UNIDAD III
M ETODOLOG ETODOLOGII A DE L OS SONDEOS EL ECTR ECTRII CO COS S VERTICAL ES
3.1 3. 1 PROPI PROPI ED AD ES EL ÉCTRI CAS DE L AS ROCAS ROCAS
La resistividad es una de las propiedades de las rocas que han sido y son usadas comúnmente para la interpretación de registros geofísicos de pozos, pues por medio de esta propiedad se logran determinar ciertos parámetros de los yacimientos como, la porosidad y la saturación de fluidos, los cuales son considerados los más representativos durante la interpretación de un registro. Una característica eléctrica muy importante en las rocas es la resistividad, ésta se define en base a la resistividad de cualquier conductor que esté presente en la formación de área y longitud unitarias, la unidad de medida está dada por el Ohm m2/m, y se simboliza con la letra Ω.
En general se puede mencionar que la mayoría de las rocas no conductoras son rocas secas, pero cabe aclarar que existen algunas excepciones. A diferencia de las que contienen fluidos como el agua salada se consideran rocas conductoras. En cada formación su resistividad in situ dependerá de la cantidad de agua que está contenida en la formación, así como también se encuentre distribuido el fluido dentro de la roca que se encuentre en estudio. Cabe mencionar que cuando la formación es arcillosa, los valores de resistividad se verán alterados por la cantidad y distribución de la arcilla. Resistividad de las formaciones parcialmente saturadas Esta propiedad se presenta cuando el gas y el aceite están presentes en una roca de tipo porosa en conjunto con una cierta cantidad de agua salada, por lo que su resistividad será mayor que Ro, esto se debe a que existe una cantidad de agua salada que esta interactuando con los poros de la roca y la cual permite que fluya una corriente eléctrica, este cantidad de agua podemos determinarla como Sw. La resistividad que esté presente en una roca parcialmente saturada con agua, no solo depende de Sw, también depende de la distribución del espacio poroso. La distribución de la fase fluido dentro de las rocas depende de las propiedades de mojabilidad al cual este sometida dicha roca, de la dirección de flujo y a su vez del tipo de porosidad, ya sea intergranular, vugular o ambas. Propiedades radioactivas de las rocas En 1939 se empezó a trabajar en la propiedades radioactivas de las rocas, para esa época el conocimiento de esta propiedad de las rocas era muy reducido, pero ya se utilizaba el registro de rayos gamma para determinar cualitativamente la litología de la formación (arcillosidad de las rocas) y para fines de correlación geológica, una de las grandes ventajas que aportó este instrumento es que la medición podía tomarse en agujeros ademados, pues permitió que se tomaran registros en pozos donde nunca se habían podido tomar por la situación técnica en que se encontraban.
UNIDAD III
M ETODOLOG ETODOLOGII A DE L OS SONDEOS EL ECTR ECTRII CO COS S VERTICAL ES
3.1 3. 1 PROPI PROPI ED AD ES EL ÉCTRI CAS DE L AS ROCAS ROCAS
La resistividad es una de las propiedades de las rocas que han sido y son usadas comúnmente para la interpretación de registros geofísicos de pozos, pues por medio de esta propiedad se logran determinar ciertos parámetros de los yacimientos como, la porosidad y la saturación de fluidos, los cuales son considerados los más representativos durante la interpretación de un registro. Una característica eléctrica muy importante en las rocas es la resistividad, ésta se define en base a la resistividad de cualquier conductor que esté presente en la formación de área y longitud unitarias, la unidad de medida está dada por el Ohm m2/m, y se simboliza con la letra Ω.
En general se puede mencionar que la mayoría de las rocas no conductoras son rocas secas, pero cabe aclarar que existen algunas excepciones. A diferencia de las que contienen fluidos como el agua salada se consideran rocas conductoras. En cada formación su resistividad in situ dependerá de la cantidad de agua que está contenida en la formación, así como también se encuentre distribuido el fluido dentro de la roca que se encuentre en estudio. Cabe mencionar que cuando la formación es arcillosa, los valores de resistividad se verán alterados por la cantidad y distribución de la arcilla. Resistividad de las formaciones parcialmente saturadas Esta propiedad se presenta cuando el gas y el aceite están presentes en una roca de tipo porosa en conjunto con una cierta cantidad de agua salada, por lo que su resistividad será mayor que Ro, esto se debe a que existe una cantidad de agua salada que esta interactuando con los poros de la roca y la cual permite que fluya una corriente eléctrica, este cantidad de agua podemos determinarla como Sw. La resistividad que esté presente en una roca parcialmente saturada con agua, no solo depende de Sw, también depende de la distribución del espacio poroso. La distribución de la fase fluido dentro de las rocas depende de las propiedades de mojabilidad al cual este sometida dicha roca, de la dirección de flujo y a su vez del tipo de porosidad, ya sea intergranular, vugular o ambas. Propiedades radioactivas de las rocas En 1939 se empezó a trabajar en la propiedades radioactivas de las rocas, para esa época el conocimiento de esta propiedad de las rocas era muy reducido, pero ya se utilizaba el registro de rayos gamma para determinar cualitativamente la litología de la formación (arcillosidad de las rocas) y para fines de correlación geológica, una de las grandes ventajas que aportó este instrumento es que la medición podía tomarse en agujeros ademados, pues permitió que se tomaran registros en pozos donde nunca se habían podido tomar por la situación técnica en que se encontraban.
Casi toda la radiación gamma en la tierra es emitida por el isotopo radiactivo de potasio de peso atómico 40 y por elementos radiactivos de la serie uranio y torio. Cada uno de estos elementos emite rayos gama cuyo número y energía son distintivos de cada elemento. El potasio (k40) emite rayos gamma de un solo nivel de energía de 1.46mev mientras que las series de uranio y torio emiten rayos gama de varios niveles de energía. 3.2 3. 2 POTENC POTENCII AL DE UN EL ECTR ECTRODO ODO PUNTUAL PUNTUAL DE CORRIE CORRIE NTE
Si bien es teóricamente posible determinar la disposición geométrica de las líneas de corriente, en la práctica resulta más conveniente la determinación de las líneas de circulación nula mediante la localización de los puntos de igual potencial. Esta modalidad tiene la ventaja de ser precisa y de fácil aplicación, ya que para trazar las líneas equipotenciales no es necesario medir diferencias de potencial. Si el medio entre ambos electrodos es homogéneo las distribuciones de la corriente y el Potencial son regulares y pueden ser fácilmente calculadas. Si en este medio se intercalan cuerpos conductores o aisladores, se produce una distorsión de la corriente: las líneas de corriente serán atraídas por los buenos conductores mientras que los aisladores las rechazarán. Las determinaciones pueden efectuarse tanto con corriente continua como con corriente alterna. En este último caso, deben prevenirse dos limitaciones que pueden ser muy severas si las condiciones experimentales son desfavorables. Las zonas más convenientes para la determinación de las equipotenciales son: la zona Intermedia entre los electrodos de corriente y la inmediatamente próxima a uno de los electrodos (con el otro en infinito), en este caso, debido a la rápida variación del campo puede haber dificultad en advertir e interpretar las deformaciones de las equipotenciales. Por otra parte, debido al predominante rol jugado por la posición del electrodo activo respecto de la heterogeneidad, su mejor detección puede requerir más de un levantamiento con diferente posición del electrodo.
3.3 F UN DA M EN TOS DE L OS SOND EOS EL ÉCTRI COS VERTI CAL ES
Los sondeos eléctricos verticales [S.E.V.] constituyen uno de los métodos de campo para determinar la variación en profundidad de las propiedades eléctricas del subsuelo. Los S.E.V. consisten en una serie de determinaciones de resistividades aparentes, efectuadas con el mismo ti po de dispositivo y de separación creciente entre los electrodos de emisión y de recepción. Los datos de resistividad aparentes obtenidos en cada S.E.V. se representan por medio de curvas, en función de las d istancias entr e electrodos. Las resistividades aparentes ρa se llevan en las ordenadas y en las abscisas las distancias OA = AB / 2. La curva así obtenidas se denomina curva de S.E.V., curva de campo o curva de resistividad aparente. La finalidad del S.E.V. es averiguar la distribución vertical de resistividades bajo el punto sondeado. Son útiles en zonas con estratificación aproximadamente horizontal, en las que las propiedades eléctricas varías principalmente con la profundidad, más bien que lateralmente. La especificación de espesores y resistividades de cada medio estratificado, recibe el nombre de "corte geoeléctrico". Los cortes geoeléctricos pueden clasificarse dependiendo el número de capas que lo componen; es decir de dos capas (n=2), de tres capas (n=3), de cuatro. Consideremos un medio estratificado general formado por dos semiespacios, uno que representa la atmósfera con conductividad nula y otro que representa al terreno que es un medio heterogéneo compuesto de medios parciales homogéneos e isótropos, como se esquematiza en la figura 5-5. Para caracterizar cada medio estratificado, bastará dar el espesor Ei y la resistividad ρi de cada medio parcial isótropo de índice i. Cada uno de estos medios parciales será denominado capa geoeléctrica.
3.3.1 M ETOD OL OGÍA WEN NE R
Es el más útil para diseños eléctricos. Es un caso particular del método de los cuatro electrodos solo que aquí se disponen en línea recta y equidistantes una distancia “ a ”, simétricamente respecto al punto en el que se desea medir la resistividad del suelo, no siendo necesario que la profundidad de los electro dos auxiliares, sobrepase los 30 cm. El aparato de medida es un telurómetro clásico con cuatro terminales, siendo los dos electrodos extremos los de inyección de la corriente de medida (A) y los dos centrales los electrodos de medida del potencial (V). En esta metodología se asume que el suelo es homogéneo. Las mediciones de resistividad dependerán de la distancia entre electrodos y de la resistividad del terreno, y por el contrario no dependen en forma apreciable del tamaño y del material de los electrodos, aunque sí dependen de la clase de contacto que se haga con la tierra. La profundidad a la cual se deben enterrar los electrodos debe ser igual o menor al 5% del espaciamiento de los electrodos. El electrodo debe tener contacto únicamente en el fondo del orificio. En 1915, el Dr. Frank Wenner del U.S. Bureau of Standards desarrolló la teoría de este método de prueba, y la ecuación que lleva su nombre. En la práctica se puede admitir que la resistividad aparente es, básicamente la de las capas comprendidas entre la superficie del suelo y la profundidad a la cual la densidad de corriente se ha reducido a la mitad del valor en superficie, es decir, la profundidad de investigación es “0,75 a ”. El eje del sondeo eléctrico vertical y en consecuencia, de medida de resistividad, se encuentra en el medio del sistema simétrico compuesto por los cuatro electrodos, entre los dos de potencial. El principio básico de este método es la inyección de una corriente directa o de baja frecuencia a través de la tierra entre dos electrodos A y B mientras que el potencial que aparece se mide entre dos electrodos M y N. Estos electrodos están enterrados en línea recta y a igual separación entre ellos. La razón V/I es conocida como la resistencia aparente. La resistividad aparente del terreno es una función de esta resistencia y de la geometría del electrodo.
Se observa esquemáticamente la disposición de los electrodos, en donde la corriente se inyecta a través de los electrodos exteriores y el potencial se mide a través de los electrodos interiores. Con este método la resistividad está dada por: P=2pi*a*R (1) Donde: a: Separación entre los electrodos R: Resistencia del terreno obtenida en la medición Puntos prácticos a tener en cuenta al medir la resistividad del terreno: Al realizar las mediciones en las diferentes direcciones (Norte-Sur), (Este-Oeste), los valores de resistencia obtenidos para cada separación entre electrodos “ a ” pueden ser promediados, no pueden ser promediados valores obtenidos con diferentes “ a ”.
No hacer medidas cuando el suelo esté húmedo por causa de la lluvia; la medida de resistividad se debe hacer en tiempo seco preferiblemente. No se deben hacer medidas con condiciones atmosféricas adversas (lluvias y tormentas). Los electrodos deben de ser de cobre. Es conveniente que se realicen mediciones en diferentes direcciones para un mismo sondeo, por ejemplo de Norte a Sur y de Este a Oeste, debido a las características de heterogéneas de los suelos. Al elegir la profundidad de exploración no se recomiendan profundidades mayores a los 8 m, puesto que es muy difícil poder llegar con las tomas de tierra hasta esos niveles. No es conveniente que las mediciones se realicen donde existan tomas de tierra o tuberías, puesto que las mismas provocan que la corriente que se inyecta en el terreno tome otra trayectoria no deseada perturbando así el resultado. Si se quiere conocer la resistividad existente en una puesta a tierra, es obligatorio realizar la medición en una zona cercana a la misma, con características similares y con la misma conformación geológica, a una separación igual o mayor a tres veces la separación de los electrodos.
Al utilizar el método de Wenner para la medición de la resistividad del terreno se obtiene un valor de resistencia, como la relación entre la diferencia de potencial entre los electrodos medios y la corriente de los electrodos externos. Al variar la separación de los electrodos se obtienen valores diferentes de resistividad por lo que se denomina resistividad aparente la obtenida en cada medición, por lo tanto se construyen perfiles de la resistividad aparente vs la separación de los electrodos y resistividad aparente vs profundidad de exploración. De los diversos perfiles de resistividad aparente obtenidos, debe pasarse a asumir la resistividad con que se procederá al diseño. Este valor será necesario para calcular la resistencia de puesta a tierra y la distribución de potenciales en la superficie del suelo, estos valores a su vez serán los indicadores fundamentales del comportamiento del sistema de puesta a tierra. Debido a la no uniformidad del terreno, cuando se mide la resistividad del terreno en un punto, por cualquier método, el valor que se obtiene es llamado resistividad media o aparente. Por esto se recomienda hacer varias mediciones en el terreno en diferentes posiciones y después sacar un promedio de estas para obtener un valor de resistividad más exacto.
Sin embrago como se tienen varios perfiles levantados en las mediciones, se debe obtener uno que sea representativo del conjunto. Este puede resultar de los promedios aritméticos de los valores correspondientes a iguales valores de separación de los electrodos. 3.3.2 M ETOD OL OGÍA SCH L UM BE RGER
El método de Schlumberger es de gran utilidad cuando se requieren conocer las resistividades de capas más profundas, sin necesidad de realizar muchas mediciones como con el método Wenner. Se utiliza también cuando los aparatos de medición son poco sensibles. Solamente se recomienda hacer mediciones a 90 grados para que no resulten afectadas las lecturas por estructuras subterráneas. El método de Schlumberger es una modificación del método de Wenner, que emplea 4 electrodos, este dispositivo sitúa los electrodos de emisión y medición en línea recta; la variante con respecto al método de Wenner, está en que la distancia entre los electrodos M y N debe ser mayor a un tercio de la distancia entre los electrodos de emisión A y B. La configuración correspondiente a este método de medición se muestra en la Método Schlumberge.
Con este método la resistividad está dada por: P= 6pi*a*R (2) Donde: a: Separación entre los electrodos R: Resistencia del terreno obtenida en la medición La diferencia de potencial (Campo Eléctrico), leída entre los electrodos censores (M y N), es producida por una corriente eléctrica de naturaleza continua y conocida. Esta corriente se hace circular por el subsuelo mediante los dos electrodos emisores (A y B), a expensas de una fuente de energía eléctrica convertidor.
Estos valores de Resistividad Aparente y los valores de la Secuencia de Separación de los electrodos A y B junto a los valores de un perfil litológico premodelado por comparación, son introducidos a un programa de computación con lo que se logra la interpretación de los SEV, consistentes en poder conocer la Potencia (espesor), la Resistividad Verdadera y la Profundidad de cada unidad geológica proyectada. Para la característica SEV (Sondeo Eléctrico Vertical), la metodología es ir separando continuamente los electrodos emisores a los fines de aumentar la profundidad de la investigación y conservando siempre el eje de simetría con respecto al punto prospectado. Esta diferencia de potencial leída está asociada a los cambios litológicos del subsuelo. En base a la corriente y diferencia de potencial leídos, se calcula la resistividad para cada punto de movida de los electrodos emisores (A y B) (Cálculo de resistividad aplicando Ley de Ohm para un medio homogéneo). Esta resistividad inducida (que indica cambios en las propiedades y características del subsuelo), es aparente ya que es medida en superficie y no “in situ” en cada cambio litológico ocurrido en profundidad. Esta resistividad se grafica en papel cuadriculado logarítmico de módulo adecuado y en función de la separación de los electrodos emisores, se obtiene la denominada Curva de Campo de Resistividad Aparente. 3.3.2.1 REGI STROS EL ÉCTRI COS
Las unidades de perfilaje son Laboratorios portátiles que disponen de computadoras para el registro e interpretación de los perfiles de pozo. De la interpretación de estos perfiles se obtienen datos de porosidad, contenido de fluidos, y tipos delitologías. Una correcta evaluación se logra mediante la combinación de los datos obtenidos en los distintos perfiles realizados en el pozos han desarrollado métodos de medición de resistividad más sofisticados a fin de medir la resistividad de la zonalavada, Ro, y la resistividad real de la zona virgen. El registro eléctrico convencional consiste en medir la resistividad de la formación, ofreciendo de esta manera una herramienta muy importante para el geólogo, geofísico, petrofísico, ingeniero de petróleo y perforador, ya que permite identificar zonas prospectivas y otras. Estos perfiles miden las propiedades eléctricas, acústicas y radioactivas de las rocas, proporcionan información acerca de las propiedades eléctricas de las rocas. Los sensores de la resistividad usan electrodos o bobinas, los acústicos usan transductores sónicos y los radioactivos emplean
detectores sensibles a la radioactividad. Para tal fin se utilizan distintos instrumentos montados en una sonda que se baja al pozo mediante un cable-conductor. Este cable de acero normalmente tiene 7 conductores eléctricos que sirven para alimentar eléctricamente a los equipos de pozo y al mismo tiempo recibir en superficie los datos leídos por las diferentes sondas. A medida que se va recogiendo el cable, la sonda va midiendo y las lecturas que son enviadas a superficie a través delcable, se registran en cintas magnéticas, que posteriormente serán utilizadas para la interpretación de los datos. Potencial espontáneo (SP) Es un registro de la diferencia de potencial entre el potencial eléctrico de un electrodomóvil en el pozo y el potencial eléctrico de electrodo fijo en la superficie en función de la profundidad. Enfrente delutitas, la curva de SP por lo general, define una línea más o menos recta en el registro, que se llama línea base delutitas. Enfrente de formaciones permeables, la línea muestra deflexiones con respecto a la línea base de lutitas; en las capas gruesas estas deflexiones tienden a alcanzar una deflexión esencialmente constante, definiendo así una línea de arenas. Esta curva de potencial espontáneo es muy útil, ya que permite detectar capas permeables, correlación de capas, determinar la resistividad del agua de formación y una estimación aproximada del contenido de arcillas. Aplicaciones: El perfil de SP es utilizado para: Detectar estratos permeables-hacer correlación de capas-determinar valores de del agua de formación (Rw)-dar una idea cualitativa del contenido de arcilla en cuerpos rocosos permeables La curva de potencial espontáneo puede presentar ruidos provocados por acoples magnéticos instrumentales, perturbaciones eléctricas vecinas, interferencias del cable de la herramienta y corrientes telúricas. Como en todos los demás perfiles de pozo, la resolución vertical tiene limitaciones, que para el SP se presentan en el modelo de la izquierda. Por lo general, el perfil eléctrico contiene cuatro curvas: Normal Corta (SN) de 16 esta mide la resistividad de la zona lavada (Rxo), es decir la zona que fue invadida por el filtrado de lodo. Normal Larga (NL) de 64 Ésta mide la resistividad la resistividad en la zona virgen (Rt). Lateral de (18 ¶- 8´) Es utilizada para medir la resistividad verdadera de la formación cuando no es posible obtener un valor preciso de la curva normal larga. Se introducen corrientes en la formación, por medio de electrodos de corriente y se miden los voltajes entre los electrodos de medición. Estos voltajes proporcionan la resistividad de cada dispositivo. Se deben utilizar lodos conductivos a base de agua o lodos de emulsión de petróleo. En general, cuanto mayor sea el espaciamiento entre los electrodos, mayor es la investigación dentro de la formación. Así, la curva lateral de 18 pies 8pulgadas, tiene mayor profundidad de investigación y la normal corta de 16´, la más somera.
Potencial Espontáneo (Spontaneity Potencial = SP) Es un registro no inducido. El SP de los materiales del subsuelo se origina en las células electroquímicas formadas por el contacto entre las arcillas, las arenas y el lodo de perforación, y como consecuencia del efecto electrocinético de los fluidos que se mueven a través de la zona permeable. El SP se mide introduciendo un electrodo en el sondeo sin entubar, mientras que el otro electrodo se sumerge en un pozuelo excavado en la superficie y lleno de lodo de perforación. Se toman a hoyo desnudo. No funciona en lodo base aceite. Debido a su baja resolución actualmente han sido desplazados por el registro de GR.El se considera nulo (0) frente a las capas gruesas de arcilla. La unión de todos los puntos con SP nulo permite trazar una línea llamada comúnmente Línea Base de las Arcillas . Por convenio, los registros se realizan de tal manera que las desviaciones hacia la izquierda de la línea base se consideran negativas; y las desviaciones hacia la derecha le la línea base se consid eran positivas. Cuando la salinidad del lodo de perforación es mayor que la salinidad del agua de formación, entonces se produce un intercambio iónico del pozo hacia la formación y el SP es positivo. Cuando la salinidad del lodo de perforación es menor que la salinidad del agua deformación se produce un intercambio iónico de la formación al pozo y el SP es negativo. Las arenas poco consolidadas que contienen agua dulce poseen registros positivos y las arenas que contienen agua salada dan registros SP negativos. Cuando la salinidad del lodo de perforación es similar a la salinidad del agua deformación, entonces no se produce ningún intercambio iónico y el SP es neutro. En estos casos, el SP no sirve de mucho. Frente a las capas de lutitas no se produce intercambio iónico evidente y por lo tanto el SP es neutro. Se mide en mili voltios (mV).El SP se utiliza para identificar capas porosas, para calcular la salinidad del agua deformación y la resistividad del agua de formación (Rw). Resistividad Es un registro inducido. La resistividad es la capacidad que tienen las rocas de oponerse al paso de corriente eléctrica inducida y es el inverso de la conductividad. La resistividad depende de la sal disuelta en los fluidos presentes en los poros de las rocas. Proporciona evidencias del contenido de fluidos en las rocas. Si los poros de una formación contienen agua salada presentará alta conductividad y por lo tanto la resistividad será baja, pero si están llenos de petróleo o gas presentará baja conductividad y por lo tanto la resistividad será alta. Las rocas compactas poco porosas como las calizas masivas poseen resistividades altas. Tipos de Perfiles de Resistividad Existen dos tipos principales de perfiles resistivos: el Perfil Lateral (Laterolog) y el Perfil de Inducción (Induction Log). El perfil lateral se utiliza en lodos conductivos (lodo salado) y el perfil de inducción se utiliza en lodos resistivos (lodo fresco o base aceite). Dentro de los Perfiles de Inducción tenemos: SFL= Spherical Induction Log. Para profundidades someras (0.5 – 1.5’). Mide la resistividad de la zona lavada (Rxo).b) MIL=LIM= Médium Induction Log. Para distancias medias (1.5 – 3.0’)c) DIL=ILD= Deep Induction Log. Para profundidades de más de 3.0’. Miden la resistividad de la formación (Rt). Dentro de los Perfiles Laterales tenemos: MSFL= Microspheric Laterolog. Para las proximidades (1.0 y 6.0’’). Lee la resistividad de la zona lavada (Rxo).b) MLL = LLM =Micro Laterolog. Para las proximidades (1.0 y 6.0’’)c) SLL=LLS= Someric Laterolog. Para profundidades someras (0.5 y 1.5’)d) DLL=LLD= Deep Laterolog. Para profundidades de más de 3.0’. Miden resistividad de la formación (Rt).Se lee de izquierda a derecha, en escala logarítmica. La unidad de medida es elohm-m, con un rango de valores que va desde 0.2 hasta 2000 omh-m.Los registro de resistividad, también se utiliza para estimar contactos agua – petróleo,
para calcular la resistividad del agua de formación (Rw) y la resistividad verdadera de la formación (Rt). Se lee de izquierda a derecha. 3.3.2.2 REGI STROS SÓNI COS
Utiliza el mismo principio del método sísmico: mide la velocidad del sonido en las sondas penetradas por el pozo. Posee un emisor de ondas y un receptor. Se mide el tiempo de tránsito de dichas ondas. La herramienta se llama BHC. El objetivo principal del perfil sónico es la determinación de la porosidad de las rocas penetradas por el pozo (SPHI) a partir del tiempo de tránsito de las ondas. Mientras mayor es el tiempo de tránsito, menor es la velocidad, y por lo tanto, mayores la porosidad de la roca. La unidad de medidas el seg/m (100 – 500) ó el seg/pie (40 – 240). 3.3.2.3 REGI STROS RAD I OACTI VOS
Proporcionan información acerca de las propiedades radiactivas de las rocas. Registro de Espectrometría (NGS) El registro de espectrometría o GR espectral sirve para determinar el tipo de arcillas que contiene una formación. Se basa en la relación de proporciones de los tres minerales radiactivos principales: potasio (K), torio (Th) y uranio (U). Las concentraciones K/Th ayudan a identificar el tipo de arcilla presentes en la formación, mientras que la concentración de U indican la presencia de materia orgánica dentro de las arcillas. Si se parte del principio que cada formación posee un tipo de arcilla característica, al registrarse un cambio en el tipo de arcilla por la relación (K / Th) se puede inducir que se produjo un cambio formacional. Por lo tanto el NGS puede utilizarse para estimar contactos formacionales. Rayos Gamma (Gamma Ray = GR) Se basa en la medición de las emisiones naturales de rayos gamma que poseen las rocas. Durante la meteorización de las rocas, los elementos radiactivos que estas contienen se desintegran en partículas de tamaño arcilla, por lo tanto laslutitas tienen emisiones de rayos gamma mayores que las arenas. Mientras mayores el contenido de arcilla de las rocas mayor es la emisión de GR de las mismas. Los minerales radiactivos principales son: el potasio (K), el torio (Th) y el uranio (U). 3.3.3 SONDE OS DI POLA RES
Se tiene un Sondeo Eléctrico Dipolar (SED) cuando se obtienen valores de la resistividad aparente del subsuelo, utilizando cualquiera de los dispositivos mostrados en los gráficos anteriores, en función de la separación creciente entre dipolos, El procedimiento que se emplea es similar al aplicado en el método SEV. El método SED se desarrolló con el propósito de reemplazar las dificultosas mediciones de SEV profundos en los que las líneas de corriente son demasiado largas. Como el campo dipolar decrece con R3 (Ec. 138 y siguientes), sus requerimientos de energización son mayores.
El potencial de un dipolo Ubicado un dipolo de corriente AB en un sistema de coordenadas cartesianas y siendo b = AB <
De modo que reemplazando los valores de R1 y R2 en la ecuación obtendremos el valor de U en
Donde M se denomina momento del dipolo :
De manera similar al método SEV, se obtienen valores de la resistividad aparente para valores de R crecientes, lo que se hace habitualmente desplazando el dipolo de potencial y manteniendo fijo el de corriente por la mayor dificultad de su instalación en condiciones de que sean mínimas las resistencias de contacto. Por otra parte, no debe descuidarse el que AB y MN puedan considerarse realmente dipolos. Mientras que:
En los tres casos.
Suelen medirse SD bilaterales o que suele conseguirse con un solo SD
bilateral. SD Bliateral 2
SD Bilateral 1
Distancia representativa Los SD deben graficarse de manera similar a los SEV, lo que se consigue representando la en función de la "distancia representativa", que según el dispositivo será: SDO: R SDE: R= AO = OB SDA: pR La determinación de p en este último caso se efectúa con ayuda de un ábaco en función de la relación AB/R y del ángulo. Clases de resistividad aparente en los sondeos dipolares Las distintas resistividades se obtienen girando MN alrededor de O , previamente se establece una convención de signos, tanto para la corriente I como para los ángulos de los dispositivos.
Dirección de las resistividades principales Convención de signos en los SD1
Para aprovechar todo el desarrollo efectuado en el método SEV, resulta conveniente partir de una expresión del potencial en función de la resistividad Schlumberger y expresar en función de este parámetro las distintas clases de resistividad de los SED.
3.4 I NSTRUM ENTAL USADO
Las herramientas de registro sónicas son unos de los instrumentos más utilizados para las evaluaciones de hoy en día Su uso no se limita a la evaluación de formaciones para la búsqueda de aceite y gas, sino que se extiende hasta la evaluación de terminación del pozo así como del diseño del mismo. Las medidas acústicas se usaron por primera vez en un pozo en 1951 con el objetivo de determinar las velocidades acústicas de las formaciones, las cuales eran necesarias para convertir las medidas en tiempo de las señales sísmicas de exploración en medidas de profundidad. Al poco tiempo se descubrió quelas señales de velocidad podían usarse para determinar la porosidad de las formaciones. De esta manera, las herramientas sónicas se convirtieron rápidamente en instrumentación indispensable para la determinación de presencia y cantidad de hidrocarburos en las formaciones. Las mediciones acústicas se basan en la transmisión de energía a través de pulsos depre si ón . El perfil de velocidades un registro en función de la profundidad, del tiempo requerido por una onda de sonido para atravesar una distancia determinada a través de las formaciones alrededor. Este fue el primer esquema de diseño de la herramienta de registros sónicos en donde se encontraba un transmisor (rojo) que hacía llegar una señal acústica al receptor (azul) que se encontraba una distancia conocida. Las medidas de tiempo de recorrido de la señales de el transmisor al receptor único presentaron muchos problemas tanto operacionales como de interpretación. La siguiente generación contaba ya con dos receptores que corrigieron los efectos del lodo, mientras que la siguiente configuración permitió la mejora de la centralización, lo cual daba lecturas más precisas y claras sin embargo, el tiempo de viaje de las ondas en la zona “a” no es el mismo que en el de la zona “b”. Esta nueva configuración de transmisores y receptores trajo consigo la capacidad de tener una diferencia de tiempo de registro de igual valor y acoplamiento al diámetro del pozo.
3.4.1 EL ECTRODOS DE CORRI ENTE Y DE POTENCI AL
Los electrodos de potencial y corriente (C y P) deben clavarse a una profundidad de 50 a 60 cm aproximadamente, y deben estar firmemente clavados en el suelo y tener un buen contacto con tierra. Con el fin de obtener una medida correcta, los tres electrodos deben estar bien alineados y la distancia entre E y P debe ser un 62% de la distancia entre E y C (Distancia Total, DT). Esta distancia está basada en la posición teóricamente correcta para medir la resistencia exacta del electrodo para un suelo de resistividad homogéneo. La localización del electrodo P es muy importante para medir la resistencia del sistema de puesta a tierra. La localización debe ser libre de cualquier influencia del sistema de puesta a tierra bajo medida y del electrodo auxiliar de corriente. La distancia aconsejable entre el electrodo de puesta a tierra E y el de corriente C es de 20 metros. Para comprobar la exactitud de los resultados y asegurar que el electrodo bajo prueba está fuera del área de influencia del de corriente, se deberá cambiar de posición el electrodo de potencial P. La primer medición se hace con el electrodo auxiliar P a la distancia 0.62 x DT. La medición se debe repetir a las distancias 0.52 x DT y 0.72 x DT. Si los dos resultados obtenidos no difieren en más de un 10 % con respecto a 0.62 x DT, entonces el primer resultado será el correcto. En caso de una diferencia superior al 10 % se debe incrementar la distancia entre el electrodo auxiliar de corriente C y el electrodo de puesta a tierra bajo prueba E, repitiendo el procedimiento anterior hasta que el valor de resistencia medido se mantenga casi invariable. Se recomienda repetir el proceso variando la posición de los electrodos auxiliares C y). El resultado final a considerar será el valor medio de los resultados obtenidos. O al menos 90 P con respecto al electrodo de tierra (180 Una excesiva resistencia de los electrodos auxiliares puede impedir que la corriente que debe pasar por el electrodo de corriente C pase por el mismo o que no se pueda medir el potencial a través del electrodo potencial P. Muchos equipos de medición cuentan con indicadores que parpadean si la medida no es válida. Esto puede deberse a un mal contacto con el suelo o por elevada resistividad del mismo. En estos casos, se recomienda compactar la tierra que rodea a los electrodos de modo que se eliminen capas de aire entre los mismos y la tierra. Si el problema es la resistividad, se puede mojar el área alrededor del electrodo, con lo que está disminuirá.
3.4.2 M UL TÍM ETROS
Un multímetro, también denominado polímetro, tester o multitester, es un instrumento eléctrico portátil para medir directamente magnitudes eléctricas activas como corrientes y potenciales (tensiones) o pasivas como resistencias, capacidades y otras. Las medidas pueden realizarse para corriente continua o alterna y en varios márgenes de medida cada una. Los hay analógicos y posteriormente se han introducido los digitales cuya función es la misma El principio del multímetro está en el galvanómetro, un instrumento de precisión utilizado para la medida de corrientes eléctricas de pequeña intensidad.
El galvanómetro se basa en el giro que experimenta una bobina situada entre los polos de un potente imán cuando es recorrida por una corriente eléctrica. Los efectos recíprocos imán-bobina producen un par de fuerzas electrodinámicas, que hace girar la bobina solidariamente con una aguja indicadora en un cuadrante: el desplazamiento producido es proporcional a la intensidad de la corriente que circula. El modelo descrito, de imán fijo y bobina móvil, es el más empleado para la fabricación de amperímetros y voltímetros. Hay también un modelo en el que la bobina es fija y el imán, móvil y pendiente de un hilo, gira solidariamente con la aguja indicadora. Existen dos tipos de multímetro: Multímetro digital: mientras mide las magnitudes, usa circuitos para convertir los valores digitales y luego se muestran en una pantalla Multímetro digital: mientras mide las magnitudes, usa circuitos para convertir los valores digitales y luego se muestran en una pantalla Multímetro analógico: Mediante el principio de funcionamiento del galvanómetro, la aguja se mueve sobre una escala graduada. Multímetro analógico: Mediante el principio de funcionamiento del galvanómetro, la aguja se mueve sobre una escala graduada.
Multímetro Digital
Multímetro Analógico
3.4.3 CABL ES
Un cable incluye un conductor eléctrico, una primera camisa aislante dispuesta adyacente al conductor eléctrico y que tiene una primera capacitancia inductiva específica relativa, y una segunda camisa aislante dispuesta adyacente a la primera camisa aislante y que tiene una segunda capacitancia inductiva específica relativa que es menor que la primera capacitancia inductiva específica relativa. Un método incluye proporcionar un conductor eléctrico, extruir una primera camisa aislante que tiene una primera capacitancia inductiva específica relativa sobre el conductor eléctrico, y extruir una segunda camisa aislante que tiene una segunda capacitancia inductiva específica relativa sobre el conductor eléctrico, en donde la segunda capacitancia inductiva específica relativa es menor que la primera capacitancia inductiva específica relativa.
3.4.4 FU EN TES DE PODER
Cuando se habla de fuente de poder, (o, en ocasiones, de fuente de alimentación y fuente de energía), se hace referencia al sistema que otorga la electricidad imprescindible para alimentar a equipos como ordenadores o computadoras. Generalmente, en las PC de escritorio, la ya citada fuente de poder se localiza en la parte posterior del gabinete y es complementada por un ventilador que impide que el dispositivo se recaliente. La fuente de poder, por lo tanto, puede describirse como una fuente de tipo eléctrico que logra transmitir corriente eléctrica por la generación de una diferencia de potencial entre sus bornes. Se desarrolla en base a una fuente ideal, un concepto contemplado por la teoría de circuitos que permite describir y entender el comportamiento de las piezas electrónicas y los circuitos reales. La fuente de alimentación tiene el propósito de transformar la tensión alterna de la red industrial en una tensión casi continua. Para lograrlo, aprovecha las utilidades de un rectificador, de fusibles y de otros elementos que hacen posible la recepción de la electricidad y permiten regularla, filtrarla y adaptarla a los requerimientos específicos del equipo informático. Resulta fundamental mantener limpia a la fuente de poder; caso contrario, el polvo acumulado impedirá la salida de aire. Al elevarse la temperatura, la fuente puede sufrir un recalentamiento y quemarse, un inconveniente que la hará dejar de funcionar.
Cabe resaltar que los fallos en la fuente de poder pueden perjudicar a otros elementos de la computadora, como el caso de la placa madre o la placa de video. En concreto podemos determinar que existen dos tipos básicos de fuentes de poder. Una de ellas es la llamada AT (Advanced Technology), que tiene una mayor antigüedad pues data de la década de los años 80, y luego está la ATX (Advanced Technology Extended). La primera de las citadas se instala en lo que es el gabinete del ordenador y su misión es transformar lo que es la corriente alterna que llega desde lo que es la línea eléctrica en corriente directa. No obstante, también tiene entre sus objetivos el proteger al sistema de las posibles subidas de voltaje o el suministrar a los dispositivos de aquel toda la cantidad de energía que necesiten para funcionar. Además de fuente AT también es conocida como fuente analógica, fuente de alimentación AT o fuente de encendido mecánico. Su encendido mecánico y su seguridad son sus dos principales señas de identidad. La ATX, por su parte, podemos decir que es la segunda generación de fuentes para ordenador y en concreto se diseñó para aquellos que estén dotados con microprocesador Intel Pentium MMX. Las mismas funciones que su antecesora son las que desarrolla dicha fuente de poder que se caracteriza por ser de encendido digital, por contar con un interruptor que se dedica a evitar lo que es el consumo innecesario durante el estado de Stand By y también ofrece la posibilidad de ser perfectamente apto para lo que son los equipos que están dotados con microprocesadores más modernos.
3.4.4 TRABAJ O DE CAM PO
Instrumentos y herramientas de campo Para la ejecución de los sondeos eléctricos verticales se necesitó de las siguientes herramientas e instrumentos:
1 brújula azimutal marca Brunton, modelo ComPro Pocket Transit International. 1 receptor GPS portátil, marca Magellan, modelo Meridian Platinum. 4 carretes con cable de cobre de 180m c/u. 3 cintas métricas de 50 m c/u. 15 electrodos de cobre. 3 mandarrias y 2 pares de guantes. 2 pares de pinzas de cobre y cinta adhesiva aislante. 1 mesa portátil y 1 sombrilla
La labor se inició con un reconocimiento de campo en cada localidad bajo estudio, con el propósito de observar afloramientos, rasgos característicos de la geomorfología, litologías, drenaje superficial y topografía. En base a este reconocimiento, se ubicó el emplazamiento de cada sondeo a realizar en terrenos planos y de poca pendiente. Se procedió a la instalación del equipo SARIS en el punto central y su respectivo tendido en las zonas preseleccionadas. Utilizando las cintas métricas se colocaron los electrodos a lo largo de la línea del sondeo acorde al dispositivo electródico Schlumberger.
En cada uno de los lugares seleccionados para la prospección geofísica se realizó una comprobación previa de la continuidad lateral de la respuesta eléctrica, ejecutando dos tendidos, uno principal y otro ortogonal a este de acuerdo a las limitaciones del terreno. Así se corroboró la congruencia de los datos adquiridos en cada SEV, tal que no se registrarán cambios considerables del comportamiento eléctrico. Esta tarea contribuyó a establecer los rangos de valores de resistividad asociados a las unidades litológicas presentes.
Cada uno de los puntos de adquisición de los SEV, se geoposicionaron con el uso de un receptor GPS y se anotó la dirección azimutal de cada tendido eléctrico. Se ejecutaron en total once (11) sondeos eléctricos verticales con una configuración electrónica Schlumberger. Se utilizaron planillas de campo para anotar los valores de los parámetros físicos obtenidos, como resistividad aparente, potencial espontáneo (SP), diferencia de potencial (V) y corriente transmitida (Txi) además de la desviación estándar (SD) e información sobre el terreno y ubicación.
3.5.1 CI RCUI TOS DE M ED I CI ÓN
Los mecanismos de medición generalmente trabajan con valores de tensión y corriente muy pequeñas, es por ello que se necesita un circuito que acomode, la señal objeto de medición de forma tal que pueda trabajar el mecanismo de medición. Estos dispositivos se denominan "Circuitos de Medición" algunos autores los denominan "Acomodadores de medición. El circuito de medición, encargado de convertir las señales de entrada para puedan trabajar los mecanismos de medición, que tienen como función convertir las señales recibidas de los circuitos, en otra de salida, que pueda ser percibida directamente por los observadores. Los circuitos de medición más comunes son:
Resistencias multiplicadoras, utilizadas como divisores de tensión en voltímetros Divisores de corriente en amperímetros Circuitos de control de temperatura Circuitos rectificadores
Al diseñar un instrumento de medición realizamos las siguientes etapas primarias y esenciales: Definir datos de diseño Concebir un esquema en bloques del sistema. Diseñar el circuito de cada bloque del sistema. Cálculo de los elementos del circuito. Gestión de elementos. Montaje y pruebas de funcionamiento. Análisis de fallas, medición y diagnóstico de circuitos.
3.5.2 CORRECCI ÓN POR POTEN CI AL ESPONT AN EO
El método del Potencial espontáneo se basa en medir entre dos puntos del terreno, cual es la diferencia de potencial eléctrica generada de forma natural en el subsuelo. El método del Potencial espontáneo (Self-potencial o Spontaneous potential) es un método de prospección eléctrica que tuvo sus orígenes en la búsqueda de recursos minerales, si bien su uso se amplió al mundo de la ingeniería civil y medioambiental, resultando ser una herramienta eficaz en el análisis de problemas de filtración de aguas en el subsuelo. Técnica de aplicación generalizada en la década de los 80 y principios de los 90, hoy en día es una técnica en desuso dadas las prestaciones que nos ofrecen otros métodos en este ámbito (i.e. Tomografía eléctrica). Sin embargo la sencillez del equipo que precisa así como la facilidad de implementación en el campo, justifican la descripción de este método. El origen de estos campos eléctricos naturales (potenciales espontáneos) está asociado a diferentes fenómenos como por ejemplo a las variaciones de las propiedades del terreno (cambios de humedad, de su química, etc.), la presencia de cuerpos metálicos, actividad biológica de la materia orgánica, etc. Sin embargo de todo el conjunto de potenciales espontáneos, el que nos interesa es el denominado Potencial electrocinético (Electrokinetic potential o Streaming potential) dado que su génesis está ligada al paso de un fluido a través de un medio poroso.
Por consiguiente, el objetivo de este método se reduce simplemente a detectar en nuestro registro de campo, las variaciones espaciales del potencial electrocinético. El método del Potencial espontáneo es un método pasivo, dado que simplemente medimos un potencial eléctrico que ya existe de forma natural en el terreno. Esta imposibilidad de poder modificar ningún parámetro de estudio (i.e. intensidad, frecuencia, etc.), y por tanto de intentar separar la señal de nuestro interés del resto, conllevará que el registro de campo obtenido se vea afectado por una gran variedad de potenciales espontáneos, que perturbarán y enmascararán el potencial de nuestro interés: el potencial electrocinético. Destacar que el orden de magnitud de estos potenciales en muchas ocasiones son similares al del propio potencial electrocinético, que suele ser de algunas decenas de mV. En consecuencia nuestro primer objetivo será el reconocer cada uno de estos fenómenos perturbadores, para posteriormente poder filtrarlos de nuestro registro, y quedarnos simplemente con las variaciones espaciales del potencial electrocinético. Aunque comúnmente se denomina “ruido” a todas aquellas anomalías de potencial que no son de nuestro interés, basándonos en la nomenclatura usada por Corwin, estableceremos una clasificación de éstos. Así, Corwin distingue entre “error” y “ruido”. Error: serían todos aquellos errores irreproducibles asociados al propio proceso de adquisición de datos. Ruido: serían todos aquellos potenciales generados de forma natural (i.e. corrientes telúricas) o artificial (i.e. actividad humana), y cuya génesis no está ligada al movimiento del agua en el terreno. En el siguiente esquema se intenta resumir la mayoría de los fenómenos que perturban nuestra señal de campo. Efecto debido al contacto suelo-electrodo Si colocamos los electrodos en el terreno, medimos, los extraemos y volvemos a reintroducirlos para repetir la medición, se observa que generalmente las mediciones han cambiado. En muchos suelos compactos conductivos, estas variaciones son inferiores de 5 o 10 mV., sin embargo para suelos secos y resistivos estas variaciones pueden ser de decenas de mV. Para intentar obtener unas lecturas más consistentes, podemos realizar pequeños agujeros en el terreno, a fin de llegar a una zona en donde las condiciones sean un poco más estables. En situaciones de suelo muy seco se puede proceder a verter agua para homogeneizar las condiciones de medida (Semenov). En este caso deberemos esperar algunas horas, dada la fuerte deriva en las mediciones producto de la filtración libre del agua (Corwin and Hoover). En consecuencia solo es aconsejable verter agua en condiciones extremas. En lo que concierne al grupo de los ruidos, distinguimos entre los que generan un potencial espontáneo constante o variable en el tiempo. La detección y filtración de los “ruidos” transitorios pasa previamente por estimar su periodo de oscilación temporal. Estos periodos de oscilación pueden ir desde menos de un segundo a horas, días e incluso meses. Los de bajo periodo podrán ser detectados a través de propias medidas realizadas, sin embargo para los de periodo más grande se precisará de métodos alternativos (i.e. monitores telúricos), para detectarlos y filtrarlos.
Del conjunto de “ruidos transitorios” destacamos:
Corrientes telúricas Son aquellos cambios de potencial debidos a las variaciones temporales del campo magnético terrestre. Las corrientes telúricas son de origen natural y sus variaciones temporales presentan unos periodos de oscilación comprendidos entre los milisegundos hasta horas (Kaufman and Keller). Ahora bien, el rango de periodos para los cuales solemos tener la máxima actividad telúrica es de 10-40 s. (Corwin and Hoover [25]), con valores de amplitud del orden de algunos mV. Por kilómetro, si bien en áreas de gran resistividad o en zonas en las que se produce una tormenta magnética, podemos tener anomalías de decenas e incluso de hasta centenas de mV. Corrientes eléctricas debido a la actividad humana Las zonas industrializadas son fuente de grandes variaciones de potencial, en los que la amplitud de las anomalías puede ser de decenas a centenares de mV /Km (Corwin). En cuanto a los “ruidos estables” o con una variación temporal muy lenta, destacamos: Efecto topográfico En bastantes casos el gradiente topográfico es fácil de reconocer. A modo de ejemplo tenemos la figura 14, extraída del trabajo de Ernston and Scherer, en el que los autores descomponen la señal de campo en tres componentes: efecto topográfico, residual SP (corresponde a las anomalías debido a la litología) y SP noise (corresponde a la actividad biológica). Corrosión de elementos metálicos enterrados La existencia de elementos metálicos enterrados en el terreno (i.e. tuberías metálicas), pueden generar anomalías de potencial de gran amplitud (algunas centenas de mV.) de signo negativo. En áreas de actividad humana, es aconsejable un previo reconocimiento mediante técnicas electromagnéticas para localizar posibles elementos enterrados. 3.5.3 TABL A DE TOM A DE DA TOS
Para cada perfil obtendremos una gráfica, en donde en el eje de abscisas colocaremos cada una de las estaciones de medida que conformen el perfil, mientras que en el eje de ordenadas ubicaremos cada uno de los valores del potencial espontáneo medido. Ahora, nuestro objetivo consiste en detectar y filtrar los diferentes “ruidos” y “errores” que puedan existir en nuestras medidas, a fin de quedarnos simplemente con las
variaciones espaciales del potencial electrocinético. Su magnitud suele ser del orden de algunas decenas de mV. Este proceso puede ser muy complicado en zonas de elevado nivel de ruido (i.e. Cardona). Además de los perfiles, también es muy frecuente confeccionar mapas de isolíneas de potencial electrocinético, en los que a partir del aumento o disminución relativa del valor del potencial en el sentido del flujo, podremos caracterizar el problema de filtración en el subsuelo. A la hora de interpretar los resultados, la variación exacta del potencial espontáneo en zonas con presencia de flujos de agua, es una función compleja que depende de aspectos tales como la sección geoeléctrica, la intensidad del flujo, o la profundidad y geometría de éste (Wilt and Corwin). Sin embargo en la práctica, y como resultado de diversos estudios así como de la experiencia acumulada en casos reales, se han observado ciertas tendencias en el comportamiento del potencial que se usan a modo de reglas en la interpretación.
En el caso de analizar los resultados obtenidos a través de los perfiles, identificaremos como zonas susceptibles de presentar filtraciones, aquellas zonas en donde se produzcan anomalías negativas, es decir un descenso relativo del valor del potencial electrocinético. Dado que en la naturaleza mayoritariamente tenemos soluciones salinas mono- y bivalentes, la capa móvil de la doble capa de Helmotz está compuesta por cationes, de forma que los iones positivos son transportados en la dirección del flujo (Bogolovsky). Esto conlleva que en el caso de trabajar con mapas de isolíneas, en zonas en donde tengamos flujos de agua con una trayectoria subhorizontal o descendente (i.e. al penetrar través de un dique de tierra o bajo el fondo de un reservorio), en general observaremos una disminución relativa del valor del potencial en el sentido del flujo (anomalía negativa), mientras que si el flujo tiene una trayectoria ascendente con respecto a la superficie del terreno, generalmente se producirá un aumento relativo del potencial en el sentido del flujo. Bogolovsky; Corwin Sin embargo e independientemente de los aspectos anteriormente comentados, se ha observado también que las anomalías del potencial electrocinético pueden verse afectados por la litología (Bogolovsky). En este sentido, zonas con alto contenido en arcilla pueden provocar anomalías positivas, mientras que zonas con predominio de material arenoso pueden producir anomalías negativas. En definitiva, y dada la variedad de factores que influyen en las anomalías del potencial, la interpretación de los datos obtenidos dependerá de las características de cada problema en concreto. Sin embargo e independientemente de los aspectos anteriormente comentados, se ha observado también que las anomalías del potencial electrocinético pueden verse afectados por la litología (Bogolovsky). En este sentido, zonas con alto contenido en arcilla pueden provocar anomalías positivas, mientras que zonas con predominio de material arenoso pueden producir anomalías negativas. En definitiva, y dada la variedad de factores que influyen en las anomalías del potencial, la interpretación de los datos obtenidos dependerá de las características de cada problema en concreto. El elevado nivel de ruido (gran actividad industrial) así como a la alta presencia de sal en el fluido, imposibilitó el uso del método del Potencial espontáneo en Cardona. A fin de ilustrar gráficamente algunos de los aspectos anteriormente comentados, procederemos a exponer de forma muy breve los resultados de un estudio de filtración de agua en la presa de tierra de Clearwater, Missouri (Butler). Plano del mapa de Clearwater Dam en el que se muestran la ubicación de los 4 perfiles de electrodos del potencial espontáneo. En consecuencia la calidad del estudio dependerá en gran medida de la capacidad que tengamos de detectar y minimizar todos esos “ruidos” y “errores”, a fin de quedarnos simplemente con las
variaciones del potencial electrocinético.
Con objeto de solventar el problema anteriormente expuesto, se requiere que el responsable del proyecto tenga cierta experiencia. El rango de aplicabilidad del método se ve restringido enormemente cuando trabajamos en medio fisurado, así como con fluidos de elevada salinidad.
Para medios fisurados, solo en los casos de tener fisuras de pequeña apertura y cierto relleno (preferentemente arenoso), la magnitud de la anomalía será lo suficientemente significativa como para ser detectado. En lo que concierne a la salinidad, en el caso de analizar filtraciones de agua con elevada concentración de sal, la detección será prácticamente imposible dado que la magnitud de la anomalía del potencial electrocinético será casi inapreciable. 3.5.4. EL AB ORACI ÓN DE L A CURVA D E CAM PO
La obtención de la curva de resistividad aparente en función de la distancia respectiva, AB/2 o a, es el objetivo principal de las mediciones de campo. A partir de esta curva es posible proponer modelos estratificados horizontalmente, que desde el punto de vista teórico den como resultado una curva de resistividad aparente similar a la obtenida con las mediciones de campo. Es obvia la importancia de obtener una curva de campo lo mas confiable posible, ya que esta es la referencia para medir la validez de los modelos propuestos. En general las curvas de campo de la resistividad aparente presentaran variaciones para las diferentes ubicaciones de los electrodos de medición. Estas variaciones indican una estructura heterogénea del terreno en estudio. Es posible encontrar curvas de resistividad aparente con variaciones muy pequeñas en relación a los valores medidos, ver curva 1 en figura 4, en estos casos podemos presumir que el terreno tiene una estructura homogénea. Desafortunadamente estos casos son excepcionales. En la figura 4 se muestran algunos ejemplos de curvas de resistividad aparente. No existe regla general que permita una interpretación directa de estos resultados para obtener un modelo del terreno en estudio. Lo único que se puede concluir con certeza es la heterogeneidad del terreno, la existencia de estratos profundos con mayor o menor resistividad que los estratos superficiales, y en algunos casos el número de capas inicial del modelo propuesto. Por ejemplo para las curvas 2 y 3 podemos proponer un modelo de dos estratos.
3.6. I NTERPRETACIÓN CUAN TI TATI VA
El primer paso en cualquier proceso de interpretación es analizar la forma de la curva obtenida de acuerdo a una clasificación elemental deformas básicas de un medio estratificado de tres capas (Figura 16). Sin embargo, estas curvas básicas se pueden combinar para generar gráficas más complejas que puedan contener varias capas más. Nótese que la forma de las curvas depende del espesor relativo de las capas intermedias (Figura 16 C y D) y que el ángulo máximo de la pendiente de la curva ascendente es de 45º en una escala log-log. Si la curva decampo asciende con un ángulo mayor, esto sugiere un error en los datos o a efectos geométricos debido a interfaces inclinadas. La identificación de las magnitudes de las resistividades reales, obtenidas a partir de los niveles de las porciones horizontales y “hombros” de la gráfica de campo, son
buenos puntos de partida antes de comenzar una interpretación más elaborada. Por ejemplo, la única diferencia entre las curvas A y B de la Figura 16 es la resistividad de la capa 2; las resistividades reales de la capa 1 y 3 son las mismas en ambos modelos como se puede observar en ambos extremos de las respectivas curvas. En el caso de la Figura 16D se observa que si la segunda capa es muy delgada (línea punteada para h2 pequeña) no se refleja su presencia en la curva, es decir, su efecto se “suprime”.
Por otro lado, de la Figura 16G se puede observar que el número de capas que se puede identificar es igual al número de puntos de inflexión en la curva más uno. La presencia de puntos de inflexión indica el número de interfaces en el subsuelo de tal forma que el número total de capas debe ser una más que el número de interfaces entre ellas. Sin embargo, las coordenadas de los puntos de inflexión de ninguna manera indican la profundidad a las interfaces ni proporciona información específica de la resistividad real de los estratos. A partir de la forma de la curva de campo solo es posible estimar el número mínimo de capas horizontales en el subsuelo y la magnitud relativa de la resistividad de las capas respectivas. Las curvas de los sondeos eléctricos verticales se pueden interpretar a) cualitativamente utilizando formas básicas de curvas, b) semi-cuantitativamente a partir de modelos gráficos, y c) cuantitativamente a partir de modelado por computadora. Este último método de interpretación es el más riguroso pero existe el riesgo de sobre interpretar los datos debido a que las curvas de campo de los SEV pueden tener inflexiones casi imperceptibles que requieren del juicio del interpretador para decidir si es o no significativa la presencia de dicho rasgo en la curva. Frecuentemente, una curva de campo ruidosa se suaviza para producir una gráfica que pueda ser interpretada más fácilmente. En este caso no tiene mucho sentido invertir mucho tiempo en intentar obtener un ajuste perfecto de los datos entre la curva decampo y el modelo generado por computadora. Como regla general y dependiendo de la efectividad del proceso de adquisición, los espesores y resistividades tienen una precisión asociada de entre 1 y 10%, siendo los menos imprecisos aquellos obtenidos con las técnicas de campo más rudimentarias. Además, las capas superficiales tienden a ser modeladas con mayor precisión que aquellas a mayores profundidades, principalmente porque los datos de campo obtenidos con separaciones menores de electrodos tienden a ser más confiables que aquellos a separaciones mayores debido a la mejor relación señal/ruido en el primer caso.
3.6.1. ANÁL I SI S DE CURVA S DE 1, 2, 3 Y 4 CAPAS En 1971 Ghosh propuso un método de de convolución conocido como “filtro digital lineal”
(Koefoed, 1979) a partir del cual fue posible utilizar computadoras para calcular curvas maestras para sondeos eléctricos verticales tipo Schlumberger y Wenner. El programa sintetiza un perfil (vertical) de resistividad aparente para un modelo de n -capas en el cual las variables son los espesores y las resistividades de las mismas. Los modelos generados se comparan con curvas de campo y se llevan a cabo ajustes tanto a las resistividades como a los espesores de las capas por medio de un proceso de prueba y error, hasta obtener una correspondencia lo más cercanamente posible a la curva de campo. Sin embargo, en los casos en que un buen conductor subyace a una capa resistiva (ρ 1–20 ρ 2) el método de Ghosh produce resultados inexactos debido a la estructura del filtro, el cual tiene muy pocos coeficientes para evitar la rápida caída en la curva de resistividad. Para solucionar este problema se han diseñado otro tipo de filtros lineales (p.e.O´Neill y Merrik, 1984) y ahora los nuevos paquetes de software pueden ser usados con las condiciones de contraste más extremas. Aunque la mayor parte de los programas soporta modelos de hasta 25 capas, normalmente no se requieren más de 6 para describir adecuadamente el subsuelo. Un número mayor de capas incrementa dramáticamente el tiempo requerido para producir un ajuste aceptable y generalmente, los datos no lo justifican además de que se puede incurrir en la sobre-interpretación de los mismos. De forma similar al ajuste con curvas maestras, es recomendable ajustar primero los segmentos de la curva de campo a separaciones de electrodos más pequeñas y posteriormente ajustar aquellos segmentos correspondientes a separaciones progresivamente mayores. El basamento geoeléctrico (el fondo de la secuencia) se considera se mi infinito por lo que solamente se requiere su resistividad. Algunos programas pueden desplegar simultáneamente la curva de campo y la curva de ajuste así como parámetros estadísticos que describen la calidad del modelo. El proceso de optimización se lleva a cabo automáticamente a partir de iteraciones sucesivas hasta reducir el grado de desajuste hasta alcanzar un límite estadístico aceptable especificado previamente. Una de las mayores ventajas del ajuste por computadora es que proporciona los medios para investigar problemas de equivalencia y supresión de manera rápida y eficiente. Otros programas de ajuste más sofisticados pueden incluso seleccionar el método de convolución pues diferentes métodos pueden producir diferentes resultados. Mientras el usuario del programa esté al tanto de sus ventajas y desventajas es muy probable que se obtengan interpretaciones confiables. El riesgo es que, como ocurre en otros procesos en donde se utiliza la computadora, y por razones inexplicables, los resultados generados de esta forma suelen tener más credibilidad pues se suponen más exactos que los obtenidos utilizando medios más tradicionales lo cual no es necesariamente cierto. De hecho, existe una tendencia casi generalizada e indeseable, de importar datos a las computadoras y utilizar programas de interpretación para producir un resultado sin siquiera pensar acerca de la metodología o los errores experimentales o bien acerca de las condiciones geológicas y lo apropiado del modelo resultante. Una vez que se han obtenido los modelos de capas horizontales para cada SEV, estos pueden ser colocados uno al lado de otro como se hace con los registros de pozos para correlacionar los diferentes estratos con resistividades comparables para generar una imagen bidimensional de las variaciones laterales y verticales en la resistividad. Este proceso se puede extender a tres dimensiones de tal forma que se puedan producir mapas de espesores de capas individuales o de resistividad a diferentes profundidades. La etapa final de la interpretación
consiste en la correlación de cada uno de los modelos SEVs con la geología local, para lo cual se pueden preparar tablas de resistividad y posible tipo de material que representa o bien especificar geográficamente tipo de roca y rango de resistividades en vez de solamente numerarlas capas. Zohdy (1989) desarrolló una técnica para la inversión automática de curvas de SEVs en la cual se utiliza optimización por mínimos cuadrados. El proceso consiste en ajustar sucesivamente un modelo inicial hasta que la diferencia entre los datos observados y la curva generada por el modelo se reduce a un valor mínimo. Una suposición fundamental es que existen tantas capasen el subsuelo como puntos en la curva de campo y que la resistividad verdadera de cada una de estas múltiples capas corresponde al valor de la resistividad asociada a cada punto (Figura 18). La profundidad media asociada inicialmente a cada capa corresponde al valor de la separación electródica a la que fue medida dicha resistividad multiplicada por una constate. El valor de esta constante es tal que reduce la diferencia entre las curvas de resistividad calculada y observada a un mínimo y se determina a partir de un proceso de prueba-error.
Figura 18.- Técnica automática de inversión de un sondeo. (A) Datos observados y estratos iniciales. (B) ajuste de capas y curva modelo resultante. La diferencia e entre las curvas modelada y observada se usa para aplicar la corrección c a las capas. (C) El modelo de capas final y curva teórica generada que resulta ser muy parecida a la curva observada. El modelo inicial se usa para generar una curva de sondeo sintética que se compara con la curva de campo. Después se lleva a cabo un proceso iterativo para ajustar las resistividades del modelo mientras se mantienen fijos los valores de los extremos de la curva. Después de cada iteración se re calcula la curva teórica y se compara con la curva de campo. Este proceso se repite hasta que la diferencia de la raíz cuadrática media (RMS) entre las dos curvas alcanza un mínimo (Figura 18).
Existe un buen número de programas de inversión disponibles tanto comercial como gratuitamente que utilizan esta metodología. Además de los programas de inversión mencionados existen muchos otros que han sido creados asociados con cierto equipo de campo y también como desarrollos específicos para la generación de imágenes tomográficas reales (e.g. Shima, 1990;Daily y Owen, 1991; Noel y Xu, 19991; Xu y Noel, 1993). Los paquetes de inversión para la generación de imágenes están disponibles comercialmente, generalmente relacionados a un estilo particular de adquisición de datos y/o a un equipo de adquisición particular. El modelado directo utilizando el método de elemento finito se puede llevar acabo utilizando software disponible comercialmente. A partir de la utilización de esta técnica se puede calcular la respuesta eléctrica y desplegar en pseudo-secciones a partir de la comparación con los datos originales. Este enfoque se usa generalmente para generar geometrías del subsuelo realistas a partir de modelos estructurales definidos (Figura 19).
3.6.2. CURVAS DE OREL L AN A
3.6.3. I NTE RPRETA CI ÓN U SAN DO L AS CURVAS DE OREL L AN A
La interpretación consiste obtener la curva de resistividad aparente. Es decir: obtener espesores y resistividades; por ejemplo, si se trata de cinco capas tenemos que obtener 5 resistividades y 4 espesores. Gráficos necesarios: Gráfico patrón de 2 capas (en adelante GP2) y gráficos auxiliares tipos A, Q, H y K Para una interpretación correcta deberíamos disponer de un catálogo de curvas de 3 capas, mas estos mismos gráficos auxiliares. La metodología es análoga a la descrita aquí. Disponiendo solamente del gráfico patrón de dos capas, la precisión no es buena y los errores aumentan con el número de capas, pero es una buena base para completar la interpretación con un programa informático. Preparación: Previamente calcamos la curva de resistividad aparente (“curva de campo”) en un papel vegetal,
preferiblemente los puntos de medidas y no la curva estimada que parece unirlos; trazamos con regla una o dos líneas horizontales y verticales, calcándolas del papel logarítmico del gráfico de campo. Realizamos una interpretación cualitativa de la curva, apreciando el número de capas y el tipo. Por ejemplo: si baja, sube y baja parecen cuatro capas: tipo HK. Procedimiento: 1º. Superponemos el primer tramo (la primera subida o bajada) a una de las ramas del GP2. Calcamos el origen del GP2 y lo rotulamos como 1ª+ (“primera cruz”) y marcamos con una rayita horizontal la altura que habría alcanzado la curva de campo si hubiera continuado según vemos en el GP2 (Esta rayita se rotula ρ2 y se llama marca de resistividad). 2º. Vamos a un gráfico auxiliar, el que corresponda según la forma de la primera parte de la curva de campo (A, Q, H o K). El objetivo es dibujar (a trazos discontinuos) una curva que saliendo de la 1ª+ termine en la marca de resistividad ρ2. 2ºa) En los gráficos auxiliares Q y H se sitúa la 1ª+ sobre el origen de coordenadas del gráfico auxiliar y se calca a trazos una de las líneas continuas del gráfico auxiliar, la que vaya hasta la marca de resistividad ρ2. 2ºb) En los gráficos auxiliares A y K se desliza la 1ª+ sobre el eje vertical del gráfico auxiliar, hasta que la marca de resistividad ρ2. Coincida con el eje horizontal (arriba) del gráfico auxiliar. En este momento se calca a trazos una de las líneas continuas del gráfico auxiliar, la que vaya desde la 1ª+ hasta la marca de resistividad ρ2. 3º. Volvemos al GP2 y repetimos el paso 1º, pero con una limitación: el origen del GP2 debe situarse a lo largo de la línea de trazos que acabamos de dibujar en el paso 2º. Conseguida la superposición, marcamos sobre el vegetal lo mismo que en el paso 1º: una cruz (calcamos el origen de coordenadas) y una raya horizontal (calcamos la altura que hubiera alcanzado la curva si hubiera continuado). En este caso las rotularemos como 2ª+ y ρ3. 4º Repetimos los pasos 2º y 3º tantas veces como sea necesario, eligiendo el gráfico auxiliar que corresponda, y rotulando secuencialmente: 3ª+ y ρ4 etc...
5º Volvemos al gráfico de campo (mejor una hoja de papel semilogarítmico limpia) y leemos y anotamos los resultados:
Ordenada de la 1ª+ es ρ1 (resistividad de la 1ª capa). Altura de las sucesivas marcas de resistividad (ρ2, ρ3...) serán las resistividades de las capas 2ª, 3ª etc. Abcisa de la 1ª+ es el
espesor de la 1ª capa (E1) 6º Espesores de las capas 2ª y sucesivas: Volvemos a los gráficos auxiliares que hayamos utilizado (uno, dos o más), situando el vegetal en la misma posición que cuando calcamos la línea de trazos. En el primero de ellos ahora aparece la 2ª+; de las líneas de trazos del gráfico auxiliar, seguimos la que pase por la 2ª+ hasta leer arriba el valor correspondiente, supongamos que fuera 6.
3.6.4. EL AB ORACI ÓN DE L CORTE EL ECTRO ESTRATI GRÁF I CO
Un Corte Electro estratigráfico, se construye con varios sondeos eléctricos verticales relativamente alineados, brinda información litológica, estructural y hidrogeológica.
3.6.5. EL AB ORACI ÓN D EL M ODEL O GEOL ÓGI CO
Los modelos geológico-geotécnicos permiten al ingeniero comprender mejor las condiciones reinantes en un determinado lugar, además de identificar los principales problemas geotécnicos y hacer más realista la estimación de propiedades del suelo. Los modelos constituyen simplificaciones de problemas más complejos acordes con la realidad, que permiten comprender mejor el comportamiento o funcionamiento de un sistema. Los modelos son muy utilizados en todas las ciencias, aunque adquieren una gran relevancia en la Ingeniería Geológica. Dentro de esta disciplina podemos diferenciar tres tipos básicos de modelos (Vallejo et al., 2002) que son: el modelo geológico, que representa la distribución espacial de los materiales, accidentes tectónicos, características hidrológicas, geomorfológicas etc.; el modelo geomecánico, en el cual se diferencian las características geotécnicas e hidrogeológicas de los materiales; y el modelo geotécnico de comportamiento, que representa la respuesta del terreno durante y después de la construcción de las obras de ingeniería que afectan a la zona de estudio. El primer paso en la elaboración de un modelo geológico es caracterizar correctamente el lugar y definir unidades con comportamiento similar (Anonymous, 1972, 1976). A través de esta información los ingenieros geólogos o geotécnicos pueden desarrollar un modelo geológico conceptual (Fookes, 1997) que resulte de gran utilidad para los proyectos desarrollados sobre el mismo terreno. Algunos ejemplos de modelos geológico-geotécnicos son los elaborados por Mollah (1993), Bozzano et al. (2000) y Griffiths (2001) entre otros. La elaboración de un modelo geológico-geotécnico consta de varias etapas de trabajo. En primer lugar se hace la recopilación de todos aquellos datos topográficos (fotografías aéreas y modelos digitales del terreno), geológicos (mapas estructurales, mapas geomorfológicos, mapas geológicos y mapas de isopacas o espesor de sedimentos), geotécnicos (sondeos mecánicos, ensayos de laboratorio y ensayos in situ) y de auscultación (lecturas de líneas continuas de asiento -LCA-, lecturas de piezómetros, informes de patologías, etc.) disponibles sobre el sector de estudio. El siguiente paso en la definición del modelo fue la elaboración de una cartografía sedimentológica basada en los datos extraídos del reconocimiento y análisis de las muestras de sondeos. Simultáneamente se lleva a cabo la elaboración del mapa estructural y geomorfológico para lo que resultó imprescindible el uso de las fotografías aéreas del sector de estudio. El siguiente paso es asignar propiedades geotécnicas a las diferentes unidades y subunidades. Para ello se contaba con 128 sondeos con profundidades de exploración que oscilaban entre los 0 y los 50 m además de numerosos datos de penetraciones estáticas y dinámicas. La situación geográfica del sondeo en coordenadas xyz permitió identificar la unidad geológica a la que pertenecía y por lo tanto hacer esa propiedad extensiva a toda la unidad. Puesto que el número de sondeos pertenecientes a cada unidad era numeroso, los datos de los ensayos realizados sobre muestras de los mismos fueron tratados estadísticamente para asignar valores medios con sus correspondientes desviaciones. Las propiedades geotécnicas de los suelos consideradas fueron la densidad seca y aparente, el peso específico de las partículas, la humedad natural, el índice de huecos inicial, el diámetro medio de las partículas, los porcentajes de limo, arena y arcilla, los límites de Aterberg, la cohesión, el ángulo de rozamiento, el SPT y la resistencia a compresión
