

Aparatos: Gravímetro de mar: Son equipos muy pesados. Tiene una corrección de la vertical ya que los barcos oscilan tanto de proa a popa como de babor a estribor. Tienen una señal electrónica que sale en un monitor. Se hacen líneas rectas en la carta. Los datos entran al ordenador y se sacan mapas gravimétricos. Interpretación Directa: prospección Indirecta: modelización. Suponemos una forma a partir de unos datos geológicos. Creamos un modelo del que deducimos una anomalía y la comparamos con la que tenemos. Tenemos que ir cambiando el modelo hasta que de una anomalía como la que tenemos. Modelo 2D: tengo un cuerpo con sección irregular.

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La gravimetría se representa a través de un mapa de isoanómalas de gravedad, esta planimetría resultante, sin embargo, no aporta datos sobre la profundidad a la que dichas variaciones de densidad se encuentran. En el ejemplo adjunto observamos que tipo de anomalía produce

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TEMA 7: GEOMAGNETISMO Principios

• Fuerza magnética (ley de Coulomb) • Intensidad de campo: fuerza por unidad de masa magnética (unidad de polo) • Momento magnético: tenemos dos polos (no uno como en gravimetría) • Intensidad de magnetización (de un cuerpo metido en ese campo) • Inducción magnética: un cuerpo magnetizado es fuente de un campo magnético

secundario.

Susceptibilidad Magnética: es la capacidad que tiene un cuerpo para ser magnetizado. Es adimensional. Hay tres tipos de sustancias:

• Diamagnéticas: con susceptibilidad pequeña y negativa (se orientan contrariamente al campo magnético que actúa) ej.: halita

• Paramagnéticos: con susceptibilidad pequeña y positiva (con misma orientación que el campo magnético que actúa) ej.: anfíboles, piroxenos, granates, biotita,...

• Ferromagnéticos: los dipolos se orientan todos en la misma dirección del campo magnético que actúa. La susceptibilidad es muy alta y positiva. Ej.:_ cobalto, níquel, hierro.

Las rocas básicas tienen una concentración de sustancias ferro y ferrimagnéticas alta, porque su susceptibilidad es muy alta. Las rocas ígneas-metamórficas tienen susceptibilidad media y las rocas sedimentarias, baja. Para Medir la Susceptibilidad Podemos Utilizar

El Susceptibilímetro: se mete el material en un cilindro y se crea un campo magnético contrario al de la Tierra, quedándose la roca en 0 de susceptibilidad. Ahora se crea un campo magnético controlado.

En el Laboratorio: se machaca la roca y se mete en un aparato que atrae a las partículas imanadas.

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El Campo Magnético Terrestre Gilbert dijo que la Tierra es una bola magnética imantada homogénea. Las líneas de fuerza van de polo positivo a negativo, siendo verticales en los polos y horizontales en el Ecuador. En el ecuador magnético la intensidad magnética es 0. La unidad de intensidad es el oersted y en el sistema internacional es la Tesla. 1oersted=1·10-4Teslas. El eje magnético no coincide exactamente con el eje N-S geográfico. El campo magnético terrestre tiene variaciones. Con el espacio y en el tiempo:

Seculares: a lo largo del tiempo geológico Diversos muy rápidos: a lo largo del día, según la hora a la que se midió, varía el

campo magnético, por lo que hay que hacer correcciones de deriva Tormentas magnéticas muy rápidas, de alta frecuencia, ligadas a las manchas solares.

Análisis del Campo Magnético Permanente de la Tierra Aplicando la teoría del potencial al campo terrestre, podemos descomponer este campo magnético terrestre en componentes que proceden del interior, del exterior y de la superficie.

1. Campo interno: es el 94% del campo magnético medido. Hay una serie de dipolos teóricos con orientación diferentes situados en el centro de la Tierra que ajustan el campo al observado.

2. Campo externo: es el 3% del campo magnético medido. Debido a una serie de corrientes que fluyen del interior al exterior.

3. Anomalías regionales: es el 3% del campo magnético medido. Son superficiales.

Anomalías Magnéticas Un polo magnético da la misma anomalía que uno gravimétrico. Lo que pasa es que tenemos dos polos (un dipolo). El polo negativo da una campana de Gauss hacia arriba y el polo positivo una campana hacia abajo: lo que mido es una composición de ambas campanas (si el cuerpo está vertical, con polo positivo y negativo en la vertical). Si el cuerpo que genera la anomalía magnética está inclinado, la resultante da una anomalía positiva y negativa unida. Anomalia de Bouguer:

1. pasar unidad aparato a mgales: ej: 39 07,49un apa = g1 = 3992,573 + (07,49·1,0241) = 4000,2435 mgales

2. correción de deriva: ( )00

'

ttttggCD i

f

BB −⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛

−−

=

3. gravedad relativa corregida: ( )00

'

22 ttttgggg i

f

BBB −⎟

⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛

−−

−= donde g2 es la g leida en

mgales cada punto; gB’ son los mgales en la base al final; gB mgales en base; ti punto en el que estes; t0 base inicio; tf base final

4. obtención de la gravedad absoluta: Gi = giB-gB + GB, siendo giB gravedad relativa corregida; gB gravedad base relativa,; GB gravedad final de la base

5. representación gráfica (↑mgales →espacio

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6. hallar efecto latitud: Gλ = G ecuador(1+0,0053024sen2λ-0,0000659sen22λ) sabemos que G ecuador = cte = 978031,8mgales

7. hallar efecto de altitud: corerecion de aire libre: CAL: 0,3086·h(m) mgales/m y 0,3086 = cte

8. corrección de Bouguer: CB = 0,04191·ρ·h siendo ρla densidad = cte = 2,67g/cc3 y h la cota

9. Anomalia de Bouguer: AB=G(paso 4)-Gλpaso 6)+CAL(paso 7)-CB(paso 8) Un terremoto se registra en dos estaciones sismológicas. En cada una de ellas se registran las horas de llegada de las fases P y S directas de las ondas generadas en el hipocentro. Suponiendo que el subsuelo es homogéneo, calcular:

a) hora a la que se generó el terremoto (H0) b) relación de velocidades Vp/Vs

Estación 1: HP1=01h. 28min. 34.09seg 5314,09seg HS1=01h. 28min. 35.57seg 5315,57seg. Estación 2: HP2=01h. 28min. 35.45seg 5315,45seg HS2=01h. 28min. 37.90seg 5317,9seg. a) HS1-HP1=1,48seg punto 1: (5314,09;1,48) HS2-HP2=2,45seg punto 2: (5315,45;2,45) Y = mx + b.

71,009,531445,5315

48,145,2=

−−

=m

Y = 0 b y = mx + b 2,45=0,71·5315,45+b b=2,45-3773,97=-3771,52

y = mx + b 0 = 0,71·x-3771,52 3771,52 = 0,71·x x = 3771,52/0,71= 5312seg

b) 7,109,257,3

==⇒=ss

tt

tS

tS

VV

P

S

S

P

S

P siendo tS el tiempo de registro-tiempo origen: 5315,37-

5312 = 3,57seg y tP el tiempo de registro-tiempo de origen: 5314,09 – 5312 = 2,09 seg.

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La Magnetometría en la Exploración de los Hidrocarburos

La magnetometría es como la gravimetría un método geofísico relativamente simple en su aplicación. El campo magnético de la tierra afecta también yacimientos que contienen magnetita (Fe). Estos yacimientos producen un campo magnético inducido, es decir su propio campo magnético. Un magnetómetro mide simplemente las anomalías magnéticas en la superficie terrestre, cuáles podrían ser producto de un yacimiento.

El método magnético es el método geofísico de prospección más antiguo aplicable en la prospección petrolífera, en las exploraciones mineras y de artefactos arqueológicos. En la prospección petrolífera el método magnético entrega informaciones acerca de la profundidad de las rocas pertenecientes al basamento. A partir de estos conocimientos se puede localizar y definir la extensión de las cuencas sedimentarias ubicadas encima del basamento, que posiblemente contienen reservas de petróleo.

Durante el proceso y desarrollo del equipo se ha logrado mucho perfeccionamiento en sus aplicaciones. El uso de magnetómetro aéreo ha facilitado la cobertura de grandes extensiones, mucho más rápidamente que el levantamiento hecho sobre el propio terreno. Además la mensura magnetométrica aérea no es afectada por campos magnéticos creado por instalaciones de líneas eléctricas, oleoductos y gasoductos y otras construcciones metálicas.

La Magnetometría se basa en las propiedades magnéticas de las diferentes rocas del área a cubrir, por lo que se necesita un contraste de esta característica física en las rocas de la zona. Solo unos pocos materiales tienen propiedades magnéticas (Ej. Magnetita...Normalmente asociadas a Rocas Básicas) por lo que suele utilizarse como método indirecto, buscando materiales asociados a los que tienen propiedades magnéticas. Se suele utilizar en Arqueología, en Geología estructural y siempre que se esté buscando algo que sepamos a priori que tiene propiedades magnéticas.

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TEMA 8: SISMOLOGÍA Es la ciencia que trata sobre los terremotos y de los fenómenos relacionados con ellos. Incluyen las causas que lo producen, su localización, el estudio de las ondas que producen, y los instrumentos de registro que se emplean. Desarrollo Histórico

• 132 a.C.: Chang Heng: sismoscopio. • s. XVII: Galileo (1638): deformación viga + carga. Hooke (1660): def. de muelles • s. XIX: Navier (1810): teoría de elasticidad. Milne (1892): inves. del sismógrafo.

Evolución de las Observaciones Sismológicas Primeras observaciones próximas al terremoto. John Milne (1892): invención del sismógrafo. Estudio del campo lejano. Estructura interna de la Tierra. 1900-1920:

• H. F. Reid (1906) Teoría del rebote elástico • Oldham (1906) Núcleo denso y líquido • Mohorovic (1909) Limite corteza-manto • Gutenberg (1913) Limite manto-núcleo • Lehman (1936) Núcleo interno sólido.

Desarrollo nuclear:

• 50-60: explosiones atómicas. Red sismológica mundial. Distribución de epicentros. Tectónica de placas

• 60s: desarrollo industrial de técnicas de prospección geofísica (petróleo) • 80s: Desarrollo electrónico: localización precisa y estudio de anomalías de V

(tomografía sísmica).

Comportamiento Elástico, Inelástico y Plástico El esfuerzo (σ)(tensión) es una medida de la intensidad de las fuerzas internas equilibradas que se establecen cuando sobre un cuerpo actúan F externas. “Ley de Hooke” S.I.: Pa = Nm2 Cgs: bar = 106dina cm2 σ = F/A; = ∆h/h = ∆h/h; σ = (F/A)· α· (∆h/h)

Deformación: ( ) cambio de forma y/o volumen que sufre cualquier cuerpo sujeto a un esfuerzo. Comportamiento frágil: cuando σ supere la resistencia del material, éste se rompe. Comportamiento dúctil: depende la escala temporal de deformación.

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Dilatación: ( ) Cambio fraccional de volumen de un elemento cuando en área superficial tiende a 0.

= dU/dx + dv/dy + dw/dz = xx yy zz

Relación entre xx y zz en un cuerpo elástico: yy = - V xx; zz = - V xx

Relación entre deformación transversal y deformación longitudinal (se le cambia el signo).

Coeficiente de Poisson: ν = def. transv/def. long.

ν = 0; no hay deformación transversal ν = 0,25; cuerpo perfectamente poissoniniano ν = 0,5; fluido incompresible.

Las Constantes Elásticas Ley de Hooke: relación σ/ = cte. Elástica = N/m2

• módulo de Young: deformación longitudinal: E = esf. long/def. long • módulo de cizalla: • módulo de Bulk o de incompresibilidad: esfuerzo hidrostático (P) que suele ser

negativo arbitrario: K = - P/(ΔV/V). Compresibilidad: 1/K • modulo axial: (ψ) ψ = esf. long/def. long. Axial.

Relación entre los Módulos

K = /[3(1-2V)]; μ = /[2(1+V)]. La velocidad de las ondas que propagan la energía es función de los módulos elásticos y de su densidad. V=√módulo elasticidad/densidad material. Elasticidad en la Tierra

• Onda sísmica: Parcela de energía elástica de corta duración que se propaga por el interior de la Tierra.

• Factores: Tª, P confinante, t, composición, comportamiento elástico, anelástico y/o plástico

• Atenuación: La disminución de la amplitud de las ondas sísmicas debido a la amortiguación anelástico de la vibración de las partículas. Si un material no es perfectamente elástico, las ondas sísmicas pierden energía

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Ondas Sísmicas: la ecuación de onda. Ondas Internas y Superficiales: Ondas Sísmicas: La propagación en un medio heterogéneo es un problema muy complejo, y se asumen ciertas simplificaciones:

a) La energía se transmite por desplazamientos elásticos de las partículas del medio (no cerca de la fuente sísmica deformación anelástica, el medio queda deformado) b) Se establece un modelo simplificado del medio heterogéneo en capas paralelas donde se asumen condiciones homogéneas.

Cuando se libera energía sísmica en un punto P, en las proximidades de un medio homogéneo, la energía se propaga de dos modos.

A. Ondas internas (o de volumen): son las ondas que propagan la energía a través del medio interno.

B. Ondas superficiales: propagan el resto de la energía hacia la superficie externa del medio homogéneo (por la interface sólido-gas).

La Ecuación de Onda: Las características más importantes del movimiento de una onda son:

1) Transmisión de la energía mediante desplazamientos elásticos de las partículas del medio (no hay transferencia neta de masa).

2) La onda se repite en el espacio y en el tiempo. La repetición armónica nos permite expresar la variación en amplitud por una función seno o coseno.

Cuando pasa una onda, la amplitud se repite a intervalos de tiempo, lo que nos permite definir una serie de parámetros:

• Periodo (T): intervalo de tiempo regular en el que se repite la amplitud de la perturbación (seg.).

• Fase: distancia regular a la que se repite la perturbación a lo largo del medio • Frecuencia (f): número de veces que repite la amplitud por segundo (f = 1/T; seg-1).

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Durante el paso de una onda P en una dirección x el desplazamiento armónico (U) de una partícula en posición media es: U = A·sen2π[(x/λ) - (t/T)].

Número de onda (K) = 2π/λ Frecuencia angular (w) = 2πf = 2π/T Velocidad de fase (c) = λ·f = w/K

De este modo: U = A·sen(Kx - wt) = Asen(K(x - ct)). La velocidad de grupo es aquella con que se transmite la energía, y es función de la frecuencia: Kx – wt = cte., K·(dx/dt) – w = 0; dx/dt = w/K = c

• Para las ondas P, c se sustituye por VP • Para las ondas S, U ψ, c se sustituye por VS

La energía en una perturbación sísmica: la V de vibración vP≠c se obtiene derivando la función del desplazamiento respecto al tiempo (dt). La intensidad o densidad de energía (I) de una onda es la energía por unidad de volumen en el frente de la onda (cinética + potencial). La parte cinética viene dada por I = 1/2ρVP

2 = 1/2ρw2A2cos2(Kx - wt). A más amplitud más energía tiene la onda. La densidad de energía media (IAV) sobre un ciclo armónico completo es: IAV = 1/2ρw2A2 Las fuentes sísmicas generan trenes de onda de corta vida (pulsos) que contienen un alto rango de frecuencias. La velocidad de las ondas que propagan la energía es función de los módulos elásticos y de la densidad: V = c = √ módulo elástico apropiado del material/densidad material. Ondas Internas (o de volumen) Se propagan por el interior de la Tierra y las hay de dos clases:

• Primarias (ondas “P” o compresivas): son las primeras en llegar a las estaciones de registro. Son longitudinales y se corresponden con variaciones de volumen sin cambio de forma. Se propagan mediante deformaciones compresivas y extensivas uniaxiales en la dirección de propagación de la onda. El movimiento de las partículas es una oscilación sobre un punto fijo. La V de las ondas P (VP) viene dada: VP = √ψ/ρ y dado que ψ = K + (4/3U), VP pasa a ser: VP = √[K+(4/3U)]/ρ.

• Secundarias (ondas “S” o de cizalla): son las segundas en llegar a las estaciones de registro. Son transversales y se relacionan con cambios de forma sin cambios de volumen (deformación por cizalla pura).

El movimiento de las partículas es una oscilación sobre un punto fijo en un plano perpendicular a la dirección del viaje de las ondas (ondas plano-polarizadas). La velocidad de las ondas S(VS) viene dada por: VS = √U/ρ. No se transmite en fluidos (μ = 0). Las ondas P son más rápidas que las S para un mismo medio, y la relación VP en cualquier material es función del coeficiente de Poisson ( ) para ese material: VP/VS = √2(1 - )/(1 -2 ); como ≈ 0,25; VP ≈ 1,7VS.

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Ondas Superficiales Se transmiten debido a que el medio presenta una superficie libre, y se aprecian únicamente cerca de la superficie. Su V de propagación es menor que la de las ondas S y su amplitud decrece en profundidad.

• Ondas Rayleigh: el movimiento de las partículas es elíptico en plano perpendicular a la superficie y que contiene la dirección de propagación (≠ al movimiento oscilatorio de las otras). Su V es baja, ≈0,1VS.

• Ondas Love: son ondas polarizadas, con un movimiento de las partículas polarizado

en un plano paralelo a la superficie libre y perpendicular a la dirección del movimiento. Su estudio permite conocer la estructura de la litosfera y la astenosfera.

La amplitud de las ondas superficiales es función (1/R2) mientras que las de volúmenes es función (1/R) las superficiales causan daños en sismos lejanos. Las ondas de volumen se atenúan más que las superficiales (se desplazan y se atenúan poco).

Atenuación de la Energía Sísmica a lo Largo de la Trayectoria de Rayos: Atenuación Geométrica: Cuando se propaga un impulso sísmico, la energía original E comienza a distribuirse sobre una esfera cuyo radio va aumentando. Si el radio de la esfera es r, la cantidad de energía contenida dentro de una unidad de área de dicha esfera es:

• De ondas internas: I = E/2πr2 • De ondas externas: I = E/2πrd.

Por tanto, la energía disminuye en función de r2. Dado que la amplitud de la onda dentro de un material homogéneo es proporcional a la raíz cuadrada de la energía de una onda, la amplitud disminuye en función de r2.

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Atenuación Geológica: Cuando el medio no es perfectamente elástico en su respuesta al paso de las ondas sísmicas, la energía va siendo gradualmente absorbida por el medio por pérdidas friccionales, lo que provoca la desaparición de la perturbación sísmica. El coeficiente de absorción (α) expresa la porción de pérdida de E durante la transmisión a través de una distancia equivalente a una longitud de onda completa (λ). α = D-1, D = distancia que la A decrece un 36,8%; D (ondas internas) = 10000Km; D (ondas externas) = 5000Km. Si la cantidad de absorción por longitud de onda es constante (la E que se pierde en un ciclo es constante) las frecuencias más altas se atenúan más rápidamente que las bajas frecuencias en función del tiempo o la distancia para penetrar mucho en el interior.

3) Trayectorias de los rayos sísmicos. Transmisión y reflexión de rayos normales y rayos oblicuos. Refracción crítica y difracción.

Propagación de Ondas Sísmicas El avance de una onda sísmica está determinado por el avance de un frente de onda hay que considerar qué pasa en los contactos con los distintos medios.

• Principio de Huygens: (en función del comportamiento de los frentes de onda): Todos los puntos de un frente de onda se pueden considerar como el origen para la producción de nuevos frentes de onda.

• Principio de Fermet.

Transmisión y Reflexión de Rayos Normales

EINCIPIENTE = EREFLEJADA + ETRANSMITIDA

• Impedancia acústica: las proporciones relativas de E transmitida y reflejada se determina por el contraste en el valor de la impedancia acústica (ε) a través de la supeficie.

ε = ρ·VP, ↑ resistencia ⇒ ↑ impedancia. La impedancia acústica = impedancia eléctrica. La máxima transmisión de energía sísmica requiere un buen ajuste de impedancias en la interface: A menor impedancia mayor transmisión de energía.

• Coeficiente de reflexión (R): es la razón entre la A1 del rayo reflejado y la A0 del rayo incidente: R = A1/A0. Para un rayo normal a una superficie, se puede deducir, en función de las ecuaciones de Zoeppritz. R = (ε2 - ε1)/(ε2 + ε1)

• + 1≥ R≥ - 1: un valor negativo de R significa un cambio de fase de π (180º) en el rayo reflejado.

• Si R = 0: toda la energía incidente es transmitida. Esto se produce cuando no hay contraste de impedancia acústica a través de la superficie (ε1 = ε2)

• Si R = +1 ó – 1: toda la energía incidente es reflejada. Ej.: la superficie libre de una lámina de agua: los rayos viajan hacia arriba desde una explosión en una capa.

Ley empírica: R = 0,625Ln(V1/V2)

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• Coeficiente de transmisión (T): es la razón entre la A2 del rayo transmitido y la A0 del rayo incidente.

Transmisión y Reflexión de Rayos Oblicuos En el cambio de medio puede haber cambio de ondas: de P a S ó de S a P.

• La refracción crítica: hay un ángulo de incidencia crítico para el cual el ángulo de refracción es 90º. C = sen-1(V1/V2). Para cualquier ángulo mayor C se da reflexión total. Con esto se trabaja en sísmica de refracción

• La difracción: ahora suponemos discontinuidades abruptos (en ellas, las leyes de reflexión y refracción no son aplicables) en las interfaces (estructuras cuyos radios de curvatura son más cortos que la longitud de onda de las ondas incidentes). Se da una dispersión radial de la E sísmica incidente conocida como difracción (fallas, bloques en medios homogéneos, etc.). A veces son difíciles de distinguir las fases reflejadas de las refractadas. Sísmica de Refracción

1. Principio y Tipos de Sismógrafos:

• Sismoscopio: detecta y localiza el temblor • Sismógrafo: contiene un receptor y un sistema de almacenamiento. La

vibración de suelo es detectada y amplificada por un sensor (geófono: amplifica y filtra). Se basa en el principio de la inercia (una gran masa poco acoplada en el terreno).

• Sismograma: registro visible del movimiento del terreno amplificado.

Evolución de los Sismógrafos: Los primeros estaban sin aislar; Wichert (1903); Galitzin (sismógrafos electromagnéticos).

2. Tipos de Sismógrafos: recogen el movimiento del terreno en una dirección, y la mayoría se basan en el principio del péndulo.

• Mecánicos: desplazamientos del terreno • Electromagnéticos (EM): velocidad del movimiento del terreno: el

movimiento induce una ∆V proporcional al rayo de variación del flujo magnético.

• Componentes: Se mide en una dirección del espacio: vertical, horizontal; deformación (Benioff, 1935) permite registrar deformaciones hasta 10-10m.

Características Técnicas de los Sismógrafos:

Periodo: w0 frecuencia natural o de resonancia del sismógrafo. (vibraciones incontroladas si la señal tiene esta frecuencia mal registro del sismógrafo en esa frecuencia). 2π/w0 periodo natural del sismógrafo.

Rango dinámico: (a mayor rango mejor): rango entre las señales más fuertes y

las más débiles que se registran sin distorsión. Problemas: ruidos, explosiones (distorsionan la señal).

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o Sismógrafos de Largo Periodo: w0 ↓↓ y w0<<w. La (A) del desplazamiento del sismógrafo ≈ desplazamiento amplificado del terreno (q). Se le llama medidor de desplazamientos. Mide frecuencias (0,01Hz-0,1Hz)(Periodos 10-100seg). o Sismógrafos de Corto Periodo: w0 ↑↑ y w0>>w. El desplazamiento es proporcional a la aceleración del terreno. Se les denomina acelerómetros (útil para grandes deformaciones). Mide frecuencias (1Hz - 10Hz) (Periodos 0,1 - 1seg).

o Sismógrafos de Banda Ancha: Son capaces de registrar periodos de 0,1 a 100 seg y son los que se utilizan en las redes sísmicas modernas (filtran todo tipo de señales).

3. El Sismógrafo: lectura y análisis: el sismograma es la conversión de la señal registrada por un terremoto en un sismómetro en un registro en función del tiempo (suele ser en seg y con la hora de Greenwich).

Fases de un Sismograma: un tipo de ondas que lleva un camino determinado). Los

sismógrafos de banda ancha recogen todas las fases. Llegada al sismograma las 1ª las ondas P luego ondas S de >A luego ondas R y L (últimas en llegar)

Factores que Influyen en el Registro: tipo de sensor; orientación de los rayos; mecanismo focal del terremoto (lo lejos que está de la estación de registro).

El Procesado de Datos Geofísicos Intro: La mayor parte de la exploración geofísica está relacionada con la medida y análisis de formas de onda que expresan la variación de algún parámetro en f(t,s). El análisis de formas de onda representa un aspecto esencial del procesado de datos geofísicos y su interpretación. Las funciones de onda se definen como:

A. Funciones de tiempo: a frecuencia (nº de ciclos de onda/t) B. Funciones de distancia: frecuencia espacial (nº de ciclos/unidad de distancia).

Todos los principios deducidos relativos al análisis. Digitalización: Las ondas con interés geofísico representan f continuas de t o de s. Debido a la cantidad de información, así como la capacidad de procesado los datos deben expresarse digitalmente (económico y efectivo) Una función continua pasa a ser discreta: f(t)(análoga) g(t)(digital) La f continua a sido sustituida por unos valores discretos a intervalos de tiempo fijos. Parámetros Básicos

• Precisión de muestreo (rango dinámico): razón entre la máxima amplitud que puedo medir (valor absoluto) y la mínima amplitud que puedo muestrear: R.D.= Amax/Amin. Sin unidades.

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Cuando sube el R.D. mayor capacidad de medida tendrá nuestro aparato. Se suele pasar R.D. a decibelios. Se hace mediante una conversión: (dB):

P1/P2 = 10*log10(P1/P2)dB Como la potencia es proporcional al cuadrado de la amplitud: 10*log10(P1/P2) = 10*log10(A1/A2)2 = 20*log10(A1/A2) (se expresa en dB) en los ordenadores los muestreos digitales se expresan de forma binaria (0 y 1) bit; sucesión de bits WORD. El rango dinámico de una función de onda digital está determinada por el nº de bits en cada word un rango dinámico de 60dB requiere words de 11 bits porque la razón de amplitud apropiada de 1024 (= 210) se traduce como 10.000.000.000 en forma binaria. A+nº bit por word + rango dinámico de la función digital. No hay pérdida significativa de información contenida si la frecuencia de muestreo, es, al menos dos veces mayor que la componente de mayor frecuencia.

• Frecuencia de muestreo: nº de puntos o muestras por unidad de tiempo o distancia. Una frecuencia de onda se muestrea cada dos milisegundos (intervalo de muestreo); la frecuencia de muestreo es 500 muestras por segundo (a 500Hz). Si mi frecuencia de muestreo no es adecuada puedo estar haciendo una muestra errónea. Hay que tener en cuenta la frecuencia de la onda muestreada. Esta velocidad de muestreo supone registrar todas las frecuencias hasta 250Hz. A esta, que es la mitad de la frecuencia de muestreo se le denomina: Frecuencia Nyquist.

• Intervalo de Nyquist: es el rango de frecuencias desde 0 hasta fn: Fn=1/(2·Δt) (Δ= intervalo de muestreo).

“El Problema del Allasing”: Si existe una frecuencia mayor a la frecuencia Nyquist se produce una distorsión de allasing (las componentes de mayor frecuencia se retropliegan dentro del intervalo de Nyquist). A la mayor velocidad de muestreo la forma de onda se reproduce de un modo muy preciso, pero una velocidad menor proporciona una frecuencia ficticia. Solución

1. Usar una frecuencia de muestreo como máximo dos veces el valor de la mayor frecuencia muestreada.

2. Tratar la función con un filtro antiallasing antes de digitalizar. Es un filtro de paso bajo con un corte abrupto, que es capaz de quitar las componentes de frecuencia que son mayores que la frecuencia de Nyquist o que la atenúa hasta un nivel de amplitud insignificante. (todo filtro quita información).

El Análisis Espectral:

• Ondas periódicas: se repiten cada intervalo de tiempo • Ondas transitorias: no se repiten. T= ∞.

Análisis de Fourier: Cualquier onda tan compleja como se quiera, puede descomponerse en una serie de ondas de senos o de cosenos cuyas frecuencias frenan múltiples enteros de una frecuencia.

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Ondas Transitorias: no se repiten, lo que significa que tienen un periodo infinito por lo que la frecuencia fundamental es infinitamente pequeña (≈ 0). Los armónicos se producen a espaciados infinitamente pequeños hasta dar unos espectros de amplitud y fase continuos. Un pulso sísmico es un ejemplo de transitorias de repetición básica 1/T Frecuencia fundamental. Las componentes de mayor frecuencia a frecuencias de n/T (n = 1, 2, 3...) son conocidas como armónicos. Para expresar cualquier forma de onda en términos de sus componentes es necesario definir no solo la frecuencia en cada componente, sino también la amplitud y la fase. De todo esto se deduce que una forma de onda periódica se puede expresar de dos formas distintas:

1. En el dominio de tiempos: expresando la A de la onda como una función del tiempo. 2. En el dominio de la frecuencia: expresando la A y la fase de sus ondas de seno

constituyentes como una función de la frecuencia.

Los espectros continuos de A y fase se dividen en un nº de delgadas clases de frecuencia que es una representación aproximada en el dominio de la frecuencia de una forma de onda transitoria en el dominio de los tiempos. La Transformación de Fourier Se utiliza para pasar de una g(t) en espectros equivalentes de amplitud A(F) y fase f(F) o en una función compleja de frecuencia G(F) conocida como Espectro de Frecuencia donde G(f)=A(f)eif(F). Las representaciones de los dominios de tiempo y frecuencia de una función de onda G(t) y g(t) se conoce como Par de Fourier. g(t) ↔ G(t) puedo pasar de una a otra. La transformación de Fourier de la onda digital es realizable por los ordenadores mediante el uso del algoritmo de “transformada rápida de Fourier” (FFT); como en el método de Cockey-Tunkey la ¿subrutina? de la FFT pueden incluirse de un modo rutinario en los programas de procesado de datos en orden a realizar el análisis espectral de una función de onda geofísica. La transformada de Fourier se puede extender a 2D y puede entonces ser aplicada a las distribuciones superficiales de datos tales como los mapas de contorno de gravedad o magnéticos. En este caso la variable de t se reemplaza por la distancia horizontal y la variable de frecuencia por el nº de onda (nº de ciclo de onda por unidad de distancia). El Procesado de Funciones de Onda: Los principios de la convolución, desconvolución y canelación forman las bases comunes por muchos métodos de procesado de datos geofísicos (ej, sísmica de reflexión). A continuación se van a introducir de un modo general y se describirán:

• Convolución: es una operación matemática que se define como el cambio de forma de una función de onda como resultado de un paso a través de un filtro. El filtrado modifica una función de onda mediante la discriminación de sus componentes sinusoidales consecutivos para obtener sus amplitudes relativas, sus relaciones de fase, o ambas.: y(t) = f(t)·g(t) El filtrado es una característica inherente de cualquier sistema de transmisión. Ej,: en un pulso sísmico (explosión) se altera en su forma por efecto de filtrado tanto en el subsuelo como en el sistema de registro.

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El efecto de un filtro se puede categorizar por un impulso de respuesta = la salida del filtro cuando la entrada es una función de Spike La transformación de Fourier del impulso de respuesta se conoce como la función de transferencia y esto especifica la respuesta de A y fase del filtro de modo que describe completamente la operación.

• Deconvolución: (filtro inverso). Autocanelación multiplica la A cada cierto intervalo y las suma (las 2 ondas).

• El producto de las amplitudes y las Canelaciones me dan un máximo de amplitud cuando me coinciden ambos máximos. Podemos ver el desfase de una onda respecto a otra y sirve para buscar discontinuidades en los registros. Cuando la suma = 1 las ondas son iguales Cuando es < 1 no son exactamente iguales.

Los Filtros Digitales En las funciones de onda con interés geofísico, la señal es casi invariablemente superpuesta al ruido. El filtrado digital se emplea ampliamente en geofísica para mejorarla señal/ruido, o para mejorar las características de la señal. El procesado de datos geofísicos se emplea comúnmente un amplio rango de filtros digitales y son fundamentalmente de dos tipos:

1. Filtros de Frecuencia: discriminan las componentes de frecuencia seleccionadas de una función de onda, y pueden ser (en función de su respuesta de frecuencia): de peso bajo (LP), de peso alto (HP) y paso de banda (PB) o de rechazo de banda (BR). Los filtros de frecuencia se aplican cuando la señal y el ruido tienen componentes con frecuencias diferentes, y por tanto se pueden separar en función de estas diferencias. Los filtros digitales de frecuencia suelen producir alteraciones en el espectro de fase de la función de onda y este efecto es indeseable. Sin embargo es posible diseñar filtros de fase cero (realizan un filtrado digital sin alterar el espectro de fases de la señal filtrada).

2. Filtrados Inversos: La principal aplicación de filtros inversos es eliminar los efectos

adversos de una operación de filtrado previo que se suceden en el campo del procesado de datos sísmicos de reflexión.

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TEMA 9: TIPOS DE ONDAS SISMICAS

Introducción

Ondas elásticas. Si tomamos una barra de algún material elástico (metal, madera, piedra, etc.) por un extremo y la golpeamos en el otro extremo, sentiremos que la energía del golpe se transmite a través de la barra y llega a nuestra mano. Esto sucede porque cada parte de la barra se deforma y luego vuelve a su forma original; al deformarse jala o empuja a las partes vecinas, las cuales, a su vez, mueven a sus propias partes vecinas, etc., lo que hace que la deformación viaje a lo largo de la barra. Nótese que es la deformación la que viaja y no las partículas o pedazos de la barra, los cuales sólo se desplazan un poco de su posición original y luego vuelven a ella.

Una deformación que viaja a través de un medio elástico se llama onda elástica; y cuando el medio a través del cual se desplaza es la Tierra, se llama onda sísmica.

Al conjunto de todos los puntos en el espacio que son alcanzados simultáneamente por una onda se le llama frente de onda. Un ejemplo familiar es el de las ondas formadas en la superficie de un lago al dejar caer en ella algún objeto (Figura 17); los frentes de onda son los círculos concéntricos que viajan alejándose de la fuente, es decir, del lugar donde se originó el disturbio.

Figura 17. Frentes de onda circulares propagándose hacia afuera. Los rayos, perpendiculares a los frentes de

onda, indican la trayectoria de propagación.

Si trazamos líneas (imaginarias) perpendiculares a los frentes de onda (indicadas por líneas punteadas en la figura), veremos que indican la dirección en la que viajan las ondas. Estas líneas son llamadas rayos, y son muy útiles para describir las trayectorias de la energía sísmica.

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La onda sísmica deforma el terreno a través del cual pasa, lo cual indica que puede hacer trabajo, y, por lo tanto, corresponde a energía elástica que se desplaza. En el caso de ondas generadas por explosiones, la energía es producto de las reacciones químicas o nucleares que causaron la explosión; en el caso de ondas generadas por sismos, es la que estaba almacenada como energía de deformación en las rocas.

Ondas senoidales. Las ondas más sencillas son las senoidales (aquéllas cuyos valores varían en el tiempo y/o en el espacio como senos o cosenos trigonométricos), como las que se muestran en las tres primeras trazas de la figura 18. Cada una se caracteriza por su frecuencia f (el número de veces que el movimiento se repite en cierto tiempo), expresada en Hertz (ciclos/segundo, abreviado Hz), o por su periodo T = 1 /f (el tiempo que tarda en repetirse), expresado en segundos, su amplitud A (el máximo valor que puede tomar), expresada en unidades de longitud (usualmente micras o centímetros) y su fase (qué valor tiene la onda, es decir, en qué punto de su ciclo está, para un tiempo o lugar de referencia). Si una onda senoidal viaja con una velocidad V, al cabo de un periodo habrá recorrido una distancia , llamada su longitud de onda.

Representación de Fourier. Si sumamos las tres ondas senoidales de la figura 18, obtenemos la traza situada bajo ellas, la cual es menos regular que éstas y presenta un máximo donde los valores de las trazas componentes se suman (interferencia constructiva) y valores menores donde se anulan (interferencia destructiva).

Figura 18. Ondas senoidales sumadas para obtener un pulso.

De esta manera podemos construir una onda de cualquier forma, mediante la suma (a veces infinita) de ondas senoidales con diferentes amplitudes y frecuencias (teorema de Fourier) (7). La amplitud de cada onda senoidal componente nos indica qué tanto de ella contiene la onda sísmica en cuestión. Se llama espectro de la señal sísmica al conjunto de sus componentes senoidales.

Se dice que una onda sísmica es de alta o baja frecuencia (o de periodo corto o largo) según predominen en su espectro unas u otras componentes.

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Ondas de Cuerpo

La teoría de la elasticidad nos dice que son posibles dos tipos de ondas elásticas que viajan a través de la Tierra, y que son conocidas como ondas de cuerpo u ondas internas, las cuales pueden ser compresionales o de cizalla.

Ondas P. Las ondas compresionales son las que se transmiten cuando las partículas del medio se desplazan en la dirección de propagación, produciendo compresiones y dilataciones en el medio. Esto es fácil de visualizar si pensamos en un resorte como el mostrado en la figura 19. Si comprimimos un extremo del resorte (a) y luego lo soltamos, el material comprimido se extiende en la dirección indicada por la flecha pequeña, comprimiendo al material que está junto a él (b). Esa compresión y la dilatación (extensión) correspondiente viajan en la dirección indicada por las flechas gruesas, que es la misma (aunque puede variar el sentido) del desplazamiento de las partículas.

Figura 19. Onda compresional propagándose a lo largo de un resorte con velocidad v. C indica compresión

y D indica dilatación. El desplazamiento de las partículas del resorte se produce en las direcciones indicadas

por d.

Ésta es la más veloz de todas las ondas sísmicas (más de 5 km/s en las rocas graníticas cercanas a la superficie, y alcanza más de 11 km/s en el interior de la Tierra) y, por lo tanto, es la primera en llegar a cualquier punto, en ser sentida y en ser registrada en los sismogramas, por lo que se llamó onda Primera o Primaria y de allí el nombre de P (en inglés se asocia también con push que significa empujón o empujar).

Ondas S. Las ondas de corte o de cizalla, llamadas ondas S, son aquéllas en las cuales las partículas del medio se desplazan perpendicularmente a la dirección de propagación, por lo que están asociadas con deformaciones del terreno de tipo de cizalla. Podemos visualizarlas si pensamos en las ondas que viajan por una cuerda tensa (Figura 20) y movemos uno de sus extremos perpendicularmente a ella (a). Cada partícula de la cuerda se mueve, hacia arriba o hacia abajo en la dirección indicada por las flechas pequeñas, jalando a sus vecinas; de manera que la onda viaja en la dirección

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de la cuerda (indicada por la flecha grande) perpendicularmente a la dirección del desplazamiento de cada pedazo de cuerda (b-c).

Figura 20. Onda de cizalla propagándose con velocidad v a lo largo de una cuerda. El desplazamiento de las

partículas de la cuerda se da en las direcciones indicadas por d.

La onda S es más lenta que la onda P. En una amplia gama de rocas su velocidad, Vs, es aproximadamente igual a la velocidad de la onda P, Vp, dividida entre (esto es conocido como condición de Poisson). Como la onda S es la segunda en llegar se le llamó Secundaria, y de allí su nombre (en inglés se asocia con shake, que significa sacudir).

Como los líquidos no pueden soportar esfuerzos cortantes, las ondas S no se propagan a través de ellos.

El desplazamiento de las partículas en el terreno durante el paso de la onda puede ser en cualquier dirección perpendícular a la de propagación; pero, a veces, pueden desplazarse en una sola dirección, en cuyo caso se dice que las ondas están polarizadas. La componente vertical de la onda S se denota a menudo por SV, mientras que la componente horizontal se denota por SH (Figura 21).

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Figura 21. La onda S y sus componentes SV y SH.

Usualmente la onda S tiene mayor amplitud que la onda P, y se siente más fuerte que ésta.

Ondas convertidas. Cuando una onda de cuerpo que viaja a través de un medio incide sobre una interface (una superficie) que lo separa de otro medio con distintas propiedades elásticas, como se indica en la figura 22, en general parte de la energía es transmitida al segundo medio y parte es reflejada.

Figura 22. i rayo incidente, r rayo reflejado, R rayo refractado.

Si pensamos en una línea perpendicular a la interfase (la normal), y medimos los ángulos que forman los distintos rayos con ella, podemos ver que están relacionados según la siguiente fórmula, conocida como ley de Snell:

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Donde: es la velocidad (P o S) del rayo en el primer medio y su velocidad en el segundo medio. La aplicación de la ley de Snell nos permite saber cómo se comportan los rayos sísmicos cuando encuentran alguna de las discontinuidades que presenta la Tierra y que serán vistas someramente más adelante; veremos los nombres que se aplican a las ondas de cuerpo según la trayectoria que hayan recorrido.

La ley de Snell nos dice que si un rayo pasa de un medio de menor velocidad a otro de mayor velocidad se aleja de la normal, mientras que si pasa de un medio de mayor a otro de menor velocidad se acercará a ella. En particular, cuando sen el ángulo de refracción es de 90º, y el rayo, llamado críticamente refractado viaja por el medio inferior, paralelamente a la interface.

La figura 23 nos muestra el caso de una fuente sísmica (representada por un punto) en un medio consistente de una capa plana (que puede representar a un estrato geológico) sobre un semiespacio. En (a) vemos cómo sería un sismograma obtenido en un punto muy cercano al epicentro: vemos el arribo de la onda , seguido por el de la onda unos segundos después (cuando su ángulo de partida es hacia arriba de la horizontal, la onda P se denota por o P, y la onda S se denota por o S. La diferencia de tiempo entre estos arribos es llamado a veces prefase, se indica generalmente por y está relacionado con la distancia D a la fuente como:

Por lo tanto, para una gran cantidad de lugares en la Tierra (donde se cumple la condición de Poisson y Vp es aproximadamente igual a 6 km/s), si contamos el número de segundos entre las llegadas de P y S, y los multiplicamos por 8.2, obtendremos la distancia a la fuente en kilómetros.

Figura 23

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Además de y , llegarán rayos reflejados en la interfase. Éstos son rayos P reflejados como P o como S y rayos S reflejados como S o como P. Siempre llegarán después de , pues tienen que recorrer un camino mayor, y parte de ese camino puede ser recorrido, en calidad de S.

En la figura 23 (b) vemos el sismograma correspondiente a un punto más lejano del epicentro, donde se ve que la onda P críticamente refractada en alguna interfase, llamada a veces , llega antes que . Esto sucede porque el camino de es más largo pero más rápido. A partir de este punto, el primer arribo, llamado a veces FA, será el correspondiente a . Si existe otro medio aún más rápido bajo la capa en que viaja esta

, puede dar lugar a otra que, para distancias más lejanas llegue aún más temprano. Como las ondas críticamente refractadas llegan a menudo a la cabeza del sismograma, son llamadas a veces ondas de cabeza.

Las ondas de cabeza asociadas con la discontinuidad de Conrad (véase capítulo siguiente) se denotan por P* y S*; la velocidad de P es del orden de 6.5 a 6.8 km/s. Las ondas de cabeza refractadas por la discontinuidad de (véase capítulo siguiente) se denotan por y ; la velocidad de va de 7.8 a 8.3 km/s.

Coda. Después de la llegada de las ondas P y S, vemos que la señal en el sismograma decae poco a poco como lo indican las líneas punteadas en la figura 23. Esta parte de la "cola" de la señal se llama coda, y se debe a energía sísmica "dispersa" que llega hasta el sensor después de haber sido reflejada por las heterogeneidades propias del terreno. La forma como decae la coda nos sirve para estimar qué tan grande es la atenuación del terreno. También, como veremos más adelante, es útil para la determinación de la magnitud de los sismos, sobre todo de los locales.

Ondas Superficiales

Además de las ondas que viajan a través del terreno, existen otras que lo hacen por la superficie, esto es, su amplitud es máxima en ésta y nula en las grandes profundidades.

Estas ondas pueden explicarse como causadas por la interferencia de las ondas de cuerpo (interacción de muchas de estas ondas que viajan en diferentes direcciones), y son más lentas que éstas. En el caso de los telesismos (los que ocurren a más de 1000 km de distancia del observador), como el mostrado en la figura 24, las ondas superficiales llegan mucho después que las de cuerpo, y podemos apreciar que presentan dispersión; esto es, las ondas de diferentes frecuencias viajan con diferentes velocidades.

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Figura 24. Telesismo registrado en sismómetros vertical (Z) y horizontal en dirección Norte-Sur (N) y Este-

Oeste (E). En (a) d indica cómo es el desplazamiento de una partícula de la supeificie de la Tierra al paso de

una onda Rayleigh con velocidad v.

A continuación veremos los dos tipos principales de ondas superficiales y explicaremos algunas de sus propiedades.

Ondas de Rayleigh. Éstas, denotadas usualmente por R, o LR cuando son de periodo muy largo (Figura 24), se deben a la interacción entre las ondas P y las SV, y el movimiento de cada partícula de la superficie del terreno al paso de la onda se da en forma de elipse retrógrada, según se muestra en la figura 24 (a).

Son las ondas más lentas con velocidades de grupo (la velocidad con que viaja la energía) que van de 1 a 4 km/s, según se muestra en la figura 25 (a), que muestra varias curvas que corresponden a diversos modos de propagación de la onda de Rayleigh; donde cada modo propio, modo fundamental o eigenmodo es una forma en la cual puede vibrar el terreno de manera que se logre la interferencia constructiva que da lugar a las ondas superficiales. El modo cuya amplitud no cambia de signo con la profundidad [Figura 26 (a)] es llamado modo fundamental, el que cambia una vez de signo [Figura 26 (b) ], primer modo superior, el que cambia de signo dos veces [Figura 26 (c)] segundo modo superior, etcétera.

Figura 25. (a) Velocidades de grupo para ondas Rayleigh.

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Figura 26. Amplitudes de los modos propios de vibración para el modo fundamental y los dos primeros

superiores de una onda de Rayleigh.

Vemos que los modos de alta frecuencia tienen grandes amplitudes solamente cerca de la superficie del terreno, por lo que las propiedades del material profundo casi no influyen en ellos. En cambio, los modos de baja frecuencia tienen amplitudes considerables en profundidades mayores, por lo que su velocidad depende de las profundidades del medio cerca de la superficie y lejos de ella. La velocidad del terreno aumenta, usualmente, con la profundidad, lo que explica por qué, como se muestra en la figura 25, las componentes de más baja frecuencia son usualmente las más rápidas. Sin embargo, la velocidad de grupo no disminuye siempre al aumentar la frecuencia, pues la transmisión de energía requiere de interferencia constructiva de los modos.

Otro efecto de la dependencia de los modos en la profundidad es que si la fuente sísmica ocurre a cierta profundidad, excitará más a aquellos modos cuyas amplitudes sean grandes y menos a aquellos cuyas amplitudes sean pequeñas (o, posiblemente, nulas) a dicha profundidad. Esto permite determinar la profundidad del foco de un terremoto (8), y, si es profundo, distinguirlo de una explosión nuclear que siempre es somera. En general, los sismos más someros generan mayores ondas superficiales que los profundos (para iguales momentos y áreas de ruptura).

Ondas de Love (en inglés Love waves, lo que se presta a infinidad de chistes) son las denotadas usualmente por L, o G o LQ si son de periodo muy largo. Se comportan de manera muy parecida a la descrita para las ondas de Rayleigh, pero se deben a interferencia constructiva de ondas SH solamente, por lo que no pueden existir en un semiespacio, sino que requieren al menos una capa sobre un semiespacio, donde pueda quedar atrapada parte de la energía sísmica.

Son polarizadas horizontalmente (como las SH) y, por lo tanto, no se registran en los sensores verticales, como se muestra en la figura 24 (c).

Aunque más lentas que las ondas de cuerpo, las ondas de Love tienen velocidades de 1 a 4.5 km/s son más veloces que las de Rayleigh, como se muestra en la figura 24. La figura 25 (b) muestra las curvas de dispersión de grupo para varios modos propios de las ondas de Love. Podemos ver que, igual que con las ondas de Rayleigh, cada modo

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tiene una velocidad tope, y también existe una frecuencia tope por debajo de la cual no puede vibrar cada uno de los modos superiores.

Ondas Guiadas

Cuando una capa o nivel de roca se encuentra rodeada de otras rocas con velocidades sísmicas superiores, algunas de las ondas que se encuentren dentro de ella no podrán escapar a los medios circundantes y serán transmitidas a lo largo de la capa con muy poca pérdida de energía. Este tipo de estructura es conocido como guía de ondas. Existen varios tipos de guías de ondas; podemos considerar que la superficie de la Tierra es una guía de ondas para las ondas de Rayleigh y de Love.

En el océano existe una capa de agua de baja velocidad, conocida como canal SOFAR, que transmite ondas hasta grandes distancias; si un sismo genera ondas que se transmitan por este canal (a la velocidad del sonido en el agua), al alcanzar la tierra firme serán registradas después de la llegada de las ondas P y S, por lo que son conocidas como ondas T (de "Terceras" ).

Otros tipos de ondas guiadas son las ondas que son ondas de periodo corto (1 a, 6 s), predominantemente transversales, guiadas en la corteza terrestre y observadas solamente en trayectorias puramente continentales; y las ondas de placa, que son ondas que viajan a lo largo de las placas subducidas que estudiaremos más abajo.

Modos Propios de la Tierra

Cuando golpeamos un objeto de tamaño finito, como, por ejemplo, una campana, ésta comenzará a vibrar; pero no puede vibrar de cualquier manera, sólo puede vibrar en formas que sean combinaciones de ciertas formas de vibrar llamadas modos propios. Una campana o un diapasón tienen un modo que domina la vibración, y es lo que les da sus tonos característicos; sin embargo, no vibran de un solo modo, su vibración total es la suma del total de sus modos, excitados cada uno en mayor o menor proporción.

La Tierra se comporta de manera similar, puede vibrar sólo de modos determinados, y toda vibración será una combinación de éstos. La figura 27 muestra algunos de los modos de la Tierra. Cuando ocurre un sismo, excita algunos de estos modos (9), y podemos expresar cualquier onda sísmica como una combinación de ellos. Sin embargo, para periodos muy largos podemos distinguir los modos individuales, y su estudio ha sido de gran valor para inferir varios datos acerca de la estructura del interior de la Tierra (10).

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Figura 27. Modos propios de la Tierra. (a) Modos volumétricos: modo fundamental y los dos

primeros modos superiores. (b) Primeros dos modas de cizalla.

Fases Sísmicas y Arribos

Cada onda (de cuerpo, superficial, directa, reflejada, de cabeza, etc.) que podemos distinguir en un sismograma, es llamada fase sísmica (no confundir estas "fases" con la fase de una onda senoidal).

El punto del sismograma donde comienza, en el que "llega", la fase sísmica es llamado arribo y el tiempo correspondiente es llamado tiempo de arribo de la fase. Es uso general expresar todos los tiempos de arribo referidos al Tiempo Coordinado Universal (UCT), que es radiado por varias estaciones en el mundo entero y ha venido a remplazar al Tiempo Medio de Greenwich (GMT); aunque éstos son casi exactamente iguales.

Cuando un arribo es súbito, es decir comienza con un movimiento grande y empinado, que permite distinguirlo claramente a pesar del ruido, como se muestra en la figura 23 (a), se llama impulsivo. Los arribos impulsivos son típicos de sismos cercanos.

El caso contrario, cuando el arribo es gradual y resulta difícil determinar su comienzo, como el ejemplo de la figura 24, se llama emergente. Estos arribos son típicos de telesismos, o de fases que tengan relativamente poca energía y se pierdan en el ruido.

Bibliografía

- www.geocities.com/geoapuntes - Orellana Ernesto., 1998 ‘Prospección eléctrica en corriente continua’., Editorial geoexploración, España., 790 pp.

- http://ocw.innova.uned.es/cartografia/cortes_geologicos/cog_01.htm