1. Parámetro que Controla la Resistividad de la Roca

• Porosidad
• Composición química del agua que llena los espacios porosos de la roca, como su salinidad, por ejemplo.
• Conductividad de los granos minerales, aunque en la mayoría de los casos es un factor mucho menos importante en comparación con los dos factores anteriores.

2. Propiedad Eléctrica Asociada a la Roca

Los métodos eléctricos se basan en tres fenómenos y propiedades asociadas con las rocas:

• La resistividad, o el recíproco de la conductividad, determina la ‘cantidad’ de corriente que pasa por una roca al aplicar una diferencia de potencial específica.
• La actividad electroquímica causada por los electrolitos que circulan en el subsuelo: la base para los métodos magnéticos, de potencial propio y de polarización inducida.
• La constante dieléctrica indica la capacidad del material rocoso de guardar carga eléctrica y determina parcialmente la respuesta de las formaciones rocosas a las corrientes alternas de alta frecuencia introducidas en la tierra a través de los métodos inductivos o conductivos.

3. Configuración de Wenner

La configuración de Wenner es una configuración común para las mediciones de la resistividad.

Cada electrodo de potencial está separado del electrodo de corriente adyacente una distancia a igual a un tercio del espaciamiento de los electrodos de corriente.

La configuración de Wenner es un caso especial de la configuración de Schlumberger.

4. Relación entre Espaciamiento Electroestático y Profundidad

En el caso de dos estratos horizontales y en el caso de que el espaciamiento sea pequeño entre los electrodos de corriente en comparación con la potencia e de la capa superior, la resistividad aparente ρa sería igual a la resistividad ρ1 correspondiente a la capa superior, debido a que una porción muy pequeña de la corriente penetraría por la interfase hacia la capa inferior.

En el caso de un espaciamiento grande entre los electrodos de corriente en comparación con la potencia e de la capa superior, la resistividad aparente ρa se acerca a la resistividad ρ2 correspondiente a la capa inferior, puesto que la porción de la corriente correspondiente a la capa superior se vuelve despreciablemente pequeña.

5. Configuración de Schlumberger

Mediciones de la resistividad aparente.

El operador expande el espaciamiento de los electrodos aumentando la distancia entre los electrodos de corriente durante el transcurso de las mediciones.

El aumento del espaciamiento se realiza típicamente a escala logarítmica.

Se asume un espaciamiento infinitesimal para los electrodos de potencial.

Los valores observados del potencial pueden ser ajustados de manera equivalente.

6. Configuración de Dipolos

Los métodos con dipolos son más recientes en comparación con las configuraciones de Schlumberger y de Wenner. Se los emplea frecuentemente, especialmente en la antigua Unión Soviética, en los casos que requieren una penetración profunda.

8. Caracterización de las Ondas Sísmicas S

Las partículas de una onda S, transversal o de cizalla, oscilan perpendicularmente a la dirección de propagación. Se distinguen las ondas S(h), cuyas partículas oscilan en el plano horizontal y perpendicular a la dirección de propagación, y las ondas S(v), cuyas partículas oscilan en el plano vertical y perpendicular a la dirección de propagación. En las ondas S polarizadas, sus partículas oscilan en un único plano perpendicular a su dirección de propagación.

Las velocidades de las ondas internas y superficiales están relacionadas como sigue: V(p) > V(s) > V(Love) > V(Rayleigh). Generalmente, para las amplitudes (A) de las ondas, vale el orden inverso: A(Rayleigh) > A(Love) > A(s) > A(p).

9. Caracterización de las Ondas Sísmicas P

Las partículas de una onda P, longitudinal o de compresión, oscilan en la dirección de propagación de la onda. Las ondas P son parecidas a las ondas sonoras ordinarias.

Las ondas P son más rápidas que las ondas S, es decir, después de un temblor, en un observatorio primeramente llegan las ondas P y secundariamente las ondas S.

10. Caracterización de las Ondas Sísmicas de Rayleigh o Superficiales

Rayleigh (1885) predijo la presencia de ondas superficiales diseñando matemáticamente el movimiento de ondas planas en un espacio semiinfinito elástico.

Las ondas de Rayleigh causan un movimiento rodante parecido a las olas del mar y sus partículas se mueven en forma elipsoidal en el plano vertical que pasa por la dirección de propagación. En la superficie, el movimiento de las partículas es retrógrado con respecto al avance de las ondas. La velocidad de las ondas de Rayleigh V(Rayleigh) es menor que la velocidad de las ondas S (transversales) y es aproximadamente V(Rayleigh) = 0,9 × V(s), según Dobrin (1988).

11. Caracterización de las Ondas Sísmicas de Love o Superficiales

Love (1911) descubrió la onda superficial que lleva su nombre estudiando el efecto de vibraciones elásticas en una capa superficial.

Las ondas de Love requieren la existencia de una capa superficial de menor velocidad en comparación con las formaciones subyacentes, es decir, un gradiente de velocidad positivo (la velocidad se incrementa) con la profundidad. Las ondas de Love son ondas de cizalla que oscilan solo en el plano horizontal, es decir, las ondas de Love son ondas de cizalla horizontalmente polarizadas. La velocidad de las ondas de Love es aproximadamente V(Love) = 0,9 × V(s), según Doyle (1995).

12. Características del Método de Reflexión Sísmica

• Método más moderno y más común.
• Generalmente, los perfiles se constituyen de agrupaciones de geófonos de 300 m a 5000 m de longitud.
• Se alcanzan estructuras ubicadas en profundidades de hasta 10 km.
• Menor distancia entre tiro y geófonos.
• Se emplea energía sísmica de frecuencias alrededor de 30 Hz. Las frecuencias dominantes están entre 15 y 50 Hz.
• Se emplean geófonos de frecuencia natural de 6 Hz o más, sensibles a vibraciones entre 10 y 150 Hz.
• Se aplica en la sísmica marina, en la prospección petrolífera, en la prospección minera y en la sísmica subterránea.

13. Características del Método de Refracción

Método más antiguo.

Perfiles de 100 km de longitud y más.

Mayor distancia entre tiro y geófonos.

El parámetro relevante es la velocidad de las ondas correspondiente a una capa litológica. Es decir, una interfase caracterizada por una variación en la densidad de las rocas, donde la velocidad de las ondas no cambia, no se detecta aplicando la sísmica de refracción. Las velocidades correspondientes a las diferentes capas en que se propagan las ondas sísmicas se obtienen a través de la sísmica de refracción.

Se emplea energía de baja frecuencia, entre aproximadamente 1 y 25 Hz. Las frecuencias dominantes están entre 5 y 20 Hz.

Se emplean geófonos de frecuencia natural normalmente menores a 5 Hz, sensibles a vibraciones de 5 a 100 Hz.

La configuración de los geófonos es relativamente sencilla.

El procesamiento de los datos y su interpretación es difícil.

Se aplica en la detección de capas profundas, en el estudio de la estructura interna de la Tierra, en los principios de la prospección petrolífera antes de 1930, en áreas de morfología pronunciada, en áreas donde una capa de referencia de alta velocidad está cubierta por capas de velocidades menores.

14. Caracterización de la Onda de Mintrop

Onda de Mintrop: está generada cuando la onda incide con el ángulo crítico en la primera interfase. En consecuencia, la onda está refractada formando un ángulo de refracción de 90º y corre a lo largo de la primera interfase con la velocidad v2 correspondiente a la formación rocosa inferior. La curva correspondiente al recorrido de la onda de Mintrop es una recta con pendiente pM = 1/v2 y con intersección en el eje del tiempo. El tiempo de recorrido de la onda de Mintrop tm se calcula de la siguiente manera: tm(x) = (x/v2) + 2h × √((1/v1²) – (1/v2²)).

El punto en que la curva correspondiente a la onda de Mintrop cruza la curva correspondiente a la onda directa entrega la distancia y el tiempo en que la onda de Mintrop adelanta la onda directa y, por consiguiente, llega más temprano a los geófonos.

A partir de las funciones para el tiempo de recorrido o llegada, respectivamente, de las ondas, se puede deducir la potencia h de la formación rocosa superior.

La onda de Mintrop solo se puede generar si v1 < v2.

15. Caracterización del Método Vibroseis

La fuente Vibroseis transmite energía al suelo en un intervalo de tiempo de varios segundos. Una señal de control provoca que un vibrador (usualmente hidráulico) ejerza una presión variable sobre una placa de acero, la cual es presionada contra el suelo por el peso del vehículo.

En el intervalo de tiempo de transmisión de la energía sísmica al suelo, o es decir, en un barrido, la presión ejercida al suelo varía con el tiempo. La variación de la presión puede ser positiva (desde presiones bajas hacia altas) o negativa. En lo común, la amplitud A(t) de las ondas sísmicas es constante, excepto durante los 0,2 s iniciales y finales, cuando aumenta desde cero o disminuye hacia cero. Un barrido dura usualmente de 7 a 35 s con una frecuencia que varía de 12 a 60 Hz (o viceversa).

Como las fuentes Vibroseis producen energía sísmica de baja densidad, se las puede emplear en áreas donde el uso de explosivos y otras fuentes causaría grandes daños, como por ejemplo en las ciudades. Actualmente, el Vibroseis se usa en más de un tercio de la exploración sísmica terrestre.

17. Operaciones Matemáticas en el Procesamiento de Datos Sísmicos

Transformadas de Fourier; convolución; correlación.

Las transformadas de Fourier convierten el dominio del tiempo al dominio de la frecuencia y viceversa. La convolución es el equivalente matemático del filtrado. Por ella, cada elemento de una entrada es reemplazado por una función de salida a escala.

La correlación es un método para medir la similitud entre dos conjuntos de datos.

18. Gráfico Distancia-Tiempo de la Onda Reflejada

Onda reflejada: se propaga por la formación rocosa superior, incide en la primera interfase y se refleja de acuerdo con la ley de reflexión: Φincidencia = Φreflexión. La curva distancia-tiempo es una hipérbola convexa cuyo vértice se sitúa en el eje del tiempo, lo cual figura el eje de simetría de la hipérbola. La curva recta de la onda directa es la asíntota de esta hipérbola. El tiempo de llegada de la onda reflejada tr es: tr(x) = (2/v1) × √((x2/4) + h2). ; V12=(∆x)2/(∆t)2

20. Velocidad de Onda P

Basalto = 6,40 km/s; Granito = 5,20 (5,5–5,9) km/s

22. Velocidad Detectada en la Superficie para la Onda de Mintrop en una Interfase Inclinada

A partir de uno de los tiros, por ejemplo, del tiro B, la onda de Mintrop corre en contra del buzamiento de la interfase. Corriendo en contra del buzamiento, en la superficie se detecta una velocidad v2+ aparente mayor que la velocidad verdadera correspondiente a la capa inferior. A partir del otro tiro (contratiro), la onda de Mintrop corre a favor del buzamiento de la interfase y en la superficie se detecta una velocidad aparente v2- menor que la velocidad verdadera correspondiente a la capa inferior.

23. Propagación de Ondas P y S en Diferentes Tipos de Roca

A mayor compactación, hay una mayor velocidad, y al haber fracturas, estas ondas se disipan, por lo que tardan más en moverse. Por lo tanto, las ondas P y S se propagarán con mayor velocidad en la diorita compacta en comparación con la diorita fracturada.

24. Ausencia de Propagación de Ondas S en el Núcleo Exterior

Las ondas S se propagan por materiales que se encuentran en estado sólido. Es por esto que solo se propagan por la corteza, el manto y el núcleo interior. El núcleo exterior se compone de materiales fundidos (Fe).

26. El Geófono Electromagnético

El geófono es un modelo típico empleado en la sísmica de refracción y las reflexiones sísmicas. El tamaño del geófono no supera unos pocos centímetros. Encima de la masa envuelta por un alambre de cobre se encuentra el resorte que conecta la masa con la caja. La parte de la caja de color plata, situada dentro de la caja azul y visible en los bordes de la caja azul, está magnetizada. Los cables que salen de los dos lados de la caja azul transmiten las variaciones de voltaje hacia el sistema de registro. El largo clavo de color plata que se ubica debajo de la caja azul se usa para introducir y sujetar el geófono en el suelo y se lo hunde completamente en el suelo.

27. Densidad Media de Gabro y Granito

Gabro: 2,976 g/cm3; Granito: 2,667 g/cm3

28. Reducciones de los Datos Gravimétricos

Las lecturas de los gravímetros se presentan en subdivisiones arbitrarias de escala, lo que requiere una calibración para expresarlas en mgal. La calibración se lleva a cabo realizando mediciones en dos lugares de gravedad absoluta o relativa precisamente conocida, por ejemplo, obtenida por observaciones de la gravedad a partir de un péndulo. En el caso de dos lugares de gravedad exactamente conocida, se supone una respuesta lineal y se calibra la escala entera en base de los dos valores conocidos. Teniendo en cuenta más lugares con valores de gravedad precisamente conocida, se aumenta la precisión de las mediciones gravimétricas.

¿Por qué se debe corregir los datos?

Para obtener valores de gravedad precisos y eliminar las influencias de factores externos como la latitud, la altitud y la topografía.

¿Qué efecto se quiere conocer?

Se busca aislar las variaciones de gravedad causadas por las diferencias de densidad en el subsuelo, que son las que nos interesan para la exploración geofísica.

30. Gráfico Distancia-Tiempo de la Onda Directa y la Onda de Mintrop

Onda directa: recta, parte del origen, a una velocidad v1 = x/tD.

Onda reflejada: hipérbola convexa, la onda directa es la asíntota.

Onda de Mintrop: recta, velocidad v2 = x/tM, tin 2h ray((1/v12) – (1/v22)).

31. El Método de Nettleton

Se considera un perfil gravimétrico trazado sobre un accidente morfológico pronunciado en el área de interés, como una colina o un valle pequeño. Para cada estación de observación a lo largo del perfil, se calcula la gravedad corregida insertando distintos valores de densidad en las fórmulas que corrigen el efecto topográfico y el efecto de las masas ubicadas entre el nivel de referencia y el nivel de observación. El valor de densidad que genera el perfil gravimétrico de menor correlación con el perfil morfológico es el valor más apropiado y el que se acerca lo más posible al valor real.

Etiquetas: exploración del subsuelo, geofísica, gravímetros, métodos eléctricos, métodos sísmicos, ondas sísmicas