Prospeccion Geofisica - Oscar Pintos

Óscar Pintos PROSPECCIÓN GEOFÍSICA

1


2


3

GRAVIMETRÍA. INTERPRETACIÓNGRAVIMETRÍA. INTERPRETACIÓNGRAVIMETRÍA. INTERPRETACIÓNGRAVIMETRÍA. INTERPRETACIÓN

CUERPOS QUE GENERAN ANOMALÍAS

Cuerpo esférico

La anomalía generada en un punto P por un cuerpo, supuestamente esférico, viene dada por:

rr

mkgr 2

=

Componente vertical: αcos2r

mkgz =∆

απραρcos

3

4cos

2

3

2 r

Rk

r

vkgz ⋅=⋅=∆

23

2

2

3

13

4−

+⋅=∆z

x

z

Rkgz

ρπ

95.273

4 ==⋅ ctekπ

Si x=0 ⇒ 2

3

z

Rctegz

⋅⋅=∆ ρ

Para planificar una campaña, es necesario saber la amplitud y la longitud aproximadas de la anomalía, asumiendo siempre unos márgenes de error que hay que cumplir. Podemos calcular a qué distancia la anomalía es 0, dando a g el valor 0 o el valor máximo de error que se pide (se considera los demás como ruido). Esa distancia multiplicada por 2, es la longitud de la anomalía. Al hacer una campaña gravimétrica, obtenemos una anomalía que hay que interpretar según:

Interpretaciones directas: Usamos la curva de anomalía que hemos medio, y hacemos la interpretación a partir de medidas del sesgo, anchura, ...

P x

α

gz εr r

R ρ0

ρ1

z

Anomalía

22

222

21

coszx

z

zxr

+=

+=

+=

α

ρρρ


4

Interpretaciones indirectas: Suponemos una determinada anchura y calculamos la anomalía que daría; luego la comparamos con la que tenemos, y vamos ajustando.

Interpretaciones directas

Consideramos una lámina; En un diferencial:

rr

dlAkg ⋅⋅⋅⋅=∆

2ρ

2

sen

r

dlAkgz

θρ ⋅⋅⋅=∆

La atracción (g) generada en un punto P por el cuerpo, es el sumatorio de la ejercida por cada uno de los diferenciales. En el triángulo OPB:

αααcos)cos(

2)cos( 222

⋅⋅+⋅⋅++⋅+=

eczl

xxeczlr

reczl

ααθ sen)cos(sen ⋅⋅+=

[ ]∫+⋅⋅+⋅+⋅+

⋅+⋅⋅⋅=L

xeczlxeczl

dleczlAkg

0 23

22 cos)cos(2)cos(

)cos(sen

ααα

ααρ

Resolviendo la integral, tenemos la curva de anomalía generada por la lámina, y estas curvas de anomalía están tabuladas en función de la relación entre L y Z. En las curvas obtenidas por el perfil transversal, definimos los siguientes parámetros:

- Nitidez: Ancho de la curva a 2/3 de la anomalía. - Sesgo: Relación entre las dos tangentes en los puntos de inflexión de los flancos

de la curva. - Elipticidad: Comparación del ancho de la anomalía en el perfil longitudinal y

en el perfil transversal. Así, relacionando estos parámetros entre sí, tenemos una serie de ábacos donde entrar, bien por un par de estos valores, o bien a partir de las relaciones entre y (semiancho) y L (longitud) del cuerpo generador de la anomalía.

b

A

S

l

dl

y

α

P 0

α

Anomalía

z θ

r

B

l

L

dl

g


5

Interpretaciones indirectas MODELOS DE ANOMALÍAS EN 2-D Se realiza un modelo teórico que se compara con la curva obtenida de forma experimental. Luego se va ajustando la curva teórica hasta que ese modelo coincide con el experimental. Según Hubbert , la anomalía generada por cualquier cuerpo de sección irregular, es:

Potencial: ∫⋅⋅⋅⋅= θρπ zdGV 2

La expresión anterior es muy complicada, por lo que se hace una simplificación usando el Método de Talwani: Cualquier cuerpo irregular se pude descomponer en un cuerpo de sección poligonal; entonces, la integral cerrada de la expresión anterior, se puede descomponer en la suma de las integrales correspondientes a los efectos de cada una de las rectas de la sección:

∑=

⋅⋅=n

iiZGV

1

2 ρ

La anomalía se podrá calcular así, en varios puntos de la superficie, de forma teórica, obteniendo al final una curva teórica de la anomalía generada por el cuerpo, que será bastante aproximada, después de ajustar, a la curva de anomalía obtenida experimentalmente sobre el terreno. MODELOS EN 2½-D Aparecen después del Método de Talwani; el primero en proponer estos métodos, es Cady. El cuerpo en sección se prolonga también lateralmente. Este método es una mejora sobre el de Talwani, porque limita el cuerpo lateralmente (Talwani lo lleva al infinito). En los cálculos habrá que introducir también la densidad del encajante. Ha habido muchos intentos de cálculos tridimensionales de anomalías (mapas), pero es muy complicado. La mejor aproximación, se hace trabajando con GERDS: Dividimos el cuerpo en prismas regulares, a los que asignamos alturas; se calcula la anomalía generada por cada uno de los prismas en cada punto, y eso se refleja en un plano final de anomalías (ya no en una curva).

TEOREMA DE GAUSS

)(2

)()( r

rr g

m

FU ==∇

grad U →=∇=∆∇=⋅∇= 02UUg cumple Laplace

Exceso de masa

∫ ∫ ⋅⋅⋅=∆ MGdydxg yx π4),(

∑ ⋅⋅⋅=∆⋅⋅ MGgyx yx π4),(

G

gdydxM yx

⋅⋅∆

= ∑π4

),(

( ) 1212 ρρρρ −=⇒⋅−=v

MvM

12

21 ρρ

ρρ−

=⇒= MMv

MT

Total


6

Podemos tener una anomalía y conocer el exceso de masa generadora de la anomalía; Para ello, habría que dividir la masa generadora de la anomalía en partes diferenciales, y sumar luego todos los efectos.

211 ρρρ −= excesoTotal MM

SISTEMAS PARA MEDIR LA GRAVEDAD Gravedad absoluta

Galileo. Caída libre de cuerpos: 28.9s

m

t

vg =

∆∆= ; Precisión de 1 mGal.

Péndulo de Kater reversible Gravedad relativa S e trata de medidas utilizadas en prospección geofísica, por los gravímetros. Se mide la variación de g entre dos puntos, y luego se hace una corrección de deriva.

Péndulo portátil: g

LT π2= ; precisión de 0.25 mGal.

Balanza de torsión: Da una medida del gradiente horizontal; Tiene una precisión de décimas de miligal.

Gravímetros: No miden la gravedad absoluta, pero pueden dar la gravedad máxima y mínima. Pueden ser de dos tipos:

Estables: Cumplen la Ley de Hooke: m

lkg

∆=∆ .

Inestables: No cumplen la Ley de Hooke. Lacoste & Romberg: Precisión de 0.01 mGal. Worden: Precisión de 0.01 mGal, pero mayor

deriva instrumental. Gravímetro marino de Bell: Se utiliza para medir la gravedad en el mar.

Este gravímetro debe conservar las aceleraciones longitudinales y verticales, debidas al oleaje y movimiento del barco. Tiene poca deriva instrumental y una buena precisión (0.5 mGal). El gravímetro debe montarse en el centro de masas del barco. Por último, debemos tener en cuenta que la gravedad también varía con las mareas.

DENSIDADES DE LOS MATERIALES GEOLÓGICOS

• Domos salinos y rocas sedimentarias: - Anhidrita y dolomita: 2.8-3. - Diatomitas: 1.

• Rocas ígneas y metamórficas: - Granitos: 2.6-2.7. - Rocas básicas: 2.8-3.3. - Esquistos: 2.8-3.2. - Cuarcitas: 2.6.


7

Formas de medir las densidades Directas: Muestreo y medición (superficie o núcleo). Indirectas: Logs, sísmica (transmisión de ondas elásticas), o

medidas en pozos.

SÍSMSÍSMSÍSMSÍSMICA DE REFRACCIÓNICA DE REFRACCIÓNICA DE REFRACCIÓNICA DE REFRACCIÓN

INTRODUCCIÓN

La Sísmica de Refracción, se usa en geología, en el ámbito global (terremotos), para la corteza (explosiones controladas), y a nivel superficial (Ingeniería). La ley básica que se utiliza, es la Ley de Snell: seni/senr=v1/v2. Delay-time

Se trata de un concepto matemático muy útil: es el tiempo de retraso. Si liberamos una energía, en forma de onda, en un punto del terreno, hay refracciones y reflexiones; las refracciones junto con la onda directa son las primeras señales que llegan al geópono; las reflexiones siempre van a llegar más tarde; así, el delay-time será la diferencia de tiempos que tarda en recorrer la onda por donde va realmente, y lo que tardaría si recorriera el espacio total (tiempo de retraso entre AG y PQ).


8

MÉTODO PLUS-MINUS Introducción

Se usa para la resolución de ecuaciones, midiendo valores de ∂t, para el cálculo de profundidades focales en un refractor irregular. Cuando se pone una línea de geófonos y se efectúa un disparo, recibimos uno a una distancia x conocida; de principio a fin el tiempo tiene que ser igual que de fin a principio (tiempo recíproco). Hageedorn

Plus

Es la suma de los tiempos de viaje de la señal de la fuente A al geófono (TAG) y el tiempo de viaje de la señal de la fuente B al geófono G (TBG), menos el tiempo de viaje de la señal de un geófono a otro. Es dos veces el delay por debajo del geófono. Nos vale para obtener la profundidad (Z).

Minus

Diferencia entre el tiempo que la señal tarda en ir de la fuente A al geófono y el tiempo que tarda en ir de la fuente B al geófono. Se usa para sacar la velocidad ya que V2 se obtiene con la inversa de la pendiente de la recta.


9

VELOCIDAD DE LAS ONDAS. MÓDULOS DE ELASTICIDAD Velocidad de las ondas P

MATERIALAireAguaHieloSueloArenasArcillasEsquistosAreniscasCalizasDolomíasSalYesoAnhidritaGranitoGneissBasalto

VELOCIDAD DE LAS ONDAS P (Km/s)4 5 6 70 1 2 3

Índice de fisuración

Es una relación entre la velocidad sísmica medida en el campo y la velocidad sísmica medida en laboratorio. Indica lo alterada que está la roca; se obtienen valores de 1, cuando la roca está sana. Existen mapas que lo relacionan con el SPT; también se puede correlacionar con el RQD. Relación con los módulos de elasticidad

ρ

µ3

4+=

kVp

PVS

µ=

( )( )υ

υ21

12

−−

=S

P

V

V

12

2

2

2

−

−

=

S

P

S

P

VV

VV

υ

υ puede alcanzar valores máximos de 0.5 valores de υ=0.05, corresponden a rocas muy duras

υ=0.45, rocas flojas υ=0.25, es la media para materiales no consolidados

Los módulos de elasticidad usados son módulos dinámicos (los estáticos se usan en Ingeniería); en éstos, la deformación es mínima e instantánea y se consideran que son los máximos módulos de elasticidad. Los módulos dinámicos tienen la ventaja de que se hacen in situ.


10

ENSAYOS PARA CALCULAR LOS MÓDULOS Introducción

Para conocer un valor es necesario saber Vs, pero cuando se trabaja en superficie la separación de fases es muy difícil. Así, para separar fases se usan dos ensayos que magnifican las ondas S lo que permite identificarlas en los sismogramas. Ensayo Cross-Hole Se necesitan tres sondeos, que se taponarán en su parte inferior, y se recubrirán con tubos de PVC; entre el tubo y la roca, se rellena de lechada de cemento muy fluido. En dos tubos meteremos receptores, y en el otro, el emisor. Con los tubos, conseguimos poner en contacto los emisores y los receptores. El emisor, no es más que un recipiente metálico con un bloque suspendido en su interior; si se da un fuerte tirón, chocará el bloque con el recipiente, generando ondas; las ondas P salen siempre en la misma fase, mientras que las S salen retardadas. Ensayo Down-Hole Es más barato, ya que se precisa un solo pozo, pero profundiza menos. Se introducen dos receptores a distinta altura dentro del sondeo, y se coloca una placa en superficie, que será golpeada (emisor): se le pone un peso encima y se golpea por los dos lados. Con este ensayo, se manifiestan las hondas S horizontales; debido a que las ondas salen polarizadas, se recogen mejor unas componentes que otras. Con los datos obtenidos, se construyen perfiles de velocidades. Tomografías Se trata de otro ensayo muy importante, en el que se tienen varios pozos, con muchos receptores y muchos tiros, recogiéndose una gran cantidad de rayos. El cálculo se lleva a cabo mediante matrices: división en celdas (el número de celdas será igual que el número de rayos, que será el producto del número de receptores por el número de emisores). Se mide la trayectoria que va desde una determinada fuente a un determinado receptor pasando por una zona de la cuadrícula, en particular la lk. De cada cuadrícula se conoce un tamaño (en el eje es dlk), por lo que el tiempo que el rayo tarda en pasar por ella será ≈ dlk/V lk.


11

RIPABILIDAD Es la capacidad de un macizo rocoso para ser ripado (arañado, desmenuzado, arrancado) por una máquina (ripper) determinada. Cuando decimos si es ripable o no, hay que especificar el modelo de la máquina. Depende por tanto, de la roca y de la maquinaria empleada. Se puede obtener una buena aproximación a partir de la velocidad de las ondas S.

MÉTODOS ELÉCTRICOSMÉTODOS ELÉCTRICOSMÉTODOS ELÉCTRICOSMÉTODOS ELÉCTRICOS

INTRODUCCIÓN

Estudian e interpretan en función de las características geológicas presentes, la respuesta del terreno cuando se propagan a través de él corrientes eléctricas continuas (DC). Son métodos activos en los que se introduce una corriente en el terreno y medimos las variaciones que sufre dicha corriente. El parámetro eléctrico que se investiga es la resistividad (ρ), que es una propiedad intrínseca de la roca. La corriente eléctrica se transmite en la roca, de varias formas: Corriente electrónica: (en rocas con minerales conductores). Produce un chorro de

electrones que se mueven y producen la corriente eléctrica (electrones libres en la superficie de las partículas).

Conducción electrolítica: (a través de fluidos). En rocas porosas, con agua en los poros. El movimiento de iones en disolución, es un importante productor de corriente eléctrica de las rocas.

Dieléctrico: Implica orientación de partículas cargadas.


12

Por encima del nivel freático sólo tendremos conductividad debida al armazón

de roca; por debajo en cambio hay conducción electrolítica y la debida al armazón de roca. La conducción electrolítica es tanto mejor cuanto mayor contenido en sales tenga el fluido (es el que transmite la electricidad en mayor proporción). El agua destilada es aislante y la saturada en sales conductora.

R=Resistencia ρ=Resistividad

A=Área L=Longitud

V=Potencial eléctrico I=Intensidad de corriente eléctrica

E=Fuerza del campo eléctrico (V/m) J=Intensidad de corriente (A/m2)

∆V/L=Gradiente de potencial; potencial por unidad de longitud; campo eléctrico I/A=Densidad de corriente; Intensidad de corriente que pasa por una zona (área)

PROPIEDADES ELÉCTRICAS DE LOS MATERIALES Resistencia

A

LR ρ= , siendo L la longitud, A el área y ρ el coeficiente de resistividad

La resistencia se mide en Ω. El coeficiente de resistividad es una propiedad

intrínseca de cada material; Se mide en Ω·m.L

AR ⋅=ρ

Conductividad

Es la inversa de la resistividad; Se mide en siemens.ρ

σ 1=

LEY DE OHM

En un campo eléctrico: I

VR = , siendo I la intensidad, y V el voltaje. Como

A

LR ρ= , entonces

A

L

I

V ρ= . Por tanto: I

E

AI

LV

LI

AV ==⋅⋅=ρ , siendo E el gradiente de

potencial. IE ⋅−= ρ . El signo – indica que el gradiente disminuye desde la fuente hacia fuera.

JE

LI

AVI

VR

A

LR

=⋅⋅∆=

∆=

⋅=

ρ

ρ

ρ


13

Resistividad Los minerales puros tienen resistividades bastante concretas, pero una roca es un conjunto de minerales, poros, fisuras, fluidos, ... por eso la resistividad varía mucho de una roca a otra. En términos puros, la resistividad va aumentando de la siguiente forma: Arcillas → Arenas → Areniscas → Calizas → Rocas ígneas. La alteración de las rocas, el contenido en agua, o la combinación entre litologías, hace variar la resistividad. La corriente eléctrica fluye a través de la roca, como un flujo de electrones (flujo iónico) o por polarización de minerales. Si el fluido que contiene la roca está saturado en sal, la corriente se transfiere por flujo iónico.

Supongamos un terreno atravesado por varios tubos no conectados entre sí, y que contienen agua:

11

1

⋅= ρR

Como la mayor parte de la electricidad se ha transmitido por los tubos que contienen agua:

11 −⋅=⇒= SRS

R ww ρρ ,

donde S es la porosidad; S-1 es el procentaje de huecos en el total de la roca (equivale a la porosidad: ∅)

11 −− ⋅∅⋅= awρρ , siendo a-1 el índice de saturación del agua

FÓRMULA DE ARCHIE

nmw a−− ⋅∅⋅= ρρ ,

siendo n y m coeficientes experimentales FÓRMULA DE ARCHIE PROMEDIO (FÓRUMULA EMPÍRICA)

2

1

∅==

w

Fρρ

,

siendo F el factor de formación de la roca La resistividad del agua (ρw) depende del contenido en sales, de la temperatura y de la porosidad.

1 1


14

FLUJO DE LA CORRIENTE ELÉCTRICA EN EL INTERIOR DE LA TIERRA Introducción

Si introducimos una corriente en un punto del terreno, el potencial será alto alrededor del punto de aplicación, e irá disminuyendo a medida que nos alejamos. Desde un electrodo en superficie, el potencial en una de las esferas de propagación, es:

∫ ∫ ⋅⋅−== dr

r

IdVV

1

2 πρ

I

Vr

r

IV ⋅⋅=⇒

⋅⋅⋅= πρ

πρ

22

La corriente desde dos electrodos en superficie, viene dada por:

−−

−

⋅⋅=∆

4321

1111

2 rrrr

IV

πρ

⇒

−−

−

⋅=⇒∆=

4321

1111

2

rrrr

KKI

V πρ Constante de configuración

A

I

B M N

V

r1 r4 r3

r2

111

1

2 r

IV

πρ

⋅⋅=

221

1

2 r

IV

πρ

⋅⋅=

−

⋅⋅=

21

11

2 rr

IVM π

ρ

312

1

2 r

IV

πρ

⋅⋅=

422

1

2 r

IV

πρ

⋅⋅=

−

⋅⋅=

43

11

2 rr

IVN π

ρ


15

Configuraciones de los electrodos Schlumberger: (r1=r4; r2=r3). Los electrodos de corrientes están mucho más

alejados que los electrodos de potencial. En núcleos verticales, los electrodos de potencial (M, N) permanecen quietos, y son los electrodos de corriente (A, B), los que vamos desplazando de forma simétrica (a medida que separamos los electrones vamos profundizando más). Alcanza alrededor de un 15% más de profundidad que el dispositivo Wenner. Se utiliza en sondeos, ya que interesa que la distancia MN sea pequeña, y así separando grandes distancias A y B, consigo profundizar mucho.

5AB

MNMN

ANAMK ≤×⋅= π

Wenner: (r1=r4=a; r2=r3=2a). Esta configuración es incómoda para el campo, y

también tiene algunos inconvenientes desde el punto de vista teórico. En sondeos verticales, los electrodos se van abriendo desde un punto central fijo, incrementando la distancia “a” poco a poco de forma escalonada. Para la exploración lateral, hay que mover los cuatro electrodos a lo largo de una línea, luego en otra, ... Se usan, así en calicatas para series con buzamiento horizontal

NBMNAMaaK ===⋅⋅= π2

Configuración axial o polar (dipolo-dipolo): (r1=r4=2nl; r2=2l(n-1); r3=2l(n+1);

n>>1). En esta configuración, los electrodos de potencial están muy cerca entre sí, y lejos de los de corriente.

S.E.V.

Se usa corriente continua. En los SEV separando progresivamente A y B, obtenemos los distintos valores de resistividad a medida que profundizamos. Es muy preciso en los primeros 20 o 30 m, en capas horizontales o subhorizontales. Representamos la resistividad aparente en función de la distancia AB/2, utilizando papel bilogarítmico. Si solo tenemos un material y es homogéneo, por mucho que abriéramos AB, siempre mediríamos lo mismo, ya que la ρ aparente es igual que la real. Si AB/2 es demasiado pequeña no pasaríamos del primer nivel. Si abriéramos mucho AB, la primera ρ no influiría; solo influiría la del segundo medio.

Una vez, que tenemos el gráfico, calculamos el número de capas (dónde se producen cambios bruscos), y el espesor de las mismas, excepto de la última; para ello se lee AB/2 en el cambio, y se divide entre 2 ya que la configuración Schlumberger profundiza hasta AB/4. Se irán variando las resistividades y el número de capas hasta que ajustamos el modelo teórico con el real (Zohdy). Calculamos el error de ajuste, y utilizamos la que dé menor error, dentro de los parámetros geológicos que ya conozco.


16

Obtenemos así una curva de profundidades con resistividades reales, por lo que podemos deducir la litología.

Análisis de equivalencia

Nos da el rango de variación de los valores obtenidos en la inversión (resistividad y espesor).


17

Problemas de los S.E.V. Los problemas más frecuntes, son la instrumentación inadecuada, un personal

con bajos conocimientos geológicos, la aplicación fuera de especificaciones; la no utilización de controles, y la baja utilización de representación en planos.

PARÁMETROS DE DAR ZARROUK

Usando estos parámetros puedo ir reduciendo conjuntos de capas a una única capa equivalente. Se usan para a partir de las gráficas para interpretar la estructura del terreno:

Conductancia longitudinal: ρhS = , siendo h el espesor de cada capa.

Resistencia transversal: ρ⋅= hT .

Resistividad longitudinal: Sh

L =ρ .

Resistividad transversal: hT

T =ρ .

Anisotropía: L

TA ρρ= .

Para n capas: ∑=

=n

i i

iL

hS1

ρ .

CALICATAS ELÉCTRICAS

Se trata de trasladar lateralmente los electrodos manteniendo constantemente la resistividad. Sirven para obtener valores de ρ lateral, para contactos de unidades verticales, … Se usa la configuración Wenner y se van conectando los electrodos de 4 en 4 (se controla desde una mesa de operaciones), con lo que obtenemos medidas a lo largo de la horizontal. El número de niveles depende de la ubicación de los dipolos. Actualmente se penetra ≈ 50 m en el terreno, con buena resolución. La ventaja de este procedimiento, es que es muy rápido obteniendo una buena distribución de resistividades en la horizontal. Pueden trazarse secciones (contaminantes).

MÉTODOS ELECTROMAGNÉTICOSMÉTODOS ELECTROMAGNÉTICOSMÉTODOS ELECTROMAGNÉTICOSMÉTODOS ELECTROMAGNÉTICOS

PRINCIPIOS BÁSICOS

Introducción

Son aquellos que estudian la respuesta del terreno cuando se propagan a través de él, campos electromagnéticos (EM, ondas electromagnéticas alternas). Miden componentes magnéticas y/o eléctricas inducidas en el subsuelo por una corriente


18

alterna natural o artificial, para localizar materiales con contraste de conductividad (σ). Son métodos muy rápidos, efectivos y económicos. Experimento de Oersted Hizo pasar un corriente eléctrica alterna por un conductor colocado junto a una brújula; Observó un desplazamiento de la aguja, lo que le hizo pensar que una corriente eléctrica crea un campo magnético.

LEYES DE AMPÈRE Y BIOTT-SAVART Expresan el flujo del campo magnético en cualquier punto:

rr

dsiKdB

2'= ; B= flujo

AmpwbKK 71057.124'

4' −⋅=⋅⋅=⇒

⋅= πµ

πµ

BH =⋅µ ; H= intensidad del campo magnético

rr

dsidB

24 πµ⋅

=

2

022 4

sen

4

π

πθ

π

⋅⋅=

⋅⋅=

r

dsir

r

dsidH

∫⋅= θθ

πd

r

dsiH

2

sen

4

1

Igual que una corriente eléctrica genera un campo magnético, un campo magnético puede generar una corriente eléctrica; Esto se relaciona a través de las Leyes de Maxwell:

t

BE

∂∂=×∇

t

DIH

∂∂+=×∇

Con los métodos electromagnéticos, se induce una corriente en el terreno; no se introduce. La profundidad que pueden estudiar estos métodos (profundidad a la que penetra el campo), es:

FP ρ500≈ ,

siendo F la frecuencia en Hz

θ r

→i

P Regla de la mano

derecha

I

B


19

Cuanto mayor sea la frecuencia, menor será la penetración en el terreno. Al igual que en el método eléctrico, podemos hacer un sondeo, variando sólo las frecuencias; En este caso, la frecuencia va decreciendo a medida que profundizamos en el terreno. Existe un sistema de interpretación, al igual que el método eléctrico. La ventaja es que no hay que ir abriendo los eléctrodos; sólo hay que ir bajando las frecuencias. Los sondeos electromagnéticos son más precisos a grandes profundidades. Para cada tipo de aparato, se da un sistema de interpretación distinto, mientras que en el método eléctrico, el método de interpretación era igual en todos los casos.

UNIDADES En el Sistema Internacional, los parámetros magnéticos se definen en términos de flujo de corriente eléctrica:

mAR

InH /

2⇒

⋅⋅⋅=

π

⇒

=⋅=

Weberm

voltajeUnidades

magnéticadadpermeabiliHB

2

µµ

El Weber es la unidad de flujo magnético que produce una fuerza electromotriz de 1V que se anula en 1 segundo, con decrecimiento uniforme en 1 espira.

)(/ 2 teslaTmWb =

nTT 110 9 =−

=

=⇒

−

gausscm

Maxwell

WeberMaxwellsgc

1

10...

2

8

Tgauss 4101 −=

gauss510−=γ

MÉTODOS INDUCTIVOS Introducción

Tenemos un aro o espira por el que hacemos pasar una corriente alterna, lo que genera un campo magnético; este campo magnético al entrar en el subsuelo y encontrar un conductor, induce un campo eléctrico que genera corrientes eléctricas secundarias (corrientes de Eddy) que a su vez inducen un campo magnético secundario. La radiación electromagnética emitida, que se propaga por el terreno se modifica ligeramente respecto a la que viaja por el aire. El receptor detectará el campo primario que viaja por el aire y el campo secundario; La respuesta que medimos difiere en fase y en amplitud respecto al campo primario. Estas diferencias nos dan información sobre la geometría, tamaño y propiedades eléctricas de los conductores que están en el subsuelo.

Conocemos el campo magnético primario (porque es el que inducimos) y el campo magnético recogido (el que mide) que es la suma del primario y el secundario. Podemos hallar el secundario, que, depende de la conductividad del subsuelo (terreno). La señal que recibimos está ligeramente desfasada con la que introducimos.

El emisor puede ser lejano (las ondas penetran más en el subsuelo cuanto más baja es la frecuencia VLF [very low frecuency]; Ej.: submarinos nucleares), o


20

electromagnético (in situ; emisor que llevamos al campo; puede ser en el dominio de frecuencias [FDEM] o de los tiempos [TDEM). Profundidad de penetración Se mide por el efecto skin (reducción a 1/e). Cuanto más pequeña es la frecuencia, más penetran las ondas en el subsuelo.

2504

1 σµωαρα

δ ⋅⋅=⇒≈=f

Siendo α el factor de atenuación, ρ la resistividad, y f la frecuencia Variado la frecuencia obtenemos distintas medidas de conductividad de los

materiales y de permeabilidad por inducción: bajando las frecuencias hay mayor penetración. Este método tiene tanto aplicaciones civiles como militares (se usa en geotectónica, detección de venas metálicas , …).

Métodos electromagnéticos comunes Dominio de frecuencias (FDEM): Se suele usar para estudiar contaminaciones. Se

usan diferentes frecuencias. Hay una corriente secundaria que genera un campo magnético alterno en fase con las corrientes inducidas. Rx es la bobina receptora. Estudiamos la distribución de resistividades y conductividades (R=1/ρ). El campo que medimos, es el resultado de la suma del campo primario (que inducimos) y el secundario. Este no tiene la misma amplitud e intensidad y no está en fase con los otros; la amplitud y el desfase dependerán de la conductividad del terreno. La respuesta difiere del primero tanto en amplitud como en ángulo de fase. Así vamos obteniendo distintos valores de conductividad según variemos la profundidad de penetración (disminuyendo la frecuencia); Podemos representar conductividad frente a frecuencia de la misma manera que en los sondeos eléctricos representábamos resistividad y AB/2. Los sondeos electromagnéticos son más precisos que los eléctricos, pero también son más caros ya que existen menos equipos. En zonas superficiales, coluviones, ..., se suelen usar los SEV, pero en zonas más complejas o de topografía abrupta, es más cómodo el método electromagnético. A altas frecuencias tendremos un menor carácter en la inducción. Las medidas a distintas frecuencias nos hablan de distintas profundidades; los equipos que trabajan en este dominio están diseñados para trabajar a unas determinadas frecuencias; la medida es instantánea; depende de características como la separación en el terreno o la conductividad en el terreno.

Dominio de tiempos (TDEM): El campo primario se aplica en pulsos de 20 a 40 ms, y el campo secundario se mide cuando el primario se ha apagado, sobre 100 ms más tarde. Ondas cuadradas: variación no continua, sino en forma de intervalos; se mide a intervalos de tiempo. Se genera una corriente eléctrica mediante una bobina


21

y se genera un campo magnético perpendicular. Si desconectamos la corriente alterna, las corrientes decaen y la velocidad de decaimiento se ve a lo largo del tiempo. Esto nos informa de la conductividad del medio y de las distancias. Penetran más que los FDEM. Sólo podemos medir la respuesta cuando el receptor está apagado (en momentos de corriente cero).

Modelos inductivos de emisor lejano (VFL): (Emisores en la banda 3 a 30 HZ). Se usan antenas muy grandes de 1400 m de altura, llevan ondas de radio de alcance 8000 m. Consiste en aprovechar la emisión continua de ondas. Como son ondas muy lejanas los frentes de onda se consideran planos. Si no hay un conductor en el subsuelo va paralela y si hay un conductor en el subsuelo se inducen más corrientes y se genera un campo magnético secundario de menor magnitud, que está inclinado. Se representa la orientación del vector resultante (mediante el cálculo de la amplitud máxima). Es un método muy barato, rápido y sencillo; muy útil para detectar cuerpos conductores.

MÉTODOS CONDUCTIVOS Georádar (GPR)

Antenas entre 250MHz, 500MHz y 1GHz. Son varias antenas, una emisora y otra puesta muy cerca que detecta la reflexión de las ondas electromagnéticas en el subsuelo. Se miden los tiempos de llegada de las ondas. Su penetración es muy pequeña (unos 5 m de profundidad). La ventaja es que tiene una resolución muy alta y se pueden detectar huecos del tamaño de un puño. También permite detectar la presencia del nivel freático y ver estructuras sedimentarias. Se usa en ingeniería civil y para estudios sedimentológicos (arqueología).

TESTIFICACIONES GEOFÍSICAS (WELL LOG)TESTIFICACIONES GEOFÍSICAS (WELL LOG)TESTIFICACIONES GEOFÍSICAS (WELL LOG)TESTIFICACIONES GEOFÍSICAS (WELL LOG)

INTRODUCCIÓN

La testificación geofísica (well logging), es el

conjunto de operaciones que miden la variación de un parámetro geofísico a lo largo de un sondeo mecánico. Las medidas pueden ser continuas o a intervalos discretos y el registro se denomina log o diagrafía. Las observaciones están condicionadas por la geometría del sondeo, por las características del lodo (mud), por el comportamiento de la roca ante la presión del lodo, y por las características de entubado (metálico, de cemento, PVC, …).

El hueco esta relleno por el lodo (agua con sales y partículas sólidas en suspensión, mud). Las paredes tendrán adherida una fina película constituida por las partículas sólidas del lodo (mud cake). La parte de la roca más cercana al sondeo está invadida por el agua constitutiva de lodo (mud filtrate). En la


22

zona alejada del sondeo la roca está virgen con el agua de formación. Existe una franja de roca con características mixtas. La mayor o menor permeabilidad de la roca incidirá en el espesor del mud cake y de la zona invadida.

CALIBRE (CALIPER)

Registra las variaciones del ángulo que forman una serie de “brazos” de apertura

variable que se apoyan en la pared y el eje de la sonda. Puede hacerse (más preciso), con tres o más brazos. Mide el diámetro del sondeo; Distingue formaciones duras y blandas: Identifica fracturas y daños en el sondeo; Es necesario para corregir otros registros. Tiene los inconvenientes de no estar centrado a veces, sólo proporciona un diámetro medio, y no detecta las fracturas subverticales.

Las testificaciones eléctricas requieren fluidos (>3-4 Ωm); si son campos naturales, se dan sondas de potencial espontáneo (SP); y si son campos provocados, se dan sondas de resistividad. Sondas de potencial espontáneo

Registra el campo eléctrico natural originado, por la diferente concentración iónica existente entre el agua de formación y la del mud filtrate. Es el potencial que se genera sin que nosotros metamos ninguna corriente. Normalmente, la descompensación es negativa frente a las capas permeables y el valor de la inflexión producida permite calcular la resistividad del agua de formación (ρw).

Lo malo, es que tienen una penetración muy baja, inferior a 1 m; hace falta calibrar para definir los contenidos de arenas y arcillas; y, no tienen mucha resolución para capas finas. Se dan ruídos eléctricos externos, magnetización de los cables, …, que pueden causar SP periódicos.


23

Se utiliza para identificar arenas y arcillas (y sus proporciones), localización de fracturas que transmiten agua, correlación de capas entre distintos sondeos, identificación de fases sedimentarias, se obtiene la resistividad del agua de formación (Rw), y da la corrección por espesor de capas PSS/PS (SSP/SP).

w

mf

R

RkPS log⋅−=

Sondas de resistividad

Miden de forma continua las variaciones de resistividad a lo largo de la pared del sondeo. Se obtienen con dispositivos de electrodos de corriente y potencial similares a los explicados para investigaciones en superficie. Representan de forma continua las variaciones de resistividad según asciende la sonda. Pueden ser de varios tipos: • Sondas normales: Son muy comunes. Tienen los electrodos de potencial entre los

de corriente. Se producen señales simétricas. Testificación en sondeos-resistividad clásica.

• Sondas laterales: Tienen el dipolo de potencial lateral al de la corriente. Producen una señal asimétrica difícil de interpretar. Mayor penetración que las normales. No se utilizan actualmente.

• Sondas focalizadas: Los electrodos de guarda focalizan la corriente. Se da una señal simétrica, y una mayor penetración; impide SP.


24

• Microdispositivos: Se combinan con las anteriores. Los electrodos se encuentran muy próximos. Se obtiene una información muy precisa de la zona más cercana (mud cake). Se utilizan para diferenciar litologías y correlaciones

SONDAS DE INDUCCIÓN Y TÉRMICA Logs de inducción Son los logs de resistividad (o conductividad) en los que la corriente eléctrica se induce, en lugar de introducirla directamente a la roca. Utilizan A.C. (20 KHZ). Sirven para pozos secos. Logs de temperatura Miden el gradiente de temperatura mediante una serie de termistores. Detectan NF y fracturas conductoras.

SONDAS RADIACTIVAS Gamma Natural (γγγγ-Ray)

Registran la radiación natural de rayos γ (f > 10MHz) (K40, U238, Th232). Se utilizan para distinguir los contenidos en finos o de evaporitas ricas en potasio (zonas de máximos). (C.P.S. INa). Gamma-Gamma (γγγγ-γγγγ)

Medimos la densidad de la roca. Emiten rayos γ (Ra226, Cs137, Co60) y reciben rayos γ que permanecen con un nivel mínimo de energía. Pierden energía por choques con electrones (compton scattering, dispersión). Los rayos γ detectados, están relacionados con el índice de densidad electrónica, que depende de la densidad de la roca. Si la sonda esta calibrada, se conocen como density logs. Si está saturada, se puede estimar la porosidad. Penetran poco (75 cm). Se utilizan las unidades API, que son estándares del American Petroleum Institute (API), basada en un bloque de hormigón artificial en Houston, que tiene 200 unidades API y se ha elegido como muestra por tener el doble que la media de las arcillas normales (0-150 API). Neutrón-Neutrón

Son sondas activas con un emisor (Pu, Be) y un receptor. Se realiza un bombardeo de neutrones y se registra el numero de neutrones transformados en neutrones térmicos (<0.025 mV), por perdida de energía al ir chocando con núcleos de átomos. Son muy sensibles a los choques con átomos de hidrógeno (H), por lo que indican la porosidad si el medio está saturado. Neutrón-γγγγ

Emiten Neutrones y registran rayos γ producidos al absorber los átomos de neutrones térmicos. Se utilizan para el cálculo de la porosidad y de contenido en agua. Tienen poca penetración (60 cm), y se usan con o sin entubación. Se utilizan para estudiar los contenidos de finos, de porosidad, densidad y contenido en agua.

SÓNICOS (CONTINUOUS VELOCITY O ACOUSTIC LOG)


25

Mide el tiempo que tarda en recorrer la onda sónica emitida, el espacio existente entre el emisor y el receptor (∆t, tiempo de tránsito). Este tiempo se transforma en velocidades. El instrumento es un transmisor piezo-eléctrico que emite pulsos ultra-sónicos de alta frecuencia (25-35 KHz) y dos receptores separados una distancia L. Se utiliza para diferenciar litologías y correlaciones, cálculos de porosidad, y carácterísticas geomecánicas.

ESPECIALES Dipmeter

A partir de tres o cuatro microdispositivos de resistividad, situados al mismo nivel y separados 90º o 120º, podemos establecer la posición de los planos de discontinuidad. El log representa la dirección de los planos y su buzamiento, es decir, se mide la orientación de los planos de discontinuidad. Sonda teleacústica

Es una mezcla de sonido e imagen virtual. La sonda teleacústica proporciona una imagen acústica de 360º del sondeo (contraste de velocidades y densidades). Mide el tiempo de retorno del eco y la amplitud de un sonido ultrasónico emitido por un transductor. La orientación de la imagen está controlada por una serie de acelerómetros y por un magnetómetro triaxial. Requiere la existencia de fluido rellenando el sondeo para un buen acoplamiento acústico. Mide la resistencia de la roca en función de la amplitud del registro (resistencia a la compresión). Boroscopia

Se trata de una inspección óptica en sondeos. Se introducen cámaras en los sondeos. Permiten ver el aspecto del pozo.

PRÁCTICASPRÁCTICASPRÁCTICASPRÁCTICAS


26


27

En este tipo de problemas, se construye un gráfico para cada S.E.V. representando las resistividades (en Ωm) frente a la profundidad AB/2 (m), con escala bilogarítimica.

Se separan entonces, las capas que hay: cambios notables en las resistividades medias aparentes, y se anotan los valores de profundidad (AB/2 dividido entre 2, dónde un valor de resistividad deja de ser estable) y la resistividad final del tramo que estamos considerando.

Estos datos teóricos, son los que meteremos en el programa, para calcular el modelo, ajustando la curva, hasta que consigamos el menor error posible. Finalmente, para dicho error, el programa, nos dará el valor de resistividad de cada capa, y el espesor de la misma.

Ya sólo queda confeccionar el perfil sísmico, teniendo a mano la tabla de resistividades.

S.E.V. 1

1

10

100

1 10 100 1000

AB/2

Res

isti

vid

ad

Para el caso del S.E.V. 1, vemos que se diferencian 3 capas: La primera, con una

resistividad de 50 Ωm, deja de ser estable en AB/2=8, por lo que anotaremos el valor 4; la segunda, de 3 Ωm, deja de ser estable en 25; y la tercera, tiene una resistividad de 15 Ωm.

Repetimos el proceso para los tres sondeos, hacemos los cálculos informáticos, y construímos el perfil.

Arenas con cantos y limos

Cuña de arcillas

Arenas con pocas arcillas Agua de mar

Arcillas

Documents

Prospeccion Geofisica - Oscar Pintos